Пирокластическая группа генетических типов включает отложения, разнообразные по своей природе, возникшие в результате эксплозионной деятельности вулканов: различные агломератовые и туфовые накопления, отложения пирокластических потоков, лахары, а также с некоторой долей условности агглютинаты и игнимбриты.
Основные черты каждого типа отложений достаточно хорошо известны и рассматривались в связи с характеристикой вулканогенных пород. Здесь следует указать лишь некоторые особенности генетических типов, входящих в эту группу.
Агломератовый генетический тип часто встречается среди продуктов деятельности вулканов, имеющих вид более или менее крупных конусов с центральным жерлом. Это грубообломочные продукты вулканических эксплозий с обломками, отвечающими по величине агломератам, которые несмотря на крупные размеры, могут быть отброшены от жерла вулкана на значительные расстояния (10—20 км). Данный генотип распространен на территории, примыкающей непосредственно к центру извержений, и бывает удален от жерла вулкана чаще всего лишь на несколько километров, а во многих случаях, при слабых взрывах, только на сотни метров.
Так как отдельные выбросы крупных глыб при сильных взрывах возможны на расстоянии до 10 км, а иногда и дальше, то о расположении в прошлом центра извержений по отдельным глыбам судить не следует. Необходимо учитывать массовое накопление грубообломочного материала, приводящее к образованию мощных линзовидных залежей, выклинивающихся в удалении от вулканического центра. Рассматриваемый генотип чаще всего входит в состав мантии вулканических конусов, но, кроме того, встречается на некоторых вулканических плато, формирующихся в результате трещинных извержений, подобных современным исландским, а также в маарахи близких к ним формах. От соответствующих трещин, трубок или мааровых воронок агломераты распространяются сравнительно недалеко; во всяком случае, при образовании маара Карран в Вальдивии (Южная Америка) в 1955 г. Ильес имел возможность установить, что даже лапиллиевый материал оседал вблизи воронки и взрыва.
Туфовый генетический тип охватывает более разнообразную серию пород с лапиллиевой или пепловой размерностью обломков. Эти породы тоже возникают в результате эксплозий, но их распространение относительно центра извержений значительно более сложно, чем агломератов. Туфовые накопления лишь частично сосредоточены в мантии вулкана, а главная или, во всяком случае, значительная их масса располагается далеко за пределами вулканической постройки.
Определенные связи рассматриваемого генотипа устанавливаются, как и для агломератов, не только с вулканическими конусами, но и с вулканическими плато, если эти плато формировались при участии извержений, происходивших вдоль трещин таким же образом, как в настоящее время в Исландии. Туфовый генотип сопутствует и маарам, но при образовании этих форм, как и в других случаях, значительная часть извергаемого пеплового материала, подхватываемая воздушными течениями, тоже рассеивается на обширных территориях.
Хорошо известно, что некоторые кратеры вулканов Исландии, напоминающие маары, такие, как Вити (или Гельвити) и взрывной кратер на лавовом покрове вулкана Аскья, извергали огромное количество материала, распространившегося на большие площади, хотя при этом после извержения не осталось почти никаких следов вулканического конуса. Об этих извержениях, описанных Т. Тороддсеном, напомнили М. Л. Лурье и С. В. Обручев в связи с обсуждением проблемы образования туфов, сопровождающих траппы Сибирской платформы.
Первый из этих вулканов (Вити) образовался 17 мая 1924 г. и извергал пепел, шлаки и бомбы, по-видимому, в течение первого дня. Количество выброшенного материала было настолько значительным, что в 10—15 км от кратера мощность пеплов достигла 1 м. Между тем вулканический аппарат, созданный при этом извержении, был, по-видимому, очень мал. Во всяком случае, сейчас стенка кратера возвышается над расположенным внутри него озером всего лишь на 15—50 м при диаметре кратера около 315 м.
Второй вулканический аппарат (на покрове вулкана Аскья) возник 29 марта 1875 г. и за несколько часов выбросил 3—4 км3 риолитовой пемзы, которая покрыла площадь 5000—6000 км2. Вулканический пепел был разнесен ветрами до Норвегии и Швеции. Картер этого вулкана возвышается всего на 12 м над лавовым покровом, а диаметр его 90 м при глубине 45 м.
Оба примера показывают, что источником для накопления туфового материала могут служить эксплозивные выбросы из таких каналов, которые сопутствуют постройкам, чрезвычайно слабо выраженным в рельефе и представляющим, в частности, тип деструктивных, а не аккумулятивных форм.
Интенсивная механическая дифференциация эксплозивных выбросов, поднимающихся на большие высоты в воздушную оболочку Земли, приводит к тому, что большие массы пепла, увлекаемые ветрами, разносятся на огромные расстояния, измеряемые в зависимости от крупности материала и скорости воздушных потоков многими десятками, сотнями и даже тысячами километров. При наиболее интенсивных эксплозиях, подобных кракатауским в 1883 г., тончайшие частицы рассеиваются по всему земному шару. Несомненно, имеется зависимость между размерами частиц и максимальным их удалением от центра извержений, определяемая предельными скоростями воздушных течений, следующих на различных высотах в воздушной оболочке Земли, но соответствующие расчеты пока еще недостаточно строги. Поэтому можно лишь в самом общем виде сказать, что пепловый и отчасти лапиллиевый материал рассеивается настолько далеко, что распространение соответствующих туфов в разрезах обычно не дает в руки исследователя надежных сведений для определения центров вулканической деятельности.
Известны затруднения, связанные с выяснением местоположения центров вулканической деятельности, вызвавшей накопление пеплового материала, например, среди нижнекаменноугольных отложений Минусинского и Тувинского прогибов или среди нижнемеловых отложений Восточного Забайкалья. В обоих случаях размещение центров извержений можно предположительно определить только на основании косвенных данных об изменчивости мощностей пепловых накоплений на весьма обширных территориях. Это дает возможность предположить, что распространение нижнекаменноугольных пеплов на юге Сибири связано с вулканическими центрами на территории Монголии, а нижнемеловых пеплов Восточного Забайкалья — с вулканами, расположенными к юго-востоку от р. Аргунь.
Уместно отметить, что количественное отношение туфов, а также агломератовых генотипов к лавовым служит основой для определения «индекса эксплозивности», предложенного А. Ритманом, и для оценки роли эксплозивных извержений истории развития вулканической деятельности. Иногда данные об «индексе эксплозивности» используются для далеко идущих выводов о типе извержений: трещинном — в случае преобладания в разрезах лав или центральном — при господстве туфов и агломератов. Между тем определение этого индекса лишь в том случае может иметь значение, если действительно установлена общая масса продуктов вулканической деятельности, образовавшихся в результате конкретного извержения, реально изученной деятельности отдельного вулкана или деятельности ряда вулканов в течение определенного интервала времени. Если же эта общая масса неизвестна, значение определения «индекса эксплозивности» утрачивается и по его величине судить о характере былой вулканической деятельности невозможно.
Тем более условный характер приобретает определение «индекса эксплозивности» в отдельных разрезах. При таком определении необходимо учитывать, что лавовые образования тяготеют в большей степени, чем туфовые, к центру извержений и что чем дальше от центра извержений, тем более меняются отношения лав к туфам в пользу последних. Поэтому значение «индекса эксплозивности», вычисленное по данным изучения отдельных разрезов, всегда будет более высоким вдали от вулканического центра и меньшим вблизи от него, а если истинное положение такого центра остается неизвестным, то выяснение величины «индекса эксплозивности» утрачивает всякий смысл и становится совершенно условной характеристикой частного разреза.
Следует добавить, что оценка общего количества продуктов вулканической деятельности, накопившихся в течение определенного интервала времени, для древних эпох чрезвычайно затруднительна, так как в разрезах древних вулканогенных толщ сохранена обычно лишь часть тех накоплений, которые были выброшены в прошлом из недр Земли. Что касается определения типа извержений, то на основании оценки роли туфов и агломератов в разрезах никакие серьезные выводы в этом направлении невозможны без дополнительных исследований. Необходимо оценить изменчивость мощностей и состава вулканогенных накоплений (туфов и агломератов), чтобы решить вопрос о расположении былых вулканических центров и выяснить отношения данного типа образований к тому или иному типу извержений.
Пирокластические потоки тоже представляют определенный генетический тип отложений, отличающийся рядом характерных черт. Они сопровождают сильные эксплозии, направленные не вертикально, как это чаще всего происходит при вулканических извержениях, когда образуются обычные агломераты и туфы, а почти горизонтально, как это было, например, при извержении вулкана Безымянного в 1956 г., Пеле в 1902 г. и, возможно, вулкана Катмай в 1912 г.
По описаниям Г. С. Горшкова и Г. Е. Богоявленской, отложения пирокластических потоков имеют вид массы рыхлого агломерата, состоящего из хаотической смеси песка, пепла и обломков лавы всевозможного размера, до 1—1,5 м в поперечнике. С течением времени агломерат уплотняется. Такой агломерат заполняет русла временных и постоянных водотоков, так как обломочный материал не удерживается на склонах и скатывается вниз. Циркуляция воды вдоль погребенных русел сопровождается миграцией ее в парообразном состоянии вследствие нагрева раскаленным рыхлым материалом пирокластического потока, что приводит к образованию вторичных фумарол. Широко известны вторичные фумаролы на поверхности пирокластических потоков вулкана Безымянного и Долины Десяти Тысяч Дымов (вулкан Катмай).
Если в названной Долине пирокластические потоки образовались, как предполагается многими исследователями, вследствие трещинных извержений, то среди пирокластических потоков необходимо будет различать две разновидности: представляющие результат бокового взрыва (вулкан Безымянный) или являющиеся следствием скатывания палящих туч в депрессионную зону вдоль ограничивающих ее трещин, через которые устремляются раскаленные газы, насыщенные пирокластическим материалом (вулкан Катмай). В первом случае отложения пирокластического потока распространяются на склоны вулканического конуса и его окружение, достигая расстояний, удаленных от центра извержений на первые десятки километров. Для Пеле эти расстояния составляют 10—12 км, для Безымянного — почти 30 км. Во втором случае, когда образование пирокластического потока происходит через предполагаемые трещины, расстояния до этих трещин могут измеряться всего лишь 1—2 км.
По наблюдениям Т. С. Краевой и И. В. Мелекесцева, наибольшая мощность пирокластического потока вулкана Безымянного составляет около 20 м, а в других районах Камчатки — 50—60 м и более. Выброшенный материал разбрасывается таким образом, что перед центром извержения образуется слабо наклоненная равнина (для Безымянного она имела длину около 18 км и ширину 3 км), в пределах которой наблюдаются многочисленные узкие, извилистые в плане, вытянутые по падению равнины, невысокие валы (1—2 м) и неглубокие ложбины. В общей массе выброшенного материала частицы менее 2 мм составляют около 70%.
По-видимому, особый тип пирокластических потоков представляют образования, описанные Б. И. Пийпом на Авачинском вулкане под названием агломератовых потоков. Эти образования Е. Ф. Малеев называет агломератовыми потоками авачинского типа и указывает для них следующие характерные черты. Они извергаются из открытых кратеров и не сопровождаются направленным взрывом, относительно медленно спускаются по склону вулканического конуса, а в нижней части конуса движение их прекращается. Форма потоков (в плане) вытянутая, иногда изометричная или неправильная. Мощность образующихся накоплений 5—10 м, а площадь распространения — несколько квадратных километров и изредка достигает 10 км2.
Такие агломератовые потоки, кроме Авачи, характерны, по Малееву, для вулканов Карымская сопка, Жупановская сопка и Шивелуч. Глыбы агломератового потока авачинского типа обычно округлены, вследствие того что они находились во время движения в пластическом состоянии: на поверхности глыб наблюдаются корки закаливания толщиной 0,5—1 см; размер глыб до 2—3 м, изредка до 10 м (Шивелуч), но преобладают обломки поперечником 0,2—0,3 м (они составляют в потоке местами до 50% всей массы обломков).
В настоящее время имеются описания пирокластических потоков, образовавшихся в подводных условиях и залегающих среди древних отложений. Пример такого потока приводит, в частности, Фиске для формации Оханопекош в штате Вашингтон (США). Подводные пирокластические потоки, по его данным, образуют здесь половину мощности 3,5-километровой эоцен-олигоценовой (?) толщи в восточной части Национального парка, расположенного на горе Рейнир. Большая часть этих потоков образовалась, как полагает Фиске, путем скатывания обломков по склонам активного вулкана во время извержений и после их окончания. Некоторые потоки не были полностью охлаждены во время извержения и перемещались как паронасыщенные смеси пирокластических обломков и воды. Большинство же потоков было охлаждено или слабо нагрето. Возникшие потоки представлены неспекшимися лапиллиевыми туфами или тонкими туфовыми брекчиями мощностью от 3,5 до 70 м, переслаивающимися с отложениями турбидных потоков и пеплопадов.
Фиске выделил три разновидности потоков. Наиболее обычные потоки содержат различные обломки горных пород и изменчивое количество пемзы и являются продуктами фреатических извержений. Второй тип содержит обломки пемзы и осколки стекла и был вызван, по-видимому, подводными извержениями сильно вспенивающейся магмы. Третий тип пирокластических потоков связан с распадом под влиянием эксплозий таких тел, как куполы, иглы и лавовые потоки. Остатки подводного вулкана состоят, по Фиске, из грубых туфовых брекчий, нагроможденных вокруг питающей вулканической горловины.
Спекание обломков в подводном пирокластическом потоке не наблюдалось и не была отмечена столбчатая отдельность, обычная в наземных пирокластических потоках. Предполагается, что подводные пирокластические потоки имели вид исключительно подвижных грязей, которые свободно перемещались поперек тонких водонасыщенных слоев и образовывали плитообразные пласты. По мнению Фиске, эти отложения примыкают к ряду турбидных потоков. Отсутствие спекания определяет температуру изученных Фиске потоков в пределах 100—150. Тесное переслаивание этих потоков с морскими отложениями не оставляет сомнений в том, что они образовались в подводных условиях. Рассмотренный Фиске ряд отложений включает, по-видимому, накопления, представляющие вероятную аналогию не только известным в настоящее время пирокластическим потокам, но также и лавинным образованиям. В целом же этот пример не является бесспорным, так как современные эталоны подводных пирокластических потоков неизвестны.
Позднее Фиске с Мацудой описали аналогичный подводный пепловый поток на примере формации Токива в Японии, а Мутти указал среди морских олигоценовых отложений о-ва Родос в Греции пирокластические породы риолитового состава, которые, по его мнению, образовались в результате перемещения по морскому дну пеплового потока, представляющего смесь раскаленного газа и пирокластического материала («газовую суспензию») с плотностью 1—1,5. Мутти назвал описанные им породы «субмаринными игнимбритами» и даже отметил в них признаки спекания, хотя маловероятно, чтобы в подводных условиях могла бы создаться обстановка, благоприятная для спекания материала. Во всяком случае, подобные указания требуют проверки, хотя бы экспериментальной. Сходного типа кристаллокластические породы риолитового состава описаны М. Г. Ломизе на северо-западе Кавказа среди пород серии гойхт, принадлежащих ааленскому ярусу.
Образованию пирокластических потоков обычно предшествует мощная боковая эксплозия, в результате которой возникают отложения направленных взрывов. Вследствие взрыва, ориентированного почти горизонтально, материал вулканической постройки отбрасывается на значительное расстояние, тем большее, чем интенсивнее взрыв, и зависящее также от угла наклона «оси взрыва». Во время извержения вулкана Безымянного в 1956 г. пирокластический материал при взрыве был рассеян на площади 25X30(35) км. На всей площади отложился слой песка, достигавший на расстоянии около 25 км мощности 15 см, а ближе к вулканам — 35—40 см, а местами 60—70 см.
Т. С. «краевая и И. В. Мелекесцев указывают, что мощность этих отложений, облекающих склоны вершин и возвышенностей, а также выстилающих днища отрицательных форм рельефа, была примерно одинаковой и достигала 15—20 м, но эти сообщения не совпадают с данными Г. С. Горшкова и Г. Е. Богоявленской. Помимо песчаных накоплений на расстоянии 12—13 км от вулкана были нагромождены своеобразные отложения в виде холмиков высотой от 1—2 до 10—20 м, сложенные слабо уплотненными агломератами преимущественно из обломков старых лав. Среди отложений, возникающих в результате направленного взрыва, часто наблюдаются обугленные остатки растений, так как температура выбросов достаточно высокая и горячий воздух опаляет все на пути взрывной волны.
В целом рассматриваемый тип отложений своеобразен, но обосновать распространение таких именно отложений в древних образованиях непросто.
Л ах ары относятся к такому генетическому типу вулканогенных образований, который возникает при активном участии обильных временных водотоков, стекающих по склонам вулкана и увлекающих огромные массы тефры к его подножию, а иногда и дальше, на значительные расстояния от вулканической постройки.
Причины образования таких временных водотоков, насыщенных тефрой и приобретающих вид типичных грязевых потоков или селей, могут быть различны. В одних случаях эти потоки образуются во время извержений, в других — могут возникнуть совершенно независимо от них. Грязевые потоки знакомы человечеству с тех пор, как почти 2 тыс. лет назад при извержении Везувия в 79 г. нашей эры под ним была погребена Помпея. Грязевые потоки были вызваны в этом случае сильными ливнями, обусловленными конденсацией паров, выброшенных во время вулканического извержения на большие высоты в верхние слои атмосферы. Значение конденсации паров при извержении вулканов и образовании грязевых потоков отмечено также для вулкана Бандай в Японии.
В Андах грязевые потоки, образующиеся на склонах вулканов вследствие быстрого таяния снегов перед извержением или во время извержения, наблюдались еще в начале XIX столетия. Такие грязевые потоки, как отмечал Ч. Ляйелль, известны в Южной Америке под названием мойа; их именуют также авенидас. Бурное таяние льдов во время извержения в Исландии вызывает появление мощных временных потоков — йокульхлаупов, переносящих огромные массы обломочного вулканического материала. Аналогичные потоки, возникшие при извержении вулканов в связи с таянием снегов и ледников, давно уже отмечены в Японии, сравнительно подробно описаны в конце прошлого столетия в Южной Америке, в Северной Америке на Лассен-Пике и во многих других местах.
Выявлены также иные причины образования грязевых потоков. Многие исследователи указывают, что такие потоки возникают во время извержений, происходящих через кратер вулкана, занятый водами озера. Подобные случаи описаны в Индонезии, а также на Антильских островах.
Образование грязевых потоков происходит также в случае прорыва естественных запруд на кратерных озерах. Так возник, в частности, холодный лахар на вулкане Келуд (Ява). Грязевые потоки возникают еще и вследствие выпадения обильных дождей, увлекающих за собой рыхлые скопления тефры, покрывающей склоны вулканов.
По Блеквельдеру, типичная черта грязевых потоков — несортированное и нестратифицированность накоплений, возникших в результате их деятельности. Характерную особенность представляет перенос ими крупных глыб на поверхности потока, совершенно аналогично тому, как это происходит при движении ледников. Консистенция грязевых потоков настолько сгущена, что даже крупные глыбы не погружаются на дно и поэтому не подвергаются окатыванию, что отличает грязевые потоки от обычных водотоков. Количество воды в грязевых потоках едва достаточно для разбухания глинистых коллоидов, утраты внутренней связности и образования скользящих масс. Рикмерс тоже подчеркивал, что грязевой поток никогда не сух и не пересыщен водой и в массе движется быстро, подобно потоку обычной грязи; тем не менее обломки в грязевых потоках настолько велики, что эти потоки мало соответствуют популярным представлениям о грязи. Огромные глыбы плывут, подобно пробкам, по воде, и это, как считают, резко отличает грязевой поток от обычной грязи.
Взглядам Блеквельдера и Рикмерса В. К. Ротман противопоставил представление о том, что «в зависимости от насыщенности воды тонким вулканическим материалом могут образоваться лахары различного типа — от плотных до очень жидких. Соответственно будут отличаться и отложения этих потоков. Первые образуют брекчии с большим количеством мелкообломочного материала и угловатыми обломками и глыбами, а вторые — породы типа конгломерато-брекчий с большим количеством цемента». Однако при таком толковании грязевых потоков утрачивается точность определения рассматриваемого типа отложений, поэтому следует считаться прежде всего с ранее выдвинутыми взглядами Блеквельдера, Рикмерса, а также с представлениями Андерсона, Беммелена и других исследователей, предполагающих, что грязевые потоки, или лахары, представляют достаточно своеобразный тип отложений.
Грязевые потоки, горячие и холодные, т. е. возникшие в связи с извержениями или независимо от них, в Индонезии получили название лахаров, и это название сейчас широко распространилось в вулканологической литературе, хотя истинная природа потоков может быть весьма различна. По Р. В. Беммелену, продукты деятельности грязевых потоков имеют вид переотложенных водой вулканических брекчий и содержат наряду с мелкими обломками также угловатые глыбы пород преимущественно вулканического происхождения. Мощность таких накоплений иногда достигает нескольких десятков метров. Отдельные компоненты грязевых потоков в Индонезии, т. е. типичных лахаров, по Беммелену, обычно не образуют скоплений и не сглажены по краям, а объем лавовых глыб, перенесенных лахарами, часто измеряется многими кубическими метрами.
На примере Камчатки Т. С. Краевая и И. В. Мелекесцев указывают, что отложения грязевых потоков образуются преимущественно при бурном таянии снегового покрова, снежников или ледников в результате извержений. Массы воды, увлекающие рыхлый материал и насыщенные вулканическим пеплом, лапиллями и глыбами, либо скатываются по долинам сухих рек, либо образуют на склонах вулканов нерусловые потоки. Главная часть вынесенного материала откладывается непосредственно у подножий вулканов, где формируются широко распространенные на Камчатке наклонные равнины (до 7—8°), изборожденные руслами мелких временных водотоков глубиной 1—3 м, образующихся при весеннем снеготаянии. В эту поверхность местами врезаны на глубину первых десятков метров сухие долины.
Мощность отложений достигает 70—80 м, а их строение характеризуется значительным содержанием крупнообломочного материала и очень грубой параллельной слоистостью. Обломки пород плохо окатаны, нередко остроугольны. Длина грязевых потоков может быть весьма значительной; как указывают Г. С. Горшков и Г. Е. Богоявленская, при извержении вулкана Безымянного в 1965 г. такой поток достиг длины 80—85 км. Известно также, что грязевой поток, образовавшийся в 1877 г. при извержении вулкана Котопахи (Эквадор), достиг длины 150 миль по прямой, не считая извилин.
Таким образом, для отложений грязевых потоков близость к центрам извержений может быть определена, как и для туфов и агломератов, лишь в том случае, когда имеются соответствующие данные об изменчивости мощности отложений, их составе и т. д. Находки отдельных залежей, представляющих результат грязевых потоков, не указывают непосредственно на местонахождение или близость вулканического центра. Опираясь на такие находки, далеко не всегда можно утверждать также, что в области их распространения в прошлом располагались крупные вулканические конусы, так как близкие к лахарам отложения йокульхлаупов образуются в связи с деятельностью щитовых и трещинных вулканов. Точная диагностика происхождения грязевых потоков и их отношения к различного типа вулканическим постройкам пока недостаточно строго разработана, и не всегда имеются необходимые данные для проведения четких различий между породами, образующимися из грязевых потоков и обычными агломератами. В погребенном виде те и другие выглядят как вулканические брекчии, происхождение которых может быть выяснено только на основании специальных исследований.
В настоящее время известны многие территории, для которых указано распространение древних грязевых потоков. Наиболее полное описание ископаемых грязевых потоков принадлежит Андерсону, отнесшему к данному типу отложений вулканические брекчии плиоценовой формации Таскен в Северной Калифорнии. Эта формация распространена на площади около 3400 км2, вытянутой на протяжении 105 км параллельно Каскадному хребту, вдоль восточных его подножий и вдоль долины р. Сакраменто. Ширина полосы варьирует в значительных пределах и достигает 75 км. На западе формацию Таскен сменяют фациально замещающие ее и «пальцеобразно» сочленяющиеся с ней преимущественно невулканические терригенные толщи формации Тэхэма, залегающей на востоке Берегового хребта.
Ближе к Каскадным горам в формации Таскен сосредоточены вулканические брекчии, образующие толщу мощностью около 350 м. На западе в ее составе часто встречаются прослои конгломератов и туфов; конгломераты местами залегают также и в основании разреза формации, несогласно на размытой поверхности меловых отложений. Вулканические брекчии массивны, обломки в них угловаты, сравнительно редко обнаруживают следы обработки водой. Обломков с размерами, большими, чем лапилли, от 10 до 50%. Размеры глыб сильно варьируют на коротких расстояниях. Наиболее крупные глыбы достигают размеров 4Х7Х15 м. Цемент брекчий состоит из лапиллей и грубого и тонкого пепла. Обломки пород и осколки минералов в цементе тоже угловаты. Состав обломков преимущественно андезитовый и базальтовый, но в отдельных участках преобладают андезиты и дациты. Таким образом, состав пород не постоянен и внутри толщи наблюдаются соответствующие фациальные изменения.
Общая геологическая позиция вулканических брекчий и изменчивость их состава, а также данные о мощностях отложений формации Таскен позволили Андерсону определить источники питания и установить, что материал, за счет которого образовались эти брекчии, поступал в результате разрушения вулканических построек, располагавшихся в области Лассенского национального парка, где имеются лавы, сходные по составу с лавами из обломков вулканических брекчий и соответствующие им по возрасту.
Дальнейшие исследования привели Андерсона к необходимости сравнения полученных данных о геологическом положении, составе и строении вулканических брекчий, а также об условиях их залегания с тем, что известно об аналогичных современных образованиях. Опираясь на результате исследований Лакруа, подчеркнувшего, что происхождение вулканических брекчий весьма разнообразно, Андерсон предложил систематику процессов, вызывавших появление этих брекчий. При этом все брекчии он разделил на два класса: не перемещенные водой и перемещенные водой.
Вулканические брекчии, не перемещенные водой, образуются в результате следующих процессов: 1) разрушение куполов (breches des decroulment); 2) интрузии (массивные пепериты); 3) трение; 4) разрушение выступов на лавовых потоках (глыбовая лава); 5) извержения: а) вулканические, б) пелейские, в) ультравулканские (бандайсанские); 6) деятельность сухих лавин (Везувий).
Вулканические брекчии, перемещенные водой (конгломераты — по Лакруа, Вульфу и другим исследователям), связаны с процессами: 1) извержения: а) через кратерные озера, б) сопровождаемые таянием снега и льда, в) следующие сильным дождям, г) сопровождаемые сильными дождями; 2) не имеющие отношения к извержениям: а) обрушение запруд в кратерных озерах, б) сильные дожди, выпадающие на незатвердевшие выбросы, в) быстрое плавление снега и льда (гора Шаста).
Как показал Андерсон, геологические условия, в которых наблюдаются вулканические брекчии формации Таскен, и их расположение относительно источников питания исключают предположение о возможном их преобразовании тем способом, каким возникают брекчии выделенного им первого класса. Сравнивая их с продуктами вулканических извержений, он, кроме того, пришел к выводу, что при этих извержениях наблюдается сортировка материала, отсутствующая в изученных им брекчиях. Также нетипичны для брекчий формации Таскен сочетания 90% вулканического песка с обломками, которые получаются при извержениях, связанных с палящими тучами. Кроме того, углы наклона, характеризующие условия залегания вулканических брекчий Таскенской формации, не превышают 2—3°, что, как он считает, тоже необычно для накоплений, образующихся из палящих туч.
Наоборот, имеются все основания сопоставлять вулканические брекчии формации Таскен с вулканическими брекчиями второго класса. Вследствие явлений, которые указаны Андерсоном для второго класса брекчий, образуются мощные грязевые потоки, распространяющиеся на большие расстояния, измеряемые многими десятками километров, а иногда превышающие даже сотню километров от источников питания. Эти дистанции вполне соизмеримы с шириной полосы распространения таскенских вулканических брекчий. Кроме того, Андерсон детально анализировал геологические и петрографические данные, в результате чего тоже пришел к выводу о том, что изученные им вулканические брекчии относятся к продуктам деятельности грязевых потоков, перемещавших обломки вулканических пород из горного массива, располагавшегося в прошлом параллельно современной долине р. Сакраменто на месте Каскадных гор. Бурное таяние снегов на этом горном массиве, а также семиаридный климат с периодами обильных дождей благоприятствовали образованию вулканических брекчий формации Таскен.
Дополнительные сведения о лахарах формации Таскен приведены Лейдоном, указавшим, что главным источником питания лахаров служат два крупных вулкана, расположенных к югу от Лассен-Пика: Блэк-Бьютт и Майда. Этот вывод Лейдон подтвердил картами изопахит лахаровых отложений и предположил, что образование лахаров связано, кроме того, с деятельностью небольших вулканических построек и даек, сосредоточенных в местности, прилегающей к Лассен-Пику с запада и северо-запада. Лейдон считает, что кроме талых вод в насыщении обломочного материала и образовании лахаров важную роль сыграли магматические (ювенильные) и метеорные (дождевые) воды.
Распространение ископаемых лахаров в настоящее время выявили многие исследователи в различных древних вулканических областях. Неогеновые лахары изучены на Камчатке Б. И. Пийпом в бассейне р. Авачи. Позднее В. К. Ротман указал в Срединном хребте Камчатки аналогичные олигоцен-плиоценовые отложения. Лахаровые толщи были описаны также в Центральной Америке, в горах Абсарока и в Йеллоустонском национальном парке и во многих других местах. Крупный современный лахар изучен на горе Рейнир в штате Вашингтон, США.
В СССР известны многие примеры вулканических брекчий, образовавшихся в результате деятельности грязевых потоков, в частности в Казахстане. М. В. Тащининой, например, описаны мощные (до 400 м) толщи верхнепалеозойских туфов Центрального Казахстана, возникшие из селевых потоков, сопровождавших вулканические извержения. Эти толщи сложены несортированными отложениями с преобладающей тонкообломочной туфовой массой, в которой неравномерно распределены обломки пород, различные по окатанности и составу. Грубообломочные лахаровые брекчии указывает Т. О. Федотов в живетских отложениях района Семиз-Бугу (Центральный Казахстан). Эти брекчии переслаиваются с риолитовыми туфами, частью спекшимися, и песчаниками; они напоминают конгломераты, однако в них не обнаруживается ни сортировки слагающего материала, ни слоистости. В брекчиях присутствуют глыбы игнимбритов и других вулканических пород и мелкообломочный туфовый цемент. По мере удаления от жерла древнего вулкана наблюдается уменьшение размеров обломков, достигающих в прижерловой части 10 м в поперечнике. В цементе пород содержатся скопления чешуек гидробиотита, уплощенные и ориентированные параллельно общему напластованию. Лахаровые брекчии в Казахстане отметил среди верхнепалеозойских и триасовых (?) отложений также Г. М. Фремд. Изученные им в горах Каратау вулканические брекчии имеют линзообразное залегание и представлены обломками лав и «туфолав» однообразного андезито-базальтового состава. Крупнообломочный плохо сортированный материал в этих брекчиях погружен в мелкообломочную туфовую массу. Среди юрских отложений северо-западного Кавказа сходные с лахарами породы описаны М. Г. Ломизе под названием «глинистые туфогенные конгломераты». Таким образом, имеются весьма разнообразные сведения о широком распространении отложений рассматриваемого типа в древних вулканических областях различных территорий мира.
Агглютинаты и игнимбриты относятся к генетическим типам пирокластических образований, в которых обнаруживаются следы оплавления или спекания слагающих породу обломков. Такой тип образований особый интерес приобретает в том плане, что необходимая для агглютинации температура может быть получена, по-видимому, только в континентальных условиях, в сравнительно малом удалении от центра извержений, либо на склонах вулканического конуса, либо вблизи трещины или воронки.
К ряду агглютинированных пород принадлежат различные туфы и агломераты, разнообразные по размеру слагающих породу обломков, но со следами спекания. Ингимбриты же представляют особый тип отложений, происхождение которого дискуссионно, хотя типичные черты установлены более или менее строго как в отношении состава и структуры ингимбритов. так и в отношении условий их залегания, всегда плащеобразного, перекрывающего неровности рельефа.
Сейчас хорошо известно, что игнимбритовый генотип характерен для обширных плато, расположенных среди обрамляющих эти плато горных сооружений, более или менее резко выраженных в рельефе, и, таким образом, тяготеет в ряде случаев к крупным впадинам, получившим название вулкано-тектонических депрессий. Вместе с тем игнимбриты могут наблюдаться в окружении вулканических конусов, что особо подчеркивал Г. С. Горшков на основании изучения результатов извержений вулканов Безымянный и Катмай. В докладе на симпозиуме в Ливерпуле в январе 1969 г. Г. Тазиев сообщил, что, по его мнению, возможен различный механизм образования игнимбритов: во-первых, они могут возникнуть в результате эксплозий пересыщенной газами кислой магмы, образующей подвижные пепловые потоки, подобно тому, как это происходило в Долине Десяти Тысяч Дымов во время Катмайского извержения 1912 г.; во-вторых, они могут представлять «туфолавы» или «пенистые лавы», т. е. вспененные, богатые газами лавовые потоки, известные в СССР и в Италии; в-третьих, они могут быть излияниями потоков стекла, переполненного оплавленными обломками и лепешками гипо — и пиромагмы, что установлено исследованиями Тазиева на вулкане Фантал в Эфиопии. История развития взглядов на происхождение игнимбритов, таким образом, продолжается, и, по-видимому, перевернута далеко не последняя ее страница.
Заканчивая изложение некоторых наиболее существенных сведений о пирокластической группе генетических типов отложений, необходимо остановиться вкратце на проблеме их образования в морских условиях. Выше эта проблема рассматривалась применительно к пирокластическим потокам, для которых был указан один из примеров вероятного подводного происхождения по установленной для таких потоков ассоциации с морскими отложениями, с которыми они переслаиваются. В отношении агломератов и туфов следует указать, что хотя непосредственные наблюдения за отложениями соответствующего типа осадков в результате извержений затруднены, тем не менее и для этих генетических типов происхождение может быть установлено аналогичным методом.
Во многих случаях в туфах, реже — в агломератах, встречаются палеонтологические остатки, по которым тоже устанавливается генетическая принадлежность пирокластических отложений к морским или континентальным образованиям. Такие палеонтологические остатки чаще всего сохраняются в тонкослоистых туфах.
Вопрос о возможном образовании пирокластических выбросов при извержениях на океаническом дне, по-видимому, может быть решен на основании изучения пирокластических пород, переслаивающихся с морскими отложениями. В настоящее время можно утверждать, что в шельфовой зоне пирокластические выбросы в общем обычны, но для больших глубин проблема остается недостаточно ясной и разрешение ее возможно главным образом не путем дискуссий о взрывной силе вулканических извержений и роли водной среды, в которой они происходят, а на основе детального изучения океанического дна, а также путем исследования реальных объектов, представленных различными ассоциациями горных пород. Исследования, развернувшиеся сейчас в обоих направлениях, вероятно, позволят в ближайшем будущем выяснить спорные вопросы и внести необходимую ясность в проблему образования пирокластических продуктов деятельности подводных вулканов.