|
Риолитовые формации
разнообразны по природе и особенностям состава; они могут быть разделены на
следующие три группы: метариолитовые, или кварц-кератофировые, собственно
риолитовые и игнимбритовые. Каждая из этих групп формаций наблюдается
в различных геологических обстановках и отличается не только составом
вулканогенных пород, но и парагенезом с осадочными толщами различного
происхождения.
Метариолитовые, или кварц-кератофировые, формации
отличаются парагенезом с морскими терригенными, частично также карбонатными
отложениями. В качестве самостоятельного типа эти формации были выделены Ю.А.
Кузнецовым [88] из общей спилито-кератофировой группы на том основании, что в
них преобладают лавы риоли- тового, дацитового или комендитового состава. В
качестве примера он привел соответствующие серии девонских пород Рудного
Алтая и западной части Горного Алтая, а также нижнекембрийские комплексы
Западного Саяна и Центрального Казахстана. Здесь можно ограничиться этими
примерами, показывающими, что структурное положение метариолитовых формаций
не вполне тождественно.
Алтайская девонская метариолитовая формация совершенно
самостоятельна и на территории Алтая не связана с зеленокаменными
спилит-диабазовыми или более сложными по составу формациями непосредственными
переходами. Слагающие ее породы залегают в системе линейно вытянутых
герцинских прогибов, либо унаследованных от каледонского развития, либо
наложенных (Коргонский прогиб).
Для метариолитовой формации характерна ассоциация
вулканогенных пород преимущественно с пачками черных и темно-серых
рассланцованных аргиллитов и алевролитов, которым подчинены прослои
известняков и песчаников, реже конгломератов. Следовательно, метариолитовая
формация имеет преимущественно морское происхождение, и это составляет одну
из ее главных отличительных черт.
Другую особенность данной формации представляет состав
пород, среди которых господствуют кварцевые кератофиры, метариолиты,
фельзит-порфиры, фельзиты и разнообразные их туфы, т.е. породы риолитового
ряда. Эта типичная черта Рудного Алтая и западной части Горного Алтая была
вначале отмечена Н.А. Елисеевым [49] для Рудного Алтая, затем 6.И. Черновым
[256, 257] и Е.Б. Яковлевой [273, 274], В.Н. Пилипенко [182] и другими
исследователями также для Горного Алтая.
Стратиграфическая приуроченность вулканогенных пород Алтая
была изучена А.И. Анатольевой [2] , показавшей, что в западной части Горного
Алтая возраст формации отвечает всему среднему девону, а на Алейском
антиклинории Рудного Алтая охватывает также часть верхнедевонской эпохи.
Мощность формации достигает 3—5 км.
На востоке после перерыва в распространении она сменяется
андезито-базальтовыми и трахибазальтовыми вулканогенными сериями, залегающими
в Минусинском прогибе реди континентальных красноцветных пород. На западе ей
соответствуют морские терригенно-карбонатные толщи, преимущественно с
диабазовыми порфиритами и спилитами, распространенные на территории Калбы.
Корневые зоны вулканических построек формации описаны В.И.
Черновым [256, 257], Б.Н. Лапиным [93], отчасти В.Н. Пилипенко [182] и
другими исследователями. Эти зоны имеют вид пластовых тел, лакколитов (?) и
даек, сложенных кварцевыми кератофирами или иными кислыми породами
эффузивного облика. Вопрос о связи риолитовых лав и пирокластических выбросов
с более глубинными корневыми зонами, имеющими гранитоидный состав, пока еще
не выяснен и требует дальнейшей разработки.
В отличие от других типов риолитовых формаций
метариолитовая существенно метаморфизована, альбитизирована и
хлоритизирована, вследствие чего во многих случаях слагающие ее породы
называют альбитофирами. Эти метаморфические изменения выражены достаточно
отчетливо и связаны главным образом с региональными явлениями, сопутствующими
складчатости, хотя возможно, что в ряде случаев они могут быть объяснены
фумарольно-сольфатарной деятельностью, сопровождавшей девонский вулканизм.
Западно-Саянская метариолитовая формация относится
к нижнему кембрию и недостаточно ясно выделяется из состава
спилито-кератофировой ассоциации, описанной В.Н. Смышляевым [208], включившим
в ее состав так называемую нижне- монокскую свиту. Изменчивость состава этой
ассоциации очень велика, она подчеркивается и Ю.А. Кузнецовым [88]. Поэтому
говорить о самостоятельности кварц- кератофировой формации в данном случае
очень трудно. Имеющиеся характеристики этой формации указывают на смешанный
состав, поэтому нельзя сопоставлять ее с описанной выше Алтайской
метариолитовой формацией.
В Центральном Казахстане к к варц-кератофировым
(метариолитовым) формациям Ю.А. Кузнецов [88] отнес верхнюю часть разреза
существенно вулканогенной бощекульской свиты, описанной Ю.И. Лялиным и Е.Е.
Миллер [133] . Свита имеет нижнекембрийский возраст. Мощность ее достигает
3500—4000 м. В верхней части разреза на смену основным и средним лавам и
туфам приходят кислые породы: дацитовые порфиры, альбитофиры и их туфы и
туфобрекчии. Эти кислые породы слагают свыше половины мощности свиты (52%)
при 12% осадочных пачек и 36% основных и средних пород.
Краткий обзор метариолитовых формаций показывает, что
наиболее характерным примером их является пока Алтай (Рудный и западная часть
Горного). Что касается других примеров, то они недостаточно выразительны, и,
следовательно, необходимо продолжить соответствующие поиски аналогичных
представителей данного типа формаций в других областях. Расположение
метариолитовых формаций подчинено системе разновозрастных складчатых структур,
среди которых они залегают в линейно вытянутых прогибах, либо в какой-то мере
унаследованных от предшествующего развития, либо наложенных Обычно они смяты
с вмещающими их толщами осадочных пород. Ассоциация с морскими отложениями
настолько типична, что метариолитовые формации в некоторых случаях могут
рассматриваться в качестве заместителей морских спи- лит-диабазовых формаций.
Если для недостаточно строго обособляемой метариолитовой формации Западного
Саяна такие связи с зеленокаменными формациями очевидны, а для Бошекуля их
можно предполагать, что для алтайской метариолитовой формации эти
взаимоотношения представляются недостаточно ясными и маловероятными.
Собственно риолитовые формации — наиболее обычно и
часто встречающиеся ассоциации континентальных кислых вулканогенных пород.
Они могут быть рассмотрены на примере Казахстана, Дальнего Востока и
Закарпатья. Обычно эти формации сопровождаются гранитными корневыми зонами,
поэтому их иногда именуют гранито-рио- литовыми формациями.
Для Центрального Казахстана Л.С. Никитина и В.М. Шужанов
[162] подчеркивают, что самостоятельность риолитовой формации (они называют
ее гранито-липаритовой) в Баянаульском районе и северо-западном Прибалхашье
определяется пространственной разобщенностью по отношению к андезитовой
формации, разновременностью возникновения той или другой формации, иногда
разделяемых перерывом, а также различиями их состава.
Риолитовая формация расположена в пределах девонского
вулканического пояса и имеет возраст среднедевонский — верхнедевонский.
Внутри Формации выделяются две толщи: нижняя — туфовая и верхняя —
игнимбритовая. Нижняя толща имеет мощность 1500—2000 м; она сложена
кристаллотуфами и литокристаллотуфами, содержащими кварц и полевые шпаты, а
среди обломков пород — алевролиты, песчаники, порфириты и граниты. Основная
масса туфов пирокластическая. Толще подчинены пачки игнимбритов мощностью
10—50 м, редко до 200 м, выдержанные по простиранию. Верхняя толща имеет
мощность около 2000 м. От подстилающей толщи она отличается слоистым строением
и ритмичностью, обусловленной частым чередованием пирокластических и
осадочных пород. В верхней толще присутствуют игнимбриты, кристаллолито- и
витрокластические риолитовые туфы с подчиненными прослоями конгломератов и
гравелитов и редкими потоками андезито-базальтовых лав. В верхней части
разреза количество осадочных прослоев увеличивается. Игнимбритовые пласты
обычно выдержаны по простиранию. Состав пирокластических пород и игнимбритов
риолитовый; соотношение между породами такое: игнимбритов — 50—60%, туфов —
20—30, лав — до 10%.
Общая площадь этих пород в северо-западном Прибалхашье и
Баянаульском районе — около 12 000 км2. Отдельные зоны прослеживаются на
100—150 км. В поле распространения пород риолитовой формации имеются
интрузивные тела, реже дайки и пластовые интрузии, сложенные риолитовыми
порфирами и фельзитами. Эти дайки и линзовидные тела местами пересекают
среднедевонские граниты. В пределах поля сосредоточены также другие
интрузивные тела, принадлежащие гранитам, гранит- порфирам, порфировидным
гранитам, аляскитам и адамеллитам. Эти граниты прорывают нижне- и
среднедевонские отложения и перекрываются живетско-франской иг- нимбритовой
толщей (район ст. Моинты) . Возраст гранитов 375—385 млн. лет. Форма
интрузивных тел гранитоидов разнообразна: в плане они линзовидны, изометричны
или обладают неправильными очертаниями. Общее размещение интрузий подчинено
той же подковообразно изогнутой вулканической зоне (поясу), которой следуют
вулканогенные породы формации.
Таким образом, имеются все основания рассматривать
сопутствующие поясу девонские интрузии гранитоидов как корневые зоны
риолитовой формации.
В Казахстане имеются еще и риолитовые формации,
принадлежащие более высокому стратиграфическому уровню — верхнему палеозою. В
северном Прибалхашье в разрезе отложений , имеющих возраст средний—верхний
карбон, есть риолитовый комплекс мощностью от 200 до 800 м, сложенный преимущественно риолитовыми, риолито- дацитовыми и трахириолитовыми туфами и
игнимбритами, частично даже порфири- тами [133]. Предполагается, что их
корневыми зонами следует считать гранодиориты топарского и граниты
калырминского комплексов, имеющие соответственно возраст средний—верхний
карбон и верхний карбон.
Детальное исследование верхнепалеозойской риолитовой
формации Центрального Казахстана проведено В.В. Кепежинскас в Токрауском
синклинории, в пределах которого эта формация имеет возраст средний карбон —
нижняя пермь. Риолитовая формация состоит из двух толщ. Нижняя толща
(средний—верхний карбон) лежит на размытой поверхности подстилающих ее
андезитов, в ряде случаев отделяясь от них угловым несогласием. Мощность
толщи изменчива и варьирует от 500 до 1200 м. В состав ее входят риолитовые и дацитовые лавы и туфы, а также редкие покровы андезитов. Существенную роль в
разрезе играют игнимбриты. Верхняя толща (верхний карбон — нижняя пермь)
сложена преимущественно разнообразными пирокластическими породами (туфы,
брекчии), а также игнимбритами в сопровождении лавоподобных рио- литов.
Мощность толщи изменчива и достигает максимальных значений 1500 м. Характерно распространение разнообразных пород, отвечающих корневым зонам вулканических
построек. Эти зоны представлены дайками, некками, штоками и телами
неправильной формы с размерами в поперечнике от 100 до 600 м, имеющими риолитовый и риолит-дацитовый, реже трахитовый состав.
В пределах Охотского вулканического пояса риолитовая
формация описана Е.К. Устиевым [234 и др.] под названием
"верхнемеловая формация". Эта формация, составленная
континентальными и осадочными породами с верхнемеловой флорой, отделена от
нижнемеловой андезитовой угловым несогласием. Слагающие формацию толщи
образуют очень пологие складки. Мощность отложений колеблется от 600-800 до
1300—1500 м. Частично угленосные отложения верхнемеловых межгорных впадин
достигают 1200—2000 м мощности. Вулканогенные породы преимущественно кислые,
представлены туфами, отчасти игнимбритами. Устиев отмечает общую эволюцию
состава извергавшихся расплавов по следующей схеме: андезиты—
дациты—риолиты—щелочные риолиты. К корневым зонам формации относятся гипабис-
сальные интрузии гранит-порфиров, гранитов, щелочных гранитов, образующие
лишь в редких случаях тела крупных размеров, обычно моногенные. Гранитам
сопутствуют оловянная и редкометальная минерализация. Интрузии сосредоточены
главным образом на территории вулканического пояса, но нередко связаны и с
молодыми разрывами "во внутренних областях континента".
Общие черты собственно риолитовых формаций достаточно
очевидны. Все они являются типичными континентальными накоплениями,
возникающими при активном участии эксплозий, вследствие чего постоянно
насыщены пирокластическими продуктами вулканической деятельности. Среди
подчиненных им пород часто встречаются игнимбриты. Пока не вполне ясно,
насколько самостоятельны подобные ассоциации кислых пород и не следует ли их
объединять с игнимбритовыми формациями. Тем не менее следует иметь в виду,
что отличительные черты игнимбритовых полей Новой Зеландии и Йеллоустонского
парка очень характерны, поэтому убедительные доказательства аналогий между
такими полями и областями распространения описанных выше риолитовых формаций
могли бы быть приведены. Однако при исследовании этих формаций не были
сделаны соответствующие сопоставления и описания формаций были даны так, что
строгие сравнения их с игнимбритовыми формациями сейчас еще невозможны .
Игнимбритовые формации хорошо известны на
примере двух классических областей распространения игнимбритов. Процесс
накопления вулканогенных толщ, принадлежащих этим формациям, сопровождается
выравниванием рельефа, так как типичные для них пирокластические потоки
распространяются на больших пространствах, заполняя отрицательные элементы
рельефа и сглаживая его выступы и депрессии. В итоге деятельности таких
потоков возникают характерные плато, типа риолитового плато Йеллоустонского
парка или Новозеландской равнины в районе оз. Таупо, перекрытые на огромных
территориях однообразными пластами игнимбритов, имеющих вид спекшихся туфов
или других пород риолитового состава, представляющих пирокластические
выбросы. Среди аналогов игнимбритовых формаций двух отмеченных выше областей
следует отметить, во-первых, ряд районов, расположенных во внутренних зонах
альпийской складчатой области, во-вторых, известные, по описаниям Бренча
[300— 302], пермские игнимбритовые поля Австралии.
Во внутренних зонах альпийской складчатой области
игнимбритовые формации установлены в Венгерской впадине, в Родопском
срединном массиве (Болгария), в срединных массивах Анатолии (Турция), а также
на Кавказе. Общие сведения об этих формациях приведены в работах Е.Е.
Милановского и Н.В. Короновского [153] по литературным данным и по
результатам личных наблюдений. Панто [442] отмечает, что главную роль в
строении вулканогенных толщ Венгерской впадины и островных гор Северной
Венгрии играют миоценовые риолитовые и дацитовые игнимбриты и туфы. Суммарный
объем этих вулканогенных пород оценивается по предполагаемой средней мощности
250 м и площади 40 000 км2, на которой они распространены, в 10 000 км3 В
серии кислых пород Панто выделяет обычные туфы, материал которых переносился
воздушным путем (air fa II tuffs) , а также спекшиеся туфы (игнимбриты). Все
породы, выделяемые Панто, имеют состав риолитов и дацитов, содержащих
кремнезема от 61 до 71% с преобладанием калия над натрием. Извержения
происходили в континентальных условиях, частично в прибрежно-мелководной
обстановке.
На Родопском массиве олигоценовые и миоценовые
вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи, местами достигающие мощности 2 км, заполняют ряд впадин, главным образом в восточной части массива. Извержения начались
незначительными эксплозиями кислых туфов и одновременными излияниями
андезитов и латитов. Затем накопилась мощная толща дацитов, риолито-дацитов и
риолитов в сопровождении субвулканических массивов того же состава. Мощность
толщи достигает более 1500 м. По мнению Е.Е. Милановского и Н.В.
Короновского, эта толща является типично игнимбритовой, так как среди
слагающих ее пород были обнаружены игнимбриты. Позднее извергались
андезитовые лавы, сменившиеся крупнопорфировыми риолито-дацитами и риолитами.
Внутри срединных массивов Анатолии на Каппадокийском
плато, вЛи- каонии и Фригии, по данным Вестерфельда [525] и Г. Фюрона [245],
тоже широко распространены миоплиоценовые кислые вулканогенные толщи,
представленные преимущественно риолитовыми и дацитовыми пемзовыми туфами и
типичными игнимбритами.
На Каппадокийском плато эти породы занимают площадь более
15 ООО км2. Мощность толщи туфов и игнимбритов достигает 400 м. В ее основании залегают сравнительно рыхлые пемзовые туфы, кверху постепенно сменяющиеся
типичными игнимбритами. Каппадокийские игнимбриты имеют риолитовый состав,а
на западе, во Фригии, — более основной состав, дацитовый до андезитового.
Вестерфельд предполагает распространение аналогичного состава толщ также на
Эгейском массиве между Измиром и Пергамом, где ранее отмечались белые
пемзовидные туфы в сопровождении игнимбритоподобных пород. Миоценовые и
плиоценовые извержения туфов и игнимбритов происходили в континентальных
условиях, частично в пресноводных озерах.
Наконец, игнимбриты риолитового состава описаны Ю.П.
Масуренковым [147], Е.Е. Милановскими Н.В. Короновским [152] в Нижнечегемском
и Верхнечегемском вулканических районах на Кавказе. В Нижнечегемском районе
риолитовые игнимбриты были распространены первоначально на площади около 1000
км2 при мощности 200-300 м; их возраст верхнеплиоценовый. В этом районе
имеются также более молодые, плейстоценовые игнимбриты. В Верхнечегемском
районе дацитовые туфы, риолитовые "туфолавы" и игнимбриты залегают
во впадине, имеющей вид кальдеры; мощность вулканогенной толщи здесь
достигает 2—2,5 км, а площадь распространения составляет около 200 км2.
Милановский и Короновский указывают в этом районе переходы риолитов
подводящего канала (дайки) в риолитовые покровы (в ущелье р. Сырынус) .
Вулканические извержения в Верхнечегемском районе продолжались в верхнем
плиоцене и позднее, вплоть до голоцена.
Особо следует отметить игнимбритовые поля в Закавказье, в
районе Арагаца (Армения) , где, как указывает К.Г. Ширинян [265,266],
игнимбриты разнообразны по структурным особенностям и происхождению, но имеют
преимущественно дацитовый состав с отклонениями до андезито-дацитов и
андезитов и реже до риолито-дацитов. Таким образом, по составу игнимбритовые
поля Армении отличаются от других аналогичных им полей, расположенных в
Альпийском складчатом поясе. Игнимбриты Армении отличаются еще и тем, что,
как отмечают Е.Е. Милановский и Н.В. Короновский, "не образуют
комплекса, обособленного в разрезе, а многократно чередуются с лавами
близкого к ним или несколько более основного состава (в среднем андезито-
дацитового) , причем эти лавы по мощности и суммарному объему значительно
превосходят игнимбриты и туфолавы" [153, с 45].
Принципиальное значение для оценки условий,
благоприятствующих образованию игнимбритов, и для понимания некоторых общих
вопросов современной палеовулканологии приобрели работы Бренча [301 —303],
посвященные верхнепалеозойской игнимбритовой формации Австралии. Бренч [303]
показал, что в Северном Квинсленде на востоке Австралии имеется обширная провинция,
в которой на площади около 25 000 км2 широко распространены
верхнепалеозойские кислые вулканогенные породы в ассоциации с гранитными
интрузиями. Эти вулканогенные породы располагаются в обширных кальдерных
опусканиях (cauldron subsidencis) и представлены, по определениям Хатча и
Веллсов [366] , риодацитовыми спекшимися туфами с подчиненными риолитами,
трахиандезитами, андезитами и базальтами, принадлежащими известково-щелочной
серии пород. Наблюдаемые в этой области интрузивные породы образуют кольцевые
комплексы, имеющие характер адамеллитовых штоков с подчиненными им гранитами
и гранодиоритами.
По подсчетам Бренча, примерно 2000 миль3 риодацитовых
спекшихся туфов было извергнуто в 11 кальдерных опусканиях (котловинах),
размеры которых варьируют от 12X12 до 50X115 км. Эти котловины представляют
собой огромные опущенные по разломам блоки вулканогенных пород, ограниченные
системой линейных и кольцевых сбросов. Как предполагает Бренч, вулканические
котловины возникли путем обрушения, вызванного удалением магматических
расплавов из обширной магматической камеры, располагавшейся на уровне
симатической коры на глубине 20—25 км ( 17) . Удаление магмы происходило в
результате извержения пирокластических потоков внутри котловины. Как отмечает
Бренч, эта концепция развивает прежние представления о происхождении кальдер,
изложенные Бейли и др. [287]. Общую последовательность извержений в
котловинах Бренч рисует в следующем виде. Вначале вдоль периферического
сброса внедрилась вязкая магма. Затем возникли пирокластические потоки, на
ранних стадиях чередовавшиеся с озерными осадками. С течением времени
текучесть магмы возрастала, происходили извержения пузырчатых риодацитовых
потоков и выбросы пирокластического материала в воздух, вследствие чего
образо- лись туфы и вулканические брекчии. Заключительную стадию представляли
извержения флюидизированной риодацитовой магмы, давшей мощные накопления
спекшихся туфов и создавшей заполняющую котловины единую толщу мощностью до
500—650 м.
С вулканическими котловинами (cauldrons) ассоциируются
кольцевые комплексы, в которых интрузивные и эффузивные породы обычно
присутствуют совместно. Как указывает Бренч, полевые наблюдения подтверждают
гипотезу Рейнольде [450] , по которой предполагается непосредственная связь
кольцевых комплексов с кальдерами, которые, по Вильямсу [528, 531],
определяются как "вызванные обрушением в результате колоссальных
извержений пемзы".
В этих кальдерах, расположенных на расстоянии от 3 до 35 км в стороне от котловин, заполненных мощными толщами спекшихся туфов, последовательность
извержений была сходна с той, которая типична для котловин. Эта
последовательность включает три фазы: 1) ранняя фаза, связанная с извержением
кислых вулканитов из центрального жерла; 2) кальдерная фаза, связанная с
извержением основной до кислой пироклас- тики в виде пепла и с образованием
умеренных по размерам пепловых потоков, вытекавших через вулканические
кольцевые дайки, заполненные флюидизированной кислой магмой; 3) фаза
подземного котловинного опускания (cauldron subterraine subsidences) с
интрузиями кольцевых даек и штоков. По представлению Бренча,кислая магма, из
которой образуются вулканогенные породы котловин, возникает вследствие
фракционного плавления "базальтового слоя". Перед вулканическими
фазами магма 1-й и 2-й фаз дифференцируется в изолированных участках
магматической камеры в результате подземного проседания. К началу 3-й фазы
поднимаются расплавы из главной магматической камеры, испытавшей химическую
эволюцию. Самые молодые кольцевые дайки и штоки образуются из такой магмы.
В целом Бренч считает, что предложенный им механизм
приложим ко всем вулканическим котловинам Северного Квинсленда. Он полагает,
что только его схема может объяснить поразительное несоответствие между
огромными пепловыми потоками, подобными описанному, например, Куком [324,
325] в Большом Бассейне, или спекшимся туфовым слоем, прослеженным поперек
обширных котловин Квинсленда, и пирокластическими потоками, возникающими при
образовании кальдер в соответствии с гипотезой Вильямса.
Для объяснения происхождения вулканических котловин
Северного Квинсленда приходится обращаться к аналогиям с кальдерными
опусканиями типа Гленко [418] , так как связанные с кальдерами кольцевые
интрузии расположены за пределами вулканических котловин, заполненных толщами
спекшихся туфов. В таких котловинах прослеживаются дайковые пучки, сложенные
материалом, близким по составу к вулканитам, заполняющим котловины. Наряду с
такими пучками обычны дайки, расположенные вдоль краев котловин. В общей
системе построений, связанных с выдвинутой Бренчем концепцией происхождения
вулканических котловин вследствие подземного проседания над обширной
магматической камерой, расположенной на глубине 20—25 км, в "базальтовом
слое", серьезным аргументом является устанавливаемый им факт единообразного
погружения поверхности этих огромных котловин. Такое единство, естественно,
легче достигается, если магма внедряется вдоль периферических трещин, а общий
механизм работает по схеме, предложенной ранее для кальдер типа Гленко [322].
Игнимбритовые формации отличаются не только составом и
весьма типичными плащеобразными формами залегания, но также тем, что они
сопровождают не только обычные кальдеры, но и обширные вулканические
котловины, известные под названием кальдерных опусканий (cauldron subsidence)
или вулкано-тектонических депрессий. Исследование подобных формаций и
сопутствующих им депрессий приводит к выводу о том, что, рассматривая их
происхождение, необходимо проводить, по-видимому, ясные различия между
кальдерами, возникающими вследствие грандиозных эксплозий и последующего
обрушения вулканического конуса по схеме Вильямса, и вулканическими
котловинами, для которых более вероятен механизм образования, подобный
кальдерам типа Гленко.
Таким образом, следует, очевидно, считаться с двумя
принципиально различными способами образования кальдер и крупных
вулканических котловин, как это подчеркивал, в частности. Мак-Кол л [418].
Итак, обзор риолитовых формаций показывает, что они далеко
не однородны по природе и происхождению. Одни из них сопровождаются морскими
осадочными толщами и пачками и сосредоточены в прогибах складчатых областей,
другие образовались в континентальной обстановке и не связаны непосредственно
с процессом созидания складчатых структур. Тем не менее и в последнем случае
они либо тяготеют к внутренним впадинам складчатых областей, либо
располагаются в пределах различной протяженности вулканических поясов. В
общем условия возникновения подобных формаций разнообразны и их истинная
природа должна выясняться в конкретных случаях на основании достаточно
детальных исследований.
|