|
МОРФОЛОГИЯ СОВРЕМЕННЫХ
ВУЛКАНОВ И ПРОБЛЕМА КАЛЬДЕР
Реконструируя древние вулканические постройки и различные
их группы, включая вулканические области, необходимо ясно представлять
главнейшие черты морфологии современных вулканов. Это вполне естественно, так
как, во-первых, следует знать, на что должно быть направлено исследование и
что должно быть реконструировано, а во-вторых, только в процессе сравнения с
современными объектами могут быть выявлены главные отличительные черты
древних и современных вулканов и вулканических областей, т.е. в конечном
счете установлены основные черты изменчивости сравниваемых объектов во времени,
определяющие направление их эволюции.
Хорошо известны как положительные, так и отрицательные
формы современных вулканических построек. В сложном многообразии взглядов на
вопросы систематики главных особенностей их морфологии следует при
палеовулканологических реконструкциях учитывать лишь те наиболее характерные
признаки этих вулканов, которые имеют существенное значение для поставленных
целей. В таких именно палеовулканологических аспектах систематика современных
вулканов была рассмотрена в связи с разработкой основ палеовулканологии [119]
, и с некоторыми уточнениями в кратком виде она может быть здесь
представлена.
Среди положительных форм современных вулканических
построек можно различать слоистые и шлаковые вулканические конусы, щитовые
вулканы и вулканические плато, а также вулканические куполы.
Слоистые вулканические конусы, или стратовулканы,
относятся к ряду полихостных высоко насыпанных) построек с чередующимися
слоями рыхлого (тефрового) и лавового материала. В континентальных условиях
они достигают нескольких километров в высоту, склоны их наклонены под углом
от 30 дс 40 к горизонту. В основании они могут занимать площадь с сечением
12—15 км, а с учетом обычно опоясывающего их шлейфа — 20—25 км, т.е. более
150 км2, что отве чает объему примерно 200 км3. Таковы, например, размеры
одного из самых крупны> континентальных вулканов — Ключевской сопки на
Камчатке. Размеры подводны> вулканов еще более значительны; так, при
высоте до 4000 м и пологих склонах (око ло 20 ) они имеют площадь основания
около 440 км2 с сечением 20—25 км и объемог. около 570 км3 (например,
подводные вулканы Хендерсон, Скриппс, Джаспер) .
Шлаковые конусы обычно значительно меньше по размерам.
Высота их из меряется немногими десятками метров, иногда достигает сотни
метров и сравнительнс редко оказывается еще более значительной. Такие конусы
часто располагаются на скло нах крупных стратовулканов либо концентрически,
либо следуя радиальным направле ниям. Однако нередки случаи рассеивания их
вдоль более или менее обширных депрес сий, например Ключевской дол, где
эксцентрическая деятельность крупных вулкано! привела к образованию более 300
шлаковых конусов, сосредоточенных на площад! 49 х 90 км, удлиненной в северо-восточном направлении, параллельно простиранию глав ных структур Камчатки.
По данным А.Н. Сирина [205], можно соответственно различат эксцентрическую
деятельность адвентивного и ареального типа. Он подчеркнул, кроме того, что в
поле распространения эксцентрических куполов обычны также экструзии.
Внутреннее строение шлаковых конусов может существенно варьировать; наряду с
собственно шлаковыми накоплениями могут формироваться рыхлые конусы со
стрежнем спекания и конусы с лавовым стержнем.
Отсутствие связей шлаковых конусов с крупными
вулканическими постройками достаточно характерно также для сравнительно
молодых вулканов Гегамского хребта в Армении. Конические постройки постоянно
сопровождаются околовершинными углублениями — кратерами, размеры которых
могут сильно варьировать в зависимости от величины конусов. Наиболее крупные
достигают 2—2,5 км в поперечнике; большего размера вулканические депрессии,
имеющие циркообразные формы, обычно называют кальдерами и относят к ряду
структур, возникающих вследствие обрушения, тогда как обычные кратеры
(впрочем, далеко не все) считают результатом взрывов. Кратеры представляют
собой прямое продолжение уходящего от них на глубину канала (conduit),
образующего жерловину, через которую извергается на поверхность глубинный
материал. Внутри большого кратера может быть расположено несколько каналов
(пример — вулкан Стромболи), в период покоя вулкана заполняемых отвердевшим
лавовым материалом, образующим закупоривающую их пробку.
Внутри крупных депрессий нередко образуются небольшие
вулканические конусы, а в итоге особенно крупные депресии могут представлять
обширные циркообразные впадины, в центре которых размещаются обычные
вулканические конусы разнообразных размеров. Весьма крупные циркообразные
впадины, опоясывающие вулкан, имеют либо вид, характерный для Пико-де-Тейде
о-ваТенерифе, где высокая коническая постройка действующего вулкана находится
в центре округлой депрессии, окаймленной крутыми обрывами, либо вид,
свойственный окружению Везувия, современный конус которого опоясан
полукольцом соммы, но почти сросся с ней и отделен только сравнительно узкой
полосой сохранившегося от разрушения дна депрессии (кальдеры) , известного
под названием Атрио-дель-Кавалло.
Разрастание молодого конуса внутри кольцевой депрессии,
опоясывающей вулкан, может привести к почти полному срастанию ограничивающего
депрессию : эскарпа (обрыва) с конусом; эскарп тогда приобретает вид
кольцевого вала, опоясывающего вулканический конус, подобно тому, как это
наблюдается на склонах вулкана Авачинская сопка на Камчатке, а также многих
вулканов Индонезии и других районов мира.
В целом нет, в сущности, ясных, морфологически
определенных границ между кратерами и кальдерами, как нет различия и
между эскарпами, ограничивающими кальдеру, и соммой вулкана, представляющей
горную гряду, окаймляющую вулкан, подобно сомме Везувия. Вряд ли можно
проводить различия между кратерами и кальдерами также и по тому признаку, что
кратеры образуются в связи с процессами аккумуляции, а кальдеры являются
деструктивными формами рельефа. Аккумуляция и деструкция протекают во время
вулканич&ских извержений одновременно, поэтому и здесь строгие границы не
могут быть указаны, так как невозможно установить, когда закончились процессы
аккумуляции и началась деструкция вулканической постройки.
Щитовые вулканы и вулканические плато имеют общие черты
строения, связанные с принадлежностью их к ряду полихорных, одновременно
также полихитных (полихитос — обильно разлитой) вулканических построек.
Щитовые вулканы отпичаются присутствием центрального канала, с которым
связаны трещинные питающие каналы. Среди таких вулканов имеются не только
полихорные постройки, обширные и весьма протяженные, но и их эмбрионы,
имеющие сравнительно малые размеры. Среди вулканических плато, формирующихся
вследствие трещинных, как обычно предполагают, извержений, известны не только
широко распространенные базальтовые, но также игнимбритовые или риолитовые.
Оригинальный тип представляет фонолитовое вулканическое плато рифтовой
системы Восточной Африки. Относительно игнимбритовых или риолитовых плато
трудно сказать, сложены ли они лавовыми покровами или возникли вследствие
эксплозионных извержений и выброса в воздух пирокластического материала.
Поэтому не все вулканические плато, по-видимому, могут быть отнесены к
полихитному ряду.
Типовыми примерами щитовых вулканов являются
вулканические постройки Гавайских островов и их аналоги, известные среди
постгляциальных угасших вулканов Исландии. Такие вулканы построены
преимущественно или почти исключительно из лав и возникают в результате
излияний, сопровождаемых эксплозиями лишь в ограниченной степени. В процессе
излияний сравнительно легко растекающиеся лавы, имеющие базальтовый состав,
распространяются на большие площади, вследствие чего мощности отдельных
покровов на краях снижаются до нескольких дециметров или даже сантиметров. В
итоге многократных излияний образуется вулканическая постройка с очень
пологими склонами, наклоненными под углом не иолее 10—12° к горизонту, а к
подножию до 4 и менее.
Размеры щитовых вулканов могут быть очень крупными. Так,
Мауна-Лоа в группе сопровождающих его действующих (Килауэа) и угасших
вулканов возвышается на 4170 м над ур. моря, а его подножие расположено на
океаническом дне на 500 м ниже этого уровня. Таким образом, полная высота
вулкана Мауна-Лоа превышает 9000 м. Соответствующий объем только надводной
части постройки может быть определен примерно в 6,5 тыс. км , а весь — около
25 тыс. км3. Щитовые вулканы Исландии несравненно меньше гавайских. Высота их
обычно варьирует в пределах от 60 до 600 м и лишь в отдельных случаях (вулкан Хердубрейд) оказывается равной 1200 м. При средних углах наклона около 3 это
дает примерные объемы построек до 750 км3.
Подобно коническим постройкам в вершинной части щитовых
вулканов располагаются один или несколько кратеров, окруженных кальдерами. На
Мауна-Лоа кальдера имеет размеры 2,8 х 5,6 км, на Килауэа — от 2,8 х 4 до 4 х 5,6 км. Размеры и глубина их варьируют в связи с тем, что дно кальдер то
заполняется лавой, то проседает, вследствие чего образуются террасовидные
уступы. Глубина кальдер достигает 100—200 м. Стенки их отвесны. Кратеры
внутри кальдер имеют вид колодцев, называемых пит-кратерами, т.е. шахтными
кратерами, или кратерными колодцами. Размеры их около 6U м в поперечнике.
Склоны щитовых вулканов обычно рассечены трещинами, вдоль которых
располагаются небольшие адвентивные шлаковые конусы разбрызгивания,
остающиеся после образования лавовых потоков, изливающихся из таких трещин и
стекающих вниз по склону, распадаясь на отдельные рукава. Общая длина потоков
может достигать нескольких десятков километров при ширине до 3—5 км и средней
мощности 5—10 до 15—20 м. Рифтовые трещины в сопровождении хорошо выраженных
в рельефе эскарпов прослеживаются на расстояния, измеряемые десятками
километров.
Вулканические плато лучше всего изучены на примере
Исландии, а в более древних областях их представляют хорошо известные по
разнообразным описаниям базальтовые плато Колумбии в Северной и Параны в
Южной Америке, Декана в Индии, Туле в Гренландии, Среднесибирское в нашей
стране и так далее. Отличительные черты таких плато — исключительно широкое
распространение базальтовых лав на огромных площадях, измеряемых многими
тысячами квадратных километров, а также колоссальные объемы излившихся масс,
достигающие многих сотен тысяч и даже превышающие 1 млн. км3. Эти плато
формируются преимущественно в результате деятельности трещинных излияний, но
при участии, иногда значительном, также центральных излияний, сопровождаемых
образованием более или менее многочисленных щитовых и иногда типа
вулканических построек. Тиррель считал, что на ранних стадиях базальтовые
лавы образуют щитовые вулканы и изливаются из их центральных каналов и
отчасти через трещины на склонах построек; затем, когда плоский конус
достигает пределов возможного роста, происходят обрушения вдоль
концентрических сбросов, возникающих вследствие снижения давления со стороны
глубинного расплава и вызывающих образование на поверхности кальдер.
Дальнейшая эмиссия лав имеет место при трещинных извержениях на склонах
вулканов и в промежутках между ними, а также вдоль рифтовых систем, которые
определяют положение вулканов и пути миграции их лав. Вольф [537] также давно
уже отмечал существование переходов между трещинными и центральными
извержениями, формирующими базальтовые плато. Поэтому представляется
малооправданной попытка выделить наряду с базальтовыми плато, возникаю щими в
результате трещинных излияний, и вулканическими областями с вулканами
центрального типа (вулканическими конусами) также еще и смешанный тип в
качест ве представителя особого типа вулканических плато. Базальтовые плато
образуются в результате совместного действия трещинных и центральных
извержений с варьирую щей ролью каждого из участков общего процесса
формирования системы сравнительнс плоско залегающих покровов.
Риолитовые плато привлекли внимание широкого круга
исследователей после того, как Маршалл [414] опубликовал результаты изучения
риолитов района Таупо—Рото- руа в Новой Зеландии и выделил новый тип пород,
названный им игнимбритами. Впрочем, подобные плато были известны и ранее,
примером чему служит йеллоустонский национальный парк в США. С названными
регионами сравнима по объему извергнутых риолитовых масс, по-видимому, только
область оз. Тоба на Суматре, описанная Бем- меленом [292, 293] как пример
вулкано-тектонических депрессий; меньшего размера риолитовые плато имеются в
районах Асо (Япония), Чирикау (Аризона) , в горах Вэллис (Нью-Мексико), в
Сан-Хуане (Колорадо) и других районах. Площади, занимаемые такими плато,
достигают 100 х 150 км (Таупо-Роторуа) при мощности отдельных плащеобразно
залегающих игнимбритовых пластов 30—150 м,а общий объем извергнутых
риолитовых масс оценивается в 70 000 км3. В области оз. Тоба на Суматре рио-
литовое плато занимает площадь около 20000—30000 км2. Предполагается, что
образование риолитовых плато связано с процессами проседания обширных
территорий над скрытыми на глубине магматическими камерами. Коте [323]
предложил называть риолитовые плато леколитами (lekos — тарелка, впадина,
ложбина) . Этим названием он обозначает более или менее изометричные прогибы
(бассейны) , заполненные полого лежащими риолитовыми пластами с почти плоской
современной поверхностью, несколько вогнутой в центре. Диаметр такого прогиба
значительно больше глубины.
О нефелиновых плато пока известно сравнительно мало.
Единственным эталоном такого рода вулканических построек может служить
нефелиновое плато, известное по краткому описанию Кинга [396]. Он выделяет
нефелиновое плато к ВСВ от оз. Виктория на территории протяжением около 400 км при ширине до 200—250 км. Плато образуют обширные потоки фотолитовых лав, изливавшихся, по
Кингу, через систему трещин. Возраст фонолитовых лав определен в 11—14
млн.лет; лавы подстилаются ранними базальтами рифтовой зоны и перекрываются
трахитами, фонолитами и нефе- линитами, среди которых наблюдаются реликты
древних вулканических построек центрального типа, а затем — позднетретичными
базальтами.
Вулканические куполы, наиболее полно изученные
Вильямсом [527] и Лейденом [409], представляют крутостенные вязкие протрузии
лав, образующие более или менее ясно выраженные куполовидные массы вокруг
своего выхода. Среди них можно различать выжатые куполы (plug domes),
выполняющие жерловины вулканов, эндогенные куполы, рост которых
осуществляется, как полагает Вильяме, эа счет расширения изнутри, и
экзогенные куполы, образующиеся при поверхностных извержениях, особенно часто
из центрального вершинного кратера. К выжатым куполам относятся твердые
интрузии очень вязкой магмы, называемые также скальными иглами. Некоторые
исследователи к вулканическим куполам относят также куполовидные вздутия, возникающие
в процессе течения лавы (бескорневые куполы Ритмана, его же куполы течения и
т. п.) . К типичным примерам вулканических куполов относятся многие
вулканические постройки Оверни, впервые описанные под таким названием
Скропом; купол вулкана Пеле, сопровождаемый обелиском, возникший после
извержения 8 мая 1902 г.; купол, образовавшийся при извержении вулкана
Безымянного в 1956 г., и др.
Рассмотренные главнейшие типы вулканических построек,
возникающих в процессе извержений и дающих положительные формы рельефа, могут
быть достаточно определенно реконструированы по данным геологического
картирования и изучения фа- циальной изменчивости вулканогенных пород в
наблюдаемых разрезах. Более того, некоторые типовые формы таких построек, в
частности вулканические плато, в значительной степени представляются более
выразительными в тех регионах, где вулканическая активность прекратилась
сравнительно давно. В особенности это касается базальтовых плато, примеры
которых более наглядны среди относительно древних вулканических областей. Что
касается нефелиновых плато, то пока единственным строгим их образцом служит
южная часть рифтовой зоны Восточной Африки.
|