عناصر ، بافت و ساختارهای رایج در رسوب های آتشفشانی

عناصر ، بافت و ساختارهای رایج در رسوب های آتشفشانی
در اینجا ما عناصر، بافت ها و ساختارهای رایج در صخره های آتشفشانی را شرح و توضیح می دهیم . این مقاله جامع نیست ؛ ما بر ویژگی هایی تاکید می کنیم که برای توصیف و تفسیر دیاژنز ، تغییر گرمابی متوسط ، دگردیسی و فرسایش درجه پائین منطقه ای حائز اهمیت است .که غالباً در نمودار ها و نمونه های دستی با استفاده از لنز های دستی مشاهده می شود .در ایزولاسیون ، تعدادی از عناصر ، بافت ها یا ساختارها منحصراً وابسته به تشخیص روندهای پیدایشی هستند .اگرچه ترکیب ویژگی ها مبنایی برای تمایز رسوبات آتشفشانی از گدازه ها و توده های نفوذی منسجم را فراهم می کند .که اولین گام مهم به سمت تفسیر روندهای تعیین مکان و موقعیت محسوب می شود .
بافت بلورین و فنو کریست ها
بافت بلورین شامل فنوکریست های نسبتاً بزرگ نیمه شکل دار یا شکل دار پراکنده شده در توده های زمینی شیشه ای یا ریزدانه ها می باشد . این ویژگی گدازه های منسجم ، توده های نفوذی آتشفشانی و سنگ های رسوبی بدست آمده از اینها می باشد .(بخش 3) . که مهمترین معیار برای تمایز فاسیس های منسجم از آذرآواری ها ، مواد آتشفشانی دوباره ته نشین شده و رسوبات ته نشسته نوع آتشفشانی محسوب می شود .
بافت توده بلورین شامل تعداد کمی از فنوکریست های با هم جمع آوری شده می باشد و همچنین نوع رایج گدازه های منسجم و توده های نفوذی آتشفشانی می باشد .
بافت بلورین به طور کلی به شکل گیری در ماگما ها (خمیر مواد معدنى یا الى ) گفته می شود که در دو مرحله جامد و خنک می شود .برخی از کریستال ها در طول خنک سازی زیر سطحی ، تدریجی و اولیه ماگماها رشد می کنند .هنگامی که ماگما فوران می کند ، حاوی این کریستال های نسبتاً جامد ( فنوکریست ها ) معلق در مواد مذاب می باشد .بعد از فوران ، انجماد نسبتاً سریع مواد مذاب منجر به شکل گیری توده های زمینی می شود .در برخی موارد ، مواد مذاب در شیشه آتشفشانی ، با یا بدون کریستال های خاموش سرد می شود : به عبارت دیگر مواد مذاب به توده ریزدانه به هم چسبیده شکل می دهد .
فراوانی فنوکریست در گدازه های منسجم و توده های نفوذی آتشفشانی در محدوده ی بسیار پراکنده (1 درصد حجم ) بیش از حدود 55 درصد حجم می باشد .محدوده ی اندازه به طور مشابهی وسیع است از حدود ا میلیمتر به 3 سانتی متر می باشد . در اکثر موارد ، معدن شناسی ، فراوانی و توزیع فنو کریست به طور معقول با واحدهای جایگاه جریان گدازه ثابت است . بنابراین ، این ویژگی ها میانگین تمایز و طراحی واحد های مختلف در رشته گدازه ها را ایجاد می کند و همچنین مبنای معتبر تری برای ارزیابی ترکیب شیمیایی در این حوزه می باشد .
به این دلیل که فنوکریست ها نسبتاً به تدریج افزایش می یابند و در مواد مذاب معلق اند ، معمولاً نیمه شکل دار یا شکل دار ، کامل و ناشکسته هستند .اگرچه ، اشکال اصلی فنوکریست ها می توانند تغییر یابند اگر محیط فیزیکی یا شیمیایی تغییر کند . روندهای اصلی تغییر شکل پدیده باز گداز جزئی است که منجر به فرم های کلی گرد و محصور می شود و با مواد ذوب واکنش نشان می دهد که دواره هایی از مواد معدنی ریز دانه اطراف فنوکریست ها را تشکیل می دهد . فنوکریست های کوارتز در گدازه سیلیس دار و توده نفوذی آتشفشانی معمولاً تاثیرات پدیده باز گداز ( جذب دوباره مواد ) را نشان می دهد .آنها معمولاً نمود بلور دو هرمی دارند اما نسبتاً گرد و محصور هستند . در طول افزایش و فوران ماگما حامل فنوکریست کوارتز، قابلیت انحلال
SiO2
در مواد مذاب با کاهش فشار افزایش می یابد و در نتیجه فنوکریست های کوارتز که در ابتدا با مواد مذاب ثابت بودند نسبتاً دوباره جذب می شوند .
فروافتادگی پدیده باز گداز و واکنش دیواره ها غالباً برای انعکاس عدم تعادل بین کریستال ها و مواد ذوب نشان داده می شود و در تشخیص زنوکریست ها ( بیگانه بلور )حائز اهمیت هستند .اینها کریستالهایی هستند که از ماگمای میزبان متبلور نمی شوند اما به طور تصادفی از منبع خارجی از جمله صخر های دیواره متلاشی شده ترکیب می شوند . زنو کریست ها شامل مراحل معدنی نا سازگار با یا غیر معمولی از ترکیب ماگما میزبان است . ترکیب ماگماهای بلورین قبل از فوران همچنین منجر به بافت های نامتعادل ، مجموعه های پیچیده بلورین و تقسیمات نا متاجنس بلورین می شود .
حتی در گدازه های تغییر شکل نیافته و توده نفوذی ، فنوکریست ها گاهی اوقات ترک می خورند و می شکنند . کل قطعات به دست آمده از یک فنوکریست معمولاً گروهی را تشکیل می دهند که بافت پیچیده ای دارد ، اگرچه برخی بخش ها ممکن است بر محور خود بگردد و از بقیه جدا شود .فنوکریست ها در ماگما ها به دلیل شکاف در طول طغیان ، تشکیل سریع مواد ذوب محیطی یا آزاد سازی فشار در طول افزایش و انفجار می شکنند .در محل تجزیه فنوکریست ها همچنین موجب اشباع و آب پوشی گدازه های میزبان یا توده نفوذی آتشفشانی می شود .
در اکثر موارد ، بافت بلورین می تواند با اطمینان در این حوزه ، در رو آمدگی های کوچک و نمونه های دستی شناسایی می شود ، و به آسانی با بررسی بخش های باریک تایید می شود .اگرچه ، برای در نظر گرفتن کل اطلاعات لیتوفاسیس در دسترس قبل از نتیجه گیری که نمونه بلورین متعلق به یک گدازه منسجم یا توده نفوذی یا فاسیس خود تخریبی مرتبط می باشد ضروری است .حتی شکل دار تقسیم کننده فنوکریست های نمایان همچنین در برخی از ته نشست های آذر آواری تغییر شکل یافته متصل و گدازه مانند یافت می شود .( هنری و همکاران 1988).اگرچه توسط فوران های آذر آواری به وجود می آید ، بافت شیشه ای در این ته نشین ها اغلب کاملاً توسط واشیشه ای با دمای بالا و به هم پیوسته از اجزاء شیشه ای روی هم می افتد.صخره های آذر آواری تغییر شکل یافته و گدازه مانند در حال حاضر فقط در زنجیره های آتشفشانی رو زمینی شناخته شده هستند .اکثر نمونه ها ترکیبات پرالکالین دارد و یا می توان استنتاج کرد که در دمای غیر معمول بالا فوران می کند . بافت آذر آواری نمایان همچنین در ته نشست های غنی از سنگ خارا غیر متصل یافت می شود .که تغییر و فشرده سازی درونزادی محیط سنگ های خارا آذر آواری را می پوشاند . ( بخش 5 ؛ 5-6 . 45)
کریستال ها و قطعات کریستال(1)
کریستال ها و قطعات کریستال در محدوده ی وسیعی از ته نشست های آتشفشانی یافت می شود . آنها سر انجام از ماگماهای آذر آواری و از متبلور یا صخره های بیرونی آذر آواری منتج می شوند. روندهای انفجاری اولیه و ته نشینی سطحی فروپاشی می تواند به طور موثری کریستال ها را از میزبانشان جدا کنند و آنها را در رسوبات آتشفشانی غنی از کریستال متمرکز می کند .( کاس ، 1983)
کل کریستال ها و قطعات کریستال در طول فوران های انفجار ی ماگما آذر آواری تجزیه می شوند .بخش کوچکی از قطعات کریستالی در صخره های آذر آواری ناشی از تجزیه صخره های دیواره دگردیسی و آذرین می باشد. در ته نشست های آذر آواری ، قطعات زاویه ای کریستال های شکل دار معمولاً بیشتر از کریستال های شکل دار کامل هستند ، و محدوده ی اندازه دانه نسبتاً بزرگ را نشان می دهند ، حدود فوقانی توسط حداکثر اندازه فنوکریست در ماگما منبع آذر آواری تعیین می شود .اجزاء کریستالی ، مخصوصاً شکل دار ، گردبافت نسبتاً نازک از سنگ خارای شیشه ای یا تفاله معدنی دارد . برخی کریستال های درون سنگ خارا یا تفاله های معدنی در مکان شکسته می شوند ، و اجزاء بافت پیچیده دارند.
قطعات سرد ماگما آذر آواری ابزار دیگر تولید کریستال های آزاد و قطعات کریستالی است ، و می تواند در ترکیبات اندازه شن و دانه درشت تخریبی شیشه ای به خصوص تخیبی شیشه ای ته نشین شده حائز اهمیت باشد .قطعات سرد در مکان گدازه های آذر آواری معمولاً بر فنوکریست ها ، تولید شکل پیچیده یا نسبتاً پیچیده ، مجموعه قطعات کریستالی تک کانی تاثیر بگذارند. تغییر متوالی و تغییر شکل فنوکریست ها و توده های زمینی شیشه ای قطعات سرد منجر به بافت آذر آواری آشکار می شود .کریستال ها در رسوبات ته نشین شده آتشفشانی ناشی از رسوبات آذر آواری یا خودتخریبی حامل کریستال غیر متصل از ته نشت مجدد و اعمال دوباره و توسط هوازدگی سطح و فرسایش صخره های آتشفشانی حامل کریستال می باشد از جمله گدازه آذر آواری یا ایگنیمبریت متصل غنی از کریستال . قطعات کریستالی مبدا به طور فزاینده ای توسط روندهای سطحی گرد شد و مدارک مکانیسم های تشکیل دهنده کلاست اصلی تخریب شد . توجه کنید که برخی فنوکریست های اولیه قبل از انفجار به دلیل جذب دوباره ماگمایی گرد شدند .
قطعات کریستالی معمولاً محصور می شوند و بر اندازه درشت دانه یا شن خاکستر رسوبات آتشفشانی تسلط دارد . تجمع معدنی مشخص شده توسط کریستال ها و قطعات کریستالی در ته نشست های آتشفشانی ، به خصوص آدر آواری و ته نشستهای آتشفشانی فورانی دوباره ته نشین شده جریان توده ، نشان می دهد که در ماگماهای منبع آذر آواری وجود دارند و دستورالعملی مفید برای ترکیب منابع ارائه می دهند .اگرچه، نسبت فراوانی کلی و نسبت های نسبی اصلی هر مرحله معمولاً در طول تجزیه و انتقال تغییر می یابد و به آسانی نمی شود به نسبت های نسبی و فراوانی اجزاء کریستالی در رسوب نهایی آتشفشانی پی برد .گذشته از محدودیت ، اطلاعات درباره ی جمع آوری ، نسبت فراوانی کلی ، فراوانی نسبی ، اندازه و شکل قطعات می تواند مبنای معتبر و موثر تری برای تمایز و طراحی بخش های آتشفشانی در این زمینه را فراهم کند .این پارامتر ها تقریباً ثابت اند یا به لحاظ سیستماتیکی در بخش های تعیین مکان در ته نشست های آذر آواری اولیه متفاوت اند و همچنین معمولاً در رسوبات آتشفشانی دوباره ته نشین شده جریان توده نیز متفاوت اند .
تغییرات سیستماتیک در اجتماع قطعه کریستالی ساختمان غشایی در ماگما آذر آواری منبع و یا طبقه بندی بخش های کریستالی بر اساس اندازه یا تراکم در طول انتقال و ته نشست را نشان می دهد .( به خصوص در ته نشست های گرد و غبارهای اتمی رایج است .)
حفره ها (2)
فرّار ها ی برون رسته از گدازه ها ، توده های نفوذی سطحی و سنگ های توف متصل متراکم جمع شده در حباب ها حفره (ریز کیسه – آبدانک ) نامیده می شود .که به طور ثابت در انجماد محبوس می شود و محافظت می شود .حفره ها همچنین توسط حباب های بخار محصور شده در برخی ریز دانه ها ، رسوبات خاکستر مرطوب تولید شده توسط فوران های انفجاری شکل می گیرد .( لورنز ، 1974 ؛ روسی ، 1992).
آمیگدالس حفره های تشکیل دهنده هستند که نسبتاً یا کاملاً با مواد معدنی ثانویه پر می شود .
حفره های در سیلیسیس ، جریان های گدازه مافیک و میانی ، در مکان های زیر آبی و رو زمینی رایج هستند . تغییرات در اندازه ، شکل و فراوانی شان در گدازه ها فعل و انفعالات چندین بررسی را نشان می دهد که شامل غلظت و محتوای فرّار ماگما اصلی ، میزان عدم تراکم و پراکندگی ، بهم پیوستگی و تداخل حفره های مجاور و تغییر شکل در طول طغیان را نشان می دهد .برخی جریان های بازالتی رو زمینی شامل مناطق پر از حفره بالایی و پایینی جدا شده از حفره های داخلی ضعیف می باشد .منطقه بالایی ضعیف تر ، فرار تر و حاوی حباب های بزرگتر از منطقه تحتانی است ، که احتمالاً ناشی از به هم آمیختگی حباب های بالا آمده در طول انجماد است .( ساهاگیان و همکاران 1989). دیمروث و همکاران (1978) افزایش یکسان در حفره به سمت بالای جریانات صفحه بازالتی زیر آبی در آرچین کوبک،کانادا را مورد اشاره قرار داد . الگوی متفاوت در پاهوهو " اسفنجی " یافت می شود . ( واکر 1989) : حفره ها کروی هستند و اندازه و نسبت فراوانی آنها به طور نظام یافته ای از حاشیه ها به مرکز بخش های جریان گدازه افزایش می یابد .
این تقسیم بندی ناشی از رشد حفره و بله هم پیوستگی در گدازه های استاتیک می باشد که قدرت تولید قابل توجهی دارد و اصولاً از بخش های میانی به انتهایی جریان های بازالتی رو زمینی افزایش می یابد .
حفره های لوله سرواخ های استوانه ای باریک هستند که بیش از چندین میلیمتر عرض و دهها سانتی متر طول دارند .آنها معمولاً نزدیک مبنای جریانات گدازه پاهوهو رو زمینی یافت می شوند .(واترز ، 1960 ؛ واکر 1987 ؛ ویلموث و واکر 1993 ). در خاکریز ها و پشته ها یافت می شوند ( واکر ، 1987 ) ، و به طور شعاعی در داخل گوشه های پشتی پخش می شود (جونز 1969 ؛ استون و جونز 1986 ؛ کاواچی و پرینگل 1988 ؛ یاماگیشی و همکاران 1989 ؛ واکر 1992 ).حفره های لوله ای مجاور در جریانات بعضی اوقات به سمت بالا به هم می چسبند و یک
Y
معکوس را شکل می دهند . و تعداد کمی به سمت بالا تقسیم بندی می شوند .در جریان های گدازه رو زمینی ، حفره های لوله به نظر می رسد محدود به صفحات قرار گرفته در شیب های بسیار ملایم است . ( < 4 درجه ؛ واکر 1987).فیلپوتس و اوئیس (1987) و گودینوت (1988) حفره های لوله را مرتبط با برون رهش گاز درون حباب ها می دانند که متصل به ناحیه انجماد هستند .همانگونه که این منطقه در گدازه های در حال سرد شدن پیشروی می کند ، حباب ها به رشد ادامه می دهند ، در ابتدای انجماد لوله های استوانه ای تشکیل می دهند .
نسبت فراوانی و اندازه حفره در گدازه های فوران شده زیر آبی همچنین تحت تاثیر محدود کردن فشار اعمال شده توسط ستون آب قرار می گیرد . ( مک بیرنی 1963). در برخی موارد ،جریان های گدازه زیر آبی حفره ای ( کیسه ای ) به طور نظام یافته ای به سمت بالا از طریق توالی مدام جریانات متعدد مرکب ، احتمالاً در واکنش به فشار اعمال شده در حال کاهش افزایش می یابد . ( مور ، 1965 ؛ جونز ، 1969 ؛ مور و چیلینگ 1973 ؛ کازینو و دیمروث 1982 ) . در مطالعات کهن توالی آتشفشانی ، برخی روش ها شاخص های مفیدی از محیط های قدیمی کم عمق و عمیق می باشد .اگرچه ، بررسی عمق آب حائز اهمیت است ، حفره به تنهایی برای میانگین تعیین عمق کامل آب مقایسه عمق قرارگیری توالی گدازه های جدا ، و تعیین تغییرات در عمق در جریان تشکیل توالی های ترکیبات مختلف نامعتبر است .
شیشه آتشفشانی (2)
سرمای سریع مواد مذاب سیلیکات شیشه آتشفشانی جامد تولید می کند . شیشه آتشفشانی بدون حفره ، نسبتاً حفره دار یا عمدتاً حفره دار می باشد . ( سنگ پایی ( سوراخ سوراخ ) یا کف دار (تفاله دار ).
نمونه های دستی صخره های شیشه ای آتشفشانی سطوح شکسته صدفی مجزا و درخشش شیشه ای دارند . در قسمت باریک ، شیشه آتشفشانی تغییر نیافته ایزوتوپی است . اگرچه ، در برخی موارد انجماد شامل دوره ی کوتاه متبلور شدن بسیار سریع می باشد ، و این شیشه با کریستال های سرد جمع می شود . کریستال های تشکیل شده در طول سرد شدن تنوع اشکال متفاوت دارد . ( برای مثال ، اسکلتی ، شاخه دار یا اشکال نیمه دایره ای ؛ مجموعه های ستاره مانند وشاخک دار ؛ توفال هایی با انتهای شیاردار (دم فاخته ای ) ؛ میله ها یا زنجیر ها – ژوپلین 1971 ؛ بریان 1972 ؛ کوکس و همکاران 1979 ؛ سوانسون و همکارانش 1989 ) ؛ آنها ممکن است به صورت موازی به مسیر های جریان در زمان انجماد مواد ذوب متصل شوند . آنها به صورت بدون حفره و سنگ پایی ، جریان های گدازه منسجم و در سنگ پای آذر آواری تازه یافت می شود . کریستال های سرد رایج اند ، اما به طور ثابت میکروسکوپی نیستند .( کریستاله ، میکرولیت ).اولیوین سرد در گدازه های فرامافیک کریستال های تیغه دار اسکلتی ( بیش از چند سانتی متر ) تشکیل می دهد . ( بافت اسپینیفکس )
تبلور میکرولیت ی فراوان در واکنش به درجات بالای بسیار سرد و فوق اشباع یافت می شود .سواسون و همکاران (1989) نشان می دهد که @@@@@@@@@@@@
دو نوع شیشه بازالتی رایج وجود دارد (پیکوک و فولر 1928 ؛ فیشر و چمینک 1984 ؛ هیکن و ولتز 1985).سیدرملین ایزوتوپی ، شفاف ، بی رنگ یا زرد ، شیشه طبیعی است . تاچیلیت در واقع نسبتاً متبلور است و حاوی میکرولیت های اکسید
Fe -Ti
وافر می باشد که موجب ناشفافی (کدری ) می شود.آبش کم دما و تغییر سیدرملین آن را به پالاگونیت قهوه ای یا زرد ، صمغی با تغییراتی به
H2O , FeO/Fe2O3 , MgO , Na2O
و برخی عناصر کم مقدار تبدیل می کند.تاچیلیت برای تغییر قابلیت کمتری دارد زیرا عمدتاً از کریستال تشکیل شده است . پالاگونیتیزیشن شیشه بازالتی بسیار سریع است ( که در طول سالیان اتفاق می افتد )، به خصوص در ته نشین های خاکستر مرتبط به شرایط گرم و مرطوب ، برای نمونه ، سیستم های نسبتاً گرمابی .( هیکن و ولتز 1985 ؛ جاکوبسون و مور 1986 ؛ فرند و سینگر 1992).تغییرات پیشرفته تر و دگردیسی پالاگونیت را به اسمستیت ( نوعی کانی ) فریک اکسید ( دارای ترکیبات آهنی ) ، زئولیت یا کلریت ، بستگی به ترکیب منفذ سیال و دما دارد .شیشه سیلیس ( شیشه معدنی ) معمولاً شفاف و خاکستری روشن تا تیره یا سیاه در نمونه های دستی است . دیاژنز ، دگردیسی درجه پائین و تغییر گرمابی شیشه سیلیس را به ماسه های ریز دانه و زئولیت تبدیل می کنند.تغییر شیشه سیلیس شامل مرحله اولیه انحلال شیشه با منفذ سیال
PH
(<9)
می باشد .که با ته نشینی از محلول مواد معدنی جدید ریز دانه ادامه می یابد .در اکثر موارد ، شیشه سیلیس در صخره های قدیمی آتشفشانی توسط مجموعه های کوارتز ریز دانه ( کلریت ، سریسیت ) یا فیلوسیلیکات نشان داده می شود .
میزان تغییر صخره های آتشفشانی شیشه ای شدیداً توسط ضریب تخلخل کنترل می شوند .ذرات شیشه ای در صخره های آتشفشانی غیر متصل به خصوص برای تغییر آسیب پذیر است . درز ها ، ترک های مرواریدی و سطوح شکسته سرد در گدازه های شیشه ای منسجم و توده های نفوذی معمولاً بر روندهای تغییر تمرکز می کنند .
واشیشه ای شدن (تغییر از حالت جامد شیشه ای به حات بلورین ) ( 3، 4 )
شیشه ها به طور ترمودینامیکی ناپایدار اند و ناگهان حالت بلوری می گیرند یا با تغییر مواد معدنی از جمله زئولیت ، فیلوسیلیکات یا پالاگونیت جا به جا می شود . وا شیشه ای شدن شامل هسته زایی و رشد کریستال ها در شیشه ها در دمای فوق خط انجماد می باشد .این یک رند است که همراه با خنک سازی شیشه منسجم و گرم می باشد و بنابراین بر گدازه ها ، سنگ های نفوذی کم عمق و رسوبات آذر آواری متصل متراکم تاثیر می گذارد .در نهایت در واشیشه ای شدن اولیه و بنیادی با دمای بالا از تبلور در واکنش به دگردیسی ، تغییر گرمابی یا هوازدگی مجزاست . گوی سنگ ها ، لیتو فیسا ، بافت کروی و بافت میکروپویکیلیتیک متشکل از کوارتز ریز دانه و فلداسپات ویژگی محصولات واشیشه ای شدن با دمای بالا شیشه سیلیس می باشد .(لافگرن 1971).تبلور دوباره متوالی در تکه تکه به هم پیوستن و فلداسپات بافت های واشیشه ای اصلی را اصلاح می کند یا تخریب می کند .لافگرن (1971 و 1974 ) به طور مصنوعی اکثر بافت های واشیشه ای یافت شده در شیشه های ریولیتی طبیعی را تولید کرد و بررسی های مهم در میزان و محصولات وا شیشه ای شدن را تعیین کرد .سرعت واشیشه ای شدن بستگی به دما و در حضور و ترکیب محلول های آبی دارد .(مارشال 1961 ؛ لافگرن 1970 ) . به ویژه ، زیر 300 درجه سانتیگراد یا تحت شرایط خشک یا اگر فقط آب خالص وجود داشته باشد ، سرعت واشیشه ای بسیار کند می شود .وجود محلول قلیایی سرعت واشیشه ای شدن را تا 4 تا 5 مرتبه مقدار را افزایش می دهد . ( لافگرن 1970 ).
OH
در این محلول ها به انتقال زنجیره های پلیمری
SiO4
کمک می کند ، درون تتراهدرا
جدا ، و انتشار سریعتر SiO4
Na,k
را امکان پذیر می سازد .هر دو تغییر تبلور کوارتز و فلداسپات را افزایش می دهد .علاوه بر تغییرات بافتی ذکر شده در بالا ، واشیشه شدن منجر به تغییرات چشمگیر در شیمی صخره های توده ای ، به ویژه تاثیر بر محتوای
SiO2,H2O,Na2O,K2O,Al2O3
می شود ( لیپمن 1965 ؛ لافگرن 1970 ) و در اکثر موارد ، فراوانی عنصر زمینی کمیاب وردیابی آن می شود . (ویور و همکاران 1990).
لافگرن (1971) دو ارتباط بافتی میان محصولات واشیشه ای شده شیشه های سیلیس را از هم متمایز کرد .بافت شیشه ای پایه شامل شیشه ای است که حاوی گوی سنگ های مجزا می باشد .( شیشه معدنی گویچه )
ترک های مروایدی و تنوع کریستالیت سرد در قسمت های شیشه ای یافت می شود .این مبنای بافتی خنک سازی سریع و آبدهی کم دما ماگما نسبتاً خشک را منعکس می کند .وا شیشه ای در بافت گویچه ای کامل است ، شیشه تشکیل دهنده به بافت گوی سنگ و یا بافت میکروپویکیلیتیک متبلور می شود . خنک سازی نسبتاً تدریجی و حفظ دمای بالا یا وجود محلولات آبی به خصوص محلول آلکالی به افزایش بافت های گوی سنگی کمک می کند .لوفگرن (1971) پیش بینی کرد که شیشه مرتبط با حرارت ، فشار و محلول های افزایش یافته باید گرانوفیریک باشد ، حاوی فلاداسپات وکوارتز های همسان دانه و فقدان در مدارک بافتی وجود شیشه تشکیل دهنده می باشد.بخش های مرکزی بسیار ضخیم ( ده تا صد متر ) ، ایگنیمبریت متصل متراکم معمولاً بافت گرانوفیریک ناشی از خنک سازی تریجی و تبلور اجزاء شیشه ای را نشان می دهد . ( سنگ خارا و خرده ریزه های چسبیده ).
گوی سنگ ها
گوی سنگ ها حاوی آرایش شعاعی فیبر های کریستال است . هر فیبر یک کریستال جدا است که فقط جهت گیری بلور شناسی نسبتاً متفاوتی از کریستال های مجاور دارد . گوی سنگ ها یک محصول خاص از وا شیشه ای شدن شیشه های طبیعی با دمای بالا هستند . در صخره های آذرین سیلیس شیشه ای اولیه ، فیبر های کریستال شامل فلداسپات و یا کوارتز قلیایی می باشد . ( یا کریستو بالیت ). در صخره های مافیک ، فیبر های گوی سنگ حاوی پلاژیوکلاز و یا پیروکسین می باشد .
گوی سنگ ها در سراسر دوران رشد شان کروی شکل نیستند .(لوفگرن ، 1971 ؛ 1974 ).لوفگرن (1971) اثبات کرد که ریخت شناسی گوی سنگ ها در شیشه های ریولیتی بر اساس دمای شکل گیری متفاوت است . ( نمودار 14 ) .گوی سنگ های تشکیل شده در دمای بالا ( 700 درجه سانتیگراد ) شامل گروه های باز از فیبر های کریستال با فضای زیاد هستند . در دمای پائین ( < 400 درجه سانتیگراد ) ، گوی سنگ ها متشکل از دسته های فیبرهای شعاعی هستند . دسته های پاپیونی شکل فیبرها نشاندهنده ی دمای متوسط شکل گیری است . ( 400-650 درجه سانتیگراد ) . بعلاوه ، پهنای فیبر کریستال با افزایش دمای شکل گیری افزایش می یابد .ساختار فیبر کریستال داخلی می تواند برای تکه تکه به هم پیوستن کوارتز – فلداسپات در نتیجه ی تغییر ثانویه ، دگردیسی یا تغییر شکل دوباره متبلور شود .
گوی سنگ ها معمولاً قطرهای 0.1-2.0 سانتی متر دارند اما ممکن است بزرگتر هم باشند . ( برای مثال 20 -10 سانتی متر در ایگنیمبریت متصل – استیون و لیپمن 1976 ).گوی سنگ های مجزا معمولاً کروی هستند . گوی سنگ های مجاور ممکن است یکدیگر را خرد کنند و رشته های کشیده از گوی سنگ ها را تولید کنند ، اغلب در امتداد جریان لایه بندی به هم متصل می شوند .
نمودار 14 . مورفولوژی گوی سنگ . اشکال کلی گوی سنگ های کروی اغلی به دلیل اصابت گوی سنگ های مجاور نامنظم هستند . گوی سنگ های پاپیونی شکل شامل 2 دسته مخروطی شکل از فیبر های به هم پیوسته در سرشان می باشند .گوی سنگ های پر مانند باز ، ضخیم و بادبزنی شکل هستند . فیبر ها در گوی سنگ های آگزیولیتیک از یک خط متشعشع می شوند . تجدید نظر شده توسط لوفگرن ( 1974).
لیتو فیس ها
لیتوفیس ها گوی سنگ هایی هستند که یک حفره مرکز دارند .( رایت 1915 ؛ راس و اسمیت 1961 ). آنها در مراحل اولیه دوران خنک سازی شروع به رشد می کنند ، هنگامی که شیشه داغ هنوز قادر است تا به طور پلاستیکی نغییر شکل دهد .و شامل هشته زایی گوی سنگ ها در ریز کیسه ها ی کوچک می باشد . همانطور که تبلور گوی سنگ ها پیشروی می کند ، ریز کیسه ها با فشار بخار زیاد برون رسته افزایش می یابد . حفره ها از مرکز به شکل ستاره تغییر می کنند ، و باز باقی می مانند یا خطی می شوند یا با سنگهای معدنی مثل آگیت یا کلسدونی پر می شوند .لیتوفیس ها قطر های بزرگتر از گوی سنگ ها دارند که به دهها سانتی متر در عرض می رسد .مانند گوی سنگ ها ، لیتو فیس ها محصولات خاص واشیشه ای شدن شیشه سیلیس منسجم در دمای بالا هستند .و در گدازه های شیشه ای اولیه و رسوبات آذر آواری متصل یافت می شوند .
بافت میکروپویکیلیتیک
بافت میکروپویکیلیتیک حاوی کریستال های نامنظم کوچک از یک ماده معدنی می باشد (<1 میلی متر ) که کاملاًکریستال های کوچکتر از مواد معدنی دیگر را محصور می کند . بافت میکروپویکیلیتیک متشکل از کوارتز های متوالی نوری می باشد که توفال ها یا گوی سنگ ها ی فلداسپاتی را محاصره می کند که به خصوص در ریولیت ها رایج است .و به طور مصنوعی در آزمایشات واشیشه ای در شیشه ریولیتی تولید می شود . ( لوفگرن 1971 ).بافت مشابه توسط آندرسون ( 1969 ) بافت برف دانه ای نامیده شد .قطعات کوارتز متوالی به طور نوری شامل چندین گوی سنگ می شود و یا به طور متراکم با کریستال های فلداسپات دور هم جمع می شوند . بنابراین فقط تعداد کمی از مناطق با گنجایش آزاد کوارتز رها می شود . این نتایج در نمونه های دستی یک بافت دانه ای است .
مرحله اولیه در افزایش بافت میکروپویکیلیتیک در ریولیت شامل قطعات غنی از کوارتز جداشده در توده های زمینی می باشد .تحت کلسیت چلیپایی این قطعات فرونشین می شوند .افزایش بیشتر در شکل گیری مرزها منعکس می شود ، که در نور قطبی شده سطح و با کلیست های چلیپایی قابل رویت است . توفال های فلداسپات وافر که در محاصره کوارتز میکروپویکیلیتیک قرار دارند جهت گیری مرجع را نشان نمی دهند . به علاوه ، فلداسپات ( و سریسیت بعد از فلداسپات ) بر حاشیه های قطعات پر از کوارتز متمرکز می شود .
در برخی نمونه ها ، هسته های کریستال های کوارتز میکروپویکیلیتیک بدون گنجایش هستند و بسیار متمایز اند .هسته ها هم زمان با باقیمانده کوارتز میکروپویکیلیتیک فرو نشین می شود و معمولاً اشکال کلی نامنظم دارند . سریسیت ( بعد از فلداسپات ) در شکاف های بین کوارتز میکروپویکیلیتیک جمع می شوند . بافت دانه ای ( شکری ) نمونه های دستی ماسه سنگ های منظم را جمع آوری کرد .
بافت میکروپویکیلیتیک ناشی از وا شیشه ای اولیه شیشه سرد می باشد و در صخره های شیشه ای منسجم ( گدازه ها و سنگ های توده ای کم عمق ) و ایگنیمبریت متصل متراکم افزایش می یابد . ( اندرسون 1969 ؛ لوفگرن ، 1971 ).این بافت عمدتاً در صخره های سیلیسی یافت می شود . لوفگرن ( 1971) خاطر نشان کرد که بافت میکروپویکیلیتیک از طریق وا شیشه ای شدن اولیه افزایش می یابد ، به خصوص در شیشه هایی که محتوای آب نسبتاً بالایی دارند یا به تدریج خنک می شوند .
سنگ مروارید ( پرلیت )
سنگ مروارید شیشه آتشفشانی است که فراوان ، نازک ، متقاطع ، قوسی است و به تدریج شکاف های منحنی دار که اطراف هسته شیشه سالم را می گیرد ، و به طور کلی کمتر از چند میلیمتر عرض دارد . شکاف های مرواریدی در واکنش به آبدهی شیشه افزایش می یابد . آبدهی شامل پراکندگی آب در شیشه جامد می باشد که با افزایش حجم همراه است . زنجیره های مرتبط با آبدهی توسط ترک های مرواریدی آزاد می شود . در پرلیت های قدیمی ، شکاف ها به طور مجزا کمانی هستند و به طور متمرکز پیرامون کره ، هسته های بدون آبدهی مرتب شده اند . ( راس و اسمیت 1955 ؛ فردمن و همکاران 1966 ؛ الن 1988 ). در گدازه های شیشه ای جریان نواری ، ترک های مرواریدی شبکه راست خطی تشکیل می دهد که متشکل از شکاف هایی است که نیمه موازی و با نوارهای مورب است . ( پرلیت مورب ).( الن 1988). آبش بعد از جابه جایی و بعد از دوره خنک سازی شیشه رخ می دهد . اگرچه ترک های مرواریدی عمدتاً به دلیل خنک سازی نیست ( سی اف مارشال 1961) ، فشار باقیمانده در طول خنک سازی احتمالاً هنگامی که آنها شکل می گیرند به طور نسبی آزاد می شود .( الن 1988).
سطح شکسته مرواریدی در هر شیشه منسجم آبپوشیده افزایش می یابد ، از جمله در گدازه شیشه ای ، سنگ های نفوذی کم عمق و ته نشست های آذر آواری متصل متراکم.
آنها در محدوده های شیشه ای بین گوی سنگ ها در شیشه معدنی نسبتاً واشیشه ای شده یافت می شوند . اگرچه عمدتاً در شیشه سیلیس آبپوشیده یافت می شوند ، سطح شکست های مرواریدی همچنین در شیشه های مافیک و ترکیب متوسط نیز رخ می دهد .پرلیت معمولاً با لنز های دستی قابل تشخیص است اما در برخی موارد ، فقط در بخش های نازک آشکار است . تحت شرایط مطلوب ، مشابه است اما بافت بزرگتر ( ماکرو پرلیت ) در بیرون زدگی ها مشخص می شود . یاماگیشی و گوتو (1992) ماکروپیلیت ها را با حفره هایی بیش از حدود 6 سانتی متر عرض در ریولیت زیر دریایی لیت میوسن توصیف می کنند . آنها نتیجه گیری کردند که ماکرو پیلیت قبل از ستون دار های دیگر شکل می گیرند و اتصالات چند گوشه ای که در ریولیت رخ می دهد در وهله اول ناشی از انجماد می باشد تا آبدهی .
ریولیت به طور آشکار آبپوشیده نشده و شکاف های ماکرو پرلیتی را نشان نمی دهد .
آبدهی در ابتدا بر سطوح خارجی جریانات گدازه ای شیشه ای ( یا سنگ های نفوذی کم عمق ) ، حاشیه های شکاف ها یا اتصالات در جریانات گدازه ای شیشه ای و رسوبات آذر آواری متصل متراکم یا سطوح کلست های شیشه ای در مجموعه های آتشفشانی تاثیر می گذارد .آبدهی موجب تغییر در رنگ شیشه و تغییر در شاخص شکست نور شیشه می شود . ( راس و اسمیت 1955 ؛ فردمن و همکاران 1966 ؛ لوفگرن 1971 ). محتوای آب شیشه معدنی معمولاً کمتر از 1 درصد آب است و به نظر می رسد جزء اصلی ماگما باشد . ( راس و اسمیت 1955 ؛ فردمن و اسمیت 1958 ).محتوای بیشتر آب پرلیت ( بیش از حدود 5 درصد آب ) مربوط به افزودن آب "ثانویه " از منابع خارجی مانند آب زمین یا آب سطح می باشد .تغییرات قابل اندازه گیری در محتویات قلیایی و در نسبت
FeO/Fe2O3
همچنین همراه آبدهی می باشد . ( لیپمن 1965 ؛ نوبل 1967). نسبت آبدهی در دماهای بالاتر و در حضور محلول های قلیایی بیشتر است ( لوفگرن 1970 ) و همچنین بستگی به ترکیب شیشه به خصوص مقدار آب دارد . ( فردمن و لانگ 1976 ).
سطح شکست مرواریدی باقیمانده معمولاً در صخره های شیشه ای اولیه ، تغییر یافته و قدیمی وجود دارد . این بافت توسط تبلور مواد آلی ثانویه در شکاف ها و با نواحی باریک واشیشه ای شده در شیشه های مجاور برجسته می شود . ( مارشال 1961 ).
تغییر صخره های آتشفشانی مرواریدی شیشه ای می تواند همچنین بر سطوح شکست مرواریدی متمرکز شود . در صخره های به شدت تغییر یافته ، سطح شکست مرواریدی باقیمانده به سختی تشخیص داده می شود و به آسانی چشم پوشی می شود و یا به نادرستی تفسیر می شود .
الن (1988) بافت های آذرآواری نادرست در گدازه های مرواریدی تغییر یافته از بنامبرا ، ویکتوریا را توصیف کرد .در این صخره ها ، اشکال هلالی شکل توسط تغییر فیلوسیلیکات بخش های شبکه شکاف های مرواریدی قوسی اصلی یا توسط بخش های سیلیسی باقیمانده بین درزهای پرلیتی تغییر یافته تعیین شد .( نمودار 15 ). تشخیص صحیح گدازه شیشه ای اولیه منسجم قابل توجه است زیرا درجه بندی از بافت صدفی آشکار تا پرلیت کمتر تغییر یافته و یک ارتباط با فنوکریست های توزیع شده شکل دار وجود دارد .( الن 1988).
سنگ خارا و تفاله معدنی ( اسکوری )
سنگ خارا عمدتاً شیشه آتشفشانی کیسه ای است . ( با یا بدون کریستال ). واژه اسکوری معمولاً برای سنگ خارای مافیک به ترکیب متوسط استفاده می شود . رتیکولیت ( اسکوری نواری مارپیچ ) یک نوع اسکوری مافیک پر منفذ است . ( ضریب تخلخل بیش از 98 درصد ).
حفره ها در سنگ پا و اسکوری در اندازه و شکل حتی در محصولات یک فوران بسیار بزرگ است . سنگ پا لوله ای با حفره های استوانه ای شکلش تشخیص داده می شود که چینش موازی دارند ، که از بافت چوبی یا فیبری یا سیلکی سنگ خارا بهره مند می شوند .سنگ خارا تیوبی هنگامی شکل می گیرد که حفره ها در طول جریان ماگما در حال حفره سازی کشیده می شوند و معمولاً شامل ترکیبات سیلیسی هستند زیرا آنها معمولاً قدرت تولید قابل توجهی دارند . ( هیکن و ولتز 1991 ) . سنگ پا مرکب یا " رگه دار " شامل توده ها ، نوارها یا لایه های دو یا چند ترکیب ماگمایی می باشند ( برای مثال ریولیت – بازالت ) و به خصوص در ته نشست های برخی فوران های آذر آواری با شدت کم رایج است . محتوای آذر آواری سنگ خارا یا اسکوری از محدوده ی صفر تا بسیار فراوان وجود دارد . ( بیش از حجم 40 درصد ) .آذر آوارها در سنگ پا و اسکوری ویژگی های بافتی مشابه فنوکریست ها در گدازه های حفره ای و غیر حفره ای دارد ، که شکل دار هستند و حتی با اندازه حدود 3 سانتی متر پخش شده اند . قسمت کوچکی از آذرآواری ها در سنگ پا یا اسکوری می تواند در مکان متلاشی شود .
آذرآواری های اسکوری و سنگ پا با شکستن انفجاری ماگما حفره ساز تشکیل شود . جریان گدازه منسجم رو زمینی در اکثر موارد نسبتاً سنگ پایی یا اسکوری هستند و مربوط به ته نشست های اتوکلستیک سنگ پایی یا تفاله دار می باشد . بخش های جریان ها ، برآمدگی ها ، کریپتودوم ها و هیالوکلستیت گدازه سیلیسی زیر آبی می تواند همچنین سنگ پایی باشد .
نمودار 15 : (الف) الگوهای سطح شکست اصلی برای پرلیت قدیمی ( بالا) و پرلیت نواری ( پائین ) . (ب) بافت ویتریکلستیک مصنوعی ؛ قطعات ریز آشکار بخش های فیلوسیلیکات تغییریافته شکاف های پرلیتیکی می باشد . ( ج) بافت ویتریکستیک ، قطعات ریز آشکار توسط تغییر فیلوسیلیکات متصل همراه با شکاف های پرلیتیکی تعیین می شوند . اصلاح شده توسط الن (1988).
قطعات اسکوری و سنگ پا آذر آواری تغییر نیافته اشکال نامنظم ، باریک ، کشیده یا پهن دارد و توسط سطوح ناهموار و ناصاف به هم متصل شده اند. لاپیلی اسکوری و سنگ پا در جریان آذرآواری و ته نشست های موجدار می تواند به طور محسوسی به دلیل ساییدگی در طول انتقال گرد شود . قطعات سنگ پایی اتوکلستیک واقع در یک صفحه با سطوح منحنی منشوری یا بلوکی هستند . سنگ پا لوله ای منجمد شده معمولاً از سطوح طبیعی برای اتصال حفره های لوله ای شکسته می شوند . ( سنگ پا چوبی ) .بخش های اسکوری اتوکلستیک متبط با گدازه
a ' a
اشکال مهره مانند ، پیچ دار ، ناصاف دارند . انتقال و فعالیت دوباره سنگ پا یا اسکوری آذرآواری یا اتوکلستیک توسط آب یا باد منجر به اشکال گرد می شود .
قطعات اسکوری و سنگ پا معمولاً چگالی هایی کمتر از آن آب ( 1.0
g/cm3
دارد و ممکن است شناور شود . اگر قطعات از فوران های روزمینی به کناره هاس ساحل یا ته نشست ها روی آب حمل و نقل شوند ، آنها می توانند با شناورشدن در جریانات سطح برای هزاران کیلومتر قبل از پرآب شدن و فرونشین شدن انتقال یابند . بر آمدگی های گدازه انفجار شده در زیر آب برای مثال در دریاچه های کالدرا یا دریا ، گاهی اوقات کاسه های سنگ پایی دارند که به بلوک های بسیار بزرگی تقسیم بندی می شوند که شناور و سبک و موقتی هستند . ( رینولدز و همکاران 1980 ، کلوف و همکاران 1981 ، ویلسون و والکر 1985 ). آزمایشات انجام شده توسط ویتمن و اسپارکس ( 1986) نشان دادند که در ادامه میزان جذب سریع اولیه آب ، کلست های سنگ پا سرد به تدریج آب را جذب می کنند ، این سرعت بستگی به اندازه کلست سنگ پا ، تراکم اولیه ، اندازه و توزیع حفره ها دارد که منجر به حفره های به هم متصل می شد . به طور معکوس ، کلست های سنگ پا گرم فوراً ته نشین می شود اگرچه چگالی آنها کمتر از آب است . در دمای کم ( < 150 درجه سانتی گراد ) ، گاز در حفره ها منقبض می شود و آب کشیده می شود . در دمای بیشتر ، گاز درون حفره ها با فشار زیاد جریان می یابد ، چنانچه آب جذب شده به بخار تبدیل می شود . در خنک سازی ، در متراکم کردن بخار آب بیشتری جذب می شود و سرانجام سنگ پا ته نشین می شود .
سنگ پا و اسکوری مستعد تغییر و اصلاح بافتی حتی در ته نشست های تازه هستند . شیشه ، به خصوص شیشه کیسه ای (حفره ای ) به سرعت واشیشه ای می شود ، متبلور می شود و یا تغییر می کند .
مواد معدنی جدید کاملاً از بافت حفره ای محافظت می کنند یا آن را به طور کامل تخریب می کنند . قطعات اسکوری و سنگ پا در رسوبات آذرآواری شدیداً متصل به صفحات شیشه فشرده به هم متصل می شوند که متعاقباً واشیشه ای می شود یا تغییر می کند . کلست های اسکوری و سنگ پا در رسوبات آذر آواری غیر متصل و رسوبات آتشفشانی معمولاً در طول دیاژنز و سنگ شدگی به طور موازی به لایه زیرین مسطح می شوند .( برنی و اسپارکس 1990). اگر حفره ها پر شوند و شیشه بلافاصله بعد از جابجایی به سیلیکا یا فلداسپات تبدیل شوند ، سپس بافت اولیه می تواند محافظت شود . هوازدگی و یا تغییر رسوبات آذرآواری شبکه ای ضعیف و فشرده ، غنی در اسکوری و سنگ پا بلوری می تواند مرزهای کلست را مسدود کند و منجر به بافت آذر آواری می شود ، که مشابه با گدازه های منسجم و سنگ های نفوذی آذر آواری نمایش داده شد . تغییر شکل تکتونیک ( زمین ساختی ) معمولاً منجر به فشردگی و اتصال موازی کلست های سنگ پا و اسکوری باقیمانده ، تکثیر بیش از حد فولیاسیون (برگوارگی ) لایه بندی موازی اصلی می شود .
کلست های جدید بلوکی و بمب ها و آچنلیت ها
در فوران های انفجاری ماگما ویسکوزیتی کم ، برخی آذرآواری ها در شرایط ریختگی استخراج می شوند و با نوارهای متصل یا آچنلیت ها یا بمب های آیرودینامیدکی شکل بیرون کشیده می شوند . ( مک دونالد 1972 ، والکر و کراسدیل 1972 ؛ ویلیامز و مک بیرنی 1979 ). اینها ممکن است قبل از ته نشینی منجمد شوند و اشکال متمایزشان را حفظ کنند یا به شکل صفحات گرد نا منظم در فشردگی مسطح شوند . ماگما چسبناک تر ، بدون گاز و یا سرد آذر آواری های بلوکی ، ضعیف یا بدون حفره ، گوشه دار یا ناصاف تقسیم می شوند که در برخی موارد تمایز آنها از قطعات سنگی جانبی قدیمی یا کلست های جدید تولید شده توسط فروپاشی اتوکلستیک غیر فورانی دشوار است . فوران های آب ماگمایی و ماگمایی انفجاری که همراه با انفصال فروآمدگی های گدازه ی سیلیسی می باشد و جریاناتی که آذر آواری های بلوکی ، گوشه دار ، حفره دار متوسط و بدون حفره تولید می کند که برخی از این جریان ها متحد می شوند . در برخی موارد ، درون بمب ها و بلوک های جدید بعد از ته نشینی به حفره سازی ادامه می دهد که موجب زیر سطح های خارجی سرد در شکاف الگوی پوسته ای می شود .
بمب ها ، آچنلیت ها و بلوک های جدید اجزاء مهم ته نشست های ریزش اتمی رو زمینی ، مبدایی ، متصل و غیر متصل می باشند ، به خصوص آنهایی که دارای ماگمای بازالتی هستند . اگرچه ، بمب ها محدود به مکان های رو زمینی نیستند . آنها در رسوبات آتشفشانی دریایی کم عمق نیز یافت می شوند که ناشی از ریزش اتمی مستقیم از فوران های آذرآواری انفجاری خفیف در آب کم عمق ( استودیگل و اسمینک 1984 ؛ دیمورث و یاماگیشی 1987 ) یا ناشی از ته نشست دوباره سرازیری رسوبات اولیه از فوران های کرانه ای یا فواره ای آب کم عمق می باشد . (دولوزی و آیرس 1991 ). " چسب کف دارمتصل " بازالتی (گیل و همکاران 1990 ) " بمب ها " و " ترشح شیشه ای " ( اسمیت و باتیزا 1989 ) به طور آشکار همچنین در مکان های زیر دریایی عمیق و جدید ( > 1700 متر ) یافت می شوند ، و بعنوان رسوبات مبدایی زیر دریایی ، مخزن گدازه انفجاری خفیف یافت می شود .که مرتبط با میزان بالا فوران می باشد .
کلست های جدید حفره دار متوسط و بدون حفره توسط خردشدگی و فروپاشی سرد جریانات گدازه فعال و برآمدگی ها تولید می شود . کلست های ایجاد شده توسط فروپاشی سرد توسط سطوح منحنی بلوکی و متصل است ؛ کناره های چنین کلست هایی معمولاً شیشه ای است و توسط " اتصالات طبیعی بسیار کوچک " برش داده می شود . ( یاماگیشی 1987).کلست های تولید شده توسط خردشدگی معمولاً ورقه های نواری با بلوکهای نامنظم ، حجیم ، گوشه دار و ناهموار تولید می کند . کلست ها در مکان باقی می مانند ، درون گدازه ها دوباره به هم متصل می شوند یا دوباره فعال می شوند و توسط روندهای ته نشینی دوباره ته نشین می شوند .
کلست های ماگمایی جدید در رسوبات فورانی دوباره ته نشین شده معمولاً شکل اصلی شان را حفظ می کنند که به اندازه کافی برای روندهای تشکیل کلست ایجاد می شوند . اگرچه ، کلست های ماگمایی جدید غیر متصل که دوباره فعال می شوند و توسط جریان های کششی حمل و نقل می شوند به سرعت اشکال متمایزشان را از دست می دهند که این امکان را می دهد تا روندهای اصلی تشکیل کلست تعیین شود.کلست های صخره آتشفشانی ایجاد شده توسط هوازدگی بعد از فوران و فرسایش جریان های گدازه و فرورفتگی ها ، و اتصال رسوبات ته نشینی آتشفشانی در کل به طور قابل توجهی کامل ( گرد ) شود .تمایز آنها از دیگر کلست های گدازه که در ابتدا توسط فروپاشی اتوکلست اولیه تشکیل شده بود دشوار است .
خرده ریز های شیشه ای
خرده ریز ها ذرات کوچک ( به طور کلی بیشتر از 2 میلیمتر) شیشه آتشفشانی هستند .اصطلاح به کاررفته برای ذرات تولید شده توسط فروپاشی انفجاری ماگما یا گدازه ، فروپاشی سرد غیر انفجاری ماگما یا گدازه ، ساییدگی کلست های شیشه ای در طول انتقال می باشد .( فیشر و چمیناک 1984 ؛ هیکن و وولتز 1991).خرده ریزهای شیشه ای یا خرده ریز های شیشه ای از پیش تشکیل شده معمولاً بر ردیف اولیه اندازه دانه خاکستر و رسوبات آذرآواری ته نشین شده تسلط دارد ، و می تواند در مادستون و سنگ ماسه های آتشفشانی فراوان باشد .
سه نوع اصلی خرده ریز ها از فوران های ماگمایی انفجاری تشکیل می شود . ( هیکن 1972 ؛ 1974 ؛ فیشر و چمینک 1984 ؛ هیکن و وولتز 1991 ): خرده ریز های
X , Y
شکل ، هلالی شکل – قطعات پیوندی بین حفره ها ؛
خرده ریز های پهن – قطعات صاف یا منحنی دیواره های جداکننده حفره های بزرگ مجاور ؛
خرده ریز های سوراخ سوراخ – قطعات شیشه ای با حفره های ریز ( میکرو – پومیک ).
این سه نوع خرده ریز معمولاً با هم در ته نشست های فوران ماگمایی انفجاری رخ می دهند .این اشکال به طور چشمگیری تغییر می کند اگر خرده ریز ها بعد از ته نشست داغ و پلاستیکی ( شکل پذیر ) باقی بمانند .فشردگی ظرفیت ذرات شیشه ای ، پلاستیکی و داغ منجر به فشردگی تصاعدی و قالب گیری خرده ریز های مجاور می شود .( فشردگی اتصال ) . خرده ریز ها در حاشیه های زیرین یا فوقانی ذرات سخت ( کریستال ها و کلست های سنگی ) معمولاً به شدت تغییر شکل می دهند و ممکن است کشیده شوند یا به هم آمیخته شوند .ذرات تولید شده توسط فوران های انفجاری شامل مگماهایی با ویسکوزیتی کم هستند ( برای مثال مافیک و یا دمای بالا و یا ماگماهای قلیایی ).که می توانند به هم بچسبند ( چسبناک ) و به سرعت در طول انتقال و ته نشست تغییر شکل دهند . ( برانی و کوکلار 1992 ) .بافت های شبکه ای در چنین ته نشست هایی بافت های توده زمینی در جریانات گدازه منسجم را جمع آوری می کند و خرده ریز ها یی که قابل تمییز نیستند را از هم جدا می کند .
خرده ریز ها در ته نشست های فوران های آب ماگمایی اشکال مختلف دارد و قسمت عمده آنها بلوکی تر هستند و از فوران های ماگمایی انفجاری خشک کمتر حفره دارند . (هیکن ، 1972 ؛ 1974 ؛ ولتز 1983 ).در این فوران ها ، شکل خرده ریز به طور پیچیده ای بستگی به قسمت های فیزیکی مواد مذاب دارد ( ویسکوزیتی ، کشش سطح و قدرت تولید ) ، نسبت انرژی گرمای آزاد شده و حفره سازی مواد مذاب قبل از فعل و انفعالات با آب خارجی دارد . خرده ریز های حبابی دیواره هنگامی تولید می شوند که ماگما قبل از ترکیب با آب خارجی به طور قابل توجهی حفره دار باشد . انجماد و ور آمدن همزمان خرده ریز های بلوکی یا تراشه ای تولید می کند .ذرات ماگما که شکل پذیر می ماند سطوح مایع نرم در طول ترکیب متلاطم با آب یا بخار را افزایش می دهد . تاثیر آب در طول انفجارهای آب ماگمایی معمولاً نوسان می کند .ته نشست های به وجود آمده معمولاً شامل اشکال خرده ریز رایج روندهای فروپاشی فوران آب ماگمایی و ماگمایی انفجاری می باشند .
خرده ریز های شیشه ای بخش اصلی رسوب های اتوکلست به خصوص هیالوکلست هستند .خرده ریز های تولید شده توسط تجزیه سرد اشکال بلوکی ، مخروطی یا تراشه ای دارند و سطوح دو وجهی یا منحنی شکل هستند .خرده ریز های هیالوکلستیک معمولاً بدون حفره یا کم حفره است و سطوح خرده ریز در تقاطع با حفره ها بریده می شود .خرده ریز های هیالوکلستیت بازالتی مستعد تغییر هستند حتی در ته نشستهای جدید ، و سیدروملین معمولاً با پالاگونیت جا به جا می شود .ته نشست های عمدتاً ترکیب شده با خرده ریز های شیشه ای یا خرده ریز های از پیش تشکیل شده بافت ویتیرکلستیک دارند . این بافت می تواند تاثیرات واشیشه ای شدن و دیاژنز ی یا تغییر گرمابی شیشه را حفظ کند .فیبر های آگزیولیتیک مشخصه واشیشه ای شدن خرده ریز ها در دمای نسبتاً بالا در رسوبات آذرآواری متصلی که به تدریج خنک می شوند است . اشکال کلی خرده ریز ها معمولاً به خوبی حفظ می شود . اشکال کلی می تواند همچنین بعد از تغییر شیشه به پالاگونیت ، زئولیت ، کوارتز یا فلداسپات حفظ شود و به آسانی در نور پولاریزه مسطح تشخیص داده می شود . تغییر خرده ریز ها به فیلوسیلیکات های ضعیف برای حفاظت طولانی مدت اشکال خرده ریز متمایز کمتر قابل توجه هستند ، و تجزیه شیشه در ته نشست های آذرآواری پر منفذ گرم منجر به تکمیل پاک سازی بافت ویتریکلستیک می شود .
پاره های سنگی
پاره های سنگی کلست های بدست آمده از صخره های از پیش موجود می باشد که شامل انواع آتشفشانی و غیر آتشفشانی می باشند .آنها بخش مهم و رایج مجموعه های آتشفشانی هستند . به طور کلی ، قطعات سنگی در جریانات گدازه ای و یا سنگ های نفوذی وجود ندارند یا پراکنده اند . در طبقات سنگی آتشفشانی ، دو فرایند اصلی که قطعات سنگی تولید می کند فوران های انفجاری و هوازدگی سطحی و فرسایش صخره های از پیش موجود است . ( آتشفشانی و غیر آتشفشانی ).خرده های تولید شده توسط روند ثانویه اپیکلست های خالص است . سه نوع خرده سنگی در مجموعه های آذرآواری وجود دارد . ( رایت و همکاران 1980 ):
آذرآواری های سنگی جانبی – خرد ه های صخره بیرونی کنده شده از دیواره کانال و روزنه در طول فوران های انفجاری ؛
کلست های سنگی عرضی – خرده های فرسایش یافته یا جمع آوری شده از لایه زیرین توسط جریانات یا غلیان های آذرآواری؛
آذرآواری های سنگی هم ریشه – خرده های جدید به دست آمده از بخش های منجمد شده ماگما فورانی از جمله پوسته های بدون گاز در گدازه های روزنه یا ماگما سرد در مقابل دیواره های کانال یا قسمت های ماگمای پیش از این متبلور شده در حفره ماگما.
در صخره های آذر آواری ته نشین شده و اولیه ،تمایز سه نوع از آنها دشوار است . آذرآواری های سنگی جانبی و هم ریشه معمولاً گوشه دار هستند ، در حالیکه گردی کلست های سنگی جانبی به طور وسیعی متفاوت است و بستگی به منبع و دوره انتقال قبلی شان دارد . آذرآواری های سنگی جانبی رایج اند . آذرآواری های سنگی همجنس به لحاظ بافتی متفاوت اند که بستگی به منبع شان دارد . روند های سطحی ( هوازدگی فیزیکی و شیمیایی ، فرسایش ، حرکت توده ای مواد )کلست های سنگی تولید می کنند که متعاقباً به ته نشست رسوبهای آتشفشانی یا در جریانهای گدازه یا جریان آذرآواری و رسوبات غلیانی کمک می کند .در طبقات سنگی آتشفشانی رو زمینی ، فرایندهای سطحی مهمترین منبع کلست های سنگی هستند . در مکان های زیر آبی ، روند شکل گیری کلست سنگی غیر آتشفشانی حرکت توده ای مواد است ؛ برای مثال فروپاشی جاذبه ای بخش های ناپایدار برآمدگی ها و جریان های گدازه و سنگ بارش مرتبط با پرتگاههای گسله فعال .
خرده های سنگی تولید شده توسط حرکت توده ای مواد در اکثر موارد گوشه دار هستند و الگوهای سطح شکست در مکان را نشان می دهند . فعالسازی دوباره خرده های سنگی اپیکلستیک به طور کلی منجر به گرد کردن می شود . خرده های اتوکلستیک و آذرآواری های سنگی آتشفشانی متعاقباً دوباره فعال می شود و گرد می شود به لحاظ بافتی از اپیکلست های سنگی آتشفشانی قابل تمییز است . به طور دقیق روابط طبقات محدود تنها راه تشخیص مبدا اولیه آتشفشانی چنین کلست هایی می باشد هنگامی که آنها به رسوبات ته نشین شده آتشفشانی کمک می کنند .
لاپیلی بر افزایشی
لاپیلی بر افزایشی مجموعه خاکستر کروی به اندازه لاپیلی است ، اندازه های ثبت شده از 3 تا 4 میلیمتر تا بیش از 10 سانتی متر نشان داده شد .دو نوع بافتی لاپیلی برافزایشی وجود دارد ( مور و پک 1962 ؛ ریمر 1983؛ چماچر و چمینک 1991 ) :
(1) با هسته ی خاکستر دانه درشت ، احاطه شده با دیواره خاکستر دانه ریز (نوع حاشیه ای ) ؛ دیواره ها ممکن است هموار شوند ، با اندازه دانه در حال افزایش به سمت کناره ، یا همچنین شامل لایه های قابل تغییر خاکستر ریز دانه و بسیار ریز می باشد ؛ در برخی موارد ، لاپیلی دیواره های متعدد دارد اما بدون هسته متناسب.
(2) مجموعه خاکستر نسبتاً درشت بدون دیواره ریز دانه . (نوع هسته ای )
حفره های غالباً کوچک ( کمتر از 1 میلیمتر ) که غالباً در هسته های خاکستر درشت تر لاپیلی بر افزایشی به وجود می آید .لاپیلی زره ای یا هسته ای شامل هسته های خرده سنگی ، کریستالی یا سنگ پایی پوشانده شده با خاکستر ریز به درشت می باشد .(واترز و فیشر 1971).ساختارهای برافزایشی بزرگ ، گوی های رسوبی زره ای نامیده می شوند (دیمورث و یاماگیشی 1987)، که در ته نشست های جریان توده آتشفشانی زیر دریایی میوسن در ژاپن یافت می شود . که هسته های اینتراکلست مادستون که توسط پوسته های مرکزی خاکستر سنگ پایی احاطه شده اند و 6 تا 10 سانتیمتر قطر دارند .
تشکیل لاپیلی بر افزایشی معمولاً شامل خاکستر معلق و رطوبت است .ذرات معلق خاکستر به دلیل جذب الکترواستاتیک و تلاقی ذرات جمع آوری می شود ، وتوسط رطوبت فشرده سطح کشش ، نیروهای الکترواستاتیک ، به هم چسبیدن ذرات و رشد مواد معدنی جدید هنگامی که رطوبت فشرده بخار می شود با هم نگهداری می شوند . ( ریمر 1983 ؛ چامچر و چمینک 1991 ؛ گیلبرت و همکاران 1991 ).
جذب الکترواستاتیک در شکل گیری حاشیه های خارجی ریز دانه حائز اهمیت است . لاپیلی بر افزایشی همچنین هنگامی شکل می گیرد که بارش باران از طریق ابر خاکستری خشک باشد . ( واکر 1971 ؛ مک دونالد 1972 ). برخی لاپیلی بر افزایشی هنگامی که قطرات باران ، کلست های سنگی مرطوب یا ریزش خرده ریز های کریستال و چرخش سرتاسری خاکستر ته نشین شده به تازگی افزایش می یابد . ( واکر 1971 ؛ ریمر 1983 ).اکثر لاپیلی بر افزایشی در محیط های رو زمینی شکل می گیرند . آنها در محدوده ی وسیعی از رسوبات آذرآواری اولیه به خصوص از رسوبات فوران های آبی ماگمایی رایج اند ، برای مثال ، رسوبات غلیان حلقه های توف ؛ جریان آذرآواری و رسوبات بارش از فوران های آبی ماگمایی و سیلیسی بزرگ ( فوران های فریتوپلینیان) ؛ رسوبات بارش از ابرهای خاکستر که همراه با غلیان ها و جریابات آذرآواری می باشد . ( ایگنمبریت و خاکستر غلیان ).لاپیلی بر افزایشی همچنین در لوله های تفکیک گاز در ایگنیمبریت ها (سلف 1983 ) و در مجموعه های برش نفوذی ولکانیکی ثبت شد.( ورملد 1992 ) . بهترین راهنما برای تفسیر منشا های لاپیلی بر افزایشی روابط زمینی است . جزئیات ساختارهای داخلی شان و مشخصه اندازه دانه آنها به تعیین روش شکل گیری آنها کمک می کند .(چاماچر و چمینک 1991 ).
لاپیلی بر افزایشی در رسوبات بارش ( سرژ ، ایگنیمبریت ، فریتوپلینیان ) معمولاً در لایه های درون بستر خاکستر گسترده و مجزا جمع می شوند . لاپیلی به خوبی مرتب سازی می شوند ، در لایه زیرین به طور موازی مسطح می شوند و در مکان شکسته می شوند یا سالم می مانند . پوشش نسبتاً بی قاعده ذرات خاکستر در لاپیلی منجر به چگالی کم و پرمنفذ می شود . در رسوبات غلیان ، لاپیلی بر افزایشی در سمت پناه سد ها و راس خاکریز جمع می شوند . ( فیشر و واترز 1970 ). و لاپیلی های زره ای رایج هستند . لاپیلی بر افزایشی در ابرهای نسبتاً غلیظ خاکستر تولید می شوند که مرتبط با جریانات آذر آواری هستند و در بستر غنی از خاکستر در بالای رسوبات جریان مرتبط ته نشین می شوند . لاپیلی بر افزایشی در ته نشست های جریان آذر آواری معمولاً به طور وسیعی پخش می شوند و ممکن است شکسته شوند یا ساییده شوند . ( مک فای 1986 ).پوشش ذرات خاکستر در لاپیلی بر افزایشی در ته نشست های جریان و غلیان آذرآواری یافت شده نسبتاً سفت است و منجر به چگالی بیشتر می شود .اگرچه اصولاً در محیط های روزمینی تشکیل می شود ، لاپیلی بر افزایشی ممکن است ته نشین شود ، یا در مکان های زیر آبی دوباره فعال شود یا دوباره ته نشین شود . لاپیلی برافزایشی جدید به سرعت می چسبند و سفت می شوند که می توانند درآب فرو بروند و در رسوبات بارش ( فیسک 1963) و رسوبات توده جریان آتشفشانی زیرآبی انفجاری محافظت شوند . ( هنریش 1984 ؛ دیمورث و یاماگیشی 1987 ).لاپیلی بر افزایشی ته تشین شده رو زمینی ممکن است دوباره توسط فرایندهای رودخانه ای فعال شود . (سلف 1983 ) و یا در مکان های زیرآبی دوباره ته نشین شوند . (بیتسون 1965).
فیام و شبه فیام
اصطلاح فیام برای لنز های شیشه ای با اشکال شعله مانند در ته نشست های آذرآواری متصل به کار برده می شود . اتصال بُعد های بلند عدسی های شیشه ای فولیاسیون موازی مرتبط با فشردگی متصل کلست های جدید حفره دار تشکیل شده را تعیین می کند . ( بافت یوتگزیتیک ).این اصطلاح اکنون به طور وسیعی برای بخش های جدید ذره بینی واشیشه ای شده و شیشه ای استفاده می شود با توجه به این که قطعات در اصل حفره دار یا بدون حفره هستند . علاوه بر ایت بخش های جدید ذره بینی ورقه شده محدود به رسوبات آذرآواری متصل نیست اما در رسوبات اذرآواری اولیه ، غیر متصل ، فشرده و رسوبات ولکانیکلستیک دوباره غعال شده و دوباره ته نشین شده پر از سنگ پا و تفاله (اسکوری) رخ می دهد . در اینجا ، فیام به قطعات آتشفشانی جدید صفحه مانند ذره بینی اشاره می کند که فولیاسیون پریتکتونیک را تعریف می کند . قطعات ممکن است انتهای شعله مانند یا دسته ای داشته باشند یا نداشته باشند . شکل اصلی و جهت گیری خرده ها معمولاً به دلیل فشردگی دیاژنزی یا متصل است . در نمونه های به دقت مطالعه شده قدیمی ته نشست های غنی از سنگ پا فشرده شده به لحاظ دیاژنزی ، بیشتر فیام ها کلست های سنگ پایی واحد را فشرده می سازند ، در حالیکه برخی متشکل از مجموعه های فشرده شده تعدادی کلست سنگ پا می باشد . (الن 1990 ؛ الن و کاس 1990).ما بر محدودیت فیام برای تایید قطعات جدید تاکید کردیم که فولیاسیون پریتکتونیک تایید شده را تعیین می کند . کلست های آشکار ذره بینی ورقه شده در توالی های آتشفشانی تغییر شکل یافته و تغییر یافته رایج است . در مواردی که کلست های آشکار ذره بینی نتیجه ی تغییر شکل و تغییر است ، یا در مواردی که منشا مشخص نیست ، اصطلاحات شبه فیام یا فیام ساختگی می تواند استفاده شود .
فولیاسیون های جریان
برگوارگی های جریان دربرآمدگی ها ، گسله ها و خاکریزهای جریانات گدازه منسجم متوسط و سیلیسی و در توف های شدیداً رئومورفیک رایج هستند . برگوارگی ها در واکنش به طغیان لایه ای شکل می گیرد . در گدازه ها ، گسترش برگوارگی در طول جریان در کانال آغاز می شود و در طول بیرون ریزی و طغیان ادامه می یابد . در ایگنیمبریت های رئومورفیک ، برگوارگی ها در طول و بعد از ته نشینی و اتصال جریانات آذرآواری افزایش می یابد . در توف های ریزش اتمی رئو مورفیک ، برگوارگی ها بعد از فرایند اتصال افزایش می یابد . در گدازه های حفره دار و توف های رئو مورفیک ، برگوارگی های ایجاد شده در طول طغیان لایه ای محافظت می شود و زمان تغییر شکل داخلی و حرکت توده ها ثبت می شود . برگوارگی ها توسط تغییر در ترکیب ، حفره سازی ، تبلور ، اندازه دانه ، کروی شدن و نسبت فراوانی لیتوفیاس ، درجه واشیشه ای شدن یا تغییر رنگ دادن و یا با فیام مسطح یا سطوح جدا شونده تعیین می شوند . برگوارگی جریان به طور جانبی تا چندین متر ادامه می یابد و معمولاً عرض چندمیلیمتری تا سانتیمتر دارد ، افزایش عرض چند متری نیز گزارش شده است . ( کریستینسن و لیپمن 1966).
در مجرای آتشفشان ، گدازه های به وجود آمده در واکنش به فشارهای برشی در امتداد دیواره های کانال جانشین برگوارگی نسبتاً عمودی می شود . فشارهای برشی در مبنای جریان گدازه ها همراه با افزایش گدازه است و موجب لایه بندی جریان برای چرخش به سمت افقی می شود ، بنابراین لایه های افقی به سمت بالا از طریق جریان هنگامی که به سمت جلو حرکت می کند انتقال می یابد . ( فینک 1983)چرخش برگوارگی محدود به بخش های تغییر شکل یافته به طور پلاستیکی جریان است ، بنابراین پوسته شکننده برگوارگی عمودی اصلی اش را حفظ می کند . نزدیک به دهانه آتشفشان ، برگوارگی در گدازه ها به طور کلی به سمت پایین فرو می رود و تصادم هایی دارد که به طور وسیعی پیرامون منبع کمانی هستند . ( کریستینسن و لیپمن 1966 ؛ فینک و مانلی 1987 ؛ دوفیلد و دارلیمپیل 1990 ). دربخش های انتهایی تر گدازه ، برگوارگی نیمه افقی مبنا است ، و به سمت بالا شیبدارتر می شود .
چین های مزوسکوپیک ( ابعاد میلیمتری تا دهها متر ) به طور منطقه ای یا سرتاسر صخره های آتشفشانی جریان برگوارگی وجود دارد . سطوح محوری چین های جریان به طور نیمه موازی در صفحه فولیاسیون قرار دارد و محورهای چین در مسیر جریان ستون وار هستند . همگرایی چین و مسیر هموار گنجایش انعطاف ناپذیر ( برای مثال خرده های صخره خارجی ، گوی سنگ های شکل گرفته اولیه) درون جریان مسیر محلی طغیان را نشان می دهد . ( نمودار 16 )اگرچه ، گردش محورهای چین به دلیل تغییر نیروهای اجسام داخلی ، و واژگونی مسیر جریان هر دو ممکن است و منجر به پراکندگی قابل توجه در جهت گیری محور پیچ می شود . اگر اندازه گیری ها دقیق باشد و آنها به طور مساوی پخش شده باشند ، سپس جهت گیری محورهای پیچ می تواند برای ارزیابی طغیان استفاده شود . ( کریستینسن و لیپمن 1966 ؛ بنسون و کیتلمن 1968 ؛ ولف و رایت 1981 ).مسیر طغیان های نشان داده شده توسط پیچ و خط گذاری جریان در برابر شیب ها در زیر قرار گرفته به خصوص در قسمت های انتهایی و توف های رئومورفیک آسیب پذیر اند . (وولف و رایت 1981 ).
برگوارگی جریان و پیچ های جریان در توف های بسیار رئومورفیک و توف های گدازه مانند بسیار شبیه به جریانات گدازه است . ( برای مثال ، چمینک و سوانسون 1967 ؛ وولف و رایت 1981 ؛ هنری و همکاران 1988؛ هنری و وولف 1992).بنابراین ، فولیاسیون جریان نشاندهنده ی مکانیسم انفجار خاص نیست ، اگرچه آنها به طور موثق نشان می دهند که مراحل پایانی جابجایی شامل جریان بدون ذرات ریز می باشد . طبقات سنگی دیگر و مقوله بافتی دیگر باید بر اساس تمایز گدازه از رئومورفیک یا توف های گدازه مانند ارزیابی شود و توف ریزش اتمی رئومورفیک از ایگنیمبریت رئومورفیک متمایز شود .
در مناطق تغییر یافته ، جریان سطحی متصل با گدازه های نهان بلورین یا گسله ها در بستر صخره های آتشفشانی جمع می شود . تفسیر درست به موارد زیر بستگی دارد :
1 – تحقیق در مورد ویژگی هایی مانند پیچ های جریان ، آذرآواری های باقیمانده ، گوی سنگ ها یا لیتوفیاس ها ( یا همسان های تغییر یافته ) ، و اتصال ستونی
2) ترسیم ژئومتری طبقات سنگی و محل تماس ؛
3- مطالعه قسمت های نازک به منظور تمایز ویتریکلستیک تشکیل دهنده از بافت های منسجم ، متبلور یا واشیشه ای شده .
نمودار 16 برگوارگی جریان پیچ دار در گدازه ریولیت که نشاندهنده ی جابه جایی نسبی منطقه است .هم شکل های منفصل (گسلیده) شکل های راست منفصل را جمع آوری می کنند . در هم شکل ها ، سطح منفصل در بالای پیچ قرار دارد . در شکل راست ، انفصال سطوح در مبنا است .
Ds
نشانه ی سطح منفصل است . اصلاح شده توسط کرستینسن و لیپمن 1966.
اتصالات (پیوندگاهها)
فشردگی که همراه با خنک سازی رسوبات داغ آتشفشانی و سنگ های نفوذی سطح بالا باشد اتصالاتی با نظم بیشتر یا کمتر تولید می کند : اتصالات ستونی ، اتصالات ستونی شعاعی ، اتصالات هم محور ، اتصالات پوست لاک پشتی ، اتصالات طبیعی نازک و درزهای سرد .
اتصالات و درزهای مرتبط با خنک سازی ویژگی بسیار برجسته گدازه ها می باشد به خصوص آنهایی که زیر آب قرار دارند و آنها به شدت بر اشکال کلست های مرتبط با رسوبات اتوکلستیک تاثیر می گذارند .اتصالات ستونی صخره های ساختگی درون واحدها و ستون های منشوری امتداد می یابند . اتصالاتی که گوشه های ستون ها را تعیین می کنند در اتصالات غالب و متداوم هستند که از میان بلور ها می گذرد . ( اسپری ،1962).ستون ها معمولاً اشکال شش ضلعی دارند ، اگرچه ، ستون های 3-4-5 و 7 وجهی نسبتاً رایج هستند . قطر ستون در محدوده چند سانتی متر تا چندین متر است . سطوح برخی ستون ها با تغییر نواحی ناصاف و صاف شیار دار هستند ، چند سانتی متر عرض و جهت گیری نرمال به محور ستون دارد . ( پایه های اسکنه – اسپارای 1962 ؛ رایان و سامیس 1978).اندازه دانه و ترکیب مراکز و حاشیه های ستون های مجزا یکسان هستند ، یا فقط تغییرات بسیارجزئی را نشان می دهد . ( اسپرای 1962؛ مک دونالد 1968).
اتصالات ستونی در بدنه های آتشین منسجم ( جریانات گدازه ، استخر گدازه ، فرورفتگی ها ، گسله ها ، خاکریز ها )در مکان های روزمینی و زیر آبی ، و در محدوده وسیعی از ترکیبات ماگما رخ می دهد . بخش های صفحات ایگنیمبریت می تواند اتصال ستونی باشد ، به خصوص مناطق متبلور مرحله بخار و متصل متراکم .
در برخی موارد ، اتصالات ستونی در ایگنیمبریت در سطح متقاطع مستطیلی است تا شش ضلعی .
الگوی اتصال در صفحات متصل ستونی می تواند در دو یا سه منطقه مجزا ساماندهی می شود .(واترز 1960 ؛ اسپرای 1962)( نمودار 17 ؛9.5 ).ستون های وسیع ، توسعه یافته و منظم در منطقه نزدیک محل اتصال یا ستون بندی زیرین عمود بر مبنای جریان هستند . سرستون شامل ستون هایی با نظم کمتر ، نازک تر در ترتیب پیچیده است . منطقه فوقانی ستونهای منظم ( ستون بندی فوقانی ) سطح طبیعی متمایل به بالای سطح خنک سازی روی سر ستون قرار دارد .تغییرات ترکیبی جزئی بین مناطق مختلف رخ داد . (اسپرای 1962 ).مرزهای سر ستون معمولاً بسیار مجزا هستند و می توانند به آسانی برای تماس های جریان واحد اشتباه شوند . اگرچه الگوی سرستون ستون بندی اغلب مرتبط با گدازه بازالتی می باشد و همچنین در برخی صفحات سیلیسی قلیایی یافت می شود . ( کوماندیت – چمینک 1974 ).
خنک سازی ماگما منجر به افزایش ویسکوزیتی وفشردگی می شود . هنگامی که به لحاظ گرمایی فشارهای القا شده از قدرت کششی افزایش می یابد ، سطوح شکست فشردگی متقاطع در گوشه های راست تا سطوح فشار کششی برابر تشکیل می شود . ( اسپرای 1962 ). سطوح شکست از سطح خنک سازی به سمت داخل حرکت می کند که توسط اتصالات نیمه افقی مکمل یا نواحی شیار دار در سطوح شکسته ثبت شد . ( رایان و سامیس 1978). در بدنه های ماگما که ژئومتری های منظم و ساده دارد ، سطوح فشار برابر ماوزی با سطوح هم دما هستند ، و ستون ها در هر دو عمودی هستند.بنابراین ستون ها معمولاً با محل اتصال صفحات عمودی هستند . ( گسله ها ، خاکریز ها و جریانات کوهمیزی ). خنک سازی بدنه هایی با اشکال پیچیده تر در ستون ها در سطوح با فشار برابر عمودی هستند اما در سطوح هم دما نیستند .
نمودار 17 . مناطق اتصال توسعه یافته در جریانات گدازه بازالتی . اصلاح شده از اسپرای 1962.
اتصالات ستونی شعاعی در گدازه ها افزایش می یابند که در پشتی ها ، گوشه ها ، تیوب ها ، لوله ها و قسمت های بالایی خاکریز ها خنک می شود . ( یاماگیشی 1987 ؛ یاماگیشی و همکاران 1989).
محور ستونها به طور شعاعی مرتب می شود ، مانند پره های چرخ و ابعاد سطح متقاطع ستون ها به تدریج به سمت داخل از سطوح خارجی تقلیل می یابد . اتصالات ستونی شعاعی درون پشتی ها و گوشه گدازه یک الگوی چند ضلعی تولید می کند که آنها سطوح منحنی خارجی را قطع می کنند .
اتصالات هم مرکز در پشتی ها ، گوشه های گدازه و همچنین در اتصالات ستونی شعاعی رخ می دهد .این گسترش تقریباً موازی با لایه بندی جریان و حاشیه منحنی بدنه گدازه است و در گوشه های راستی با اتصالات ستونی شعاعی موازی هستند.اتصالات هم مرکز همچنین در کلست های گدازه شبه بیضی ( پشتی های هم مرکز ) در یک نوع هیالوکلستیت رخ می دهد .( یاماگیشی 1987 ).
اشکال کلی اتصالات پوسته لاک پشتی ، بلوک های چند وجهی در دو بعد الگوی چند بعدی مشابه با الگوی چند وجهی دیده شده در سطح های متقاطع در اتصالات ستونی شعاعی و ستونی را تعیین می کند .
" اتصالات طبیعی نازک " به طور مشخصی سطوح مجاور را تا سطوح سرد گسترش می دهد ، و در اکثر موارد نه همه ی موارد با حاشیه های شیشه ای برخورد می کند .آنها تا کمتر از چند سانتی متر به سمت داخل دور از سطوح سرد امتداد می یابند و در فضا به دقت جا می یابند . (حدود 1 تا 2 سانتی متر جدا از هم )
اتصالات در بخش های داخلی قرار گرفته در زیر آب و گدازه های سیلیسی و خاکریز های سرچشمه مجزا هستند . (یاماگیشی 1987 ؛ 1991 ؛ یاماگیشی و گوتو 1992 ).این سطوح شکست سرد متقاطع ، منحنی و متداوم اشکال کلی بلوکهای چند وجهی در سه بعد را نشان می دهد .(شبه صخره)
در اکثر موارد ، شبه صخره ها به طور داخلی مانند دیوار در الگوهای اتصال ستونی شعاعی یا پوسته لاک پشتی به هم متصل می شوند . ( نمودار 18 ).بعلاوه " اتصالات طبیعی نازک " متمایل به گوشه های راست به سطوح شبه صخره معمولاً وجود دارند . کلست های بدست امده از تجزیه شبه صخره ها اشکال چند وجهی یا منشوری و بلوکی دارند و توسط سطوح متصل منحنی دو وجهی مجزا به هم متصل می شوند .
اتصالات نرمال بسیار کوچک و اتصالات پوسته لاک پشتی همچنین به سرعت در بلوک های جدید سرد در آذرآواری های رو زمینی و رسوبات اتوکلست رخ می دهد و اتصالات منحنی دو وجهی همچنین در گدازه رو زمینی رخ می دهد . بنابراین ، در توالی های آتشفشانی قدیمی برای مکان های ته نشینی که متصل نیستند ، الگوهای اتصال باید با توجه و در زمینه اطلاعات قطعات سنگی تفسیر شود .
نمودار 18 – نقشه تقریبی زمین اتصالات خنک سازی در سطح بالا ، خاکریز اندزیتی ، خاکریز اوشین کوشین ، پلیوسن ، شیرتوکو ، ژاپن .(1) شبه صخره با اتصالات نرمال بسیار کوچک حاشیه ای و اتصالات داخلی پوسته لاک پشتی . 2) اتصالات پوست لاک پشتی بین اتصالات اصلی سراسری .