Карстові процеси
Карст – це процес, що пов’язаний з розчиненням тріщинуватих гірських порід. Розчинником у цих процесах є вода, один з головних факторів хімічного вивітрювання гірських порід.
У даному випадку вода розчиняє розчинні і малорозчинні гірські породи, як на поверхні землі, так і в земній корі (підземні).
Первинні тріщини – це те середовище, де циркулюють підземні води.
На поверхні, зрозуміло, рухається поверхневий стік.
Назва карстового процесу походить від плато Карст, що поблизу Трієста (Адріатичне узбережжя). Саме на цьому плато дуже поширені карстові явища, саме тут вони були вперше описані.
Які ж саме гірські породи розчиняються водою: на першому місці – кам’яна сіль (NaCl) та KCl – соляний карст; на другому – гіпс та ангідрит – гіпсовий карст; на третьому – карбонатні породи (вапняки і доломіти) – вапняковий карст.
Відомо, що підземні води збагачені розчинними солями і газами.
Таким чином, на гірські породи впливає не чиста вода, а складний розчин з перемінною концентрацією солей і газів. Вона, насичена вуглекислотою, розчиняє карбонатні породи (вапняки і доломіти) в багато разів інтенсивніше, ніж хімічно чиста вода.
Присутність у воді домішок NaCl підвищує розчинність гіпсу у 2,5-3,5 рази (в залежності від кількості).
Якщо у воді присутній MgSO4 (гірка сіль, або сірчанокислий магній), то гіпс не розчиняється зовсім.
Поширення карстових явищ в Україні.
Соляний карст – Карпати (Солотвин) – поверхневі і підземні форми.
Гіпсовий карст – Західна Україна (Тернопільська, Хмельницька та Чернівецька області) – переважно підземні форми карсту, тільки у долинах річок проявляються форми поверхневого карсту.
Карбонатний карст дуже поширений в Криму (головна гряда Кримських гір – Кримська яйла), де є прояви поверхневого і підземного карсту.
Які ж саме прояви або форми поверхневого карсту?
Кари – найпоширеніша форма карстового рельєфу, що утворюється на поверхні розчинних порід – це борозни, щілини, дірки тощо, які мають амплітуду (глибину, висоту) від кількох см до 1, інколи – 2 м. Вони простягаються паралельно одна одної у напрямку, що співпадає зі схилом поверхні, яка нагадує гігантську кам’яну ріллю. Борозни зливаються і розходяться без будь-якої закономірності.
Сукупність таких заглибин називають карами, а поверхні розчинних порід, що покриті карами – “карові поля”.
Особливо інтенсивно карові поля розвинені на узбережжі морів, якщо вони складені рифовими масивами.
Понори – це, так би мовити, продовження розвитку карів – вертикальні або похило розташовані отвори, які відводять поверхневі води в глиб масиву. Понори з’являються в місцях перетину тріщин, де є шлях для води вглиб карбонатних порід. Понори знаходяться в сполученні з іншими формами карсту.
Ніші – утворення на крутих схилах розчинних порід як результат впливу великої кількості дощової або талої води. Ніші утворюються при виході підземних вод, що затікають зі схилу. Сприятлива умова – тріщини нашарування.
Лійки – найбільш поширені форми карсту. Це конічні заглиблення зі стрімкими або пологими стінками. Їх перетин (діаметр) здебільшого від 1 до 50 м. Трапляються лійки діаметром 15-20 м. На дні лійок – понори … отвори, що ведуть воду в глибину.
Лійки, що розвинуті на окремих ділянках Кримських яйл мають густину до 50-80 штук на 1 км2.
Розрізняють два типи лійок:
1) вилущування; 2) провальні, які виникають в результаті обвалів підземних карстових порожнин (як безпосередньо, так і перекритих нерозчинними осадовими породами). Провальні лійки можуть утворюватись і в результаті обвалів покрівлі шахтних полів.
Процеси розчинення і ерозії при лінійному розташуванні лійок ведуть до утворення карстово-ерозійних ярів.
Подальший розвиток карстових процесів (розчинення та ерозія) веде до утворення складніших і масштабніших карстових форм – карстових улоговин і польїв, які сягають значних розмірів.
Так Лівонське польє має площу 379 км2. В Україні найбільшими є Бешуйські улоговини у вапняках Криму. Улоговини Ай-Петрі.
На дні полої чи улоговини може бути лійка з понорою, що поглинає воду. Є польї періодично наповнені водою. Деякі перетворились у великі озера.
Карстові колодязі і шахти – це карстові форми, які уходять на глибину у десятки і сотні метрів. За Максимовичем Г.О., 1963,р.– т. І; 1969 р. – т. ІІ. Карстові колодязі мають глибину до 20-30 м і завширшки більше 1 м, а глибші, що сягають кількох десятків і навіть сотень метрів, він називає природними (карстовими) шахтами.
Коли шахти розширюється завдяки дії поверхневих вод і обвалів стінок, утворюється провал (провалля).
Іноді природні шахти і лійки утворюються в місцях впливу потужних висхідних артезіанських джерел. Приклад – котловина озера Церик-Кель, глибиною 258 м.
Зникаючі річки. З карстом пов’язане явище повного або часткового поглинання поверхневого стоку річок.
1.Верхня течія Дунаю біля м. Іммендинена води поглинаються таким чином, що влітку Дунай тут тече карстовими каналами під землею, а коли нарешті виходить на поверхню через 12,5 км у вигляді потужного джерела, яке і вважається початком річки.
2.Річка Суук-Су в Криму тече поверхнею 4 км, потім зникає під землею і виходить з печери “Харанлик Хоба”.
3.Річка Узень (Суук-Су) у південно-східній частині Байкарської долини швидко зникає під землею, далі іде суха долина що покрита галькою та щебенем. Знову води річки з’являються через 10 км на висоті 174 м нижче у вигляді потужного джерела річки Чорної.
Води річок, що течуть у карстових регіонах, можуть цілком поглинатися понорами та лійками. Якщо долина такої річки не досягає головної річки, то це сліпа долина.
Якщо в результаті ерозійної діяльності долина досягає карстових форм, що поглинають стік, а потім губить зв’язок з головною річкою, така долина називається напівсліпою. Карстові форми є місцевим базисом ерозії для цієї річки, а частина долини нижче перетворюється на суходіл.
Періодично зникаючі озера широко розповсюджені на Онезьке-Білозерському вододілі. На їх дні є понори та лійки, що пов’язують їх з ґрунтовими водами, коли в посушливий період зменшується кількість опадів і знижується рівень ґрунтових вод. Відповідно знижується рівень цих озер, що можуть цілком зникати в такі періоди.
Цікаві карстові форми розвинуті в провінції Юннань (КНР). Вони нагадують дерева, стовпи, обеліски тощо. Місцеві жителі називають їх “Кам’яним лісом”.
Підземні карстові форми:
1) закарстовані тріщини, тобто тріщини, розширені водою; 2) карстові печери та канали, що виникають у розчинних породах поблизу верхньої границі повного насичення, де підземні води рухаються по закарстованим тріщинам і де виникають сприятливі умови для розвитку карстових форм; 3) зали – місця, де печери розширюються (такі розширення пов’язані з перетином тріщин).
Кілька найбільших печер на заході України і в Криму охороняються законодавством і є пам’ятками природи. Це печери “Попелюшка”, “Оптимістична”, “Киянка”, “Озерна”, “Кришталева”, “Червона” (Кизил-Хота) і шахта “Солдатська”, глибина якої перевищує 500 м.
Карстові печери досліджують спелеологи, які об’єдналися у спілку.
Виробка печер тісно пов’язана з рівнем (базисом) ерозії. Якщо базис ерозії падає, то понижується і рівень дна печери. При тривалому стоянні рівня можуть сформуватися галереї на новому рівні.
Помічено певну направленість і циклічність у розвитку річкових долин, що знаходить відображення у над заплавних терасах.
Кожна тераса відповідає довгому ерозійно-акумулятивному циклу розвитку річкової долини. З такими терасами, розташованими на різних рівнях, корелюються карстові печери.
Якщо знати вік терас, можна приблизно визначити і вік утворення печер.
Відклади у печерах. 1. Найбільш поширеними є тера-роса – нерозчинні продукти або залишкові від розчинення, переважно червоні глини та доломітова мука.
2. Натічні утворення – СаСО3+Н2О+СО2⇄Са(НСО3)2
Сталактити (зверху), сталагміти (знизу), при з’єднанні верхніх і нижніх натічних форм утворюються колони. Коли вода стікає каскадами, на стінках можуть формуватися “завіси”.
3. Печерний алювій – обвальні відклади, іноді льоди.
Кальцит, гідрооксиди заліза, опал та інші мінерали – целестин. Печерні перлини; гіпсові рози. У місцях виходу підземних вод з тріщинуватих вапняків на поверхню або на дно печери також відкладається карбонат кальцію у вигляді пористої маси. Ці натічні утворення мають назву вапняковий туф.
Суфозія – це процес механічного виносу водою дрібних часток з рихлих порід, що покривають закарстовані тріщини, понори, лійки та інші карстові порожнини, які розвинуті у підстеляючи розчинних породах.
Карстово-суфозійні провальні лійки і шахти досить розвинені у карстових районах покритого карсту (на відміну від середземноморського або відкритого карсту).
“Глинистий” карст. Типова суфозія розвинута у лесових породах, коли атмосферні осадки розчиняють солі і виносять їх та найдрібніші пилуваті частки. У результаті виникають суфозійні лійки та блюдця.
Практичне значення карсту. Не врахування карстових явищ при будівництві може призвести до руйнування споруд: залізничні полотна, дороги, Ровенська АЕС.
У шахтному будівництві важливим є врахування можливого руйнування склепіння або прориву карстових вод і затоплення шахт; іноді приток сягає 5000 м3/годину і більше.
При гідротехнічному будівництві карстові канали можуть бути шляхами витоку води зі створюваних водосховищ (Франція, Іспанія, Італія).
Льодовиковий комплекс відкладів складаються з:
1) морен, які відкладені льодом; 2) флювіогляціальні осадки талих льодовикових вод; 3) лімногляціальні осадки льодовикових озер; 4) соліфлюкційні утворення; 5) морські льодовикові осадки.
Льодовикові осадки взагалі головним чином є продуктом механічної осадової диференціації, в основному – досить недосконалої.
Морени – це відклади, пов’язані з льодом. Це слабко сортовані або несортовані уламки матеріалу, який не має шаруватості і представляє собою накопичення різного розміру валунів і глиб у піщано-глинистій масі.
Іноді морени бувають двочленними – верхній горизонт більш піщанистий і у ньому більше валунів, ніж у нижньому, більш глинистому. Іноді навпаки – залежно від переробки матеріалу водами, що течуть льодовиком, в середині його та під ним.
Лід рухається не монолітною масою, а поділений на низку пластин, що рухаються з різною швидкістю – нижні повільніше, ніж верхні.
Взаємне тертя валунів, що потрапляють між пластинами, викликає їх штрихову та поліровку.
Петрографічний склад валунів різноманітний. До складу морени входять уламки, що принесені з області живлення (наприклад, Балтійський щит), та уламки місцевих порід. За усним повідомленням І.П. Соколова, він знайшов валун вапняку з трилобітом, який походить з карбонових відкладів Московської синеклізи. Г. Стасинська за рештками, що знайшла у валунах в Польщі, написала цікаву монографію з описами нових видів ордовицьких та силурійських табулят.
За механічним складом морени різноманітні.
Серед них розрізняють: кам’янисті, піщані, супіщані (піщано-алевритові), суглинисті та глинисті.
Найбільш постійним компонентом являються алеврити (25-50%). У глинистих фракціях переважають гідрослюди. Коли льодовик проходить торф’яниками, морена може збагачуватись органічними речовинами і пилком дерев, іноді виділяється метан (до 1,5 атм.).
Текстура у морен невпорядкована. Потужність морен на Російській платформі не більше 50 м, зазвичай – 5-20 м. Для PZ3 зледеніння Гондвани вказують цифри до сотень метрів.
*Походження деяких досить поширених льодовикових утворень Q віку ще достовірно не з’ясовано. Це відклади друмлінів, озів та камів.
Взагалі, це горби і гряди, що витягнуті за напрямком руху льодовика. Поширення і форми цих утворень розглядають в курсі “геоморфологія”, тому зупинимось коротко лише на осадках, що складають морени.
Друмліни мають ядро з корінних порід, на якому залягають сортовані піски з гравієм або стрічкові глини.
Ози утворені шаруватими галечниками, гравійними і піщаними накопиченнями – вірогідно, це осади під льодовикових потоків.
Ками складені піщаними і галечниковими осадами, часто мають добре виражену шаруватість – горизонтальну, лінзоподібну і косу. Очевидно, це відклади талих під льодовикових вод льодовика, що перестав рухатися.
Флювіогляціальні відклади – це відклади талих вод, що акумулюють матеріал, на відміну від озів і камів, вже за межами самого льодовика. Талі води витікають з під льодовика ріками і численними ручаями, “навантажені” уламковим матеріалом – валунами, галькою, пісками та глинистими частинками. Ці потоки прориваються через кінцево моренні накопичення, розтікаються прилеглою рівниною і відкладають тут матеріал, що ними переноситься.
Зандрові рівнини розташовані безпосередньо біля зовнішнього краю бувшого льодовикового покриву і контактують з його кінцевими моренами.
Як відомо, геоморфологічний аналіз встановив, що ці рівнини складаються з дуже близьких до площини і широких конусів виносу.
Вища точка зандрового конусу знаходиться біля місця прориву льодовикових вод через вал кінцевої морени. Звідси по радіусах розходяться неглибокі улоговини – русла, якими стікала вода. Зандри поширені на півночі Росії, у Польщі, Німеччині тощо.
Склад зандрових рівнин біля кінцевих морен – галечники, валуни і гравій, далі, головним чином, піски, зазвичай з лінзами гравію та галечникові або з включенням окремих гальок. Ще далі від льодовика піски погано відсортовані, але вже більш однорідні. Для них характерна груба коса верствуватість та лінзоподібна будова.
Мінеральний склад: кварц та силікати (рогова обманка тощо), які зазнають хімічного вивітрювання, але в умовах низьких температур воно проявляється відносно слабко.
Покривні суглинки – алеврито-глинистого складу , нагадують лес, але більш глинисті і менш карбонатні – відкладаються у найбільш віддалених від льодовика частинах рівнини.
Різниця між флювіогляціальними та алювіальними осадками. Талі води, здолавши шлях при льодовиковою рівниною і відклавши зандрові піски, поступово збирались у постійні русла і рухались далі у вигляді річок.
Є.В. Шанцер (1951) пропонує вважати флювіогляціальними відклади до того моменту, коли потоки, відклавши їх, не увійшли до річкових долин.
Так, наприклад, осади верхніх терас Волги відрізняються від флювіогляціальних, хоча й накопичені талими водами льодовика: 1) у них присутні як руслові, так і заплавні осади; 2) вони більш відсортовані по механічному складу; 3) крутизна нахилів косих серій у них менша, ніж у флювіогляціальних відкладах.
Озерно-льдовикові (лімно-гляціальні) відклади, в силу відступу льодовика, простягаються на сотні км.
Перепони – кінцево-моренні гряди, які залишив відступаючий льодовик, гряди з корінних порід і підняття тектонічного характеру.
Найбільш характерними осадками льодовикових озер є стрічкові глини. Походження їх пов’язане із змінами умов осадконакопичення у різні пори року. Річний цикл осадконакопичення утворював одну стрічку, що складається з двох шарів: весняно-літнього (крупнозернистого) і зимового (тонкозернистого).
У літніх шарах фракція <0,01 мм складає 20-30%, решта – алеврити. Зимові верстви майже цілком складені частками <0,01 мм, склад яких може коливатися від 80 до 99%. Потужність літніх верств може сягати десятків см, зазвичай – від долі мм до кількох см.
Стрічкові глини часто містять гальки і сплощені карбонатні конкреції. Загальна потужність стрічкових глин коливається в різних районах 40-50 м, зазвичай – 2-15 м. У відслоненнях потужністю 5-10 м нараховують до 500-1000 річних стрічок (пар верств). Такі підрахунки показали, що останній льодовик відступив з території Європи 8-10 тис. років тому.
Відклади підпірних басейнів.
У Західносибірській низовині ріки мають стік на північ. В епохи зледеніння, коли на півночі був розташований льодовиковий покрив, ріки були запружені й утворювались широкі (просторі) озера з характерними осадками. Це, головним чином, піски, алеврити, суглинки, іноді глини. Всі вони погано відсортовані, містять окремі гальки і гравій. Потужність верств, що чергуються, від 0,5 до 4,0 м. Загальна потужність змінюється в залежності від рельєфу підстеляючих поріді сягає 100 м.
Соліфлюкційні утворення.
Ці відклади вже розглядалися. Нагадую, що соліфлюкаційними можуть бути різні за літологією утворення.
Походження їх пов’язане з тим, що в областях стійкої (вікової) мерзлоти в літній час у верхньому активному шарі складаються умови перезволоження і просочені водою піщано-глинисті ґрунти починають повільно повзти, зісковзуючи мерзлим шаром і створюючи накопичення несортованого і нешаруватого матеріалу.
В інших випадках вода, що інфільтрується зверху, вимиває з ґрунту всі тонкозернисті частинки і на місті лишаються лише грубозернисті осадки – утворюються просадочні форми (тут соліфлюкція заливається з суфозією). До текстур соліфлюкційного утворення можна віднести “мерзлотні клини”, спучування і випирання верств. У викопному стані відомі лінзи льодовикової природи (центральні райони Російської платформи).
Морські льодовикові відклади.
Коли льодовики сповзають у море, вони утворюють:
1)морські морени;
2)айсбергові накопичення;
3)морські льодові відклади;
4)морські стрічкові глини.
Морські морени створюються на дні внаслідок танення льодовика, що рухався на деякому просторі морським дном (мілини). Така морена може бути сортованою і містити морські черепашки.
Айсбергові осадки являють собою різноманітний за механічним складом матеріал, який опустився на дно в районах особливо енергійного танення айсбергів. Зазвичай тонкозернистий матеріал виноситься течіями та хвилями.
Морські льодові накопичення поширені більше морських морен і складаються з матеріалу, який потрапляє на дно з плаваючих льодів. Знаходячись біля берега, як береговий припай, ці льоди захоплюють гальку і пісок.
Морські стрічкові глини не мають чіткої стрічкової структури, як озерні, тому що у солоній морській воді глинисті частинки швидше падають на дно, ніж у прісній, а тому відміни зимових та літніх верств бувають не такими різкими. У цих стрічкових глинах зустрічаються черепашки морських організмів.
Покривні суглинки.
Розглянуті вище відклади належать до льодовикового комплексу. Однак, існують ще осадки, що утворились одночасно з льодовиковими, але генетичний зв’язок їх з льодовиками оцінюється по різному. Сюди відносяться поширені у периферичних частинах, що зазнали зледеніння, покривні суглинки.
Це переважно алеврито-глинисті осади розмивів льодовикових епох, або міжльодовикових епох, або еолові накопичення. Вірогідніше за все “покривні суглинки” є полігенними утвореннями і у різних районах можуть мати різне походження та різний вік.
Геологічне поширення льодовикових утворень. Льодовикові відклади найбільш поширені у північній півкулі в Q періоді.
У більш древніх відкладах льодовиковий комплекс відомий серед С та Р товщ Гондвани. У Південній Африці та Австралії знайдено до 50 горизонтів морен, а на о. Тасманія описані тиліти у 150 м потужністю.
Загальна потужність льодовикового комплексу сягає 600 м, приблизно 200 м припадає на морени.
Більш тривкі, ніж Q льодовикові відклади відомі на Уралі, в Казахстані, Сибіру.
PR морена присутня на Єнісейському кряжі.
Корисні копалини в льодовикових відкладах.
Взагалі льодовикові відклади бідні на корисні копалини за двох причин: 1) слабке хімічне вивітрювання; 2) недосконалий механізм диференціації.
Однак, стрічкові глини і деякі різновиди моренних суглинків використовуються як сировина для цегельного і керамзитового виробництва. Іноді з флювіогляціальними і соліфлюкаційними відкладами пов’язані деякі розсипні родовища.
Відклади посушливих областей і пустель. Аридні області розташовані широкими смугами на Південь та Північ від екваторіальної зони. Власне пустелі тепер займають 15-20 млн. км2, тобто 10%поверхні суходолу.
В пустелях розрізняють кілька областей, що відмінні за особливостями азидного літогенезу.
Області скель і розсипів – переважають процеси фізичного вивітрювання; розвинені чарункові форми видування, пірамідальні валуни та галечники “еолові багатогранники”. Розміри їх різні. Тонкі продукти вивітрювання виносяться вітром і тимчасовими потоками.
Тут відбувається своєрідний хімічний процес, що веде до розвитку на поверхні корінних порід “пустельного загару”. Різкі коливання добових температур призводить до випадіння роси, яка потрапляє у капіляри гірських порід. Вода розчиняє навіть відносно малорухливі сполуки – SiO2, оксиди Fe i Mn. Вранці при нагріванні капілярні сили витягують воду на поверхню, вода випаровується, найбільш розчинні сполуки виносяться, а менш рухливі залишаються і накопичуються. Так утворюється Q-Fe та Q-Mn тонка, іноді блискуча скоринка синювато-чорного кольору, що має назву “пустельного загару”.
Накопичення пісків.
Для пустель характерні рухливі піски. Піщаний матеріал переміщується в пустелях головним чином сальтацією та перекачуванням. Обидва види руху чергуються з періодами покою.
Піски, на відміну від алевритів, за межі пустель не виходять (на границі пустель вони закріплюються рослинністю).
Еолові піски добре сортовані (диференційовані), а великі зерна добре “обкатані”. Їх уламки дрібно- та тонкозернисті, часто гострокутні. Еолові піски пустель утворюються завдяки розвіюванню підстеляючих відкладів різного генезису, найчастіше алювіальних. Наприклад, Кизил куми і Каракуми розташовані на колишніх алювіальних рівнинах.
Колір пісків звичайно світлий, не яскравий – світло-жовтий, світло-сірий, рудуватий, іноді червонуватий або темно-сірий (Каракуми). Потужність до 100 м.
Відклади у понизів’ї рельєфу пустель. Пониження рельєфу пустель можуть мати тектонічне походження або утворюватись за рахунок вітрового видування, можуть бути залишками древніх долин річок, чи широкі русла тимчасових потоків, карст тощо. Різниця походження западин викликає різницю відкладів, що їх заповнюють.
Русла тимчасових потоків виповнюються у період злив, які трапляються дуже рідко, недиференційованим і не шаруватим матеріалом пролювіального типу.
Такири і сори у розрізах заповнюючи відкладів мають чергування верств типово глинистих (такирного осадку) та піщаних, пов’язаних з епохами і періодами особливого енергійного привнесення уламкового матеріалу (навесні). На кінцевих стадіях висихання озера нерідко утворюються хімічні осадки (вапнякові тощо).
Геологічне поширення азидних відкладів.
Типових пустельних відкладів на територіях СНД не відомо. До відкладів азидних (посушливих)областей відносять червоноколірні верстви PR1, С та Р віку, які дуже поширені, особливо на Європейській платформі.
Корисні копалини у комплексі аридних відкладів. Пустелі бідні на корисні копалини. Але аридні області в цілому часто багаті важливими у практичному відношенні комплексами корисних копалин.
Це осадочні мідні руди Джезказгану, розсипи, деякі поліметалічні та уранові руди, а також різноманітні будівельні матеріали.
Наземні вулканічні відклади. Це лави, туфи, відклади термальних вод та газів. Вулканічні утворення представляють різноманітний комплекс, в якому присутні як власно магматичні продукти, так і чисто осадовий матеріал.
Лави. Кислі – в’язкі, тому внаслідок вибуху вони дають багато пухких продуктів, їх потоки зазвичай короткі. Основні лави більш рухливі – при вивержені їх потоки нагадують ріки, а їх застиглі каскади – замерзлі водоспади. За умови тріщинного виливу, такі лави утворюють покриви.
Туфолави та ігнімбрити.
Туфолави – це продукт змішування рідкої лави з частково розплавленими нею пірокластичними продуктами того самого виверження та уламків древніших лав зі стінок вулкану (пірокластичний матеріал – загальна назва уламкових утворень вулканічного походження).
Ігнімбрити – відклади розпечених попело-туфових хмар, які утворюються при виверженні вулканів з в’язкою лавою кислого складу.
Ігнімбрити – це туфи, що спеклися. Накопичення ігнімбритів переважають всі інші типи вулканогенних утворень. Наприклад, інгімбрити Q вивержень у південній Арсенії займають площу близько 10 000 км2, а об’єм – більше 100 км3. У штатах Невада та Юта (N) вони покривають близько 80 000 км2 потужністю близько 2 км (160 000 км3).
Існують не тільки кислі ліпаритові, але й андезитові та базальтові інгімбрити. Вони складені недиференційованими та не обкатаними уламками, іноді з оплавленими краями, що містяться у більш тонкій основній масі, що запеклась.
Іноді помітна верствуватість.
Запікаються породи при температурі не менш, ніж 500 С.
Пірокластичні породи вивержень (уламкові.). Вулканічні туфи – застиглий, роздроблений при виверженні лавовий матеріал. Розміри: від великих глиб та вулканічних бомб до попелових частинок. Більш великі уламки відкладаються поблизу осередку виверження, дрібніший – відноситься далі. Верствуватість виражена чітко – чергування верств різного розміру уламків.
Вулканічний попіл є найдрібнішим продуктом вивержень. Попіл розноситься на далекі відстані. Так у Воронезькій області у N2 плейстоценових відкладах відомі прошарки вулканічного попелу потужністю до 2,5 м, що відклалися внаслідок виверженням у Карпатах, тобто на відстані 1000 км від місця поховання. Поблизу вулканів потужність відкладів попелу сягає сотень метрів.
Хімічні продукти вивержень. Це різноманітні виділення термальних джерел та фумарол. Найчастіше це вапняковий туф (травертин). Утворюються також кременеві туфи (гейзерити) опалового складу. Потужність осадків вулканічних термальних вод сягає місцями 100 м.
Осадки, що виділяються з газів та пари малопотужні, але дуже важливі для економіки (наприклад, сірка та борати півдня Європи).
Відклади грязьових вулканів – їх походження головним чином пов’язане з виходами на поверхню нафтових газів (наприклад, Апшеронський, Керченський півострови тощо). Іноді вони пов’язані з областями сучасної вулканічної діяльності (Камчатка та Курили).
Найбільш типовими відкладами грязьових вулканів є сопкові брекчії – накопичення різноманітних уламків місцевих осадових порід, зкріплених глинистим цементом, іноді з домішками карбонатів та кремнезему, сягають значних потужностей.
Геологічне поширення наземних вулканічних відкладів. Відомі з девону (Центральний Казахстан, гірські області півдня Сибіру, каледоніди Великої Британії, трапи Сибірської платформи, вулкани Карпат у N та Q тощо).
Корисні копалини у континентальних вулканічних осадах. У першу чергу сюди відносяться різні рудні родовища. Найчастіше це жили, що залягають серед туфів та лав. Наприклад, колчеданні родовища Уралу, алмази Південної Африки, Південної Америки та Сибірської платформи, що містяться у “трубках вибуху”.
За умови вологого клімату з вулканічними виверженнями часто пов’язані родовища заліза, сірки, мангану. За умови посушливого клімату – борати, манган, літій, вольфрам, сірка. З продуктами розкладу вулканічних туфів, головним чином попелу, пов’язані родовища бентонітових глин (Закавказзя, Далекий Схід, Україна), ігнімбрити і вулканічні туфи часто є цінним будівельним і виробним каменями (Вірменія)
