Реконструируя древние вулканические постройки и различные их группы, включая вулканические области, необходимо ясно представлять главнейшие черты морфологии современных вулканов.
Это вполне естественно, так как, во-первых, следует знать, на что должно быть направлено исследование и что должно быть реконструировано, а во-вторых, только в процессе сравнения с современными объектами могут быть выявлены главные отличительные черты древних и современных вулканов и вулканических областей, т. е. в конечном счете установлены основные черты изменчивости сравниваемых объектов во времени, определяющие направление их эволюции.
Хорошо известны как положительные, так и отрицательные формы современных вулканических построек. В сложном многообразии взглядов на вопросы систематики главных особенностей их морфологии следует при палеовулканологических реконструкциях учитывать лишь те наиболее характерные признаки этих вулканов, которые имеют существенное значение для поставленных целей. В таких именно палеовулканологических аспектах систематика современных вулканов была рассмотрена в связи с разработкой основ палеовулканологии, и с некоторыми уточнениями в кратком виде она может быть здесь представлена.
Среди положительных форм современных вулканических построек можно различать слоистые и шлаковые вулканические конусы, щитовые вулканы и вулканические плато, а также вулканические куполы.
Слоистые вулканические конусы, или стратовулканы, относятся к ряду полихостных высоко насыпанных) построек с чередующимися слоями рыхлого (тефрового) и лавового материала. В континентальных условиях они достигают нескольких километров в высоту, склоны их наклонены под углом от 30 до 40 к горизонту. В основании они могут занимать площадь с сечением 12—15 км, а с учетом обычно опоясывающего их шлейфа — 20—25 км, т. е. более 150 км2, что отвечает объему примерно 200 км3. Таковы, например, размеры одного из самых крупны) континентальных вулканов — Ключевской сопки на Камчатке. Размеры подводных вулканов еще более значительны; так, при высоте до 4000 м и пологих склонах (около 20) они имеют площадь основания около 440 км2 с сечением 20—25 км и объемом около 570 км3 (например, подводные вулканы Хендерсон, Скриппс, Джаспер).
Шлаковые конусы обычно значительно меньше по размерам. Высота их из меряется немногими десятками метров, иногда достигает сотни метров и сравнительнс редко оказывается еще более значительной. Такие конусы часто располагаются на склонах крупных стратовулканов либо концентрически, либо следуя радиальным направлениям. Однако нередки случаи рассеивания их вдоль более или менее обширных депрессий, например Ключевской дол, где эксцентрическая деятельность крупных вулканы привела к образованию более 300 шлаковых конусов, сосредоточенных на площади 49 х 90 км, удлиненной в северо-восточном направлении, параллельно простиранию гласных структур Камчатки. По данным А. Н. Сирина можно соответственно различать эксцентрическую деятельность адвентивного и ареального типа. Он подчеркнул, кроме того, что в поле распространения эксцентрических куполов обычны также экструзии. Внутреннее строение шлаковых конусов может существенно варьировать; наряду с собственно шлаковыми накоплениями могут формироваться рыхлые конусы со стрежнем спекания и конусы с лавовым стержнем. Отсутствие связей шлаковых конусов с крупными вулканическими постройками достаточно характерно также для сравнительно молодых вулканов Гегамского хребта в Армении. Конические постройки постоянно сопровождаются околовершинными углублениями — кратерами, размеры которых могут сильно варьировать в зависимости от величины конусов. Наиболее крупные достигают 2—2,5 км в поперечнике; большего размера вулканические депрессии, имеющие циркообразные формы, обычно называют кальдерами и относят к ряду структур, возникающих вследствие обрушения, тогда как обычные кратеры (впрочем, далеко не все) считают результатом взрывов. Кратеры представляют собой прямое продолжение уходящего от них на глубину канала (conduit), образующего жерловину, через которую извергается на поверхность глубинный материал. Внутри большого кратера может быть расположено несколько каналов (пример — вулкан Стромболи), в период покоя вулкана заполняемых отвердевшим лавовым материалом, образующим закупоривающую их пробку.
Внутри крупных депрессий нередко образуются небольшие вулканические конусы, а в итоге особенно крупные депрессии могут представлять обширные циркообразные впадины, в центре которых размещаются обычные вулканические конусы разнообразных размеров. Весьма крупные циркообразные впадины, опоясывающие вулкан, имеют либо вид, характерный для Пико-де-Тейде о-ва Тенерифе, где высокая коническая постройка действующего вулкана находится в центре округлой депрессии, окаймленной крутыми обрывами, либо вид, свойственный окружению Везувия, современный конус которого опоясан полукольцом соммы, но почти сросся с ней и отделен только сравнительно узкой полосой сохранившегося от разрушения дна депрессии (кальдеры), известного под названием Атрио-дель-Кавалло.
Разрастание молодого конуса внутри кольцевой депрессии, опоясывающей вулкан, может привести к почти полному срастанию ограничивающего депрессию эскарпа (обрыва) с конусом; эскарп тогда приобретает вид кольцевого вала, опоясывающего вулканический конус, подобно тому, как это наблюдается на склонах вулкана Авачинская сопка на Камчатке, а также многих вулканов Индонезии и других районов мира.
В целом нет, в сущности, ясных, морфологически определенных границ между кратерами и кальдерами, как нет различия и между эскарпами, ограничивающими кальдеру, и соммой вулкана, представляющей горную гряду, окаймляющую вулкан, подобно сомме Везувия. Вряд ли можно проводить различия между кратерами и кальдерами также и по тому признаку, что кратеры образуются в связи с процессами аккумуляции, а кальдеры являются деструктивными формами-рельефа. Аккумуляция и деструкция протекают во время вулканических извержений одновременно, поэтому и здесь строгие границы не могут быть указаны, так как невозможно установить, когда закончились процессы аккумуляции и началась деструкция вулканической постройки.
Щитовые вулканы и вулканические плато имеют общие черты строения, связанные с принадлежностью их к ряду полихорных, одновременно также полихитных (полихитос — обильно разлитой) вулканических построек. Щитовые вулканы отличаются присутствием центрального канала, с которым связаны трещинные питающие каналы. Среди таких вулканов имеются не только полихорные постройки, обширные и весьма протяженные, но и их эмбрионы, имеющие сравнительно малые размеры. Среди вулканических плато, формирующихся вследствие трещинных, как обычно предполагают, извержений, известны не только широко распространенные базальтовые, но также игнимбритовые или риолитовые. Оригинальный тип представляет фонолитовое вулканическое плато рифтовой системы Восточной Африки. Относительно игнимбритовых или риолитовых плато трудно сказать, сложены ли они лавовыми покровами или возникли вследствие эксплозионных извержений и выброса в воздух пирокластического материала. Поэтому не все вулканические плато, по-видимому, могут быть отнесены к полихитному ряду.
Типовыми примерами щитовых вулканов являются вулканические постройки Гавайских островов и их аналоги, известные среди постгляциальных угасших вулканов Исландии. Такие вулканы построены преимущественно или почти исключительно из лав и возникают в результате излияний, сопровождаемых эксплозиями лишь в ограниченной степени. В процессе излияний сравнительно легко растекающиеся лавы, имеющие базальтовый состав, распространяются на большие площади, вследствие чего мощности отдельных покровов на краях снижаются до нескольких дециметров или даже сантиметров. В итоге многократных излияний образуется вулканическая постройка с очень пологими склонами, наклоненными под углом не более 10—12 к горизонту, а к подножию до 4 и менее.
Размеры щитовых вулканов могут быть очень крупными. Так, Мауна-Лоа в группе сопровождающих его действующих (Килауэа) и угасших вулканов возвышается на 4170 м над ур. моря, а его подножие расположено на океаническом дне на 500 м ниже этого уровня. Таким образом, полная высота вулкана Мауна-Лоа превышает 9000 м. Соответствующий объем только надводной части постройки может быть определен примерно в 6,5 тыс. км3, а весь — около 25 тыс. км3. Щитовые вулканы Исландии несравненно меньше гавайских. Высота их обычно варьирует в пределах от 60 до 600 м и лишь в отдельных случаях (вулкан Хердубрейд) оказывается равной 1200 м. При средних углах наклона около 3 это дает примерные объемы построек до 750 км3.
Подобно коническим постройкам в вершинной части щитовых вулканов располагаются один или несколько кратеров, окруженных кальдерами. На Мауна-Лоа кальдера имеет размеры 2,8 х 5,6 км, на Килауэа — от 2,8 х 4 до 4 х 5,6 км. Размеры и глубина их варьируют в связи с тем, что дно кальдер то заполняется лавой, то проседает, вследствие чего образуются террасовидные уступы. Глубина кальдер достигает 100—200 м. Стенки их отвесны. Кратеры внутри кальдер имеют вид колодцев, называемых пит-кратерами, т. е. шахтными кратерами, или кратерными колодцами. Размеры их около 60 м в поперечнике. Склоны щитовых вулканов обычно рассечены трещинами, вдоль которых располагаются небольшие адвентивные шлаковые конусы разбрызгивания, остающиеся после образования лавовых потоков, изливающихся из таких трещин и стекающих вниз по склону, распадаясь на отдельные рукава. Общая длина потоков может достигать нескольких десятков километров при ширине до 3—5 км и средней мощности 5—10 до 15—20 м. Рифтовые трещины в сопровождении хорошо выраженных в рельефе эскарпов прослеживаются на расстояния, измеряемые десятками километров.
Вулканические плато лучше всего изучены на примере Исландии, а в более древних областях их представляют хорошо известные по разнообразным описаниям базальтовые плато Колумбии в Северной и Параны в Южной Америке, Декана в Индии, Туле в Гренландии. Среднесибирское в нашей стране и так далее. Отличительные черты таких плато — исключительно широкое распространение базальтовых лав на огромных площадях, измеряемых многими тысячами квадратных километров, а также колоссальные объемы излившихся масс, достигающие многих сотен тысяч и даже превышающие 1 млн. км3. Эти плато формируются преимущественно в результате деятельности трещинных излияний, но при участии, иногда значительном, также центральных излияний, сопровождаемых образованием более или менее многочисленных щитовых и иногда типа вулканических построек. Тиррель считал, что на ранних стадиях базальтовые лавы образуют щитовые вулканы и изливаются из их центральных каналов и отчасти через трещины на склонах построек; затем, когда плоский конус достигает пределов возможного роста, происходят обрушения вдоль концентрических сбросов, возникающих вследствие снижения давления со стороны глубинного расплава и вызывающих образование на поверхности кальдер. Дальнейшая эмиссия лав имеет место при трещинных извержениях на склонах вулканов и в промежутках между ними, а также вдоль рифтовых систем, которые определяют положение вулканов и пути миграции их лав. Вольф также давно уже отмечал существование переходов между трещинными и центральными извержениями, формирующими базальтовые плато. Поэтому представляется малооправданной попытка выделить наряду с базальтовыми плато, возникающими в результате трещинных излияний, и вулканическими областями с вулканами центрального типа (вулканическими конусами) также еще и смешанный тип в качестве представителя особого типа вулканических плато. Базальтовые плато образуются в результате совместного действия трещинных и центральных извержений с варьирую щей ролью каждого из участков общего процесса формирования системы сравнительно плоско залегающих покровов.
Риолитовые плато привлекли внимание широкого круга исследователей после того, как Маршалл опубликовал результаты изучения риолитов района Таупо—Роторуа в Новой Зеландии и выделил новый тип пород, названный им игнимбритами. Впрочем, подобные плато были известны и ранее, примером чему служит Йеллоустонский национальный парк в США. С названными регионами сравнима по объему извергнутых риолитовых масс, по-видимому, только область оз. Тоба на Суматре, описанная Беммеленом как пример вулкано-тектонических депрессий; меньшего размера риолитовые плато имеются в районах Асо (Япония), Чирикау (Аризона), в горах Вэллис (Нью-Мексико), в Сан-Хуане (Колорадо) и других районах. Площади, занимаемые такими плато, достигают 100 х 150 км (Таупо-Роторуа) при мощности отдельных плащеобразно залегающих игнимбритовых пластов 30—150 м, а общий объем извергнутых риолитовых масс оценивается в 70000 км3. В области оз. Тоба на Суматре риолитовое плато занимает площадь около 20000—30000 км2. Предполагается, что образование риолитовых плато связано с процессами проседания обширных территорий над скрытыми на глубине магматическими камерами. Коте предложил называть риолитовые плато леколитами (lekos — тарелка, впадина, ложбина). Этим названием он обозначает более или менее изометричные прогибы (бассейны), заполненные полого лежащими риолитовыми пластами с почти плоской современной поверхностью, несколько вогнутой в центре. Диаметр такого прогиба значительно больше глубины.
О нефелиновых плато пока известно сравнительно мало. Единственным эталоном такого рода вулканических построек может служить нефелиновое плато, известное по краткому описанию Кинга. Он выделяет нефелиновое плато к ВСВ от оз. Виктория на территории протяжением около 400 км при ширине до 200—250 км. Плато образуют обширные потоки фотолитовых лав, изливавшихся, по Кингу, через систему трещин. Возраст фонолитовых лав определен в 11—14 млн. лет; лавы подстилаются ранними базальтами рифтовой зоны и перекрываются трахитами, фонолитами и нефелинитами, среди которых наблюдаются реликты древних вулканических построек центрального типа, а затем — позднетретичными базальтами.
Вулканические куполы, наиболее полно изученные Вильямсом и Лейденом, представляют крутостенные вязкие протрузии лав, образующие более или менее ясно выраженные куполовидные массы вокруг своего выхода. Среди них можно различать выжатые куполы (plug domes), выполняющие жерловины вулканов, эндогенные куполы, рост которых осуществляется, как полагает Вильямс, за счет расширения изнутри, и экзогенные куполы, образующиеся при поверхностных извержениях, особенно часто из центрального вершинного кратера. К выжатым куполам относятся твердые интрузии очень вязкой магмы, называемые также скальными иглами. Некоторые исследователи к вулканическим куполам относят также куполовидные вздутия, возникающие в процессе течения лавы (бескорневые куполы Ритмана, его же куполы течения и т. п.). К типичным примерам вулканических куполов относятся многие вулканические постройки Оверни, впервые описанные под таким названием Скропом; купол вулкана Пеле, сопровождаемый обелиском, возникший после извержения 8 мая 1902 г.; купол, образовавшийся при извержении вулкана Безымянного в 1956 г., и др.
Рассмотренные главнейшие типы вулканических построек, возникающих в процессе извержений и дающих положительные формы рельефа, могут быть достаточно определенно реконструированы по данным геологического картирования и изучения фациальной изменчивости вулканогенных пород в наблюдаемых разрезах. Более того, некоторые типовые формы таких построек, в частности вулканические плато, в значительной степени представляются более выразительными в тех регионах, где вулканическая активность прекратилась сравнительно давно. В особенности это касается базальтовых плато, примеры которых более наглядны среди относительно древних вулканических областей. Что касается нефелиновых плато, то пока единственным строгим их образцом служит южная часть рифтовой зоны Восточной Африки.
Среди отрицательных форм рельефа, обусловленных вулканической деятельностью, наряду с уже упоминавшимися кальдерами, иногда достигающими значительных размеров, могут быть названы также вулканические грабены и расселины, вулкано-тектонические депрессии и другие вулкано-тектонические структуры. Однако все эти формы (кроме кальдер) сами по себе представляют в большинстве случаев результат различного рода реконструкций, основанных на данных геологического картирования, сопоставления разрезов, исследования фациальной изменчивости отложений и тому подобных построений. Поэтому заслуживают дополнительной характеристики только кальдеры как соответствующий тип вулканических построек, хорошо известный в областях распространения современных вулканов, который может служить эталоном для сравнения при изучении древних вулканических областей, где такие постройки могут быть реконструированы на основе специальных палеовулканологических исследований.
Морфология кальдер достаточно разнообразна, вследствие чего для них предложены различные классификации и разработаны разные варианты объяснения их происхождения. Вильямс, наиболее детально изучавший кальдеры разных районов мира, различал кальдеры эксплозивные, небольшие и весьма редкие (примеры Таравера в Новой Зеландии и Бандай в Японии); кальдеры обрушения типа Кракатау, Килауэа, Катмай, Гленко; смешанные кальдеры обрушения, возникающие вследствие изменения формы или объема магматического тела на глубине; эрозионные кальдеры. Кальдеры типа Кракатау, по Вильямсу, в первом его варианте образуются в результате повторных интенсивных кратковременных эксплозий, сопровождаемых массовыми выбросами пемзы и пепла, что вызывает истощение магматической камеры на глубине и проседание ее кровли. В случае, когда такое проседание кровли магматического очага происходит вследствие излияния лав на склонах вулкана или лайковых интрузий и внедрения силлов, что приводит к опорожнению центральной горловины, речь может идти о кальдерах типа Килауэа. Пример кальдер такого типа — Ньямлагира, Мокувеовео и Аскья. Катмайский тип отличается, по Вильямсу, участием наряду с эксплозиями и обрушением стенок также процессов внутреннего растворения, выраженных в появлении контаминированных пород в окружении кальдеры. При обрушении кровли магматической камеры вдоль кольцевых трещин, с чем связано опускание цилиндрических блоков коры, можно говорить о кальдерах типа Гленко.
В общую систематику отрицательных форм вулканического рельефа Вильямс вводил еще и криптовулканические структуры, вулканические грабены и расселины или трещинные троги, а также различные вулкано-тектонические структуры — название, которое он применил к своей классификации вслед за Беммеленом. Однако происхождение криптовулканических структур постоянно вызывает дискусси, и связь их с вулканической деятельностью во многих случаях ставится под сомнение. Что касается разного рода вулкано-тектонических структур, то их включение в единый ряд с кальдерами вряд ли оправдано. Эти структуры не имеют непосредственного отношения к вулканической деятельности. Они представляют результат сложного взаимодействия тектонических и магматических процессов, выявляемых на основе геологических построений, прилагаемых к элементам строения земной коры, формировавшимся длительное время, и, таким образом, отнюдь не принадлежат к эталонам структуры, возникшей в результате современной вулканической деятельности.
Рассмотренный ряд кальдер, намеченный Вильямсом еще в 1942 г., был существенно расширен им позднее совместно с Мак Бирнеем. В этом новом варианте систематики кальдер дано их определение как обширных вулканических провальных депрессий, более или менее округлой формы, с диаметром, во много раз превышающим расположенные в них жерловины. Размерами кальдера отличается от кратера, значительно меньшего, чем она, и представляющего конструктивную, а не деструктивную форму. Опускания размерами менее 1 км в поперечнике выделены в качестве пит кратеров, или кратерных колодцев. Название «кальдерное опускание» (cauldrons), как указывают Вильямс и Мак Бирнеи, следует применять к кальдерам, образующимся, хотя бы частично, путем пассивного погружения в обширный неглубокий магматический резервуар Диаметр кальдерного опускания приближается или в некоторых случаях превышает размеры сопровождающего конуса, но имеются многие такие опускания, в которых нет крупных вулканов. Резких различий между кальдерами и кальдерными опусканиями нет, извержения на поверхности и опускание в неглубоко залегающую магматическую камеру типичны для тех и других Принципиальное отличие состоит в том, что кальдеры сопровождаются обрушением, следующим за удалением магмы из глубинной камеры, тогда как кальдерные опускания представляют результат от пассивного погружения кровли в стационаруную или поднимающуюся вдоль трещин магмагическую массу.
Общий ряд, охватывающий большинство, но не все кальдеры в новом варианте Вильямса, совместно с Мак Бирнеем, включает 7 типов: Кракатау, катмайский, Вэллис, гавайский, галапагосский, Масайя и Атитлан. Тип Кракатау образуется при опускании вершины крупного сложного вулкана вслед за эксплозивным извержением из одной или нескольких жерловин, в некоторых случаях — из дугообразных трещин на его склонах. Объем выбросов обычно значительно меньше 100 км Катмайский тип представляет результат обрушения вследствие дренирования центрального магматического резервуара, питающего новые вулканы или трещинные извержения вне пределов основания конуса. Тип Вэллис возникает вследствие опускания вдоль дугообразных трещин, независимо от ранее существовавших вулканов, одновременно с разгрузкой колоссальных объемов силикатной пемзы, обычно значительно больших 100 км3. К гавайскому типу относятся случаи обрушения вершины щитового вулкана на поздней стадии его роста. Первоначальное вздутие сменяется подземным дренированием основной магмы из-под вершинной области в рифтовые зоны и во многих случаях посредством боковых извержений лавы. Галапагосский тип также связан с обрушением, происходящим на последних стадиях роста базальтового щитового вулкана, но является следствием инъекций магмы и извержений лавы через окаймляющие трещины, расположенные близ вершины, реже через радиальные трещины на флангах щита. Тип Масайя возникает при постепенном опускании обширных неглубоких депрессий, занимающих центральную часть невысокого уплощенного щита; извержения через дугообразные и радиальные трещины вне кальдеры не происходят, и почти все лавы располагаются внутри сложного эскарпа. Тип Атитлан образуется при кальдерном опускании независимо от прежнего конуса, но сопровождается извержениями из вулкана близ его края или соседних трещин. Весь этот перечень сам по себе интересен, но не вносит существенно новых сведений, позволяющих расширить перспективы палеовулканологических реконструкций. По-видимому, детали строения кальдер редко могут быть восстановлены с такой полнотой, чтобы можно было провести разграничения между представителями такого длинного ряда эталонов. Тем не менее знание этих эталонов может способствовать большей полноте проводимого палеовулканологического исследования. Важно, кроме того, иметь некоторые общие представления, касающиеся дискуссий о строении и происхождении кальдер.
Новые веяния в систему общих представлений о строении кальдер внесли геофизические исследования, осуществленные в Японии, Индонезии, отчасти в Италии Йокоямой, на Гавайских островах — Коянаги с соавторами. Эти исследования показали, что по гравиметрическим наблюдениям кальдеры могут быть разделены на две группы с типичными для них либо отрицательными, либо положительными аномалиями силы тяжести, сосредоточенными в центральной части депрессии. По мнению Йокоямы, первая группа кальдер отличается присутствием рыхлого пористого материала, богатого кремнеземом, заполняющего ранее образовавшуюся впадину. Для второй группы характерна аккумуляция на дне кальдеры плотного мафического материала. Расчеты Йокоямы привели его к выводу, что основание рыхлых накоплений в краевой зоне кальдеры первой группы очень полого наклонено к их центру. Все это позволило ему утверждать, что кальдеры первой группы образовались в качестве отрицательных форм рельефа прежде, чем они были заполнены рыхлым материалом. Общая история образования таких кальдер была объяснена Йокоямой в соответствии с взглядами Минато с соавторами, предполагавших, что кальдера Сикоту, принадлежащая первой группе, образовалась вследствие извержения магмы через систему трещин, возникших вследствие расширения магматического очага, расположенного на сравнительно небольшой глубине. В результате сильнейшего извержения кровля маг матического очага была разорвана на мелкие части, и образовавшиеся обломки стали падать на дно возникшей кальдеры В итоге кальдера была заполнена пирокластическим материалом того же типа, что и в ее окружении. Этот вывод Йокоямы принципиально противоречит представлениям Вильямса о том, что кальдера заполняется породами кровли магматического очага. Эти породы, как считал Вильямс, обрушиваются внутрь кальдеры вследствие утраты поддержки со стороны магматических масс, стремительно выбрасываемых из расположенной на глубине камеры при единовременной или многократных сильнейших эксплозиях.
Поддерживая взгляды Йокоямы, С. Арамаки отметил, что многие скважины, пробуренные в Японии на дне кальдер типа Кратер-Лейк, встретили породы цоколя на неожиданно небольшой глубине. Так, две скважины в кальдере Асо подсекли граниты, в кальдере Хаконе бурением в ряде точек вскрыто третичное основание, а в кальдере Какуто на юге Кюсю достигнута древняя вулканическая толща. Поэтому Арамаки считает, что внутренняя структура вулканической постройки много меньше морфологически выраженной на поверхности депрессии. Он предполагает формирование магматического очага на глубине около 10 км, откуда вследствие лавинообразно развивающегося процесса вскипания выбрасываются через сравнительно узкую жерловину пирокластические потоки. Так как вмещающие породы близ поверхности подвергаются дроблению извергающейся магмой, то верхняя часть жерловины приобретает форму плоской воронки, заполняемой пирокластическими потоками, а также резургентными обломками и глыбами.
Арамаки подверг также сомнению возможность строгой оценки количества литоидных обломков в пирокластике, что является одной из существенных опор в построениях Вильямса. Однако ограниченная роль материала старой постройки в пирокластических потоках представляется достаточно наглядной на примере многих, в том числе и японских (Асо и другие) кальдер, а построения Йокоямы —Арамаки противоречат широко известным данным о повсеместно наблюдаемых крутых обрывах, ограничивающих кальдеры.
Построения Йокоямы вызвали соответственно возражения со стороны Вильямса. Он подчеркивал, что такие построения противоречат относительно малому количеству довулканических и других каменных выбросов вокруг кальдер, а также данным о реальном наличии крутых, а не пологих наклонов стенок кальдер и кольцевых комплексов. Кроме того, он указал на существование вариаций гравианомалий в различных кальдерах. Хотя для многих (по Йокояме, для большинства) кальдер, сопровождаемых сильнейшими пемзовыми извержениями, обычны отрицательные гравианомалии от 10 до 30 мгал, кальдера Кратер-Лейк имеет гравианомалию менее 5 мгал, а кальдера Апойо в Никарагуа — положительную аномалию 30 мгал. Для кальдер типа Кракатау, по Вильямсу, возможны как отрицательные, так и положительные гравианомалии, в зависимости от высоты первоначального конуса, а также от глубины залегания и состава пород основания. Большинство отрицательных гравианомалий, по его мнению, может быть объяснено немногими сотнями или немногими тысячами метров пемзовых отложений и обломков осадочных пород в основании кальдеры. Положительные гравианомалии от 40 до 100 мгал характерны для гавайских кальдер Мауна-Лоа и Килауэа, а также Ленаи и Кауаи. Центр гравитационного максимума в большинстве случаев располагается на гавайских вулканах эксцентрически и может находиться за пределами ограничивающих разломов.
В заключение краткого очерка о кальдерах и кальдерных опусканиях отметим еще тип резургентных кальдер, выделенный Смитом и Бейли. Представителями этого типа они считают кальдеры Вэллис, Крид, Сан-Хуан, Сильвертон, Лейк-Сити и горы Тамбер. Все подобные структуры — это преимущественно крупные (десятки километров в поперечнике) формы, в которых кальдерный блок после первоначального опускания был приподнят и образовал структурный купол. Принимая кальдеру Вэллис в качестве модели и учитывая данные по другим кальдерам, Смит и Бейли выделили семь стадий образования резургентных кальдер и кальдерных опусканий: 1) региональное вздутие (tumescence) и образование кольцевых разломов, 2) кальдерообразующие извержения, 3) кальдерное обрушение, 4) предрезургентный вулканизм и седиментация, 5) резургентное куполообразование, 6) главный вулканизм кольцевых разломов, 7) заключительная деятельность фумарол и горячих источников.
Рассматривая происхождение резургентных куполов, Смит и Бейли считают маловероятным их образование над лакколитовой инъекцией или внедрившимся штоком и предполагают, что они возникают вследствие общего изгибания кальдерного блока под влиянием магматического давления. Магматическая резургенция может быть вызвана: 1) продолжающимся подъемом магмы, 2) гидростатической реакцией, 3) региональным прогибанием, вызывающим центрипетальное давление, 4) конвекцией и связанными с ней процессами, 5) возвратом к максимальному магматическому давлению. Образование резургентных куполов зависит, по Смиту и Бейли, от вязкости магмы, степени деформации кальдерного блока, отношения диаметра блока к его толщине, плотности блока, а также от других факторов. Поэтому такие купола наблюдаются не во всех кальдерах.
Приведенные данные позволили Смиту и Бейли поставить вопрос о пересмотре первоначальной классификации кальдер, предложенной Вильямсом. Они считают, что вулканические структуры обрушения образуют две группы: 1) ассоциирующиеся с мафическими щитовыми вулканами (тип Килауэа, по Вильямсу) и 2) ассоциирующиеся с различными вулканами и отличающиеся тем, что их возникновению предшествуют или его сопровождают извержения пемзы и пепла (тип Кракатау, по Вильямсу). Вторую группу они считают возможным разделить на: 2а) кальдеры, в которых обрушение сопровождается хаотическим расчленением опущенного блока (Кракатау), и 2б) кальдеры с когерентным блоком, опущенным вдоль кольцевых разломов. Резургентные кальдеры в этом ряду представляют особый случай или тип конечного генетического развития группы 2б. Подразделения 1, 2а, 2б считаются, по представлениям Смита и Бейли, расширенной версией классификации Вильямса с одним отличием: группа 2б охватывает только часть типа Гленко, включающего у Вильямса все классические кальдерные опускания и кольцевые комплексы.
Существенно новым со времени появления обзора кальдер, предложенного Вильямсом в 1941 г., было, по Смиту и Бейли, обнаружение спекшихся туфов в ассоциации с классическими кальдерными опусканиями и кольцевыми структурами. Подобные туфы сейчас известны в кольцевых структурах грабена Осло, в кальдерных опусканиях Сильвертона, в Северном Квинсленде и описаны в кальдере Гленко. В связи с этими относительно новыми данными Смит и Бейли поставили вопрос о причинах различий строения кальдер типа Гленко и Кракатау и высказали предположения о том, что в дальнейшем большинство кальдер мира окажется принадлежащим группе 2; в таком случае кальдерные опускания и кольцевые комплексы можно будет рассматривать как субвулканические эквиваленты кальдер этой группы.
Изложенные данные о существующих подходах к систематике кальдер важно учитывать при палеовулканологических реконструкциях в связи с тем, что многие из тех признаков морфологии кальдер, которые указываются различными исследователями в качестве типовых, отличающих одни кальдеры от других, могут быть выявлены в процессе изучения древних вулканических областей. Однако следует иметь в виду, что многие из указываемых в классификациях форм кальдер сами по себе реконструируются на основе геологических данных, а не относятся к типу современных образований. В частности, это относится ко многим из тех кальдер и кальдерных опусканий, которые сопровождаются кольцевыми структурами и спекшимися туфами. Именно этот ряд структур не может рассматриваться в качестве эталонов современных проявлений вулканической активности, так как установлен, в сущности, в древних вулканических областях (район Осло, Квинсленд и др.).
Заканчивая на этом краткий очерк некоторых особенностей морфологии современных вулканических построек, следует подчеркнуть, что большинство рассмотренных черт морфологии может быть более или менее строго реконструировано на основе данных детального гелогического картирования, хотя при этом могут возникать различные затруднения, особенно в связи с позднейшими деформациями вулканогенных толщ и их денудацией. Тем не менее в благоприятных условиях соответствующие реконструкции могут быть проведены и в пределах очень древних вулканических областей.