Общая геология

15.1. Понятие о магме

15.2. Интрузивный магматизм

15.3. Вулканизм

15.4. Продукты извержения вулканов

15.5. Вулканические постройки

15.6. Типы вулканических извержений

15.7. Поствулканические явления

15.8. Геологическая позиция действующих вулканов и понятие о магматических очагах

Магматические горные породы, образовавшиеся из расплава — магмы, играют огромную роль в строении земной коры. Эти породы сформировались разными путями. Крупные их объемы застывали на разной глубине, не доходя до поверхности, и оказывали сильное воздействие на вмещающие породы высокой температурой, горячими растворами и газами. Так образовались интрузивные (лат. intrusio — проникать, внедрять) тела. Если магматические расплавы вырывались на поверхность, то происходили извержения вулканов, носившие, в зависимости от состава магмы, спокойный либо катастрофический характер. Такой тип магматизма называют эффузивным (лат. effusio — излияние), что не совсем точно. Нередко извержения вулканов носят взрывной характер, при котором магма не изливается, а взрывается и на земную поверхность выпадают тонкораздробленные кристаллы и застывшие капельки и осколки вулканического стекла — быстро охлажденного расплава. Подобные извержения называются эксплозивными (лат. explosio — взрывать). Поэтому, говоря о магматизме, следует различать интрузивные процессы, связанные с образованием и движением магмы ниже поверхности Земли, и вулканические процессы, обусловленные выходом магмы на земную поверхность. Оба эти процесса неразрывно связаны между собой, а проявление того или другого из них зависит от глубины и способа образования магмы, ее температуры, количества растворенных газов, геологического строения района, характера и скорости движения земной коры и т. д.

Как интрузивные, так и вулканические горные породы содержат крупные залежи полезных ископаемых, и, кроме того, они являются надежными индикаторами тектонических и геодинамических условий геологического прошлого, что позволяет проводить их реконструкцию.

15.1. Понятие о магме

Магма — это расплавленное вещество, которое образуется при определенных значениях давления и температуры и представляет собой флюидно-силикатный расплав, т. е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (SiО2) и летучие вещества, присутствующие в виде газа (пузырьков) либо растворенные в расплаве (рис. 15.1). При затвердевании магматического расплава он теряет летучие компоненты, поэтому горные породы гораздо беднее последними, нежели магма. Силикатные магматические расплавы состоят из кремнекислородных тетраэдров, которые полимеризованы в разной степени. Если степень полимеризации низка, то тетраэдры, как правило, изолированы; если высока, то они сливаются в цепочки, кольца и т. д.

Рис. 15.1. Условия, способствующие плавлению
горной породы, превращению ее в магму и охлаждению магмы
с превращением ее в горную породу

Любой магматический расплав — это трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которая стремится к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов — одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует. Подобный процесс называется магматической дифференциацией. На нее оказывает влияние также и взаимодействие с вмещающими породами и потоками глубинных флюидов.

Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен, причем не только теоретически, но и экспериментально. Кристаллы, образующиеся в магме, обычно отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение или всплывание кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, состав которой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая — базальтовый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают кремнекислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и гравитационная дифференциация является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов.

Не меньшую роль играет и взаимодействие магмы с флюидами. Как уже говорилось, магма — это флюидно-силикатный расплав, состоящий из главных нелетучих петрогенных окислов: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O, K2O, по объему составляющих 90–97 %. Летучие компоненты в магме представлены СО2, Н2, Н2О, HF и др. Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя образованию «сухих» магм. Фтор и другие летучие компоненты накапливаются в расплаве, т. к. они трудно отделимы от него. «Сухие» расплавы, например известные всем доменные алюмосиликатные шлаки, кристаллизуются при высокой температуре —1500–1600 °С. В то же время природные базальтовые расплавы имеют температуру кристаллизации 1200–1300 °С, а более кремнекислые и еще ниже. Чем вызвана эта разница?

Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации, — это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н2О понижает вязкость расплавов и температуру их кристаллизации. Важное значение имеют продукт восстановления воды — водород Н2 — и так называемое водно-водородное отношение Н2О/Н2, в зависимости от которого варьирует соотношение Fe2O3/FeO, показывающее степень окисления — восстановления расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопоставлять их с таковыми «сухих» расплавов.

Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой растворимостью в расплавах, т. е. трудно отделяемые от него, понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднорастворимые, наоборот, повышают температуру кристаллизации. Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделяться, то она приобретает способность взрываться, что проявляется в мощных эксплозивных извержениях вулканов. Отделение летучих компонентов от магмы происходит обычно в верхних горизонтах земной коры, где давление ниже. Обогащение одних участков расплава по сравнению с другими флюидными компонентами приводит к тому, что первые дольше сохраняют жидкое состояние, способствуя появлению полосчатых текстур и приводя к образованию несмешивающихся расплавов, т. е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ним, изменяют его состав за счет привноса одних и выноса других компонентов. Таким образом, флюидный режим, различная растворимость (магмофильность) флюидных компонентов в расплаве, повышение или понижение их давления оказывают решающее влияние на дифференциацию магматических расплавов, их вязкость и температуру кристаллизации.

Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является их взаимодействие с вмещающими породами. Как правило, магма представляет собой наиболее легкоплавкий состав — эвтектику, поэтому и вынос компонентов из магматического расплава при взаимодействии с вмещающими породами происходит за счет компонентов, избыточных по отношению к эвтектике. В то же время магма усваивает такие компоненты окружающих пород, которые как раз и способствуют достижению ее эвтектического состава, т. е. самого легкоплавкого. Кислые и средние магмы, содержащие больше кремнезема по сравнению с основными и обладающие более сильными кислотными свойствами, энергично воздействуют на вмещающие породы. Поэтому у гранитных интрузивов такие обширные зоны измененных пород в окружающих толщах. При взаимодействии магмы с последними часто происходит их усвоение, ассимиляция, что приводит к возникновению новых пород, называемых гибридными.

Каким же образом магма превращается в горную породу? Кристаллизация магмы происходит не мгновенно, а постепенно, с одновременным падением температуры. Возможно несколько вариантов (рис. 15.2). В первом из них охлаждение происходит очень быстро, расплав переохлаждается и превращается в вулканическое стекло — обсидиан (точки 0→1→6). Второй вариант связан с медленным охлаждением и кристаллизацией расплава. На диаграмме состояния линия, соединяющая точки, где в расплаве появляются первые кристаллы, называется ликвидусом, а линия, соединяющая точки, где полностью исчезает расплав, — солидусом. Между этими линиями находится поле сосуществования расплава и кристаллов. С падением температуры от точки 0 в точке 1 появляются первые кристаллы, состав которых отвечает точке 4. При дальнейшем охлаждении эти кристаллы вступают в реакцию с оставшимся расплавом, состав которого движется от точки 1 к точке 2, а состав кристаллов — от точки 4 к точке 5. Если по каким-либо причинам, например в случае извержения, будет происходить быстрое охлаждение расплава, то возникнут породы с порфировой структурой, когда в стекловатой основной массе стекла, по составу отвечающей точке 2 или какой-нибудь другой, будут находиться вкрапленники плагиоклаза зонального строения. В ядре — кальциевый плагиоклаз точки 4, а во внешней зоне — натриево-кальциевый плагиоклаз точки 5.

а

б

Рис. 15.2. а — диаграмма плавкости для твердых растворов плагиоклазового
ряда (по Н. Боуэну). Давление Р = 1 атм.
Состав выделившихся из расплава кристаллов определяется на оси.
Точки 1, 2, 3, 4, 5 и 6 обозначают разные стадии кристаллизации расплава;
б — эвтектика — плавление двух минералов при минимальной температуре

В третьем варианте при очень медленном охлаждении расплав и кристаллы успевают полностью вступить в реакцию, поэтому состав расплава дойдет до точки 3 из точки 1, а состав кристаллов — до точки 6 от точки 4. Ранние кальциевые плагиоклазы при реакции с расплавом будут замещаться все более натриевыми. В конце процесса кристаллизации образуются полнокристаллические породы, сложенные незональным кальциево-натриевым плагиоклазом точки 6. Последовательность выделения главных породообразующих минералов из магмы определяется двумя реакционными рядами, установленными Н. Боуэном в 1928 г. (рис. 15.3).

Рис. 15.3. Реакционный ряд Боуэна

Из рассмотренного следует, что процессы превращения магмы, даже простого состава, в горные породы достаточно сложны и на них, кроме охлаждения, сильно влияют разные факторы, например колебания давления воды (РН2О).

Таким образом, магма — это флюидно-силикатный расплав, эволюционирующий сложным путем, зависящий от большого количества факторов, полный учет которых в настоящее время невозможен. Следует еще раз подчеркнуть важную роль флюидов в жизни магматиче­ских расплавов, концентрация, состав и магмофильность которых определяют пути их эволюции и дифференциации. Летучие компоненты препятствуют полимеризации, т. е. застыванию расплавов, понижая температуру ее кристаллизации. Легко отделяемые летучие компоненты приводят к вулканическим процессам, трудно отделяемые — к интрузивным.

15.2. Интрузивный магматизм

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться. Их большие массы продвигаются в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше. При определенных геологических и в первую очередь тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела разной формы и размера — интрузивы (рис. 15.4). Любое интрузивное тело, будучи окруженным вмещающими породами, или рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами. Влияние высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, выражающимся по-разному — от слабого уплотнения и дегидратации до полной перикристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от нескольких сантиметров до десятков километров называется зоной экзоконтакта, т. е. внешним контактом (рис. 15.5). С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического тела, взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее охлаждаясь, частично ассимилирует породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и текстура. Такая зона измененных магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндоконтакта, т. е. внутренней зоной.

Рис. 15.4. Классификация наиболее распространенных интрузивных пород.
Приведены вулканические породы, аналоги интрузивных

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы (рис. 15.6) подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вышла на нее, т. е. образовался «почти вулкан», или субвулкан), — от нескольких сотен метров до 1–1,5 км; среднеглубинные, или гипабиссальные, — до 1–3 км и глубинные, или абиссальные, — глубже
3 км. Подобное разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое. Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых падение температуры было быстрым, — порфировой, очень похожей на структуру вулканических пород.

Рис. 15.5. Характер контактов в интрузивном массиве гранитов.
1 — собственно интрузивный массив гранитов, 2 — вмещающие породы;
3 — зона экзоконтакта (изменение вмещающих пород);
4 — зона эндоконтакта (изменение гранитов) 5 — провесы кровли

Рис. 15.6. Подразделение интрузивов по глубине формирования.
1 — субвулканиче­ские (близповерхностные), до 1 км,
2 — гипабиссальные (среднеглубинные),
1–2 км, 3 — абиссальные (глубинные), глубже 2–2,5 км

По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на конкордантные, или согласные, и дискордантные — несогласные (рис. 15.7).

Рис. 15.7. Формы интрузивных тел. 1 — дайки, 2 — штоки, 3 — батолит,
4 — гарполит, 5 — многоярусные силлы, 6 — лополит, 7 — лакколит,
8 — магматический диапир, 9 — факолит, 10 — бисмалит

Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко среди них распространены силлы, или пластовые тела, особенно в платформенных областях, где отложения залегают почти горизонтально. Базальтовые силлы широко развиты по краям обширной впадины — Тунгусской синеклизы на Сибирской платформе, где они образуют многоэтажные системы плоских линзовидных интрузивных тел, соединенных тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от нескольких десятков сантиметров до сотен метров. На Сибирской платформе они образуют так называемую трапповую формацию. Так как силлы более прочные, чем вмещающие породы, они выделяются в рельефе в виде «ступеней гигантской лестницы» (рис. 15.8). Силлы часто дифференцированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы, образовавшиеся раньше более легких. Поэтому и состав пород силла на разных уровнях становится различным — более основным внизу и более кислым — вверху. Для того чтобы магма внедрялась в слои наподобие ножа в листы книги, необходимы условия тектонического растяжения, как это происходило в Тунгусской синеклизе по ее краям (рис. 15.9). За счет внедрения в слоистую толщу множества силлов увеличение ее мощности может достигать сотен метров и даже нескольких километров. При этом слои вмещающих пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали, как бы разбухая.

Рис. 15.8. Триасовые силлы долеритов на р. Нижняя Тунгуска.
Восточная Сибирь (фото Н. В. Короновского)

Рис. 15.9. Образование силлов. 1 — при растяжении пластов между ними
образуются ослабленные зоны, куда и нагнетается магма;
2 — образование силлов на краю синеклизы при опускании
последней и растяжении пластов

Лополит — чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синклинальных структурах и так же, как и силл, образующийся в условиях тектонического растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно вмещающие слои. Размеры лополитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность — многих сотен метров. Крупнейшие дифференцированные лополиты — Бушвельдский в Южной Африке площадью 144 тыс. км2 и Седбери в Канаде. Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата под весом внедрившейся магмы.

Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, превышающем литостатическое в момент ее внедрения. Магма приподнимает вышележащие слои, «накачиваясь» в межслоевое пространство. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам, т. к. «приподнять» мощную толщу пород даже большой порции магмы затруднительно. Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее типичный пример — это лакколиты гор Генри в США. Многочисленные так называемые лакколиты в районе Минеральных Вод на Северном Кавказе или на южном берегу Крыма на самом деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз». Только в верхней части таких «капель» — магматических диапиров — слои залегают согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает, т. е. становится несогласным по отношению к вмещающим породам.

Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К наиболее распространенным несогласным интрузивам относятся дайки, тела, длина которых во много раз превышает их мощность, а плоскости контактов практически параллельны (рис. 15.10, рис. 15.10 а).

Рис. 15.10. Дайка (фото В. А. Зайцева)

Рис. 15.10 а. Дайка основных пород, смещенная разрывом
в метаморфических породах докембрийского возраста,
Кольский полуостров (фото В. А. Зайцева)

Дайки обладают длиной от десятков метров до многих сотен километров, например Великая дайка Родезии раннепротерозойского возраста имеет длину до 670 км при ширине 1–30 км. Естественно предположить, что образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического растяжения. Внедрение даек было хорошо изучено в Исландии, где их количество очень велико в связи с тем, что Исландия представляет собой приподнятую над поверхностью океана часть Срединно-Атлантического хребта, осевая рифтовая зона которого является дивергентной зоной, где происходит наращивание океанского дна, его спрединг. Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих напряжений. Иными словами, они ориентированы по простиранию рифтовой зоны. Многократное внедрение даек приводит к увеличению ширины зоны на суммарную мощность даек. Магма, внедряясь снизу в толщу пород, действует на них как гидравлический клин, раздвигая породы в стороны, причем распирающие напряжения быстро уменьшаются к вершине клина, как показал М. Г. Ломизе. Следует отметить, что на глубинах более 3 км возникновение зияющих трещин вследствие большого литостатического давления затруднено и поэтому только гидроразрыв (магморазрыв) способен обеспечить внедрение даек (рис. 15.11).

Рис. 15.11. Действие магморазрыва при внедрении дайки.
1 — малая вязкость магмы; 2 — большая вязкость магмы.
Давление магмы превышает минимальное сжимающее напряжение всего лишь
в 1,2 раза. Чем больше вязкость магмы, тем толще дайка

Дайки могут быть одиночными либо сгруппированными в кольцевые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, когда сказывается распирающее давление магмы на вмещающие породы и последние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных трещин. Кольцевые дайки могут быть не только вертикальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматическому резервуару на глубине. Комплексы параллельных даек развиты в современных срединно-океанских хребтах, в зонах спрединга, т. е. там, где активно происходит тектоническое растяжение земной коры. От даек следует отличать магматические жилы, имеющие неправильную, ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Широким распространением пользуются штоки (нем. schtock — палка) — столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми контактами площадью менее 100 км2.

Существуют и другие, менее распространенные формы интрузивных тел. Факолит — линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарполит — серпообразный интрузив, по существу разновидность факолита. Хонолит — интрузив неправильной формы, образовавшийся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пустоты» в толще. Бисмалит — грибообразный интрузив, похожий на лакколит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и распространены в складчатых областях.

Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и площадью во многие сотни и тысячи квадратных километров называются батолитами. Наблюдая за крутыми, несогласными с вмещающими породами контактами, раньше думали, что подобные гигантские интрузивы «уходят» далеко в глубину и не имеют «дна». Однако впоследствии было доказано, что батолиты обладают вертикальной мощностью в несколько километров и отнюдь не «бездонны». От батолитов, обладающих неправильной формой, часто отходят апофизы — более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Крупнейшие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2 тыс. км. Батолиты — это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными, или малоглубинными, образованиями.

Действительно, куда же девались колоссальные по объему толщи пород, на месте которых возник гранитный батолит площадью в тысячи квадратных километров? Если это небольшая дайка, жила, силл, проблема решается проще, т. к. наблюдается раздвигание пород в обстановке тектонического растяжения. Для крупных интрузивных массивов, особенно гранитного состава, идея о раздвиге вмещающих пород силой напора магмы не проходит, т. к. в этом случае должны были бы наблюдаться мощные, шириной во многие километры, зоны сильно дислоцированных пород, а этого не происходит. Когда речь идет о внедрении в более высокие горизонты земной коры магматического расплава, то в его продвижении вверх играют роль разные силы и процессы, но, по-видимому, одними из важнейших являются тектонические обстановки и структура вмещающих пород. Вполне естественно, что магма движется туда, где давление меньше, т. е. в зоны, тектонически ослабленные, возникающие при образовании разрывов, в сводовых частях антиклинальных складок, в смыкающем крыле флексур, в краевых зонах прогибов, синеклиз, впадин и т. д. Именно в таких структурах, находящихся в обстановке тектонического растяжения, и формируются интрузивы. Характерны в этом отношении, силлы мощностью в сотни метров, внедряющиеся в слоистые породы подобно ножу в книжные листы и раздвигающие пласты, практически не деформируя их. Образование таких многоэтажных пластовых интрузивов возможно только в случае общего растяжения слоистой толщи пород.

Важную роль играют и гидростатическое давление магмы, ее напор и расклинивающее воздействие, как, например, в случае с дайками. Под воздействием напора магмы приподнимаются и деформируются пласты горных пород. Сильное смятие пластов вмещающих толщ хорошо наблюдается в экзоконтактовых зонах интрузивных тел. Таким образом, активное, или «силовое», воздействие магмы на вмещающие породы, несомненно, имеет место.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрессивная магма как бы усваивает часть пород из рамы интрузива, сама изменяясь при этом с образованием гибридных пород. Однако все эти явления для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных «нормальными», преимущественно биотитовыми гранитами, имеют явно ограниченное значение. Главную роль в этом случае играют процессы магматического замещения, когда вмещающие породы преобразуются под воздействием потоков трансмагматических рас­творов. При воздействии последних осуществляются вынос химических компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной магмы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на месте, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие на месте генерации магмы, называются автохтонными, а граниты, связанные с перемещением магмы, — аллохтонными. Формирование аллохтонных гранитов зависит от состава вмещающих пород и происходит в несколько фаз внедрения. При этом ранние внедрения характеризуются более основным составом.

Внутреннее строение интрузивов устанавливается по форме их контактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоянии, связанным с ориентировкой минералов, струй магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т. д. Как правило, они параллельны экзоконтактам. При остывании магматических интрузивных тел возникают трещины, которые располагаются вполне закономерно по отношению к первичным текстурам течения. Изучая эти трещины, удается восстановить первичную структуру интрузива, даже если не видно его контактовых зон.

15.3. Вулканизм

Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого определяется составом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержений магмы является ее дегазация. Именно газы, заключенные в расплаве, служат тем «движителем», который вызывает извержение. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излияние, эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение — эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысока, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзия магмы.

Таким образом, способ и скорость отделения летучих определяют три главные формы извержений: эффузивное, эксплозивное и экструзивное. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твердыми и газообразными (рис. 15.11 а–л).

Рис. 15.11 а. Пиллоу (подушечные) лавы четвертичного возраста.
Район Тингведлира, Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Рис. 15.11 б. Отложения подледного четвертичного извержения, состоящие
из гиалокластитов и обломков подушечных лав. Район Тингведлира, Исландия
(фото Т. М. Гептнер)

Рис. 15.11 в. Лавовый поток основных лав 8 сентября 1977 г. На заднем плане виден
более древний лавовый поток. Район Краблы, Северная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Рис. 15.11 г. Окончание лавового потока при извержении 8 сентября 1977 г.
Район Краблы, Северная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Рис. 15.11 д. Столбчатая отдельность в базальтовом лавовом потоке, в кровле которого
располагается глыбовая лава. В столбах хорошо выражены поперечные
«следы зубила». Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Рис. 15.11 е. Трещины на лавовом пузыре, образовавшемся
при трещинном извержении в 1729 г. Район Краблы,
Северная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Рис. 15.11 ж. Вулкан Парикутин. Лавовый поток 1943 г., под которым была погребена
большая деревня с 6 тыс. жителями, только колокольня выступает над лавами
(фото Н. В. Короновского)

Рис. 15.11 з. Лавовый купол в кратере вулкана Карымский, Камчатка
(фото А. П. Хренова)

Рис. 15.11 и. Стратовулкан Карымский с потоками лавы, Камчатка (фото А. П. Хренова)

Рис. 15.11 к. Эксплозивное извержение вулкана Ключевского
в октябре 1994 г., Камчатка (фото Н. П. Смелова)

Рис. 15.11 л. Извержение вулкана Толбачик в 1971 г., Камчатка (фото А. П. Хренова)

15.4. Продукты извержения вулканов

Газообразные продукты, или летучие, как было показано выше, играют решающую роль при вулканических извержениях, и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных действующих вулканах среди летучих содержатся водяной пар, диоксид углерода (СО2), оксид углерода (СО), азот (N2), диоксид серы (SО2), триоксид серы (SО3), газообразная сера (S), водород (Н2), аммиак (NН3), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (Н2 S), метан (СН4), борная кислота (Н3ВО3), хлор (Сl), аргон и др., но преобладают Н2О и СО2. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом (табл. 11).

Таблица 11. Зависимость состава вулканических газов от температуры

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются, скорее всего, ювенильными, т. е. первичными магматическими эманациями, тогда как при более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой, которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая атмосферная вода называется вадозной. Ниже +100 °С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HСl, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 300–800 °С преобладали H2, HF, CO, CO2, SO2; при 150–200 °С — H2, HCl, CO, CO2, SO2; при 50–100 °С — CO2, SO2; при 50–81 °С — CO2. Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив не только в разных типах вулканов, но и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный французский вулканолог Г. Тазиев на примере газовых эманаций вулкана Стромболи в Липарских островах у северного побережья Сицилии. Содержание и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через каждые две минуты. Как уже говорилось, вулканические газы — это главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости магмы, а скорость отделения газов от расплава определяет тип извержений.

Жидкие вулканические продукты. Магма, поднимаясь вверх по каналу и достигнув поверхности Земли, изливается в виде лавы, отличающейся от магмы тем, что она уже потеряла значительное количество газов. Термин «лава» вошел в геологическую литературу после того, как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия.

Главные свойства лавы — химический состав, температура, содержание летучих, вязкость — определяют характер эффузивных извержений, форму, структуру поверхности и протяженность лавовых потоков. Если вязкость у лав низкая, то они могут растекаться, покрывая большие пространства и далеко уходя от центра излияния. Высокая вязкость, наоборот, вынуждает лавы нагромождаться недалеко от места извержения, а кроме того, они текут гораздо медленнее, чем маловязкие лавы.

Химический состав лав изменяется от кислых, содержащих больше 63 % SiO2, и до ультраосновных, содержащих SiO2 меньше 45 %. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида кремния (рис. 15.12).

Рис. 15.12. Классификация наиболее распространенных вулканических пород

Кислые лавы (SiO2 > 65 %) представлены риолитом, состоящим из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пироксена. Основная масса представлена вулканическим стеклом. Характерна флюидальная текстура. К кислым лавам относятся и дациты с несколько меньшим содержанием SiO2.

К средним лавам (SiO2 — 65–53 %) относятся широко распространенные андезиты (от гор в Южной Америке Анд), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку.

Наиболее распространены основные лавы — базальты ( SiO2 = 53–45 %), породы темного цвета, часто черные, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксена (ромбического и моноклинного). Быстрое остывание лавы приводит к появлению зональных минералов вкрапленников.

Ультраосновные лавы (SiO2 < 45 %) — коматииты (от р. Комати в Южной Африке) — сейчас не встречаются, но были широко распространены в докембрии. Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном.

Температура лав может быть измерена непосредственно при извержении специальными приборами, пирометрами, а также путем экспериментов в лабораторных условиях. Температура извергающихся лав, в целом более высокая у базальтов, постепенно снижается к риолитам: базальты — 1000–1200 °С, андезиты — 950–1200 °С, дациты — 800–1100 °С, риолиты — 700–900 °С.

Конечно, эти значения могут изменяться в некоторых пределах. Непосредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова, во время извержений 1952–1973 гг. имели температуру от 1050 до 1190 °С (по Мак Дональду, 1972); базальтовые лавы вулкана Этна (1970–75 гг.) — от 1050 до 1125 °С; андезиты вулкана Парикутин (1944) в Мексике — 943–1957 °С; дациты вулкана Св. Елены в Каскадных горах США (1980) — 850 °С (по Дж. Фридману, 1981). Базальтовые лавы, остывая, сохраняют способность к течению при температурах 700 и даже 600 °С, т. к. их вязкость снижается постепенно. В то же время кислые лавы, температура которых при появлении из подводящего канала около 700–900 °С, с уменьшением температуры очень сильно, во много раз, увеличивают вязкость и теряют способность к движению.

Характер цвета лавы отражает ее температуру, на чем, собственно, и основано действие пирометра, в котором накал нити, регулируемый электрической батареей, должен достичь цвета лавы, после чего температура вычисляется по специально градуированной шкале: начало красного свечения — ~540 °С, темно-красное свечение — ~650 °С, светло-красное свечение — ~870 °С, желтоватое свечение — ~1100 °С, начало белого свечения — ~1200 °С, белое свечение — ~1480 °С.

Изменение температуры с помощью этих признаков можно хорошо наблюдать, например, по кинофильмам, иллюстрирующим извержения базальтовых вулканов на Гавайских островах. Цвет лавы очень быстро изменяется от ярко-желтого до темно-красного, а на поверхности потока остывшая черная корочка толщиной 20 см вполне выдерживает вес человека. Но под верхней, остывшей коркой, имеющей очень низкую теплопроводность, лава еще длительное время остается горячей. Некоторые лавовые потоки даже через 30–50 лет сохраняют высокую температуру, явно выше 100 °С.

Плотность лав зависит от состава и флюидной динамики потока, но в целом она выше у базальтов — 2,6–2,8 г/см3, меньше у андезитов — 2,5 г/см3 и еще меньше у риолитов — 2,1–2,2 г/см3, при этом плотность уменьшается с увеличением температуры. Например, для базальтов с температурой 900 °С — ρ = 2,8 г/см3, а при 1300 °С — ρ = 2,6–2,7 г/см3.

Вязкость лав — важная характеристика, определяющая подвижность лавовых потоков, их мощность и морфологию. Вязкость лав контролируется давлением, температурой, химическим составом, содержанием летучих, в частности растворенной воды, количеством газовых пузырьков и содержанием кристаллов-вкрапленников. Все эти факторы действуют одновременно, и поэтому вклад каждого из них оценивается с трудом. Чем ниже температура, тем выше вязкость. Увеличение содержания летучих приводит к ощутимому снижению вязкости лав. Чем более кислая лава, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном увеличении их количества сначала незначительно, но затем, после порога ~60 %, возрастает почти мгновенно.

Содержание газовых пузырьков в целом пропорционально уменьшению вязкости лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковязких, влияние пузырьков может быть противоположным, т. к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарное и реже турбулентное, что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.

Строение лавовых потоков как в плане, так и в разрезе сильно зависит от их химического состава и других факторов, рассмотренных выше.

Базальтовые лавовые потоки, как правило, имеют небольшую, в несколько метров, мощность и распространяются на многие десятки километров, например на Гавайских островах — до 60 км (рис. 15.12.а). Миоценовые базальтовые лавовые потоки в долине р. Колумбии на западе США имеют длину до 160 км при максимальной мощности потока до 45 м.

Рис. 15.12. а. Поток жидких базальтовых лав на вулкане Килауэа
(Гавайские острова). Внизу хорошо видны канатные лавы

Поверхность базальтовых лавовых потоков формируется за счет быстрого остывания тонкой корочки, и, пока она еще не потеряла пластичность, происходят ее волочение и сморщивание наподобие пенки у остывшего киселя. Газовые пузырьки, поднимающиеся сквозь поток, скапливаются под этой корочкой и могут ее даже приподнимать над еще не остывшей лавой. Такая поверхность, напоминающая лежащие канаты, называется пахоэхоэ (рис. 15.13). Эти «канаты» всегда направлены выпуклостью к движению потока.

Рис. 15.13. Лавы канатные (пахоэхоэ)

Так как на поверхности и по краям потока лава остывает быстрее, а в центре еще продолжается движение новых порций расплава, то в потоке образуется труба, потому что последние порции жидкой лавы ушли в головную часть потока.

Поверхность пахоэхоэ осложняется вторичными структурными формами — «пальцами», холмами, грядами, куполами выдавливания — за счет прорыва затвердевшей корки еще жидкой лавы при повышении гидростатического давления. Это же давление ответственно за формирование конусов разбрызгивания — горнитосов, сложенных остывшими брызгами лавы, вырвавшейся под давлением через треснувшую корку.

Другой тип поверхности базальтовых потоков называется аа-лавой и представлен остроугольными обломками лав с многочисленными шипами, отходящими во все стороны от обломков и образующимися при растягивании еще вязкой корки потока, которая неоднократно дробится и вновь возникает. Так формируется поверхность аа-лавы мощностью в несколько метров (рис. 15.14).

Рис. 15.14. Аа-лава у Тонгариро (Новая Зеландия) (по C. A. Cotton, 1952)

У этих двух видов потоков скорость движения нижних горизонтов меньше, чем верхних, поэтому фронтальная часть потока со временем становится круче и с его верхней части скатываются глыбы и целые блоки, образующие осыпь у подножия фронтального уступа, на который постепенно «наезжают», как гусеница танка, новые порции потока (рис. 15.15). Так в основании потока формируется прослой лавобрекчии, т. е. обломки лавы, лавой же сцементированные, а его верхнюю часть слагают аа-лавы. Иногда на поверхности аа-лав встречаются шаровидные глыбы — аккреционные лавовые шары диаметром 2–3 м, образовавшиеся в результате налипания на глыбу еще вязких кусков лавы, когда глыба перекатывается в верхней части потока.

Рис. 15.15. Строение лавового потока среднего состава в продольном разрезе.
Черная стрелка обозначает направление движения лавового потока.
Тонкие стрелки — обвал глыб с фронта потока. 1 — верхняя лавобрекчия — аа-лавы,
2 — нижняя лавобрекчия, 3 — столбчатая отдельность, 4 — субстрат

Глыбовая лава отличается от аа-лавы только отсутствием шипов на остроугольных обломках и более гладкой поверхностью, иногда почти зеркальной. Классические глыбовые лавы наблюдаются в голоценовых, самых молодых дацитовых потоках Эльбруса, например вдоль канатной дороги от поляны Азау до верхней станции Мир. Глыбовые лавы имеют бóльшую вязкость, чем аа-лавы, поэтому они чаще встречаются в андезитовых, дацитовых и риолитовых лавах. Внутренние части этих потоков нередко обладают слоистой текстурой, связанной со взаимным скольжением слоев разной вязкости. Если фронтальная часть потока уже застыла, а лава продолжает поступать, то слои начинают изгибаться вверх, образуя тонкопластинчатую отдельность.

В плане и разрезе лавовые потоки характеризуются наличием бортов, или бортовых гряд, обычно возвышающихся над центральной частью потока (рис. 15.16). Эти гряды возникают из-за более быстрого и раннего охлаждения лавы, последующие порции которой движутся как бы уже в твердых лавовых «берегах». На поверхности потока между боковыми грядами возникают напорные валы, обращенные выпуклостью по направлению движения потока, причем их высота увеличивается к фронту потока. Если лава очень жидкая, то потоки имеют уплощенную форму, хотя бортики и напорные валы сохраняются.

Рис. 15.16. Андезитовый голоценовый лавовый поток
на Кельском плато (Большой Кавказ): 1 — моногенный лавовый купол;
2 — борт потока, застывший раньше других его частей;
3 — напорные валы на поверхности потока; 4 — фронт потока

Многим известна так называемая столбчатая отдельность, прекрасные примеры которой есть во многих местах: на Военно-Грузинской дороге, в базальтах верхнего плейстоцена Гудаурского потока; на южном склоне Эльбруса в среднеплейстоценовых дацитах; на о-ве Малл в Шотландии, где находится знаменитая «мостовая гигантов», и т. д. (рис. 15.17). Столбчатая отдельность образуется благодаря трещинам, возникающим в остывающем лавовом потоке. Встает несколько вопросов: какой формы чаще всего бывают столбы; как они образуются в плоскости потока и в его разрезе, мгновенно или постепенно; как они (столбы) ориентированы по отношению к холодному субстрату?

Рис. 15.17. Столбчатая отдельность: 1 – в базальтах Словакии;
2 – в базальтах Исландии (фото Т. М. Гептнер)

Столбы есть не что иное, как часть вулканической породы, но уже не лавы, ограниченной поверхностями трещин. Столбчатая отдельность лучше всего выражена в однородных базальтовых потоках в так называемых флуд-базальтах, но встречается в андезитах, дацитах и риолитах. Идеальная форма для столба в поперечном разрезе — это шестигранник, однако чаще встречаются четырех- и пятигранники. В разрезе лавового потока столбчатая отдельность занимает все внутреннее пространство от верхней глыбовой корки до лавобрекчии в основании потока, располагаясь по отношению к ним, а соответственно, и к субстрату перпендикулярно. Всегда в столбчатой отдельности можно увидеть неровную линию, находящуюся примерно в 1/3 расстояния от кровли до подошвы, но ближе к последней. Вдоль этой линии (в разрезе) и поверхности (в плане) происходит как бы смыкание столбов, что обусловлено процессом их роста. На каждом столбе в той или иной степени различимы поперечные трещины либо выступы, неровности и др. формы, разделяющие столб как бы на ряд шашек, из которых он и сложен. Во многих потоках можно наблюдать наклонные, изогнутые и даже закрученные вокруг своей оси столбы.

Когда лавовый поток останавливается и начинает остывать, то быстрее всего он охлаждается сверху и медленнее снизу. Охлаждение захватывает некоторую внешнюю зону, и в ней возникают термонапряжения в силу уменьшения объема пород, образовавшихся из лавы. Но т. к. они связаны с неподвижным субстратом, то в породе возникают растягивающие напряжения, и если они превысят прочность породы, то она растрескается, но не беспорядочно, а по определенным направлениям. Они возникают вследствие «выживания» только определенных центров охлаждения из многих, возникших первоначально в одном слое охлаждения. К этому центру и стягивается материал, а перпендикулярно этим линиям образуются плоскости трещин отрыва. Однако они проникают только на такую глубину, на которой термонапряжения превысили прочность остывшей породы. Этот интервал глубины и выражен на столбах поперечными структурами — «следами зубила» (англ. chisel marks — «следы зубила») (рис. 15.18). Следовательно, отдельность формируется как прерывистый процесс, причем столбы «растут» как сверху вниз, так и снизу вверх, но т. к. охлаждение сверху сильнее, то и столбы растут быстрее. Где-то столбы, растущие снизу и сверху, встретятся, и тогда возникнет неровная поверхность. Плоскость трещины всегда перпендикулярна поверхности охлаждения, т. е. субстрату, что позволяет реконструировать древний рельеф, на который изливались лавы. Точно так же возникает и столбчатая отдельность в интрузивных субвулканических телах.

Рис. 15.18. Образование столбчатой отдельности. 1 — план.
Сначала «выживают» центры охлаждения, и к ним направлено сжатие;
2 — разрез. По мере падения температуры (Т) термонапряжение превышает
предел прочности породы и возникает трещина на величину h.
И далее процесс продолжается непрерывно, но скачками

Если лавовый поток изливается в море, озеро или на льды, его поверхность, очень быстро охлаждаясь, превращается в вулканическое стекло, которое, растрескиваясь в воде, образует массу пластинчатых осколков стекла. Подобные породы называются гиалокластитами и в наше время широко развиты в Исландии, где извержения часто происходят в условиях ледников. Необходимо подчеркнуть, что стекловатые пластинчатые кусочки в гиалокластитах отличаются от пепловых частиц более простой формой.

В глубоководных океанических рифтовых зонах, где гидростатиче­ское давление препятствует эксплозивным извержениям, из трещин выдавливается базальтовая лава, как зубная паста из тюбика. Как только порция лавы в виде капли попадает в воду, поверхность лавы мгновенно охлаждается и превращается в стекловатую корочку, в то время как центральная часть образовавшейся лепешки еще расплавлена. Эта капля или, скорее, «подушка» уплощается, т. к. она еще пластична, а на нее перемещается новая порция «подушек», и так возникает толща, называемая пиллоу, или подушечными лавами (англ. pillow — подушка) (рис. 15.19). В разрезе остывших «подушек» хорошо видны раскристаллизованная внутренняя часть и стекловатая корочка, а сама «подушка» нередко нарушена радиальными и концентрическими трещинами, образовавшимися в результате сокращения объема при остывании. Нижняя поверхность у подушек уплощена, а верхняя выпуклая. Это позволяет уверенно определять в древних толщах кровлю и подошву пластов, сложенных пиллоу-лавами (рис. 15.20).

Рис. 15.19. Образование пиллоу-лав. Из лавовой «кишки» выдавливаются
новые порции лавы и тут же покрываются стекловатой корочкой

Рис. 15.20. Подушечные лавы базальтов и связанные с ними
пелагические отложения (по Р. Грацианской):
1 — сфероид подушечной лавы с периферической вариолитовой зоной;
2 — гиалокластит; 3 — трещины в сфероиде, выполненные гиалокластитом;
4 — радиоляриевые кремнистые сланцы;
5 — карбонатно-кремнистые отложения с обломками базальтов

Очень часто подушки напоминают толстые сардельки, как бы выходящие одна из другой. Это происходит вследствие того, что, выдавившись из трещины и немедленно покрывшись корочкой, порция лавы испытывает давление со стороны новой порции вытекающей лавы, которая прорывает тонкую корку и образует очередную «сардельку», пока ее корку также не прорвет очередная порция лавы (см. рис. 15.19). Пиллоу-лавы нередко ассоциируются гиалокластитами. Промежутки между лавовыми подушками заполняются кусочками стекловатой корки или осадками.

Так как базальтовые пиллоу-лавы образуются в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, впоследствии они входят в состав второго слоя океанической коры и в этом смысле крайне важны для геологических реконструкций как порода-индикатор определенной глубоководной обстановки.

Более кислые и более вязкие лавы андезитов, дацитов и риолитов образуют в отличие от базальтовых короткие потоки, обладающие всеми признаками, описанными выше, — бортами, напорными валами, крутым и высоким фронтом и, как правило, глыбовой поверхностью.

Если лава почти не способна к течению ввиду высокой вязкости, то, выдавливаясь из жерла, она образует экструзивные купола (лат. extrusio — выдавливать). Иногда они растут за счет поступления новых порций лавы, нагромождающихся одна на другую; в других случаях напор лавы приподнимает уже застывшую первую порцию расплава.

Вулканические экструзивные купола достигают в высоту сотен метров, например знаменитый купол Лассен-Пик в Калифорнии, в Каскадных горах США, имеет высоту 600 м. Очень характерны риолитовые, в том числе обсидиановые, купола в Армении, в Мексике и в других местах. Для кислых лав экструзивных куполов типична тонкая флюидальность как следствие ламинарного вязкого течения расплава. По периферии растущих куполов всегда образуются шлейфы мощных осыпей. Если экструзивный купол формируется в воде, то он окружен шлейфом гиалокластитов.

Твердые продукты эксплозивных извержений. Помимо жидких продуктов — лав, при извержении вулканов, особенно эксплозивных, выбрасывается огромное количество твердого обломочного материала — тефры, как назвал его когда-то Аристотель. Сюда же включаются выбросы жидкой лавы, в процессе полета быстро остывающей и падающей на склоны вулкана уже твердой.

Классификация тефры может основываться на различных признаках, в частности на размерах обломков. Наиболее крупными из них являются вулканические бомбы (более 7 см в диаметре). Извергаясь из жерла вулкана, фрагменты разорванной газами магмы, обладая пластичностью, изменяют свою форму. Вращаясь в воздухе, они приобретают веретенообразную форму, причем наветренная сторона бомбы отличается от противоположной (рис. 15.21). Жидкая лава дает струи, которые превращаются в ленточные, или цилиндрические, бомбы. Отдельные куски лавы, разорвавшись в воздухе, образуют сферические бомбы. Ряд бомб, сформировавшись, вновь падает в расплав, тогда формируются бомбы обволакивания. Если бомба падает, еще не полностью остыв, она сплющивается и называется бомбой типа коровьей лепешки. Ряд бомб, остыв в полете, еще выделяют газы из внутренних частей, которые разрывают уже почти твердую поверхность. Такие бомбы называются бомбами типа хлебной корки.

Рис. 15.21. Типы вулканических бомб: 1 — веретеновидная, односторонняя;
2 — веретеновидная; 3 — типа хлебной корки; 4 — двухполюсная веретенообразная;
5 — ленточная; 6 — типа коровьей лепешки

При взрывах выбрасываются не только фрагменты и хлопья лавы, но и куски и глыбы ранее затвердевших пород, в том числе субстрата, захватываемого со стенок жерла. Тогда образуются бомбы типа глыб, с неправильными гранями, и более мелкие обломки, называемые лапилли.

Если лава фонтанирует, особенно во время извержения жидких базальтов, то образуются быстро застывающие капли, называемые слезы Пеле (богиня Гавайских вулканов), а если лава разбивается на тонкие стекловатые нити — они получают название волос Пеле.

Любое скопление глыб или лапиллей называется агломератом. Когда обломки лавы цементируются такой же лавой, получается порода, называемая лавобрекчией.

Самые мелкие обломки тефры, размером меньше 2–1 мм, называются вулканическим пеплом. Пепел состоит из мельчайших частиц вулканического стекла, напоминающих по виду колбочки, рогульки, треугольники, полумесяцы. Все они представляют собой остатки перегородок между пузырьками газа, выделившихся со взрывом из магмы при извержении. Частицы могут представлять собой обломки кристаллов и ранее сформировавшихся пород. Основные порции пепла выпадают вблизи вулканов, но иногда, будучи поднятыми высоко в стратосферу, ветром переносятся на огромные расстояния. Например, в 1912 г. при взрывах вулкана Катмай на Аляске пепел выпадал в Калифорнии, на расстоянии почти 4 тыс. км. Извержение вулкана Гекла в 1997 г. в Исландии дало пепел, выпавший в Шотландии и Финляндии, а граница пеплового облака вулкана Квизапу в Южном Чили проходила севернее Рио-де-Жанейро, т. е. в 3500 км от вулкана.Так как пеплы выпадают на обширных площадях, то пепловые слои служат хорошими корреляционными реперами при сопоставлении удаленных друг от друга разрезов. Метод корреляции по пепловым горизонтам называется тефростратиграфией.

Эксплозивные извержения, как уже говорилось, сопровождаются выбросами огромного количества пирокластического материала, т. е. горячего обломочного материала, состоящего не только из пепла, но и из обломков кристаллов и ранее застывшей лавы. Такой рыхлый материал называется тефрой. Когда он литифицируется, т. е. превратится в плотную породу, то получит название вулканического туфа. Он может состоять из обломков вулканического стекла (витрокластический туф), осколков минералов-вкрапленников (кристаллокластический) или обломков пород (литокластический). Чаще всего туфы состоят из всех перечисленных выше разновидностей.

Существует очень интересный и необычный тип вулканогенных образований, сочетающий в себе признаки как лав, так и туфов. Они обладают почти исключительно кислым — риолитовым или дацитовым — составом и порой покрывают площади во многие тысячи квадратных километров. По отношению к подстилающему рельефу они ведут себя как жидкие лавы, затопляя все понижения и нивелируя рельеф, образуя обширные плато. В вертикальных разрезах часто наблюдается грубая столбчатая отдельность. В основании разреза нередко располагается горизонт черных стекловатых пород или рыхлых пемз. В самих породах наиболее характерным структурным признаком являются линзовидные в разрезе и изометричные в плане стекловатые обособления размером несколько сантиметров. Эти породы лишены лавобрекчий как в кровле, так и в подошве.

Под микроскопом они имеют вид туфов и состоят из раздробленных вкрапленников минералов и пепловых стекловатых частиц, нередко тесно соприкасающихся между собой и как бы сваренных или спекшихся. Эти кислые породы получили название игнимбритов, и сформировались они из пепловых потоков (рис. 15.22).

Рис. 15.22. Образец игнимбрита. Обращают на себя внимание
фьямме черного стекла и туфовая природа основной массы

Последние возникают в случае особого типа извержений (рис. 15.23), когда газ, насыщающий кислую магму, на некотором уровне от поверхности в жерле подводящего канала начинает быстро отделяться от расплава, резко увеличиваясь в объеме. Наконец наступает стадия взрыва, и газ вместе
с разорванной на мельчайшие частички магмой, являющиеся лишь перегородками между стремительно расширяющимися пузырьками и обломками вкрапленников, вырывается на поверхность. Все частицы пепловой размерности и капли расплава окружены раскаленной газовой оболочкой и поддерживаются во взвешенном состоянии давлением газа, по силе равным весу частиц или превышающим его. Такая высоконагретая масса ввиду очень малого трения ведет себя как жидкость и скатывается при малейшем уклоне рельефа от места извержения (рис. 15.24). Когда движение пеплового потока прекращается, масса оседает, газ улетучивается и еще высоконагретые пепловые частицы под собственным весом спекаются и свариваются, в основании потока даже до обсидианоподобных пород. Потоки могут поступать непрерывно один за другим или через какое-то время, и тогда образуются мощные игнимбритовые толщи со столбчатой отдельностью. Дело осложняется тем, что люди подобные извержения не наблюдали, хотя примеры совсем молодых потоков известны.

Рис. 15.23. Схема, показывающая различия при извержении пеплового потока (А)
и обычного эксплозивного (пеплового) извержения (Б)
(по А. Риттману): 1— магма, насыщенная или не насыщенная газом;
2 — при понижении давления магма становится насыщенной газом;
3 — зона образования пузырьков; 4 — зона с обильным газом,
образующим самостоятельную фазу; УВ — уровень взрыва

Рис. 15.24. Извержение пеплового потока, распространяющегося на большие
расстояния при минимальном уклоне местности. Достигнув моря,
некоторое время поток движется по его поверхности и по дну.
Благодаря высокой температуре происходят фреатические взрывы.
Из пеплового потока образуются игнимбриты — спекшиеся пеплы

Великолепные риолитовые игнимбриты возрастом около 2 млн лет, залегающие в глубокой кальдере в верховьях р. Чегем на Северном Кавказе, имеют мощность более 2 км, а пепловые потоки распространялись к северу почти на 100 км. Огромные поля риолитовых игнимбритов миоценового возраста известны в Провинции хребтов и бассейнов в штате Невада в США, в Новой Зеландии, в Андах Южной Америки и в других местах.

Существуют потоки риолитов и дацитов, выполняющие древние речные долины и стекающие со склонов, но обладающие всеми признаками пепловых потоков. Такие игнимбриты не являются результатом спекания пепловых частиц, а сформировались за счет неравномерной расслоенности или даже в результате ликвации кислых расплавов. Подобные породы позднечетвертичного возраста известны по западному склону Эльбруса на Кавказе, в Армении, в Кении (Восточная Африка), на Камчатке и в других местах (рис. 15.25).

Рис. 15.25. Результат воздействия грязекаменного потока (лахара)
при извержении вулкана Шивелуч в апреле 1991 г. (Камчатка).
Расстояние от вулкана — 20–25 км (фото Н. П. Смелова)

Среди вулканогенных образований нужно отметить вулканические грязевые потоки, или лахары (индонез.), отличающиеся отсутствием сортировки и материалом огромных объемов в несколько кубических километров. Лахары бывают холодными и горячими.

Во время извержений над вулканом часто идут дожди, и вода, смешиваясь с горячей тефрой, грязекаменным потоком устремляется вниз по склону. Под таким потоком в 79 г. н. э. был погребен г. Геркуланум, расположенный на берегу Неаполитанского залива у западного подножия Везувия. Гигантское поле древних грязекаменных вулканических потоков известно в Калифорнии в Сьерра-Неваде, где их объем оценивается в 8400 км3 при площади 31 тыс. км2.

15.5. Вулканические постройки

Вулканические постройки подразделяются на простые и сложные (рис. 15.26).

Рис. 15.26. Типы вулканов: 1 — стратовулкан (слоистый полигенный вулкан),
чередование лав (черное) и туфов (штрихи); 2 — шлаковый вулкан (моногенный);
3 — щитовой лавовый вулкан

Простые, или моногенные, постройки представлены относительно небольшими вулканическими конусами разного генезиса, сформировавшимися за одно или несколько извержений. Наиболее распространенные из них — это шлаковые конусы, на вершине которых находится кратер (чашевидное углубление) (рис. 15.27).

Рис. 15.27. Ключевская группа вулканов на Камчатке (фото В. А. Подтабачного).
Хорошо видны побочные шлаковые конусы — результат эксплозивных извержений

Подобные вулканы образуются при выбросе обломков во время эксплозивных извержений, и угол склона таких конусов чаще всего 30°, т. е. близок к углу естественного откоса сыпучих тел. Высота конусов достигает 500 м. Так, шлаковый конус вулкана Парикутин, в Мексике, возникший в 1944 г., за год достиг высоты 400 м. Шлаковые конусы могут быть «нанизаны» на одну магмоподводящую трещину, как, например, в 1975 г. на Камчатке при извержениях около вулкана Плоский Толбачик (рис. 15.28). Подобных конусов много на острове Гавайи. Иногда возникают конусы разбрызгивания, когда хлопья жидкой лавы шлепаются около жерла и постепенно образуют конусовидный небольшой вулкан. Существуют также пепловые конусы.

Рис. 15.28. Северный прорыв Толбачинского извержения на Камчатке в 1975 г.
(фото В. П. Подтабачного). Извержение происходит из второго шлакового конуса

Неоднократные извержения базальтовой жидкой лавы создают во­круг центра излияния пологий, но обширный лавовый конус, который может превратиться в щитовой вулкан, столь характерный для районов базальтовых излияний: в Исландии, в Каскадных горах США, на Гавайских островах.

Сложные полигенные вулканические постройки состоят из конусов, образованных потоками лавы и толщами тефры, и называются стратовулканами (лат. stratum — слой) (рис. 15.29).

Рис. 15.29. Схема строения стратовулкана.
1, 2, 3 — разные вулканические толщи, образующие конус вулкана;
4 — молодой вулканический конус, выросший после
взрывного извержения и образования кальдеры;
5 — широкое жерло, образовавшееся во время взрыва; 6 — край кальдеры;
7 — молодые лавовые потоки; 8 — близповерхностный магматический очаг;
9 — молодой вулканический канал, заканчивающийся кратером

Образуются они при чередовании эффузивных и эксплозивных извержений, при которых лавовые потоки и покровы тефры неравномерно наслаиваются на склоны растущего вулкана, нередко создавая правильные, изящные конусы, такие как у вулкана Фудзияма в Японии, Кроноцкого и Ключевского вулканов, вулканов на Камчатке или вулкана Майон на Филиппинах. Высота стратовулканов достигает 3–4 км, считая от основания. На вершине вулкана располагается кратер, в донной части которого находится жерло — выводное отверстие подводящего канала (рис. 15.30).

Рис. 15.30. Стадии изменения кратера Ключевского вулкана с 1936 по 1966 г.
(по Н. Т. Кирсанову и А. М. Рожкову)

Сам вулканический конус состоит из чередующихся толщ лав и различной тефры, в которую на разных уровнях могут внедряться пластовые интрузивы — силлы или появляться боковые подводящие каналы, открывающиеся на склонах, где возникают побочные кратеры. Формирование новых подводящих каналов происходит после длительного периода покоя вулкана, и магме чегче пробить новый путь наверх, нежели следовать по старому закупоренному каналу. Так возникают новые жерла и новые кратеры, которые нередко оказываются вложенными друг в друга. При формировании вулкана нередко образуются радиальные и кольцевые трещины, также заполняющиеся магмой и формирующие новые побочные кратеры.

Системы трещин возникают в результате оседания вулкана при перераспределении масс, когда из близповерхностного магматического очага магма выносится наверх и в очаге создается недостаток массы, в то время как на поверхности — избыток.

В результате мощных эксплозий вершинная часть стратовулкана может быть уничтожена, и тогда образуется обширная и глубокая округлая котловина — кальдера диаметром от нескольких сотен метров до нескольких километров. Это так называемые кальдеры взрыва (рис. 15.31).

Рис. 15.31. Типы кальдер. А — кальдера, образовавшаяся в результате
взрыва верхней части вулкана и частичного проседания;
Б — кальдера обрушения, сформировавшаяся при разгрузке
магматического очага и проседании субстрата

Но существуют и кальдеры провала, которые образуются в результате оседания вершинной части вулкана по кольцевым разломам, т. к. в магматическом очаге под вулканом ощущается недостаток расплава. Известны очень большие кальдеры, например Тимбер-Маунтин в Неваде, США, с диаметром до 32 км, Ла-Гарита в горах Сан-Хуан, Колорадо, — около 50 км, Асо, Япония, — 20 км, Санторин в Эгейском море в Кикладской островной дуге — 14 км и т. д. Часть кальдер образуется в результате обрушения беспорядочно ориентированных частей вулканической постройки, а часть — в результате оседания по кольцевым разломам всего массива вулкана. Иногда кальдеры бывают вложенными одна в другую, например кальдеры вулкана Килауэа на Гавайях (рис. 15.32).

Рис. 15.32. Небольшие кальдеры и вложенные в них кратеры и маленькие вулканы

Кальдеры очень характерны для полей кислых игнимбритов, порождаемых пепловыми потоками, возникающими во время мощных эксплозивных извержений. Классическим примером такой кальдеры глубиной 2,5 км является Верхнечегемская на Северном Кавказе (рис. 15.33).

Рис. 15.33. Образование вулканотектонической впадины (вне масштаба):
1 — вмещающие породы; 2 — магматический очаг; 3 — игнимбриты;
4 — подошва игнимбритов; 5 — опущенные блоки

Впечатляющая кальдера вулкана Санторин в Эгейском море образовалась в 1547 г. до н. э. в результате грандиозных, в основном эксплозивных, пемзовых извержений вулкана, после которых сохранились лишь его части, образующие гирлянду островов вокруг кальдеры диаметром почти 14 км (рис. 15.34).

Рис. 15.34. Формирование кальдеры Санторина.
1 — вулкан Стронгили до извержения в XV в. до н. э.;
2 — извержение в середине XV в. до н. э. и образование пласта
пемзы 50–100 м мощностью (заштрихован);
3 — проседание части вулкана и образование кальдеры диаметром 16–18 км и глубиной 0,5 км;
4 — формирование нового вулкана в центре кальдеры,
последние извержения которого были в 1957 г.

Глубина моря внутри кальдеры составляет несколько сот метров, а в ее центре впоследствии вырос новый вулкан, вернее, два: Палео- и Неокамени, последнее извержение которого было в 1957 г. От взрыва на краях кальдеры сохранился пласт пемзы мощностью до 100 м. Именно под ним греческим археологом С. Маринатосом в 60-е гг. ХХ в. был обнаружен древний город — Акротири. Предполагается, что извержение Санторина погубило минойскую цивилизацию, а исчезновение большого острова иногда связывают с легендой об Атлантиде. Нередко в кальдере начинает вновь расти куполовидное поднятие, возникают отдельные вулканические конусы. Такие кальдеры называются возрожденными.

Следует отметить, что отток магмы из близповерхностного очага может вызвать опускание территории, намного превышающей по размерам вулканическую постройку. Такие впадины называются вулканотектоническими.

Если магма очень вязкая, например риолитового состава или дацитового, то при извержении она выдавливается из подводящего канала, как паста из тюбика, и не может образовывать лавовых потоков. В этом случае формируется экструзивный купол, по краям которого располагается вулканическая брекчия из обломков пород купола (рис. 15.35). Экструзивные купола нередко вырастают в кальдерах или крупных кратерах после эксплозивных извержений (рис. 15.36, 15.37).

Рис. 15.35. Экструзивный купол миоценовых риолитов. Берегово, Закарпатье.
В риолитах хорошо выражена столбчатая отдельность, а по краям купола —
шлейф из обломков черных обсидианов

Рис. 15.36. Рост экструзивного купола в кальдере вулкана Шивелуч.
Камчатка, 1993 г. (фото Н. П. Смелова)

Рис. 15.37. Экструзивный купол, выросший в кальдере вулкана Безымянный
(Камчатка) после катастрофического извержения в 1956 г. (фото Г. Е. Богоявленской)

15.6. Типы вулканических извержений

Вулканические извержения разнообразны (см. рис. 15.11 е–л). В одних случаях жидкая магма спокойно переливается через край кратера, в других — с огромной силой вырывается из жерла, в третьих — распыляется газами с образованием туфов и пеплов (рис. 15.38–15.41).

Рис. 15.38. Излияние лавы из кратера Авачинского вулкана в январе 1991 г.
(Камчатка). На заднем плане вулкан Корякский (фото В. А. Подтабачного)

Рис. 15.39. Авачинский вулкан. Видны два лавовых потока и грязекаменные
потоки (лахары) в долине (фото В. А. Подтабачного)

Рис. 15.40. Побочные извержения лав на Ключевском вулкане в 1989 г.

Рис. 15.41. Грандиозное эксплозивное извержение вулкана Шивелуч в апреле 1991 г.
(Камчатка). Высота пепловых туч — 9–10 км (фото Н. П. Смелова)

Тип извержений зависит от состава и газонасыщенности магмы. Чем больше в ней оксида кремнезема, тем она более вязкая, густая и содержит большее количество газов. Именно такая магма и будет взрываться сильнее всего. В зависимости от характера извержений выделяют различные их типы. Названы они чаще по вулканам, в которых какая-либо из черт его активности выражена ярче всего.

Гавайский тип извержения — это относительно слабые выбросы очень жидкой базальтовой лавы, образующей невысокие фонтаны, большие пузыри и тонкие, обширные покровы лавовых потоков, наслаивающихся один на другой, образующих крупные, но плоские щитовые вулканы. Благодаря тому что извержения сопровождаются фонтанированием лавы, ее разбрызгиванием, образуются валы и пологие конусы,
образованные хлопьями жидких базальтов. Наиболее характерными типами извержений такого рода обладают вулканы Гавайских островов в Тихом океане — Килауэа, Мауна-Лоа, Мауна-Кеа, Халемаумау и другие. Извержения обычно происходят из открытых жерл спокойно, изредка сопровождаясь слабыми взрывами.

Извержения покровных базальтов, или трещинного типа, отличаются очень большими объемами излившихся лав и слабой взрывной деятельностью. Как правило, извержения начинаются из протяженных трещин и объем разлившихся лав может достигать десятков кубических километров, а площадь — сотен квадратных километров. Характер излияния лав спокойный, сопровождающийся слабым фонтанированием жидкой магмы, отчего над трещиной образуется как бы огненная завеса, как, например, часто бывает в Исландии. По мере развития извержений трещина постепенно закупоривается, излияния идут на убыль и сосредоточиваются в многочисленных, а потом все более редких отдельных жерлах (рис. 15.42).

Рис. 15.42. Вулканы трещинного (А) и щитового центрального (Б) типов

Самое знаменитое извержение покровных базальтов произошло в Исландии в 1783 г. из трещины Лаки длиной около 25 км. Базальты покрыли площадь почти в 600 км2, а их объем достиг 12 км3. В конце вулканической активности вдоль трещины образовалось более 100 шлаковых конусов, в несколько десятков метров высотой. Надо отметить, что при этом извержении выделилось очень много сернистых газов,
которые погубили урожай трав и, соответственно, крупный рогатый скот. На Исландию обрушился страшный голод.

Стромболианский тип извержения назван по характеру деятельности вулкана Стромболи, расположенного в юго-восточном углу Тирренского моря у побережья Италии. Извержения обладают ритмичностью, и в воздух периодически выбрасываются вулканические бомбы и туфы. Высота выбросов редко превышает 100–300 м, потому что газы отделяются от сравнительно жидкой магмы у края жерла. Если магмы много, она изливается в виде лавовых потоков. Извержения стромболианского типа образуют обычно шлаковые конусы.

Извержения вулканского типа (рис. 15.43) характерны для вязкой магмы, насыщенной газами, отчего происходят умеренные или мощные взрывы, выбрасывающие высоко вверх обломки лав, иногда еще раскаленных, но быстро остывающих и образующих туфовые, пепловые и глыбовые вулканические конусы. Сам остров Вулькано, где, по преданию, находится кузница бога огня Гефеста, располагается вблизи побережья Юго-Западной Италии. Извержения вулканского типа обычно не сопровождаются излияниями лавовых потоков.

Рис. 15.43. Эволюция вулкана Везувий (по А. Ритману, с изменениями).
I — формирование конуса до VIII в. до н. э.: сначала в нем образовался
обширный кратер, а потом начал расти новый конус.
II — в начале VIII в. до н. э. конус достиг высоты 3000 м, вулкан стал одноглавым.
III — мощные извержения разрушили конус. На вершине вновь образовался
широкий кратер с выровненным дном за счет обвалов пород со стенок.
IV — после извержения 24–25 августа 79 г. н. э. вершинный конус исчез.
На его месте образовалась обширная кальдера с более высоким
северным краем (современная Монте-Сомма).
V — в дальнейшем в южной части кальдеры сформировался новый конус
(современный Везувий) с небольшим кратером на вершине

Пелейский тип извержений, названный так по вулкану Мон-Пеле на о. Мартиника в Карибском море, сопровождается не только мощными взрывами наподобие вулканских, но и образованием раскаленных газово-пепловых лавин, с огромной скоростью скатывающихся со склона вулкана. Магма, как правило, вязкая, сравнительно низкой температуры, закупоривающая жерло вулкана. Когда давление газов превышает прочность этой пробки, происходят взрывы вулканского типа и выбросы лавин пелейского типа. Этот тип извержений весьма опасен, и хорошо известна катастрофа 1902 г., когда из-за такой лавины погибло свыше 30 тыс. жителей города Сен-Пьер на Мартинике.

Плинианские извержения названы в честь древнеримского естествоиспытателя Плиния Старшего, погибшего во время извержения Везувия в 79 г. н. э., погубившего Помпеи, Геркуланум и другие города в окрестностях Неаполитанского залива.

Извержение Везувия в 79 г. н. э. началось внезапно и продолжалось 12 часов. Верхняя часть более древнего Везувия, имевшего высоту 2,5–3 км, оказалась разрушенной, и от нее сохранилась лишь восточная часть, называемая соммой. Из жерла вулкана половину суток вырывался столб пемзовидных обломков, разносимых ветром к юго-востоку. Наибольшая интенсивность пемзопада пришлась как раз на Помпеи. Город, в котором жили 40 тыс. жителей, оказался погребенным под мощной, 4–5 м, толщей вулканических обломков. Многие жители погибли, и теперь мы можем видеть гипсовые слепки человеческих тел, получаемые при заполнении пустот в пемзовой толще гипсом, когда полости обнаруживают при археологиче­ских раскопках. Плиний Старший, который был адмиралом и командовал галерным флотом, стоявшим у мыса Мизено, на севере Неаполитанского залива, отправился на галере к берегу около Помпеи и ночью умер. Описание извержения мы знаем со слов Плиния Младшего, племянника Плиния Старшего, который остался жив, т. к. не поехал на галере дяди, а остался в Мизено.

Плинианские извержения представляют собой, по существу, очень мощный вулканский тип. Внезапные взрывы и следующий за ними длительный пепло- или пемзопад связаны с тем, что к кратеру вулкана поднимается вязкая, насыщенная газами магма. Газовые пузырьки, расширяясь, разрывают магму, вспенивая ее, образуя кусочки пемзы и стекловатый пепел, разносящийся ветром на большие расстояния. Вы­брошенные вверх газово-пепловые облака «растекаются» на высоте нескольких километров в разные стороны, напоминая крону средиземноморской сосны-пинии. В результате плинианских извержений привершинная часть вулканического конуса обрушивается и образуется чашевидное углубление — кальдера с крутыми стенками. Этот тип извержения также представляет большую опасность для населения.

Газовые извержения относятся к особому типу, когда магма практически отсутствует и в обломках, выбрасываемых при взрывах, присутствуют лишь горные породы того фундамента, через который проходит взрывное жерло. Если магма подходит близко к поверхности Земли, в отдельных местах она может соприкасаться с водой, которая, превращаясь в пар, вырывается со взрывом наверх. При этом образуются воронки диаметром в десятки и сотни метров, называемые в Германии маарами. После взрыва они обычно заполняются водой и превращаются в озера (рис. 15.44).

Рис. 15.44. Образование маара. 1 — вода; 2 — магма;
3 — взрыв вскипевшей воды, образование воронки и раздробление пород;
4 — воронка; 5 — коренные породы

Иногда трубки взрыва заполнены туфами или туфобрекчией. Тогда они называются диатремами. Их сечение изменяется с глубиной, но, как правило, становится уже.

15.7. Поствулканические явления

После извержений, когда активность вулкана либо прекращается навсегда, либо он только «дремлет» в течение тысяч лет, на самом вулкане и в его окрестностях сохраняются процессы, связанные с остыванием магматического очага и называемые поствулканическими.

Выходы вулканических газов на поверхность называются фумаролами. Очень часто фумаролы приурочены к радиальным и кольцевым трещинам на вулканах. Фумарольные газы связаны как с первичными эманациями из магматического расплава, так и с нагреванием грунтовых вод и превращением их в пар. Фумаролы подразделяются на сухие высокотемпературные, кислые, щелочно-нашатырные, сернистые, или сероводородные (сольфатары, итал. sulfur — сера), углекислые (мофеты, итал. mofeta — место зловонных испарений). Знаменитые фумаролы вулкана Сольфатара около Неаполя действуют без изменения уже тысячи лет. Мофеты, располагающиеся в котловинах, опасны для жизни, газ СО2, будучи тяжелее воздуха, скапливается в их придонной части, что служит причиной гибели людей и животных.

Горячие источники, или термы, широко распространены в областях современного и новейшего (плиоцен-четвертичного) вулканизма. Однако не все термы связаны с вулканами, т. к. с увеличением глубины температура увеличивается и в районах с повышенным геотермическим градиентом циркулирующая атмосферная вода нагревается до высоких температур. Горячие источники вулканических областей, например в Йеллоустонском парке США, в Италии, Новой Зеландии, на Камчатке, на Кавказе, обладают изменчивым составом воды и разной температурой, поскольку грунтовые воды смешиваются в разной пропорции с вулканическими газами и по-разному вступают в реакцию с вмещающими породами, через которые они просачиваются на глубину. Воды бывают натриево-хлоридными, кислыми сульфатно-хлоридными, кислыми сульфатными, натриево- и кальциево-бикарбонатными и др. Нередко в термальных водах содержится много радиоактивных веществ, в частности радона. Горячие воды изменяют окружающие породы, откладывая в них окислы и сульфиды железа и изменяя их до глины, превращающейся в кипящую грязь, как, например, в районе Паужетки на Камчатке, где известны многочисленные булькающие «котлы» с красноватой грязью температурой около +100 °С (рис. 15.45–15.47). Часто вокруг источников накапливаются отложения кремниевой накипи — травертина, а если воды содержат карбонат кальция, то откладывается известковый туф.

Рис. 15.45. Грязевые котлы в кальдере Узон

Рис. 15.46. Кальдера Узон на Камчатке. Кипящий грязевой котел
(фото В.Ю. Гипенрейтера)

Рис. 15.47. Гидрогеологическая и гидрохимическая модель
гидротермальной системы кальдеры Узон (по Карпову).
1 — зона растворов сульфатно-хлоридно-натриевого состава;
2 — зона сульфатных вод; 3 — зона растворов сульфатно-хлоридно-бикарбонатного состава;
4 — зона хлоридно-сульфатных растворов; 5 — пресные инфильтрационные воды;
6 — зона ртутно-сурьмяно-мышьякового оруденения;
7 — граница зоны разных гидрохимических типов вод; 8 — уровень грунтовых вод;
9 — разломы; 10 — пути миграции глубинных флюидов;
11 — пути инфильтрации вадозовых вод; 12 — источники:
а — газирующие «холодные» углекислые; б — термальные

Гейзеры — это горячие источники, вода которых периодически фонтанирует и выбрасывается вверх на десятки метров. Свое название такие источники получили от Великого Гейзера в Исландии, струя которого 200 лет назад била вверх на 60 м каждые полчаса (рис. 15.47 а).

Рис. 15.47 а. Большой гейзер. Центральная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Ряд гейзеров, несомненно, связан с вулканическими районами, например в Исландии, на Камчатке, в Индонезии, Кордильерах Северной Америки, Японии и других местах. Высота фонтана у гейзеров, так же как и температура воды на выходе, сильно различается, но последняя обычно колеблется в пределах от +75 до +100 °С. Характерной чертой гейзеров является их короткая жизнь, часто они «умирают» за счет обвалов стенок канала, понижения уровня грунтовых вод и т. д. Наиболее грандиозным гейзером был Уаймангу (что значит «Крылатая вода») в Новой Зеландии, существовавший всего пять лет и выбрасывавший мощный фонтан почти на полкилометра вверх. Интервалы между извержениями у гейзеров варьируют от нескольких минут до многих часов и дней. Большое количество растворенных веществ в горячей воде гейзеров откладывается вокруг их устья, образуя скопления гейзеритов.

Каким образом действует гейзер? Наиболее удовлетворительное объяснение механизма его функционирования было предложено еще в XX в. Механизм заключается в том, что в трубообразном канале, заполненном водой, нижняя часть ее столба нагревается выше точки кипения (рис. 15.48). Однако вес столба воды предотвращает вскипание. Наконец кипение все же начинается в каком-то месте и ряд расширяющихся пузырей выталкивает часть воды из столба, что сразу же вызывает падение давления внизу столба воды, и мгновенно начинается бурное кипение. Процесс идет лавинообразно, пока вся вода не превратится в пар и он не вытолкнет вверх всю горячую воду. Затем канал вновь наполняется водой, она нагревается и процесс начинается сначала.

Рис. 15.48. Схема действия гейзера. 1 — снизу поступает горячая вода;
2 — уровень воды повышается, пузырьки собираются в узком месте;
3 — пузырьки выдавливают воду вверх, и она начинает переливаться через край жерла;
4 — уменьшение давления превращает воду в пар, и он выбрасывается
вверх вместе с водой. Гейзер фонтанирует

Геотермальная энергия — это важная сторона использования вулканического тепла. Электростанции, работающие на естественном перегретом паре, действуют в Италии (Лардерелло в Тоскане), Исландии (около Рейкьявика), Калифорнии, на Северном острове Новой Зеландии,
в районе Паужетки на Южной Камчатке и в ряде других мест. Сочетание благоприятных для выработки электроэнергии условий — высокое давление пара, температура выше точки кипения воды, большой ее приток — встречается не так уж часто. Проблемы возникают и из-за очень быстрой коррозии металлических труб из-за агрессивных горячих вод, которые к тому же откладывают на стенках труб карбонат кальция и кремнезем, закупоривая их. Горячие воды используются для обогрева жилищ, парников и теплиц.

15.8. Геологическая позиция действующих вулканов и понятие о магматических очагах

В настоящее время известно около 1000 активных вулканов, размещенных на поверхности Земли в обособленных поясах и, реже, располагающихся в виде отдельных групп (рис. 15.49). Следует оговориться, что иногда трудно установить, является ли вулкан действующим или окончательно потухшим, т. к. в ряде случаев вулканы не проявляют себя в течение тысяч лет, а потом вдруг становятся активными.

Рис. 15.49. Расположение действующих вулканов на земном шаре.
Черные кружки — вулканы

Самое больше количество действующих вулканов, примерно 75 %, располагается по периферии Тихого океана в пределах так называемого «огненного» кольца, где они приурочены к активным континентальным окраинам, конвергентным границам литосферных плит, где океаническая кора погружается, субдуцирует под континентальную.
В результате взаимодействия холодной и тяжелой пластины океанической коры и более легкой континентальной под воздействием флюидов и температуры образуются первичные магматические очаги, дающие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и др., либо в пределах окраинно-континентальных вулканических поясов: Андийского, Центрально-Американского, Северо-Американского. Все эти структуры отделены от океана глубоководными желобами — зонами погружения океанических плит под континентальные. От желобов в сторону континентов прослеживаются наклонные зоны гипоцентров — очагов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км. Гипоцентры приурочены к верхней части жесткой и холодной океанической литосферы. Сейсмофокальные зоны впервые были открыты в 30-х гг.
XX в. под Японией К. Вадати, в 1946 г. эти идеи развил А. Н. Заварицкий, а в 50-х годах геофизик из США Х. Беньоф. Действующие вулканы обычно располагаются над глубинами гипоцентров 100–200 км в сейсмофокальной зоне. Именно этот отрезок в астеносфере над субдуцируемой океанической плитой оказывается магмогенерирующим. Отсюда первые капли образовавшейся магмы поднимаются вверх, сливаясь и образуя первичные магматические очаги, а выше еще ряд этажей приповерхностных очагов, из которых и происходят извержения вулканов. В Тихоокеанском кольце действующих вулканов шире всего распространены средние и кислые породы: андезиты, дациты и риолиты.

Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы, — это океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы, приуроченные к современным рифтовым зонам, и внутриплитные вулканы, часть из которых с «горячими точками».

Несмотря на то что в срединно-океанических хребтах очень много свежих лавовых куполов и потоков базальтов, активных современных вулканов довольно мало. Прежде всего это вулканы Исландии — острова, возникшего на оси Срединно-Атлантического хребта, южнее — вулканы Азорских островов, Тристан-да-Кунья; в Индийском океане — вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулканы приурочены к дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов.

Внутриплитных океанических активных вулканов тоже не очень много. Наиболее известные — Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Они находятся на юго-восточном окончании Гавайского подводного вулканического хребта и, по-видимому, приурочены к длительно функционирующей «горячей точке», или «плюму». В Атлантическом океане, несколько в стороне от срединного хребта, располагаются молодые вулканические острова: Зеленого Мыса, Канарские, Мадейра, Св. Елены, Фернанду-ди-Норонья, Мартин-Вас.

Молодых гор вулканического происхождения в океанах очень много, и, по разным оценкам, их число превышает несколько десятков тысяч. Согласно данным Г. Макдоналда (1975), 75 % действующих вулканов находятся в Тихоокеанском кольце, около 13 % — в Атлантическом океане, 1 % — в Индийском океане, остальные вулканы расположены на континентах.

В Африке активный вулканизм развит в Восточно-Африканской рифтовой зоне, где в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол-Доньо-Ленгаи, Меру, Телени, Кения, Элгон, Килиманджаро, Вирунга, Нирагонго, Ньямлагира и др. Активные вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке.

Действующие вулканы есть и в молодом Альпийско-Средиземноморском складчатом поясе, в районе, окружающем Тирренское море, сформировавшемся в плиоцене за счет рассеянного спрединга. Это знаменитые вулканы Липарских островов: Стромболи, Липари, Вулькано, Этна в Сицилии и, конечно, Везувий около Неаполя. В складчатом поясе очень много вулканов, которые извергались совсем недавно, несколько тысяч или сотен лет назад: Эльбрус, Казбек; Арарат, Немруд, Хасандаг в Турции; Демавенд в Иране и др.

В пределах России находится 51 действующий вулкан, и все они расположены на активной континентальной окраине в пределах Камчатки и Курильской островной дуги. В наши дни извергаются Ключевской и Карымский вулканы, а в 1975 г. камчатские вулканологи очень точно предсказали начало базальтовых извержений в районе вулкана Плоский Толбачик, где возникло четыре новых шлаковых конуса, а объем вулканических продуктов превысил 2 км3.

Таким образом, современное расположение действующих вулканов контролируется конвергентными и дивергентными границами литосферных плит, а также «горячими точками», или «плюмами».

Где и почему возникают те магмы, которые, достигая поверхности Земли, извергаются на нее из разнообразных вулканических аппаратов? Расплавленного сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления твердой горной породы в глубинах Земли необходимы повышение температуры, понижение всестороннего давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать как все вместе, так и по отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся в сторону уменьшения градиента давления и, перемещаясь вверх, сливаются между собой, формируя уже вторичные, или промежуточные, очаги. Если магма движется медленно, она успевает ассимилировать вмещающие породы или подвергнуться гравитационной дифференциации, при которой в низах очага образуется более основной расплав, чем в верхах. О наличии многоярусных очагов свидетельствуют геофизические исследования, например, Камчатских вулканов, под которыми выявляются несколько «этажей» магматических очагов (рис. 15.50).

Рис. 15.50. Магматические очаги Камчатки, по сейсмическим данным
(по В. А. Ермакову, С. Т. Балесте, М. И. Зубину и др.). I — вулкан Ключевской,
II — вулкан Безымянный, III — вулканы Южной Камчатки. Слои земной коры:
1 — осадочный, 2 — гранитометаморфический, 3 — гранулитобазитовый.
М — поверхность Мохо. Черным цветом показана магма

Очень часто наиболее высоко расположенный магматический очаг находится почти в основании вулканической постройки (рис. 15.51). Подобные близповерхностные очаги известны под Эльбрусом, Этной в Сицилии, вулканом Святой Елены в Каскадных горах США, под Гавайскими вулканами и др.

Рис. 15.51. Структурная модель вулкана Этна (Сицилия),
по сейсмическим данным. Близповерхностный магматический
очаг располагается непосредственно под вулканом на контакте с субстратом

Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает непосредственно из верхней мантии, например в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях континентов. А кислая магма может образоваться как в результате процессов магматической дифференциации, так и путем плавления участков гранитно-метаморфического слоя, или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.

Существуют грязевые вулканы, связанные с районами развития нефтяных залежей (Апшеронский, Таманский, Керченский п-ова, Иран и др.), действующей силой в которых является не магма, а газы органического происхождения, выброс которых формирует грязевые вулканы, высотой в десятки и сотни метров, с кратерами, из которых изливаются потоки грязи с обломками осадочных пород (рис. 15.51 а и 15.51 б).

15.51 а. Грязевые вулканы Таманского полуострова. Аэрофотоснимок

15.51 б. Грязевой вулкан в Северном Иране (фото В. А. Галкина)