Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

Наибольшее распространение имеют обломки кристаллов,

причем чаще всего встречаются обломки тех кристаллов, которые ©б^

•разуют фенокристы в лаве, например вулканогенный кварц с характер-

ными резорбироваиными контурами, реже представленный кристалла-,

ми бипирамидальной формы, и полевые шпаты, обычно характеризу-

ющиеся волнистой зональностью (рнс. 9-4). Наиболее характерным из

них является санидии — высокотемпературный полевой шпат. Реже

присутствуют, но имеют большее значение, кристаллы или обломки

кристаллов амфибола, пироксена и оливина, почти вовсе не встреча-

ющиеся в обычных осадках. Кристаллы могут быть целыми или раз-

" Ί

оод

о \

ч.

_Ч

1,50 154

1,58 *

1,62

Показатель преломления

Рис. 9-5. Зависимость показателя

преломлении вулканического стекла

от содержания кремнезема. По [18]

Рнс. 9-6. Аккреционный лапкллневын туф,

формация Оханапекош (зоцен), Националь-

ный парк Маунт-Рейиир, штат Вашингтон,

США. Фото Р. Фиске

дробленными эвгедральнымн. Онн часто бывают покрыты тонкой обо-

лочкой или коркой вулканического стекла. Наиболее широко распро-

странены, по-видимому, биотнтовые пластинки.

Однако в общем кристаллы ассоциируются с большим количест-

вом вулканического стекла, которое может быть очень тонко-

зернистым. В случае переработки и переотложения оно может смеши-

ваться с обычным осадочным материалом в любых пропорциях. В шли-

фах свежее вулканическое стекло выглядит либо бесцветным, либо

бледно-желтым и характеризуется низким показателем преломления

(в основном 1,50—1,52), изотропностью и, главным образом, формой.

Обломки стекла кислых лав, обычно представленные причудливы-

ми, изогнутыми, спикулоподобными формами, названы осколками

(shards) (см. рис. 9-9); осколки стекла основных лав часто имеют

форму капли [23]. Приблизительное содержание кремнезема в стекле

можно определить по показателю преломления [18, 24]. Следователь-

но, в молодых отложениях можно различить несколько пеплопадов

по показателю преломления стекла, слагающего их. Однако этот спо-

соб не безошибочен (рис. 9-5) [45]. Со временем стекло видоизменя-

ется и девитрифицнруется.

-382

Некоторые кремнистые туфы, образовавшиеся в результате пепло-

вых дождей, содержат аккреционные лапилли пеллетоподоб-

ные мелкие тела (2 10 мм) яйцеобразчой дли почти сферической

формы и концентрического строения (рис. 9-6). Считается, что они об-

разуются в основном каплями дождя, падающими из облаков пепла,

или в результате прокатывания лапиллей по свежей пепловой поверхно-

сти [52, 31]. Аккреционные лапилли не следует смешивать с пепери-

тами — шаровидными телами (но образованными без участия воды)

0,5—10 см в диаметре, состоящими из обсидианового вулканического·

стекла. Это стекло содержит пузырчатые полости, а в некоторых слу-

Таблица 9-5

Химический анализ вулканокластических осадков

Коияоие1ГШ

Пирокластические отложения

Вулканические арашлч

Коияоие1ГШ

В А

В г

SiOj

70,40

53,63 48,67

73,50

61,69

TlO,

0,21 0,96 1,99 0,34 1,03

13,65 19,59

14,15 13,3

13,89

1,18

5,70

9,07 1,55 3,82

FeO

1,81

—

0,83

0,56

2,20

MnO

0,04

— —

0,04 0,11

MgO

0,07

3,35

6,36

0,56

2,20

1,58

3,53

6,16

1,13

3,10

3,76 3,64

1,61 2,34

2,20

O+

3,90

1,62

0,96

4,01

1,88

O- }

4,03

j 7,91

9,39 I

1,80

j 1,81

0,06

0,36

0,02

0,25

— — —

0,12

—'

Всего

100,69

99,93

99,5

99,3

94,0*

• Потерн прн прокаливании 5.99.

А — риолитовый туф, витрофир, формация Джон-Дэй (средний олигоцси — нижний миоцен),,

аналитик X. Асарн, f 13] (табл. 10).

Б — аидезнтовый туф, о. Сулавссн, аналнтнк А. Вихмаин [49].

В — бваальтовыЛ туф, р. Зала, Венгрия, аналитик К. Энижт [49].

Г —речной песок (риолитовый аренит). запад Чиувуа, Мексике, аналитики Р. К. Ляйигер-

и M И. Келлер |511.

Д — речной песок (смешанные арениты), р. Колумбия, штат Орегон, США, аналитик А. Штель

мех [531 (табл. 2).

чаях микролиты пироксена в интерстициальном матрнксе, представ-

ленном мелкозернистым кальцитом, которому глинистые минералы

придают темную окраску.

Как и следовало ожидать, химический состав туфов сходен с со-

ставом изверженных пород той же группы (табл. 9-5). Состав средних

н основных туфов сильно отличается от состава обычных осадков. Со-

став более кислых пирокластов, встречающихся чаще других, сходен

с составом некоторых незрелых осадков. И в тех случаях, когда диаге-

нез или метаморфизм скрывают нли сглаживают структурные особен-

ности и изменяют минеральный состав, довольно трудно определить их

вулканическое происхождение. В подобных случаях можно воспользо-

ваться химическими «аномалиями», обнаруженными в результатах ва-

лового химического анализа. Например, высокое соотношение-

Naj0/K20 (более 1,0) в аспидных сланцах свидетельствует о вулкани-

383-

веских примесях или вулканическом происхождении, поскольку да обыч-

ных сланцах содержание КгО значительно выше содержания Na

Бастин [1] дал обзор использования химических критериев для клас?

снфикации осадков. Существенными признаками обычных отложений

являются преобладание окисн магния над кальцием и калия над нат-

рием, избыток окиси алюминия (по сравнению с количеством, необ-

ходимым для соотношения 1:1, в котором она находится с известью

и щелочами в обычных породообразующих силикатах) и высокое содер-

жание кремнезема. К этому следует добавить преобладание окиси же-

леза над закисью. К сожалению, в подмеченной закономерности име-

ется много исключений. Состав таких осадков, как граувакки (образо-

вавшиеся исключительно в результате механического разрушения и

несортированных), во многом сходен с составом пород, из которых они

образовались, и в отдельных случаях их трудно отличить от некоторых

.вулканических осадков иа основе валового химического состава.

Петрография вулканокластических осадков

Классификация

Грубозернистые вулкаиокластическне осадки, вулканические

брекчии и агломераты представлены преимущественно обломками по-

род (глыбами) или бомбами (шлаками). Осадки средней размерности

(туфы) состоят из вулканического стекла, зерен минералов кристал-

лов (или обломков кристаллов) и частиц пород. Следовательно, их

можно классифицировать в соответствии с содержанием этих несколь-

ких компонентов (рис. 9-7). Более детальное подразделение различ-

ных возможных смесей можно производить по схеме, показанной иа

рис. 9-8. Туфы также подразделяются на аутигенные, акцессорные и

аллотигенные, в зависимости от источника материала, нз которого они

состоят.

Туфы н другие пирокластические осадки можно классифициро-

вать по их магматическому родству, выделяя, например, риолитовый

Рнс 9-7. Номенклатура и классификация туфов.

B. с. — вулканическое стекло, О. п. — обломки пород, К. — кристаллы г - _ _

Л. т. — литнтовыЛ туф, К. т. — кристаллически!) туф кристаллы, С. т. —стекловатмй туф.

Тис. 9-8. Номенклатура и классификация стекловатых н кристаллических τνώοβ

C. т. — стекловатый туф, С.-к. т. — стекловато-кристаллический TVA ν . ' '

стекловатый туф, К. т. — кристаллический туф

уф

' К.-β. т. — кристалличеом-

-384

пепел, андезнтовый туф или базальтовый агломерат. Название им сле-

дует давать как по их происхождению, так н ио основным компонен-

там: андезнтовый кристаллический туф, риолитовый стекловатый туф

и т. д. Мы уже приводили их структурную классификацию. Как отме-

чено, термины туф, брекчия, лапиллиевый туф и другие

подразумевают определенную размерность (см. табл. 9-1).

Петрография

Стекловатые туфы. Стекловатые туфы характеризуются изобилием

или преобладанием стекловатых материалов, раздробленной пемзы,

образующих осколкн: серповидные куски вулканического стекла, ро-

гульковидные обломки, а также обломкн пемзы со множеством пузыр-

чатых пустот (рнс. 9-9). Некоторые обломки пемзы имеют вытянутую

цилиндрическую форму. В сваренных туфах также присутствуют этн

разнообразные по форме частицы, но, испытывая давление, они «сплю-

щиваются» н разрушаются на контакте с кристаллами илн кристалли-

ческими обломками, которые могут содержаться в туфах. Этн струк-

турные особенности стекловатых частиц илн «деформационная тексту-

ра» названы внтрокластическимн [34].

В шлифе рнолитового туфа — типичного стекловатого туфа —

присутствуют многие описанные выше формы осколков вулканическо-

го стекла. Онн, конечно, являются изотропными, если не подвергнуты

процессу девнтрифнкацни, в последнем случае осколки характеризу-

ются тонкоагрегатной поляризацией. Интерстиционное вещество

может быть представлено более мелкими осколками вулканического

стекла, которые в неполяризованном свете представляют собой чрез-

вычайно тонкое мнкрогрануляриое вещество, имеющее коричневатый

оттенок. В некоторых случаях матрнкс представлен халцедоновым ма-

териалом, местами с радиальной волокнистостью, низким показателем

преломления и очень низким двойным лучепреломлением. Наблюда-

емый коричневый цвет — это оптический эффект, обусловленный пре-

ломлением и внутренним отражением, при этом синие лучи поглоща-

ются, а красно-оранжевые проходят.

В обычных стекловатых туфах содержится небольшое количество

кристаллов или их обломков, преимущественно кварца и полевого шпа-

та, но возможно присутствие авгита, роговой обманки нли биотита.

Их характеристики приведены в следующем разделе.

Кристаллические туфы. Почти во всех туфах обнаружены кристал-

лы минералов (как совершенные по форме, так и более илн менее об-

ломанные), тип которых зависит в основном от характера магмы.

Если кристаллы или их обломки становятся преобладающим илн очень

заметным компонентом отложений, то применяется термин «кристал-

лический туф» (рнс. 9-10).

В процессе эксплозивного извержения вулкана в лаве образуются

кристаллы, представленные преимущественно фенокристаллами непол-

ной зрелости. Некоторые из них, вероятно, могли быть привнесены из

нарушенных илн раздробленных коренных пород, через которые про-

ходило жерло вулкана. Истинные пнтрателлурнческие кристаллы мо-

гут содержать включения иногда эвгедральные, а для полевого шпата

даже зональные, в остальных случаях (например, для кварца) — ок-

ругленные или изъеденные в результате коррозии или резорбции маг-

385-

мой. В некоторых случаях кристаллы располагаются таким образом,,

что их продольные оси оказываются под прямым углом к слоистости

туфа, что указывает на их падение в туф сверху.

Материал матрикса представлен главным образом измельченным

вулканическим стеклом, часто почти микроскопического размера, или

девнтрифнцнрованными его продуктами.

Лититовые туфы характеризуются преимущественным содержани-

ем частиц вулканических пород, ио включают также обломки, образо-

Рис. 9-9. Стекловатый туф, туфогенный песчаник формац· я Уосач (эоцен) Джэксон-

Хо> л, штат Вайоминг, США. Без анализатора, XfiO.

Кварцевые и полевошпатовые зернв песка (прозрачные) н многочисленные обломки вVл аинческого-

стекла (осколкн) в карбонатном ыатрихсе. Обратите внимание иа плоскость иаплвст в ння. тде-

ляюшую тонкозернистый туф с малым количеством минеральных зерен от более грубозернисто

пласта с многочисленными минеральными аернами. Зерна минералов концентрируются 1 основа

иия пласта

Рис. 9-1Q. Кристаллический туф, озеро JIaaxep, Эйфель, ФРГ. Без анализатора Х22.

Состоит из целых и раздавленвых эвгедральных кристаллов, главным образом из несдвойиихо-

ваниых зерен полевого шпата (санидина), а также натрового пироксена, с некоторым количество»

обломков пород в тонкозернистой мнкролитовой массе

вавшиеся прн разрушении стеиок кратера вулкана (рнс. 9-11). Облом-

ки затвердевшей магмы формируют особый тип частиц н часто харак-

теризуются присутствием микролитов н другими признаками, свойст-

венными афанитовым породам; матрнкс представлен в основном

стекловатым пеплом, который в древних отложениях обычно девитрн-

фнцнрован.

Туфогениые осадочные породы. Если туфы выпадают в воду или:

быстро размываются и переотлагаются, то они могут содержать раз-

личное количество осадочного материала и в некоторых случаях по-

степенно переходят в обычные кластические или известковые отложе-

ния [37]. Если пирокластнческое вещество относительно свежее, то по·

сохранившейся витрокласгнческой структуре можно определить его·

туфогениое происхождение. Если же вулканические обломкн подвер-

глись выветриванию, т. е. черты первоначального строения затушеваны»

то выявить природу вулканических обломков трудно. Могут быть толь-

ко определены эвгедральиые зерна или их обломкн, или вулканогеи

386-

«ый кварц с характерными резорбированными формами. Но в некото-

рых случаях происхождение их неясно, и его можно только предполо-

жить, но не доказать.

Изменение туфов

Обнаружение свежеотложеиных туфов является скорее исключе-

нием, а не правилом, так как они особенно подвержены изменениям

из-за своей пористости и нестабильности компонентов.

Процессы выветривания и от-

вердевания протекают в них очень

быстро. Выветривание ускоряется

за счет легкого доступа воздуха и

•лаги и сравнительно большой пло-

щади поверхности, что обусловлено

тонкозерннстостыо. Полевошпато-

вые туфы легко каолинизируются и

превращаются в мягкую землистую

массу. Одним нз наиболее ранних

изменений в стекловатых туфах

является высвобождение кремнезе-

ма и отложение гидратнрованного

кремнезема (опала н халцедона),

что может превратить эти фельзи-

товые туфы в плотную кремневую

породу, очень напоминающую кре-

•мень. Остатки внтрокластнческой

•структуры, а также формы, состав

ассоциирующих кристаллов и вало-

•вой химический состав, позволяют

•отличать окремнелые туфы от крем-

ней, порцелланнта и других подоб-

ных пород. В некоторых случаях

происходит обогащение карбонатами, и вся порода становится сильно

известковистой. Реже туфы превращаются в микрокристаллическое

•сернцнтовое вещество, смешанное с зернами кварца. Базальтовые («па-

лагоинтовые») туфы преобразуются во вторичный кремнезем, цеолиты,

хлориты, карбонаты н лимониты. В результате этого разрушается вит-

рокластическая структура и вуалируется происхождение породы.

За исключением тех случаев, когда они оказываются «запечатан-

нымн», вулканические стекла редко встречаются в породах древнее

третичного возраста. Вулканические стекла претерпевают девитрнфн-

кацню процесс, который ведет к образованию глинистых минералов,

цеолитов и кремнезема. В результате этого в скрещенных ннколях по-

рода выглядит как мозаика слабополяризующих частиц. При тщатель-

ном исследовании в нрполяризопанном свете можно обнаружить «теии»

осколков, струйчатостп, фестонов или пузырьков первичного вулкани-

ческого стекла (рис. 9-12). Монтмориллонит и галлуазит образуют

коллоформную вермикулитоподобиую массу, которая может осаж-

даться в пустотах вулканомиктового песка [28]. В результате рас-

стеклования вулканическое стекло может перейти в микрокристалли-

ческий агрегат, напоминающий кремень. Продуктом полного преобра-

зования пепла является бентонит.

Бентоинт представляет собой породу, состоящую нз кристалли-

ческого глииоподобного минерала, образовавшегося в результате де-

Рис. 9-11. Лититовый туф, ВезувпП, Ита-

лия. Без анализатора, X 22.

Состоит из пузырчатых лапнллей (пузырьки

содоржат цоолиты), включенных в м трике

вероятно, представленный сильно измененный

вулканический стеклом с некоторым количе-

ством KapGoi ата

387-

витрификацпи и сопутствующих химических превращений стекловато-

го изверженного материала, обычно туфа или вулканического лепла*

Он может содержать зерна, которые в вулканическом стекле первона-

чально были представлены фенокристаллами. Глнноподобные минера-

лы имеют облик слюды, высокое двойное лучепреломление и структу-

ру, унаследованную от первнчного пепла. Обычно они представлены

монтморнллонитом, реже — бейделлнтом [38]. Бентониту свойственно

увеличиваться в объеме и превращаться в гелеподобиую массу или

распадаться до агрегата гранулярного или «пушистого» строения.

Бентониты, в отличие от обычных глинистых сланцев и глнн, характе-

рно. 9-12. Туфовый горизонт Хаттак, глинистые сланцы Стенли (карбон) близ Мгаа,

штат Арканзас, США. Без анализатора, X 80.

Сильно измененный туфогениыП песчаник, с прослоями глинистых сланцев и граувакк. Углов тые

зерне кварца (прозрачный), сильно сорищпнзированныЛ полосой шпат (затепениый) и девнтрв-

фицнроваиное стекло (крупный осколок) в хлорнтнзированном и серицитнзированиом ыатриксс

ризуются в тонких срезах матовой полупрозрачностью. Наилучшим

доказательством их вулканического происхождения являются реликты

оскольчатой структуры, а также присутствие минералов и эвгедраль-

ных кристаллов, характерных для вулканических пород.

Основные туфы наиболее восприимчивы к изменениям в процессе

диагенеза. Хлорит — главный продукт этих изменений, — наряду с

эпнтодом, образуется по обломкам вулканических пород. В пустотах

между обломочными зернами хлорит обычно образует светло-зелеиый

волокнистый цемент. Нередко отмечается также цементация и замеще-

ние кальцитом обломочных зерен.

Особый интерес представляют цеолиты. Изучение известных место-

рождений осадочных цеолитов показало, что большинство (если не все)

этих минералов образовалось в процессе диагенеза вулканического ве-

щества, часто рнолитового стекла [7]. Цеолиты осаждаются в поровом

пространстве и обволакивают зерна каркаса вулканокластических пес-

ков [22, 25, 20]. Из цеолитов наиболее часто встречаются анальцнм

и клиноптнлолит, которые представлены столь малыми агрегатами,

что их оптическое изучение затруднено; поэтому более успешно их ис-

следуют в рентгеновских лучах. Процесс превращения пнрокластов в

цеолиты изучался Брамлеттом н Позняком [3], а также Дефайсом [7].

388-

В результате метаморфизма происходит полная перекристаллиза-

ция, а на более высокой ступени образуются новые минералы, такие

как биотит, зеленая роговая обманка и актинолит. Первичные фено-

кристаллы полевого шпата замещаются агрегатами нового полевого

шпата и кварца, а также биотнта. Особенности минеральных ассоциа-

ций в определенной степени зависят как от первоначального состава

туфов, так и от степени метаморфизма. В общем случае наиболее ха-

рактерным минералом метаморфнзованных фельзитовых туфов явля-

ется серицнт, который ассоциирует с кварцем, биотитом, хлоритом, эпи-

дотом и клиноцоизитом; мафические туфы представлены главным об-

разом актинолитом и хлоритом, а также некоторым количеством био-

тита, клиноцоизита и эпндота.

В случае когда степень метаморфизма относительно невысока»

признаки туфов могут сохраниться. Решающий признак — сохранив-

шиеся витрокластическне структуры; второй по значению признак —

характер включенных кристаллов или обломков кристаллов. Эти приз-

наки являются убедительными, если они сопровождаются ясно выра-

женной слоистостью; в противном случае не исключено, что первичная

порода была лавой. Более грубообломочные пирокласты сохраняют

макроскопические признаки — глыбы и куски пузырчатых н (или)

порфировых лав. Валовой химический состав может также служить

подтверждением вулканической природы первичного осадка.

Происхождение и свойства

вулканокластических отложений

Вначале рассмотрим истинные пирокластические отложения, име-

ющие первичное происхождение и являющиеся продуктами изверже-

ния; затем вторичные, илн переработанные пирокластические осадки,

н в конце — вулканокластическне осадки, образовавшиеся в результа-

те разрушения древних вулканических пород.

Первичные пирокластические осадим

Пнрокластический материал — это основной продукт вулканиче-

ских процессов в пределах островных дуг и вдоль активных континен-

тальных окраин. В древних разрезах подобные материалы связаны

главным образом с подвижными поясами. Большинство из них по со-

ставу являются фельзитовымн — до риолитовых. Лавы, обогащенные

кремнеземом, имеют большую вязкость и более высокое содержание

газа по сравнению с лавамн с низким содержанием кремнезема и,

следовательно, представлены в большей степени эксплозивным, чем

эффузивным вулканизмом (последний характерен для платобазальтов).

Хотя грубообломочная тефра может локально скапливаться в связи с

формированием туфовых конусов, более мелкозернистый материал мо-

жет переноситься в верхних слоях атмосферы иа большие расстояния,

в результате чего на большой площади образуются слои пепла, кото-

рые могут служить маркирующими горизонтами для многих стратигра-

фических разрезов. Этн переносимые в атмосфере частицы выпадают

либо на сушу, либо в воду. Такое выпадение осадков называется π е Π-

on адом. При других извержениях раскаленная турбулентная смесь

обломков н газа может вырываться из кратера и быстро перемещать-

389-

ся вниз по склону почти так же, как и подводный турбидятный поток.

Подобные высокоскоростные разрушительные потоки обусловливают

отложение этих материалов на некотором расстоянии от их источника.

Из таких материалов состоят отложения пеплового потока.

Этот материал может быть образован как субаэральным, таи и под-

водным нзверженнем. В результате последнего возникает подводный

пепловой поток. Извержение базисной волны представляет собой

газообразные облака, которые перемещаются в сторону от основания

эксплозивной колонны. По своим проявлениям они напоминают паля-

щие тучи, но образующиеся осадки имеют большое сходство с от-

ложениями пеплопада.

Грязевые потоки представляют собой побочные явления при

извержениях. Ливневые дожди, выпадающие на свежеотложенный пе-

пел образуют грязевой поток, ко-

торый движется вннз по склону без

какой-либо заметной сортировки за-

хваченного материала. В результа-

те образуются неотсортированные

отложения хаотического строения.

Пеплопады. В пеплопадах извер-

женный .материал переносится по

ветру от центра извержения. Он

обычно сортируется в соответствии

с градиентом падения скорости по-

этому с удалением от места выбро-

са уменьшается мощность скоплений и размер зерен (рис. 9-13). По

мнению Шандеггера и Поттера [41], размерность зерен и мощность от-

ложений закономерно уменьшаются по направлению потока. Характер

выпадающих осадков зависит от направления ветра, его скорости н

турбулентности, а также от высоты облака извержения. Пространст-

венный рисунок рассеяния, вероятно, является наиболее надежным спо-

собом определения направлений палеоветра [9].

Типичные пеплопады характеризуются хорошей и очень хорошей

сортнрованностыо и четко выраженным напластованием (рис. 9-14).

В отличие от пепловых потоков, распространение которых ограничено

центрами вулканической активности, пеплопады могут занимать об-

ширные территории до 7,8· 10

ч-10,4-IO

км

[36]. В наиболее удален-

ных от центра извержения участках пеплопады могут быть представ-

лены только прослоем бентонитовых глин мощностью всего лишь не-

сколько сантиметров. Такие бентонитовые прослои являются маркиру-

ющими горизонтами, представляющими большой интерес для страти-

графов [26, 45, 8].

Пепловые потоки. Отложения пепловых потоков, также известных

под названием «игиимбриты», являются продуктом извержения типа

палящей тучи, ставшего известным в результате катастрофическо-

го извержения вулкана Мои-Пеле в 1902 г. на о. Мартнннка в Вест-

Инднн. Этот тип извержения вулкана представлен стремительным, го-

рячим, плотным потоком, спускаюшимся вниз по склону и заполняю-

щим крупные понижения в рельефе. Из-за скорости, достигающей

160 км/ч, и высокой температуры (550—950°С) поток имеет большую

разрушительную силу. Такие, потоки могут распространяться на рас-

стояние 32—97 км от источника извержения. Их мощность меняется в

значительных пределах, причем верхняя граница относительно ровная»

а нижняя зависит от рельефа местности. Мощность отдельных про-

Puc. 9-13. Уменьшение размерности зе-

рен и мощности отложений пеплопада по

мере удаления от источника. По Катсун

[1963 г.], с изменениями

390-

слоев, представляющих одни поток, достигает 100 м, но чаще всего она

варьирует от 15 до 30 м. Внутренняя слоистость скрыта, но иногда на-

блюдается общая зональность, возникающая в результате неравно-

мерного охлаждения верхней и нижней частей толщи потока. Быстрое

накопление раскаленных туфов препятствует выделению тепла и при-

водит к тому, что обломки пемзы и осколки вулканического стекла ча-

стично или полностью расплавляются или разрушаются. В результа-

те образуется сваренный туф (рнс. 9-15). В общем случае нижняя

часть толщи является более сваренной по сравнению с верхней частью,

Рис. 9-14. Отложения пеплового дождя с хорошей слоистостью,

озеро Лаахер, Эйфель, ФРГ. Фото Шмннке

которая имеет более высокую пористость. Чем больше степень свареи-

ности, тем плотнее конечный продукт. Многие так называемые риолиты

при ближайшем рассмотрении оказываются сваренными туфами. По-

левые данные, касающиеся пепловых потоков, свидетельствуют о

сплющивании и уплотнении обломков пемзы, многие из них характери-

зуются трещинами растяжения, будннажем, черепитчатой структурой

и следами вращения; все эти признаки можно использовать для опре-

деления направления их перемещения. С этой же целью можно исполь-

зовать движение, происходящее в некоторых случаях в процессе свари-

вания или после него (реонгннмбриты Кука [4]), в результате которо-

го появляются элементы деформации π текстуры ламинарного течения

[43]. Кроме того, на направление движения указывает некоторое

уменьшение мощности и размерности (рнс. 9-16) [14]. Сортирован-

ность нх значительно хуже, чем у отложений пеплопадов [30, 48].

Иногда пепловые потоки могут следовать один за другим без пе-

рерыва, тогда как в других случаях между двумя потоками проходит

значительный промежуток времени. В последнем случае может на-

блюдаться переслаивание с почвенными горизонтами, а также с отло-

жениями пеплопадов, аллювия, грязевыми потоками и лавачн.

391-