Розсування або розростання океанічного дна почалося понад 165 млн. років тому. Швидкість його змінювалась від 0,3 до 6,0 см./ рік. Дно Атлантичного океану на 30° північної широти розростається з постійною швидкістю 2 см/рік.

Розростання океанічного дна, за уявленнями прибічників неомобілізму, є однією з причин дрейфу материків. Спрощено це замальовується так. Земна кора Атлантичного океану разом із Серединним хребтом пересувається на захід до Антильських островів. Ще далі на захід вона заглиблюється під материк Америки й зникає. Одночасно на схід від Серединного хребта земна кора Атлантичного океану впирається у материк Африку, зрушує його на схід. Виходить, що розростання дна океану відбувається лише на схід від Серединного хребта, який переміщується на захід.

Серединний хребет Атлантичного океану вивчений найбільш детально. Він простягається вздовж осі на всю довжину океану і на півночі за материковим схилом з'єднується з підводним хребтом Північного Льодовитого океану. Звідти, вигинаючись, із заходу обходить острови Шпіцберген, простує до Ісландії й далі -- до Азорських островів. Між ними та Ісландією виникає відгалуження Атлантичного Серединного хребта у напрямку Девісової протоки між Гренландією та Лабрадором. Воно тягнеться також у напрямку на Гібралтар центральній частині Атлантичного океану, між Азорськими островами та екватором (острів Сан-Паулу). Серединний хребет утворює велику дугу, опуклу на захід до Центральної Америки. У Південній частині Атлантичного океану він простягається в напрямку островів Вознесіння, Трістан-де-Кунья та Буве. В цьому районі є відгалуження хребта, що простежується до Південно-Антильських островів. Далі Атлантичний Серединний хребет повертає на схід, з півдня огинає Африку й з'єднується з Серединним Індійським хребтом.

По сучасних уявленнях, серединний хребет між Шпіцбергеном і Гренландією своїм східним схилом примикає до материкового підніжжя і простягається у вигляді вузького гребеня, розбитого поздовжніми дислокаціями типу рифтів і ускладненого підводними вулканічними піками. Зона хребта збігається з поясом епіцентрів землетрусів. Південніше Шпіцбергену простягання хребта міняється з меридіонального на субширотне.

Меридіональний північний відрізок хребта одержав найменування хребта Кніповича, субширотна ділянка _ хребет Мона. Цей хребет значно ширший, у зводі його чітко вимальовуються рифтові морфоструктури, хребет розбитий також декількома поперечними розломами. Найбільш значний з них _ розлом Ян-Маєн, він супроводжується підводними і надводними вулканами. Південніше о. Ян-Маєн розташована наступна ланка системи _ хребет Кольбейнсей. Він стикається із шельфом Ісландії і рифтова зона його продовжується на поверхні Ісландії у вигляді Великого Ісландського грабена, борти і дно якого засіяні вулканами.

Острів Ісландія утворився шляхом нарощування базальтового Серединного хребта продуктами вулканічних вивержень [1]. З них складається плоскогір'я, підняте на 400--600 м над рівнем моря. Над плоскогір'ям ступенями піднімаються базальтові покриви, увінчані щитовими та конусними вулканами. Окремі вершини висотою до 2000 м. Вулкани стоять рядами вздовж розломів земної кори. Найбільший з видимих розломів -- Лакі -- довжиною понад 30 км. Ступінчата будова базальтового масиву Ісландії тотожна з будовою прилеглих підводних частин Серединного Атлантичного хребта. Там і там цоколь і нижній ступінь складають базальти найстарішого віку. Ступені над ними -- з базальтових покривів молодшого віку а наймолодші лави сучасних вивержень зосереджені вздовж рифту. Це приклад нарощування вулканічних хребтів шляхом послідовного накопичення вулканогенного матеріалу, а не розсування океанічного дна продуктами нових вулканічних вивержень, як твердять деякі сейсмологи. Осадкоутворення на острові відбувається дуже інтенсивно. Джерелом матеріалу для нових верств осадочних порід є величезні викиди крихкого вулканогенного матеріалу, який переробляють лід та льодовикові води.

Продовженням серединно-океанічної системи до півдня від Ісландії є хребет Рейк'янес. Серединно-океанічний хребет тут сильно розширюється. Уздовж розломів розташовані підводні вулкани, один з них викидався в 1963 р., у результаті чого тут утворився новий острів _ Сюртсей. Приблизно на широті Ірландії хребет розсічений поперечними розломами Рейк'янес і Гіббса, до останнього приурочена група підводних гір Фарадея. До півдня від них починається Північно-Атлантичний хребет, який до Азорських островів має майже меридіональне простягання. Азорський вулканічний масив розташований у зоні однойменного поперечного розлому, який прослідковується від підводної окраїни Північної Америки до Піренейського півострова. Південніше затоки Мейн із цією зоною розломів генетично пов'язаний ланцюг підводних вулканів Кельвін, потім до сходу від них _ вулканічний масив Корнер, а біля підводної окраїни Іберійського масиву _ група підводних вулканічних гір Горриндж і ін. У цілому це одна з найбільш активних вулканічних зон в Атлантиці. У 1957 р. тут відбулося велике підводне виверження, у результаті якого утворився новий вулкан Капеліньюш.

До півдня від Азорських островів розташована група підводних вулканічних гір Грейт Метеор (гори Платона), що утворюють поперечний гребінь на східному фланзі серединного хребта. Рифтова зона тут до 18° пн. ш. має південно-західне простягання. Хребет перетинається декількома широтними розломами, з них найбільш велика зона розломів _ Атлантис. Південніше, до екватора, простягання хребта міняється на південно-східне. У районі екватора хребет січе цілий ряд розломів, по яких окремі сегменти серединно-океанічного хребта зрушені по відношенню один до одного в східному напрямку. З найбільшими з цих розломів пов'язані глибокі поперечні западини, наприклад Романш із глибиною до 7856 м. Інші великі розломи в приекваторіальній частині серединного хребта _ Віма Сан-Паулу, Чейн. З розломом Сан-Паулу пов'язаний однойменний острів, який являє собою самотню скелю перидотиту, що піднімається над рівнем моря на сотню метрів. Вік перидотитів на о. Сан-Паулу _ 835 млн. років

До півдня від екватора простягається Південно-Атлантичний хребет, що зберігає в цілому меридіональне простягання. Поперечних січних розломів тут значно менше, ніж у Північній півкулі. Хребет сильно розвинутий у ширину, займаючи більш 1/3 загальної площі дна океану. З великими поперечними розломами пов'язані осередки сучасного чи недавнього вулканізму (о-ва Вознесіння, Св. Олени, Тристан-да-Кунья).

У районі вулканічного острова Буве, приблизно на широті 55° пд.ш. простягання хребта міняється на субширотне, і Серединно-Атлантичний хребет переходить в Африкансько-Антарктичний, що відрізняється меншою висотою і шириною, але зберігає рифтову структуру гребеня. Він обгинає Південну Африку і простягається далі в Індійський океан.

Рифтова зона Серединно-Атлантичного хребта на всій його протяжності від Норвезького моря до о. Буве збігається з поясом епіцентрів землетрусів, що продовжується далі до півночі, вже в Північному Льодовитому океані, і до сходу від о. Буве, уздовж Африкансько-Антарктичного підняття. Серединно-Атлантичному хребту притаманні також лінійні магнітні аномалії, на думку більшості дослідників найбільш характерні для серединно-океанічних структур. Сейсмічні дослідження показують ненормально високі швидкості пружних хвиль під рифтовою зоною хребта, а геотермічні _ високі значення теплового потоку. Таким чином, Серединно-Атлантичний хребет має всі типові геофізичні особливості, властивими цьому типу планетарних морфоструктур. У результаті драгування в рифтових зонах були виявлені ультраосновні породи і габро. Аналогічні результати були отримані також і при драгуванні в западині Романш. За уявленнями І.Н. Єльнікова і Г.Н. Лунарського (1970), западина Романш являє собою досить древнє утворення, що сформувалося, можливо, ще до виникнення серединного хребта, на що, на їхню думку, вказує значна потужність осадового шару і, очевидно, "іншого" шару на дні цієї западини. Зсув окремих сегментів хребта по розломах, у тому числі і по розлому Романш, здавалося б, суперечить цьому уявленню, але цілком припустимо, що при дуже давньому закладенні розлом продовжує бути досить активним.

2.1.2 Тихий океан є найбільшим водним басейном на Землі. Він розміщений між материками Азії, Австралії та Америки. Його площа _179,68 млн. км², середня глибина 3981 м. Він має округлі обриси, довша вісь його становить майже половину довжини земного екватора, коротша _ сягає 13000 км. Тихий океан має структурні береги, видовжені у напрямку простягання узбережних гір. Нерівності земної поверхні у ньому від западин дна до вершин прилеглих гір перевищують 14000 м [3].

Серединний хребет у Тихому океані знаходиться в східній частині його. Від Індійського хребта він тягнеться на схід, з півдня обходить Австралію, простягається на північний схід через о, Пасхи до Каліфорнії. Далі система підводних паралельних хребтів і жолобів простежується до Аляски. У Тихому океані планетарна система серединно-океанічних хребтів представлена Південно-Тихоокеанським і Східно-Тихоокеанським хребтами. Поділ на ці два хребти зовсім умовний. Власне кажучи це єдина структура, що характеризується зводоподібною будовою, з дуже великою шириною (до 2000 км), розбита січними розломами на ряд параллелепіпедальних сегментів, зміщених у латеральному напрямку відносно один одного. Рифтова структура осьової зони тут виражена слабкіше, ніж у Серединно-Атлантичному хребті, але інші характерні риси серединно-океанічних хребтів _ велика щільність земної кори під гребенем, сейсмічність, вулканізм високі значення теплового потоку, лінійні магнітні аномалії, розвиток ультраосновних порід у рифтовій зоні _ виявляються дуже яскраво. Цікава особливість Південно-Тихоокеанського хребта _ участь метаморфічних сланців у його геологічній будові.

Північніше екватора Східно-Тихоокеанський хребет помітно звужується. Чітко виражена рифтова структура хребта. У східній переважають великі глибоководні улоговини, які місцями прилягають до підніжжя материкового схилу Америки. Схили хребта мало виразні, тому його часто приймають за Східно-Тихоокеанське підняття. Тут виявлено систему поперечних розломів близько до широтного напрямку, розміщених між Алеутськими та Маркізькими островами. Найбільші розломи Кліппертон проходять в екваторіальній зоні океану. Простягаються від берегів Америки до центральної частини океану в напрямку островів Лайн. У районі цього архіпелагу розломи ложа вкриває вулканічний покрив, за межами якого на продовженні розломів розміщені глибокі жолоби. В районі острова Фенікс виявлений тектонічний уступ висотою понад 2000 м. По уявленнях американських учених (Менард, 1966;), у районі Каліфорнії серединно-океанічна структура поширюється на материк, захоплюючи гірський Далекий Захід США і західну частину Канади. З цим пов'язується утворення найбільшого активного розлома Сеіт-Аідреас, депресій Сакраменто і Йосемітської долини, брилових структур великого Басейну, Головного рифта Скелястих гір. З поширенням серединного хребта на материк, мабуть, пов'язане також утворення Каліфорнійського бордерленда. Північніше миса Аренас, частина серединного хребта знову виявляється розташованою в межах океану, утворюються підняття Горда і Хуан-де-Фука.

Крім серединно-океанічних хребтів в абісальній області Тихого океану є ряд інших найбільших гірських систем, але їх за будовою земної кори варто відносити до ложа океану.

2.1.3 Між Африкою, Південною Азією та Австралією лежить Індійський океан, його площа -- 74,92 млн. км. У південній частині Індійський, Атлантичний і Тихий океани зливаються, утворюючи єдиний водний простір навколо земної кулі[3].

Серединний хребет Індійського океану є продовженням Атлантичного, з яким з'єднується в районі улоговини Атульяс на південь від Африки. В Індійському океані хребет простягається на північний схід у напрямку о. Родрігес, а на південь від нього -- розгалужується: одна вітка тягнеться в напрямку о. Макуорі й далі в Тихий океан, друга (власне Серединний хребет Індійського океану) пролягає на північ до о. Чагос, потім -- на північний захід в Аденську затоку і Червоне море. В цьому районі рифт Серединного хребта Індійського океану з'єднується з материковим рифтом або зоною Великих розломів Східної Африки. На північ від островів Чагос тягнеться Мальдійський хребет. У центральній частині Індійського океану від Серединного відходить Південно-Східний Індійський хребет. Серединний хребет поділяє Індійський океан на західну та східну частини, будова дна яких істотно різниться. В західній частині його вона подібна до структури дна східної частини Тихого океану. Серединний хребет Індійського океану, як і Атлантичного, розчленований поздовжніми та поперечними розломами. З рифтами пов'язані діяльність вулканів, виверження базальтів.

У геологічній будові дна Індійського океану, крім молодих базальтів, виявлені масиви давніх, сильно серпентинізованих перидотитів, габро та зеленокам'яних порід. На Сейшельських островах відомі інтрузії гранітоїдів. Знахідки стародавніх кристалічних порід на Дні Індійського океану розглядають, як свідчення того, що ніби на його місці існував материк, який пізніше був подрібнений і знищений у процесі дрейфу материків.

Основу орографічного каркаса дна Індійського океану утворює система серединно-океанічних хребтів. Вона починається на південному-заході Західно-Індійським хребтом, що має північно-східне простягання і характеризується усіма відмітними ознаками рифтогеналі _ високим ступенем сейсмічності, підводним вулканізмом океанічного типу і рифтовою структурою гребеня. На східному схилі цього хребта розташовані два великих вулканічних масиви, що виступають над водою. Їхньої вершини утворюють острова Принс-Едуард і Крозе.

На широті близько 20°, на схід о. Родрігес, цей серединний хребет змикається з Аравійсько-Індійським і Центральноіндійським хребтами. Аравійсько-Індійський хребет у даний час вивчений набагато краще інших серединно-океанічних хребтів. Тут чітко виражена рифтова структура гребньової зони, установлений лінійний розподіл магнітних аномалій, сейсмічність, виходи ультраосновних порід на дні, тобто всі характерні ознаки рифтогеналей.

Повинні бути згадані також розломи, з якими пов'язані вузькі глибокі западини - Вім (6237 м) і Витязь (6400 м). Ці розломи мають північно-східне простягання, а приурочені до них западини - "троги" - набагато різкіше виражені в рельєфі, ніж рифтові долини.

На схід від Сокотри серединний хребет перетинає зона розломів Оуен, що починається на дні Сомалійської улоговини і потім продовжується до півночі від серединного хребта. З нею пов'язаний підводний хребет Меррей, що на відміну від інших підняттів ложа океану, сейсмічний. Це зближає його з хребтами серединно-океанічної системи. Хребет Меррей прослідковується аж до шельфу Пакистану. По географічним даним розлом Оуэн продовжується і на шельфі, очевидно, змикаючись з зоною розломів Кветта, що відокремлює гори Белуджистана від Індо-Гангської депресії.

По розлому Оуен серединно-океанічний хребет зрушений до півночі. Далі Аравійсько-Індійський хребет приймає майже широтне простягання і змінюється рифтово-бриловими структурами дна Аденської затоки. У західній частині Аденської затоки система рифтів роздвоюється - південна гілка вторгається в межі Африканського материка у вигляді Східноноафриканських рифтів, а північну гілку утворюють рифти Червоного моря, затоки Акаба, Мертвого моря і Лівану.

В осьовому грабені Червоного моря були виявлені могутні виходи гарячих (до 70°) і надзвичайно солоних (до 300‰) ювенільних вод. Донні відклади Червоного моря тут просочені солями, що випали з цих концентрованих розсолів, що утворюють своєрідні породи типу евапоритів. Відзначається високий вміст рідкісних металів у цих відкладах, зокрема міді.

Наступною ланкою системи серединно-океанічних хребтів є Центральноіндійський хребет. Він простягається на південний схід від місця зчленування Західно-Індійського й Аравійсько-Індійського хребтів до району островів Амстердам і Сен-Поль, де Амстердамською зоною розломів відокремлюється від ще однієї ланки серединно-океанічної системи в Індійському океані _ Австрало-Антарктичного підняття. Центральноіндійський хребет має будову, подібну з Аравійсько-Індійським. Австрало-Антарктичне підняття морфологічно ближче до серединно-океанічних піднять Тихого океану. Це широке валоподібне підвищення океанічного дна, витягнуте з заходу на схід, з помірковано розчленованою поверхнею. Переважає низькогір'я і горбкуватий рельєф. На більшій частині підняття рифтові долини відсутні, але в східному сегменті підняття вони досить чітко виражені. Ця частина підняття розбита численними меридіональними розломами, по яких сегменти хребта, що утворилися, сильно зрушені до півдня один відносно одного, і в плановому зображенні додає всій цій частині хребта специфічний малюнок, що нагадує сходи. У середній частині підняття роздроблене широкою зоною меридіональних розломів [10].

У межах ложа Індійського океану є також ряд хребтів і підняттів. Серед них Мадагаскарські і Мозамбікські підняття, складені материковою корою, які відносяться до структур підводної окраїни материків, а також хребти Меррей і Мальдівський. У західній частині океану виділяються також Маскаренський і Амірантський хребти. Назва Маскаренський хребет не зовсім вдала, тому що з Маскаренських островів тільки один _ Маврикій - орографічно пов'язаний з ним. О. Реюньйон являє собою ізольований вулканічний конус, а о. Родрігес _ частина гребеня невеликого базальтового хребта широтного напрямку. Амірантський хребет по своїх контурах, а також по глибоку жолобу нагадує острівну дугу, але, як показують геофізичні дослідження, він складений базальтовою корою. Хребет сейсмічний. Самі Амірантські острова _ коралової будови, насаджені на вершини хребта. На його східному схилі розташований атол Дерош _ класичний підводний атол правильної кільцеподібної форми.

До сходу від Мальдівського хребта, паралельно йому, розташований невеликий хребет Ланка, а ще на схід - величезної довжини (5 тис. км) Східно-Індійський хребет. В. Ф. Канаєв описує його як порівняно вузьке (до 100 миль) гірське підняття, з відносною висотою до 4 км, розбите подовжніми розломами. По своїй структурі він може бути віднесений до брилових хребтів і складений океанічною корою. Приблизно проти його середньої частини до сходу відходить підняття Кокосових островів, що складається з декількох вулканічних груп, розділених досить глибокими проходами. Вершини Кокосових островів увінчані кораловими атолами, а о.Різдва, також розташований на цьому хребті, являє собою піднятий древній атол, з абсолютною висотою 357 м.

На Сейшельській банці і однойменних островах, розташованих у північній частині цього хребта, є виходи гранодіоритів, вік яких 600 млн. років.

Від південного закінчення Східно-Індійського хребта майже під прямим кутом відходить на схід Західно-Австралійський хребет складного рельєфу, який складається з платоподібних піднять, що чергуються і різко виражених гряд, очевидно, тектонічного походження. За даними американських дослідників, цей хребет складений корою материкового типу потужністю близько 20 км, під осадовим шаром залягають породи з щільністю, що відповідає гранітам. На схилах хребта драгою підняті уламки долеритів, близьких за будовою до тих, що відомі в Тасманії. Потужність кори тут близько 12 км, кора звичайна базальтова. Що ж стосується долеритв, те вони характерні для океанічних структур.

У південній частині океану великими орографічними елементами є вулканічне плато Крозе й Амстердам і елементи підводної окраїни материка _ хребет Кергелен і Гуннерус.

2.1.4 Північний Льодовитий океан оточує Північний полюс. Він омиває північні береги Європи, Азії та Північної Америки й з'єднується звуженими протоками з Атлантичним і Тихим океанами. Площа Північного Льодовитого океану близько 13,1 млн. км² [3].

Вузька улоговина ложа океану, що прилягає до Баренцевоморського і Карського шельфів, має назву улоговини Нансена. Максимальна глибина її 5449 м. Дно улоговини зайняте плоскою абісальною Баренцевою рівниною. З півночі її обгороджує серединно-океанічний хребет Гаккеля, що є північним продовженням Серединно-Атлантичного хребта. Для нього характерне кулісоподібне розташування рифтових гребенів і долин, з відносною глибиною розчленовування до 3000 м. Місцями піднімаються окремі вершини, вулканічного генезису. Хребет відрізняється малою шириною _ власне кажучи, він представлений тут тільки рифтовою зоною. Фланги хребта, подібні тим, що відзначені для серединних океанічних споруджень інших океанів, відсутні. У рельєфі дна хребет Гаккеля чітко виражений приблизно до 120° сх. д. Хребту Гаккеля властиві смугові магнітні аномалії, витягнуті по його простяганню, причому для осьової зони значення позитивних аномалій досягають 700 гам, що, очевидно, вказує на присутність виходів ультраосновних порід у рифтових тріщинах.

Подібний "зебровидний" малюнок аномальних полів відзначений і на дні улоговин, що підходять впритул до хребта Гаккеля, а також на продовженні східного закінчення хребта, з чого можна зробити припущення, що фланги хребта і його східне продовження занурені і поховані під товщами відкладів. Виміри теплового потоку в рифтовій зоні показали значення більше 3 мккал/см² у рік.

До рифтової зони хребта Гаккеля приурочені епіцентри землетрусів. Цей сейсмічний пояс продовжується далі до сходу у вигляді системи Колимо-Алеутських розломів. Інше продовження цієї системи _ Верхоянські глибинні розломи, дислокації Алданського щита і Байкальської гірської країни.

Північніше хребта Гаккеля простягається улоговина Амундсена з максимальною глибиною близько 4490 м, У західній її частині рельєф абісально-горбистий, центральна ж і східна частини зайняті плоскою абісальною рівниною, що американськими дослідниками названа Полярною. Північний полюс розташований у межах цієї улоговини.

Ю.М. Пущаровський (1976) з посиланням на роботу Р.М. Деменицької і Ю.Г. Кисельова вказує, що під відкладами в улоговинах Нансена й Амундсена виявляється товща порід, де сейсмічні швидкості складають 5-6 км/с. З цього робиться висновок про присутність тут гранітного шару і про вторинне походження цих улоговин. Великий діапазон зазначених швидкостей може в однаковій мірі говорити і про присутність "другого", а не гранітного шару.

Звернений до Північної Америки край улоговини Амундсена примикає до наступного великого орографічного елементу дна Північного Льодовитого океану _ хребту Ломоносова. Мінімальна глибина над ним 489 м., відносна висота хребта _ до 3000 м. Цей хребет починається поблизу Землі Гранта і примикає до материкового схилу підводної окраїни Азіатського материка приблизно навпроти Новосибірських островів. Я.Я. Гаккель і ін. (1968) описують цей хребет як масивне брилове лінійно витягнуте спорудження з крутими схилами розчленованими підводними каньйонами, і вирівняною верховою поверхнею. Гребінь хребта покритий відкладами потужністю до 300 м. Серед уламків порід, зібраних з його поверхні поряд з базальтами і долеритами були виявлені також кристалічні вапняки, кварцити н ортогнейси, аналогічні архейсько-протерозойським і рифейським породам Землі Гранта. З цього був зроблений висновок про те, що хребет Ломоносова - складчасто-брилова система каледонського віку складена корою матерії нового типу. Сейсмічні дослідження, виконані з дрейфуючої станції Альфа, показали на всьому шляху його проходження океанічний тип кори. Ще раніше такий же висновок був зроблений Дж. Олівером, який спостерігав за поширенням поверхневих сейсмічних хвиль, хвилеводом для якого служить гранітний шар материкової кори. Виявилося, що хвилі цього типу не реєструються в області Арктичного басейну, хоча відмінно записуються на шельфі.

За хребтом Ломоносова розташована смуга ложа океану з дуже складним рельєфом. До материкового схилу Землі Гранта примикає плато Північ, з мінімальними глибинами 1500 м, з численними короткими гребенями, розділеними западинами й окремими конусоподібними вершинами (підводна гора Остенсо й ін.). Східним продовженням цієї морфоструктури служить плато Альфа, що має також брилове розчленовування. Південно-західний край плато Альфа піднімається по глибокому розломі й утворює бриловий хребет Менделєєва. Одним закінченням цей хребет приєднується до середнього відрізка хребта Ломоносова, а іншим _ до Чукотського аван-шельфу.

2.2 Континентальні рифтові зони.

2.2.1 Східно-Африкансько-Аравійський рифтовий пояс

Древній континент Африки починаючи з олігоцену піддавався сильному дробленню і деформаціям з утворенням величезних рифтових западин і зводових піднять. Це обумовило розвиток молодого вулканізму в більших масштабах, ніж на інших континентах. На сході Африки сформувався Східно-африкансько-аравійський рифтовий пояс, де молодий вулканізм проявився в максимальних масштабах і виникла так звана Висока вулканічна Африка. На території Сахари _ процеси активізації древньої платформи виразилися переважним розвитком великих і малих підвищень, ускладнених горстами і грабенами. Такі зводи Дарфур, Тібесті, Ахаггар і ін. З ними також був пов'язаний сильний розвиток молодого вулканізму, утворення величезних вулканів [9].

Прояви молодого вулканізму в кожному з районів мали свої особливості. Однак для всієї Африки було характерно головним чином розвиток базальтів як толеітової, так і лужної магми.

Варто також підкреслити контрастне чергування базальтів з кислими лавами (до ліпаритів включно) з утворенням великих ігнімбритових покривів.

Так, самі великі відомі континентальні вулкани розташовані в Африці. приурочені до області Великого Африканського грабена, що простягається на тисячі кілометрів до великих озер, які розкинулися в рифтових долинах. Це озера Альберт, Ківу, Танганьїка і Ньяса. Уздовж рифтових долин витягнуті гірські гряди, висота яких місцями перевищує 5000 м. Найвища гора _ Кіліманджаро (5895 м) являє собою вулкан, про недавню діяльність якого свідчать розташовані на ньому фумароли. Найбільш відомі активні вулкани Н'ямлагіра (3052 м) і Нірагонго (3470 м). Особливу популярність ці вулкани придбали завдяки тому, що в їхніх кратерах довгі роки зберігалися лавові озера. Лавове озеро Н'ямлагіри зникло під час великого виверження цього вулкана в 1938-1940 р. На вулкані Нірагонго лавове озеро продовжує існувати. Небагато діючих вулканів відомо в районі Червоного моря. У дуже недалекому минулому вулкани діяли на Аравійському півострові. [Мархинин]

Система осадових басейнів рифтових грабенів Східної Африки відрізняється переважно малими потужностями осадових товщ. Однак, усупереч широко розповсюдженій думці про неотектонічну природу цих грабенів, у тих, де проведені географічні зйомки і буравлення, виявляються ознаки значно більш древнього закладення. Особливо показовий у цьому аспекті грабен Суецької затоки, що при довжині 300 км і ширині 70 км має осадову товщу до 6 км, яка складена трьома поверхами: теригенними товщами (700-800 м), карбонатно-теригенними відкладеннями (2000 м) і міоцен-пліоценових товщ (до 4000 м і більше). Характерно, що в цьому грабені встановлена нафтогазоносність усіх трьох поверхів.

У зональності розміщення й особливостях розрізів басейнів Африки чітко виявлений її поділ на велику північну сублавразійську і меншу південну гондванську частини. Загальні обсяги седиментосфери Африки відносно невеликі. У її межах виділяється лише одна Північно-африкансько-Середземноморська велика область седиментації площею об'ємом 10 млн км³.

Звичайно вважають, що грабен Суданської зони занурень закладений в крейдовому періоді і по них здійснювався зв'язок Середземного моря з Гвінейською затокою. Однак у грабенах Гао і Чад відзначена присутність юрських лагунових відкладень. Верхньоюрські відкладення, що включають вапняки з морською фауною потужністю близько 500 м, установлені на крайньому північному сході синеклізи Конго. Представляється дуже ймовірним розвиток юрських відкладень і в осьових частинах грабенів Верхньонільської синеклізи. У такому випадку морські верхньоюрсько-крейдові відкладення грабенів Судансько-Нігерійської зони прогинань резонно розглядати як продовження в глиб Африки Сомалійського морського палеобасейна.

Таким чином, широтна рифтова система мезозойського віку, що розвивалася в смузі між 5 і 15° пн. ш. роздробила Дагомейський, Камерунський і Центральноафриканський щити, є до олігоценовим специфічним прирозломним спорудженням уздовж південних рубежів седиментаційних областей, що тяжіють до лавразидів. Лише більш південні райони Африки протягом усього фанерозою безсумнівно належали Гондвані. Седиментаційні процеси в смузі між Суданською зоною прогинань і Середземномор'ям відрізнялися своєрідним розвитком. У періоди загально-тектонічних занурень і євстатичних підвищень рівня моря тут переважали морські відкладення лавразійсько-тетичного типу, принесені трансгресіями від окраїн у глиб континенту, а в теократичні і льодовикові періоди тут домінували умови седиментогенеза, подібні з внутрішніми районами Гондвани.

Східно-Африкансько-аравійський рифтовий пояс підрозділяється на чотири панрегіональні рифтові системи-гілки [1]: 1) західну, чи Ньяса-Танганьїкську, 2) східну, чи Кенійсько-Ефіопську, 3) північну, чи Червономорсько _ Йорданську, 4) Аденської затоки. Кожна з цих систем відрізняється своєрідністю новітнього вулканізму, але для усіх характерний яскраво виражений лужний вулканізм, властивий областям постплатформенної активізації континентальної земної кори.

Ньяса-Танганьїкська рифтова гілка простягається від берегів Мозамбікської протоки на півдні, до р. Білий Ніл на півночі і має довжину біля 2500 км. За даними Е.Е. Мілановського [], велика частина цієї рифтової гілки розташована в межах Убендійської ранньопротерозойської і накладеної на неї Карагве-Анколійської середньорифейської складчастих систем.

Ньяса-Танганьїкська гілка була ареною розвитку вулканізму наприкінці тріасу і початку юри, у ранній крейді, у неогені й антропогені. Вулканізм був пов'язаний з формуванням грабенів, вулканічна гілка в даний час складається з багатьох великих і дрібних грабенів. Найбільш великі: Ширва, Ньяса, Руква, Танганьїка, Ківу, Едуард-Джордж, Семлікі й Альберт, Альберт-Ніл. Одні частини цих грабенів зайняті великими озерами, інші _ могутніми новітніми, у тому числі і вулканогенного типу.

Грабени відносяться до щілиноподібного типу і не супроводжуються широкими підняттями краєвих напівзводів, що спостерігається в Кенійсько-Ефіопській рифтовій гілці. Лише в середній частині гілки, в Руанда-Бурунді є широке зводове підняття, яке росте з палеогена. Саме до цього зводу і приурочені найбільш інтенсивні прояви новітнього вулканізму.

Новітній вулканізм проявився в Ньяса-Танганьїкській рифтовій гілці в декількох роз'єднаних територіях у вулканічному районіні Рунгве, оз. Ківу, горсту Рувензорі.

Кенійська рифтова гілка простягається на 2000 км від східного берега озера Ньяса у вигляді положистої дуги, опуклої на північний схід, проходить до Червоного моря. Підрозділяється на двоє: Кенійську, чи рифт Грегорі, і Ефіопську. У межах рифта Грегорі можна виділити кілька великих структур [Милановский, 1974]. Від східного берега оз. Ньяса на північний схід простягається рифтово-горстова структура долин Рухуху і Кіломберо. Східніше _ Масайське підвищення з рифтом долини Пангані (Руву). Далі на північ розташована складна система вузлів перетинання рифтів Еясі-Натрон і Балангіда-Маньяра. Східніше неї знаходиться поперечна рифтова структура Мір-Кіліманджаро, за якою простягається меридіональна рифтова система Магаді-Наіваша-Барінго і поперечна до неї широтна рифтова структура Кавірондо-Кенія. Ще північніше _ рифт оз. Рудольф, а за ним Ефіопський рифт.

На відміну від західної Ньяса-Танганьїкської рифтової гілки в рифті Грегорі й Ефіопському рифті сформувалися великі новітні підвищення. Їхнє утворення супроводжувалося могутнім вулканізмом з кінця олігоцену. Рифти тут менш глибокі і більш широкі, ніж у Ньяса-Танганьїкській гілці.

У межах рифта Грегорі новітній вулканізм пройшов шість стадій розвитку. У ранньому і середньому міоцені відбулось тектонічне опускання і відокремлення цього рифта від Ефіопського, масові тріщинні виливи базальтів, що утворили могутні лавові покриви потужністю від 400 до 1000 м. Сформувалися великі (до 40 км у дм.) щити, складені лужними лавами - фонолітами і нефелінітами. В даний час ці вулкани збереглися погано.

Для району перетинання рифтів Еясі-Натрон і Баландіна Ман'яра характерна складна тектонічна структура, сильне дроблення докембрійського фундаменту, що обумовило інтенсивний розвиток вулканізму. Він розвивався з раннього пліоцену. Максимальний розвиток одержав у пізньому пліоцені. Південна ділянка розвитку вулканізма _ рифт Балангіда-Ман'яра, де є трохи великих вулкагів: Хананг, Квараха й ін.

Приблизно на 3° пд.ш., між Кенійським і Масайським підняттями, простягається поперечна зона прогинів і грабенів Міру -Кіліманджаро. Для зони характерний могутній розвиток новітнього вулканізму. Сформувалися великі вулканічні масиви Міру і Кіліманджаро. Це найбільший в Африці вулканічний масив. Його дм. 100 і 80 км, а обсяг вулканогенних товщ становить більше 3000 км³. Являє собою три вулкани, що тісно злилися: Мавензі, Шира, Кібо.

На перетині рифтів Еясі-Натрон, Балангіда - Маньяра і поперечної зони Кіліманджаро _ Меру розташоване велике щитовидне підняття - Кратерне нагір'я. Воно складене пізньопліоценовими і ранньоплестоценовми породами базальтової серії. Нижній горизонт серії складають базальти, трахібазальт, трахіандезити, фоноліти. Обидва ці горизонти сформувались в результаті діяльності низки крупних щитових вулканів (Ембагаі, Нгоронгоро) і стратовулканів (Лемангрутрут, Олдеані, Лул - Маласін-Олширва). В плейстоцені Кратерне нагір'я було нарощене по північно-східному краю стратовулканами Кірімасі і Ол - Доіньйо-Ленгаі.

Сьогодні Кратерне нагір'я являє собою вулканічно складний щит дм. 100 і 60 км. Його основа має відмітку 1500 м. На півдні відмітки поверхні нагір'я 2000 м, на півночі - 2500 м. Південно-західний край утворений щитовидними стратовулканами Лемангрут і Олдеани, що злилися між собою. У центрі нагір'я розташовується гігантська кальдера Нгоронгоро

Ефіопська рифтова гілка Східно-Африканської рифтової системи являє собою продовження на північ Кенійської рифтової гілки. Вона перетинає Ефіопське новітнє нагір'я, що приблизно в три рази перевершує Кенійське по ширині. Амплітуда новітніх підняттів Ефіопського нагір'я 2000 м, що перевищує амплітуду новітнього підняття Кенійського зводу (1500 м). Ефіопська рифтова гілка складається з головного Ефіопського рифта на півдні, депресії Афар і Данакільського грабена і горсту на півночі. Головный Ефіопський рифт простягається на 600 км від оз. Рудольф до западини Афар (9°пн.ш.).Він відмежовує східний схил Ефіопського зводу, чи Сомалійського плоскогір'я, від центральної його частини, чи Ефіопського нагір'я. По східному краї Головного Ефіопського рифта Вонджі. До нього і приурочені прояви четвертинного вулканізму в Головному Ефіопському рифті [6].

Великі розміри Ефіопського зводу і велика амплітуда його новітніх підняттів обумовили великі обсяги новітніх вулканічних порід. Їхній обсяг 350-400 тис.км³. Вулканізм розвивався тут з еоцену. На півночі і з міоцену _ на півдні. У розвитку новітнього вулканізму в межах Ефіопського рифта виділяють п'ять стадій (серій).

1. Трапова серія (еоцен-олігоцен).

Траповий вулканізм із тріщинними виливами базальтів, що утворюють обширні покриви в північній і центральній частинах Ефіопського зводу. Ними складені деякі частини лавових плато в районі оз. Тана і на північ від головного Ефіопського рифта.

2. Серія щитових вулканів (міоцен). Перехідний характер вивержень від тріщинного до центрального. Лави олівінового базальту були рідкими й утворили великі (до 100 км у дм.) щити. Такі щити до півночі і півдня від оз. Тана (гори Симен і Чоке), на півдні Сомалійського плоскогір'я (гори Мендебу, чи Орохо). Вище по геологічному розрізі базальти змінюються трахібазальтами, трахіліпаритами і пантеллеритами (тобто кислими породами), що утворюють ігнімбритові покриви.

Серії щитових вулканів у депресії Афар приблизно відповідають товщі древніх покривних базальтів Афара, хоча нижня частина відноситься до древнього, олігоценового,віку. Ця товща потужністю до 4-5 км заповнює депресію Афар;

3. Ігнімбритова серія (пліоцен).

Масові тріщинні викиди пірокластів кислої сильнолужної магми біля західного борта Головного Ефіопського рифта. У південній і центральній Ефіопії сформувавши величезні покриви пантелеритових ігнімбритів. Вони утворюють верхні частини вулканічних товщ Ефіопського нагір'я біля Аддис-Абеби, оголюються в бортах рифта в районі оз. Авуоа і Звай;

4. Серія Аден (плейстоцен).

Зосередження базальтового вулканізму в межах Головного Ефіопського рифта й у депресії Афар. Відзначається зв'язок цих вивержень з поперечними до рифту розломами по яких прояви вулканізму цієї стадії іноді спостерігаються і за межами рифта _ на Ефіопському нагір'ї. У рифті серії Аден зосереджені базальти голоценового віку. Базальти серії Аден відомі також на Ефіопському нагір'ї в прогині, зайнятому долиною р. Голубий Ніл;

5. Кислі породи серії Аден (голоцен-сучасний вік). Перевага центрального типу вивержень кислої пантеллерит-комендитової асоціації. Ці породи утворюють стратовулкани. Північніше депресії Афар ці вулкани зустрічаються також уздовж розломів, що січуть дно депресії.

У межах Ефіопської рифтової гілки можна виділити чотири вулканічних райони: 1) Головний Ефіопський рифт, 2) депресію Афар, 3) Ефіопське нагір'я, 4) Сомалійське плоскогір'я.

Головний Ефіопський рифт починається північніше оз. Стефані (5° пн.ш.) і простягається до 9° пн.ш., де переходить у південне закінчення депресії Афар. Поперечні вулкано-тектонічні перемички розділяють Головний Ефіопський рифт на ряд улоговин з відносно великими озерами в них. Такі оз. Чамо, Абая (Маргерита), Авуса, Шала, Хора-Абьята, Лангана, Звай. Рівні води в озерах коливаються в межах 1200-1300 м. Відмітки поверхні днища в рифті 1200-1500 м. Борти рифта підняті над його днищем на 1000- 1500 м, їхньої оцінки 2600-3500 м. У межах Головного Ефіопського рифта відомо 6 молодих, що частково вже потухли вулканів.: Чаббі, Маунт Фіш, Алуту, Босеті-Гудда, Гарібалді-Пас,Фонтале.

Депресія Афар на півночі Ефіопії _ південне продовження рифтової зони Червоного моря, від якої депресії відділена горстом Данакільських гір Земна кора в межах депресії ще не втратила характерних рис колишньої океанічної земної кори, потужністю, яка не перевищує 10 км. Депресія заповнена могутньою (5 - 6 км) серією покривних базальтів Афара олігоцен-міоценового віку. Вище по геологічному розрізу тут залягає четвертинна вулканогенна серія Аден.

У недавньому геологічному минулому депресія Афар була затокою Червоного моря, що регресувало звідси близько 80 тис, років тому. Тому деякі вулкани виникали в підводних умовах.

Спочатку відбувалися тріщинні, а потім центральні виливи диференційованої базальтової магми (диференціація від базальтів до ріолітів). У структурному відношенні для депресії характерна складна система великих і малих грабенів.

Новітній вулканізм проявився по системах молодих грабенів. Останні стадії його розвитку (кислі породи серії Аден) були характерні лише для північного закінчення системи грабенів Вонджі і для грабенів Данакільської депресії (базальти).

У системі грабенів Вонджі розташовані вулкани: Габіллема, Асмара, Мелале, Аррале, Алаіта, Афдера, Амарті, Соркала, Дуббі. У грабенах Данакільської депресії знаходяться вулкани.: Уммуна (Умнуна), Ерта-Але, Габулі, Бори-Елі, Кебріт-Але, Алід.

Ефіопське нагір'я _ це лавове нагір'я, що відповідає привершинній частині Ефіопського новітнього зводу. Рельєф був утворений тріщинними лавовими виливами еоцен-міоценової (на півночі) і олігоцен-пліоценової (на півдні)системи. Зі сходу нагір'я обірване Головним Ефіопської рифтом і депресією Афар. З західної сторони обмежується грабеном, у якому розташоване оз. Тана. Відмітки центральної частини нагір'я від 3500 до 4600 м.

Древня вулканогенна поверхня нагір'я сильно розчленована ерозією рік Голубий Ніл (Аббай) на півдні і Такказе на півночі. Новітні тектонічні підняття і сильна ерозія виявили в рельєфі еоцен - міоценові й олігоцен-пліоценові вулканічні щити. В даний час на докембрійському фундаменті і частково на крейдових піщаниках у межах нагір'я залягає трапова серія. Найбільш древніми тут є ріоліти (від 28 млн. до 32 млн. років). Вище залягає серія щитових вулканів (від 16 млн. до 26 млн. років). Ще вище ігнімбритова серія. Лише подекуди на нагір'ї присутні базальти серії Аден. З півдня на північ можна виділити в межах нагір'я наступні вулкани: Майгудо, Зикуала, Чембібіт, Карні, Рас-Дашан.

Сомалійське плато являє собою східний схил Ефіопського новітнього зводу, відрізаний Головним Ефіопським рифтом від центральної частини зводу. Уздовж бортів рифта по північно-східних розламах у міоцені виникли ланцюги щитових вулканів. Злившись основами, вони утворили лавові плато. Денудація, що нерівномірно проявилася, відокремила окремі вулканічні щити у рельєфі. Між басейном р. Уабі-Шебеллє, що впадає в Індійський океан, і басейнами рік, що впадають в озера на днище рифта, залишився звивистий ланцюг вулканічних плато. У їхніх межах можна виділити влк.: Бату, Інколо, Какка, Чіллало, Беда, Гугу, Гугу-Магха.

Червоне море і північна зона його рифтів. Западина Червоного моря площею 450 тис. кв. км протягається на 1932 км між древніми піднятими блоками Африканської й Аравійської платформ. У межах рифтової западини, що розсовується і має ширину до 350 км, вкладені один в одний кілька грабенів. Наймолодший з них почав формуватися 4-2 млн. років тому й утворив у морі жолоб шириною 50 - 60 км із глибиною до 3040 м. У ньому виникли молоді острови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні молоді острови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні родовища.

На півдні рифт Червоного моря зчленовується з рифтом Аденської затоки, а також ускладнюється діагональними рифтами Афарської западини, що була раніше затокою Червоного моря [19].

Западина Червоного моря заповнена товщею (7 км) морських соленосних відкладів міоценового віку. В осьовому грабені їхня потужність зменшується до 1 км. Береги рифту Червоного моря розбиті розломами, до яких приурочені виливи базальтів пліоценового і плейстоценового віків. Можна виділити наступні головні райони розвитку рифтових зон: 1) зона Червоного моря, 2) південний берег Аравійського п-ова, 3) західний берег Аравійського п-ова, 4) рифтовая зона р. Йордан і Сірійських плато.

Рифт Червоного моря являє собою частину Афро-Сірійського розлому, що йде через Аденську затоку, Червоне море і Ейлатську затоку до Мертвого моря. Дно рифтової частини складається з базальтів, не покритих осадовими породами, тобто це молоде дно. У напрямку від поздовжньої осі моря до берегів шар осадових порід товщає. Це говорить про те, що рифт є місцем розходження Африки й Аравії. Їхнє розсування почалося приблизно мільйонів двадцять років тому і продовжується зараз зі швидкістю 0,5-2 мм у рік. Молодість земної кори в районі Червоного моря проявляється в значній сейсмічності. Велика частина епіцентрів землетрусів приурочена до осьового жолоба в південній частині моря. Гарячі породи верхньої мантії лежать дуже близько до дна моря.

Західний край Аравійського п-ова високо піднятий і утворює ланцюг гір з відмітками до 3760 м на півдні, 2565 м на півночі. Цей піднятий край древньої Аравійської платформи розбитий розломами, по якому у багатьох місцях вилилися базальти пліоценового і плейстоценового віків. Відбувалася диференціація базальтів до дацитів, що утворили лавові плато _ харрати (арабск.). На плато насаджені по розломам численні невеликі вулкани

Йордансько-Сірійська зона рифтів являє собою північне продовження рифтів Червоного моря. Рифте простягнулися по затоці Акаба, долині Ваді-ель-Араба, Мертвому морю, долині р. Йордан, долині р. Ель-Літані. Довжина цієї системи 600 км, ширина _ 15 - 30 км. Вона перетинає трохи новітніх зводових підняттів. Молоді пліоценові і плейстоценові вулкани приурочені до східного борта рифтів.

2.2.2 Рифтові зони Євразії

Через Євразію з заходу на схід простягається переривчастий пояс у якому континентальна літосфера пройшла новітню активізацію. Вона проявилася в інших формах, ніж у Східній і Північній Африці. Рифтоутворення не одержало (за винятком Чарсько-Байкальсько-Хубсугульської зони) сильного розвитку. Активізація була обумовлена диференційованими переміщеннями невеликих літосферних блоків, а не літосферних плит, як в Африці. Загальною причиною переміщень цих блоків деякі дослідники вважають зближення Євроазіатської літосферної плити з Африканською й Індійською. У результаті цього розвинулися зсувні деформації літосфери по розломах, де місцями проявився базальтовий вулканізм. Однак більш ймовірні місцеві підняття астеносферних лінз із розтіканням їх уздовж глибинних розламів з розсувами і зрушеннями літосферних блоків. Утворення новітніх зводів і розвиток вулканізму були різні. В так званій герцинській Європі процеси пов'язані з формуванням альпійської складчастості в зоні Тетіса. На сході - в Саянах, Прибайкаллі і далі на схід _ головна причина розвитку новітнього вулканізму _ підняття астеносферних лінз.

Ще на схід, уздовж берегів Тихого океану, розташовані платформи, активізовані в мезозої і кайнозої. Їхня активізація пов'язана з підсуванням Тихоокеанської літосфери під континентальну, з формуванням вулканічних поясів крейдо-палеогенової системи. Однак новітній вулканізм не мав прямого зв'язку з ними і розвивався автономно [20].

Для базальтових магм активізованого пояса характерні їхній лужні різновиди. На заході це лужні базальти, трахіти, фоноліти, що асоціюються з кислими лавами. Тут відзначається строкате чергування калієвих і натрієвих базальтів. На сході калієві і натрієві породи роз'єднані.

Загалом можна виділити два типи зводових підняттів новітнього вулканізму. Це крайові і серединні зводи.

Західно-Європейська система зводів і рифтів

Молоді і древні платформи Євразії пройшли, починаючи з олігоцену значну активізацію. Вона проявилася в утворенні рифтів, східчастих гірських зводів і міжгірських западин. У Західній і Центральній Європі ці процеси були пов'язані з альпійським горотворенням. Вони обумовили виникнення Французько-Чеської системи рифтів зі значними проявами біля них молодого вулканізму. Від Ліонської затоки Середземного моря до Судетських гір, по території Франції, Німеччини і Чехії на 1500 км простягається дугоподібна система активізованих зводів кайнозойського віку. Вона складена Центральним Французьким масивом, Рейнським зводом, Чеським масивом, Судетським гірським зводом і пов'язаними з ними грабенами. Виділяються три області проявів молодого вулканізму: Центрально-Французька, Рейнська, Чешсько- Силезька.

Центральний французький масив являє собою брилу, складену палеозойськими складчастими породами, прорваними гранітами. Брила сильно роздроблена молодими розломами, перетворена в східчастий звід, ускладнений грабенами _ Ронським, Форез, Лимань. З півдня масив обірваний приморською грабеноподібною западиною. Грабени формувалися з кінця олігоцену й у міоцені. Головна фаза формування Центрального масиву була в пліоцені. Тоді уздовж розломів, що простягаються смугою з півдня на північ, проявився молодий вулканізм. Це Лангедок-Кос, Канталь, Мон-Дор, Шен-де-Пюі. На схід цієї смуги розташований вулканічний район Куарон-Веле. Вулкани є у грабенах, особливо в грабені Лимань.

Рейнський звід ускладнений системою грабенів: Верхньорейнським, Нижньорейнським і Гессенським. Грабени у свою чергу ускладнені поперечними розломами. З ними пов'язані прояви молодого вулканізму. Райони його утворюють переривчасту Північно-Рейнську вулканічну дугу. Це плато Айфель, плато Пелленц, гори Зібенгебірге, плато Весгервальд, Фогельсберг, Високий Рен.

Плато Айфель розташоване між ріками Мозель і Ар. Воно складене складчастими породами девонського віку, розбитими розломами субширотного напрямку. З розломами пов'язані прояви молодого вулканізму. Розрізняють чотири фази його прояву:

1) вулканічні пліоценові базальтові куполи, 2) шлакові плейстоценові конуси, 3) голоценові маари, 4) вуглекислі газові струмені- мофети.

Плато Пелленц відоме за назвою оз. Лаахерзе. Воно знаходиться на західному борті грабена долини р. Рейн. Тут велике число шлакових конусів, розташованих навколо маару Лаахерського озера. Довжина плато 35 км, ширина 25 км. Вулкани розташовані по розломах двох систем: північно-західної і північно-східної. Вулканізм відрізняється тут більш кислим складом продуктів, ніж у західному Айфелі. Найбільш цікавим є маар Лаахерзе і зруйновані стратовулкани в йому районі. Чешсько-силезька вулканічна дуга простягається на 600 км через Рудні гори з грабеном р. Огрже, Чеські Середні гори, Лужицькі гори.. Молодий вулканізм проявився нерівномірно. Максимальна активність його була приурочена до Доуповских гір і Чеських Середніх гір. В цих межах він розвивався протягом трьох фаз. Перша з них - в кінці олігоцену і початку міоцену - була головною. Третя фаза припадає на пліоцен і ранній плейстоцен, коли відбувалися виливи ультраосновних лав, а пізніше олівінових базальтів. В результаті сформувались як крупні так і невеликі вулкани. Так, в Чеських Середніх горах вулкани приурочені до невеликих грабенів. Це звід довжиною. 60 км, обмежений з півдня Полабською западиною. Унаслідок її дроблення прояви молодого вулканізму прослідковуються до 50 км на південь. У Судетських горах відомі різні базальтові вулкани. Прикладом служить у Низькому Єсенику вулкан Вельки Роудін (780 м). Це руїни середньоплейстоценового стратовулкана площею 8 кв. км.

Саяно-Байкало-Хубсугульська система гірських зводів і рифтів

На території Азії процеси активізації виразилися у формуванні дугоподібних систем горнах зводів, рифтів і міжгорських западин. Це Саяно-Байкало-Хубсугульська система.

Байкальська гірська система. У географічному відношенні це досить визначений і самостійний регіон. Обмежений з півночі і з заходу - Середньосибірським плоскогір'ям, зі сходу - Алданським нагір'ям і Становим хребтом, з південного сходу _ горами Джидинськой країни, Західного і Східного Забайкалля. Площа Байкальської гірської системи складає 575 тис. км². До складу Байкальської гірської системи входять наступні географічні райони: Західне, Східне, Південне Прибайкалля, Північно-Байкальське нагір'я, Патомське нагір'я, Вітімсьое плоскогір'я, Олекмо-Вітімська гірська країна. Територія регіону характеризується значною піднесеністю над рівнем моря і переважно гірським рельєфом. У плані розрізу (через весь регіон) буде спостерігатися загальне зниження зі сходу на захід. Найнижчою відміткою є рівень озера Байкал (456 м), найвищою _ вершина м. Мунку-Сардик (3491 м). Практично на всій території переважають сильно розчленовані середньовисотні гори (сопки). Більшість хребтів регіону має порівняно м'які обриси з плоскими, вирівняними процесами тривалої денудації, вершини. Рівнинні поверхні зустрічаються лише в тектонічних западинах і долинах великих рік. На геологічну будову (особливо в районі Байкальського рифта) великий вплив зробили розривні порушення земної кори, що мають переважно північно-східний напрямок. Звертає на себе увага велика сучасна тектонічна активність Байкальської гірської системи з погляду загальне планетарної активності. Узагалі, Байкальська гірська система відноситься до молодої сейсмічно активної області. Тектонічна активність виявляється у вигляді повільних опускань (до 30 мм у рік) і підняттів берегів Байкалу, а також інтенсивних землетрусів, що досягають 8-10 балів, наприклад, самий великий землетрус(Саганське) від 11-12 січня 1862 року, коли під воду пішла частина придельтової ділянки р.Селенга площею близько 260 км² з декількома селами [22]. Окинське плоскогір'я знаходиться у східній частині Східного Саяна, в Окинській міжгірській западині (верхів'я р. Оки) Наприкінці міоцену тут були виливи олівінових базальтів, що утворили лавові покриви на місцевих вододілах, на вододілі рік Віспи і Китоя. У долинах є базальтові потоки і голоценові конуси.