23

1

2.4. ВУЛКАНОГЕННО-КЛАСТИЧНІ (ПІРОКЛАСТИЧНІ) ПОРОДИ

Особливості складу та будови

Визначення. Вулканогенно-кластичні породи - це агрегат твердих продуктів, викинутих вулканом при виверженні (попіл, лапілі, бомби). Вони є продуктами експлозивної та пірокластичної вулканічної діяльності і їх необхідно відрізняти від вулканоміктових граувак, які утворюються за рахунок розмиву більш давніх вулканогенних порід і є нормально-осадочними породами. Проміжне положення вулкано-кластичних порід між магматичними та осадочними пов′язане з ендогенним походженням речовини та екзогенним механізмом формування осадків та порід. Їх дуже важко відрізнити від нормально-осадочних порід, з однієї сторони, і від ефузивних - з іншої. Колір їх може змінюватись від ясно-сірого до червонувато-бурого і майже чорного. Потужність складає від декількох сантиметрів (на великій відстані від вулкану) до десятків метрів (поблизу вулкану). Вони мають важливе значення при кореляції розрізів осадових товщ по прошарках та пластах туфів, які є синхронними утвореннями на значних територіях.

Мінеральний склад. Головними складовими вулкано-кластичних порід є три типи уламків: вітрокласти, літокласти та кристалокласти.

Вітрокласти – це уламки, осколки, краплі та інші утворення, складені вулканічним склом (обсидіаном). Особливе значення мають уламки кислого вулканічного скла характерної гостроуламкової, часто серповидної або рогулькової форми, які є вказівкою на попелову природу скла.

Літокласти, на відміну від вітрокластів, являють собою шматочки та уламки частково чи повністю розкристалізованих ефузивних, жильних та раніш утворених пірокластичних порід.

Кристалокласти. Однією з важливих ознак, що дозволяє відрізнити вулкано-кластичні породи від нормально-осадочних, є присутність в них мінералів (кристалокластів), що утворюють фенокристали в ефузивних породах і практично не зустрічаються в нормально-осадочних. Для них характерні «оплавлені» або, навпаки, ідіоморфні обриси, що притаманні тільки продуктам вільної кристалізації в магматичному расплаві: дипірамідальні кристали кварцу, таблитчасті кристали польових шпатів (основні та середні плагіоклази, санідин, анортоклаз), часто з хвилясто-зональним згасанням, ідіоморфні кристали (або їх уламки) олівіну, піроксенів, амфіболів, гексагональні пластинки біотиту.

Мінеральний склад вулкано-кластичного матеріалу залежить від складу розпиленої та подробленої лави. Пірокластичні утворення базальтового вулканізму збагачені уламками кристалів плагіоклазу основного складу, олівіну, піроксенів та основного вулканічного скла. У результаті ріолітового вулканізму породи мають у своємі складі уламки фельзитової маси ріолітів, кварцу, санідину, кислих плагіоклазів та кислого вулканічного скла.

2

Вулкано-кластичні породи залежно від умов накопичення (суходол, прісноводні водоймища, морські умови) при наявності великої кількості реакційно-активної речовини зазнають інтенсивного діата епігенетичне мінералоутворення, яке проявляється в розвитку монтморилоніту, ферригалуазиту, алуніту, хлоритів, карбонатів, цеолітів, епідоту, альбіту, опалу, халцедону, кристобаліту тощо.

Продукти експлозивного та пірокластичного виверження вулканів складаються із морфотворних компонентів, які за розміром поділяються на три групи: вулканічний попіл (частки менше 2 мм), лапілі (2 - 50 мм), вулканічні бомби (понад 50 мм).

Діагностика пірокластичних часток в породах, що зазнали значних епігенетичних змін, є досить складною. У деяких випадках вона носить спірний характер, особливо при визначенні їх за реліктовими формами глинястих, карбонатних або кремнистих псевдоморфоз. У незмінених породах така задача спрощується наявністю особливостей пірокластичних часток, що свідчать про первинну їх пірокластичну природу. До них можна віднести: а) рогулькову та серпоподібну форму осколків кислого скла, часто із залишками стінок газових пухірців; б) деформовані й сплощені уламки скла з оплавленими краями, як наслідок ущільнення попелового осадку і часткової діагенетичної переробки; в) ниткоподібні частки пірокластики, що виникли при розприскуванні рідкого розплаву у повітрі (типу "волосся Пеле"); г) облямівки з пухирців газу на поверхні скловатих часток; д) оболонки з кристобаліту та польового шпату на поверхні часток, які виникають при діагенезі порід; е) пізолітові текстури – утворення грудочок при випадінні дощу і попелу; ж) тонка шарувата текстура й сліди скручування уламків; з) гострокутні уламки фенокристалів плагіоклазу, кварцу та темноколірних мінералів.

Текстури. Вулкано-кластичні породи за зовнішнім виглядом можуть бути самими різноманітними: масивними, невпорядкованими, нешаруватими, брекчієподібними, преривчастошаруватими, шаруватими, директивними, добре відсортованими і «сміттєвими»,

невідсортованими, які нагадують тіліти.

Структури, що визначаються розміром складових частин, носять відповідну назву – уламкової,

бомбової, лапілієвої, попелової. Як правило, ближче до вулкана спостерігаються змішані попелово- лапілієво-бомбові структури, на віддаленні – лапілієві та попелово-лапілієві, а на відстані у десятки та сотні кілометрів – попелові грубі, крупні, середні, дрібні та тонкі. Нерідко у породах спостерігається градаційна шаруватість.

При мікроскопічному дослідженні виникає можливість визначення структури за формою пірокластики (осколкова, рогулькова, ниткоподібна тощо) та за її складом (вітрокластична, кристалокластична, літокластична, а також змішані – вітролітокластична, літокристалокластична, кристалолітовітрокластична тощо).

3

Класифікація

Принципи класифікації. Класифікація вулканогенно-кластичних порід, як і всіх інших осадових порід, залежить від задач, що вирішує літолог, і будується за багатьма ознаками, серед яких головними є загальний хімічний склад, склад морфотворних компонентів, їх розмір та наявність теригенно-уламкового і ксенотуфового матеріалу.

За хімічним складом вулкано-кластичні породи поділяються у відповідності до номенклатури ефузивних порід, яким вони відповідають та які супроводжують: ріолітові, трахітові, дацитові, андезитові та базальтові.

За походженням вулканогенної кластики вони можуть поділятися на родини гіалокластових, пірокластових, ксенотуфових та тефроїдних порід. При чому, під гіалокластовими породами

розуміються утворення, що складаються переважно із фрагментів нерозкристалізованого вулканічного скла у вигляді глобул, гранул, черепків різної розмірності, що відділяються від лави при її дробленні та при взаємодії з водою, а також агломерати. Найпоширенішими є пірокластові попелові, лапілієві та бомбові породи, які утворюються за рахунок виверження пірокластових лав. До них відноситься тефра, туфи, ігнімбрити, аглютинати. Ксенотуфові породи складаються переважно із продуктів експлозивної діяльності вулканів і складаються переважно із уламків порід фундаменту вулкану, ксенолітів підкорових порід, та уламків ефузивних порід попередніх вивержень. Тефроїдні породи є продуктами перевідкладання тефри водяними потоками, хвилями та морськими течіями, характеризуються доброю відсортованністю за розміром, окатанністю та шаруватістю.

За вмістом часток вулканогенної-кластичні породи поділяються на:

туфи, які більш ніж на 90% складені вулкано-кластичним матеріалом;

туфіти - породи в яких вміст вулкано-кластичного матеріалу складає від 90 до 50%. Менша частина породи (від 10 до 50%) представлена теригенно-осадовими компонентами;

туфопороди - породи, в яких переважаючим є теригенно-осадовий матеріал, а частки вулканогенного матеріалу присутні у вигляді домішки, складаючи від 10 до 50% породи;

теригенні породи з туфовим матеріалом - породи, в яких вміст вулкано-кластичного

матеріалу менший за 10 %.

Якщо в уламковій породі домішка вулканогенно-кластичного матеріалу менша за 10%, така порода належить до звичайних теригенно-уламкових утворень.

За складом морфотворних компонентів вулкано-кластичні породи поділяються на вітрокластичні, літокластичні, кристалокластичні або змішані. У їх назвах враховується характер переважаючого пірокластичного компоненту. У разі присутності двох або трьох з них останнім в назві ставиться переважаючий компонент (табл.2.4.1.)

4

Таблиця 2.4.1. Номенклатура вулканогенно-кластичних порід

Головні типи порід

Гіалокластити виділені Р. Рітманом у 1958 році. Вони містять фрагменти нерозкристалізованого скла базальтового складу. Гранули часто обмежені раковистими площинами із зглаженими кутами. Черепки мають вгнуту, сплощену та ізометричну форму, іноді пористу текстуру. Деякі уламки гіалокластитів вміщують порфірові виділення плагіоклазів та кольорових мінералів. Псамітові гіалокласти виконують роль заповнювача між крупними уламками агломератно-щебеневих гіалокластів, або між сферичними лавовими відокремленнями в подушкових лавах. Свіжа гіалокластика зустрічається тільки в сучасних відкладах. У викопному стані з нею відбувається палагонітизація та перехід закисного заліза в окисне. Утворюються цеоліти, хлорити та монтморилоніти.

Гіалокласти базальтового складу широко поширені в складі осадків Світового океану в асоціації з лавами, туфами, теригенними чи глинисто-кременистими осадками. Утворення андезитового і дацитового складу менш поширені, зустрічаються в складі міоцену Курильської острівної дуги і Камчатки, четвертинних відкладів Вірменського нагір’я тощо.

Тефра – це пухкий продукт вулканічного виверження, що утворюється при випадінні попелу. Назву отримала ще від Арістотеля. Для неї характерні псамітові структури, масивні, горизонтально-шаруваті та градаційно-шаруваті текстури.

Туфи утворюються при літифікації тефри, або синхронних з їх формуванням продуктів грязьових конусів (лахар), тимчасових попелево-суспензійних потоків та льодовиків, що переміщуються. Туфи характеризуються масивною, градаційно-шаруватою та горизонтальношаруватою текстурою. Їх компонентами є вітрокласти, літокласти й кристалокласти. У назву туфів включаються результати гранулометричного аналізу, структура, назва лавової породи: псамітовий

5

кристалокластичний туф андезиту, алевро-псамітовий вітрокристалокластичний туф дациту тощо. При прояві процесів вивітрювання додається ознака зміни – окременілий, монтморилонітизований тощо.

Сплавлені туфи, або ігнімбрити (за П.Маршаллом, 1932 р.) – це щільні породи ліпаритового, дацитового та андезитового складу. Масивні, шаруваті сірого кольору з ділянками спікання темного кольору (ф′яме). Утворюються з розплавленого пірокластичного потоку при виверженнях катмайського типу. Складаються з твердих шматочків скла, вітрофірових уламків та пемзи, сплавлених в суцільну масу.

Спечені туфи, або аглютинати (за Г.Тіррелем, 1934 р.) – це скупчення уламків лави різної величини, шлаків та лавових часток, спечених у суцільну кам’яну масу. Вони утворюються в жерлах вулканів при вторинному розігріві лави, у внутрішніх частинах шлакових конусів, а також у результаті випадіння розпечених грудок лави при виверженні стромболіанського типу.

Туфові грауваки, або тефроїдні породи ― це продукти перевідкладення тефри. Від пірокластики відрізняються гарним сортуванням зерен, окатаністю уламків, шаруватістю. Складають пролювіальні шлейфи, дельти малих річок, морські тераси, прибережні дюни і пляжі. Беруть участь в відкладах шельфової зони, турбідітах.

Туфіти і туфові пісковики утворюються у випадку, коли одночасно з попелом осаджуються уламки порід з інших джерел, більш давніх за ті, які пов’язані з вулканом, що вивергається. Теригенні уламки можуть бути принесені вітром, захоплені потоками попелу, лахарами чи льодом що рухається.

Діата епігенетичні перетворення.

Пірокластичні утворенння порівняно легко зазнають різних змін в процесі діа- і катагенезу. Це девітрифікація вулканічного скла та розкислення плагіоклазу до альбіту. Такому перетворенню сприяє суттєва відмінність між фізико-хімічними умовами утворення пірокластичних компонентів і їх існування в умовах земної поверхні. Характер таких змін багато в чому залежить від того, яким за складом є пірокластичний матеріал.

При кислому (ріолітовому) складі початкового матеріалу, який переважає серед пірокластичних утворень, розвиваються процеси девітрифікації (розкладання уламків вулканічного скла), що супроводжуються вивільненням кремнезему, утворенням глинистих мінералів і цеолітів (анальциму, клиноптилоліту тощо). Породи збагачуються однорідною мікрофельзитовою масою, розвивається окременіння. Крім того, в туфах кислого складу утворюються вторинні слюди, опал, кристобаліт, кварц, галуазит, каолініт.

У туфах середнього складу широко розповсюджені натрові цеоліти, альбіт, монтморилоніт, феригалуазит, хлорит.

6

Пірокластичні породи, що виникають при базальтовому вулканізмі, більш рідкісні, оскільки основні лави більш рідкі і виверження їх рідше супроводиться масовим викидом твердих продуктів. У вулканогенному уламковому матеріалі базальтового складу широко розвинуті процеси хлоритизації і цеолітизації, карбонатизації і епідотизації вулканічного скла. Хлорит часто підкреслює флюїдальну текстуру уламків вулканічного скла. У результаті повного заміщення утворюються глинисті породи з реліктовими попеловими структурами – бентоніти і флоридини (відбілюючі глини).

Розповсюдженність туфів в Україні

Туфи на території України утворилися в результаті геосинклінального, орогенного, посторогенного, платформенного вулканізму, а також рифтових материкових зон. Геосинклінальний тип вулканізму помірно проявився в Гірському Криму (тріас-юра) та в Українських Карпатах (юра-крейда-палеоген), дуже інтенсивний неогеновий орогенний вулканізм відмічається у Закарпатському прогині, слабкий та помірний - в Гірському Криму; платформний (пізньопротерозойський) вулканізм найбільшого розвитку досяг в межах Східно-Європейської платформи, а материковий рифтовий (девонський) проявився в Дніпрово-Донецькій западині.

Пізньо протерозойські пірокластичні породи на Східно-Європейській платформі розповсюджені на площі, що перевищує 300000 км2 з потужністю пластів 0,5-200 м. У ЛьвівськоВолинському авлакогені ці породи займають площу більше 1400 км2 при потужності товщі пірокластичних порід 50 м. Кількість пірокластичного матеріалу виверженого у палеозої (девоні) на території Дніпрово-Донецької западини, площею 40000 км2 при середній потужності 50 м складає 2000 км3. У Карпатському регіоні в неогені було вивержено більше 650 км3 експлозивних продуктів.

Туфи, як корисні копалини України.

Найбільший інтерес, як корисні копалини, представляють вулканічні туфи Закарпаття, де спостерігаються численні прояви та родовища різного складу та різного віку. Туфи дацитового складу тортонського віку широко поширені в Хустському та Тячівському районі Закарпатської області, у Солотвинській западині Південно-Західного Прикарпаття. Невичерпні запаси туфів присутні у межах Берегівського нагір′я, Мукачівського та Перечинського районів. Ці туфи застосовуються для виготовлення стінових блоків, для отримання легкого щебеню (заповнювача бетонів), як облицювальний матеріал, а також для виробництва технічного скла і піноскла.

7

Туфи родовищ, поширених в басейні р. Мокрої Волновахи та інших районів Донбасу, а також туфи (траси та ріоліти) Кара-Дагу в Криму також можуть використовуватися для виробництва будівельних матеріалів, піноскла та технічного скла.