24 - 10 - 2017

Что такое гайоты?

Плосковершинные подводные горы – гайоты представляют собой потухшие вулканы, вершины которых срезаны абразией. Плоские вершины гайотов располагаются на глубине до 2500 м. В тропической зоне гайоты нередко увенчаны коралловыми рифами. Больше всего гайотов встречается в Тихом и Индийском океанах. 

Гайоты были так названы в честь американского географа Арнольда Гюйо (Arnold Henry Guyot) (1807-1884). Термин был введен в 1965 году по предложению профессора Гарри Хэммонда Хесса – американского геолога, внесшего большой вклад в изучение геологии океана и в разработку теории тектоники литосферных плит. Хесс  объясняет происхождение гайотов погружением древних вулканических островов, вершины которых были срезаны абразией у поверхности океана (Hess, 1946). Однако еще раньше Чарльзом Дарвиным после исследования коралловых атоллов в Тихом океане была предложена гипотеза их образования, которая практически предопределила существование на морском дне гайотов (Darwin, 1842). И хотя Дарвин известен, прежде всего, как эволюционист, его геологическая гипотеза, предсказавшая  образование гайотов, за 150 лет практически не была опровергнута.

В работе Ч. Дарвина «Строение и распределение коралловых рифов», опубликованной в 1842 году, сформулирована первая фундаментальная «теория погружения». Согласно гипотезе Дарвина, рост рифообразующих кораллов происходит по периферии вулканического острова одновременно с тектоническим погружением его основания: «…существование… рифов и низких островов в таком числе и в столь отдаленных друг от друга пунктах необъяснимо иначе,  как той теорией, по которой их скалистые основания медленно и последовательно опускались под уровнем моря, в то время, как кораллы продолжали расти кверху» (Дарвин, 1936, стр. 361).

«Скалистые основания» вулканических гор ложа океана бывают сложены толеитовыми базальтами, в случае их образования в осевых частях срединно-океанических хребтов, к которым добавляются базальтоиды субщелочного и щелочного рядов, если образование вулканов приурочено к трансформным разломам и «горячим точкам» («Вулканы и тектоника литосферных плит», 1996).

Гайоты представляют собой вулканотектонические структуры, основание которых сложено толеитовыми и щелочными базальтами второго слоя океанической земной коры. Перекрыты они осадочными образованиями первого слоя, среди которых особенно развиты рифогенные известняки. Для гайотов Тихого океана характерно развитие таких полезных ископаемых, как железомарганцевые корки и фосфориты. Формирование гайотов в результате эволюции рельефа вулканических островов определяется их постепенным погружением.

В ходе погружения вулканического острова его берега, которые на начальном этапе представляют собой относительно ровные склоны щитового вулкана центрального типа, уходящие на глубину без всякого перегиба профиля, на уровне уреза начинают подвергаться процессам абразии. Непрерывный относительный подъем уровня моря сопровождается постоянной активизацией процесса абразии и формированием бенча с клифом. В ходе постепенного погружения вулканического основания на подводных склонах образуются абразионно-аккумулятивные террасы.

Воздействие экзогенных факторов на рельеф вулканического острова кроме волновой абразии включает в себя поверхностное выветривание, проседание карбонатных построек под воздействием карстовых явлений, гравитационно-оползневые процессы на надводных и подводных склонах. На ранних этапах существенное разрушение вулкана производят вторичные эксплозивные извержения. Увеличение степени эрозионно-тектонического и абразионного разрушения первичного вулканического массива проявляется в постепенном формировании эрозионно-тектонических депрессий, увеличении чехла вулканогенно-осадочных пород и, в целом, приводит к «срезанию» и выравниванию вершины вулканического острова.
В экваториально-тропическом поясе развития рифостроителей происходит формирование рифогенных сооружений, которое вписывается в классическую теорию Чарльза Дарвина о формировании коралловых рифов на основе погружающегося вулканического острова. Дарвин обратил внимание на связь между основными типами коралловых построек. Он писал: «…Близкое сходство в форме, размерах, строении и относительном положении, наблюдаемое между береговыми и кольцевыми барьерными рифами, а также между этими последними и атоллами, есть неизбежный результат превращения рифов одного класса в рифы другого класса во время опускания» (Дарвин, 1936, стр. 364). Так как наиболее интенсивный рост кораллов приурочен к внешнему краю рифа, то вначале возникает окаймляющий (береговой) риф. По мере погружения основания он переходит в барьерный. А после окончательного погружения острова на месте его срезанной вершины остается лагуна, окруженная кольцевым рифом, то есть возникает атолл (рис. 1)

Рифообразующими являются организмы, способные извлекать карбонат кальция из морской воды и строить известковый скелет, а также способные создавать колонии, т.е. жить на скелетах отмерших особей. Мир рифостроителей очень богат. Помимо рифообразующих кораллов (Acropora, Porites, Favia и др.) в создании рифа принимают участие известковые водоросли (Lithothamniun, Lithophylum и др.), толстостенные моллюски (Tridacna и др.), фораминиферы, ежи и другие группы, имеющие известковый скелет.

Рис. 1. Схема образования атолла по теории Чарльза Дарвина (по Зейболд, Бергер, 1984)

Рис. 1. Схема образования атолла по теории Чарльза Дарвина
(по Зейболд, Бергер, 1984)

Для нормального развития рифостроителей и формирования коралловых рифов необходимы определенные условия: 1) высокая температура морской воды (не ниже 20°); 2) небольшие глубины (в среднем до 40-50 м); 3) нормальная соленость (около 35‰) и чистота морской воды (прозрачность, насыщенность кислородом); 4) скалистое дно. Поэтому образование атоллов происходит преимущественно в экваториально-тропическом поясе.

Сначала остров, представляющий собой щитовой вулкан, преобразуется процессами эрозии и абразии. С течением времени, в результате поселения и развития рифостроителей  на мелководной площадке, окружающей вулканический остров, происходит формирование окаймляющего рифа, непосредственно примыкающего к суше. В ходе дальнейшего погружения размеры островов сокращаются, а сами они превращаются в разрушенную кальдеру или эродированное вулканическое ядро, окруженное лагуной и кольцом барьерного рифа. Продолжающееся погружение вулканического основания, с превращением его в подводную структуру, приводит к формированию атоллов, которые представляют собой коралловые острова, окружающие лагуну, в которой возможно развитие внутрилагунных рифов. Поскольку рифообразующие кораллы процветают лишь на очень ограниченной глубине в первые десятки метров, дальнейшее погружение атолла влечет за собой отмирание рифостроителей, сопровождающееся образованием рифогенных известняков и накоплением толщи вулканогенно-осадочных отложений, что приводит к формированию подводной горы с плоской вершиной – гайота.

На Магеллановых горах Тихого океана рифогенные отложения были обнаружены во время глубоководного бурения на гайоте Ита-Май-Тай в 20-ом рейсе бурового судна «Гломар Челленджер». Скважина 202 под 75-метровой толщей раннеэоценового глобигеринового песка вскрыла твердые массивные оолитовые известняки изредка тонко- и косослоистые или биотурбированные, а под ними – детритовые известняки с включениями остатков кораллов и обломков базальтов (Heezen et al., 1973). Мелководные оолитовые известняки и биокластогенные породы, содержащие скелетные остатки различных организмов (водорослей, мшанок, кораллов и т.п.), в том числе, рифостроителей, рассматриваются как образования лагунно-рифового комплекса (Лисицына и др., 1988). В рельефе подводной горы рифовые известняки местами образуют прерывистые валы высотой до 10-15 м, зафиксированные на верхней бровке склона гайота. Нахождение в толще известняков обломков базальтов и полевых шпатов свидетельствует о том, что процесс мелководного осадконакопления сопровождался эрозионно-абразионным разрушением вулканического основания острова и захоронением образующегося обломочного материала в слое рыхлых биогенных осадков. Этот факт, а также морфология рифовых известняков, позволяют предположить, что образование этой толщи происходило во время существования барьерного рифа на вулканическом острове, либо  атолла с надводной вулканической вершиной. Возраст грубодетритовых известняков, образовавшихся в результате разрушения коралловых построек, по данным фораминиферового анализа,  - конец раннего–начало позднего мела (Богданов и др., 1987).
Вскрытая мощность рифогенных отложений в скв. 202 DSDP превышает 40 м. Однако реально она может быть существенно выше: на других гайотах Тихого океана мощность подобных отложений достигала 200-300 м (Initial report…, 1973, 1975;  Shipboard Scientific Party, 1981).

Причины вертикальных движений земной коры во времена Дарвина были неизвестны, и только позднее теория тектоники литосферных плит позволила предложить ряд гипотез, объясняющих эндогенные факторы, определяющие процессы образования подводных вулканов и эволюции их рельефа при образовании гайотов.

Первый этап этого процесса заключается непосредственно в формировании на дне океана сводовых поднятий, линейных цепей подводных гор и подводных гор, образующих изометричные кластеры. Второй этап состоит в тектоническом погружении вулканической постройки, которое включает в себя две составляющие: погружение, связанное с возникшей в процессе извержения изостатической нагрузкой, и постепенное погружение кровли несущей литосферы.

Согласно современным теориям «плюмового магматизма» и «горячих точек» формирование линейных цепей подводных гор и вулканотектонических поднятий, в пределах которых наиболее распространены гайоты Тихого океана, связано с проявлением активности плюмов – разогретых мантийных масс с положительной плавучестью, поднимающихся с глубин ядро-мантия (Morgan, 1971). Мантийные плюмы формируют на земной поверхности области повышенной, продолжительной вулканической активности. В результате перемещения литосферных плит над зафиксированными в пространстве «горячими точками» мантии, действующие вулканы отмирают, образуя на поверхности Земли протяженные асейсмичные хребты или цепи вулканических построек, для которых характерно постепенное увеличение возраста по мере удаления от области современного вулканизма (рис. 2).

Рис. 2. Схема образования подводных гор по теории "горячей точки".

Рис. 2. Схема образования подводных гор по теории "горячей точки".

Основными тремя признаками проявления активности мантийного плюма, признанными большинством исследователей, являются симметричное поднятие-свод («swell») в пределах океанической плиты, проявление щелочного магматизма и независимость вулканизма от поверхностных разрывных структур океанической плиты.

Под воздействием подъемной силы плюмов океаническая кора изгибается симметрично относительно центра подъема, а на дне океана, в результате проявления вулканической активности, формируются крупные положительные структуры диаметром несколько сот километров (рис. 3, варианты 5, 6).

Рис. 3. Механизмы формирования сводовых поднятий (по работе (DeLaughter et al., 2005)).

Рис. 3. Механизмы формирования сводовых поднятий (по работе (DeLaughter et al., 2005)).

Одновременно предложены механизмы образования вулканотектонических поднятий в ходе прогибания литосферной плиты и изостатической компенсации прогиба сверху за счет накопления осадков (рис. 3, варианты 1, 2, 3), а также в результате появления магматических очагов повышенной плотности (рис. 3, вариант 4). Рассмотренные варианты различаются механизмом релаксации литосферной плиты – ее прожиганием, растяжением, флексурообразным изгибом. Формирование вулканотектонического поднятия является медленным – м/млн. лет – механизмом поднятия океанической коры и расположенных на ней вулканических построек.

Геоморфологические исследования указывают на существование вторичных этапов вулканической активизации по мере эволюции постройки. Появляются кальдеры обрушения и взрыва, на вершине гайота и его склонах фиксируются вторичные вулканические конусы. Оценки времени жизни вулканической системы по активности на современных океанических островах (Канарский архипелаг, о-в Реюньон, Гавайи) свидетельствуют об активности вулканических систем этих островов в течение нескольких десятков млн. лет.

Современное развитие теории «мантийных плюмов» встало перед необходимостью объяснить проявление продолжительного, иногда одновременного магматизма в пределах значительной части цепочки вулканических гор. Было определено, что новая модель формирования вулканических сооружений должна включать в себя образование в верхней мантии мобильных разогретых линз, которые периодически подавали бы расплавы в промежуточные очаги, перемещаясь вместе с литосферой. Количество промежуточных магматических камер увеличивается по мере эволюции (рис. 4) (Мазарович, 2000).

Кроме того, существуют теории, которые большее значение в образовании вулканотектонических поднятий, история геологического развития которых завершается образованием гайотов, отдают тектоническому фактору. В основе одной теории лежит, например, существование в структурно-тектоническом плане Земли и отдельных регионов регулярных структурных сетей – линейных форм рельефа и разрывных структур, формирующих планетарную линеаментную сеть (Анохин, 2006). В этом случае проявление вулканической деятельности связано с активизацией многочисленных линейных ослабленных зон и разрывных нарушений, в которых непосредственно магмоподводящими каналами служат узлы пересечения ортогональных систем разломов (Анохин, 2009). При пересечении линейной цепи трансформными или иными разломами наблюдаются соответствующие изменения формы вулканических построек – удлинение, искривление, двуглавые и трехглавые вершины на основном пьедестале и т.п. усложнение формы подводной горы

Рис. 4. Идеализированная модель развития Канарского архипелага (Мазарович, 2000)

Рис. 4. Идеализированная модель развития Канарского архипелага (Мазарович, 2000)

Определяющим рельефообразующим фактором при формировании гайотов является постепенное погружение вулканических гор. Согласно физике описываемых явлений, процесс погружения может включать в себя две составляющие: погружение, связанное с возникшей в процессе извержения изостатической нагрузкой и постепенное погружение кровли несущей литосферы.

Погружение сформировавшегося вулкана и уменьшение относительной высоты горы под действием возникшей в ходе ее формирования изостатической нагрузки имеет эндогенные причины. Отметим две из них. Во-первых, это термическое остывание питающих вулканы магматических очагов, определяющее кристаллизацию и термическое уплотнение пород, слагающих как магматические очаги и магмовыводящие каналы, так и собственно вулканические сооружения. Во-вторых, это тектоническое прогибание несущей литосферы под действием возникшей избыточной нагрузки. Этот эффект в значительной степени определяется реологическими свойствами литосферы, ее изгибной жесткостью (Ушаков, Дубинин, 1996). Отмеченные факторы приводят к некоторому погружению вулкана. Однако решение вопроса изостазии в конкретной ситуации для каждой вулканической постройки зависит от ряда конкретных условий, таких как: механизм возникновения вулканической активности, скорость движения литосферной плиты на данном конкретном участке, возраст и палеоглубина океана во время образования вулкана и т.п.

В школе западных исследователей геодинамики подводного вулканизма распространен подход, определяющий состояние изостатического равновесия вулканической постройки по высоте горы и возрасту, а соответственно, мощности литосферы (Smith, 1988; Watts et al., 1985). Модель региональной изостатической компенсации основана на изгибе упругой литосферы и устанавливает отношение (ratio – R) между гравиметрической аномалией (gravity - G) и высотой (topography - T) – GTR – подводной горы (рис. 5).

Рис. 5. Схема прогиба литосферы под тяжестью подводной горы (Hillier, 2007)

Рис. 5. Схема прогиба литосферы под тяжестью подводной горы (Hillier, 2007)

В этом подходе заложено изначальное предположение, что формирование вулканической постройки, ее высота, ограничена только напряжениями в несущей плите. То есть поток магмы из мантийного источника не ограничен по дебету (0.04-0.15 км3/год) (Filmer et al., 1994). С увеличением мощности литосферы отношение гравитационной аномалии над вершиной подводной горы к ее высоте растет. И только когда гора под собственным весом изгибает плиту до критических величин, канал перекрывается и магматический поток прерывается. Насколько эта модель справедлива, остается не ясным, но, тем не менее, других объяснений механизма зависимости высоты горы от мощности (возраста) плиты пока не предлагается.
Расчет мощности литосферы (Те) проводится различными методами (например, см. работу Jordahl, 1999), однако порядок величин в расчетах достаточно близок: прогиб может достигать 4 км, на площади 100-200 км, а ширина компенсационного рва вокруг горы - 50 км.

Следствием этой зависимости  является другая эмпирическая закономерность, связывающая высоту горы с возрастом литосферной плиты.

Впервые уравнение, определяющее предельную высоту подводной горы как функцию мощности несущей плиты,  было предложено А.М. Городницким (1985), и для островов оно имело вид

Hv = [Hll - ρb) + ρwh]/ρb

где Hv – высота вулкана, Hl – мощность литосферы, ρl – плотность литосферы (3.3 г/см3), ρb – плотность базальтовой магмы (2.9 г/см3), ρw – плотность воды (1.0 г/см3), h – глубина дна у подножия вулкана.

После подстановки численных значений уравнение принимает вид

Hv=0.13 Hl + h/2.9

Позднее это уравнение было модифицировано рядом других исследователей (Smith, 1988; Smith et al., 1988; Wessel, 2001). Ими был учтен фактор скорости раздвижения плит, стрессовых напряжений, денудации, литогенеза и уточнены коэффициенты в уравнении.

Величину максимальной высоты горы в зависимости от эффективной мощности литосферы можно определить по палеткам, представленным в работе (Wessel, 2001), устанавливающим связь высоты вулкана с возрастом литосферы, на которой он образуется (∆age), и удельным давлением столба вулканической постройки на плиту (МРа) (рис. 6). 

Рис. 6. Связь максимальной высоты подводной горы с возрастом плиты, на которой она образуется (Wessel, 2001)

Рис. 6. Связь максимальной высоты подводной горы с возрастом плиты, на которой она образуется (Wessel, 2001)

При рассмотрении этой зависимости принимается во внимание возраст литосферной плиты на момент формирования на ней вулкана, и вычисляется этот параметр - ∆age - как  разность между возрастом несущей литосферы и возрастом горы.
Следует подчеркнуть, что рассмотренные варианты изменения относительной высоты вулканической горы связаны с процессами, происходящими независимо от горизонтального перемещения несущей литосферной плиты, и накладываются на генеральную закономерность изменения глубины океанического дна пропорционально его возрасту.

Провести количественную оценку вклада, который вносит в процесс погружения вулканической горы приращение глубины кровли несущей литосферы при увеличении ее возраста, можно благодаря существованию хорошо разработанной теоретической базы исследования геодинамики океанских литосферных плит.

В соответствии с кристаллизационной моделью новообразования океанской литосферы уровень ее поверхности по мере увеличения мощности, растущей с течением времени, должен последовательно понижаться (Сорохтин, 1974; Parker, Oldenburg, 1973).

Глубина океана связана с его возрастом генеральной зависимость

h= a+b√t,

где h – глубина океана в км, t – возраст океанической плиты в млн. лет, а и b – коэффициенты уравнения (рис. 7).

Рис. 7. Обобщенная кривая изменения уровня поверхности океанической литосферы в связи с изменением ее возраста (Larson et al., 1995) Черная линия - (Parsons, Sclater 1977), серая линия – (Stein, Stein 1992)

Рис. 7. Обобщенная кривая изменения уровня поверхности океанической литосферы в связи с изменением ее возраста (Larson et al., 1995)
Черная линия - (Parsons, Sclater 1977), серая линия – (Stein, Stein 1992)

В работе (Wessel, 1997) коэффициенты a и b имеют значения соответственно 61.81 и 10.82.

Согласно оценкам А.М. Городницкого (1985), основанным на условии равенства гидростатических давлений под литосферными плитами в астеносфере, зависимость средней величины приращения глубины дна от его возраста имеет следующий вид

Δh = 0.35t1/2

(Δh – в километрах, t – в млн. лет).

Именно горизонтальное перемещение несущей литосферной плиты в настоящее время признается основным механизмом изменения положения вулканических гор относительно уровня моря.
Таким образом, развитие крупных палеовулканов океанических горных массивов тропической зоны океанов включает следующие этапы: подводный вулкан – надводный вулкан – вулканический остров – подводная гора. При формировании гайотов, они завершают построенную эволюционную цепочку, представляя собой морфологический тип подводной горы с плоской вершиной. 

Литература

Анохин В.М. Глобальная дизъюнктивная сеть Земли: строение, происхождение и геологическое значение // С-Пб: Недра, 2006. 161 с.
Анохин В.М. Закономерности структурного плана района Магеллановых гор (Тихий океан) // Известия Русского Географического Общества. 2009. № 1. Т. 141. Вып. 1. С. 33-44.
Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П., Лисицын А.П. и др. Железомарганцевые рудные образования подводных гор океана // Известия АН СССР. Сер. геологич. 1987. № 7. С. 103-120.
Вулканы и тектоника литосферных плит. / Под ред. С.А. Ушакова.  М.: Изд-во МГУ, 1996.  273 с.
Городницкий А.М. Строение океанской литосферы и формирование подводных гор. М.: Наука, 1985.  166 с.
Дарвин Ч. Строение и распределение коралловых рифов // Сочинения. М.; Л.: Биомедгиз, 1936. Т. 2: Геологические работы / под ред. Н.С. Шатского.  С. 285-448.
Зейболд Е., Бергер В. Дно океана. Введение в морскую геологию. М.: Мир, 1984. 320 с.
Лисицына Н.А., Исаева А.Б., Соколова А.Д., Шевченко А.Я. Карбонатно-фосфатные породы подводных гор Восточно-Марианского бассейна (Тихий океан) // Литология и полезные ископаемые. 1988. № 2. С. 39-54.
Мазарович А.О. Геологическое строение Центральной Атлантики: разломы, вулканические сооружения и деформации океанского дна.  М.: Научный мир, 2000.  176 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 530).
Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. М.: Наука, 1974.  181с.
Ушаков С.А., Дубинин Е.П. Внутриплитовая тектоника и эволюция рельефа дна и океанической литосферы // Жизнь Земли: строение и эволюция литосферы. - М.: Изд-во МГУ, 1996. - С. 37-67.
Darwin Ch. The structure and distribution of coral reefs.  Ld. Smith, Elder, 1842.  214 p. (Reprinted in 1962 by Univ. California Press, Berkeley-Los Angeles, Calif.).
DeLaughter J. E., Stein C. A., Stein S. Hotspots: A view from the swells // Geological Society of America.  2005. Sp. Paper 388.
Initial reports of the Deep Sea Drilling Project. Wash. (D.C.): Gov. print. off., 1973. - Vol. 20.  959 p.
Initial reports of the Deep Sea Drilling Project. Wash. (D.C.): Gov. print. off., 1975. - Vol. 32.  973 p.
Filmer, P.E., McNutt M.K., Webb H.F., Dixon D.J. Volcanism and archipelagic aprons in the Marquesas and Hawaiian Islands // Mar. Geophys. Res. 1994. 16 (5). P. 385-406.
Jordahl K.A. Tectonic Evolution and Midplate Volcanism in the South Pacific // 1999. 139 p. Jordahi_thesis[1].pdf .  
Heezen B.S., Mattews J.L., Catalano R., Natland G., Coogan A., Tharp M., Rawson M. Western Pacific guyots. // Init. Rep. DSDP. Wash. (D.C.): Gov. print. off., 1973.  Vol. 20.  P. 653-724.
Hess H.H. Drowned ancient islands of the Pacific Basin // Am. J. Sci.  1946.  Vol. 244.  № 11.  P. 772-791.
Hillier J.K. Pacific seamount volcanism in space and time // Geophys. J. Int. 2007. Vol. 168 (2). P. 877-889.
Larson R. L., Erba E., Nakanishi M., Bergersen D. D., Lincoln J. M.  Stratigraphic, vertical subsidence, and paleolatitude histories of Leg 144 guyots  // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. 1995. V. 144. P. 915-933.
Morgan W.J. Convection plumes in the lower mantle // Nature.  1971.  Vol. 230.  P. 42-43.
Parker D.R., Oldenburg D.W. Thermal model of oceanic ridges // Nature. Phys. Sci.  1973. Vol. 242. № 137. P. 115-124.
Parsons B., Sclater J.G.  An analysis of the variation of ocean floor bathymetry and heat flow with age // J. Geophys. Res. 1977. Vol. 82. P. 803-828,
Shipboard Scientific Party Site 463: Western Mid-Pacific mountains // Init. Rep. DSDP. Wash. (D.C.): Gov. print. off., 1981. Vol. 62. P. 33-156.
Smith D.K. Shape analysis of Pacific seamounts // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 90. P. 457-466.
Smith D.K., Jordan Th.H. Seamount statistics in the Pacific Ocean // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93. № 4. P. 2899-2918.
 Stein C.A., Stein S. A model for the global variation in oceanic depth and heatflow
with lithospheric age // Nature. 1992.  Vol. 359. P. 123–129.
Watts A.B., ten Brink U.S., Buhl P., Brocher T.M. A multichannel seismic study of lithospheric flexure across the Hawaiian-Emperor seamount chain // Nature. 1985. Vol. 315. P. 105-111.
Wessel P., Lyons S. Distribution of large Pacific seamounts from Geosat/ERS-1: Implications for the history of intraplate volcanism // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102 (B10). P. 22459-22475.

Threesome