Введение

В связи с тем что предлагаемая вниманию читателей книга предназначается как для специалистов (географов, геологов, геофизиков и т. д.), так и более широких кругов читателей, по своей профессии не связанных с географией, но интересующихся грандиозным явлением природы - вулканизмом, автор считает целесообразным предварить справочные сведения общими понятиями о вулканизме Земли.

Как известно, наша планета состоит из концентрически расположенных вокруг земного ядра оболочек: мантии, литосферы, земной коры, гидросферы и атмосферы. Эти оболочки обособились в процессе эволюции Земли при длительной (более 4 млрд. лет) дифференциации вещества мантии.

Мантия Земли расположена на глубинах от нескольких километров под срединно-океаническими (например, Срединно-Атлантическим и др.) подводными хребтами до 25-70 км под континентами. Нижняя граница ее находится на глубине 2900 км. Мантия составляет 83% объема Земли и 67% ее массы.

Дифференциация вещества мантии продолжается и в настоящее время при ее расплавлении и поднятии на поверхность. Эти процессы сопровождаются выделением паров воды и газов, содержание которых в расплавленном веществе мантии - магме достигает 4% (по весу). Магма представляет собой силикатный расплав, состоящий главным образом из окислов кремния, кальция, магния, железа, алюминия, натрия и калия. При остывании магмы в ней кристаллизуются различные минералы - соли кремневых кислот. При выходе на поверхность Земли или на дно океана магма теряет пары воды и газы, превращается в огненно-жидкую лаву. Последняя, застывая или распыляясь, образует вулканические горные породы - вулканиты.

Под вулканизмом понимается совокупность процессов, обусловленных извержениями магмы. В местах извержений возникают лавовые покровы, потоки, вулканы-горы, сложенные лавами и их распыленными при взрывах частицами - пирокластами. По содержанию главной составляющей - окиси кремния магмы и образованные ими вулканические породы-вулканиты делят на ультраосновные (окиси кремния менее 40%), основные (40-52%), средние (52-65%), кислые (65-75%). Наиболее распространена основная, или базальтовая, магма.

В некоторых слоях верхней мантии происходит плавление ее вещества, образуются скопления базальтовой магмы или глубинные магматические очаги. Базальтовая магма в них дифференцируется и превращается в среднюю и кислую вследствие кристаллизации и выделения из расплава различных минералов.

В результате этих процессов при извержении магмы образуются серии все более кислых вулканитов. Застывая на глубине, магма образует в недрах Земли так называемые интрузивные породы. Излившаяся на поверхность Земли или на дно океана магма образует породы, получившие название эффузивных. Ультраосновная магма дает интрузивные перидотиты и эффузивные пикриты. Последние имеют черный цвет, состоят из кристаллов оливина, авгита, титан-авгита. Основная магма формирует интрузивные габбро и эффузивные базальты. Базальты имеют темный цвет, состоят из плагиоклаза-лабрадора, из авгита, оливина, магнетита. Средняя магма образует интрузивные диориты и эффузивные андезиты. Андезиты имеют серый цвет, сложены известково-натровыми плагиоклазами-лабрадором и андезином, кроме того, роговой обманкой, иногда имеют примесь слюд. Кислая магма дает интрузивные граниты и эффузивные липариты или риолиты. Липариты-риолиты имеют светлые желтовато- и розовато-белые окраски, сложены калинатровым полевым шпатом, плагиоклазами, слюдами - биотитом и мусковитом, кварцем, а иногда роговой обманкой. Магма, переходная от средней к кислой, образует интрузивные гранодиориты и эффузивные дациты. Последние имеют светлую окраску, сложены известково-натровыми плагиоклазами, андезитом и олигоклазом, слюдой - биотитом, роговой обманкой и пироксеном, имеют кристаллы кварца.

Главные разновидности лав

Помимо главного процесса дифференциации базальтовой магмы происходит ее изменение вследствие поднятия из мантии в земную кору и расплавления там пород, богатых окисью кремния. В результате их ассимиляции базальтовой магмой последняя превращается в среднюю - андезитовую и даже в кислую - дацитовую.

По соотношениям окислов металлов - кальция, калия, натрия и алюминия - базальтовые магмы делят на три главных типа: известково-щелочную, или нормальную, глиноземистую и щелочную. В известково-щелочной, или нормальной, магме молекулярные количества окислов металлов определяются соотношением: CaO+K₂О+Na₂О>Al₂О₃>K₂О+Na₂О.

Базальтовая магма, имеющая повышенный относительно нормальной процент содержания железа, называется толеитовой, а образованные ею базальты-толеитами. Они соответствуют по химическому составу смеси минералов, состоящей поровну из плагиоклаза-лабрадора и железомагнезиального гиперстена. Глиноземистая магма отличается повышенным (более 16,5%) содержанием окисла алюминия. Эта магма ассоциируется с нормальной в зонах переходов от океанической литосферы к континентальной, где образует глиноземистые базальты и андезиты. В щелочной недонасыщенной кремнекислотой магме K₂ О+Na₂О>Al₂О₃. Она образует щелочные базальты, содержащие кристаллы оливина. При дифференциации этой магмы образуются фонолиты и трахиты. Фонолиты (звенящий камень) имеют темную окраску, состоят из щелочных полевых шпатов, щелочного пироксена и роговой обманки. Трахиты имеют серую окраску, состоят из щелочных калинатровых полевых шпатов, ортоклаза и других минералов.

Все три перечисленных выше вида магмы при их дифференциации образуют серии все более кислых вулканических пород. Наиболее распространенные из них показаны на помещенном выше рисунке.

Лабораторными исследованиями и геологическими наблюдениями установлено, что толеитовая магма выплавляется на глубинах 15-30 км, глиноземистая - на глубинах 40-70 км, щелочная - на глубинах 70-150 км. Чем больше давление, при котором происходит выплавление той или иной магмы, тем больше в ней содержание калия и натрия.

Наблюдается приуроченность каждой из трех главных базальтовых магм к определенным областям развития вулканизма. Так, продукты толеитовой магмы развиты в срединно-океанических хребтах, на океанических островах, на океанической стороне островных дуг, в некоторых континентальных лавовых нагорьях. Продукты глиноземистой магмы приурочены к тыловым частям островных дуг, к молодым горным сооружениям на краях континентов. В последние годы глиноземистые базальты обнаружены на срединно-океанических хребтах. Это так называемые плагиотолеиты. Щелочные базальты, трахиты и фонолиты широко распространены на океанических островах, во впадинах некоторых окраинных континентальных морей, в срединно-континентальных разломных зонах - в рифтовых впадинах. Щелочные базальты встречаются и на периферии срединно-океанических подводных хребтов.

В зависимости от кислотности магм изменяются свойства образованных ими лав. Базальтовые магмы имеют высокую температуру расплава (1200-1300° С) и небольшую вязкость. Они легко отдают растворенные в них пары воды и газы, далеко растекаются от мест извержения, образуют большие потоки и обширные покровы. При извержениях базальтовых лав иногда образуются фонтаны высотой в несколько сот метров. Однако сильных вулканических взрывов при этом не происходит. Брызги жидкой расплавленной магмы образуют своеобразные хлопьевидные и ленточные вулканические бомбы и много мелких частиц.

Андезитовые и дацитовые магмы имеют менее высокую температуру расплава (800-1000° С). Для них характерна большая вязкость, и они с трудом отдают растворенные в них пары воды и газы. При извержениях этих магм происходят сильные взрывы (эксплозии). Магма дробится и распыляется, образует эксплозивные обломочные магматические породы - пирокласты (от греческих слов: "пир" - огонь, "кластикос" - раздробление). В зависимости от величины частиц раздробленной лавы пирокласты подразделяются на вулканические бомбы (диаметром более 30 мм), лапилли, или камешки (2-30 мм), вулканический песок (0,1-2 мм), вулканический пепел (менее 0,1 мм). Вулканический пепел иногда называют тефрой (по-гречески "пепел"). Он состоит из обломков вулканического стекла, кристаллов полевых шпатов и других минералов. Объемы пирокластов при взрывных извержениях бывают очень большими. Так, например, вулкан Тамбора в Индонезии в 1815 г. изверг около 150 куб. км пирокластов, вулкан Косигуина в Центральной Америке в 1835 г. - 35 куб. км и т. д. В своей совокупности вулканы мира извергают пирокластов примерно в 6 раз больше, чем лав.

Разные по кислотности магмы образуют разные по строению вулканы. Жидкие базальтовые магмы формируют обширные лавовые покровы, потоки, плоские вулканические лавовые щиты. Извержения этих базальтовых лав приурочены к трещинам, но могут быть и центральными - связанными с каналами. Базальтовые щиты иногда достигают больших размеров. Диаметр их основания - до 100-120 км. По мере опустошения магматического очага, находящегося под базальтовым щитом, происходит обрушение его вершины. Щит осложняется провалом, который называется вулканической кальдерой. Размеры кальдер могут достигать 20-25 км в диаметре. На склонах щита образуются радиальные разломы, по которым развиваются линейные провалы-рифты. К ним бывают приурочены выбросы магмы, образование побочных (называемых паразитическими) кратеров.

Вследствие дифференциации магмы в очаге под вулканом увеличивается кислотность и вязкость извергаемых лав. Впоследствии в кальдере формируется центральный вулканический конус. Он сложен слоями базальтово-андезитовой лавы, чередующейся со слоями пирокластов. Возникает слоистый вулкан (стратовулкан). С ростом его конуса последующие прорывы магмы через центральный канал все более затрудняются- канал закупоривается застывшей лавой. Поэтому магма прокладывает путь по трещинам, секущим склоны конуса, прорывается у его подножия и т. д. В местах прорыва возникают побочные (паразитические) кратеры, на которых вырастают паразитические конусы, сложенные шлаковой лавой либо пирокластами. Иногда они достигают больших размеров, соизмеримых с главным конусом. При извержениях кислой и вязкой дацитовой магмы из паразитических кратеров "выдавливаются" лавовые купола диаметром 1-2 км и высотой 0,5-1 км. Такие же лавовые купола-пробки иногда "выдавливаются" и из главного кратера. Купола, образованные очень вязкой лавой, называют экструзивными.

При очень кислой и вязкой лаве извержения сопровождаются настолько сильными взрывами, что из кратеров выбрасываются огромные потоки раскаленных пирокластов, взвешенных в раскаленных же вулканических газах. Эти потоки с большой скоростью распространяются по впадинам рельефа на десятки километров от вулкана. Они легко преодолевают возвышенности, переваливая из одной долины в другую. Такие раскаленные пирокласты спекаются и образуют покровы так называемых игнимбритов (от латинских слов "игнис" - огненный и "имбер" - ливень). Последние особенно часто формируются при образовании взрывных вулканических кальдер.

При исключительно сильных вулканических взрывах выбрасываются огромные объемы пирокластов, и конус вулкана разрушается. На его месте образуется взрывная воронка, или эксплозионная кальдера типа Кракатау (по кальдере Кракатау в Большом Зондском проливе). Кольцевая возвышенность, оставшаяся от конуса, называется соммой (по названию древнего вулкана Сомма, бывшего на месте Везувия). На склонах кальдеры и на ее днище возникают эксплозивные кратеры. В дальнейшем в кальдере вырастает центральный конус молодого стратовулкана либо насыпной пирокластический конус. Возникает сложное строение вулкана типа Сомма-Везувий.

Строение вулканов еще более усложняется при перемещении центра вулканических извержений вдоль по разлому, на который насажен вулкан. В результате этого формируются вытянутые вулканические кряжи, сложенные рядами конусов, кальдер, лавовых куполов. Еще чаще возникают большие кольцевые вулкано-тектонические структуры, где по кольцевому разлому древней кальдеры насажены молодые вулканические конусы, лавовые купола, кратеры.

Вокруг активных вулканов происходят выделения вулканических газов и паров воды. Их струи называют фумаролами (от итальянского слова "фумаре" - дымить). По температуре выходящих газовых струй и по составу газов различают: сухие фумаролы (1000-650° С), кислые (650-400° С), щелочные (400-200° С), сернистые, или сольфатары (300-100°С), углекислые, или мофетты (менее 100°С). В периоды между извержениями активные вулканы проявляют фумарольную и сольфатарную деятельность. Вокруг таких вулканов располагаются геотермальные поля с горячими источниками, гейзерами, струями пара.

Вулканы расположены на Земле поясами. Эти закономерности расположения вулканов связаны со строением литосферы. Литосфера представляет собой совокупность земной коры и подкоровой мантии. От последней земная кора отделяется поверхностью, получившей название границы Мохоровичича (по фамилии югославского геофизика Андрея Мохоровичича, которому принадлежит честь открытия этой границы). Ниже этой поверхности резко возрастает плотность пород литосферы, изменяется ее вещественный состав. Граница Мохоровичича подвижна и может перемещаться вверх или вниз в зависимости от изменения температуры и давления в данном месте литосферы.

Различают три типа земной коры: континентальный, океанический, переходный. Континентальная кора имеет большую мощность (от 25 до 70 км). Она сложена сверху вниз тремя слоями: осадочным, гранитно-метаморфическим и базальтовым. Названия "гранитно-метаморфический" и "базальтовый" условны. Дело в том, что сведения об этих глубинных слоях ограничиваются в основном данными о скоростях сейсмических волн. Скорости продольных сейсмических волн в осадочном слое 2,0-4,5 км/сек, в гранитно-метаморфическом - 5,0-5,5 км/сек, в базальтовом - 6,5-7,4 км/сек. Сейчас выяснено, что такие же скорости сейсмических волн могут быть и в сильно уплотненных осадочных породах, опущенных достаточно глубоко.

Скорость продольных сейсмических волн ниже границы Мохоровичича резко возрастает - до 8,1-8,3 км/сек. Это обусловлено уплотнением пород и превращением габбро в эклогит - породу, состоящую из кристаллов пироксена и граната с примесью кристаллов плагиоклазов и роговых обманок. Эклогитом сложена подкоровая мантия на континентах.

Океаническая земная кора имеет небольшую толщину - от 4 до 10 км. Она сложена тремя слоями: осадочным, осадочно-базальтовым, базальтовым. Скорости продольных сейсмических волн в них составляют: в первом слое 2,5-3,5 км/сек, во втором - 4,5-5,0 км/сек, в третьем - 6,4-7,0 км/сек. Граница Мохоровичича выражена под океаническими депрессиями не везде.

Земная кора переходного типа может быть субконтинентальной и субокеанической. Мощность субконтинентальной коры 20-25 км. В ней слабо выражена граница между гранитно-метаморфическим и базальтовым слоями. Граница Мохоровичича тоже прослеживается плохо. Субокеаническая земная кора отличается от океанической большей мощностью - до 25 км. В ней имеется мощный осадочный слой - до 15 км. Переходная кора образует отдельные массивы на окраинах континентов и океанов.

Под литосферой расположен слой астеносферы, в которой происходит плавление верхней мантии. Астеносфера залегает на глубине нескольких километров под срединно-океаническими подводными хребтами. По мере удаления от них глубина залегания астеносферы (т. е. толщина литосферы) увеличивается и на периферии океанов достигает 60-80 км. Под континентами эта глубина возрастает до 200 км. Однако под большими срединно-континентальными разломами с провальными линейными структурами (рифтами) отмечается уменьшение глубины залегания астеносферы до 10-25 км.

В астеносфере происходит плавление и планетарная циркуляция вещества между срединно-океаническими хребтами и ограничивающими океанические депрессии глубинными разломами. Последние проникают в глубь мантии Земли на несколько сот километров и в результате этого образуются наклоненные под континенты так называемые зоны Беньофа - Заварицкого. С этими зонами связаны землетрясения и мощный вулканизм андезитовой магмы, что является следствием поддвига океанической литосферы под континентальную.

В современной вулканологии существует представление о том, что самые большие вулканические пояса на Земле приурочены к границам крупнейших литосферно-мантийных структур. Выделяются суперпланетарные и планетарные пояса. Суперпланетарные приурочены к границам трех литосферно-мантийных секторов Земли: Тихоокеанского, Гондванского и Лавразийского. Тихоокеанский сектор ограничен Западно-Тихоокеанской и Восточно-Тихоокеанской зонами Беньофа - Заварицкого с мощным вулканизмом вдоль них. Гондванский охватывает Антарктику, Африку, Австралию, Южную Америку, Аравийский п-ов и п-ов Индостан, а также Индийский океан и южную половину Атлантического. Этот сектор ограничен на севере суперпланетарной зоной разломов Тэтиса, протягивающейся от Филиппин через Гималаи к Малой Азии и Средиземному морю. С этой зоной связаны плохо сохранившиеся зоны Беньофа - Заварицкого и региональные проявления вулканизма и землетрясений.

Лавразийский литосферно-мантийный сектор охватывает Евразию, Северную Америку, северную половину Атлантического океана и весь Северный Ледовитый океан. Он граничит с Гондванским сектором по суперпланетарной разломной зоне Тэтиса. Таким образом, вулканизм в зоне Тэтиса является результатом взаимодействия литосферы этих двух секторов.

В пределах каждого из этих трех секторов развитие литосферы и вулканизма за последние 700 млн. лет происходило по-разному.

Верхние части литосферно-мантийных секторов образованы литосферными плитами. Тихоокеанский сектор составлен Тихоокеанской и Филиппинской плитами на западе, Кокос и Наска к западу от Южной Америки - на востоке. Граница между восточными и западными плитами приурочена в Тихом океане к разломам по оси Восточно-Тихоокеанского поднятия, где происходит подъем расплавов из астеносферы с последующим раздвижением литосферных плит в стороны. Здесь протягивается планетарный вулканический пояс.

Гондванский сектор сложен Антарктической, Австрало-Индийской, Африканской, Южно-Американской литосферными плитами. Границы между ними приурочены к разломным зонам по осям срединно-океанических подводных хребтов - поднятий: Южно-Атлантического, Южно-Тихоокеанского, Австрало-Антарктического, Центрально-Индийского, Африканско-Антарктического. К этим зонам приурочены вулканические пояса.

Лавразийский литосферно-мантийный сектор сложен Евразиатской и Северо-Американской литосферными плитами. Граница между ними проходит по разломной зоне Северо-Атлантического срединно-океанического подводного хребта, по которому протягивается соответствующий планетарный вулканический пояс.

На границах расходящихся литосферных плит в срединно-океанических подводных хребтах возникают вулканические пояса с толеитовыми базальтовыми вулканами. На границах сходящихся плит для вулканических поясов характерен андезитовый глиноземистый состав вулканитов. Планетарные вулканические пояса входят составными частями в суперпланетарные, образуя их верхние зоны. Так, Западно-Тихоокеанский суперпланетарный пояс составлен Алеутско-Филиппинским и Новогвинейско-Новозеландским планетарными. Восточно-Тихоокеанский пояс подразделяется на Южно-Американский и Центрально-Северо-Американский планетарные пояса. Пояс Тэтис делится на Индонезийско-Гималайский и Ирано-Средиземноморский. Вулканизм в них проявляется на разных участках неодновременно, развиваясь в течение миллионов лет то в одной, то в другой части, в зависимости от движений литосферных блоков, из которых состоят литосферные плиты.

Литосферные плиты расчленяются внутриплитными глубинными разломами на литосферные блоки. Океанические депрессии представляют собой совокупности частей нескольких литосферных плит. Континентальные же глыбы исключительно разнородны по своему строению. На наш взгляд, следует рассматривать литосферные плиты как временно существующие системы разномасштабных, менее крупных, чем континенты, литосферных блоков. Величины их различны. Можно выделить блоки: суперрегиональные с величиной до 10 тыс. км, панрегиональные - до 2-3 тыс. км, полирегиональные - до 1 тыс. км, региональные - до 100-200 км. В своей совокупности эти разные по величине блоки образуют многоэтажное глыбовое строение литосферы Земли. Более крупные - более глубоко залегающие - блоки обусловливают развитие вышележащих структур. Примерами суперрегиональных блоков являются большие части океанических депрессий, системы островных дуг (Филиппинско-Индонезийско-Андаманская и др.), горные пояса (Андский, Скалистых гор и др.), рифтовые системы (Восточно-Африканско-Красноморская). Примерами меньших, панрегиональных, блоков являются островные дуги, крупные системы сопряженных антиклинориев и синклинориев в складчатых горных поясах (Кавказская система), большие рифтовые ветви (Танганьикская, Кенийская, Эфиопская, Красноморская). В качестве более мелких полирегиональных структур можно назвать составные части островных дуг (блок Срединного хребта на Камчатке и др.), большие антиклинории (Большой Кавказ, Малый Кавказ и др.), рифтовые впадины (Ньясская, Танганьикская и др.).

В этих поясах вулканизм развивается по-разному, в зависимости от движений тех или иных литосферных блоков.

Взаимодействия соседних континентальных и океанических суперрегиональных блоков на контактах двух разных сходящихся друг с другом плит обусловливают активный (тихоокеанский) характер краев континентов. Взаимодействия таких же блоков в пределах одной и той же плиты без поддвига определяют пассивный (атлантический) характер этих краев. Активные края отличаются большой подвижностью, сильными землетрясениями, мощным развитием андезитового вулканизма, формированием структур островных дуг в одних случаях, горных систем андского типа в других. Для пассивных краев континентов характерны относительно малая подвижность, умеренная сейсмичность, слабые проявления щелочного базальтового вулканизма. Вдоль пассивных краев формируются вулканические острова типа Канарских.

Взаимоотношениями суперрегиональных и панрегиональных литосферных блоков обусловлены общие процессы превращения океанической литосферы и земной коры в континентальную. Они заключаются в формировании подвижных поясов зон океана, в которых происходят сильные прогибания, накопление мощных осадков, развитие базальтового вулканизма. В дальнейшем эти осадочно-вулканогенные толщи сминаются и превращаются сначала в островные дуги, а затем в складчатые горные сооружения - орогены. Этот процесс сопровождается гранитным магматизмом и кислым вулканизмом. Такие подвижные зоны получили название геосинклинальных. Они образуют как тихоокеанские, так и атлантические окраины континентов. Под влиянием складчатости, магматизма и метаморфизма подвижные ранее геосинклинальные зоны стабилизируются - превращаются в молодые платформы, которые причленяются к древним ядрам континентов.

Таким образом, континенты состоят из очень разнородных и разновозрастных литосферных блоков, более древних в ядрах континентов и более молодых на их периферии. С этими разными блоками связаны проявления разного по составу магм и типу магматизма и вулканизма.

Континентальная литосфера может снова превратиться в океаническую вследствие разломов, раздвижения и переработки континентальных суперрегиональных и панрегиональных литосферных блоков. Эти процессы сопровождаются мощными проявлениями вулканизма щелочной базальтовой магмы.

Как следует из сказанного, распределение вулканов на Земле сложно. Оно еще более усложняется общими движениями литосферных плит и дифференцированных подвижек, составляющих плиты литосферных блоков. Эти движения и подвижки в одних случаях (при растяжении литосферы) способствуют, а в других случаях (при сжатии) - препятствуют развитию вулканизма. В каждом конкретном районе он развивается по-особому. Поэтому для понимания закономерностей размещения вулканов в том или ином районе важно знать историю развития в нем литосферы.

Различают четыре типа вулканизма: срединно-океанический, периферийно-океанический, периферийно-континентальный, срединно-континентальный.

Для срединно-океанического типа характерны толеитовые и щелочные магмы. Этот тип подразделяется на рифтовый и послерифтовый подтипы. Первый связан со срединными подводными рифтами, второй - с глубоководными впадинами, поднятиями и островами на них.

Для рифтового подтипа характерны подводные вулканы небольших размеров, сложенные толеитовыми и в меньшей степени щелочными базальтами. По мере удаления от оси рифта на склонах подводных хребтов доля щелочных базальтов в вулканах увеличивается. В некоторых тектонических узлах при длительном развитии вулканы рифтового подтипа образуют острова сложного строения. Примерами могут служить вулканы Азорских о-вов, о-ва Вознесения, Св. Елены, Тристан-да-Кунья в Атлантическом океане, о-ва Галапагос в Тихом океане. На таких островах имеются большие кальдеры сложного строения. Лавы их сильно дифференцированы, вплоть до появления кислых разностей. Примерами являются лавы вулканов о-ва Пасхи в Тихом океане, о-ва Реюньон в Индийском.

Для послерифтового подтипа срединно-океанического вулканизма характерны крупные вулканы. Они формируются на больших разломах литосферных плит далеко от их границ, имеют разный возраст, закономерно уменьшающийся от одного конца разлома к другому. Таковы вулканы архипелагов: Гавайского, Лайн, Туамоту, Тубуаи, Кука и др. Эта разница в возрасте вулканов объясняется перемещением литосферных плит над "горячими точками", т. е. участками, в которых из нижней мантии поднимаются потоки разогретого вещества, несущие большое количество тепла, что обусловливает плавление верхней мантии, коры и возникновение вулканов. По мере смещения литосферной плиты над "горячей точкой" вулканы образуются во все новых участках разлома. Подобное расположение вулканов можно объяснить и постепенным смещением активного вулканизма вдоль разлома. Такие явления часто наблюдаются на континентах в геосинклинальных и орогенных поясах.

Основания послерифтовых вулканов сложены толеитовыми, а вершины - щелочными базальтами и трахитами.

Выделяются три ассоциации лав на океанических островах: щелочные базальты гавайского типа, щелочные базальты таитянского типа, щелочные калиевые трахибазальты. Последняя ассоциация развита на островах Атлантического и Индийского океанов, но отсутствует в Тихом. На дне океанов есть плосковершинные подводные вулканические горы - гайоты и погруженные потухшие вулканы, увенчанные коралловыми рифами. Их насчитывается несколько десятков тысяч.

Периферийно-океанический тип вулканизма развивается в областях поддвига океанических литосферных плит преимущественно в островных дугах и окраинных морях. Для него характерны щелочноземельная, толеитовая, базальтовая и андезитовая магмы, которые в тыловых зонах островных дуг сменяются высокоглиноземистой и далее щелочной магмами. Расположение этих зон обусловлено разной глубиной разломов, по которым происходит поддвиг океанических литосферных плит.

Щелочные базальты соответствуют наиболее глубокому положению зоны разломов. Если в срединно-океанических условиях толеитовые и щелочные базальты совмещаются в одних и тех же вулканах, то в островных дугах они пространственно разделены. Вулканы приурочены в островных дугах к их внутренним тектоническим зонам, где господствует растяжение. Для областей максимального растяжения характерно развитие базальтов как наиболее глубинных лав. Господствующее распространение имеют андезитовые лавы и пирокласты известково-щелочной магмы.

Происхождение андезитов различно. Наиболее вероятно их образование в островных дугах путем переплавления базальтовой магмой пород земной коры.

Как указывалось выше, при дифференциации андезитов ой магмы широко развивается кислый вулканизм. Для островных дуг характерны большие взрывные и провальные кальдеры, потоки и покровы кислых пирокластов, экструзивные лавовые купола. Развитие кислого вулканизма тем значительнее, чем более зрелой является та или иная островная дуга и чем большую толщину имеет земная кора. Есть пять подтипов периферийно-океанического "островодужного" вулканизма, соответствующих пяти типам островных дуг. Кислый вулканизм достигает максимальных масштабов в дугах камчатско-суматринско-новозеландского типа. Они являются переходными к окраинно-континентальным горным сооружениям. Так, при формировании кальдерных впадин Тоба на Суматре было выброшено около 2 тыс. куб. км кислых пирокластов, а в вулкано-тектонической зоне Роторуа в Новой Зеландии их объем достиг 8 тыс. куб. км. Кислый вулканизм связан в островных дугах с грабенсинклиналями, которые развиваются при участии вулканических процессов.

Вулканизм достигает в островных дугах наибольшей интенсивности и насыщенности поясов вулканами. С ними связаны около 60% молодых вулканов на Земле. Островные дуги связаны с Тихоокеанской впадиной. Даже Антильская и Южно-Антильская (Скоша) дуги в Атлантическом океане связаны с выступами тихоокеанской литосферы.

Окраинно-континентальный тип вулканизма приурочен к молодым горным складчатым поясам альпийского тектогенеза. Для него характерно развитие щелочноземельных андезитовых лав, преимущественное распространение продуктов кислого вулканизма, образование кальдер и больших покровов кислых пирокластов. Можно выделить два подтипа - американский и Тэтис.

Американский подтип приурочен к горным системам Анд Южной Америки и Кордильер Центральной и Северной Америки. Он обусловлен интенсивным поддвигом океанических литосферных плит Наска и Кокосовая под Южно-Американскую плиту. В Кордильерах Северной Америки эти процессы обусловлены дроблением края Северо-Американской литосферной плиты при взаимодействии ее с погруженным северным продолжением Восточно-Тихоокеанского поднятия и рифта.

Американский подтип характерен максимальными объемами вулканических образований. Так, в Андах объем кайнозойских орогенных вулканитов составляет 450 тыс. куб. км, в Центральной Америке - 120 тыс. куб. км, в Северной Америке - 600 тыс. куб. км. Однако насыщенность вулканами этих поясов значительно меньшая, нежели в островных дугах. Вулканы имеют относительно небольшие размеры. Абсолютные отметки их вершин весьма большие, но это обусловлено общим поднятием горных сооружений с насаженными на них вулканами.

В распределении типов магм отмечается определенная связь их с разной глубиной поддвига литосферных океанических плит. Так, в южной части Анд, где глубины поддвига максимальные, наблюдается развитие высокоглиноземистых базальтов. В среднем отрезке Анд, в условиях меньших глубин поддвига, распространены андезито-дациты и кислые пирокласты-игнимбриты. Севернее, где глубина поддвига снова увеличивается, развиты андезито-базальты. Вулканы связаны с грабенами и сходны с вулканами зрелых островных дуг. По мере продвижения к востоку и в связи с увеличением глубины разломов в зонах поддвигов появляются щелочные лавы. Вулканы имеют сложное строение, сформировались в течение нескольких циклов вулканизма.

Подтип Тэтис периферийно-континентального вулканизма связан с орогенными сооружениями, протягивающимися от Филиппин до Средиземного моря. Для него характерны значительно меньшие масштабы проявлений вулканизма. Общий объем кайнозойских вулканитов составляет 125 тыс. куб. км, что в несколько раз меньше их объема в Северной Америке. Здесь отсутствуют глубинные поддвиги крупных литосферных плит, а отдельные блоки их, образующие те или иные срединные массивы, испытывали преимущественно вертикальные перемещения. Для вулканизма характерна в основном щелочноземельная магма. Однако в пределах срединных массивов распространение получил и щелочной вулканизм. Плотность размещения вулканов небольшая, но имеются крупные региональные тектонические узлы, в которых сосредоточено большое количество вулканов. Так, на Армянском вулканическом нагорье несколько сот вулканов, а объем вулканических пород - 40 тыс. куб. км. В таких узлах - быстрое изменение характера магм при переходе от одних тектонических блоков к другим. Это можно объяснить разной глубиной питания вулканов при вертикальных и горизонтальных поддвижках литосферных блоков. Распределение вулканов в Карпатской горной дуге напоминает их размещение в островных дугах. Вулканы Евразиатского альпийского орогенного пояса Тэтис имеют значительные размеры и отличаются сложностью строения. Однако кальдерообразование в них развито слабо. В связи с этим и распространение покровов кислых пирокластов ограничено.

Срединно-континентальный тип вулканизма приурочен к активизированным континентальным платформам. Для него характерна щелочная базальтовая магма. Можно выделить большое количество подтипов этого вулканизма. Наиболее общее деление позволяет выделить дорифтовый и рифтовый подтипы. Каждый из них подразделяется на разновидности. Дорифтовый подтип делится на центральноазиатскую и центральноафриканскую разновидности. Рифтовый подтип можно подразделить на танганьикскую, кенийскую, афарскую и красноморскую разновидности.

Дорифтовый подтип приурочен к обширным сводам активизированных платформ. Он представлен щелочным базальтовым составом лав и пирокластов.

Центральноазиатская разновидность дорифтового вулканизма приурочена к слабо активизированным сводовым поднятиям в условиях общего их растяжения. По редким разломам возникают линейные группы небольших базальтовых шлаковых конусов, сопровождающихся длинными потоками лав. Они приурочены к долинам рек и образуют в них террасы. Реже возникают покровы базальтов.

Центральноафриканская разновидность дорифтового вулканизма связана с сильно активизированными сводовыми поднятиями платформ. Примером может служить нагорье Тибести. Здесь формируются огромные вулканические щиты, осложненные кальдерами больших размеров. В последних расположены сложные центральные конусы. Дифференциация щелочных базальтовых магм проявилась очень сильно и обусловливает образование кислых разностей лав и мощных пирокластических толщ. Вулканические аппараты разнообразны по своему строению, отличаются большой сложностью. Расположенные на приподнятых сводах вулканы имеют большие абсолютные высоты.

Рифтовый подтип срединно-континентального вулканизма очень разнообразен. Можно выделить танганьикскую, кенийскую и афарско-красноморскую его разновидности.

Танганьикская разновидность связана с некоторыми щелевыми рифтами начальных фаз континентального рифтообразования. Это полуизолированные грабены. Сводовые поднятия выражены слабо. Щелочной базальтовый вулканизм проявляется только в грабенах и на перемычках - на бортах грабенов он отсутствует и за пределами рифтовых зон не проявляется. Вулканы в грабенах имеют небольшие размеры и расположены группами среди лавовых покровов. Щелочные базальты отличаются высоким содержанием калия и пониженным натрия. Это характерно для вулканизма в платформенных обстановках.

Кенийская разновидность приурочена к развитым рифтовым системам, которые связаны с крупными активизированными платформенными сводами. Такие рифты отличаются интенсивным длительным развитием вулканизма, образованием огромные лавовых базальтово-нефелинитовых и трахитовых щитов до 200 км в поперечнике и до тысячи метров мощностью. Эти щиты распространены далеко за пределами рифтов. Их объемы достигают десятков тысяч кубических километров. Этим кенийская разновидность вулканизма сходна с центральноафриканской (нагорье Тибести). Вулканы последующих фаз развития вулканизма приурочены к бортам и осям рифтов. Они очень разнообразны - от небольших шлаковых конусов до огромных сложных кальдер. Лавы и пирокласты изменяются от ультраосновных и основных до кислых. Все это создает большое разнообразие вулканов. Наблюдается чередование фаз трещинных извержений с последующим образованием центральных вулканов.

Афарско-красноморская разновидность представляет собой дальнейшее развитие вулканизма рифтового подтипа. Рифты Афара и Красного моря - это переход к зачаточным океаническим впадинам. Для вулканизма характерны переходные черты от континентального к океаническому. В рифтах с корой, близкой к океанической, вулканы образованы в одних местах щелочными оливиновыми, а в других - толеитовыми базальтами. Размеры вулканов уменьшаются, а строение их упрощается. Это справедливо для поздних фаз развития рифтов Афара и Красного моря; в ранние же фазы происходило образование огромных лавовых щитов, аналогичных кенийским.

В настоящей работе показаны общие закономерности в распределении вулканов на Земле и дано их описание. При ее написании автор ориентировался на ведущие направления в современной геологии и вулканологии.

Следует отметить, что в литературе отсутствуют достаточно подробные описания вулканов мира. Широко известные в свое время сводки-описания вулканов, выполненные на немецком языке К. Заппером (1927) и В. Вольфом (1929-1931), устарели. Кроме того, они являются библиографической редкостью. Более поздние издания - составленный на английском языке каталог (В. Кеннеди, Д. Ричи, 1947) и многотомный каталог Международной вулканологической ассоциации (1951-1955) - ограничиваются краткими сведениями только об активных вулканах (они также устарели).

В более поздних сводках вулканов мира (В. А. Апродов, 1965; И. В. Лучицкий, 1971; В. И. Влодавец, 1973; А. Е. Святловский, 1975; И. И. Гущенко, 1979; "Перечень активных вулканов мира", издание Вулканологического об-ва Японии, 1971; "Карта вулканов мира", издание Интернационального центра геофизики и геохимии Земли, 1979) даются сокращенные перечни вулканов.

Многие сведения о тех или иных вулканах приводятся также в работах Лучицкого (1971, 1978, 1981), Макдональда (1975), Мархинина (1967), Милановского и Короновского (1973), Ритмана (1964), Радулеску (1979), Святловского (1959, 1971, 1975), Эрлиха (1973), Булларда (1976), Бутце (1956), Эсперанца (1948), Крафта (1974), Масланкевича (1961), Вилькоксона (1967) и др.

Большое количество использованных в настоящей работе источников делает нецелесообразным частые ссылки на них при описании отдельных вулканов. Наиболее важные источники указаны в списке литературы.

В данной книге приведена сводка-описание молодых плиоцен-четвертичных активных и потухших вулканов в главных вулканических поясах. В ней описано более 3 тыс. вулканов. Хронология извержений не приводится, так как этому вопросу уже посвящена работа, опубликованная Гущенко (1979). Использованная для сводки литература насчитывает около 5 тыс. наименований.

Описание вулканов мира сведено в шесть крупных разделов. Первый посвящен вулканам островных дуг Тихого океана (Западно-Тихоокеанский пояс), второй - вулканам активных континентальных окраин и переработанных островных дуг Америки (Восточно-Тихоокеанский пояс), третий - вулканам альпийских горных поясов и межгорных впадин Евразии (Индокитайско-Средиземноморский, или Тэтис). В четвертом разделе описываются вулканы внутриконтинентальных поясов Африки и Аравийского п-ова, в пятом - внутриконтинентальные вулканы Евразии, в шестом - вулканы океанических впадин. Разделы состоят из частей, содержащих характеристику тех или иных суперрегиональных вулканических поясов. Части подразделяются на главы, посвященные вулканам меньших по масштабам панрегиональных поясов.

Вулканы