ВУЛКАНИЗМ, СВЯЗАННЫЙ С ЭПИГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫМ ОРОГЕНЕЗОМ

Вулканизм на стыке континентов и океанов (талассократонов)

Структурные условия вулканических поясов геосинклинально-орогенных областей рассматриваются в западной части Тихого океана. Условной границей между геосинклинально-орогенным вулканическим поясом и областью господства базальтового вулканизма центральных частей Тихого океана является андезито-вая линия. Положение этой линии в структуре океана меняется в ходе геологической истории в зависимости от миграции геосинклинальных областей.

В качестве предпосылки для рассмотрения современного вулканического пояса в переходной зоне от континента к океану необходимо сделать несколько вводных замечаний, объясняющих положение островных дуг в общем геосинклинально-орогенном ряду структур.

В процессе формирования окраинно-континентальный ороген проходит две основные стадии: геосинклинальную, включающую начально-геосинклинальный этап (без вулканизма) и инверсионный этап (подводно-вулканический); орогенную, соответственно состоящую из трех этапов: островных дуг, раннего орогена и позднего орогена. Вулканизм прекращается в конце орогенеза.

Геосинклинальная стадия

Начально-геосинклинальный этап

Начально-геосинклинальный этап характеризуется отсутствием вулканизма. При обрушении окраинно-континентального завершенного орогена или края платформы при регенерации геосинклинали в начале нового орогенеза образуется геосинклинальный трог. В это время в погружающейся геосинклинальной впадине шло накопление осадков, а в пределах горного поднятия, сохранившегося на краю континента, еще наблюдались позднеорогенные заключительные вспышки вулканических извержений.

Инверсионный этап

Инверсионный этап (с подводным вулканизмом) своей исходной позицией, по-видимому, имел глубокий структурный трог. Представление о начале этого этапа в значительной степени гипотетическое. Особенно это относится к положению гипербазитов, составляющих неотъемлемую часть офиолитовой формации. Геологические данные позволяют предполагать излияние ультраосновных пород и раннюю инверсию в геосинклинальном прогибе (Обуэн, 1967). На следующих этапах происходят излияния спилитов, чередующихся с отложениями радиоляритов и глинистых осадков.

Вулканизм проявлялся на внутритроговых поднятиях, испытывающих пульсационные вертикальные колебательные движения. С поднятиями сопряжены вулканические излияния, с опусканиями, роль которых на этом этапе велика, — перерывы в вулканической деятельности и осадконакопление. В результате происходит переслаивание вулканических и осадочных отложений, образующих мощные геосинклинальные формации.

Основной вулканизм, типичный для инверсионного этапа эвгео-синклинального процесса, развивался на океанической земной коре и все существовавшие когда-либо геосинклинали имели под собой в начале развития базальтовую кору. Особенность геосинклинального процесса — в дифференцированных движениях на границе крупных блоковых структур континента и океана, сопровождавшихся на инверсионном этапе вулканизмом. Накапливающиеся мощные осадочные толщи в сочетании с магматическими интрузиями и вулканизмом образуют континентальную кору, увеличивающую размеры континента.

При рассмотрении стадийности геосинклинальной истории многие исследователи относят к орогенной стадии время образования морских моласс по окраинам островных дуг. В эту стадию, которую можно назвать подводным орогенезом, контрастные тектонические движения и вулканизм образуют на дне океана структурные поднятия — Кордильеры, по окраинам которых в прогибах отлагаются мощные осадочные толщи. Однако следует учитывать, что подводный орогенез начинается уже на инверсионном этапе геосинклинальной стадии, при преобладании опусканий, когда вершины подводных Кордильер, растущих со дна океана, лишь кратковременно появляются над водой и быстро подвергаются размыву.

Эти процессы в природе происходят бок о бок. Подводный орогенез, включая образование островных дуг, невозможно отделить от собственно геосинклинальной стадии. Поэтому в широком смысле геосинклинальные области рассматриваются как сложные системы геосинклинальных трогов, геоантиклинальных островных дуг и глубоководных желобов, испытывающие интенсивные движения, сопровождаемые подводным и надводным вулканизмом и глубокофокусными землетрясениями.

К орогену относится поднятие мегантиклинория на континентальной земной коре, окаймленное прогибами с континентальными молассами. Вулканизм связан со структурными поднятиями в субаэральных условиях. Землетрясения неглубокие и средних глубин.

Геосинклинальные области асимметричны. Характерно расположение их по окраинам континентов, в зонах конструктивного структурообразования. Даже в тех случаях, когда геосинклинальные области расположены между океаническими блоками земной коры или лежат между континентами, они всегда имеют вкрест простирания структур асимметричное строение, свидетельствующее о неравнозначности обрамляющих их структурных рам.

Асимметрия геосинклинальных областей выражена в наличии в их внешней, обычно океанической, зоне наклонного пояса сжатия, надвигов и разломов, отличающегося землетрясениями и уходящего под островную дугу на большие глубины (в Тихоокеанском поясе окраинно-континентальных островных дуг - до 700 км). Этот пояс, наклонно опускающийся под континент, называется фокальной поверхностью, тектоногеном или зоной разломов, погружающихся под островную дугу. Здесь сосредоточены интенсивные дифференциальные движения, причины которых объясняются по-разному.

В. В. Белоусов (1966) и Ю. М. Шейнманн (1968) полагают, что по таким каналам, обусловленным растяжением, к земной поверхности устремляется поток тепловой и сейсмической энергии и происходит усиленная циркуляция глубинного вещества, питающего вулканы. Однако оценка энергии и скорости накопления термоупругих напряжений, по данным В. А. Магницкого и Е. А. Любимовой, показали, что вряд ли эти напряжения являются причиной землетрясения в данной зоне. Другие авторы сжатие, господствующее здесь, оценивают как энергию, вызывающую образование магмы, питающей вулканы.

С таких позиций предполагается корреляция во времени вулканической деятельности и землетрясений, очаги которых лежат на глубине от 70 до 200 км, в области возможного образования магмы (Токарев, 1968).

По нашим представлениям в этой зоне существует два смежных сопряженных пояса: внутренний — вулканический, обусловленный тепловым потоком, вызывающим расширение и вулканизм, и внешний — сейсмический, но лишенный вулканов, с господствующим на глубине сжатием, проявляющимся в землетрясениях.

В тех случаях, когда в ранних орогенных структурах наблюдается чередование вулканических поясов и складчатых хребтов, сейсмичность с очагами на глубине 0—25 км в земной коре связана со сбросовыми разломами, не являющимися путями вулканических извержений.

Несмотря на распространенное представление о существовании современных геосинклинальных областей, имеется мало данных об условиях структурного развития их вулканических поясов. Современные наблюдения подводных излияний в геосинклинальных трогах отсутствуют. Предполагается образование вулканических поясов как на океанической, так и на континентальной земной коре, и на более сложном по строению фундаменте со сводообразным поднятием поверхности Мохоровичича. Вулканизм на первых этапах приурочен к геосинклинальному трогу, ограниченному краевыми разломами. Согласно общим представлениям вулканизм связан с краевыми разломами, а также приурочен к склонам поднятий инверсионного типа внутри геосинклинального трога.

Многочисленны данные, свидетельствующие против возможности вулканических излияний по разломам типа сбросов. Вероятно, такие разломы могут быть использованы как пути для излияний только при изменении тектонического режима и перемещении в зоны этих разломов положительных тепловых аномалий и тектонических поднятий, в результате чего сбросы превращаются в трещины растяжения.

Принято считать, что начало вулканической деятельности приурочено к структурным поднятиям в геосинклинальных трогах, к испытывающим пульсационные вертикальные движения «эмбрионам» островных дуг. При этом образуются подводные щитовые вулканы, преимущественно основного типа, а подводные условия сохраняются длительное время, вследствие пульсационного режима смены поднятий опусканиями. Последние имеют компенсационный характер, а также могут быть обусловлены крупными вулкано-тектоническими обрушениями и образованием кальдер. В кальдерах возникают подводные вулканы более кислого типа, дающие начало вулканизму островных дуг.

Образования структур, проницаемых для вулканизма, сопровождаются повышением интенсивности теплового потока и формированием вулкано-тектонических поднятий, с которыми связаны магмовыводящие каналы в геосинклинальных трогах.

По разломам, испытывающим сжатие, проявление которого выражено в зеркалах скольжения и милонитах, извержений не происходит.

М. В. Муратов (1968 г.) допускает возможность излияний не только по обрамляющим трог разломам, но и в зонах центральных поднятий геосинклинальных трогов, аналогичных вулкано-тектоническим.

Следует отметить, что динамический режим геосинклинальных трогов очень сложен и в ходе развития геосинклинальной области неоднократно перестраивается. На стадиях общего воздымания разломы, обрамляющие грабен, из непроницаемых для вулканизма становятся зонами расширения и могут служить проводниками теплового потока и вулканизма. При этом вулканы возникают и на фундаменте по периферии рифтовой зоны, на обрамляющих ее горстовых поднятиях.

Примером такой перестройки структур может служить Рейнский грабен, где в настоящее время на сбросовых уступах отмечается аномально высокий тепловой поток.

Орогенная стадия

Этап островных дуг

Строение островных дуг, связанных с подводным орогенезом, выдержано во всех районах Мирового океана. Сводообразное поднятие земной коры образует фундамент островных дуг.

Вначале вдоль гребня вулкано-тектонического поднятия развивается цепь вулканических островов и возникает одинарная вулканическая островная дуга, обычно на океанической земной коре. Однако не всегда ясно, является одинарная вулканическая дуга первичным поднятием на океанической земной коре, или она поднялась над уровнем океана из ранее образованного подводного трога.

На следующем этапе происходит обрушение вдоль гребня поднятия и образуется продольный грабен, служащий исходной позицией для возникновения в нем цепи вулканических островов. Если наряду с этой вулканической цепью над поверхностью океана поднимается борт грабена, образуя с океанической стороны гряду островов, возникает двойная островная дуга. Когда внешняя тектоническая гряда является подводным хребтом, обрамляющим с океанической стороны вулканическую островную гряду, — эта структура рассматривается как псевдодвойная дуга. Двойные и псевдодвойные островные дуги формируются на земной коре переходного типа от океанической к континентальной.

Если оба борта грабена по флангам вулканической островной гряды поднимаются над океаном в виде гряд островов, эта система может называться тройной островной дугой. Соответственно, псевдотройной островной дугой будет называться островная дуга, в которой гряда островов с континентальной стороны архипелага не достигает поверхности океана, а образует подводный хребет.

Названные типы островных дуг образуют последовательный ряд в эволюции подводного орогенеза.

Островные дуги, как правило, выпуклой стороной, обрамленной глубоководным желобом, обращены в сторону океана и окаймляют окраины континента, располагаясь между океаном и внутренними эпиконтинентальными морями.

По отношению к континенту островные дуги могут иметь различное положение:

а) дуги служат границей между континентом и океаном. Внутренняя вулканическая гряда островов расположена с континентальной стороны, а внешняя их гряда обрамлена сейсмическим поясом, в котором глубина очагов землетрясений увеличивается по направлению к континенту;

б) вулканическая гряда расположена с океанической стороны и соответственно перевернуты другие структуры; глубина землетрясений увеличивается по направлению к океану, правда достигает только 600 км (острова Новые Гебриды). Вулканические кордильеры на этих островах расположены ближе к континенту Австралии, глубоководные желоба выражены в виде ступенчатых грабенов, отличающихся сейсмичностью также со стороны континента. Со стороны Тихого океана прогибы неглубоки и скорее сходны с внутренними морями. Встречаются поперечные разломы, смещающие цепи островов и желоба;

в) островные дуги расположены перпендикулярно к континенту и разделяют две океанические глыбы. Полоса неглубоких землетрясений в этом случае проходит со стороны открытого океана и глубины очагов землетрясений погружаются под вулканическую островную гряду.

Неравномерность развития островных дуг обусловливает возможность соединения островных дуг разных стадий развития: например с ранним орогеном Камчатки по простиранию соединяется псевдодвойная Курильская островная дуга, а вкрест простирания одинарная — Алеутская дуга.

Вулканическая кордильера внутренней островной дуги образует цепь островов, постепенно поднимающихся над океаном. Развитие вулканической Кордильеры сопровождается вулкано-тектониче-скими обрушениями и гравитационными опусканиями в перерывах между вулканическими извержениями. Здесь образуются вулкано-тектонические структуры — грабены (продольные и поперечные), горсты, вулкано-тектонические депрессии и кальдеры.

Автохтонные вулканические формации переслаиваются с осадочными толщами вдоль оси Кордильеры, а аллохтонные вулканоген-но-осадочные отложения заполняют прогибы у подножия вулканической Кордильеры, с увеличением мощности по ее флангам. В зоне вулканической Кордильеры широко распространены несогласия, мощность отложений здесь часто меньше, чем во фланговых прогибах.

Будинаж, серпентинизация, меланж гипербазитов во внешнем • тектоническом поясе островных дуг указывают на их вторичную активизацию в виде разлинзованных протрузий в зеленокаменной и осадочной толще внешних островных дуг в начале орогенной стадии.

Вулканы внутренней островной дуги (Курильских, Алеутских и других островов). Кордильера, на которой образованы аккумулятивные вулканические постройки, является вулкано-тектоническим поднятием в вулканическом поясе островных дуг, первоначально представлявшем собой геосинклинальный трог. Вулканы поднимаются в виде цепи островов на фундаменте, сложенном

Рис. 13. Щитовой кальдерный вулкан Креницына (общий вид)

неогеновыми и нижнечетвертичными отложениями, часто выходящими над уровнем океана на берегах островов. Эти вулканогенно-осадочные породы смяты в складки и раздроблены на блоки многочисленными разломами со сбросовыми и сдвиговыми перемещениями по ним.

Острова имеют эшелонированное расположение, объясняемое горизонтальными смещениями по системе разломов, пересекающей островную дугу. Блоки лавового плато, покрывающего фундамент островов, представляют собой части базальтовых излияний, возможно имевших площадной характер (плиоцен-четвертичное время). На ряде островов из этих блоков можно реконструировать большие щитовые базальтовые вулканы диаметром около 100 кл с вершинными кальдерами диаметром до 30 км. Эти кальдеры являлись центрами вулканической деятельности в позднем плейстоцене, приведшей к образованию плоских щитовых вулканов также базальтового состава. На вершинах этих вулканов в голоцене вновь образовались кальдеры взрыва (возраст кальдеры Тау-Русыр на о. Креницына — 7040 лет). На рис. 13 и 14 в кальдере взрыва виден конус стратовулкана андезитового состава с побочными куполами. Около половины плейстоценовых вулканов были обезглавлены, и в их соммах возникли новые конусы, а по радиальным и кольцевым разломам насыпные конусы или экструзивные купола.

Помимо вулканизма центрального типа, выявленного по структурам построек, расположенных выше уровня океана, в структуре Кордильеры значительную роль играли вулкано-тектонические поднятия, увенчанные вулканическими хребтами, связанными с линейными извержениями.

Рис. 14. Вулкан Креницына. Схема (вид сверху)

Вулканы образуются как в районах островных дуг, вблизи глубинных разломов, по которым В. В. Белоусов и Ю. М. Шейнманн предполагают подъем астенолитов, питающих вулканы, так и в орогенических поясах более поздних этапов развития. В первом случае вулканический пояс расположен над очагами землетрясений средних глубин (125—175 км), а во втором — сейсмичность обусловлена очагами глубиной до 100 км.

К зонам четвертичного и современного вулканизма, в которых нет сейсмотектонических структур с очагами землетрясений глубже 450 км, относятся: межконтинентальные геосинклинали и островные дуги Средиземноморья (Италия, Греция), орогены геосинклинального происхождения (Кавказ, Эльбрус); платформенные рифты (Восточная Африка, Рейнский грабен); подводные океанические хребты (Рейкьянес); вулкано-тектонические поднятия срединно-океанических хребтов; орогены срединно-океанических хребтов (Исландия, Шпицберген); поперечные рифтовые структуры, пересекающие континент и океаническую платформу (рифт Камеруна— о. Святой Елены); океанические валы (Гавайские острова) ; рифтовые и глыбовые структуры приконтинентальных окраин океанов (острова Галапагос, Канарские и др.).

Если мы рассмотрим глубинную динамику всех зон современного вулканизма, то убедимся, что только одна из десяти зон — это область островных дуг окраин континентов имеет сейсмо-тектонический пояс, к при континентальной части которого приурочены очаги глубокофокусных землетрясений. Здесь связь между средне-фокусными землетрясениями, очаги которых лежат под вулканами, и извержениями столь же не доказана, как и в районах неглубоких землетрясений, где их очаги лежат вне вулканического пояса.

В настоящее время можно говорить лишь о сопряженности в выделении энергии в вулканическом и сейсмическом поясах, рассматривая их как два русла, по которым стремится энергия из глубин Земли на поверхность, но эти потоки не сливаются, хотя и лежат совсем рядом, причем для движения тепловой энергии к земной поверхности характерен ее вертикальный поток, в то время как сейсмическая энергия получает разрядку в поясе сжатия, наклонно уходящем под континент.

Раннеорогенный этап

К ранним орогенам относятся структуры Аляски, Камчатки, Японских островов и целый ряд подобных структур, вплоть до Новой Зеландии. Они уже значительно приподняты над дном океана по сравнению с островными дугами и опередили их по развитию. К ранним орогенам также причленены островные дуги, находящиеся на разных стадиях развития. Это двойные и одинарные дуги с погруженными глубоко на дно океана подводными трогами—рифтами, которые еще не достаточно изучены, в отличие от рифтовых долин, расположенных на суше и четко прослеживающихся в орогенах (Камчатка, Анды).

В раннеорогенный этап структурного развития в пределах неогенового вулканического пояса происходило неоднократное обрушение сводов и на их месте формировалась вулкано-тектони-ческая структура типа телескопированного грабена. На Камчатке такое строение имеет Срединный хребет; в северной его части выявляется несколько этапов наложения вулканических поясов в связи с грабенообразованием и вулкано-тектоническими обрушениями.

Пояс вулканизма с течением времени сужается и завершается вулканизмом в четвертичном грабене северной части Срединного хребта.

Несколько этапов такого вулкано-тектонического структурообразования отмечается для Ключевского дола, где последовательно развивалось в четвертичное время несколько генераций грабенов, вулкано-тектонических структур и кальдер.

В южной части Камчатки на грабен-синклинальную депрессию наложен процесс повторного воздымания горст-брахиантиклинальной структуры Камбального хребта, сопровождающейся крупной кальдерой хребта Кошелева и вулкано-тектонической депрессией Курильского озера.

Обширные щитообразные вулканы, занимающие грабен-синклинальные пояса в раннечетвертичное и позднечетвертичное время, испытали кальдерное обрушение и в кальдерах поднимаются современные действующие стратовулканы, история которых насчитывает не одну катастрофу образования кальдер взрыва, в ряде случаев занятых более молодыми сооружениями, создавшими сомма-вулканы или экструзивные купола. Эти процессы сопровождались извержениями игнимбритовых и пемзовых покровов, охвативших обширные территории восточной и южной частей Камчатки.

Аналогичные структуры встречаются и в других районах развития раннего орогена (Япония, Тайвань, Новая Гвинея, Новая Зеландия, Аляска). Для Новой Зеландии четко прослеживается приуроченность четвертичного вулканического пояса к ранее существовавшему на этой же территории неогеновому вулканическому поясу.

Система грабенов, заполненных в значительной части игним-бритовыми покровами, осложнена вулкано-тектоническими структурами (кольцевыми депрессиями, структурами вулкано-тектонических депрессий оз. Таупо). Грабен в южной части депрессии имеет телескопированное строение, и в нем расположен ряд действующих вулканов. Широко распространенные кислые извержения образуют ряд своеобразных кольцевых структур и эксплозивный грабен Таравера, образовавшийся в 1886 г.

Раннеорогенные вулканические пояса в пределах складчатой области в отличие от островных дуг имеют более сложное строение. Они формируются в условиях сращивания нескольких отрезков островных дуг, образующих вулканические пояса, разделенные глыбовыми поднятиями горных хребтов

На Камчатке четыре таких пояса (рис. 15), в Японии в зависимости от строения островов их несколько. Более четко построен вулканический пояс Новой Зеландии — сложно телескопированный грабен, рассекающий остров. Несмотря на внешнюю сложность строения и расположения вулканических поясов, вулканические процессы в них происходят по одному принципу и вулканические аппараты близки по структуре.

Остановимся более подробно на строении вулканических поясов Камчатки. Структурные депрессии, к которым приурочена четвертичная вулканическая деятельность, имеют наложенный характер и ограничены сложной системой разломов, секущих разновозрастные формации (вплоть до древнечетвертичных базальтовых плато).

Южный Камчатский (Курило-Камчатский) вулканический пояс имеет длину до 150 км, ширину до 60 км. Неправильно изогнутые границы пояса свидетельствуют о вулкано-тектонической природе обрушений по круговым и линейным разломам. В пределах пояса и на склонах его внешнего обрамления расположено несколько действующих вулканов. Морфогенетическая схема последовательности формирования вулканических построек в пределах пояса дает представление о его более сложной вулкано-тектонической структуре.

Большую роль играли щитовые вулканы (сходные с молодой группой щитообразных вулканов островной дуги). Эти вулканы своими плоскими склонами заняли всю северную часть вулканического пояса, диаметр их 30—40 км.

Кальдеры, образованные на их вершинах в результате взрывной деятельности (выбросы игнимбритов и пемз), в сочетании с обрушениями достигают 10—12 км в диаметре. Внутри кальдер в верхнем плейстоцене выросли крупные стратовулканы правильной конусовидной формы (вулкан Опала) и хребтообразные с несколькими кратерами (вулкан Горелый). В кальдерах разместились различные экструзивные постройки — частично в воронках взрыва на склонах (вулкан Опала), иногда в виде изолированных конусов и куполов (вулкан Ходутка). Широко распространены шлаковые конусы с лавовыми потоками, разместившиеся на склонах вулканов или у их подножия.

Некоторые кальдеры не были заняты крупными вулканами (вулкан Толмачева) и в их пределах и на их склонах разбросано множество шлаково-лавовых конусов с лавовыми потоками. Наряду с этим сохранились кальдеры, в пределах которых среди образовавшихся внутренних озер продолжается деятельность

1- Курило-Камчатский; 2 — Центральный Камчатский, 3 —Восточный Камчатский- 4 — Северный Камчатский; 5 - земная кора малой мощности; 6 - гравитационные ступени- 7-разломы

кратеров со шлаковыми конусами (вулкан Ксудач, кальдера Штюбеля).

В ряде случаев стратовулканы были обезглавлены и образовавшиеся соммы целиком заняты молодыми конусами, закрывшими все атрио вулканов (Желтовского, Ильинского).

В южной части вулканического пояса расположена крупная структура — Камбальное вулкано-тектоническое поднятие брахи-антиклинально-горстового типа, увенчанное рядом вулканических построек, из которых южная — Камбальный вулкан — образует хорошо сформированный конус, прислоненный к поднятию (рис. 16). Кроме того, в основание поднятия, сложенного вулканогенно-оса-

Рис. 17. Вулкано-тектоническое поднятие Камбального хребта

1 — основные лавы и туфы вулканов (верхнечетвертичные); 2 — дациты, андезиты и их туфы (среднечетвертичные); 3 — туфы кислых лав, игнимбриты, базальты, андезиты (древнечетвертичные); 4 — основные лавы и их туфы, туфопесчаники, алевриты (палеоген-неогеновые);

5 — разломы

дочной толщей, интрудировали дацитовые экструзии, образовавшие купола (рис. 17).

К западу в большой кальдере, составляющей часть вулканического пояса, поднимается сложный стратовулкан Кошелевский с несколькими вершинами, боковыми экструзиями и шлаковыми конусами, с лавовыми потоками на склонах.

Общая генетическая последовательность вулканизма в Южном вулканическом поясе следующая: щитовые вулканы ->- кальдеры -> -v стратовулканы ->• сомма-вулканы ->• экструзии -»- шлаковые конусы ->- лавовые потоки.

Вулкано-тектонические поднятия и вулкано-тектонические депрессии образуют сопряженные структуры южной части вулканического пояса, примыкающего на юге к Курильской островной дуге. Здесь происходит стык подводного Курильского трога, из которого поднимается вулканическая кордильера с грабен-синклиналью, в которой расположен вулкано-тектонический Камбальный хребет (см. рис. 17). Это позволяет предполагать генетическую связь обеих структур.

У подножия Камбального поднятия возникли вулкано-тектонические депрессии. К их числу относится Курильское озеро, формирование которого произошло в несколько стадий и завершилось мощными эксплозиями, сопровождавшимися вторжением кислых экструзий Дикий Гребень и Сердце Алаида.

Экструзия Дикий Гребень сопровождалась выбросом пемз, легших на поверхность торфяников, возраст которых 8400 лет. Экструзивные дацитовые купола в вязком состоянии оползали по полукольцевым сбросам. Часть сбросов участвует в опускании западного берега Курильского озера. Центральная часть экструзии — гора Неприятная — представляет собой купол, окруженный мощными лавовыми потоками.

Краткое описание типичных вулканов иллюстрируется рисунками, объясняющими строение их вулканических построек (см. также «Атлас вулканов СССР», 1959).

Вулкан Желтовский — конусовидный псевдосомма-вулкан с побочными и вершинными экструзиями андезитов. Очертания сложенной базальтами соммы отчетливо сохранились на склонах вулкана, прорезанных барранкосами.

Вулкан Ксудач — действующий щитовой вулкан, около 20 км в поперечнике; форму определили ранние излияния базальтов, перекрытые лавовыми потоками андезитов и их туфов. Склоны имеют уклон 5—7°. На его вершине образовалась кальдера диаметром около 7 км. В ее создании наряду с эксплозивными извержениями большую роль сыграли круговые сбросы по разломам, образовавшие уступы по периферии кальдеры. Дно кальдеры заполнено пирокластическим материалом. Во впадинах, возникших в результате секторных опусканий, и в кратере шлакового конуса Штюбеля расположены озера. Фумаролы к югу имеют температуру около 100°. Извержения носят эксплозивный характер. Для окрестностей типичны ареальные излияния шлаковых конусов, расположенных как рядами, так и беспорядочно (рис. 18).

Основанием вулкана Опала является щитовой вулкан диаметром около 30 км. Сложен он базальтами и андезитами с пирокластическим материалом (рис.19). Кальдера вулкана (12x15/еле) сложного происхождения, с уступами, образовавшимися при опускании ее западных сегментов. Конусовидный стратовулкан Опала расположен эксцентрично, у северного края кальдеры, где ее уступы становятся все меньше и затем скрываются под склоном вулкана. В южной половине кальдеры находятся две экструзии, переходящие в лавовые потоки.

Латеральная экструзия представляет собой круглую воронку взрыва, заполненную роговообманковыми андезитами, образующими купол диаметром 1 км.

Вулкан Горелый — вулканический хребет субширотного направления с гнездовыми кратерами — занимает кальдеру почти прямоугольной формы (10X13 км) на вершине щитового вулкана (30 км в диаметре). На дне кальдеры и на ее склонах много шлаковых конусов с базальтовыми потоками лавы. Лавы 15-километрового потока, спустившегося с южного склона кальдеры, сходны с лавами Толбачика. Вулкан Горелый состоит из ряда конусов, в которых андезитовые потоки и пирокластические породы прорваны экструзивными куполами. Образование куполов сопровождалось пемзовыми и игнимбритовыми потоками.

Рис. 19. Строение кальдерного вулкана Опала

/—уступы кальдеры; 2 — склоны вулкана; 3 — разрушенный кратер; 4 — лавовые потоки, 5— эксплозивный кратер; 6 — дацитовый купол; 7 — пемзы; 8 — шлаковые и лавовые конусы; 9 — маары; 10 — уступы; 11 — барранкосы

Щитовой вулкан Толмачев дол—своеобразное лавовое нагорье, с центральной неглубокой кальдерой, занятой озером. Вокруг кальдеры разбросано множество шлаковых конусов с лавовыми потоками. В склонах вулкана четко выражены концентрически расположенные по отношению к кальдере уступы. Они образуют несколько рядов, обращенных вертикальной сбросовой ступенью к центру вулкана, и являются зачаточной формой круговых обрушений. Шлаковые конусы местами образуют ряды, параллельные уступам, но не сидят на этих трещинах.

Восточный Камчатский вулканический пояс структурным барьером (Южно-Быстринский хребет и Авачинский грабен) отделен от Южного вулканического пояса, с которым имеет сходное развитие.

По геофизическим данным Авачинский грабен, по которому проходит граница между поясами, сходен с грабеном Фосса Магна Японии и структурно продолжается в Тихом океане, хотя в рельефе дна не выражен и вулканов, аналогичных Бонинским, здесь, видимо, нет.

Общие черты структуры вулканического пояса следующие:

а) в раме пояса во внешней тектонической зоне выходят зелено-каменные и метаморфические толщи донеогенового возраста;

б) расположенные вдоль пояса ряды вулканов северо-восточного направления пересекаются в южной части с поперечными юго-восточными рядами вулканов; в) многочисленны телескопированные кальдеры (двойные, тройные кальдеры и соммы), связанные с этапами затишья вулканической деятельности, прерываемыми вспышками извержений.

Излияния базальтов, образующие плато, сменяются формированием крупных щитообразных вулканов с последующим кальде-рообразованием. Вулкано-тектонические депрессии и кальдеры типа Кракатау формируются одновременно с кольцевыми структурами вулкано-тектонических поднятий и обширными игнимбрито-выми извержениями. Стратовулканы в кальдерах сложены различными по составу породами — от базальтов до дацитов.

В отличие от Южного Камчатского пояса, где в голоцене были широко развиты ареальные базальтовые излияния, сопровождавшиеся образованием шлаковых конусов, здесь в это время формировались вулканические конусы и экструзии со сложным сочетанием во времени и пространстве типов кислого и основного вулканизма.

Генетическая последовательность вулканизма Восточного пояса такая же, как и в Южном поясе. Здесь особенно велика роль телескопированных кальдер, расположенных на пересечениях вулканических рядов. Не менее важную роль играют вулкано-текто-нические поднятия. Характерно расположение вулканов рядами северо-восточного и северо-западного направлений.

Крупнейшие действующие вулканы Восточного пояса образуют два ряда северозападного направления: Авачинско-Корякский и Жупановско-Дзензурский.

Авачинский вулкан — полигенный сомма-вулкан с секторными грабенами, горстами и серией побочных экструзий. Несмотря на наличие кальдеры взрыва, отличается положительной аномалией силы тяжести.

Вулканы центральной части Восточного Камчатского вулканического пояса Малый Семячик, Карымекий и сопровождающие их вулканы и экструзии относятся к андезито-дацитовым аппаратам, деятельность которых была сопряжена с неоднократным образованием кальдер и кратеров взрыва, дугообразных останцов и вулканов, оборванных разломами кальдер. При этом происходили выбросы больших масс пемз и пепловых туфов, частично отложившихся в виде игнимбритов.

Вулкан Мал.ый Семячик расположен в большой кальдере и состоит из трех конусов, образующих вулканический массив. На юго-западном конусе в колодцеобразном кратере имеется кратер-ное озеро.

Карымекий вулкан поднимается из круглой кальдеры диаметром 5 км, северный ее край срезает часть более древнего вулкана. К югу лежит двойная телескопированная кальдера, в которой расположено Карымское озеро.

Вся территория, занятая вулканами Восточного пояса, разбита сложной системой разломов, по которым отдельные блоки приподняты и опущены в связи с вулкано-тектоническйми процессами. Предполагается, что вся группа вулканов расположена в пределах крупной кольцевой структуры диаметром в несколько десятков километров, сопровождавшейся (по Б. Иванову) образованием субвулканических даек более основных пород.

Центральный вулканический пояс Камчатки расположен в Центральной Камчатской депрессии западнее Восточного Камчатского вулканического пояса. Он отличается более щелочным составом лав и количественным преобладанием в излияниях базальтов.

При образовании грабена Центральной Камчатской депрессии, расширяющейся к северу до 100 км, в четвертичное время произошли дифференцированные движения, разорвавшие одновозра-стные лавовые плато, ныне выходящие по периферии Ключевского дола на восточном склоне Срединного хребта и на западных склонах Восточного Камчатского хребта. Можно полагать, что в некоторых частях района до образования грабена существовали единые лавовые покровы афировых базальтов, площадные излияния которых сопровождали поднятие свода и рифтообразование.

В рифтовой зоне излияния локализовались в северной расширенной части грабен-синклинальной депрессии и на оперяющих ее трещинах. Крупнейшей структурой является Ключевской дол -вулканическое нагорье, в основании которого лежит громадный щитовой вулкан, сложенный мегаплагиофировыми базальтами. Центральное сводообразное поднятие Ключевского дола, увенчанное вулканами, окаймлено периферическими компенсационными впадинами, заполненными вулканогенно-осадочными отложениями. Новейшую вулкано-тектоническую структуру Ключевского дола иллюстрирует рис. 20.

Образование вулканов центрального типа на поднятии Ключевского дола сопровождалось формированием в его пределах вулкано-тектонических депрессий, кальдер обрушения (на ранних этапах) и взрыва (на поздних этапах), а также излияниями аре-ального типа. Более ранние излияния образовали щитовые вулканы, более поздние — конусовидные вулканы и экструзии. Излияния центрального типа чередовались с трещинными, связанными с наложенными грабенами, образующимися на склонах поднятия Ключевского дола. На лавовом щите поднятия наиболее молодыми являются преимущественно конусовидные вулканы, разнообразные по составу лав и сложные по строению.

Наряду с базальтовыми, андезитовыми и дацитовыми вулканами и экструзиями распространены ареальные базальтовые излияния из шлаковых конусов, особенно многочисленные в вулкано-тектонической депрессии к югу от вулкана Толбачик.

Различаются несколько типов крупных действующих страто-вулканов, образование которых происходило в конце четвертичного времени.

Вулкан Ключевской (4850 м)—конусовидный стратовулкан преимущественно базальтового состава, сложенный лавами и пирокластическим материалом; чашеобразный вершинный кратер его диаметром 600 м является ареной фумарольной деятельности и периодических терминальных извержений лавовых и агломератовых потоков. Побочные (латеральные) извержения с излияниями базальтовых лавовых потоков происходили по радиальным трещинам, на которых образованы шлаковые конусы.

Вулкан Толбачик — двойной вулкан: конусовидный Острый Толбачик и кальдерный Плоский Толбачик. Для Острого Толба-чика характерны радиальные базальтовые дайки, образующие гребни среди барранкосов. Плоский Толбачик — действующий

Вулкан Камень — стратовулкан конусовидной формы. В результате фреатического извержения бандайсанского типа восточный его склон разрушен и обнажена слоистая структура вулкана, прорванная экструзивными куполами, сопровождавшими

ареального вулканизма 7 — продукты четвертичных извержений центрального типа: андезиты (а) и базальты ((5); 8 — четвертичные вулканы действующие (а) и потухшие (б); 9 — базальтовые покровы ареальных излияний; 10 — линия разреза

Вулканы (цифры на схеме): 1 — Ближний Плоский, 2 — Дальний Плоский, 3 — Ключевской. 4—Камень, 5 — Безымянный, 6 — Зимина, 7 — Малая Удина, 8 — Большая Удина, 9 — Плоский Толбачик, 10 — Острый Толбачик; 11 — Шевелуч

Рис. 21. Кратер вулкана Толбачик

образование вулкано-тектонического горста и грабена по кольцевым разломам. Радиальные трещины растяжения заполнены дайками.

Секторные грабены выявлены в структуре экструзивно-эффузивного вулкана Горный Зуб.

Главное отличие Ключевского вулкано-тектонического поднятия от Восточного вулканического пояса заключается в продолжительности базальтовых излияний, формировании крупных кальдер обрушения и вулканов, близких по характеру деятельности к гавайскому типу — ныне действующему вулкану Толбачик и потухшим

Рис. 22. Схема строения вулкана Толбачик

1 — большой кратер; 2 — вершинная кальдера; 3 — склоны действующего кратера; 4 — эксплозивно-эрозионная кальдера; 5 — склоны Плоского Толбачика; 6 — склоны Острого Толбачика; 7 — действующий кратер; 8 — побочный кратер; 9 — лавовый поток; 10 — гребень эксплозивно-эрозионной кальдеры вулканам Плоскому и Кинчоклокскому. В остальном деятельность вулканов вулканического пояса Центральной Камчатской депрессии, включая самый северный действующий вулкан Камчатки — кальдерный вулкан Шевелуч, имеет общее направление развития, свойственное раннеорогенным этапам вулканизма. Оно выражается в увеличении кислотности лав и формировании в послекаль-дерной стадии вулканизма внутрикратерных, внутрикальдерных и побочных куполов в сочетании с извержениями катмайского и пелейского типов.

Вулкан Шевелуч является сложным сооружением полигенного типа. Щитообразный древний Шевелуч сложен пирокластиче-ским материалом, перекрытым покровами андезитов большой мощности. Последующие извержения катмайского типа обрушили южную половину постройки и в результате образовались секторные сбросы, горсты и грабены. Открытая на юг кальдера была заполнена толщами рыхлых пепловых и пемзовых туфов, в виде раскаленных потоков, устремлявшихся со склонов. В кальдере вырос слоистый конус небольшого вулкана Новый Шевелуч, сложенный пироксеновыми андезитами и туфами.

Дальнейшая деятельность вулкана выражалась в периодических эксплозивных извержениях и экструзиях куполов роговообманковых андезитов. Мощное извержение 1964г. разрушило группу старых куполов, образовав обширный эксплозивный кратер в северной части кальдеры. Подножие ее засыпали отложения агломе-ратовых потоков и раскаленных пеплово-газовых лавин.

Северный вулканический пояс Камчатки (зона Срединного хребта). Эволюция вулканизма в этой зоне отличается увеличением объемов базальтовых излияний и увеличением щелочности лав, что характерно для приплатформенных частей орогенных поясов.

Следует отметить, что временами характер позднечетвертич-ного вулканизма здесь мало отличался от вулканизма Восточного вулканического пояса, где преобладали андезитовые извержения центральных вулканов катмайского типа. В голоцене произошли ареальные базальтовые излияния, типичные для близплатформен-ного пояса орогенного типа. Четвертичные вулканы действовали вплоть до современности и были приурочены к грабенам, вулкано-тектоническим депрессиям и кальдерам, часто имеющим телеско-пированное строение.

В течение неоген-четвертичного времени в результате развития вулканизма с телескопированным сужением размеров пояса и уменьшением объема вулканических продуктов сформировался вулканический пояс длиной около 500 км и шириной до 100 км. Вулканизм приурочен в нем главным образом к грабену, наложенному на фундамент из неоген-раннечетвертичных вулканических толщ (выходы фундамента на уровне 900— 1000 м). Заложение грабена произошло в начале четвертичного времени, а четкие границы он приобрел в среднечетвертичное время.

Наряду с этим четвертичный вулканизм охватывал более широкую территорию, входившую в пределы позднеплиоценового — раннечетвертичного вулканического пояса (ограниченного рамой из горстовых поднятий Тигильского района на западе и горсто-выми хребтами Восточной Камчатки). Последовательность развития телескопированных грабен-синклинальных депрессий иллюстрирует рис. 23.

Грабен образовался вдоль оси вулканического хребта в плио-цен-древнечетвертичных породах. Толщи, выполняющие его, имеют периклинальное падение к западу и востоку по обе стороны гра-

Рис. 23. Этапы развития вулканических поясов Камчатки в течение четвертичного времени:

а — раннеплейстоценовый, б — среднечетвертичный; в — современный 1- горст-антиклинальные хребты; 2 — вулканические пояса раннего плейстоцена; 3 — оси вулкано-тектонических поднятий; 4 — пояса обрушения раннечетвертичные; 5 — опущенные глыбы сейсмо-тектонического пояса; 6 — разломы; 7 — четвертичные и современные вулканические пояса; 8 — вулкано-тектонические поднятия с кальдерами позднечетвертичных вулканов

бена. Хотя общий ход вулканизма четвертичного времени и сходен с вулканизмом Восточного пояса, последовательность вулканических излияний более сложная.

В конце неогена и в начале четвертичного времени образовались крупные щитообразные вулканы, сложенные анальцимовыми базальтами, с повышенной щелочностью, характеризующие «тыловое» положение пояса. Преобладающая роль эффузивного базальтового вулканизма, не сопровождавшегося взрывами, определила своеобразный облик четвертичных вулканов. Раннечетвертичные излияния создали щитовые вулканы диаметром от 20 до 45 км, иногда с кальдерами на вершинах. Сложены они многочисленными андезитовыми и андезито-базальтовыми потоками, мощность которых в конце излияний достигала 30 м.

Среди них встречаются щитообразные базальтовые кальдерные вулканы с

динного хребта. Камчатка

(Q₁—Q₂); крупные стратовулканы — например, вулкан Ичинский в вулкано-тектонической депрессии 30x40 км, возникший при дифференциальном перемещении блоков фундамента, с длившейся на протяжении четвертичного времени вулканической деятельностью центрального типа. Эти полицикличные вулканы с хорошо дифференцированными лавами (от базальтов до риолито-дацитов), с катмайскими взрывами во время излияния кислых лав отличались в течение значительной части четвертичного времени эволюцией вулканических аппаратов от щитового вулкана к кальдере обрушения и далее после образования центрального вулкана к кальдере взрыва и экструзиям в ней (Q3—Q4).

Позднечетвертичному голоценовому вулканизму вне участков с полицикличным вулканизмом свойственно широкое распространение небольших щитообразных вулканов правильной формы, близких к исландскому типу, но без вала вокруг кратера. В большинстве своем они имеют диаметр 8—10 км, но отдельные вершины достигают и 15—20 км в диаметре (рис. 24). Эти вулканы сформировались в результате многократных излияний подвижной базальтовой лавы типа пахоэхоэ с волнистой поверхностью и мелкоглыбовой отдельностью, образовавшей потоки мощностью до 10 м. Эти многочисленные щитообразные вулканы локализованы главным образом в молодом грабене северной части Срединного хребта.

Одновременно с образованием щитообразных вулканов на западном склоне Срединного хребта произошли ареальные лавовые излияния, объем которых в голоценовое время не уступал объему излияний раннечетвертичного времени. Эти излияния, близкие к типу миоценовых базальтовых излияний к востоку от Каскадного хребта Северной Америки (базальтовые плато Колумбии), и являются особенно яркой чертой рассматриваемого пояса, обусловленной его тыловым положением. Ареальные излияния создали лавовые равнины вдоль западного склона Срединного хребта, покрытые шлаковыми конусами, которые можно рассматривать как центры трещинно-ареальных излияний базальтовых лав недифференцированного типа.

Ареальные излияния голоценового возраста охватили большие площади и частично проникли в пределы блоков с длительным развитием излияний центрального типа. Распространены моногенные шлаковые и лавовые конусы и их узкие базальтовые потоки длиной от 1 до 10 км, а иногда и до 20 км, как, например, в верховьях р. Озерной.

Вследствие неоднородности строения и структурного развития Северного вулканического пояса Камчатки в нем невозможно выделить в целом последовательного ряда развития вулканических аппаратов, сменяющих друг друга, как это представляется возможным в вулканических поясах со структурной преемственностью в развитии вулканов от более древних к более молодым или на отдельных блоках в пределах гетерогенных поясов.

Вулканический пояс Срединного хребта Камчатки включает несколько сложных кальдерных вулканов центрального типа, образованных в вулкано-тектонических депрессиях.

Вулкан X а н г а р поднимается из вулкано-тектонической депрессии в древнейших кристаллических породах, слагающих ядро антиклинория Срединного хребта Камчатки (рис. 25). Это сложное вулканическое сооружение образовалось в несколько стадий (рис. 26). В первую стадию в вулкано-тектонической депрессии сформировался щитовой вулкан из андезито-базальтов, диаметр б км; во вторую образовалась кальдера щитового вулкана, в которой в третью стадию вырос сложный эксплозивно-экструзивный купол из дацитовых брекчий и экструзивных дацитов; в четвертую стадию мощные эксплозии образовали на вершине вулкана кратер-кальдеру диаметром более 1 км и окрестности покрылись мощной толщей пемзовых туфов. Абсолютный возраст кальдеры около 6,5 тыс. лет. Пятая и шестая стадии характеризуют после-вулканический период, когда в кальдере образовался ледник, оставивший после конца оледенения ледниковое озеро.

Ичинский вулкан — сложный полигенный вулкан, расположенный в вулкано-тектонической депрессии неправильной формы, образованной на сводообразном поднятии, сложенном толщей андезито-базальтов и их туфов. Эта структура по строению (рис. 27) аналогична щитовому вулкану, служащему основанием вулкана Хангар (рис. 28).

Рис. 26. Важнейшие этапы развития кальдерного вулкана Хангар (схема). По

Т. Ю. Марениной

I — древний полигенный вулкан в кальдере опускания; II — развалины древнего вулкана после эксплозивной деятельности и обрушения вершины; III — экструзивная стадия деятельности Хангара: массивные дациты перекрывают брекчии на северном склоне вулкана; IV — шшнианская деятельность вулкана — раскаленные пемзовые лавины скатываются по склонам Хангара, мощные взрывы уничтожают вершину вулкана; V — пемзовые толщн покрывают склоны и окрестности обезглавленного конуса потухшего вулкана; VI — в расширенной оледенением и эрозией эксплозивной кальдере Хангара образовалось озеро, подпруженное с севера моренным валом.

1 — моренные отложения; 2 — ледник; 3 — пирокластические пемзовые отложения; 4 — продукты разрушения дацитовых брекчий; 5 — экструзивные дациты Хангара и куполов; 5 — риолиты куполов; 7 — дацитовые брекчии; 8 — продукты разрушения древнего вулкана; 9 — андезиты; 10 — базальты; 11 — древние кристаллические породы: 12 — сбросы при кальде-рообразовании (вертикальный и горизонтальный масштабы равны)

Рис. 27. Вулкан Ичинский. Общий вид

Куполовидный Ичинский вулкан (3621 м) сложен из андезито-дацитовых экструзий, рыхлых отложений и латеральных (боковых) излияний.

Экструзивные дацитовые купола, переходящие в лавовые потоки, прорывают глыбы лавового фундамента, приподнятые с северной стороны подножия вулкана. В результате над древним плато поднимаются до высоты более 3 км два вулкано-тектониче-ских горста. Западнее возвышается аналогичный горст, склоны которого переходят в лавовые плато западного подножия Срединного хребта (рис. 29). Вершинный купол вулкана образован дацитовыми экструзиями, сопровождавшимися мощными агломе-ратовыми потоками дацитов и выбросами пемз. Куполы и дайки мощностью до Юм сложены дацитами. По периферии вулкана у его подножия на дне вулкано-тектонической депрессии образовалось множество очень молодых шлаковых конусов с андезито-выми и базальтовыми потоками.

Последовательная эволюция структурных форм от щитовых вулканов к конусовидным и экструзиям сменилась кальдерообра-

Рис. 28. Схема строения Ичинского вулкана. План

1— главный конус — центр оледенения; 2 — отложения рек; 3 — молодые шлаковые конусы и потоки; 4 — андезито-дацитовые экструзии; 5 — дацитовые туфы и лавы; 6 — андезито-да-цитовые туфы и лавы; 7 — липарито-дацитовые экструзии; 8— вулкано-тектонические горсты; 9 — андезито-базальты дна кальдеры; 10 — базальты вулкано-тектонической депрессии; 11 — фумаролы; 12 — вершинный кратер. А— В — линия разреза, см. рис. 29

зованием: от кальдер обрушения к кальдерам взрыва. История сооружений, подобных Ичинскому вулкану, затягивается вплоть до голоцена, независимо от хода вулканической деятельности в соседних районах пояса, где встречаются также своеобразные

Рис. 29. Ичинский вулкан. Разрез

1 — складчатые породы фундамента; 2 — базальтовые плато и вулкано-тектоннческис горсты; 3 — андезито-дацитовые экструзии склонов; 4 — жерло вулкана; 5 — лавы и туфы стратовулкана

столовые вершины (Риттман, 1964) —результат излияний трещинных лавовых потоков мощностью до 30 м, образующих лавовые равнины на площади блоков размером от 10 до 60 км .

Структуры вулканических поясов Японии. В структуре Японских островов уже давно различаются внешняя и внутренняя зоны (Nauman, 1885; Harada, 1888). Внешняя зона соответствует внешней островной тектонической гряде Курильских островов. Она служит с тихоокеанской стороны рамой вулканического пояса и представляет собой поднятие, сложенное донеогеновыми складчатыми толщами, на которых трансгрессивно лежат почти несмятые слои неогена. Внутренняя зона — современные вулканические пояса — в неогене являлась областью прерывистого тектонического погружения, в морском бассейне которого периодически возникали вулканические Кордильеры.

Образование четвертичного вулканического пояса является заключительным этапом, закрывшим большинство морских бассейнов внутренней зоны. Структуры вулканического пояса раннего орогена Японии формировались в более сложных условиях, чем островные дуги.

В обеих зонах (см. рис. 2) образование линейных структур сопровождалось интенсивной сейсмичностью с близповерхностными (до 100 км) очагами землетрясений во внешней зоне. Сопутствующие этим линейным структурам гравитационные аномалии разделяют вулканический и сейсмический пояса. Грабен Фосса Магна соответственно является частью вулканического пояса, в который входит крупнейший вулкан Японии Фудзи. Здесь также различаются погруженный блок земной коры — депрессия Конто, и поднятый блок, сложенный мезозойскими складчатыми формациями и соответствующий внешней зоне рамы вулканического пояса. В тыловой части поднятого блока расположены молодые вулканические сооружения, цепь которых примыкает в Тихом океане к островным вулканам Идзу-Бонинской дуги.

Идзу-Бонинская дуга представляет собой цепь небольших островных вулканов, извергающих кислые лавы и пирокластический материал (пемзы) и расположенных на цоколе из подводных базальтовых кальдер диаметром до 10 км. Структура фундамента этих кальдер недостаточно ясна. Можно предположить, что в данном районе дно океана должен рассекать грабен, продолжающийся на поверхности о. Хонсю.

Вулканические пояса Японии состоят из рядов молодых и современных вулканов и лавовых плато, ограниченных поднятыми блоками складчатых хребтов. Вулканические пояса отличаются линейным, в виде кулис, размещением вулканов и их групп. Кули-сообразные ряды расположены под острым углом к общей протяженности пояса, что более четко видно в структуре островных дуг. Параллельные ряды вулканических поясов, сдвинутых по отношению друг к другу по простиранию, характерны для раннеороген-ного этапа, что обусловлено сращиванием в орогенном мегантикли-нории нескольких островных дуг. С восточной стороны в каждую из них входит тектоническая дуга, являющаяся внешней рамой вулканического пояса.

В структуре складчатого пояса внешней дуги участвуют геосинклинальные формации разных возрастов. Для Тихоокеанского пояса типичны зеленокаменные породы верхнего мела—палеогена. При этом характерна гипербазитовая тектоническая формация, образующая цепочку вытянутых вдоль разломов протрузий.

В тыловых поясах развиты более молодые складчатые вулканические формации рамы вулканического пояса — неогеновые формации зеленых туфов Японии. С ними сходны блоки неогеновых и неоген-четвертичных слабо складчатых толщ Камчатки. При этом характерны различные взаимно пересекающиеся направления вулканических рядов, определяющиеся расположением групп вулканов в связи с разно ориентированными блоками (зона Фудзи, зона Текай и др.).

Понижение геоморфологического уровня вулканизма обусловлено образованием грабенов и стимулирует интенсивный вулканизм в связи с наибольшей дифференциацией тектонического рельефа и пересечением структур в вулканическом поясе. Это наблюдается в районах стыков островных дуг с раннеорогенными структурами и в местах вертикальных перегибов внутри ороген-ных структур, если структурные движения сопровождаются здесь значительными прогибами океанической земной коры и поперечными нарушениями. Примером являются Южные Курилы—Хоккайдо, стык островов Хонсю и Хоккайдо и другие подобные структуры.

К внутренней зоне, в которой сохранились водные бассейны, относится грабен внутреннего Японского моря, где поднятые глыбы сложены лавовыми плато базальтов, образованных на границе четвертичного периода. К грабену и вулкано-тектоническим депрессиям вулканического пояса о. Кюсю приурочены молодые, недавно действовавшие вулканы. Следовательно, раннеорогенная вулканическая деятельность Японии связана с грабен-синклинальными и вулкано-тектоническими структурами более или менее изометрического типа, в которых фундаменты вулканов находятся в депрессиях, опущенных на 900—1000 м и окаймленных хребтами и вулканическими плато. Таким образом, продукты молодых четвертичных излияний заполняют грабены после их образования.

На Японских островах выделяются несколько вулканических поясов.

Пояс северной части о. Хонсю разделен на две части поперечным поясом Великого грабена. В его пределах две зоны: внешняя— Насу с более активными вулканами, и внутренняя — Т екай, расположенная вдоль берега Японского моря. В зоне Насу вулканы сливаются подножиями, образуя вулканический хребет. Вулканические породы представлены серией от пироксеновых базальтов до пироксеновых андезито-дацитов, бедных щелочами. Во внутренней вулканической зоне такие вулканы образуют изолированные конусы, сложенные лавами щелочного типа (базальто-ан-дезито-риолиты).

Пояс Фудзи — структура, поперечная по отношению к предыдущей, характеризующая стык грабена Фосса Магна с подводным трогом примыкающей к Хонсю вулканической гряды островов Идзу—Ситито. Гряда также разделена на две зоны: внешнюю -Идзу (от впадины Хаконе через острова Идзу и Ситито) и внутреннюю — Фудзи (от впадины Яцугатаке к островам Ниидзима в Тихом океане). В тылу зоны Фудзи через Центральный Хонсю под углом проходит зона Нарикура, а в юго-западной части острова — зона Дайсен, где вулканы потухли (аналогично со Срединным хребтом Камчатки).

К зоне Хоккайдо, промежуточной между о. Хонсю и Курильскими островами, причленяется двойная Курильская островная дуга и северная часть ее трога переходит в надводный рифт Южной Камчатки. Для рассматриваемого пояса характерны молодые кальдеры, формировавшиеся в течение последних нескольких десятков тысяч лет в результате извержений катмайского типа (кальдеры Куттяро и Ассо самые крупные в Японии), Аира, Кикай, Хаконе (молодая), Дайсэцу, Сикоцу и др.

Пояс острова Кюсю, прослеживающийся от Беппу до Кудзю, является грабеном неогенового возраста. Зона Рюкю — активная вулканическая зона Южной Японии на о. Кюсю переходит в цепь островов Нансей. Она также разделяется на внешнюю и внутреннюю. Это разделение для всех вулканических поясов основано на отличиях в химизме лав. Во внутренней зоне развиты более щелочные породы, во внешней известково-щелочные.

Крупные извержения пирокластического материала тяготеют к внешней зоне вулканических поясов. Они сопровождаются каль-дерными обрушениями, которые иногда имеют черты, отличные от кальдер типа Кракатау, являясь неправильными по форме вулкано-тектоническими депрессиями (кальдера Ата в южной части о. Кюсю, образованная 24 500 лет назад).

Сложное строение вулканических поясов, их пересечения и стыки структур, находящихся на разных этапах развития, характеризуют Японские вулканические пояса как систему, сформировавшуюся из нескольких островных дуг, частично сросшихся в ранний ороген главных Японских островов. К раннеорогенным структурам относятся также остров Новая Гвинея и часть Индонезийского архипелага, вулканический пояс которого отличался образованием крупных структур (рифтов, вулкано-тектонических депрессий и кальдер), понижавших геоморфологический уровень вулканизма.

На Суматре в связи с рифтообразной депрессией Семенгко расположены действующие четвертичные вулканы, образующие ряды, параллельные разломам тектонического обрушения грабена и направленные к ним под углом. На северо-западе Индонезийский главный вулканический пояс сопряжен с ранним орогеном п-ова Малакка.

На острове Ява в ядре антиклинория среди мощного покрова молодых лав вскрыты меловые и палеогеновые отложения мощностью до 3 км. Вдоль оси антиклинория в зоне грабенов расположена цепь действующих андезитовых вулканов. Характерно смещение прогибов и складчатости от оси антиклинория в сторону окаймляющих его глубоких впадин.

В неогене образовались окаймляющие меловое—палеогеновое поднятие глубокие узкие прогибы, заполненные вулканогенно-оса-дочной терригенной формацией мощностью не менее 4 км. В оро-генную стадию эти толщи подверглись складчатости и в них внедрились в конце миоцена гранитные интрузии, сопровождавшие поднятия Кордильеры островных дуг, характеризующей позднюю стадию геосинклинального вулканизма или ранний этап орогенеза.

Таким образом, поднятие вулканической Кордильеры соответствует завершению подводного базальтового вулканизма и началу орогенеза с вулканизмом андезитового типа и гранитоидным магматизмом.

ВУЛКАНИЧЕСКИЙ ПОЯС НОВОЙ ЗЕЛАНДИИ занимает обширную впадину— грабен Северного острова, являющуюся структурным продолжением подводного трога, из которого севернее поднимаются подводные Кордильеры, увенчанные вулканическими островами Тонга—Кермадек (рис. 30). Грабен, пересекающий в северо-восточном направлении остров на протяжении 270 км, имеет ширину более 60 км и отличается телескопированным строением. Древний широкий грабен образовался в нижнем плейстоцене на неогеновом сводовом поднятии, которое испытало вулкано-тек-тоническое обрушение. Оно сопровождалось в центре острова крупными извержениями и выбросами игнимбритов, связанными с кольцевыми структурами. В дальнейшем вулканическая деятельность продолжалась на дне образовавшихся вулкано-тектони-ческих депрессий, сопровождаясь дифференцированными движениями.

В результате возникла серия новых более узких грабенов, вложенных друг в друга и осложненных горстами, которые явились контрастными структурами, поднимающимися на фоне погружений, расположенных по краям прогиба.

Грабенообразная вертикальная трещина, обрамленная наклоненными в сторону от нее горстами, была названа Р. Дели игни-септой. При растяжении земной коры горсты раскалываются под давлением поднимающейся к земной поверхности магмы. На них образуются вулкано-тектонические трещины растяжения, по которым в свою очередь происходят дифференцированные движения, сопровождающиеся вулканизмом и обрушениями при истощении

Рис. 30. Вулканический пояс Новой Зеландии (по Г. Гриндли)

1— разломы; 2 — вулканический пояс (грабен Таупо-Таравера и кольцевые структуры); 3 —вулканический пояс (вулканы действующие); 4 — андезитовые стратовулканы; 5 — риолитовые купола: 6 — голоценовые пемзовые отложения; 7 — центры пепловых извержений

вулканических очагов. Так образуются вулканические горсты, осложненные кольцевыми структурами.

Вулканическая деятельность проявляется на территории вулканического пояса между вулканами Раупеху (в центре острова) и Белым островом в заливе Пленти на севере. В вулкано-тектони-ческой депрессии (оз. Таупо) ширина активной вулканической и гидротермальной зоны более 20 км. В этой зоне происходят современные движения земной коры и часты землетрясения с глубиной очагов промежуточного типа (120—200 км).

В центральной части района (между действующими андезито-выми вулканами) преобладают риолитовые купола, пемзовые отложения, игнимбриты, расположенные в границах структурных депрессий Таупо-Роторуа, Таравера и Вакатане, ограниченных активными сбросами, по которым предполагаются также и сдвиги.

В целом грабен образован серией погружающихся к центру блоков, имеющих различные наклоны и образующих вулкано-тек-тонические структуры типа телескопированных грабенов и кольцевых структур. Каждая более молодая грабеновая и кольцевая структура заполнена более молодыми породами и осложнена экструзиями риолитов.

Район к юго-западу от вулкано-тектонической депрессии Таупо отличается относительно приподнятым фундаментом, скрытым под рыхлыми отложениями и имеющим абсолютную отметку 100 м. В направлении к оз. Таупо фундамент погружается до глубины 1000 м, а на юг до 300 м.

В грабене, ограниченном крупными смещениями, ступенчато погружающимися к осевой части до глубины 2—3 км, расположен ряд вулканов Тангариро, приуроченных к линейному поднятию фундамента. Блоковое поднятие с глубиной фундамента 1 км разделяет грабен по оси на две депрессии. Севернее депрессии Таупо поднимается горст Вайракеа.

По структуре и положению вулканические аппараты разделяются на андезитовые вулканы и риолитовые экструзии.

Андезитовые вулканы образуют ряд, вытянутый по оси грабена в северовосточном направлении и ограниченный по склонам небольшими молодыми вертикальными сбросами, падающими к центру и расположенными по обе стороны от вулканов, параллельно им, многие сбросы закрыты лавами. Вулканы Тангариро располагаются вдоль прямолинейной структуры, образуя вулканический хребет в грабене. Опускание грабена в этом районе некоторые авторы объясняют опустошением внутрикорового очага в связи с выбросами больших объемов кислого пирокластического материала. Пятнадцать активных в историческое время вулканов относятся по типу к андезитовым конусовидным стратовулканам, осложненным образованием кальдер, побочными радиальными шлаковыми конусами и экструзиями кислых лав.

Риолитовые экструзии группируются в кольцевые структуры, с которыми ассоциируются игнимбриты и пемзовые туфы, лежащие в депрессии. Кольцевая структура Мароа находится на пересечении грабена Таупо с грабеном Мароа северо-западного простирания. Молодые риолитовые экструзии вдоль северо-восточной оси кольцевой структуры Мароа вместе с экструзиями на западе и юго-западе образуют кольцевой комплекс этой кальдеры. Кольцевая структура Хурахоро, осложняющая кальдеру Роторуа, ограничена на севере серией сбросов широтного направления.

Таким образом, формированию вулканического пояса современных вулканов Новой Зеландии предшествовало образование грабенов обрушения (деструктивных). Они понизили геоморфологический уровень вулканизма. Эта структурная зона неоднородна. Ее северная часть представляет собой подводный структурный трог, занятый андезитовыми вулканами островной дуги, поднимающимися на морских осадках неогенового возраста. По простиранию трог переходит в центральную зону сложного раннеороген-ного грабена, сопровождаемого средним и кислым вулканизмом. Там имеются крупные кольцевые структуры и извержения пеплов в больших объемах.

Итак, структуры, обрамляющие с запада Тихий океан, многообразны по проявлению тектонических движений и вулканизма. Четвертичные вулканические пояса наследуют направления неогеновых поясов, но захватывают меньшую площадь.

В тыловой зоне Северного острова, как это типично для сложных структур раннего орогена, находится вулканическая зона вулкана Эгмонд, сопровождаемая серией линейно вытянутых вдоль трещин андезитовых куполов, обрамляющих впадину северозападного направления.

Четвертичные вулканические пояса Новой Зеландии приурочены к двум зонам растяжения, параллельным горст-антиклинальному поднятию Новозеландских Альп. В зонах растяжения последовательно и параллельно формировались неогеновые и четвертичные вулкано-тектонические троги, грабены и кольцевые структуры, сменявшие друг друга как по простиранию, так и в последовательном телескопированном развитии. Вулканизм развивался в теле-скопированных грабенах, образующихся на фоне общего структурного поднятия консолидирующегося орогена.

Позднеорогенный этап

ОКРАИННО-КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОЯСА.

Позднеорогенные вулканические процессы Анд Южной Америки развиты на высокой поднятой орогенной системе (Герт, 1959). Современные вулканы связаны с грабенами и вулкано-тек-тоническими депрессиями. В районах виргаций горных хребтов, где развиты тектонические сжатия, вулканов нет.

Вулканическая деятельность позднеорогенного этапа тесно связана с тремя районами рифтообразования в Андах: северным — Колумбия и Эквадор, средним—-Перуано-Чилийским и южным — Ар-гентино-Чилийским (рис. 31). В разных районах Анд вулканы занимают разные тектонические позиции.

На севере Анд грабен Мадлены, протягивающийся на 1000 км, осложнен сбросами амплитудой до 4 км, протягивающимися вдоль Центральной Кордильеры. Вулканы Толима (5215 м) и Руис (5400 м), расположенные вдоль бортов грабена, образовались в связи с плиоцен-плейстоценовыми поднятиями, обрамляющими грабен. В Центральных Андах Эквадора в цепях, испытавших громадные вертикальные перемещения и разбитых на серию горстов и грабенов, расположено около 30 действующих вулканов; среди них наиболее высокие действующие вулканы Земли Котопахи (5897 м), Чимборасо (6262 м) и Сангай (5230 м) —один из самых активных действующих вулканов мира.

Южнее вулканическая цепь заканчивается, Анды сужаются, но в средней части Америки вновь расходятся, образуя серию цепей с продольными грабенами, горстами и плоскогорьями. На широком своде Западной Кордильеры поднимаются вулканы действующий Мисти (5821 м) и Чачани (6075 м). Еще южнее на сводовом поднятии, раздробленном на глыбы, вулканы приурочены к внутренней цепи и не образуют правильных рядов, это стратовулканы По-манаре (6380м) и Льюльяйльяко (6723м). Эти полигенные вулканы достигают предельной высоты поднятия для вулканической деятельности и уже потухли.

В Аргентине на продолжении вулканической зоны Западной Кордильеры обширные лавовые плато сменяются вулканической горной страной, где вулканы действовали еще в раннечетвертичное

Рис. 31. Рифты и вулканы Анд Южной Америки (по Г. Герту)

время. Среди лавовых плато поднимаются высокие стратовулканы (Куско, 5450 м; Серро-Бонете, 5660 м).

В Южной Америке ось альпийского орогена отклоняется от Тихоокеанского побережья к востоку, к берегам Атлантического океана. Однако новейшие тектонические движения продолжаются с наибольшей силой вдоль меридионального направления и им следует расположение вулканов. В результате интенсивных вул-кано-тектонических движений береговая кордильера расчленилась на глыбы, частично погруженные под уровень океана. В сложной мозаике глыб структуры местами принимают даже широтное направление и среди этих отдельных массивов расположены вулканы, подчиненные зонам растяжения земной коры, возникшим в процессе вертикальных движений и поднятия магматических пород.

Вулканическая цепь протягивается вдоль западного склона Кордильер, где вулканы возвышаются вдоль восточного борта грабена, располагаясь на массивах, сложенных интрузивными породами. Преобладают конусовидные стратовулканы, сложенные базальтами и андезитами, — Корковадо (2300 м), Кальбуко (1700 м) и др. Южнее, в Южно-Антильской островной дуге появляются кальдерные островные вулканы, типичные для внутренней зоны островных дуг. Эта дуга является связующей цепью вулканов между орогеном Южной Америки и Антарктическим континентом, на южном конце которого расположен действующий вулкан Эре-бус, сложенный уже трахидолеритовыми континентальными лавами.

В отличие от Анд — района активного вулканизма — Кордильеры Северной . Америки относятся к орогенным областям, где вулканическая деятельность ныне почти угасла. В соответствии с этим вулканический пояс, образованный рядом громадных конусовидных стратовулканов и кальдер, менее четко сопряжен с зоной рифтообразования, в рельефе почти не выраженной. Цепь громадных вулканов и кальдер увенчивает Каскадные горы. Вулканы образованы в плиоцен-плейстоцене. В недавнее время действовал Лассен-пик — дацитовый конус, поднимающийся из большой кальдеры. Фундаментом вулканического пояса являются древние породы, выступающие на флангах вулкано-тектонических структур и в горстах.

Вулканизм, связанный с эпигеосинклинальным орогенезом

Вулканизм межконтинентальных эпигеосинклинальных областей

Вулканический пояс межконтинентальных островных дуг

Островные вулканические пояса Средиземноморья являются примером островных дуг межконтинентальных геосинклинальных областей. Здесь выделяются два пояса: восточный — Критско-Малоазиатский, для которого типичны тихоокеанские вулканиты, и западный — Апеннино-Калабрийский, отличающийся средиземноморским типом вулканических пород.

Восточная островная дуга проходит вдоль края Кикладского массива Эгейского моря и обращена выпуклой стороной к югу, где ее обрамляет цепь островов внешней зоны вулканического пояса. Аналогия с Тихоокеанской дугой довольно условная, но все же присутствуют многие ее элементы, например глубоководный желоб Средиземного моря вдоль внешней островной дуги (острова Крит, Родос, где глубины достигают 3—4 км). Нет фокальной поверхности с глубокофокусными землетрясениями, хотя глубина сейсмических очагов достигает 200 км (Гелленский желоб). На о. Порос в Сароническом заливе и на о. Анафи близ о. Санторин известны гипербазиты, пояс которых продолжается на материке на флангах дуги. Нет смысла проводить дальнейшие аналогии с островными дугами тихоокеанского типа. Основное различие заключается в отсутствии в этом районе Средиземного моря океанической земной коры.

Континентальное обрамление, в значительной части погруженное под уровень Эгейского моря, принадлежит к альпийской зоне складчатости; магмы Родопской провинции относятся к известково-щелочному типу.

Вулканы островной цепи расположены не на вершинах складчатых гор, а у их внутреннего края. Фундаментом вулканов служат главным образом известняки верхнего мела и неогеновые осадки, образующие вершину подводного хребта. Вулканическая деятельность началась здесь с верхнего мела и продолжается до настоящего времени (острова-вулканы Санторин, Нисирос).

Кальдерный вулкан Санторин напоминает по строению индонезийский вулкан Кракатау. Его кальдера по абсолютному возрасту относится ко второму тысячелетию до нашей зры.

Рис. 32. Везувий и вулканы Флегрейских полей (вид сверху)

Структура Западного Апеннино-Калабрийского вулканического пояса более сложна и имеет ярко выраженное блоковое строение. Здесь можно выделить полукольцевую крупную вулкано-тектони-ческую структуру, в центре которой лежит котловина опускания Тирренского моря. Два ряда вулканов образуют параболически открытый к северо-западу пояс, частично замыкающийся на о. Сардиния лавовым плато с четвертичным вулканом Ферру. Внешний ряд вулканов начинается Этной (Сицилия), продолжается Везувием и цепью потухших вулканов, уходящих на северо-запад Апеннин.

Внутренний ряд действующих вулканов образуют острова Вол-кано, Стромболи, непосредственно окаймляющие глубокую Тирренскую впадину. Разломы, проходящие между внешним и внутренним рядами вулканов, особенно сейсмичны — это Калабрий-ская дуга землетрясений. Лавы этого района разнообразны и в значительной части относятся к щелочным разновидностям.

Описание сомма-вулкана Везувия является классическим, изучение деятельности и строения этого вулкана восходит к первым векам нашей эры (рис. 32).

Не менее детально изучен крупнейший в Средиземноморье сицилийский вулкан Этна. Он состоит из большого числа вулканических конусов, частично разрушенных и скрытых под поздними излияниями. Фундамент вулкана рассечен множеством пересекающихся сбросов и трещин, достигающих большой глубины и контролирующих расположение вулканических центров, связанных с пересечениями этих структур. Среди многочисленных извержений мелких вулканов, образующих постройку щитового вулкана Этна, различаются боковые излияния по радиальным трещинам, отходящим от основного жерла, эксцентрические, не связанные непосредственно с основным жерлом и, наконец, излияния на склонах лавы, проникающей из основного жерла между слоями, слагающими вулкан, с образованием силлов и даек.

Остров Сицилия — один из приподнятых древних горстов Тирренского массива — отделен грабеном Мессинского пролива от Альпийской складчатой цепи Апеннинского полуострова. На краю этого горста, обрамляющего Мессинский грабен, поднимается вулкан Этна, лавы которого отличаются переходными типами между известково-щелочными лавами эпигеосинклинальных складчатых гор и щелочными калиевыми лавами эпиплатформенного орогенеза.

Вулкан Стромболи, входящий в группу Липарских островов севернее о. Сицилия, сложен щелочными базальтами. В строении конуса этого крупного стратовулкана, согласно А. Риттману, важную роль играют радиальные и мантиевые жилы, внедрившиеся вдоль плоскостей наслоения лавовых потоков. Термин «мантие-вая жила» не совсем удачен, так как в отличие от общепринятого понятия мантии как подкорового субстрата в этом термине под мантией подразумеваются лавовые покровы, облекающие вулкан.

Такая межпластовая жила, залегающая между лавовыми потоками, отличается от лавовых потоков отсутствием шлаков в основании и кровле, также подвергшейся контактовому воздействию.

В береговом обрыве, где хорошо видна внутренняя структура Стромболи, также вскрыт лакколит. Кверху от него ответвляются две жилы, служившие каналами для выброса шлаков при эксцентрическом извержении, для которого лакколит служил мелким приповерхностным очагом. Крупные внутрикоровые эруптивные лакколиты являются периферическими очагами, питающими вулканы. Внедрения таких лакколитов обусловливают образование вулкано-тектонических поднятий и горстов. К числу последних относится о. Искья, который еще в палеогене был частью материка.

Излияния трахибазальтов, согласно А. Риттману, образовали лавовые покровы, с последующим опусканием крупных глыб на дно моря. Это погружение сопровождалось извержениями огромных масс трахитовых туфов. В раннечетвертичное время сформировался лакколитообразный местный очаг, над которым кровля была разбита на глыбы, поднятые в виде вулкано-тектонического горста. Самая высокая глыба этого горста образовала гору Монте-Эпомео, вокруг которой по трещинам внедрились магматические расплавы и возникли мелкие вулканы.

Вулкано-тектонические горсты сопряжены с поднятием вязкой магмы в вулкано-тектонических депрессиях и кальдерах.

Следует отметить, что вулкано-тектонические депрессии образуются в широком диапазоне структур: от геосинклинальных трогов и рифтов на вулкано-тектонических сводах протяженностью в несколько тысяч километров до грабен-синклинальных депрессий протяжением в несколько десятков километров и кальдер диаметром в несколько километров.

В соответствии с размерами этих структур различаются и вулкано-тектонические поднятия. Из геосинклинальных трогов они поднимаются над уровнем моря в виде подводных Кордильер, образуя островные цепи внутренней части островных дуг, увенчанные вулканами.

В грабен-синклинальных депрессиях ранних орогенов вулкано-тектонические поднятия образуют вулканические хребты и огромные сводообразные куполовидные структуры, перекрытые ареаль-ными излияниями и увенчанные крупными вулканами. В вулкано-тектонических депрессиях и кальдерах этот процесс приводит к образованию вулкано-тектонических горстов, аналогичных вышеописанным. Структурные депрессии и кальдеры, осложненные внутренними поднятиями, относятся к типу воздымающихся кальдер.

Вулкано-тектонические горсты образуются также при рифтоге-незе на платформах (например, глыбово-сводовое поднятие горы Рувензори в Западном рифте Восточной Африки).

В Малоазиатский вулканический пояс входят Анатолийское, Армянское и Иранское вулканические нагорья, имеющие общие черты геологического развития, определяющего характер неогенового вулканизма. Это области вулканизма, расположенные в «петлях» альпийских складчатых цепей, в тыловых зонах Альпийского пояса Евразии (см. «Тектоническую карту Евразии»). Следует отметить некоторую аналогию между тектонической позицией раннеорогенного вулканизма в грабен-синклинальных депрессиях окраинноконтинентальных областей Тихого океана и в вышеупомянутых тыловых зонах межконтинентальных областей. Эти наложенные пояса опусканий в позднем неогене были охвачены вертикальными глыбовыми движениями, сопровождавшимися вулканизмом.

Внешние тектонические зоны ранних орогенов являются в Тихоокеанском поясе структурными аналогами внешних островных дуг, которые надвинуты в сторону океанической платформы. Аналогичному сжатию подверглись Понтические складчатые цепи Северной Анатолии, надвинутые на Черноморскую плиту и обрамляющие с севера срединные массивы. Восточнее аналогичные движения испытала Аджаро-Триалетская складчатая система, надвинутая на Куринскую плиту.

Внутренняя Анатолия представляет собой раздробленный массив с основанием из метаморфических пород (палеозойские кварциты, сланцы и мраморы), почти не вовлеченных в складчатость, но испытавших вертикальные глыбовые движения, сопровождавшиеся вулканизмом. Трансгрессивно залегающие на глыбах эоце-новые отложения слабо дислоцированы и перекрыты почти не нарушенными неогеновыми осадками и вулканитами.

В Малокавказском вулканическом нагорье выступы кристаллического основания местами обнажаются из-под геосинклинальных отложений юры, верхнего мела и палеогена. Эти геосинклинальные формации неглубоко погружены под неогеновые толщи вулканических и осадочных пород. Лежащее южнее Армянское вулканическое нагорье является высокой глыбовой областью с широкими котловинами, расчлененными лавовыми плато и конусовидными вулканами.

Срединные тыловые массивы и обширные продольные долины и базальтовые плато, разделяющие складчатые цепи, вдоль южной окраины обрамлены Тавридами— Турецкими, Армянскими и Курдскими, переходящими в цепи Загроса в Курдистане.

Молодыми вулканическими сооружениями западной части Малой Азии являются позднеплиоцен-четвертичный вулкан Эрджияс в Турции (3916 м), который действовал еще в 1880 г., вулкан Ха-сан (3250 м) и др. Эти вулканы сформировались на неоднократно пенепленизированных срединных массивах, образующих плоскогорья вблизи гор Тавра.

Обширная область поздненеогенового—четвертичного вулканизма на Армянском нагорье состоит из полигенных вулканов щитового и конусовидного типов, а также из сводовых поднятий, покрытых ареальными излияниями. Крупнейшими вулканами этой области являются Арагац (4090 м); Большой Арарат (5165 м), Малый Арарат (3923 м) и вулкан Тундурек —в пределах турецкой части.Армянского нагорья, активные в историческое время вулканы Суподаг и Немрут и на Иранском нагорье — хорошо сохранившиеся стратовулканы Сахенд и Севеландач. Горы Эльбурса в Иране увенчаны вулканом Дамавенд, также изливавшим лавовые потоки в историческое время.

Преемственность в развитии неогенового вулканизма тыловых массивов и четвертичной вулканической деятельности, создавшей крупные полигенные вулканы, прослеживается на примере Малого Кавказа.

Новейшая вулканическая деятельность на Малом Кавказе началась с верхнего неогена в связи со стадийным развитием сводовых поднятий в обширных вулкано-тектонических депрессиях (рис. 33, /—IV). В этом вулканическом поясе широко распространены вулканические излияния ареального и центрального типов. Выделяются три вулканические формации: годерзская андезито-дацитовая — верхний неоген; ахалкалакская долеритовая — верхний плиоцен; базальто-андезито-дацитовая — четвертичная.

У южной окраины Аджаро-Триалетских складчатых гор в конце миоцена произошли опускания, образовавшие впадины широтного направления.

Эти межгорные депрессии стали частично областью сарматской морской трансгрессии, охватившей восточную часть Малого Кавказа (рис. 33, 1). В верхнем неогене (сармат?) в этих впадинах возникли субмеридиональные сводовые вулкано-тектонические нагорья — Эрушетский, Самсарский и Кечутский хребты, в конце сармата являвшиеся областью извержений катмайского типа с выбросами больших объемов пеплов (рис. 33,//). Региональные излияния долеритов, образовавшие крупные плоскогорья в районах новейшего вулканизма Малого Кавказа, происходили в конце неогена (плиоцен) во впадинах у подножия этих вулкано-тектонических нагорий (рис. 33, ///). Долериты покрыли выровненную извержениями пепловых туфов и кислых лав территорию вулкано-тектонических депрессий северо-западной части Малого Кавказа.

С Кечутского хребта, являвшегося самым восточным вулкано-тектоническим поднятием в Западной Грузии, потоки долеритовых базальтов по глубоким ущельям рек, распространились на десятки километров к востоку, образовав узкие межгорные плато, а местами растеклись по предгорным равнинам.

Четвертичные извержения охватили главным образом вулкано-тектонические нагорья, к числу которых относятся Самсарский хребет, Арагац, Гегамское и Зангезурское сводовые поднятия (рис. 33, IV).

Рассмотрим структуру наиболее характерных вулканических сооружений четвертичного вулканического цикла.

САМСАРСКИЙ ХРЕБЕТ вытянут на 60 км в субмеридиональном направлении и является крупным вулкано-тектоническим сводовым поднятием, увенчанным полигенными вулканами, экструзиями и лавовыми потоками. Вулканы, хорошо сохранившие свои морфологические черты, особенно в северной части нагорья, излили в позднечетвертичное время громадные лавовые потоки в котловины у подножия хребта (см. рис. 36).

В структуре Самсарского хребта различаются миоцен-плиоценовый фундамент, сложенный породами годерзской свиты, и четвертичная надстройка из вулканов (Схиртладзе, 1958).

Впадины по окраинам Самсарского хребта заполнены долери-тами и андезито-базальтами, переслаивающимися в верхней части с озерными отложениями. Выше залегают андезитовые и дацито-вые потоки, спустившиеся со склонов вулканов. Основание вулканов сложено лавовыми покровами андезито-дацитового типа, имеющими падение к Ахалкалакскому плато на западе и в сторону впадины оз. Тапаравани на востоке. У подножия вулкана Большой Абул Д. Г. Джигаури (личное сообщение) обнаружил и описал глыбу фундамента, сложенную эоценовыми туфами.

Вдоль уступа склонов хребта проходят разломы в виде системы ступенчатых сбросов, падающих в сторону котловин. Движение по сбросам проходило как при поднятии хребта в четвертичное время, так и при опускании котловин, прилегающих к хребту. Об этом свидетельствует заполнение котловин рыхлыми осадками, отложенными в результате разрушения хребта и прилегающих гор, покрытых лавовыми потоками. Эти прогибы, в которых озерно-аллювиальные отложения залегают на кровле покровов долеритов, имеют меридиональное направление, соответствующее простиранию хребта.

Рис. 33. Схемы эволюции вулканических областей Малого Кавказа в позднем миоцене (I), позднем сармате, меотисе и понте (II), в позднем плиоцене (III) и

в четвертичное время (IV) 1 — прогибы, наложенные на складчатые области; 2 — выступы кристаллического фундамента; 3 — вулкано-тектонические поднятия {годерзская вулканическая формация); 4 — излияния плато-базальтов (формации базальтов и долеритов); 5 — ареальиые излияния; 6— вулканы центрального типа; 7 — разломы вулкано-тектонического типа; 8 — горно-складчатые области; 9 — континентальные отложения

Типы вулканизма в различных регионах

Кислые лавы и экструзии, перекрывающие толщу долеритов, свидетельствуют о том, что извержения вулканов, образовавших Самсарский хребет, происходили позже, чем образование нижних долеритов, и частично в одно время с формированием верхней толщи долеритов и андезито-базальтов. Базальтовые и андези-товые шлаковые конусы на поверхности плато являются молодыми вулканами, одновозрастными с вулканами Самсарского хребта.

Тектонические движения в период вулканической деятельности четвертичного времени контролировались разломами субмеридионального направления, по которым происходили поднятия и опускания. Сводообразное поднятие Самсарского хребта продолжалось в его северной части более длительное время, сопровождая излияния вулканов Тавкветили, Шавнобади и других в позднечет-вертичное время. В южной части хребта формирование свода закончилось раньше. Современная морфология хребта здесь более расплывчатая, его склоны глубже прорезаны долинами рек и раньше потухли его вулканы. Современные движения сопровождаются неглубокими землетрясениями.

В северной части Самсарского вулкано-тектонического поднятия у его структурного погружения в Цалкинскую котловину на северном берегу оз. Табацкури расположен вулкан Тавкветили. Это правильный вулканический конус, сложенный шлаками, лавами, лапилли, бомбами, является надстройкой над несколькими крупными четвертичными лавовыми потоками и экструзиями. На его вершине имеется чашеобразный кратер. Андезито-дацитовые и риолитовые потоки, лежащие у основания конуса, сложены хаотическими нагромождениями глыбовой лавы, без почвенного покрова.

Вулкан Егорисар (Бебердаг) состоит из нескольких экструзивных куполов, сложенных черными андезито-дацитами, дацитами и липарито-дацитами. С вершины спустилось несколько коротких глыбовых потоков андезитов.

Стратовулкан Шавнобади расположен на западном склоне Самсарского хребта, к востоку от оз. Табацкури, и сложен лавовыми потоками и пирокластическим материалом андезито-дацито-вого состава. Лавовые потоки черных андезито-дацитов спускаются к оз. Табацкури, образуя каменистые уступы, высотой более 10 м над его берегами.

Лавовые потоки Тавкветили, Бебердага и Шавнобади образуют молодые формы рельефа и почти не разрушены.

Рис. 34. Кольцевая структура Самсар (фото)

Вулкан Самсар (рис.34) представляет собой хорошо сохранившуюся вулканическую постройку, в которой различается «кальдера», связанная с нею толща туфов и вулканических брекчий и шлаковые конусы с молодыми потоками. У подножия Самсара на западном склоне хребта, между селами Диди и Патари-Самсар, спустился поток, сложенный вулканическими брекчиями и мелкообломочными туфами из неокатанных обломков роговообманковых дацитов.

Строение вулкана Самсар отчетливо выражено в его морфологии. Это кольцевая структура экструзивно-эффузивного

Рис. 35. Схема строения кольцевых структур Самсар и Табацкури

/ — долериты позднеплиоценовые; 2 — андезито-дациты четвертичные; 3 — андезито-дацито-вые экструзии; 4 — андезито-дацитовые стратовулканы голоценовые; 5 — андезито-дацито-вые потоки; 6 — кольцевые разломы; 7 — ось вулканических хребтов; 8 — граница складчатых формаций мела—палеогена

происхождения, в которой следует различать западную часть, где вулканическая активность проявлялась дольше всего, и восточную, где на вулканический рельеф наложены ледниковые процессы (рис. 35).

Западный Самсар образован группой экструзий и крупных лавовых потоков, хорошо сохранивших форму (рис. 36). На стыке кольцевых структур оз. Табацкури и вулкана Самсар вулканическая деятельность в Самсарском хребте продолжалась в голоцене (вулканы Шавнобади, Тавкветили и их побочные излияния).

В южной части нагорья поднимается ряд крупных вулканов, со следами ледниковой деятельности. У их подножий лежат шлаковые конусы и молодые потоки лав, спускающиеся в восточном

Рис. 36. Западные склоны структуры Самсар и лавовые потоки

направлении к крупной компенсационной впадине оз. Тапаравани, отделяющей Самсарский хребет от Мокрых гор.

Экструзия Тавшан-Тапа принадлежит к числу куполов, отстоящих чуть в стороне к юго-западу от Самсарского хребта. Высота купола 200 м, диаметр основания около 800 м. В структуре экструзивного купола хорошо заметно веерообразное строение и большое количество вулканических экструзивных брекчий, наблюдаемых на склонах купола, особенно на южном.

ГЕГАМСКОЕ НАГОРЬЕ — это выпуклое вытянутое в близме-ридиональном направлении структурное поднятие, забронированное лавовыми потоками молодых вулканов, действовавших в течение четвертичного времени. Длина нагорья 70 км, ширина 40 км, высота достигает 3,5 км (гора Аждаак). Склоны нагорья имеют различное геоморфологическое строение. К западу и юго-западу они спускаются полого к долине р. Раздан; на юге отделены УЗКОЙ депрессией, в которой стоит вулкан Магмаган, от соседнего Варденисского вулканического нагорья. Восточные склоны волнообразно снижаются к оз. Севан. Юго-западные склоны прорезаны глубокими каньонами, вскрывающими палеогеновые и неогеновые толщи под плащом вулканических и вулканообломочных пород.

Гегамское нагорье имеет брахиантиклинальное строение. Оно является вулкано-тектонической структурой, заключенной в тектонической раме из более древних толщ (рис. 37). В олигоцене — нижнем миоцене Гегамское нагорье представляло собой часть складчатой области, входящей в зону вулкано-тектонических депрессий. Начиная с верхнего неогена в образовании структуры нагорья преобладающую роль играли вертикальные движения, сопровождавшие вулканизм. Горстовые поднятия образовали эскарпы, обращенные крутыми уступами в сторону срединной части нагорья. Вулканические излияния были приурочены к сводовым изгибам, где формировались структуры растяжения, благоприятные для образования вулканических жерл.

Расположение центров излияний раннечетвертичного и средне-четвертичного возраста связано с образованием широкого свода, в пределах которого в начале излияний вулканы располагались вдоль поднятия. Позднее общая структура разделилась на продольные поднятия и впадины, возникшие после излияния ранне-четвертичных покровов (типа Камо и Манычарских) и являющиеся типичными вулкано-тектоническими структурами.

В позднечетвертичное время, после распадения сводовой структуры Гегамского нагорья на ряд параллельных вздутий, вулканическая деятельность сосредоточилась вдоль более узких гребневидных структур.

Линейное размещение вулканических жерл определялось структурой фундамента. Однако крупные сбросы, по которым произошло расчленение Гегамского нагорья, не служили, как это отмечает Е. Е. Милановский (1969), путями вулканических извержений.

Это является общей закономерностью при формировании вулкано-тектонических структур (Святловский, 1967).

Простирание структур, с которыми связано расположение центров излияний, подчинено субмеридиональному направлению.

Лавовые покровы Гегамского нагорья по возрасту тектонических нарушений разделяются на позднеплиоценовые, раннечет-вертичные, среднечетвертичные и позднечетвертичные. Первые из них, включая и их эффузивные аппараты, сильно эродированы. Они образуют покровы плато, разорванные продольными вулкано-тектоническими сбросами. Эти плато, обрывистые на западе, полого наклонены к оз. Севан и несут следы оледенения.

Рис. 38. Шлаковые конусы Гегамского нагорья

Склоны нагорья и впадины, окаймленные древними плато, сложены обширными покровами среднечетвертичных лав, покрытых шлаковыми конусами (рис. 38), с хорошо сохранившимися лавовыми конусами и вздутиями на поверхности. Позднечетвертичные вулканы и лавовые потоки образуют каменные россыпи—чингилы.

Крупные тектонические нарушения в Гегамском нагорье произошли в позднем плейстоцене. К ним относятся разломы субмеридионального направления, обращенные своими уступами к нагорью (у г. Камо) и характерные для кальдер и вулкано-тектонических депрессий. Разорванные ими плато, сложены лавовыми покровами среднеплейстоценового возраста и имеют пологий наклон в сторону оз. Севан и круто обрываются в сторону нагорья.

Сводовое поднятие Гегамского нагорья, которое А. Н. Завариц-кий назвал вздутием, связанным с новейшим поднятием складчатой зоны Армении, распадается на отдельные валообразные вул-кано-тектонические структуры, сопряженные с прогибами, обрамленными вулкано-тектоническими уступами. Разрывы и центры вулканических излияний связаны с валообразными структурными поднятиями.

Деятельность вулканов Гегамского нагорья периодически оживлялась в связи с определенным режимом тектонических движений. А. Н. Заварицкий отмечал, что определенные закономерности движений земной коры отчасти связаны с различиями в структуре разных участков.

вулканические нагорья Малого Кавказа имеют характер сводовых поднятий, наложенных на древний фундамент. Новейшие поднятия деформируют более ранние структуры. А. Н. Заварицкий отмечает далее, что в горе Арагац куполообразные вздутия произошли еще в доледниковое время. Расчленение области повторяющихся поднятий на ряд отдельных вздутий, вероятно, сказывалось на распределении вулканических трещин, возникавших в отдельных вздутиях, «когда напряжения в земной коре при их поднятии возрастали до образования разрывов. Линейное расположение вулканических конусов в Ахмангане (Гегамском нагорье— А. С.), образующих здесь продольный ряд, является определенным указанием связи трещин с предполагаемыми частичными вздутиями». Возможно, что дальнейшее изучение деталей структуры основания, на котором расположены вулканы Армении, и его структурное расчленение на ряд отдельных структурных форм позволит подметить еще неясные закономерности в расположении новейших вулканов Армении в пространстве наряду с наметившимися закономерностями порядка их извержений во времени.

АРАГАЦ, по К. Н. Паффенгольцу (1931, 1964), является массивом с антиклинальной структурой, образованной толщей вулканических пород. А. Н. Заварицкий (1953), говоря о структурном положении вулкана Галгат, полагает, что склон Памбакского хребта, обращенный к Галгату, представляет южное крыло антиклинальной складки и Галгат расположен на оси синклинали, проходящей между горой Арагац и Памбакским хребтом. Однако А. Л. Рейнгард, один из ближайших сотрудников К. Н.

Паффенгольца по исследованию вулкана Арагац, отмечает, что наметить длинную ось этой брахиантиклинальной структуры трудно, так как вулкан имеет в плане округлое очертание.

Многие геологи относят Арагац к числу крупных полигенных вулканов Армянского нагорья (А. Т. Асланян, А. А. Габриелян, К. Г. Ширинян и др.). Морфология вулкана Арагац, периклиналь-ное залегание лавовых потоков и пирокластического материала согласное со склонами горы, возрастание их мощности от периферии к центру массива, расположение газовых пузырей и пустот в лавах, вытянутое от вершины вниз по склонам, и, наконец, строение вершины и изменение лав под действием фумарол — вот перечень факторов, приводимых В. И. Амаряном и позволяющих считать Арагац крупным щитообразным полигенным вулканом, образовавшимся в течение нескольких стадий центральных и побочных извержений (рис. 39).

Несомненно прав К. Н. Паффенгольц, указывая, что лавы вулкана Арагац покрывают приподнятое складчатое основание и вулканические формы рельефа насажены на него. Работы В. И. Ама-ряна показывают, что если древний фундамент вулкана Арагац сложен породами различного возраста, не имеющими прямого отношения к формированию вулкана, а лишь образующими горсто-вые поднятия в его теле, то начиная с конца плиоцена и в четвертичное время происходит образование собственно Арагацкого вулканического массива, сложенного обширными лавовыми покровами.

Вследствие широкого развития побочных кратеров строение массива неодинаково во всех его частях. Но даже нормальный конусовидный стратовулкан имеет различное строение склонов вследствие преимущественных направлений стока лав и выбросов, часто возникающих по различным структурно-вулканическим причинам. Тем более различно построены склоны вулкана Арагац— крупного вулкано-тектонического поднятия (Святловский, 1959).

Циркообразная впадина на вершине Арагаца, в прошлом, возможно, представлявшая собой кратер, ныне является ледниковым каром в верховьях трога долинного ледника.

Вулканическая толща, выходящая в стенках ледникового кара, сложена переслаивающимися слоями туфобрекчий, туфов дацито-вого состава и дацитовых лав. Эти породы пиритизированы, алу-нитизированы и каолинизированы. Такие изменения вулканических пород обычно связаны с поствулканической гидротермальной деятельностью, но возможны и в кровле неглубоких интрузий.

Бурение скважины на вершине Арагаца не изменит представления о его вулкано-тектонической природе, но позволит решить, насколько высоко поднята в фундаменте Арагаца древняя складчатая толща. По предположениям, древний фундамент основания поднят до уровня подлавового пенеплена Цахкунянского хребта, сложенного складчатым комплексом эопалеозоя, верхнего мела и эоцена.

Если Арагац образовался в зоне верхненеогеновых прогибов, охваченных морской трансгрессией, весьма вероятно, что в его фундаменте залегает гипсоносно-соленосная толща миоцена. Процесс длительного вулкано-тектонического воздымания, сопряженного с вулканизмом, объясняет развитие рельефа, оледенения и речной сети Арагаца. Этот вулкан можно сопоставить с многими вулкано-тектоническими поднятиями Камчатки, но ближе он стоит к широко распространенным на Малом Кавказе вулкано-тектони-ческим нагорьям — Самсарскому и Кечутскому хребтам, Гегам-скому нагорью. Они отличаются вытянутой брахиантиклинальной формой от почти изометричного по форме Арагаца, но имеют с ним много общего в стратиграфии и во многих чертах структуры. Все они являются наложенными структурами, связанными с ранним орогенезом, и обрамлены древними складчатыми массивами.

В последние годы представления о начале развития малокавказского новейшего вулканизма в верхнем миоцене все более подтверждаются. Буровые работы, проведенные в Ереванском и Араксинском прогибах, показали коррелятивность вулканических формаций с морскими осадочными отложениями, содержащими фауну сармата.

При рассмотрении геологического разреза вулкана Арагац в сопоставлении с разрезом Самсарского хребта можно высказать более уверенно предположение, что толщи кислых андезито-даци-товых лав в верхних ярусах обоих вулканических сооружений относятся к плиоцен-четвертичному времени. При этом в обоих массивах кислые лаво-туфовые разности приурочены к верхним частям поднятых массивов, а основные — к их склонам и подножиям, что характерно для нижнечетвертичного комплекса пород западных предгорий вулкана Арагац, где потоки андезито-базальтов связаны со шлаковыми конусами.

Округлый массив горы Арагац диаметром 50 км является полигенным щитообразным стратовулканом, бронирующим пенеплевизированный и эрозионно-расчлененный горный массив, поднятый в процессе вулканизма до значительной высоты над уровнем моря. Извержения начались в позднем плиоцене и продолжались в виде излияния из побочных кратеров до позднечетвертичного времени. Главная масса лав излилась в акчагыле—апшероне.

Вулкано-тектоническая депрессия в структуре вулкана Арагац хорошо выражена у его северного подножия. По структурно-морфологическим данным эта прогибающаяся, а местами относительно стабильная холмистая равнина включает: Ленинаканскую котловину, лавовую равнину с вулканами группы Галгата, расположенную восточнее, и сложный по структуре юго-западный сектор подножия. В юго-восточной части этой депрессии поднимается вулкан Арагац, лежащий в поясе субмеридиональных вулкано-тектонических структур. Вулкано-тектоническая депрессия опущена, судя по положению фундамента нижне- и среднеплейстоценовой ленинаканской толщи, более чем на 1 км.

Ленинаканская котловина занимает западную часть депрессии вулкана Арагац. С севера ее обрамляют Ширакский хребет, с востока— лавовые потоки подножия вулкана Галгат, а на юге — Арагац. Западная часть котловины лежит в пределах Карского плато в Турции.

Для отложений котловины характерны внутриформационные лавовые потоки и туфолавы, коррелятивные с вулканическими породами горы Арагац. Они переслаиваются с озерными отложениями, имеющими мощность около 400 м и относящимися к времени от позднего плиоцена до раннего плейстоцена включительно. Под ними залегают прогнутые покровы долеритовых базальтов, которые в верхнем течении р. Ахурян соответствуют долеритам, поднятым по периферии котловины. В районе Ахурянского водохранилища аналогичные долериты залегают над толщей андезитовых лав и туфогенов верхнего плиоцена (Асланян, 1958).

Вулкан Галгат в северо-восточной части депрессии и соседние с ним Малый Галгат и Караул-Tana рассматриваются А. Т. Асла-няном как одновозрастные с озерной толщей Ленинаканской котловины. Вулканическая деятельность, предшествующая образованию вулкана Галгат, относится к акчагыльскому времени. В плиоцене здесь происходили пемзово-пепловые извержения и изливались лавовые потоки андезито-базальтов.

Вулкан Галгат, как указывал А. Н. Заварицкий (1953), является четвертичным шлаковым конусом. По данным бурения (Асланян, 1958), западные потоки Галгата налегают на озерную толщу, что дает основание относить их по возрасту к среднему плейстоцену. Выше озерной толщи в юго-восточной части Ленинаканской котловины залегают андезито-дациты и игнимбриты; на поверхности плоскогорья, образованного этими отложениями, расположены многочисленные шлаковые конусы.

Структурная депрессия имеется на Малом Кавказе только вокруг вулкана Арагац. Возможно, она имела генетическое значение для образования игнимбритов, так как в таком количестве они не встречаются более нигде, кроме как вокруг вулкана Арагац. Вероятно, здесь существовал неглубокий периферический очаг, давший большие массы сильно нагретых пеплов. Следует отметить, что в годерзской свите, несмотря на большие количества кислых пепловых туфов, игнимбриты не получили широкого развития, поскольку они были связаны с иными структурными условиями извержений, чем на. вулкане Арагац.

Известно (Асланян, 1958), что озерные осадки и туфолавы в Ленинаканской котловине перекрывают прогнутый покров позднеплиоценовых (поздний акчагыл) долеритовых базальтов, залегающих на глубине более 300 м. По периферии Ленинаканской котловины эти долериты высоко приподняты над ее ложем.

Геоморфологические и геологические наблюдения Б. Л. Лич-кова (1931 г.) и других геологов позволяют предполагать существование концентрической трещины, отделяющей широкое ровное предгорье горы Арагац от соседних гор и плоскогорий. По этой трещине происходило опускание вулкано-тектонической депрессии Арагаца. Предположения об образовании концентрических трещин по периферии вулкана Арагац при его поднятии высказаны также К. Г. Шириняном (1961). Он полагает, что эти трещины являлись путями извержения туфолав. Трещины по западной периферии горы Арагац, по мнению К. Г. Шириняна, проходят у подножия массива. Представление об Арагацкой вулкано-тектонической депрессии как о гидрогеологической системе разработано Г. Г. Оганезовым (1957).

Вследствие неравномерности развития подвижных зон в проявлении вулканической деятельности были перерывы, охватывающие значительные промежутки времени. Для Большого Кавказа характерно возобновление вулканической деятельности в поздне-

Рис. 40. Верхнечегемская вулкано-тектоническая депрессия (схематический разрез). По Е. Е. Милановскому

1— липариты с «фьямме» и структурами течения; 2 — андезито-дацитовые лавы; 3 — морена древнечетвертичного оледенения; 4 — дацитовые туфы; 5 — липарито-дацитовые игнимбриты; 6 — черные липаритовые брекчии; 7 г- метаморфические породы; 8 — известняки и сланцы; 9 — граниты; 10 — разломы; 11 — реконструкция вулкана

Рис. 41. Вулкан Эльбрус

Рис. 42. Восточный кратер Эльбруса

орогенный этап после длительного перерыва, продолжавшегося с мезозоя по неоген. В позднем неогене вдоль Большого Кавказского хребта, вероятно, протягивался ряд вулканов, сопряженных с продольными рифтовыми долинами, ныне эродированными.

К числу вулкано-тектонических депрессий в центральной части Кавказа относится Верхнечегемская депрессия, образовавшаяся в связи с мощными извержениями гранитоидной магмы. Она занимает площадь около 200 км² (Милановский, 1969) и опущена по разломам на глубину 2—2,5 км (рис. 40). Толща липаритов, игнимбритов и дацитовых туфов выполняет эту грабен-синклинальную депрессию, возникшую в зоне региональных разломов северной части Кавказского хребта.

Вулканы центрального типа — Эльбрус (рис. 41, 42) и Казбек (рис. 43) находятся на высоко поднятом складчатом фундаменте. Их деятельность сопровождалась вулкано-тектоническими движе-

Рис. 43. Вулкан Казбек

ниями, образовавшими кальдеру Эльбруса и грабенообразную-депрессию долины р. Терек, по окраинам которой произошло внедрение экструзивных тел (Милановский, 1969). На Кельском плато, к югу от Казбека, большая группа экструзивных куполов четвертичного возраста сформировалась на эрозионном рельефе,, а крупные лавовые потоки спустились по ущельям (см. «Атлас вулканов СССР», 1959).

Вулканизм поздненеоген-четвертичного возраста связан со сводовым поднятием Большого Кавказа в позднеорогенный этап его развития.

Проявления четвертичной вулканической деятельности на Малом Кавказе К. Н. Паффенгольц (1931) связывал с движениями земной коры при завершении отдельных циклов эрозии. Вулканические излияния, по его представлениям, сопряжены со сводообразным поднятием Малого Кавказа. В бассейне р. Арпа он выделил четыре покрова четвертичных лав типов В, С, D и Е и один покров верхнеплиоценовых лав типа А, в зависимости от высоты террас, на которых излились потоки, а именно: лавы типа В — на высоте 250 м (андезито-базальты и андезиты); лавы типа С — на высоте 150 м (андезиты); лавы типа D — на высоте 120 м (базальты); лавы типа Е — на нижней террасе (андезиты).

Если бы лавовые потоки в каждый период излияний обладали бы столь большой текучестью, что достигали бы низших точек эрозионного вреза, перекрывая соответствующие террасы и отложения речных долин, получились бы бесспорные свидетельства для определения точного возраста излияний. Однако в большинстве случаев молодые лавовые потоки остаются высоко на склонах гор, и приходится использовать для определения их возраста другие данные, что снижает практическую ценность этих теоретических представлений.

В Виваре (Центральная Франция) Жиро-Сулави заметил, что четвертичные базальтовые потоки располагаются на склонах речных долин и каждый из них перекрывает речной аллювий, сходный с современным. На этом основании был сделан вывод, что излияния базальтов происходили одно за другим, в то время как река углубляла свое русло (Болиг, 1957). Эта закономерность хорошо прослеживается и в других вулканических областях, например в Андах (Южная Америка), где благодаря поднятию гор остатки древних лавовых потоков встречаются в высокогорных долинах на разных уровнях, в то время как молодые лавы располагаются на молодых речных террасах (Герт, 1959).

Лавы изливались на галечники террас, но нигде не перекрывались галечниками, так как далее следовало новое поднятие и врез долин уже в лавовые потоки. Следующие лавы изливались в период окончания глубинного вреза, после образования террас, покрытых галечниками. Многократное омолаживание террас — результат повторных поднятий гор. Увеличение высоты террас к центру гор — результат сводообразного процесса поднятия.

Положение лавовых потоков Малого Кавказа на пяти террасах разного возраста объясняется Н. И. Николаевым (1949) иначе, чем К. Н. Паффенгольцем. Н. И. Николаев полагает, что эффузивные фазы проявляются в связи с опусканием, и поэтому лавовые излияния следует сопоставлять со второй половиной или с концом периода преобладающих отрицательных движений в сложных колебаниях, которые испытала эта область. Однако при таком толковании этой закономерности неясно, почему лавовые потоки не перекрыты после их излияния галечниками.

Следует, однако, добавить, что по особенностям залегания лавовых потоков, протягивающихся иногда на расстояние нескольких десятков километров от центров извержений, рискованно строить выводы о характере тектонических движений. Дело в том, что только непосредственно в районе излияния можно судить о тектонических условиях, свойственных вулканизму. Когда же лавовый поток прослеживается вдали от центра излияния, он оказывается в иной тектонической зоне. Например, истоки потока часто лежат в зоне поднятия горного хребта, а его окончание — в зоне прогибания предгорной равнины или межгорной речной долины (например, Дебетчайский лавовый поток).

К. Н. Паффенгольц, рассматривая связь лавовых излияний с поднятиями, не объяснял, почему происходит извержение, когда эрозия уже углубила русло и покрыла террасу галечниками. Выходит, что поднятие уже прекратилось, а излияние лавы только начинается. Возникает вопрос о скоростях и соотношении поднятия и эрозии. Если, как это бывает часто, эти два процесса сопряжены, то эрозия оканчивается вместе с поднятием и получается несоответствие с выводами К. Н. Паффенгольца о начале излияния после прекращения поднятия. Если же эрозия начинается после поднятия, то скорость последнего должна быть очень велика, и возобновление цикла эрозии, к концу которого приурочены, по К. Н. Паффенгольцу, излияния потоков, еще более отодвигается от момента поднятия.

Рассмотрим еще один возможный вариант соотношений, когда мощные толщи галечников образуются при продолжительных глыбовых поднятиях и опусканиях, к которым приурочены речные долины. Центры вулканической деятельности приурочены к зонам сводовых поднятий, а лавовые потоки ложатся на галечные террасы в долинах рек, поднятие и эрозия которых сопряжены с изменением базиса эрозии, общим для всей горной системы. При этом учитываются как поднятия области излияния, так и факт залегания потоков на галечниках. Однако, рассматривая условия залегания лавовых потоков в речных долинах, можно делать выводы о тектонической обстановке излияний лишь при достаточно ясной картине локальных тектонических движений.

В. П. Ренгартен отмечал, что на Кавказском хребте четвертичные лавовые потоки изливались в связи с началом эрозионных циклов. В ущельях рек потоки лежат на очень близких по возрасту террасах, поверхность которых еще мало расчленена. Лавовые потоки не перекрыты более молодыми отложениями, а расчленены последующей эрозией, сопровождавшей дальнейшее поднятие.

А. Т. Асланян (1958) говорит, что вулканические извержения приурочены к мегантиклинорию Малого Кавказа, сводовые поднятия которого возобновляются с возобновлением циклов эрозии, отвечающих по времени циклам осадконакопления в смежных зонах прогибания и развития трансгрессии. Фазы вулканической деятельности при поднятии мегантиклинория увязываются с этапами максимального прогибания Куринской и Араксинской впадин. Фазы пенепленизации, в течение которых вулканизм не проявляется и происходит образование аллювиальных речных террас, совпадают с этапами остановки в тектонических движениях и заполнения прогибов осадками. А. Т. Асланян отмечает для этого времени также поднятие прогибов, связанное с регрессией Каспия.

Таким образом, два тектонических этапа играют важную роль для датировки вулканизма: поднятие, определяющее время вулканических извержений и сопровождающееся формированием компенсационных депрессий, в некоторых случаях связанных с вул-кано-тектоническими процессами, и остановка дифференцированных движений и пенепленизация, служащие показателями перерывов вулканической деятельности. Эти морфотектонические процессы имеют региональное значение, соответствующее масштабу проявления вулканизма.

В соответствии с представлениями К. Н. Паффенгольца А. Т. Асланян отмечает 4—5 фаз вулканической деятельности, прерываемой в фазы пенепленизации: лавы типа С, D, Е_ь Е₂, ложащиеся на галечники террасы средних течений поперечных притоков рек Аракса и Куры. Эти логически ясные построения заканчиваются выводом, что явления вулканизма совпадают по времени с наибольшими значениями амплитуды деформаций, имеющей характер продольного изгиба, а пенепленизация — с наименьшими значениями амплитуды таких деформаций. При этом отмечается, что эффузивный вулканизм в послемиоценовое время (как и в ранние геологические периоды) был теснейшим образом связан с эпейрогеническими деформациями, отвечающими эпохам морских трансгрессий. Этот вывод следует уточнить, чтобы не впасть в заблуждение по поводу времени и места эпох вулканизма в древних геосинклинальных областях.

Принято считать, что в геосинклинальных областях начальный вулканизм сопряжен с периодами погружения и трансгрессии моря. На Малом Кавказе море трансгрессировало не в пределы активного вулканического пояса, находящегося в зоне поднятия и горообразования, а в смежные с ним компенсационные прогибы. Если интерпретировать этот вывод для древнего геосинклинального вулканизма, то надо согласиться с тем, что представления о совпадении эпох вулканизма с трансгрессиями в данном случае не требуют отнесения вулканического пояса к области тектонического погружения. Это совпадает с положениями, развитыми в исследовании о структурах вулканических поясов геосинклинальных областей, принадлежащих к зонам инверсии геосинклинальных прогибов (Святловский, 1967).

Изучая вулканизм четвертичного времени в разных районах Малого Кавказа, можно сопоставить как характер этого вулканизма в разных структурных областях, так и тектоно-вулкани-ческие процессы, сопровождавшие извержения. При обзоре коррелятивных отложений вулканической области четвертичного времени необходимо отметить, что вулканы действовали в субаэ-ральных условиях и их продукты присутствуют в речных, ледниковых и озерных отложениях. Отмечается, что ранне- и средне-четвертичные лавовые потоки со склонов Гегамского плато, вулкана Арагац, Самсарского хребта и Мокрых гор стекали в озера, прилегающие к этим нагорьям. В этих озерных котловинах происходило также отложение пеплов и других пирокластических продуктов извержений четвертичных вулканов.

ВУЛКАНИЗМ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ПЛАТФОРМ Площадные излияния

Большого масштаба вулканические излияния на континентальных платформах достигли в среднем мезозое, когда на огромных площадях происходили трещинные излияния, образовавшие покровы базальтов и долеритов трапповой формации мощностью до 3 км. Излияния охватили значительную часть земной поверхности (от 83° с. ш. до 85° ю. ш.). Лавовые плато занимают обширные территории ныне сохранившейся суши: Сибирская платформа (пермо-триас), Северная Америка (средний мезозой), Гренландия (мел—палеоген), Шпицберген (мел—эоцен), Индия (юра— зоцен), Антарктида (средняя юра—кайнозой), Тасмания (средняя юра), Африка и Мадагаскар (средний мезозой), Южная Америка (средний мезозой).

Трапповая формация — типичное платформенное проявление магматизма. При этом плато-базальты изливались и на древних щитах, обычно входящих в состав платформ, а также и вне древних платформ — в областях завершенной складчатости, формирующих молодые платформы. К числу крупнейших площадных излияний относятся сибирские и деканские траппы.

СИБИРСКИЕ ТРАППЫ. Исследования последних лет в области траппового вулканизма Сибирской платформы (В. И. Гоньшакова, В. П. Солоненко и др.) позволяют рассматривать активное вторжение трапповой магмы в континентальную земную кору в связи со структурными поднятиями. Накопление угленосной серии началось в позднем карбоне, и в дальнейшем платформа распалась на серию синеклиз и антеклиз.

Клинообразное вторжение трапповой магмы в сводовые поднятия, осевые части антиклиналей, сочленения синеклиз и антеклиз, во флексуры происходило по мере развития этих структур в пермо-триасе. На площади более 1,5 млн. км² траппы заняли центральные части огромной чаши, прогибание которой явилось' следствием гравитационного опускания при накоплении огромной массы лав. По окраинам областей извержений накопились туфы. Пластовые интрузии, окруженные роями даек, расположились в сводовых поднятиях, где и испытали дифференциацию. Количе-. ство и длина даек определялась размерами зон сводовых растя-:! жений, происходивших при внедрении магмы, проникавшей под давлением сквозь кровлю осадочных пород мощностью 3,0-н

3,5 км.

ДЕКАНСКИЕ ТРАППЫ на полуострове Индостан образованы излияниями базальтовой лавы, происходившими в наземных условиях с середины мезозоя и до начала кайнозоя. Формирование Гондванской системы охватывало большую территорию, чем область излияния деканских траппов, а единство гондванской^Л флоры, распространенной на всем южном полушарии, свидетельствует в пользу существования Гондванского материка до среднего мезозоя.

Накопление мощной серии угленосных гондванских отложений длилось с верхнего карбона по нижний мел и сопровождалось образованием крупных грабенов и вулканизмом. Во впадинах на опущенных глыбах залегают средне- и верхнемеловые морские отложения. Даже в неогеновое время происходили глыбовые опускания больших участков западного побережья полуострова Индостан.

Долеритовые покровы выходят на площади более 650 тыс. км² и занимают не меньшую площадь на дне Индийского океана. Наиболее крупные излияния приурочены к периоду распада Гонд-ваны (средний мезозой — начало кайнозоя). Интрузии долеритов и базальтов внедрялись в гондванскую толщу во время отдельных вспышек вулканических излияний в течение времени от позднего мела (датское время) до раннего эоцена. Среднеюрская серия трапповых покровов мощностью 450—600 м переслаивается с глинистыми сланцами (серия Раджмахал). Кратеры и жерла не известны. Излияния происходили по трещинам, выполненным дайками, или вулканическим каналам. Общая мощность деканских излияний достигает 3 км, они переслаиваются с пеплами и пресноводными отложениями.

АНТАРКТИЧЕСКИЕ ДОЛЕРИТЫ. Продолжение базальтовых и долеритовых плато континентов на океаническом дне известно во всех районах деструктивных границ континентов и океанов.

В пределах Антарктиды и прилегающих к ней островов и континентов широко развита сформированная в среднем мезозое формация долеритовых базальтов. Ее излияния происходили на поверхности обширного континента, покрытой мощной серией осадочных пород континентального типа, сходных с гондванской серией (угленосные песчаники и глины с глоссоптериевой флорой). Эти континентальные отложения известны на обломках древнего южного континента — на островах и на окраинах Антарктиды (Земля Виктории, Королевы Мод, Шекльтона, Тасмания, Мэри Бэрд, Трансантарктические горы и др.).

Долеритовые интрузии внедрились в фундамент и гондванскую серию осадков в среднеюрское время. Долериты серии Фер-раро в среднеюрское время образовали силлы, секущие и пластовые залежи. Базальты изливались на осадочные толщи и образовали покровы и силлы между ними.

Несомненно, что площади лавовых покровов, погруженные ныне на дно океана, во много раз превышают площади лавовых останцов, сохранившихся на обломках Гондваны. Площадь покровных излияний южного полушария в настоящее время трудно оценить, но она, вероятно, не меньше, чем приарктическая территория покровных излияний, останцы которой сохранились по периферии Северного Ледовитого океана.

В кайнозое излияния платформенного типа происходили в ряде районов, отчасти захватив площадь мезозойских излияний. К кайнозойским покровным излияниям относятся базальтовые плато Северной Америки, Арктики и Антарктики.

Базальтовые плато рек Колумбии и Змеиной (штаты Вашингтон и Орегон, США) образуют на площади более 500 000 км² много тонких покровов, переслаивающихся с пеплом и озерными отложениями. Мощность лавовой толщи достигает 1,5 км, а общий объем излияния более 4 млн. км³.

Арктическое базальтовое плато (Тулейская область вулканизма) охватывало в эоцене обширную площадь северной части Атлантического океана и Северный Ледовитый океан (не менее 2,5 млн. км²). После обрушения территории излияний над уровнем моря сохранились остатки плато на площади 150—160 тыс. км , покрывающие районы Гебридских островов, Исландию, Гренландию, северную часть Великобритании, Шпицберген, Землю Франца Иосифа, острова Де-Лонга и др. Мощность базальтовых покровов до 4 км, отдельные потоки имеют мощность до 60 ж и прорезаны дайками (подводящие каналы), сил-лами, кольцевыми интрузиями.

Вслед за региональными площадными излияниями в результате ряда циклов сводового поднятия и грабенообразования в период со среднего мезозоя до эоцена образовалось множество щитовых вулканов (ныне продолжающих деятельность в Исландии) и субвулканических серий пород континента (кольцевые дайки и конические интрузии Шотландии).

В Антарктике площадные излияния также продолжались и в кайнозое. Оливиновые базальты этого времени несогласно перекрывают гнейсовый фундамент на берегу Эйтса.

В более позднюю стадию вулканические покровы были разбиты серией сбросов и широко распространились извержения центрального типа. На Земле Мэри Бэрд имеются нерасчлененные эрозией конусовидные вулканы, сложенные щелочными оливино-выми базальтами, андезитами и потоками кислых лав.

Вулканические архипелаги, где сохранились действующие вулканы, входят в систему орогенов и островных дуг, причленяю-щуюся к орогенным поясам Южной Америки и Восточной Австралии, зародившихся после распада обширных континентов, происшедшего вслед за покровными излияниями.

Верхнепалеозойский — мезо-кайнозойский этап площадного базальтового вулканизма на Земле соответствует эпохе грандиозных катаклизмов, приведших к распаду громадных материков и образованию котловин молодых океанов. Были образованы побережья молодых океанов деструктивного (атлантического) типа. Этот период платформенного вулканизма и распада континентов продолжался от позднего палеозоя вплоть до начала палеогена.

Значительная часть обширных плато ныне погружена на дно океана и есть основание полагать, что они образуют базальтовую кору (второй сейсмический слой) океанического дна. В пользу распространения долеритовых плато на дне океанов свидетельствует увеличение мощности долеритовых покровов в сторону Индийского океана. В районе Бомбея общая мощность долеритовых покровов достигает 3 км, а в сторону континента — уменьшается.

Вдоль краевых частей континентов базальтовые и долеритовые серии выходят на ограниченных площадях, в то время как данные глубоководного бурения свидетельствуют в пользу широкого распространения базальтов эффузивного облика под меловыми и палеоген-неогеновыми отложениями Атлантического, Индийского и Тихого океанов.

В свою очередь на платформенных площадях обширных долеритовых плато сформировались крупные синеклизы (Тунгусская, Деканская), связанные с опусканием районов массовых излияний, однако не достигшим масштаба океанических опусканий.

В процессе дифференциации платформенных структур и образования антеклиз — областей поднятия и синеклиз — областей преобладающего опускания, глубинное строение синеклиз изменялось, по-видимому, даже в тех случаях, когда они не были связаны с опусканием районов массовых излияний. Мощность базальтового слоя в их фундаменте увеличивалась, а гранитного сокращалась. Этим объясняется опускание отдельных районов платформ и превращение их в океанические впадины вне площадей платформенных излияний.

Наряду с внедрением основных недифференцированных магм в интрузивной фации, вызвавших утяжеление и опускание континентальной земной коры, магматическая дифференциация, сопровождавшаяся эффузивным вулканизмом, в условиях дегазации магм приводила к воздыманию площадей излияния. Таким путем возрожденные пояса горообразования на платформах сопровождались увеличением мощности базальтового слоя, что способствовало увеличению неоднородности земной коры и ее неустойчивому состоянию. Дробление платформ сопровождалось площадными излияниями, имевшими в областях сводовых поднятий и рифтогенеза ярусное распространение.

В связи с таким резко дифференцированным вулкано-тектони-ческим процессом возникали крупные пластовые и ступенчато-грабенообразные разрывы, которые были заполнены многоярусными интрузиями. Многофазная смена интрузивного и эффузивного магматизма усложнила этот процесс образования структур, в результате которого образовалась система крупных вулкано-тектонических впадин, связь которых с процессом траппового магматизма подчеркивается отсутствием сопряженных с ними равновеликих поднятий.

Трапповые впадины - самостоятельный тип тектонических структур, по-видимому, возникших в процессе проседания кровли магматических очагов (Оффман, 1964). Размеры таких впадин Сибирской платформы, выделенных П. Е. Оффманом, достигают многих тысяч квадратных километров (Ванаварская — 200000км²; Путоранская — 450000 км²; Мархинская — 80000 км² и т. п.).

Следовательно, формирование вулканических областей на платформах является сложным процессом преобразования земной коры, влекущим за собой структурообразование, сходное с вулкано-тектоническими процессами в геосинклинально-орогенных областях. Наряду с преобладающим структурным поднятием, сопровождающим подъем теплового потока и обширный платформенный вулканизм, формируются вулкано-тектонические депрессии, связанные с обрушением кровли очагов, а также проявляются своеобразные криптовулканические процессы, в результате которых в океанические бассейны втягиваются площади синеклиз, лишенные поверхностного вулканизма.

Необходимо подчеркнуть, что в вулканических процессах, стимулирующих извержения, важную роль играют конвекционно-гравитационный тепло-массоперенос, а в соотношениях гипабис-сального и наземного вулканизма степень дифференциации магматических расплавов и степень их насыщенности газообразными составляющими. На платформах эффузивные излияния преобладали при более кислых магмах, насыщенных газообразными продуктами, и в отдельные стадии вулканизма, когда процессы дифференциации в магматических очагах приводили к обогащению остаточных расплавов газообразными компонентами.

Преобладание интрузивных субвулканических процессов над эффузивными характерно для областей малодифференцированных тяжелых магм. Именно такие многоярусные интрузии, внедряясь в основание континентов, вероятно, способствовали их обрушению. Дифференцированные трапповые формации чаще сохранялись от обрушения (траппы Декана).

РЕГИОНАЛЬНЫЕ ДАИКОВЫЕ СЕРИИ И ПУЧКИ вдоль окраин океанов и в основании плато-базальтов и долеритов возникли как следствие деструктивных обрушений площадей массовых излияний.

Региональные серии даек базальтов и долеритов связаны с образованием флексур континентальной земной коры вдоль окраин территорий, залитых лавовыми покровами и опустившихся под воды океанов. Крупные флексуры приурочены так же к зонам растяжения и рифтообразования в пределах континентов. Д. Л. Гибсон (Gibson, 1966) рассмотрел крупнейшие флексуры, с которыми связаны массовые базальтовые излияния. Одни из них приурочены к краям континентов, другие — к рифтовым зонам.

Во всех случаях флексуры либо параллельны срединно-океа-ническим хребтам, либо находятся на продолжении этих структур при переходе их на континенты. Образование флексур происходило при растяжении земной коры, сопровождавшемся базальтовыми излияниями. Трещины и разломы, служившие подводящими каналами излияний и заполненные дайками, были расположены параллельно простиранию флексур и сбросовых уступов.

В настоящее время системы даек наблюдаются на побережьях континентов по периферии океанов во многих районах земного шара. В Восточной Гренландии и в Шотландии на флангах территории Атлантического океана, залитых в палеогене базальтами, дайковые серии прослеживаются на сотни километров. Региональная серия даек связана здесь с крупной флексурой земной коры, расположенной вдоль восточного побережья Гренландии, в базальтовой серии, образованной тулейскими излияниями.

Базальтовая толща падает в сторону моря под углом до 60°, и густота даек

уменьшается с увеличением этого угла. Там, где угол до 12°, количество даек

22 уменьшается до 10 на 1 км , а при предельных углах увеличивается до 50 на 1 км . При

этом дайки выходят в выпуклой части флексуры, но отсутствуют в вогнутой.

Это свидетельствует о том, что дайки были приурочены к трещинам растяжения флексур, образованных вдоль границы опускавшегося блока земной коры.

Мощные дайки долеритов, выходящие в основании лавового плато Мадагаскара, рассматриваются как каналы излияния. Крупная флексура Лебомбо-Матеке-Саби образована в Юго-Восточной Африке в связи с излияниями базальтов Карру.

Долеритовые дайки Декана и флексура Пенвел в Западной Индии также связаны с трещинными излияниями и образованы позже сброса, нарушившего гондванскую серию. Следует отметить ряд долеритовых даек, развивавшихся в зонах проницаемости Сибирской платформы вдоль сочленения - синеклиз и антеклиз. Количество, протяженность, а также мощность таких даек увеличиваются в зонах крупных флексур растяжения.

Отчетливо прослеживается развитие даек на Бразильской платформе (бассейн р. Параны) параллельно Атлантическому побережью Южной Америки, по-видимому, в связи с зоной растяжения флексур, образованных на границе опускающейся океанической области и континента. Рои даек отмечены также в континентальной части базальтовой формации, где они рассматриваются как корни излияний. Вулканизм охватил территорию около 200 000 км², включающую не только базальтовые плато, но и субвулканические инъекции (мощные долеритовые интрузии и силлы), образовавшиеся за его пределами.

К наиболее молодым флексурам и трещинам растяжения относятся флексура Змеиной реки в штате Айдахо (США) и система разломов Индийского срединно-океанического хребта и Красного моря.

Вулканические пояса, связанные с эпиплатформенным орогенезом .

Современный и новейший вулканизм в областях активизированных платформ связан с поясами рифтовых долин, образующихся как на континентальных, так и на океанических платформах. Рифтогенез развивается вплоть до позднего орогенеза (рифты Африканского щита, Сибирской и Европейской платформ).

Протяженность системы рифтовых долин достигает многих тысяч километров, а ширина отдельных рифтов 300 км (рифт Красного моря). В широком смысле рифтовые долины рассматриваются как зоны дробления между древними щитами, возникающие в условиях смены сжатия растяжением, сопровождающиеся вертикальными дифференцированными движениями большой амплитуды. При этом формируются крупные своды, при растяжении которых образуются нормальные сбросы, ограничивающие опущенные блоки. Несомненное участие вулкано-тектонических процессов при формировании рифтов подтверждается неудачами моделирования рифтов путем механических напряжений, хотя сочетание тангенциального сжатия на глубине с растяжением на поверхности рассматривалось как одно из условий рифтообразо-вания. Следует учесть также возможность образования трещин растяжения в результате сдвигов по разломам. При этом трещины отрыва образуются по диагонали к бортовым разломам грабена.

Различаются вулкано-тектонические и тектонические (щелевые) рифты. Первому типу свойственна вулканическая деятельность, второму нет. Классическим примером вулкано-тектонического рифта является согласно представлениям Е. Е. Миланов-ского, Восточный Африканский рифт.

Объем продуктов излияний в вулкано-тектонических рифтах обычно больше объема рифтовой долины. Часто происходит образование кальдер. Земная кора области рифтогенеза относится к континентальному типу (мощность 25 км). Мантия, вероятно, имеет разуплотненный характер (со скоростью сейсмических волн 7,4 км/сек). Очаги землетрясений располагаются на глубине 30—40 км, реже 50 км, характерны гравитационные минимумы вдоль оси рифта. Вулканизм в вулкано-тектонических рифтах сопровождает все стадии сводообразования, развития продольных и поперечных разломов и обрушения сводов с образованием грабенов. Амплитуда погружения грабенов и их горизонтальное растяжение невелико. Вулканические очаги приурочены к разуплотненной земной коре, высокий тепловой поток которой способствует расширению вещества, сводовому поднятию и в конечном счете определяет возможность вулканизма. Излияния концентрируются вдоль оси растянутого свода, отличающейся наибольшей проницаемостью и наличием линейной зоны поднятия теплового потока.

При раздроблении и дифференциальных движениях в сводах их осевые зоны являются поясом вулканических излияний, а после обрушения и рифтообразования вулканизм здесь часто прекращается, перемещаясь на периферию свода, где продолжается более стабильное воздымание. Отмечается связь вулканических излияний с нижними ярусами рельефа, испытывающими структурное поднятие.

Вулканические излияния каждого цикла, связанного с определенным геоморфологическим уровнем, начинались площадными излияниями и заканчивались центральными. Лавы рифтовых зон относятся к платформенным с преобладанием основных типов щелочных пород (оливиновые базальты, аналыщмовые база-ниты, пикриты) и подчиненным значением кислых (фонолиты, трахиты).

В западном рифте Африки развиты преимущественно вулканы гавайского типа (лавы: кивиты, пижонитовые абсарокиты, лейцитовые базаниты); отмечается преобладание калия в лавах Западного рифта и натрия в лавах Восточного рифта. В районах блоковых движений изливаются лавы карбонатитового типа, другие вулканы вблизи рифта изливают преимущественно фонолито-вые и трахитовые лавы. Происхождение магм объясняется дифференциацией при значительной роли ассимиляции в неглубоких вулканических очагах карбонатитовых и альбитовых типов пород, а также взаимодействием карбонатитовых магм с сиалическими породами.

Изучение рифтового вулканизма позволяет проследить структурное положение вулканов в связи с разломами земной коры (Восточная Африка, Прибайкалье, Рейнская область). Отмечается корреляция вулканической деятельности с поднятиями выровненных поверхностей. В Восточной Африке установлено до пяти таких поверхностей от юрского до раннеплейстоценового возраста, поднятых на разную высоту над рифтовыми долинами прерывистыми вертикальными движениями.

Намечается несколько структурных позиций вулканов: 1) вулканы вытянуты параллельно главным разломам и находятся на плато, возвышающемся над рифтовой долиной (вулканы Кахузи-Биега в западном рифте Восточной Африки, Кения, Килиманджаро и др.); 2) вулканы расположены на оси рифтовой долины и связаны с горстами и впадинами, перпендикулярными к направлению рифта (вулканы Вирунга); 3) вулканы связаны с впадинами, образующими ответвления от главного рифта (молодые вулканы Каматамбе; рис. 44).

В аналогичных условиях происходил вулканизм, связанный с последовательными этапами сводовых поднятий и рифтообразо-

Рис. 44. Обзорная карта рифтовых долин (по Кренкелю, Реку, Тилю и др.)

1 — морские мезозойские отложения; 2 — палеоген-неогеновые и четвертичные отложения береговой зоны и древние озерные осадки; 3 — молодые вулканические породы; 4 — главные линии разломов; 5 — подчиненные линии разломов; 6 — вулканы; 7 — большие островные горы

вания в Евразии (Прибайкалье). Аппараты извержений в обширных миоценовых депрессиях находились на осях поднятий и смещались с течением времени на более низкие поверхности рельефа, испытывавшие поднятие.

Ко второму типу приближается Западный рифт Восточной Африки — вулкано-тектонический тип рифта, переходный к тектоническому. Опускание рифтовых долин здесь сопровождалось растяжением бортов рифта, не осложненным сводообразованием. Вулканизм проявлялся здесь спорадически и незначительно на втором этапе рифтообразования. Поэтому низы стратиграфического разреза в рифтовых долинах сложены тонкообломочными осадками, а верхняя его часть — грубообломочными. В рифте Ньяса вулканизм отсутствует и очень слабо проявился в рифтах Альберта (Танганьика). Он был сопряжен с перемычками между отдельными звеньями рифтовых долин, отличающихся меньшим растяжением, чем в Главном рифте, и излиянием щелочных пород (кар-бонатитов).

Объем вулканических излияний в Западном рифте в сотни раз меньше объема проседания рифта. Ориентировка напряжений в очагах землетрясений указывает на господство растяжений. Наиболее крупные градиенты растяжений (до 2,5 см/год) в грабенах Аденского залива, Красного моря, Байкала, Калифорнийского залива.

В тектонических рифтах с «разорванной» при растяжении земной корой (Красное море, Аденский залив и др.) вулканизм проявился еще более слабо. В зоне рифта отмечаются отрицательные гравитационные аномалии, положительная аномалия вдоль оси рифта объясняется подъемом основной магмы.

Структурные поднятия в рифтах такого типа относятся к вул-кано-тектоническим горстам или ступенчатым сводам типа горы Рувензори, образованной в течение четвертичного времени (см.рис. 44).

На стыках тектонических рифтов, лишенных вулканизма, иногда наблюдаются поднятия сводового типа, с которыми сопряжена вулканическая деятельность. Такие структуры характерны для Западного рифта Восточной Африки. Это вулканы группы Ка-хузи-Биега, расположенные на плато, вулканы группы Вирунга, среди которых действующий кальдерный щитовой вулкан Намла-гира. Ни один из указанных вулканов не находится непосредственно на разломах или их пересечениях, хотя связь между движениями по разломам и вулканической деятельностью очевидна. Излияния были связаны со сводовыми поднятиями внутри рифтов и поднятиями пенепленов в виде горстов, обрамленных разломами-сбросами.

Африка

В ВОСТОЧНОЙ АФРИКЕ вулканизм связан с поднятием центральной части Восточно-Африканского щита в позднем мезозое и кайнозое.

Поднятый до высоты 1 - 1,5 км пологовыпуклый свод, в осевой части был осложнен структурной впадиной Уганды, занятой оз. Виктория и окаймленной системой сбросов. Это центральное опускание охвачено по периферии щита узкими поясами рифто-вых долин, протяженность которых более 1000 км. Они образованы несколькими пересекающимися системами разломов, возникших в результате растяжения свода.

Важнейшей из них является меридиональная Восточная рифтовая долина, с которой ассоциируется наибольшая вулканическая деятельность новейшего времени.

Вулканизм, по Е. Е. Милановскому, проявлялся в две главные фазы, соответствующие этапам рифтообразования в Кенийской сводовой структуре. Первая фаза представлена излияниями на площади поднятия свода основных базальтовых лав, предшествующими рифтообразованию. Вторая фаза, связанная с последующим рифтообразованием, характеризуется изменением состава извержений в рифтах от основного до кислого с повышением щелочности (рифты Эфиопии и Кении—Северной Танзании).

Вулканическую деятельность, начавшуюся площадными излияниями базальтов при поднятии свода, сопровождали процессы обрушения двух типов: рифтовые и кольцевые. К последним относятся круговые структуры кальдер. Они осложняли структурные поднятия и вулканы, являвшиеся центрами вулканизма. Наряду с ними образовались крупные компенсационные прогибы типа впадины, занятой оз. Виктория.

Непосредственно кальдерное происхождение в результате обрушения, связанного с вулканизмом, имели кальдеры Нгоронгоро (диаметром 20 км), Эмбаи (диаметром 7 км), Олдонья (диаметр 5 км). Эти кальдеры расположены на вулкано-тектонических сводовых поднятиях, пересечениях или изгибах и сдвигах рифтовых долин в горизонтальном направлении, вызывавших их смещение, осложненное дроблением и поднятием.

В районе Восточного рифта у пересечения нескольких систем разломов находятся крупнейшие вулканы: Килиманджаро, Кения, Меру, Олдонья-Ленгам (см. рис. 44).

Таким образом, хотя последовательность образования разломов изменяется в каждом районе, что свидетельствует о их более или менее одинаковом возрасте, наиболее сильные движения, вызвавшие вулканизм, происходили в позднем кайнозое.

Крупнейшие вулканы расположены в зонах наибольшего растяжения земной коры, часто господствующих над рифтовыми долинами, сопряженными с этими зонами. Следовательно, два структурных типа депрессий—'рифтовые и кольцевые— ассоциируются с зонами растяжения, в которых образуются вулканы. Эти структурные нарушения затрагивают как сводовые поднятия, так и вулканические сооружения, свидетельствуя о сопряженности структурных движений с процессами вулканизма.

Динамическая схема напряжений, вызвавших вулканизм, выражалась в растягивающих усилиях диагональных напряжений, возникших на пересечении северозападных и северо-восточных разломов. Активная вулканическая деятельность всегда ассоциируется с зонами поднятий, характеризующимися высоким тепловым потоком, находящимися в неодинаковых соотношениях с различными локальными активными тектоническими структурами. Это главным образом зоны сочленения и пересечения рифтовых долин.

Вулканизм слабо проявляется в области оз. Виктория и развит более широко в зоне рифтовых долин к востоку от озера.

Килиманджаро, центральный конус которого Кибо, является высочайшей точкой Африки, находится в районе пересечения нескольких рифтовых долин и крупных разломов. В одном с ним ряду располагаются крупные вулканы Меру, Мондули и Эси- , мингор.

Вулкан Килиманджаро имет вид гребня, перпендикулярного к побережью Индийского океана и к рифту оз. Натрон-Еази. Это сложный стратовулкан с тремя крупными вершинами. Западная из них — Шира оборвана кратером (кальдерой) шириной около 4 км. В дальнейшем на дне кальдеры образовались фонолитовые купола и эксцентричный внутренний конус. Купола ее рассечены радиальными дайками и гипабиссальными пластовыми телами. Наряду с лавами трахибазальтов и долеритов в строении западного конуса участвуют нефелиновые серии пород.

Кибо — главная вершина стратовулкана с кальдерой диаметром около 3 км, внутри которой расположено три внутренних конуса: первый эксцентрично в кальдере, а второй и третий в последовательно возникавших кратерах. В самом молодом кратере, имеющем диаметр 150 м, действуют сольфатары. Конус Кибо образовался после прекращения деятельности Ширы.

Мавензи — третья вершина вулкана, сильно разрушенная и с многочисленными куполами. С восточной стороны находятся побочные вулканические конусы. Характерна серия даек небольшой мощности (до 1 м), простирающихся параллельными рядами в субширотном направлении, но встречаются и радиальные дайки. В строении вершины также участвуют трахибазальты, базальты и щелочные породы.

У подножия Килиманджаро много побочных лавовых и шлаковых конусов, сложенных оливиновыми базальтами и ультраосновными породами. Излияния базальтов происходили, вероятно, при образовании вулкана из всех трех его кратеров в позднем плиоцене. Серии трахибазальтов и фонолитов, возможно, относятся к плейстоцену, они слагают внутрикратерные конусы и купола, и побочные конусы.

Куполовидное нагорье Кения увенчано вулканом Кения (5194 м), сложенным потоками щелочных базальтов, нефелиновых трахитов и их дифференциатов. Этот крупный щитовой поздне-плиоценовый вулкан, действовавший еще в плейстоцене, имеет сложное строение; он сформировался в результате ряда извержений: в первую фазу деятельности изливались ромбен-порфиры, фонолиты, кениты; затем в центральном жерле поднялся экструзивный купол, образовавший цилиндрический некк (plug) нефелиновых сиенитов, поднимающийся ныне в виде пика над разрушенным кратером. Затем трещинные экструзии фонолитов образовали серию даек, а из побочных кратеров излились оливиновые трахиты, образовав потоки и штоки в теле вулкана.

Вулкан расположен в той же зоне сочленения рифтовых структур, где находятся другие величайшие вулканы Африки — Килиманджаро и Элгон. Здесь же расположен молодой фумарольный вулкан Сусва, деятельность которого началась в верхнем плиоцене (фонолиты—1,5 млн. лет, по данным калий-аргонового метода). Ромбен-порфиры второй стадии излияния (плейстоцен) сменились в позднем плейстоцене стекловатыми фонолитами.

Вулкан Су ев а расположен в телескопированной кальдере обрушения. Внешняя кальдера, более древняя, занимает площадь более 100 км², а внутренняя—18 км². Ее стенки рассечены параллельными разломами, по которым происходили наиболее молодые излияния.

Северо-восточнее оз. Виктория в восточном ряду вулканов меридионального направления стоят вулканы Элгон (4323 м), Деба-зиен (3064 м) и Морото (3083 м). Это неогеновые вулканы ранней стадии новейшего вулканизма. Их лавы представлены главным образом базальтами и андезитами. В историческое время вулканы эти не действовали. Самый крупный из них — Элгон — поднимается на щитообразном основании и имеет кальдеру шириной 8 км. В кратере есть горячие источники.

Самая активная деятельность свойственна группе вулканов Вирунга, расположенной в западной ветви рифтов, наиболее сейсмичной и, следовательно, наиболее подверженной современным движениям. В этой части рифт изгибается с северо-запада на северо-восток, и в котлообразной впадине шириной 85 км располагается ряд вулканов Вирунга, проходящий по диагонали к простиранию рифта (рис. 45).

Из восьми вулканов Вирунга западные, расположенные на оси рифта, — действующие. Вулканы, лежащие восточнее, образуют ряд, почти перпендикулярный рифту. Таким образом, эта группа вулканов подчинена диагональной структуре (по отношению к разломам-сбросам, обрамляющим рифт).

Естественно, что на пересечении рифта поперечными разломами образовались наиболее глубокие трещины растяжения. На аналогичном скрещении разломов в Восточном рифте образовалась зона сбросов и поднятия плоскогорья «гигантских кратеров». В отличие от этого вулканы в Западном рифте не располагаются на плоскогорье и не прислонены к уступам рифта.

Все вулканы группы Вирунга являются стратовулканами, за исключением экструзивного купола (Quellkuppe) Сабинжо.

Наблюдается следующая последовательность эруптивных стадий: 1) ареальные излияния, 2) трещинные (линейные) извержения, Я) извержения центрального типа. Последние образовали ряд вулканов, из которых самым активным является щитовой вулкан Ньямлагира. Это обширный щит с большой кальдерой, обрамленной несколькими террасированными уступами и оканчивающийся колодцем с лавовым озером. Аналогичное строение имеет соседний вулкан Нирагонго.

Рис. 45. Вулканы Вирунга к северу и северо-востоку от оз. Киву. По Коэну

1 - несомненные разломы; 2 — вероятные разломы, 3 — разломы или флексуры,. 4 — граница поля лав там, где оно не ограничено несомненными разломами

Крупная вулканическая группа Рунгве находится на пересечении под прямым углом двух рифтовых долин севернее оз. Ньяса (см. рис. 44).

Геологические исследования показывают, что вулканы расположены в стороне от тектонических сбросов, но связаны с трещинами растяжения, возникающими как равнодействующие для пары сил, направленных под углом друг к другу.

К северо-востоку от вулканов Вирунга в эллиптической депрессии разбросана группа так называемых эмбриональных вулканов, деятельность которых связана не с эксплозией магматических газов, а с выбросами пара из водоносных горизонтов. Причиной повышения давления паров в этой зоне была инъекция магмы в основание водоносного горизонта, приподнявшая слои кровли.

Фреатические взрывы (Steam blast eruption) проложили жерла, через которые поднялась лава, образовав купола (то-лоиды). Извержение сопровождалось редкими выбросами пепла и вулканических бомб. Большая часть этих вулканов связана с местной тектонической структурой (X. Мейер).

СЕВЕРО-АФРИКАНСКИЕ ГЛЫБОВЫЕ НАГОРЬЯ. Севернее впадины, занятой озером Чад, на линии простирания крупных структурных поднятий, пересекающих Африканскую платформу от Гвинейского залива к Средиземному морю, возвышается вулканическое нагорье Тибести. Это куполовидное сводовое поднятие, по бортам окаймленное ступенчатыми сбросами, увенчано крупными щитовыми вулканами с громадными вершинными кальдерами. Вулканы сложены главным образом щелочными базальтами.

На юге поднимается вулкан Эми-Кусси (высотой 3415 м, шириной 110 км). Внутри его гигантской кальдеры (диаметром 14 км) есть три кратера, из которых главный Эра-Кахор (шириной 2,5 км и глубиной 350 м) имеет побочные кратеры. Последовательные этапы образования этого вулкана показаны на рис. 46.

На западе нагорья, вытянутого в северо-западном направлении, находится пологий щитовой вулкан Тусиде (3265 м) с кальдерой диаметром 14 км, в которой есть риолитовые купола.

К востоку на вулкано-тектоническом поднятии возвышается ряд вулканов: Торсо-Иега (2800 м) с кальдерой диаметром 20 км, Торсо-Тоон с кальдерой диаметром 9 км и Торсо-Воон (2900 м), имеющем кальдеру диаметром 18 км. Вулканы эти действовали с эоцена.

Соседнее, расположенное в 700 км к западу, вулканическое нагорье Ахаггар является обширным сводом, образовавшимся в связи с вулканизмом; его крупные вулканы сложены лавами андезитового и трахитового состава.

Другие вулканические массивы Северной Африки имеют сходную структуру новейших вулканов (в Сирии — Джебель, Друз, Эль-Ленджа; на Аравийском полуострове — Джебель-Шемсен и др.).

Область глыбовых нагорий Северной Африки по структуре, морфологии и типу вулканизма напоминает тихоокеанские талас-сократонные вулкано-тектонические поднятия Гавайских островов,

Рис. 46. Развитие вулкана Эми-Кусси (Тибести). По Б. Жезу, X. Термье

1 — вулкан, сложенный базальтами и кислыми лавами; 2 — кальдера с эксплозивной деятельностью; 3 — вторичные конусы и экструзии в кальдере и на склонах; 4 — извержения внутри кальдеры; 5 — Фреатические извержения на склонах

Таити и т. п. Есть у нее также сходство с вулканическими районами Атлантического океана, расположенными вне срединно-океа-нического хребта.

В отличие от вулканов на поднятиях талассократонов, в деятельности континентальных платформенных вулканов значительную роль играют эксплозии, образующие кальдеры взрыва с выбросами больших объемов пеплов, в результате чего образуются игнимбритовые покровы. Несколько реже встречаются кальдеры обрушения и кислые экструзии (трахиты, фонолиты), образующие купола, иглы и обелиски.

Вулканические районы Северной Африки и Аравийского полу острова отличаются однотипной морфологией вулканических аппаратов. Это — базальтовые лавовые покровы с небольшими шлаковыми конусами. Более древние (палеогеновые) покровы больше размером и сложены оливиновыми базальтами, они связаны с трещинными излияниями. Эти покровы можно сопоставить с базальтовыми сериями нагорья Тибести и Эфиопии. Более молодые (четвертичные) вулканические аппараты, шлаковые и лавовые конусы образованы щелочными базальтами. Самые молодые вулканы представлены экструзивными образованиями — фонолитовыми и трахитовыми куполами и обелисками.

Эти мелкие вулканические формы встречаются на огромных пространствах Судана, Аравийского полуострова, Ливийской пустыни, Сирии. Они могут быть сопоставлены с крупными вулканами нагорья Тибести и Ахаггара как ареальные излияния, соответствующие им по типу лав.

Вулканизм в описываемых районах сопровождается грабено-образованием разных масштабов. Излияния по типу магматизма аналогичны излияниям на океанических платформах вне срединно-океанических хребтов, среди которых также различаются в основании покровы оливиновых базальтов, а в виде надстроек — щелочные базальтовые и фонолит-трахитовые, лаво-пирокластические вулканические постройки и экструзии.

Евразия

В эпиплатформенных горных поясах Евразии вулканические процессы были структурно связаны с двумя направлениями развития: консолидацией областей завершенной складчатости и орогенезом на платформах.

От периферических горных областей в сторону платформы увеличивалась консолидация областей завершенной складчатости и орогены превращались в молодые платформы. При тектонической активизации на этих платформах изливались, обширные базальтовые покровы. Наряду с этим шел встречный процесс — орогенез на древних платформах, нарушающий их однородность и ведущий к рифтогенезу, сопровождавшемуся вулканизмом.

Эти процессы переплетались между собой, приводя к сложным сочетаниям вулканизма двух типов магм. В первом случае вулканизм характеризовался недифференцированными базальтовыми излияниями, образующими покровы. Встречный же процесс хотя и сопровождался аналогичными типами излияний, но источниками их принято считать дифференцированную базальтовую магму повышенной щелочности (континентальная формация щелочных оливиновых базальтов).

На поздних стадиях эпиплатформенного орогенеза в четвертичное время в горных районах Азии не происходило обширных платформенных излияний, а преобладало развитие тектонических типов рифтов, почти лишенных новейшего вулканизма (Байкальский рифт, Становой хребет). Наибольшие по площади покровы трещинных излияний поздненеогенового—раннечетвертичного времени наблюдаются в Монголии.

Внутриконтинентальный платформенный вулканизм Китайской платформы также проявляется в неотектонический период в связи с грабенообразованием и кольцевыми структурами (Лебединский, 1960). Хорошо сохранившиеся шлаковые конусы Датунской группы вулканов в Северо-Восточном Китае находятся в пределах кольцевой депрессии, лежащей в зоне грабена. Лавы относятся, подобно аналогичным типам излияний на платформах, к недифференцированным продуктам оливин-базальтовой магмы.

РИФТОВЫЕ ЗОНЫ АЗИИ. Крупнейшая система новейших рифтовых долин Евразии—Байкальская, не имеет отчетливой связи с мировой системой океанических рифтов и относится к внут-риконтинентальным образованиям. Однако существуют представления, что на севере Азии континентальное рифтообразование смыкается с системой рифтов срединно-океанических хребтов Северного Ледовитого океана через разломы, по которым проявляется новейший платформенный вулканизм Яно-Индигирского района (рис. 47).

Континентальные рифты Азии имеют большое сходство с рифтами других континентов. По сравнению с системой рифтов Восточной Африки система рифтов Высокой Азии (Саяно-Байкаль-ский свод, Тува, Витимское плоскогорье, Становое нагорье; Монголия) относится к более поздним этапам развития эпиконти-нентального орогенеза, сопровождаемого вулканизмом (рис. 48). Крупные рифтовые долины связаны со сводовыми поднятиями этой обширной горной страны, отличающимися большими максимальными высотами и амплитудами вертикальных перемещений, образующими альпинотипные формы рельефа. Мощные структурные воздымания и эрозия создали эту горную страну в течение неоген-четвертичного времени.

Рис. 47. Анюйский вулкан и разломы фундамента. По Е. К. Устиеву, 1966 г.

На юго-западе Байкальской области, по данным В. П. Солоненко («Живая тектоника», 1966), неотектонические движения начались в миоцен-плиоцене, а в Становом нагорье в плиоцен-плейстоцене.

Более поздние этапы эволюции рифтообразования выражаются в появлении эмбриональных структурных впадин на сводово-глыбовых хребтах Станового нагорья, Джугджура и в других районах. В. П. Солоненко в соответствии с этапами их эволюции выделяет следующие рифтовые долины: зарождающиеся, эмбрио-

Рис. 48. Вулкан Домбровского на Витимском плоскогорье

Намечается как продольное, так и поперечное слияние ранее самостоятельных ветвей долин рифтового типа.

В Становом нагорье (по данным того же автора) излияния четвертичных базальтов (плейстоцен-голоцен) происходило преимущественно в осевых частях хребтов Удокан и Калар отмечается отсутствие связи излияний с наиболее крупными разломами-сбросами. Долины рек врезаны на несколько сотен метров в неогеновые покровы базальтов, наклоненные к северу и югу от оси хреб тон и в сторону древних долин. В связи с эволюцией рифтогенеза азальтовые лавы неогенового и раннечетвертичного возраста сме-млись голоценовыми трахиандезитовыми и трахитовыми излияниями.

Эксплозивная деятельность вулканов выражалась в образовании небольших шлаковых конусов, шлаки которых переслаиваются с лавовыми покровами.

Вулканы центрального типа сосредоточены близ осевой части ебта, но их расположение не связано с простиранием омоложенных разломов. Жерла отдельных вулканов на высоких базальтовых

Рис. 49. Вулканы Кропоткина и Перетолчина в Прибайкалье

плато приурочены к субширотным разломам. Эти разломы не выражены в рельефе, так как по ним не происходило сбросовых перемещений.

После излияния вулканов в средне- и позднечетвертичное время и в голоцене (базальтовые шлаковые конусы) образовались позднейшие разломы, с которыми связаны землетрясения.

Сопряженность новейшего вулканизма Монголо-Прибайкальской эпиплатформенной глыбовой горной страны с тектоническими движениями выражается в совпадении времени вулканических излияний с фазами усиления неотектонических поднятий. Эти фазы поднятий отражены в коррелятных молассовых отложениях, накопившихся в опускавшихся предгорных и межгорных впадинах. Фазы наиболее сильных движений отвечают времени эоплейсто-цен — ранний плейстоцен. Уменьшение размаха движений отмечено во второй половине среднего плейстоцена и в голоцене; соответственно сокращается и вулканическая деятельность.

Вулканизм на поднятых блоках горной страны проявлялся в виде центральных и трещинных излияний, образовавших базальтовые щитовые вулканы небольших размеров и систему трещинных шлаковых и лавовых конусов (рис. 49).

Излияние происходило по трещинам, образовавшимся в связи со сдвиговыми дислокациями земной коры. Путями излияний являлись трещины растяжения северовосточного простирания, образованные при левосторонних сдвигах по субширотной системе разломов (в результате происходило растяжение по удлиняющейся диагонали параллелограмма деформации). Амплитуда новейших сдвигов, по данным Ю. В. Чудинова, М. Г. Гросвальд, достигала 10 км.

Горный рельеф Монголии и Прибайкалья создавался под влиянием поднятий четвертичного времени, происходивших неодновременно в разных частях эпиплатформенного орогенного пояса. При этом движения, начавшиеся во внутренних частях орогенного пояса, где позднее закончилась консолидация, мигрировали в сторону Сибирской платформы. Отмечается, что к юго-востоку от Сибирской платформы в орогенном поясе вулканизм проявлялся начиная с более ранних этапов истории (с олигоцена). При этом его ареал расширялся в сторону платформы и одновременно уменьшался масштаб (Гросвальд, 1965).

В районах Высокой Азии лишь в позднем мезозое образовались крупные щитовые кальдерные вулканы (Монголия). Новейший вулканизм происходил в зоне мезо-кайнозойских вулканических излияний, но на меньшей площади.

В Тувинском нагорье в четвертичное время возникли вулканы центрального типа, среди которых есть щитовые базальтовые вулканы диаметром 11—45 км и относительной высотой 750—1000 м. Базальтовым излияниям предшествовали обильные выбросы пиро-кластического материала. Более поздние извержения были преимущественно трещинными. Они образовали кратеры — маары, расположенные линейно, и небольшие насыпные вулканы конусовидной формы. Жерла формировались в зонах пересечения северо-северо-восточных трещин растяжения (выводящих излияния) с широтными.

В последние стадии изливались лавы с меньшей эксплозивной способностью, а субвулканические тела, пересекающие граниты фундамента, вероятно, заполняли подводящие каналы вулкана. Однако, не имея выхода, они застыли вблизи поверхности, превратившись в небольшие грибовидные штоки или мелкие лакколитообраз-ные слепые тела (Белостоцкий, 1963).

РЕЙНСКАЯ РИФТОВАЯ ЗОНА. С рифтообразованием в Западной Европе связан эпиплатформенный орогенный вулканизм. Заложение Рейнского грабена, обусловленное формированием сводовых поднятий и развитием орогенеза в Западной Европе, относится ко времени образования крупных разломов и позднепалео-зойскому — мезозойскому платформенному вулканизму Гондваны и Лавразии. В палеоген-неогеновое время рифтовые движения возобновились в период обширных тулейских излияний, захвативших северо-западную окраину Европы. Однако вулканическая деятельность в этот период локализовалась в районах Рейнского грабена в поясах, приуроченных к зонам глыбовых движений.

Перед началом вулканизма в палеогеновое время ландшафт состоял из невысоких гор с пологими склонами. На этот сильно волнистый рельеф при поднятии глыбовых гор и образовании Рейнского грабена (25 млн. лет назад) были наложены две поверхности выравнивания, образовавшиеся в периоды остановок рифтообразования; над ними ныне возвышаются останцы палеоген-неогеновых лавовых плато и вулканических построек. Извержения вулканов начались в позднем олигоцене в Рейнских горах, Кайзер-штуле, Северном Богемском прогибе, Лаузиаце.

Щитообразный вулкан Кайзерштуль сложен многочисленными потоками лав, слоев туфов и агломератов щелочных пород (лейцитовые тефриты). Более молодые субвулканические тела и интрузии сложены основными щелочными породами и карбонатитами. Вулкан расположен на сводовом поднятии, олигоценовые слои которого подверглись контактовому метаморфизму.

Вулканизм усилился в верхнем миоцене — образовались вулканические покровы и вулканы Рона, Фогельсберга, вулканы и эксплозивные маары Штейнхейма и Нордлинга в Швабии и Хегау.

Базальтовыми покровами были перекрыты неогеновые залежи бурых углей в Бомии, образованные в период, предшествующий базальтовым излияниям. Это подчеркивает низкий геоморфологический уровень континентального рельефа перед эпохой длительного воздымания свода и рифтообразования.

К началу четвертичного времени рельеф был значительно расчленен. Рифтообразование продолжалось с остановками и в четвертичное время. Четвертичный вулканизм был локализован в более четко выраженных поясах рифтов.

Вулканическая область Западного Эйфеля протягивается с юго-востока на северо-запад на 50 км. Ее пересекает меридиональная зона разломов, и в этом районе известно много базальтовых вулканов. К концу вулканической деятельности речные долины были значительно врезаны в поднятое плоскогорье. Наиболее молодые (10—12 тыс. лет) образования — маары и туфовые воронки в Эйфеле являются последними отзвуками вулканизма. Газовые извержения создавали маары и шлаковые конусы, лавовые потоки заполняли кратеры и внедрялись между туфами и осадочными породами, образуя силлы. Образование палагонитовых туфов объясняют извержениями во время сильных дождей.

Излияния базальтов происходили в конце эруптивных фаз два или три раза. Извержения были сопряжены с вулканическими очагами, из которых выше всего в земной коре, вероятно, размещались очаги взрыва маар. Подобно извержениям в Высокой Азии, наиболее крупными вулканическими формами являлись лавовые плато ареальных излияний и щитовые вулканы. Специфической чертой вулканизма рифтовой зоны Западной Европы являются маары Горного Эйфеля.