ПАЛЕОВУЛКАНОЛОГИЯ

ГЛОБАЛЬНЫЕ ПРОБЛЕМЫ ПАЛЕОВУЛКАНОЛОГИИ

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД. Андезиты — базальты — риолиты

Тефриты, нефелиниты, граниты и базальты рифтовой зоны

Андезиты — базальты — риолиты

Название "современные" в приложении к вулканическим породам определяется не вполне однозначно. Тем не менее обычно современными считают не только те из них, которые образовались в результате извержения действующих вулканов, но и все другие их аналоги, возникшие в течение четвертичного периода. Поэтому существенно необходимо представить общую картину распределения на земной поверхности четвертичных вулканических пород. В таком их обособлении имеется, конечно, известная условность, так как во многих случаях и на различных территориях мира они распространены в пределах вулканических полей, преемственно связанных с предшествующей вулканической активностью, относящейся к неогену, а нередко и к более ранним интервалам времени, отвечающим третичному периоду. В дальнейшем изложении наряду с четвертичными вулканическими породами в необходимых случаях будет дана характеристика вулканизма, предшествующего их образованию и непосредственно с ними преемственно связанного.

Глобальное распространение рассматриваемого ряда вулканических пород преимущественного четвертичного, отчасти также третичного возраста подчинено прежде всего размещению континентов и океанов, а также зон их сочленения. Состав пород, их количественные соотношения, петрохимические и другие геохимические признаки, а также общие взаимоотношения существенно неодинаковы в этих трех главных областях, да и наши сведения о них не вполне адекватны, поэтому следует дать раздельный краткий обзор распределения молодых вулканических пород континентальных, океанических и тех, которые типичны для областей сочленения континентов и океанов. Это тем более необходимо, что, как принято считать, континенты и океаны неоднородны по глубинному строению и существенно отличаются мощностью и со- ством коры. На континентах предполагается гранитный, в океанах — базальтовый состав коры, при общей ее мощности на континентах до 70 км, в океанах около 10 км. Ниже океанической коры считается вероятным залегание гипербазитов, имеющих состав в зависимости от характера предположений либо гарцбургитовый — лерцолитовый, либо пиролитовый, либо какой-либо иной, но обязательно гипербазитовый.

В таких сопоставлениях представления о составе пород, залегающих в недрах Земли, покоятся на данных о сейсмических и плотностных характеристиках различных зон и сравнении этих параметров с теми, которые свойственны разным породам. Между тем корреляции состава пород, обладающих различными физическими свойствами, с геофизическими параметрами, отвечающими различным глубинным зонам, весьма условны. Поэтому в утверждениях о составе коры "гранитном" или "базальтовом", верхней мантии "гарцбургитовом", "лерцолитовом", "пиролитовом" или ином гипотетический момент представляется вполне очевидным. Тем не менее такие термины, имеющие условный характер, широко используются в современной геологической литературе и привлекаются к истолкованию различий в строении континентов и океанов. Впрочем, не следует придавать им значения безусловных утверждений, имея в виду еще и далеко не очевидную однородность строения океанического дна на всем его протяжении. Так или иначе, опираясь на то, что исходные геологические данные для анализа строения континентов и океанов далеко не однозначны, вопросы размещения современных вулканических пород на континентах, в океанах и в зонах их сочленения необходимо рассмотреть раздельно.

На континентах современная вулканическая активность, так же как и более ранний вулканизм, непосредственно с ней связанный, сосредоточена прежде всего в молодых горных цепях, возникших из системы геосинклиналей, принадлежащих альпийскому этапу развития складчатости. Такие горные цепи, дугообразно изгибающиеся, что считается вообще типичным для складчатых систем, принадлежат либо трансконтинентальному Альпийско-Гималайскому поясу, либо окраинному поясу, следующему вдоль западного побережья Тихого океана в пределах Северной и Южной Америки и представленному линейными горными сооружениями Кордильер и Анд. Кроме того, современный вулканизм, включая непосредственно связанную с ним более раннюю вулканическую активность, охватил обширные территории перед фронтом Альпийско- Гималайского пояса в западной его части и распространился в пределы Центральной Азии, на восточную окраину Евразийского материка. Широкоизвестны проявления современного вулканизма также на Африканском континенте, в Австралии и Антарктиде.

В пределах альпийских горных поясов распределение молодых вулканических пород неравномерно и подчинено системе преимущественно линейных поднятий, нередко сопровождаемых межгорными впадинами, вдоль которых на таких поднятиях размещаются сложенные этими породами вулканические конусы. В ряде случаев современные вулканические породы размещаются также внутри или на окраине межгорных впадин; к числу таких примеров относится, в частности, вулканическая гряда Калиман—Харгита на востоке обширной Венгерской впадины, разделяющей Карпатскую дугу и Динариды. Современные вулканические постройки имеются также в продольной межгорной депрессии Анд — блоке Пуна, которую на западе сопровождает высочайшая вулканическая гряда с вершинами конусов, вздымающихся на высоту до 6000 м. Тем не менее более типично, по-видимому, расположение современных вулканических построек в виде линейных гряд, насаженных на поднятия. Такие поднятия обычно следуют простиранию складчатых структур, но это далеко не общее правило. Весьма типично размещение современных вулканических полей также вдоль направлений, следующих вкрест простирания складчатых структур или диагональных по отношению к ним. Наиболее яркие примеры соответ- стующего размещения молодых вулканических гряд дают поперечная зона Снейк — Ривер, пересекающая складки почти перпендикулярно их простиранию, и диагонально ориентированная Мексиканская вулканическая гряда, следующая от берегов Калифорнийского залива на западе до Мексиканского залива на востоке. Поперек альпийских складчатых структур расположена также вся система современных вулканических построек Большого Кавказа, исчезающих в сторону Черного моря на западе и Каспия на востоке. В структуре Большого Кавказа Н.С. Шатским [259] давно уже отмечена общая черта как бы ступенчатого погружения ее вдоль поперечной по отношению к складчатой зоне, продолжающей в меридиональном направлении непосредственно на юг .аналогичную ступень, расположенную на западной окраине Каспийской впадины. Шатский считал, что в данном случае имеется пример существования глубинных структур, рассекающих одновременно платформенные области и смежные геосинклинальные системы. Сосредоточение современного вулканизма Большого Кавказа, возможно, связано с соответствующим этой ступени меридиональным глубинным разломом, рассекающим фундамент смежных участков древней Русской платформы и Кавказской геосинклинальной системы. Возможным указанием на продолжение такой структры на юг могут являться обширные базальтовые плато, расположенные в Сирии и на западе Аравийского полуострова.

Почти широтное расположение вулканической зоны Снейк—Ривер в США тоже приковывает внимание в аспекте общего представления о крупных разломах фундамента древних платформ и возможном продолжении их на смежные структурные регионы, в данном случае речь может идти о связи названной зоны с разломом Мендосино. О вероятном продолжении этого разлома на континенте, по данным изучения магнитных аномалий, писал уже давно Афлик [277] , предполагая, что разлом Мендосино может быть прослежен через весь континент, вплоть до берегов Атлантики, скрытых под осадочным чехлом Северо-Американской платформы. Несмотря на дискуссионность этих соображений, их следует учитывать, имея, в частности, в виду, что Мексиканская вулканическая гряда, диагональная по отношению к простиранию складчатых структур, тоже расположена на продолжении крупного разлома Кларион. Тем самым подчеркиваются вполне вероятные непосредственные связи современного вулканизма с разломами, рассекающими в равной мере океаническое дно и смежную часть континента, т.е. именно те отношения с континентом, которые типичны для разлома Мендосино.

Молодым горным сооружениям свойственна уже отмеченная неравномерность размещения современных вулканических пород, в равной мере отчетливо выраженная как в Альпийско-Гималайском, так и в Андо-Кордильерском складчатых поясах. В первом из них эти породы сосредоточены практически только на западе в системе складчатых структур, следующих от берегов Атлантики до Гиндукуша, а далее на восток, включая грандиозное скучивание складок на Памире, на огромном протяжении, вплоть до берегов Индийского океана, современных вулканических пород почти совсем нет. Единственное, по-видимому, исключение представляют немногочисленные вулканические поля, расположенные в пределах Тибетского плато, являющегося в общем межгорным сооружением по отношению к окаймляющим его на юге типичным альпийским, на севере — более древним, мезозойским горным цепям. Таким образом, современные вулканические породы сопровождают Альпийско-Ги- малайский пояс главным образом в той его части, где ему следуют крупные впадины, погруженные значительно ниже уровня моря, такие, как весь Средиземноморский, а также Черноморский и Каспийский (южная часть) бассейны. В тех регионах, где такого рода впадины отсутствуют, исчезают и проявления современного вулканизма.

Для восточного побережья Тихого океана, охватывающего края обширных континентов Северной и Южной Америки, намечается некоторая общая связь современных вулканических зон с теми участками континентов, которые сопровождаются четко выраженными глубоководными желобами. Это особенно наглядно может быть выявлено путем сопоставления грандиозных вулканических зон Южной Америки, континентальный край которой ограничен глубоководным желобом почти непрерывно, со значительно менее ярко выраженным современным вулканизмом Северной Америки, где глубоководный желоб наблюдается лишь в южной части континента. К тому же в Северной Америке исчезает четко выраженная линейность расположения современных вулканических зон и появляется отмеченная выше поперечная их ориентировка, как бы продолжающая некоторые крупнейшие разломы, наблюдаемые на дне Тихого океана.

Заслуживает быть отмеченной еще одна общая черта размещения современных вулканических полей в складчатых поясах; там, где горные цепи на своем продолжении встречают океанические акватории, эти цепи переходят в систему островных дуг, сопровождаемых активным современным вулканизмом. Пример тому — переход Альпийско-Гималайской горной системы на крайнем юго-востоке в насыщенную вулканами островную дугу Индонезии, аналогичная смена горного пояса Кордильер Северной Америки с относительно слаборазвитыми на северо-западе современными вулканическими полями системой Алеутской островной дуги, изобилующей действующими вулканами. Аналогичные вариации с переходом к вулканической островной дуге прослеживаются и на юге Южной Америки.

Перед альпийскими горными цепями особенно типично размещение современных вулканических пород в Европе, где от Центрального Французского массива на западе через вулканические поля, сопровождающие Рейнский грабен, в район Чешского массива и далее с перерывами на восток прослеживаются нестратифициро- ванные формации сильно варьирующего состава. Крайний восточный участок проявления соответствующего вулканизма представляет отделенный от других огромным интервалом район Минеральных Вод в Предкавказье. Все эти вулканические поля, как можно видеть на геологических картах, принадлежат главным образом сравнительно пологим вздутиям, или сводам (Beulen, по Клоосу) , рассеченным грабенами. Может быть, только Чешский массив не вполне отчетливо выглядит как свод, так как он ограничен, по-видимому, краевыми разломами, осложняющими его структуру.

Строение Рейнского свода было выявлено тщательным анализом палеогеографических и структурных данных Клоосом [321] и представляется доказанным достаточно строго. Попытки иного толкования его природы, в особенности связанные с представлением о единой меридионально вытянутой гигантской системе рифтовых впадин, следующих от грабена Осло на юг через район Рейнского грабена, грабены Роны—Соны и Лигурийского моря по направлению на юго-восток к грабенам Хон, Миссурата и т.д., представляются, по крайней мере по отношению к построениям Клооса, недостаточно убедительными. Во всяком случае, объединение в один ряд палеозойских (Осло) и кайнозойских грабенов в целях обоснования единой меридиональной рифтовой системы, сопровождаемой вулканизмом, может быть принято, по-видимому, лишь в том смысле, что вся эта система, если она действительно может быть строго подтверждена, относится к системе поперечных структур, рассекающих в равной мере складчатую область и смежные участки ограничивающих ее платформенных областей. Иначе говоря, предполагаемая структура, вероятно, может служить еще одним примером тех глубинных структур, о которых писал Н.С. Шатский [259], на что выше уже были даны ссылки при характеристике поперечных структур Большого Кавказа и смежных участков древних платформ.

Независимо от этих представлений, в значительной мере гипотетических по отношению к Рейнскому грабену, совершенно очевидно, что он относится к тому ряду структур, который расположен на пологих выступах фундамента, перекрытого мезозойскими или кайнозойскими осадочными толщами, иногда осложненными краевыми разломами, сопровождаемыми кайнозойскими вулканическими породами и расположенными перед фронтом складчатых альпийских горных сооружений. Возраст молодых вулканических пород на этих структурах существенно варьирует. На Центральном Французском массиве вулканы угасли сравнительно недавно (цепь вулканов Пюи), есть радиоуглеродные датировки около 7500 лет, поэтому вулканические конусы здесь прекрасно сохранились. На Рейнском своде также имеются современные вулканические породы, в частности на вулкане Роддерберг, расположенном на плейстоценовой террасе. Маары и вулканы Маахерского озера Эйфеля тоже относятся к плейстоцену. Современными образованиями являются также вулканические породы Фогельсберга, Вестервальда и других районов. В пределах Чешского массива сосредоточены преимущественно третичные вулканические породы, но наиболее поздние извержения здесь тоже относятся к четвертичному времени. Что касается значительно удаленного района Минеральных Вод в Предкавказье, то там возраст вулканических пород, образующих серию магматических диапиров, определяется рамками миоцен — средний плиоцен.

Некоторые черты сходства с вулканическими полями, расположенными перед фронтом альпийских горных цепей Европы, имеют лавы и сопровождающие их гипабиссаль- ные породы, распространенные в США вдоль восточного края Скалистых гор от канадской до мексиканской границ. Однако все они отличаются несколько более ранним, третичным возрастом.

На обширных территориях Центральной Азии и на востоке Евразийского континента встречаются поля молодых вулканических пород, общее размещение которых в структурном плане не вполне ясно. Однако есть основания полагать [125], что все они тяготеют, с одной стороны, к обширной системе горных поднятий, имеющих гетерогенное строение и различный возраст, с другой — к краевой зоне континента, примыкающей к островным дугам Тихого океана, сосредоточенным в западной его части. Общая картина размещения неоген-четвертичных вулканических полей Центральной Азии определяется влиянием гигантского блока ( 55), несколько приподнятого над смежными регионами и включающего на юге высокогорное Тибетское плато с типичными для него преобладающими высотами 4000—5000 м. К северу от плато расположены принадлежащие тому же блоку высокие равнины, приподнятые на 1000—1500 м (Гобийское плоскогорье, Таримская впадина и др.), а также горные системы Тянь-Шаня, Монгольского Алатау, Хангая и Хэнтэя, имеющие высоту 2000—3000 м и более. К этим горным системам на севере примыкают Саяны, Хамар-Дабан, а также Байкальские, Патомские и другие горные кряжи Сибири. Этот приподнятый обширный мегаблок, который может быть назван Центрально-Азиатским, имеет размеры около 4500 км в длину при наибольшей ширине вкрест простирания основания ограничивающей его на юге Гималайской дуги почти 3000 км. Площадь его, следовательно, достигает 7 млн.км2, что соизмеримо с такими крупными островными мегаблоками, как, например, Яванско-Филиппинский. Подобно последнему, Централь- но-Азиатский мегаблок имеет гетерогенное строение: его образуют разновозрастные складчатые системы, самые молодые из которых (альпийские) сосредоточены вдоль наиболее высоко приподнятого внешнего обрамления дуги и обращены к сопровождающей ее четко выраженной предгорной депресии.

В расположении неоген-четвертичных вулканических полей уникального Центрально- Азиатского континентального мегаблока есть ряд характерных особенностей. Прежде всего такие поля полностью отсутствуют во внешней зоне фронтальной дуги мегаблока, обращенной к югу. Другая характерная черта их размещения — сосредоточение преимущественно в пределах наиболее высоко приподнятых плоскогорий и в их ближайшем обрамлении. Неоген-четвертичные вулканические поля имеются, кроме того, в зонах, расположенных к северу от высоких плоскогорий в области, тяготеющей к Байкальской системе рифтовых впадин. Такие же поля распространены к юго-востоку от Гобийского плоскогорья в пределах Хинганского региона. От этого региона на восток прослеживаются многочисленные поля молодых базальтов, принадлежащих уже к области распространения разнотипных структурных образований, расположенных на востоке материка Евразии и следующих вдоль системы островных дуг западной окраины Тихого океана. Эти вулканические поля, которые могут быть названы телеокеаническими, прослеживаются на огромном протяжении от крайнего северо-востока Азии, где размещается группа Анюйских вулканов, через систему Приморских базальтовых полей к их аналогам, известным в Китае в райне Нанкинских холмов и на территории Восточного Чжэ-цзяна, Центрального и Южного Фудзяна, а также в других местах.

Обилие неоген-четвертичных вулканических полей в системе плоскогорий и горных цепей Центрально-Азиатского мегаблока подчеркивает исключительно высокую тектоническую его активность, хорошо известную также по данным общих структурных и неотектонических исследований, основанных, в частности, на использовании результатов космических съемок. Множество вулканических полей Центральной Азии, приуроченных преимущественно к поднятиям, является, как можно полагать, следствием неоднородного разогрева верхней мантии в различных участках глубокого основания мегаблока. Таким образом, следует считать вполне вероятным, что вулканические поля мегаблока созданы процессами, протекающими в мантии Земли и вызывающими образование поднятий в местах ее разогрева и разуплотнения. В отличие от этих полей телеокеанические вулканические поля имеют по крайней мере косвенное, а может быть, и прямое отношение к тектоническим процессам, происходящим на периферии Тихого океана. И хотя локальные поля и здесь могут возникать в связи с разогревом и разуплотнением мантии и соответственно сопровождать поднятия, тем не менее их размещение в пространстве зависит от характера тектонических процессов, которые свойственны т ихоокеанским окраинам.

В общем расположении вулканических полей в Центральной Азии есть еще одна характерная черта: к западу от сотого меридивна эти поля существенно сокращаются в пространственном распределении, что может быть связано с крупной глубинной ступенью, следующей вдоль вероятного меридионального разлома, проникающего в мантию Земли [125].

На Африканском континенте может быть выделено по крайней мере пять групп вулканических полей, неодинаково расположенных по отношению к геологическим структурам.

Наиболее широко известны вулканические поля, сосредоточенные в системе рифтовых впадин на востоке континента. Рифтовая система расположена здесь на своде, очерченном контурами полого залегающих мезозойских и кайнозойских отложений, из-под чехла которых выступает древний фундамент Африканской платформы. К рассматриваемой рифтовой системе относится впадина Красного моря с ее ответвлениями на северо-западе в сторону Мертвого моря, а на юго-востоке с продолжающими ее Аденским заливом и через так называемый Афарский треугольник Восточно-Африканскими впадинами, распадающимися на две ветви — восточную и западную. В этой системе впадин непосредственно на своде, четко выраженном на геологической карте, расположена только северная группа впадин, заканчивающаяся Аденским заливом и Афарским треугольником. Южнее продолжаются западная и восточная ветви Восточно-Африканских впадин, в отношении которых можно располагать данными о морфологии рельефа, указывающими на существование и здесь свода, выраженного достаточно отчетливо благодаря тому, что высоты расчлененного плато достигают в этой части системы впадин высоты 2000 м и более. Таким образом, связь рифтовой системы впадин со сводовым поднятием в этом регионе тоже не вызывает сомнений.

В пределах всей системы впадин вулканические поля очень многочисленны и расположены не только на поверхности высокого плато, но в ряде случаев и во впадинах. Общий обзор этих полей и их типичных черт сравнительно недавно был представлен в связи с анализом строения древних вулканических областей южных материков в фанерозое [122], поэтому здесь нет необходимости его повторять, тем более что приведенными краткими сведениями можно ограничиться, имея в виду цели настоящей работы.

Самостоятельное положение, по-видимому, занимают обширные вулканические поля Аравийского полуострова. О них уже говорилось при рассмотрении данных о возможном продолжении на юг поперечной структуры Большого Кавказа, имеющей характер крупного глубинного разлома почти меридионального простирания, рассекающего альпийскую складчатую систему и смежные части древних платформ.

Следующую группу представляет система разобщенных современных вулканических полей на севере Африканского континента. В нее входят поля Ахаггара, Тибести и ряд других, группирующихся вдоль общей полосы более или менее отчетливо выраженного северо-западного простирания, следующей на северо-запад от Восточно-Африканской системы рифтовых впадин и прослеживаемой почти до Атласских гор и побережья Средиземного моря. В Атласских горах также имеются вулканические поля, впрочем, не очень многочисленные, принадлежащие юго-западной окраине альпийского складчатого пояса.

Наконец, особое место занимают современные вулканические поля Камеруна, в общем линейно вытянутые в северо-восточном направлении от действующего вулкана Камерун до впадины оз. Чад и в противоположном направлении от того же вулкана через систему вулканических островов Фернандо-По (Биоко. — Ред), Принсипи, Сан- Томе и Аннабон в сторону о-ва Св. Елены. Расстояние от оз. Чад до горы Камерун около 1000 км, а от последней до о-ва Св. Елены не менее 2000 км. О вероятной связи Камерунской зоны с тектоническими структурами, расположенными к юго-западу от о-ва Аннабон, ранее уже писали Ог [367], Зюсс [488], Букар [299]. По-видимому, Зюсс учитывал сведения, изложенные Пассаржем [443]. Так что эта бросающаяся в глаза зона издавна и постоянно обращает на себя внимание. Сосредоточение в ее пределах молодых вулканических пород, образование которых связано с глубокими недрами Земли, вновь заставляет подчеркивать значение разломов, рассекающих континенты и продолжающихся на смежных областях океанического дна.

На Австралийском континенте современные вулканические породы (поздний плиоцен — квартер) имеются в Отвейском бассейне, расположенном на юге Восточной Австралии. Здесь вулканические равнины сложены многочисленными лавовыми покровами и потоками; среди них наблюдаются различные центры извержений, представленные маарами, туфовыми кольцами, шлаковыми конусами, а также более сложными постройкми. Эти постройки послужили Ольеру, Джойсу и Синглетону [438, 440, 474] эталонами для детальных систематических описаний различных форм, иллюстрирующих разнообразие центров извержений, широко распространенных не только в Отвейском бассейне, но и в других вулканических районах Австралии, где вулканические породы имеют третичный возраст.

В Отвейском бассейне вулканические постройки приурочены к оси синклинальной складки, сложенной третичными отложениями, и к поднятию, расположенному на северном крыле этой синклинали [439]. Общее размещение вулканических пород следует в направлении, поперечном по отношению к системе складчатых структур Восточно-Австралийского герцинского складчатого пояса и параллельном общей ориентировке пролива, отделяющего континент от о-ва Тасмании.

Антарктический континент сравнительно мало изучен и на огромных пространствах перекрыт сплошным ледовым чехлом, но и на нем отчетливо обособляются по крайней мере два района распространения современных вулканических пород. Один из этих районов расположен на Земле Грейама, где вулканическая активность началась в мезозое и продолжалась в течение всего кайнозоя, вплоть до четвертичного периода. На продолжении этого района к северу в островной гряде размещаются и действующие вулканы. Другой район занимает обширную территорию на побережье земли Мэри Бэрд [106, 107], где размещается огромное вулканическое плато. Первый район относится к зоне альпийских складчатых структур, продолжающих после перерыва, занятого дугой Сандвичевых островов, Андийские складчатые структуры Южной Америки; второй — целиком расположен в пределах древней платформы, и более точно его структурное положение не устанавливается.

Для всей системы современных вулканических полей континентов может быть указан ряд типичных особенностей. Прежде всего почти во всех случаях они принадлежат к проявлениям постепенно угасающей вулканической активности, в недавнем прошлом, в третичное время, распространенной на территориях, значительно превышающих пространства, занятые нынешними вулканическими полями. Эта черта в равной мере характерна для Кордильер Северной и Анд Южной Америки, Альпийского пояса Европы и расположенных перед его фронтом территорий, для обширных районов Центральной Азии и восточной окраины Евразии, для различных территорий Африки, особенно в пределах Восточно-Африканской рифтовой системы, а также для Австралийского и Антарктического континентов. Вообще, третичные вулканические поля широко распространены и там, где позднейшие проявления вулканической активности практически отсутствуют.

Весьма разнообразны, кроме того, структурные обстановки, в которых наблюдаются современные вулканические поля на континентах. Эти поля сопровождают альпийские складчатые пояса, и их размещение зависит, по-видимому, от разных причин, в том числе от расположения крупных поперечных структур, рассекающих эти пояса и одновременно смежные части платформ или океанического дна. Современные вулканические поля располагаются в пределах континентов также перед фронтом альпийских трансконтинентальных и краевых складчатых поясов. Весьма обычно в таких случаях размещение таких полей на выступах фундамента смежных с этими поясами платформ. Эти выступы очерчиваются контурами полого залегающих осадочных толщ и в ряде случаев имеют вид пологих сводов (Нубийско-Аравийский, Рейнский и др.). В других случаях они обособляются в качестве более или менее резко очерченных блоков (например, Чешский массив). В пределах альпийских горных поясов распределение вулканических пород подчинено расположению поднятий, сопровождаемых межгорными впадинами; иногда они бывают сосредоточены и внутри впадин.

Своеобразными чертами размещения отличаются современные вулканические поля в Центральной Азии и на востоке Евразии. Здесь они тяготеют к обширному приподнятому внутриконтинентальному мегаблоку, а также к восточной окраине материка, примыкающей к системе краевых морей западной периферии Тихого океана. В области уникального Центрально-Азиатского мегаблока современные вулканические поля наблюдаются преимущественно на более или менее отчетливо выраженных поднятиях, имеющих вид высоких плоскогорий или горных систем, образование которых связано, по-видимому, с прюцессами разогрева и разуплотнения верхней мантии Земли. Возможно, что те же причины обусловливают появление современных базальтовых полей в области, примыкающей к Тихому океану. В целом же проблема размещения современных вулканических полей Центральной Азии и востока Евразии далеко не полно изучена.

Андезиты — базальты — риолиты

Особо следует подчеркнуть некоторые характерные черты состава современных вулканических порюд на континентах. В различных структурных ситуациях здесь наблюдаются разные их ассоциации. Однако общее преобладание пород триады андезиты—базальты — риолиты хорошо известно как в трансконтинентальных, так и в окраинных альпийских складчатых поясах. Вариации количественных соотношений между этими тремя группами пород в пределах поясов значительны, но мало изучены. В отдельных участках поясов преобладают либо риолиты и того же состава игнимбриты, либо андезиты, также иногда сопрювождаемые игнимбритами, либо базальты и андезито-базальты. Постоянно наблюдаются переходного ряда породы: дациты, андезито-базальты, андези- то-дациты, иногда трахириолиты или трахиандезиты. Впрочем, в ряде случаев совместно наблюдаются крайние представители магматического ряда, базальты и риолиты без взаимных переходов, включающих андезиты или какие-либо породы промежуточного состава. И все же для альпийских складчатых поясов характерным можно считать постоянное присутствие ассоциаций вулканических пород, включающих андезиты.

Именно эти породы получили даже название по имени альпийского краевого складчатого пояса Анд Южной Америки, предложенное еще в прошлом столетии Бухом. Однако эти породы типичны и для трансконтинентального пояса Альп.

В пределах Альпийского пояса резко выделяется зона, следующая вдоль дуги, огибающей с востока Тирренское море. Эта зона привлекает особое внимание, так как свойственные ей ассоциации современных вулканических пород нарушают привычные стандарты триады базальты—андезиты—риолиты с характерным преобладанием на многих территориях пород риолитового ряда, подчиненным распространением базальтов и ограниченным — андезитов. На протяжении от Южной Тосканы до Неаполитанского залива расположена вытянутая в юго-восточном направлении вулканическая гряда молодых, частично действующих вулканов, местами тесно сливающихся друг с другом. Северо-западную часть этой гряды. Римский район, образуют вулканы, сложенные преимущественно пирокластическими породами, а также высококалиевыми лавами с лейцитом и санидином. Лейкократовые и кислые породы без фельдшпатидов представлены здесь трахитами, более щелочные относятся к лейцитовым трахитам, лейцитовым фоно- литам с нефелином, а также к обычным для Римского района лейцитовым тефритам, иногда содержащим очень крупные кристаллы лейцита и гаюин. Очень своеобразные и в целом необычные для Альпийской складчатой области породы, среди которых есть еще и трахибазальты с лейцитом, представляют очень выразительную черту вулканических ассоциаций пород этого района.

К юго-востоку от Римского района, в окрестностях Неаполитанского залива имеются многочисленные вулканические постройки, в том числе крупный стратовулкан Везувий, сложенные преимущественно трахитами, фонолитами и лейцитовыми тефритами, а также лейцититами. В целом общая щелочная аномалия Римско-Неаполитанского региона уникальна для трансконтинентального Альпийского горного пояса. Породы необычно высокой щелочности имеются, впрочем, еще на о-ве Сардиния, где наряду с базальтами известны трахиты и фонолиты, и в Пантеллерии, где распространены типичные пантел- лериты и их игнимбриты, натровые трахиты и натровые риолиты. На небольшом островке Линосе, к юго-востоку от Пантеллерии, есть еще тефриты.

В других районах Альпийского горного пояса подобные отклонения состава вулканических пород от обычного ряда базальт — андезит — риолит немногочисленны, но имеются. Так, в районе Измира — Карабуруна в Западной Турции известны выходы миоцен-плиоценовых пород, среди которых выделяются три серии [379]: 1) латит- андезит-дацит-риодацитовая известково-щелочная, 2) преимущественно щелочных риолитовых пород, 3) щелочных трахитов и щелочных риолитов в ассоциации с немногочисленными основными лавами гавайского типа. В районе Афиона—Кайсери Западной Турции среди вулканических пород наряду со щелочными трахитами, мела-трахи- тами, латитами установлено существенное участие типичных богатых калием лейцит- содержащих пород [393].

В горах Южной Америки, в центральной части Анд, на территории Чили, по данным Пишлера и Цейла [444], наряду с андезитами, латит-андезитами, риолитами и значительно более редкими типичными базальтами сравнительно широко распространены также щелочные риолиты. Такие же породы наблюдаются и в высокогорном плато Пуны [373, 471 ]. К щелочному ряду пород здесь относятся еще и оливинсодержащие латиты, иногда с титанистым авгитом. На действующем вулкане Сумако в Андах известны, кроме того, типичные тефриты с оливином, авгитом, базальтическим амфиболом и гаюином. Это, по-видимому, один из немногих, если не единственный, пункт, в котором в пределах области, непосредственно граничащей с Андийскими молодыми складчатыми структурами, распространены породы, близкие к известным в Римско-Неаполи- танском регионе. Впрочем, Сумако отличается от других вулканов эквадорской группы в Андах тем, что изолирован от главной гряды горной цепи. Он возвышается над покрытой тропическим лесом равниной Амазонки [365].

Что касается Кордильер Северной Америки, то существенных отклонений в сторону повышенной щелочности вулканических пород в них практически не наблюдается. Соответствующие аномалии могут быть выявлены здесь лишь путем прослеживания вариаций состава вулканических пород по направлению с запада, от берегов Тихого океана, на восток, к равнинам Северо-Американской древней платформы. Однако такой общий характер изменений состава вулканических пород типичен также и для других альпийских горных цепей.

Действительно, перед фронтом альпийских горных сооружений Альпийско-Гималай- ского складчатого пояса, так же как и в аналогичной ситуации вдоль всей системы молодых горных сооружений Кордильер и Анд, следующих вдоль западного края Тихого океана, к востоку от них, во многих случаях можно наблюдать смену обычных ассоциаций с типичной триадой риолит—андезит—базальт своеобразными щелочными ассоциациями вулканических пород.

Наиболее наглядно появление разнообразных современных щелочных вулканических пород к северу от широтно вытянутого Альпийско-Гималайского складчатого пояса. На Центральном Французском массиве в группе вулканов Оверни среди серий базальт- трахит—трахиандезит, в ряде случае сопровождаемых породами риолитового ряда, обычны фонолиты. Эти щелочные породы слагают потоки и образуют куполы, хорошо выраженные в рельефе. Извержения такого состава начались здесь в верхнем миоцене и продолжались по крайней мере до среднего плиоцена, но вполне вероятно также и в более позднее время, вплоть до четвертичного периода включительно.

Восточнее Центрального Французского массива, в пределах Рейнского свода, расчлененного системой'грабенов, вулканическая деятельность, начавшаяся в миоцене, в ряде районов продолжалась вплоть до плейстоцена включительно. Излияния лав дали серию пород, в том числе нефелиновые, иногда лейцитовые базальты, нозеановые и лейцитовые фонолиты, лейцитовые и нефелиновые базаниты, базальты, тефриты, трахиты, реже лейцитофиры, лейцититы, мелилитовые базальты.

Такое же разнообразие щелочных пород характерно и для Чешского массива, где в период от миоцена до плейстоцена включительно, кроме базальтов и пород, содержащих только фельдшпатоиды (лейцититов и нефелинитов), образовалась серия тефри- товых пород, базанитов, фонолитов и близких к ним пород с гаюином и мелилитом. Таким образом, на огромном протяжении перед фронтом альпийского горного пояса в Европе почти от берегов Бискайского залива до Карпатской дуги на выступал эпипа- леозойской платформы прослеживается прерывистая полоса распространения современных щелочных вулканических пород с лейцитом или нефелином, в основных чертах сходных с теми, которые были отмечены внутри Альпийской складчатой области в Римско-Неаполитанском регионе.

Вдоль восточного обрамления альпийских горных сооружений Северной и Южной Америки тоже во многих районах прослеживается распространение щелочных вулканических пород, однако преимущественно третичных, а не современных, т.е. угасших несколько раньше, чем их аналоги в Европе. Особенно хорошо известны вулканические породы калиевого ряда, следующие в США вдоль всего восточного края Скалистых гор от канадской границы до мексиканской. Хотя породы с повышенным содержанием щелочей имеют чаще натровый состав, тем не менее здесь много калиевых щелочных пород с лейцитом.

Повышенная щелочность пород характеризует также многие районы Центральной Азии, где распространены преимущественно базальты. Впрочем, на Тибетском нагорье на высотах 4000—5000 м располагаются вулканические постройки, сложенные молодыми андезитами, дацитами и латитами, главным образом известково-щелочного типа. Что касается Гобийской области, то в ее пределах на востоке (плато Дариганга) преобладают щелочные оливиновые базальты с относительно низким содержанием натрия и повышенным — калия, тогда как на западе, наоборот, преобладают калиевые базальты с лейцитом.

Восточнее Гобийской расположена Хинганская вулканическая область с давно известными вулканами Уюнь-Холдонги в окрестностях Мэргеня, ныне называемого Нуньцзя- нем. Именно в этом районе впервые были установлены типичные лейцитовые базальты. Сейчас лейцитовые базальты Уюнь-Холдонги отделены от их аналогов, выявленных в недавнее время на западе Гобийской области, полем щелочных базальтов натрового ряда [72]. К северу от Гобийской области и к востоку от нее в сторону Тихого океана происходит в целом общая смена щелочных базальтов натровой или калиевой специализации породами той же основности, но лишенными существенных черт щелочных пород базальтового ряда. Впрочем, возможно, что в третичное время в некоторых районах, главным образом на севере Центрально-Азиатского мегаблока,щелочность пород была более значительной [12]. В целом же общие закономерности размещения современных вулканических пород в Центральной Азии и на востоке Евразии не вполне ясны.

Исключительно своеобразен состав современных вулканических пород, сопровождающих рифтовые впадины Восточной Африки. Дпя Эфиопского рифта и смежных плато Мор [425] указал смену миоценового траппового вулканизма с центрального типа извержениями щелочных оливиновых базальтов и гавайитов флуд-базальтами и муджиеритами миоцен—плиоцена, развитыми в Афарской впадине, а затем плиоценовыми обширными излияниями щелочных кислых игнимбритов. К верхнему плиоцену — квартеру он отнес трещинные и малые центрального типа базальты и спекшиеся кислые туфы и лавы, а также немногочисленные центрального типа базальты, базаниты, тефриты, фонолиты и нефелиниты плато. Мор особо подчеркивал исключительную роль щелочных риолитов, а также резко отличающийся от преимущественно толеитовых флуд-базальтов других континентальных областей щелочной характер базальтов Эфиопии. Впрочем, на севере Афара преобладают пикритовые базальты и обогащенные железом олигоклазовые базальты, подчеркивающие толеитовую их тенденцию. В целом же весьма характерную черту вулканизма Эфиопии представляет обилие щелочных кислых пород, включающих группы комендитов и пантеллеритов.

Сравнение базальтов рифтовых впадин и плато, по данным Мора, показывает, что первые обнаруживают толеитовую тенденцию по сравнению со щелочными оливиновыми базальтами плато. Это выражается более высоким содержанием кремнезема, железа и кальция и низким — щелочей, особенно калия. Однако по сравнению с океаническими базальтами рифтовые их аналоги, как подчеркивает Мор, обогащены щелочами, особенно калием, а также титаном и, таким образом, имеют промежуточный состав между базальтами плато и океаническими.

Для рифтовой зоны, продолжающей в южном направлении Афарскую впадину, типично господство ассоциаций пантеллеритов и комендитов с базальтами при относительно ограниченной роли нефелинсодержащих пород. Еще далее на юг восточная часть Восточно-Африканской рифтовой системы на протяжении свыше 1000 км прослеживается вплоть до оз. Натрон; в ее пределах здесь наблюдаются значительные общие изменения состава пород и образуемых и:ии ассоциаций. Особенно характерна очень существенная роль в этом районе фонолитов, в миоцене настолько обильных, что они образовали в это время обширное фонолитовое плато. В конце третичного и в течение четвертичного периодов наряду с базальтами и базанитами здесь возникли трахитовые, фонолитовые и риолитовые преимущественно центральные вулканы и небольшие конусы. Все породы восточной ветви щелочные и богатые натрием, но среди них есть две разнородные серии: резко щелочная нефелиновая (анкаратритов—меланефелини- тов—нефелинитов—фонолитов) и умереннощелочная (щелочных базальтов—трахиба- зальтов—щелочных трахитов — натровых риолитов). Объемы кислых и средних щелочных пород очень велики по сравнению с базальтами. Плейстоценовые вулканы обычно тяготеют к главной рифтовой зоне, но встречаются и вдали от нее.

На крайнем юге восточной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы в течение плейстоцена и позднее преобладали трахитовые лавы и игнимбриты. Одновременно с преимущественным формированием трахитовых и риолитовых пород в рифтовой зоне на плато из многочисленных центров изливались базальты и извергалась пирокластика. По сравнению с центральной частью рифтовой системы все эти породы менее щелочные.

Совершенно иные черты свойственны западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы. Эта ветвь включает две области распространения вулканических полей. Первая расположена примерно между озерами Альберт (Мобуту-Сесе-Секо. — Ред.) и Танганьика, вторая — у северного окончания оз. Ньясса. В этом районе, где горные вершины достигают высоты 4500 — 5000 м, имеется три крупных вулканических поля: Торо-Анкольское на СВ, Бирунга (Буфумбира) в центре и Южно-Кивинское на ЮЗ. В Торо-Анкольском поле сосредоточены преимущественно лейцитовые и мелилитовые базальты, содержащие в ряде случаев калисилит и нефелин, резко недонасыщенные кремнеземом. В поле Бирунги, к которюму относятся действующие вулканы Ньямла- гира и Нирагонго, распространены калиевые лавы типа лейцитовых базанитов, натриевых мелилито-нефелиновых и калиевых нефелино-лейцитовых базальтов. В пределах Южно-Кивинского поля преобладают щелочные оливиновые базальты в сопровождении толеитовых базальтов и отчасти натрово-калиевых трахитов. Местами здесь имеются необычайно кислые риолиты с магнетитом и графитом.

На крайнем юге западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы в группе вулкана Рунгве расположены преимущественно умеренно щелочные базальты, фонолиты и трахиты, а также более резко щелочные нефелиниты.

В целом, для всей Восточно-Африканской рифтовой системы характерны следующие общие черты состава вулканических пород: во-первых, резкое преобладание щелочных пород как основных, базальтового ряда, так и кислых, представленных пантеллеритами и комендитами; во-вторых, отчетливо выраженная калиевая специализация западной ветви по сравнению с восточной, где преобладают натровые щелочные породы.

К Восточно-Африканским вулканическим полям на севере примыкают аналогичные поля, расположенные на дне Красного моря, сложенные плейстоценовыми, частично голоценовыми базальтами, отвечающими по составу оливинсодержащим толеитам. Такие породы сосредоточены преимущественно в осевой зоне Красного моря, тогда как на меньших глубинах преобладают щелочные породы базальтового ряда. Среди образцов, собранных на дне Красного моря, имеются также риолиты с щелочными роговыми обманками. Предполагается, что дно Красного моря представляет собой новообразованную океаническую кору, возникшую вследствие раздвижения смежных участков Африканского континента в той области, в которую прослеживается срединно-океаническое поднятие так называемого хребта Карлсберг.

При таком исключительном разнообразии Восточно-Африканской рифтовой системы сравнительно простым выглядит спектр современных вулканических пород Аравийского плато, где господствуют базальты и немногочисленны риолиты и щелочные породы. Впрочем, наряду с обычными базальтами здесь известны анальцимовые базальты, теше- ниты, а иногда и нефелиновые базальты.

Значительно больше сходных черт по составу современных вулканических пород с Восточно-Африканской рифтовой системой обнаруживают поднятия, расположенные на севере древней Африканской платформы. Сюда относятся выступы фундамента, так же как нагорье Хоггар (Ахаггар), расположенное там, где докембрийский цоколь поднимается до высот 2600 м, нагорье Тибести с высотами до 3415 м (гора Эми-Куси) , а также другие вулканические поля, расположенные к северу и востоку от Мурзука, в районе горы Эль-Увенайт и др. Для наиболее изученного нагорья Хоггар известно [ 354], что начавшаяся в миоцене вулканическая деятельность продолжалась вплоть до позднечет- вертичного времени. Здесь наряду с базальтами характерно также распространение трахитов, фонолитов, в миоцене, кроме того, гавайитов, и муджиеритов. Базальты относятся к щелочному ряду, а не к толеитам; присутствуют также базаниты с анальцимом и щелочным полевым шпатом в мезостазисе. Среди трахитов выделяется группа пород, содержащих арфведсонит.

В нагорье Тибести [ 504] современные базальты тоже принадлежат щелочной ассоциации и сопровождаются калиевыми трахиандезитами и некками щелочных трахитов, тра- хифонолитов и фонолитов, придающих в некоторых случаях ассоциациям вулканических пород Тибести "атакорский облик". Кроме того, наряду с базальтами в Тибести много щелочных и ультращелочных риолитовых игнимбритов с низким содержанием глинозема.

К юго-востоку от Тибести на севере Африки расположен ряд вулканических полей: Марра, Кутум, Мейдоб, Байунда и др., прослеживаемых в этом направлении вплоть до берегов Красного моря. В этих полях преобладают базальты, вместе с которыми в ряде случаев присутствуют трахиты с эгирином и рибекитом, катафоритом, арфведсонитом, близкие к сёльвсбергитам. В поле Байунды состав пород в ряде случаев отвечает базани- там, нефелиновым базальтам, а также нефелиновым гавайитам [ 278]. Характерно сравнительно высокое содержание окиси калия. В большинстве других полей Северной Африки также наблюдается повышенное содержание щелочей в базальтах.

Очень характерная для Африканского континента Камерунская зона, следующая от горы Камерун на северо-восток к оз. Чад, в позднетретичное — четвертичное время была насыщена проявлениями вулканической активности в области поднятий, сосредоточенных на юго-западе в районе Биу, близ оз. Чад и на крайнем северо-востоке близ Нгаунде- ре. Главные типы пород здесь принадлежат щелочной базальт-трахитовой ассоциации, включающей преимущественно основные лавы (базаниты, базанитоиды, анкаратриты), сравнительно немногочисленные промежуточные разновидности пород (гавайиты, муд- жиериты) , а также ультращелочные породы (фонолиты, комендиты, пантеллериты) . На горе Камерун известны также нефелиниты, лейцититы и гаюинофиры [ 451]. В целом на Африканском континенте наблюдается исключительное разнообразие современных вулканических пород, далеко не всегда сопровождающих рифтовые системы, а приуроченных также к линейным зонам огромного протяжения или к локальным поднятиям.

В заключение общего обзора состава современных вулканических пород континентов несколько слов об Отвейском бассейне в Австралии, где известны третичные калиевого ряда щелочные базальты, а также о соответствующих по возрасту породах Антарктики. В Отвейском бассейне Австралии плиоцен-голоценовые базальты принадлежат к смешанной толеито-щелочной базальтовой серии вулканических пород [ 381] и содержат многочисленные мегакристы, которые тяготеют к щелочным лавам этой серии. В предшествующее третичное время базальтовые (нередко в сопровождении риолитов) ассоциации, которым сопутствуют фонолиты, трахиты и другие вулканические породы щелочного ряда, были распространены в Австралии значительно шире [ 122]. Современными являются, кроме отвейских, также трахиты и трахибазальты Северного Квинсленда, содержащие в основной массе анальцим.

Состав современных вулканических пород в Антарктике, судя по данным, характеризующим вулканические поля Земли Мэри Бэрд, существенно варьирует и включает трахиты, трахидациты, пантеллериты и риолито-пантеллериты, а также несколько более молодые трахиты и фонолиты-кениты, переслаивающиеся с гиалокластитами и другими туфами. Наиболее молодыми являются трахиандезиты комплекса побочных извержений [ 107].

Хорошо известно, что в океанах современные вулканические породы широко распространены и отличаются существенным разнообразием. Впрочем, о составе этих пород можно судить преимущественно по результатам драгирования океанического дна и по данным пока еще весьма редкой сети скважин, достигших поверхности вулканических покровов или внедрившихся в их толщу на более или менее значительную глубину. В таких условиях далеко не всегда можно судить с необходимой точностью о возрасте вулканических пород. Более строгие данные могут быть получены в итоге изучения выступающих над уровнем океана островов, представляющих в большинстве случаев вершины более или менее крупных гор или поднятий, расположенных на океаническом дне.

Имеются тем не менее различного рода обобщения, основанные на интерпретации полосовых магнитных аномалий, а также на микропалеонтологических данных, позволяющих утверждать, что в пределах океанического дна современные отложения, среди которых залегают вулканические породы, сосредоточены в узкой зоне, непосредственно примыкающей к осевой зоне срединно-океанических поднятий. Во всяком случае, на общеизвестной карте Ламонтской лаборатории Калифорнийского университета [ 445] можно наглядно видеть, что ширина четвертичных отложений, следующих вдоль осевой зоны этих поднятий, не превышает 300 км, а включая плиоценовые отложения, — 600 км и только вместе с миоценовыми породами достигает местами 3000 км. Но даже в последнем варианте все эти поля распространения молодых постолигоценовых отложений занимают немногим более трети поверхности океанического дна. Что касается предположительно новообразованной океанической коры и слагающих ее современных вулканических пород, то о них можно судить только по данным, характеризующим узкую осевую 300-километровую полосу срединно-океанических поднятий.

В пределах указанной полосы современные вулканические породы можно видеть в ряде случаев на островах, среди которых наиболее выразителен пример Исландии. Предполагается, что именно здесь можно наблюдать процесс формирования океанической коры, происходящий на наших глазах. По данным Уолкера [ 512], в пределах острова располагается рифтовая зона почти меридионального простирания, разветвляющаяся на юге, где она приобретает более резко выраженное юго-западное направление. Вулканическая активность в настоящее время сосредоточена преимущественно внутри этой зоны, ограниченной сбросами, обусловившими опускание ее дна примерно на 1 км с начала плиоцена.

Кроме преобладающих пород базальтового ряда, на острове распространены риолиты, куполы и пластовые тела которых составляют до 10—15% от общей массы всех вулканических .пород. Так, для третичных лав восточной части Исландии Уолкер [ 511, 512] указывал объем кислых лав 8% плюс 6% пирокластики, включающей более половины кислых пород. И хотя Тораринсон [ 492] предполагал, что их значительно меньше (3— 5%), тем не менее Сигурдсон и Спаркс [ 473] вновь подтвердили цифры Уолкера, отметив распространение вулканических пород в Исландии в следующем соотношении: базальтов — 85%, риолитов — 12%, средних пород — 3%. Кислых пород особенно много в центральных вулканических комплексах, где они ассоциируют с выбросами гранитных ксенолитов, содержащихся в риолитовых пемзах. В целом же, достаточно взглянуть на геологическую карту Европы [ 380], чтобы оценить роль кислых пород в строении Исландии и понять глубину тех затруднений, которые постоянно будут возникать при попытке объяснить их появление кристаллизационной дифференциацией базальтовой магмы. К тому же следует иметь в виду, что среди риолитов Исландии преобладают породы нормального ряда, не перенасыщенные щелочами, и лишь в сравнительно немногих из них обнаруживается повышенное содержание щелочей, в связи с чем они могут быть названы комендитами или пантеллеритами. Об этом можно судить не только по многочисленным анализам, помещенным в сводке Вольфа [ 537, Bd. 2, Т.2, с. 945—946 и 948—951], но также и по другим работам [ 472, 473]. Нынешнее стремление подчеркнуть исключительное значение ультращелочных риолитов в строении Исландии и других океанических островов предлагает исследователям одностороннее представление о роли кислых пород океанов, далеко не отвечающее действительности. Этих пород оказывается достаточно много [ 120], как мы увидим дальше, они представлены преимущественно породами нормального, а не щелочного или ультращелочного ряда.

Обычно предполагается, что Исландия с ее рифтовой системой может рассматриваться как область океанического дна, сравнительно недавно приподнятая над водной поверхностью и принадлежащая осевой зоне срединно-океанического поднятия. В таком случае вулканические породы рифтов Исландии должны быть отнесены к эталонам, иллюстрирующим особенности состава современных вулканических образований океанического дна. Между тем для базальтовых лав рифтовой зоны Исландии отнюдь не характерно низкое содержание К2 О, что считается типичным для базальтов океаничес кого типа [ 342]. Нередко содержание К;0 в базальтах Исландии оказывается больше даже 1%; снижение его до значений меньше 0,25% может быть отмечено далеко не часто. Вместе с тем сравнительное обилие андезитового ряда пород, свойственное вулканическим сериям Исландии, не считается типичным для аналогичных пород океанического дна. Поэтому приходится констатировать, что вулканические породы острова не отвечают примерам, указанным Энгелями [ 342], считающими характерной чертой океанических базальтов низкое содержание в них калия. Таким образом, свойственные Исландии андезиты и базальты с относительно высоким содержанием окиси калия составляют существенную отличительную черту.

Непосредственное изучение базальтов рифтовой зоны Срединно-Атлантического поднятия на 36°50' с.ш. [ 298, 371, 432] выявило здесь распространение оливиновых, пла- гиоклазовых, пироксеновых и пикритовых базальтов с несколько варьирующим содержанием глинозема, окиси калия и двуокиси титана. Так, в оливиновых базальтах при содержании глинозема менее 16% KjO содержится около 0,2%, Ti02 — от 0,8 до 1,5%. Среди плагиоклазовых базальтов в одной группе пород отмечено высокое содержание глинозема (более 21%), низкое — Ti02 (менее 0,8%) и К; О (менее 0,15%), в другой— Al :0 t — менее 17%, К20 — более 0,2% и ТЮ2 — около 1%. В пироксеновых базальтах глинозема менее 1 6%, Ti 02 — от 0,8 до 1,0% и К2 О — более 0,2%. Пикритовые базальты содержат менее 14% глинозема, менее 0,6% ТЮ2 и менее 0,1% К20. Возраст всех этих базальтов менее 120 тыс. лет.

Более широкое исследование состава вулканических пород океанического дна, собранных в результате драгирования, показало [ 342, 431], что среди них преобладают базальты толеитового ряда, преимущественно бедные К; О. Впрочем, эти данные характеризуют не только область современных вулканических пород осевой рифтовой зоны срединно-океанических поднятий, но и районы, удаленные от этой зоны. Итоги бурения океанического дна подтверждают эти представления, хотя тоже касаются главным образом вулканических пород относительно древних, т.е. поздне- или раннетретичных базальтов. Считается, что в целом базальтовые лавы океанического дна отличаются содержанием кремнезема в пределах 48,5—50,5%, Ti02 — 0,9—1,6% и К2 О — менее 0,3%.

Результаты драгирования океанического дна за пределами рифтовой зоны срединно-океанических поднятий, судя по имеющимся сведениям, согласуются с такими представлениями. Однако эти сведения характеризуют те участки океанического дна, для которых далеко не всегда можно располагать убедительными данными о возрасте вулканических пород, в большинстве случаев древних, а не современных. Все же состав этих пород не вполне однороден. Детальное изучение базальтовых стекол, собранных на дне Атлантического океана, выявило определенные вариации их состава. Именно в этом океане можно располагать наиболее полными данными, указывающими на возможность разделения базальтов океанического дна на две группы по соотношению Ti/ К, К/ Mo, Na / Al , Са /А1 и других компонентов. С увеличением же- лезистости породы обогащаются щелочами, кремнеземом, титаном и обедняются магнием, глиноземом, кальцием. В итоге обособляются две группы пород, одна из которых занимает центральную часть Срединно-Атлантического поднятия, вторая — расположена за ее пределами [ 44].

Наиболее точные материалы, характеризующие состав самых молодых, действительно современных вулканических пород океанического дна, могли бы быть получены в итоге изучения островов, расположенных на срединно-океанических поднятиях. Однако эти острова обычно рассматриваются как результат деятельности вулканов центрального типа, как бы насаженных на океаническое дно, в пределах которого преобладающим типом вулканических пород считают толеитовые базальты с низким содержанием К20. Эта система построений явно непоследовательна, так как для обоснования однородности состава толеитов океанического дна приходится прибегать к сопоставлению молодых пород осевой рифтовой зоны срединно-океанических поднятий с заведомо более древними их аналогами, расположенными за пределами этой зоны. Тем не менее такими построениями подтверждают предполагаемое перемещение в сторону континентов нарождающейся в осевой рифтовой зоне молодой океанической коры. Независимо от высказанных общих соображений, обзор современных вулканических пород осевой рифтовой системы срединно-океанических поднятий, начатый с Исландии, необходимо продолжить, чтобы показать, в частности, насколько сложен состав свойственных этой зоне современных вулканических пород.

Прежде всего обратимся к о-тровам, расположенным на Срединно-Атлантическом поднятии к югу от Исландии. Ближайшей является группа Азорских островов, где имеется ряд действующих вулканов: Файял, Пико, Сен-Джордж и др. За исключением самых западных о-вов Флорес и Корво, ориентированных вдоль меридиональной зоны, остальные островные гряды следуют в ССЗ направлении поперек Сре- динно-Атлантического поднятия [468]. Молодые лавы различных островов сходны между собой и представлены в кислом ряду трахитового типа породами, а в наиболее основных проявлениях — мадейритами (меланократовые эссекситы) и атланти- тами (трахидолериты с нефелином). Базальты тоже имеют щелочной характер (трахи- базальты и эссекситовые базальты). Выделяются единичные случаи распространения щелочных пород с относительно высоким содержанием калия (оливиновые долериты и базальты с щелочным полевым шпатом на о-ве Сан-Мигель). В остальном же породы отличаются более высоким содержанием натрия. Их разнообразие определяется присутствием наряду с оливиновыми долеритами, анамезитами, оливиновыми базальтами, базальтами (обычными и плагиоклазовыми) также эссекситовых габбро, биотит-роговообманковых эссекситов, трахитовых обсидианов, эгириновых и ката- форитовых трахитов и натровых и роговообманково-эгириновых санидинитов. Таким образом, общий облик натриевого щелочного типа ассоциации пород вырисовывается достаточно отчетливо как по химическим анализам, так и по минералогическим данным. Впрочем, имеются указания [469] на более существенную, чем ранее отмечалось, роль калиевых пород на Азорских островах. Следует еще отметить присутствие среди эксплозивных выбросов глыб сиенитов, указываемых на о-вах Сан-Мигель, Файял и Грациоза [289], а также комендитов и пантеллеритов на о-ве Терсейра [469] . На берегах о-ва Санта Мария известны также глыбы гранитов и гнейсов, которые, как предполагают, были перенесены сюда айсбергами с севера, хотя не исключена возможность их местного происхождения.

Совершенно необычным выглядит появление ультраосновных пород в осевой зоне Срединно-Атлантического поднятия на крохотном о-ве Сан-Паулу, где выступают скалы рассланцованного верлитового дунита, состоящего главным образом из оливина с 9% FeO и содержащего авгит. Скалы дунита возвышаются над водной поверхностью всего на 60 м. Предполагается, что они расположены в пределах обширного подводного поля гипербазитов, представляющих в этом районе нечто сходное с выходом на поверхность мантийного слоя Земли. Истинная природа и точный возраст этих дунитов все еще не ясны, хотя несомненно, что они не относятся к ряду современных образований.

Значительно южнее, уже в южных широтах, в 90 км западнее осевой зоны Средин- но-Атлантического поднятия, расположен о-о в Вознесения. Впервые изученные Дэли [332] кислые и основные породы острова, по более поздним данным [289], лишь в малой степени представлены базальтами. Названные так Дэли, эти породы оказались преимущественно гавайитами с нормативным андезитом. Большинство темноокра- шенных пород по химическим анализам отвечают муджиеритам или бенморитам. Много численные куполы и лавовые потоки на острове представлены преимущественно кислыми породами, умеренно перенасыщенными щелочами, и по составу отвечают ко- мендитам, образующим лавы и пирокластические отложения. В агломератах на острове встречаются глыбы гранита и сиенита. Граниты содержат кварц, пертит, эгирин, арфведсонит и энигматит. Дэли предполагал, что ксенолиты кислых пород происходят из сиалического фундамента, но Редер и Кумбс [463] рассматривают их как субвулканические эквиваленты вулканических пород.

На юге Атлантического океана, в пределах срединного поднятия расположены также о-ва Тристан-да-Кунья, на которых известны полевошпатовые базальты, бронзитовые андезиты, трахиандезиты и трахибазальты, трахиты, а также фоно- литовые туфы. В лавах отмечены включения гнейсов [1 1, 353]. Южнее Тристан-да- Кунья на срединном поднятии размещается небольшой о-в Г о ф, где известны ан- дезитовые базальты [405], а на крайнем юге Атлантики — о-в Б у в е, вулканические породы которого более разнообразны. Здесь наряду с базальтами, содержащими нормативный кварц, переходящими в гавайиты, а также трахитами, имеющими состав бенморитов, есть риолиты, содержащие щелочной полевой шпат (анортоклаз или санидин), кварц, эгирин-авгит, бурый амфибол, арфведсонит, апатит, лимонит и стекло. В ассоциации с перенасыщенными натрием риолитами наблюдаются обсидианы с фенокристами анортоклаза и иголочками зеленого пироксена [289]. Химические анализы указывают на принадлежность щелочных риолитов к ряду комендитов [286, 304] .

Следуя далее вдоль срединно-океанического поднятия, вулканические острова можно встретить уже в Индийском океане. Очередные острова на этом поднятии — это Крозе, Новый Амстердам и Сен-Поль, где главную группу пород представляют базальты. Однако на о-ве Сен-Поль вулканическая деятельность началась извержениями кислых лав (риолитоидов, по Лакруа) , состоящих из основной массы иголочек ортоклаза, иногда образущих сферолиты, и кристаллов триди- мита. Над риолитами залегают долериты, а затем базальты. Лакруа указывает, кроме того, жилы сакалавита — базальта с высоким содержанием кварца (до 10%). Изученные М. Жиро с соавторами [356] базальты, как выяснилось, существенно отличаются от типовых океанических толеитов. В них иные, чем в толеитах океанов, отношения AUОз/СаО и FeO/MgO и Sr*7/Sr86 (0,7041-0,7065), а содержание К20 - от 0,30 до 1,90.

К югу от этих островов расположен архипелах Кергелен, где, помимо базальтов, достаточно строго выявлено [436] распространение кислых лород, причем не только риолитов, но и типичных гранитов. Архипелаг Кергелен смещен к югу от оси срединно-океанического поднятия, как предполагается, почти симметрично по отношению к скрытому под водами океана Брокенскому поднятию. По поручению французской комиссии по исследованию Антарктики в течение 1960—1965 гг. Нужье изучал архипелаг и составил геологическую схему островов, основанную на данных съемки масштаба 1:200 000. На этой схеме в районе п-ова Райе-дю-Бати на крайнем юго-западе Кергелена показан крупный массив зернисто-кристаллических пород, слегка удлиненный в СВ направлении и имеющий протяжение около 25 км при наибольшей ширине примерно 15 км. Обычный состав этого массива отвечает, по данным Нужье, лейкократовым сиенитам с варьирующим содержанием кварца, достигающим 30% и обусловливающим их переходы к типичным гранитам. Количество железо-магнезиальных пород в среднем равно 5,2%. Массив занимает секущее положение по отношению к вмещающим базальтам; местами в нескольких метрах от контакта наблюдаются инъекционные жилы аплита. Таким образом, Нужье подтвердил известные ранее данные о распространении на п-ове Райе-дю-Бати гранитов, на что в 1924 г. впервые указал Лакруа по сборам По (в работе Лакруа дан первый химический анализ биотитового граната из этих мест), позднее эти данные приводились в работах Обера- де-ла-Рю и других исследователей.

Хотя в совместных публикациях 1973 г. Нужье привел средний состав пород массива по 19 анализам, отвечающий щелочному кварц-содержащему сиениту, и отметил, что эти анализы на тройной диаграмме кварц—ортоклаз—альбит по содержанию квнрца не достигают поля 500 континентальных гранитов, по Татлу и Боуэну, тем не менее эти построения не согласуются с данными, опубликованными Нужье ранее в итоговой фундаментальной работе [436]. Определение нормативного состава гранитов массива п-ова Райе-дю Бати показывает, что почти в 30% известных сейчас химических анализов пород содержание кварца равно или существенно превышает 30%, иногда достигая 44%. Указанные в том же фундаментальном труде щелочные микрограниты п-ова Ло- ранш содержат около 30% кварца, т.е. лежат, как и граниты Райе-дю-Бати, на тройной диаграмме кварц—ортоклаз-альбит ( 56) близ поля континентальных гранитов Татла-Боуэна. Таким образом, после детальных исследований Нужье стало очевидным распространение на о-ве Кергелен гранитов в преимущественно сиенитовом массиве огромного размера (около 300 км2) на п-ове Райе-дю-Бати, а также в виде небольших тел на п-ове Лоранш.

Общая картина распространения гранитов Кергелена существенно дополняется данными о роли здесь пород риолитового ряда. Хотя в целом господствующим типом пород на Кергелене являются базальты, отчасти трахиты, тем не менее на п-ове Лоранш имеются многочисленные выходы риолитов. На диаграмме кварц—ортоклаз—альбит приведенные Нужье анализы риолитов тоже тяготеют к полю континентальных гранитов (см.  56). Среди зернисто-кристаллических пород острова в различных его участках известны монцониты, диориты, габбро, обычные и нефелинсодержащие, а также нефелиновые сиениты; среди вулканических пород, кроме базальтов и трахитов, есть также фонолиты, дациты и андезиты.

Представляют интерес данные изучения отношений Sr87/Sr86, показывающие,что, по Нужье, они равны дли кварцсодержащих сиенитов Кергелена от 0,7058 до 0,7072. Особо следует отметить, что среди сиенитов и гранитов Кергелена пород с содержанием щелочей, превышающим глинозем, т.е. собственно щелочных пород, около 27%, среди риолитов — не более 30%. Таким образом, и здесь подобно тому, как в Исландии, типичные щелочные кислые породы отнюдь не являются преобладающими, хотя Нужье относит большинство из них к щелочному ряду. Речь может идти о принадлежности этих пород к щелочному ряду лишь в том смысле, что в них преобладают щелочные полевые шпаты, хотя нет избытка щелочей по отношению к глинозему. Среди многочисленных химических анализов базальтов в работах Нужье и других исследователей нет низкокалиевых пород. Rce они содержат около 1% и более К20. Базальты с содержанием окиси капия ниже 0,5% вообще отсутствуют.

Восточное продолжение системы срединно-океанических поднятий на огромном протяжении лишено островов, и только в Тихом океане к северу от 30 южной широты впервые вновь появляется остров, расположенный почти непосредственно на срединном поднятии. Это небольшой о-в Пасхи (около 160 км2), сложенный преимущественно гавайитами и немногочисленными потоками базальтов, а также муджиеритами и бенморитами. Имеются, кроме того, трахиты, образующие небольшие куполы, и риолитовые обсидианы, сосредоточенные главным образом на втором по величине вулкане острова (одном из трех) . Обсидианы встречаются в виде небольших потоков и неопределенной формы тел брекчиевидного строения. Бейкер [2881 считает, что общее количество риолитов не превышает 1% объема острова. Бейли и Макдональд [286] определили по данным трех анализов несколько повышенную щелочность обсидианов, устанавливаемую по присутствию нормативного акмита. Между тем прежние химические анализы Бенди [290] и Лакруа [403] указывают на принадлежность обсидианов к породам нормального, а не щелочного ряда. Средние содержания по семи анализам [39] подтверждают этот вывод. Средний состав базальтов о-ва Пасхи, вычисленный Г.С. Горшковым по химическим анализам, показывает, что эти породы не принадлежат низкокалиевому ряду пород. Среднее содержание К20 в них составляет 1%.

Заканчивая на этом обзор современных вулканических пород на островах средин- но-океанических поднятий, следует подчеркнуть значительное разнообразие этих пород, варьирующих от базальтов до риолитов через промежуточные звенья, представленные в ряде случаев андезитами, трахитами, дацитами, а иногда и другими породами, имеющими специальные названия, такими, как гавайиты, бенмориты, муджиери- ты и т.д Характерно почти повсеместное отсутствие низкокалиевых базальтов, хотя считается, что по крайней мере на некоторых из этих островов современные базальты лишь недавно выступили из-под океанических вод на поверхность, как, например, в Исландии. Лишь для немногих пунктов удается показать распространение таких низкокалиевых базальтов на срединно-океанических поднятиях, что, в частности, отмечено для случая с бурением на Срединно-Атлантическом поднятии близ 36 50 с.ш. Важную черту рассматриваемых вулканических пород представляет значительное распространение на островах срединно-океанических поднятий риолитов преимущественно нормального, а не щелочного ряда, сопровождаемых в отдельных случаях гранитами. Сейчас, в частности, после работ Нужье, подтвердившего данные своих предшественников — Лакруа и Обера-де-ла-Рю, присутствие гранитов на некоторых островах, в том числе на Кергелене, установлено минералогическими и петрохимическими исследованиями, а также непосредственным картированием. Граниты известны совместно с габбро в штоках, пластовых телах, а также в ксенолитах некоторых вулканических пород Исландии [297]. Они имеются также на о-ве Вознесения, где их глыбы присутствуют в вулканических агломератах. Таким образом, вырисовывается весьма своеобразное строение островов срединно-океанических поднятий, совсем не отвечающее представлению о типичном для этих поднятий, в которых формируется молодая океаническая кора, толеитовом базальтовом низкокалиевом вулканизме.

Теперь, после приведенного краткого обзора, уместно рассмотреть особенности состава вулканических пород на островах, расположенных за пределами зоны срединно-океанических поднятий. Здесь следует, по-видимому, различать по крайней мере четыре группы островов. Во-первых, речь может идти о тех вулканических островных группах, которые подобно Гавайской гряде прослеживаются на огромном протяжении в центре океана, как бы продолжая со смещением линейную островную гряду Л айн, сменяющуюся на юго-востоке о-вами Туамоту. Именно эту гряду Менард в первых своих построениях включал в систему срединно-океанических поднятий. Сейчас наибольшее внимание обычно привлекает лишь Гавайская гряда как опорная в представлениях о горячих точках, или пятнах, тектоники плит и отражающая предполагаемое движение Тихоокеанской плиты. Во-вторых, необходимо иметь хотя бы самое общее представление об островах, расположенных внутри океанических плит вдоль так называемых трансформных разломов или иных родственных им структур. В-треть- их, к следующей группе относятся острова, тяготеющие преимущественно к краевым зонам океанических плит, граничащих либо с атлантическими берегами, либо с островными дугами тихоокеанского типа. В-четвертых, совершенно самостоятельную группу представляют острова, входящие в систему островных дуг.

Прежде всего о первой группе островов, пример которой дает Гавайская гряда. В этой гряде северо-западного простирания, как известно, крайний юго-восточный остров представлен действующими вулканами Мауна-Лоа и Килауэа, возвышающимися над океаническим дном примерно на 9000 м. Исследование вулканических пород Гавайской гряды привело к выводу о все более и более древнем их возрасте по мере смещения в северо-западном направлении, т.е. по мере удаления от действующих вулканов. Именно это обстоятельство дало основание для разработки концепции горячей точки, устойчиво расположенной в месте, где сейчас находится о-в Гавайи с его действующими вулканами. Соответственно предполагается, что островная гряда представляет след воздействия мантийного плюмажа на движущуюся в северо-западном направлении Тихоокеанскую плиту. Что касается состава пород гряды, то он лучше всего изучен на примере о-ва Гавайи, где преобладают базальты, наряду с которыми присутствуют андезиты, трахиты и пикритовые базальты. На о-ве Мауи, к северо- западу от Гавайи, распространены нефелиновые и пикритовые базальты, андезиты, лимбургиты; на о-ве Оаху — базальты, нефелино-мелилитовые и мелилитовые базальты; на о-ве Кауаи — базальты, пикритовые базальты, нефелино-мелилитовые базальты; на о-ве Ниихау — лабрадоровые оливиновые базальты. Все эти породы очень разнообразны по химическому составу, вследствие чего наблюдается общий сильный разброс фигуративных точек на диаграмме Заварицкого с отклонением в наиболее кислых разновидностях пород в сторону высокого содержания в них щелочей.

Некоторым дополнением к тому, что сказано о Гавайской гряде, может служить пример о-ва Питкэрн, расположенного на юго-востоке островной группы Туа- моту, в том месте, где она почти примыкает к Восточно-Тихоокеанскому срединному поднятию. Этот небольшой островок размером 2X4 км при высоте около 350 м сходен по составу пород с о-вом Пасхи, от которого он находится сравнительно недалеко. Лавы здесь имеют состав, по данным Бейкера [289], от щелочных базальтов через гавайиты, муджиериты и бенмориты до трахитов, включая некоторые щелочные их разновидности. Имеются сведения об эгирин-фаялитовых трахитах и о пантел- леритовых трахитах, наряду с которыми в глыбах встречаются кислые породы типа пехштейнов, а также стекловатые породы с редкими кристаллами анортоклаза, оливина и авгита. Кармишель [313] приводит химический анализ образца повышенной щелочности с 1% нормативного акмита. Порода содержит много глинозема и относительно бедна кремнеземом по сравнению с риолитами о-ва Пасхи. По Макдональду, здесь есть пехштейны, принадлежащие типу комендитовых трахитов.

Острова Товарищества, расположенные близко к о-вам Туамоту, отличаются разнообразием щелочных вулканических пород, наряду с которыми на Таити в жерле вулкана имеются нефелиновые сиениты и монцониты, эссекситы, микрогаббро и верлиты, а в жилах — тингуаиты, мончикиты и камптониты. Собственно вулканические породы на Таити — это преимущественно базальты, а также фонолитовые трахиты, фонолиты и гаюинсодержащие излившиеся породы. Имеются также пикритовые базальты. Базальты, нефелиниты и фонолиты известны и на о-вах Кука.

Сравнительно мало известно о вулканических породах второй группы, следующих трансформным разломам и другим аналогичным структурам. Наиболее нагляден пример группы о-вов Ревиль я—X и х е д о, расположенных на разломе Кларион примерно в 200 км к западу от осевой зоны Восточно-Тихоокеанского срединного поднятия, скрывающегося в этом районе под Северо-Американским континентом [307]. На о-ве Сокорро из этой группы известны излияния базальтовых лав и экспло- зии, сопровождавшиеся образованием трахитовых или пантеллеритовых куполов [306] . Почти 90% острова образуют "натровые риолиты", включающие обычные и кварцсодержащие трахиты и пантеллериты. Остальные породы — щелочные базальты, переходные к толеитам, обычные щелочные базальты и трахибазальты. Средние породы с содержанием кремнезема 51,8 до 63,8% отсутствуют. В пантеллеритах кремнезема 68,91%.

В 50 км к северу от Сокорро находится о-в Сан-Бенедикто, где тоже имеются трахитовые куполы и пирокластические конусы, из которых самый молодой образовался в 1952 г. Наиболее распространенными породами здесь являются натровые трахиты, среди которых есть комендитовые разновидности с 65% S i02 [452]. На подводном хребте, продолжающем остров на север, драгированием установлены, кроме того, гавайиты, муджиериты и щелочные базальты.

Следует подчеркнуть, что рассмотренные примеры о-вов Сокорро и Сан-Бенедикто, так же как и о-ва Питкэрн в группе Туамоту, могут считаться одновременно иллюстрацией к тому, что известно о срединно-океанических поднятиях. Все эти три острова расположены в сравнительно небольшом удалении от осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия, и, таким образом, состав свойственных им пород характеризует в значительной мере также эти структуры, а не только трансформные разломы и внутри- океанические островные гряды.

Третья группа островов разнообразна по особенностям состава современных вулканических пород. Вдоль восточных берегов Тихого океана эти породы есть на о-ве Гваделупа, расположенном близ Калифорнии. Рядом с островом была пробурена экспериментальная скважина "Мохоул", вскрывшая на глубине 3566 м толеитовые базальты с низким (0,2%) содержанием К20. На самом острове известны оливиновые базальты, которые Г.С. Горшков [39] считал близкими к гавайитам и муджиеритам, а также трахиты.

На крайнем юге восточной окраины Тихого океана в группе о-вов X у а н—Ф е р - н а н д е с распространены оливиновые базальты, частью бедные оливином плагиоклазовые базальты, наряду с которыми имеются нефелиновые базаниты, тефритовые базальты, натровые трахиты и кератофиры. К северу расположены о-ва Сан-Фе- лис и Сан-Амброзио, лавы которых представлены нефелиновыми базанитами и тефритами; на островах есть также палагонитовые туфы, содержащие включения трахитов. Оба острова размещаются непосредственно к югу от подводного хребта Наска, на котором ранее были найдены глыбы гранита, как первоначально предполагалось, представляющие продолжение гранитов и аляскитов, развитых на континенте в Перу. Между рассмотренными южными и северными островными группами на востоке Тихого океана расположены Галапагосские острова с типичным для них большим разнообразием современных вулканических пород. Предполагается, что острова сложены преимущественно толеитовыми базальтами с "шапкой" щелочных пород [37]. Среднее содержание К20 в толеитах здесь 0,4%. Известны, кроме того, оливиновые базальты с 0,8% К20 и трахиты, а также андезито-базальты и палагонитовые туфы.

Восточная часть Тихого океана охватывает островные дуги, не представляющие интереса в связи с обзором внутриокеанических островов, поэтому следует далее продолжить анализ данных, характеризующих вулканизм краевых зон океанических плит, граничащих с берегами атлантического типа. Что касается островных дуг, то о них еще будет сказано.

Смежные с Тихим океаном районы распространения вулканических пород на островах, тяготеющих к атлантическим берегам, относятся прежде всего к территории Индийского океана. На Сейшельских островах граниты и гнейсы, подобные мадагаскарским, известны с давних пор, поэтому вполне вероятно продолжение в направлении этих островов древнего кристаллического фундамента, аналогичного выступающему на Мадагаскаре. Что касается Маскаренских островов, то там картина иная. На о-вах Реюньон, Маврикия и Родригес сосредоточены молодые базальты лабрадоровые, оливиновые (океаниты, по Лакруа), частично базанитоидные (о-в Родригес). На Реюньоне имеются фонолитовые трахиты и породы, близкие к муджиеритам, а также авгитовые андезиты и пантеллериты; здесь, кроме того, есть жилы и интрузивные залежи состава, варьирующего от кварцевых сиенитов через габбро до перидотитов. Особо следует подчеркнуть возникшую сейчас неясность, связанную с тем, что на международной геологической карте Африки [283], опубликованной под ред. Шубера и Фор Мюре, на о-ве Маврикия показаны докембрийские метаморфические породы ближе неопределенного возраста, к которым, по существу, отнесены дочетвертичные базальтовые лавы. Какие основания для утверждения докембрийского возраста этих пород, т.е. принадлежности к древнему кристаллическому основанию, неясно.

Значительно более разнообразны данные о современных вулканических породах островов Атлантики, расположенных вдали от срединно-океанического поднятия и тяготеющих к берегам атлантического типа. Прежде всего следует упомянуть о-в Св. Елены, в отношении которого, впрочем, не может быть уверенности, что имеющиеся там вулканические породы относятся к современным образованиям. Здесь известны сильно эродированные вулканические постройки, сложенные базальтами с оливином или без него, а также многочисленные дайки аналогичного состава и лавы трахитов и фонолитов. К северо^остоку, близ берегов Африки в Гвинейском зэливе несомненно современные вулканические породы о-вов Фернандо-По (Биоко — Ред.), Принсипи, Сан-Томе и Аннабон расположены вместе с о-вом Св. Елены вдоль единой зоны, пересекающей дно океана и континента, о чем речь уже шла на предыдущих страницах. На о-ве Сан-Томе вулканический конус поднимается до высоты 2142 м. Остров сложен базальтами, наряду с которыми имеются трахидолериты и трахиты, содержащие эгирин. Базальты выступают и на о-ве Фернандо-По (Биоко) , где высоты достигают 2850 м. Лавы этих островов отличаются от тех, которые типичны для расположенного на берегу Гвинейского залива вулкана Камерун с его полевошпатовыми базальтами, гаюинофирами, лейцититами, нефелинитами и тому подобными породами.

Следуя далее на север вдоль восточного побережья Атлантического океана, можно видеть сложную группу о-вов Зеленого Мыса, где имеется действующий вулкан Фого с лавами и пирокластическими породами фельдшпатоидного облика, преимущественно нефелинитами и лимбургитами. Наряду с базанитами (нефелиновыми базальтами), лейцитовыми нефелинитами, тефритами и фонолитами здесь есть анкаратриты и мелилитовые породы, а в дайках также ийолиты, в общем — серии пород, которые считают сходными с известными в районе Киву Восточно-Африканской рифтовой системы. На других островах Зеленого Мыса есть только угасшие вулканы. При общем строении, отвечающем серии фонолитово-трахитовых пород, разделенных основными лавами, наблюдаются различные вариации состава вулканических пород, хотя преобладают фонолиты, трахиты, нефелиновые тефриты, нефелиновые базаниты и базальты, лимбургиты, трахибазальты, нефелиниты и лейцититы, а также лавы, богатые гаюином. В эродированных постройках о-вов Сан-Винсент и Сантьяго есть глубинные изверженные породы: щелочные граниты, сиениты, фойяиты, эссекситы, тералиты и оливиновые габбро.

На Канарских островах, где есть много действующих вулканов, выделяется своими размерами вулкан Пико-де-Тейде на о-ве Тенерифе (высота 3713 м) . Лавы исторических извержений этого вулкана представлены гиалоандезитами, гиалотрахитами, фонолитами и обсидианами — фонолитовыми и риолитовыми. Такие же лавы на других действующих вулканах — преимущественно оливиновые или пла- гиоклазовые базальты [312] . История развития вулканической активности на Тенерифе и состав продуктов его извержений изучены Араньей [281, 282], а возраст пород — палеомагнитными методами Каррачедо [314]. Исследования показали, что в интервале времени 0,69—3,0 млн. лет на Пико-де-Тейде изливались базальтовые лавы, наряду с которыми позднее формировались фонолиты и трахиты. На других островах состав пород преимущественно базальтовый или трахибазальтовый; на о-ве Пальма эти породы прорваны штоками и жилами эссексита, нефелинового сиенита, монцонита, а также жилами камптонитов и бостонитов. Своеобразными чертами отличается о-в Гран-Канария в группе Канарских островов. Позднетретичные и четвертичные лавы здесь представлены нефелинитами и щелочными базальтами, залегающими на серии базанитов, анкарамитов и тефритов, ниже которых, отделяясь перерывом от вышележащих пород, располагается мощная серия миоценовых кислых пород. Хотя кислые породы острова относительно древние, тем не менее их присутствие симптоматично и заслуживает внимания в связи с общим обзором вопроса о кислых породах океанов. Бейкер [289] указывает, что позднемиоценовые кислые породы распадаются на три группы. Нижняя состоит из лавовых потоков и игнимбритов субщелочного риолитового состава. Средняя — из комендитовых и пантеллеритовых игнимбритов. Верхняя — из трахитовых и фонолитовых игнимбритов. Таким образом, снизу вверх по разрезу щелочность пород возрастает. Отмечается разрыв между базальтами, содержащими до 54% кремнезема, и кислыми породами, в которых он превышает 67%.

Для всей группы Канарских островов Каррачедо [314] предложил использовать концепцию "горячей точки" и перемещающейся к востоку плиты, исходя из представлений о наиболее молодом возрасте (0,75 млн. лет) о-ва Хиерро на западе и постепенном "удревнении" островов, расположенных восточнее. Поэтому он определил возраст о-ва Ланцерот (самого восточного в этой группе) равным 19,0 млн. лет и, таким образом, построил общую схему перемещения плиты. Однако при таком истолковании общих соотношений возникают различные затруднения. Во-первых, система островов не линейна, во-вторых, на Ланцероте крупнейшее извержение с лавовыми излияниями произошло в историческое время, в 1730—1736 гг., а позднее, в 1824 г., — меньшей силы.

Более существен вопрос об отношении островов к Африканской платформе. Это в равной степени касается как Канарских, так и о-вов Зеленого Мыса. Размещение тех и других близ края этой платформы у берегов континента, вероятно, указывает на их непосредственную связь и единство структурного основания, чему косвенным подтверждением служат данные о залегании в основании разреза о-ва Гран-Канария кислых пород и об их распространении также на других островах, хотя и в более ограниченных количествах. О том же свидетельствует близость состава вулканических пород о-ва Фого к аналогичным породам провинции Киву на востоке Африканского континента. Следует также иметь в виду наличие щелочных гранитов и сиенитов на некоторых о-вах Зеленого Мыса.

Расположенный еще далее на север о-в Мадейра сложен преимущественно базальтами, частично имеющими четвертичный возраст. На острове есть также трахиты, трахидолериты, трахибазальты, мончикиты и лимбургиты, трахиандезиты и трахиты .

Особенно интересно привлекающее внимание многих исследователей плато Р о - калл, которое отделено от континентального склона Европы одноименным трогом. В пределах этого плато есть небольшой остров, сложенный щелочными эгириновыми гранитами. Происхождение гранитов было предметом дискуссий; высказывались предположения об их возможном размещении в пределах океанического дна, тогда как были и другие взгляды на их природу. Считалось, в частности, возможным плато Рокалл с его гранитами рассматривать как микроконтинент или как часть континента Европы. Сейчас установлено, что, кроме эгириновых гранитов с возрастом 52 ± ± 9 млн. лет, на плато Рокалл имеются также микрогаббро иного состава, чем океанические толеиты [460] . Возраст микрогаббро 81 ± 3 млн. л, и по составу они близки к третичным габбро в северо-западной части Шотландии. Эти породы найдены на глубинах 10—17 м в трех пунктах на расстоянии около 300 м и сохраняют однородный состав и однозначную возрастную датировку. К этому следует добавить, что ранее на плато Рокалл находили глыбы гранулитов, коренное залегание которых вызывало сомнение; предполагалось, что они занесены сюда айсбергами. Однако контрольное неглубокое бурение по модифицированному методу выявило в двух пунктах, где сейсмозондированием ранее были установлены выходы твердых пород, наличие докембрийских гранулитов [459, 461]. Таким образом, граниты плато Рокалл в конечном итоге явились достаточно наглядным индикатором расположения в месте их выхода на дне океана докембрийского основания континентального типа с возрастом 1670 ± 33 млн. лет. Вполне возможно, что северное продолжение такого фундамента следует вплоть до Фарерских островов, сложенных третичными базальтами, преимущественно скрытыми под чехлом четвертичных отложений.

На этом можно закончить оозор островов, расположенных вдоль восточной окраины Атлантического океана, и ограничиться приведенными выше сведениями для общей характеристики островов Атлантики, так как по западу этого океана островов, кроме Антильской дуги, мало и, по-видимому, ничего существенного по ним выявить сейчас невозможно. Подводные горы Кельвина, ориентированные как бы поперек края Северо- Американского континента, пока не привлекают должного внимания; Бермудские же острова сложены коралловыми известняками и для анализа современного вулканизма, таким образом, мало интересны. Что касается о-вов Фернандо-ди-Норонья, Тринидад и других, то сведения о них мало вносят нового по сравнению с изложенным выше по восточной окраине океана. Антильские же острова представляют частный пример множества геологических ситуаций, свойственных всей системе островных дуг в целом, так как относятся к четвертой, особо выделяющейся группе образований, тесно связанных с альпийскими горными поясами.

О четвертой группе океанических островов, об островных дугах известно очень многое, так как на них располагаются, в частности, такие крупные государства, как Куба, Япония, Филиппины и др., многие из которых, естественно, заинтересованы в изучении современного вулканизма, определяющего условия жизни людей.Прежде всего отметим типичную черту островных дуг, выраженную в их расположении непосредственно на продолжении альпийских горных поясов. В области, где они сменяют друг друга, вулканическая активность в островных дугах исключительно велика, что можно видеть на многих примерах: Индонезийская дуга на продолжении Альпий- ско-Гималайского горного пояса, Южно-Антильская дуга, сменяющая альпийский горный пояс Южной Америки, Алеутская дуга, продолжающая альпийские структуры Аляски, и т.д. В связи с таким размещением островных дуг их вулканизм мало отличается от свойственного альпийским горным поясам. Как там, так и здесь обычны ассоциации, включающие наряду с базальтами и андезитами также риолитовые серии пород, сопровождаемые игнимбритами. Типична для островных дуг, таким образом, та же триада базальт—андезит—риолит с количественными их вариациями, которая наблюдается в альпийских горных поясах. Однако многими исследователями отмечается общая изменчивость состава вулканических пород в островных дугах, обусловливающая смену вкрест их простирания менее щелочных пород во фронтальной зоне, обращенной к океану, более щелочными в их тылу.

Такая общая закономерность не всегда подтверждается непосредственными наблюдениями, но считается достаточно типичной. Поэтому предполагают, что островным дугам свойственны, кроме обычных вулканических толеитовых серий, включающих преимущественно базальты, также известково-щелочные с характерным тройственным составом базальт—андезит—риолиты и, наконец, шошонитовые серии, о которых говорилось на с. 36 со ссылкой на Жирхэ [355]. В системе острювных дуг известны также типичные щелочные вулканические породы, такие, как базаниты и щелочные базальты. Они отмечены, например, в Малой Антильской дуге на о-ве Гренада, на о-вах Фиджи, в Новой Гвинее и других местах. Впрочем, вариации состава вулканических пород, сопровождаемые появлением типичных щелочных пород, в том числе базанитоидов и щелочных базальтов, отмечались, как указано на предыдущих страницах, и в альпийских горных поясах, в частности в Римской провинции вдоль побережья Адриатического моря, а также в Турции. Вероятно, в дальнейшем подобных примеров окажется значительно больше. К тому же в альпийских горных поясах несомненно прослеживается общая смена вулканических пород щелочноземельного ряда щелочными, выраженная общей сменой ассоциаций пород и появлением щелочных серий перед фронтом горных сооружений.

В более детальном анализе проблемы вулканизма островных дуг в настоящей работе нет необходимости. Однако следует иметь в виду, что есть разнообразная литература, характеризующая особенности современного вулканизма островных дуг, позволяющая подвергнуть обсуждению различные другие аспекты этой проблемы, которые могут заинтересовать читателя.

Изложенные выше данные о современной вулканической активности континентов и океанов позволяют подвести некоторые итоги известным фактам независимо от того или иного представления о возможности интерпретации геологических материалов, исходя из концепции плитной тектоники или общих идей теории геосинклиналей. Прежде всего достаточно очевидна ограниченность современных знаний о молодом вулканизме в океанах, не идущая ни в какое сравнение с тем, что известно для континентов. Сеть буровых скважин в океане крайне редка, и потребуется еще очень многое сделать, чтобы получить действительное представление об особенностях состава вулканических пород, слагающих океаническое дно. Об огромном числе подводных вулканических гор, рассеянных на океанических пространствах и насчитывающих десятки тысяч единиц, сведения почти полностью отсутствуют. В тому же данные по океаническим островам далеко еще не полные, поэтому приходится обсуждать такие вопросы, как роль гранитов на плато Рокалл или на архипелаге Кергелен, и спорить не только по поводу их происхождения, но даже доказывать реальность их существования, давно уже известную совершенно точно. Далее, отнюдь не бесспорно представление об исключительно толеитовом составе вулканических пород океанического дна на всем его протяжении. Такое представление, во-первых, не учитывает роли вулканических пород, сосредоточенных на островах вдоль осевой зоны срединно-океанических поднятий и на атлантического типа окраинах океанов. Состав этих пород исключительно разнообразен и включает наряду с базальтами андезиты и различные кислые породы, а также пестрого состава щелочные серии. Во-вторых, в такой интерпретации полностью игнорируются данные по подводным горам, расположенным на дне океана, практически почти совсем нерасшифрованным, но, вполне вероятно, имеющим существенное значение для понимания вулканизма океанов во всем его многообразии.

Признавая исключительную роль толеитовых базальтов в строении океанического дна, необходимо, кроме того, считаться с тем, что современная его вулканическая активность совсем не та, которая выявляется буровыми скважинами в различных участках, где обнаруживаются толеиты. Эта активность отличается по составу, так как фиксируется также на островах. Известно, что современные океанические толеиты образуются близ оси срединно-океанических поднятий, а на периферии океанов они древнее, тогда как современные вулканические породы островов с их разнообразием продуктов вулканической деятельности формируются не только в этой осевой зоне, но и на периферии. Таким образом, современная вулканическая активность океанического дна, если она и сочетается в осевой зоне с молодыми толеитами, в целом совсем не чисто толеитовая, а очень пестрая по составу пород. Наконец, принимая концепцию раздвижения плит главным образом вдоль осевых зон срединно-океанических поднятий, следует объяснить, почему именно в этой зоне состав современных вулканических пород исключительно разнообразен.

В стороне от осевых зон, как можно судить по данным драгирования и глубоководного бурения, состав этих пород становится в общем однородным, тогда как, если считать, что происходит перемещение плит, сопровождаемое вулканическими новообразованиями на срединных поднятиях, он должен быть таким же, как и в осевых зонах, т.е. столь же разнообразным. Важно не только определить, в чем существо этих явлений, но иметь их в виду при палеовулканологических реконструкциях. Сравнение имеющихся сейчас данных показывает, что, восстанавливая океанические обстановки геологического прошлого на основании изучения стратиграфических разрезов и данных картирования, необходимо иметь в виду сложность и крайнюю неоднородность состава вулканических пород осевых зон срединно-океанических поднятий, а также ряда других современных структурных областей. Совершенно очевидно, что палеовулканологические реконструкции в целом должны опираться на наиболее полное знание современных ситуаций, определяющих общие черты размещения вулканических пород на земной поверхности. Поэтому анализ приведенных в кратком обзоре данных о распределении современных вулканических пород на территории континентов и океанов составляет неотъемлемую часть общего палеовулканологического исследования.