Повна версія

Головна arrow Географія arrow ГЕОМОРФОЛОГІЯ

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   ЗМІСТ   >>

МАГМАТИЗМ І РЕЛЬЕФОУТВОРЕННЯ

Магматизм грає важливу і дуже різноманітну роль в рельефо- освіту. Це відноситься і до інтрузивних, і до ефузивними магматизму. Форми рельєфу, пов'язані з інтрузивним магматизмом, можуть бути як результатом безпосереднього впливу магматичних тіл (батолітов, лакколитов і ін.), Так і наслідком препарування інтрузивних магматичних порід, які, як уже згадувалося, нерідко є більш стійкими до впливу зовнішніх сил, ніж вміщають їх осадові породи.

Батоліти найчастіше приурочені до осьовим частинам антіклінорієв. Вони утворюють великі позитивні форми рельєфу, поверхня яких ускладнена дрібнішими формами, зобов'язаними своїм виникненням впливу тих чи інших екзогенних агентів в конкретних фізико-географічних умовах. Прикладами досить великих гранітних батолітов можуть служити масив в західній частині Зерав- Шанського хребта в Середній Азії (рис. 6.1), великий масив в Конгуро- Алагезском хребті в Закавказзі.

Профіль батоліту Чакил-Калян, Зеравшанський хребет (по С. І. Клуннікову)

Мал. 6.1. Профіль батоліту Чакил-Калян, Зеравшанський хребет (по С. І. Клуннікову):

1 - граніти; 2 - палеоген-неогенові конгломерати; 3 - складки в силурійських відкладеннях

Лаколіти зустрічаються поодинці або групами і часто виражаються в рельєфі позитивними формами у вигляді куполів. Добре відомі лаколіти Північного Кавказу (рис. 6.2) в районі м Мінеральні Води: гори Бештау, Лиса, Залізна, Зміїна і ін. Типові, добре виражені в рельєфі лаколіти відомі також в Криму: гори Аю-Даг, Кастель (рис. 6.3 ).

Від лакколитов і інших інтрузивних тіл нерідко відходять жілоподобние відгалуження - Апофіз. Вони січуть вміщують породи в різних напрямках. Відпрепаровані незгодні інтрузіви -

дайки - на земній поверхні утворюють вузькі, вертикальні або крутопадающие тіла, що нагадують руйнуються стіни (рис. 6.4).

Лаколіти Мінеральних Вод (Північний Кавказ) (рис. Н. П. Костенко)

Мал. 6.2. Лаколіти Мінеральних Вод (Північний Кавказ) (рис. Н. П. Костенко)

Лакколіт Кастель (Крим)

Мал. 6.3. Лакколіт Кастель (Крим)

Пластові интрузии виражаються в рельєфі у вигляді ступенів, аналогічних структурним ступеням, що утворюється в результаті виборчої денудації в осадових породах (рис. 6.4, А-А). Відпрепаровані пластові інтрузії широко поширені в межах Среднесибирского плоскогір'я, де вони пов'язані з впровадженням порід трапповой формації ' [1] .

Як говорилося вище, магматичні тіла ускладнюють складчасті структури і їх відображення в рельєфі. Чітке відображення в рельєфі знаходять освіти, пов'язані з діяльністю вулканізму, який створює своєрідний рельєф. Вулканізм - об'єкт дослідження спеціальної геологічної науки - вулканології, але ряд аспектів прояви вулканізму має безпосереднє значення для геоморфології.

Залежно від характеру вивідних отворів розплавленого речовини розрізняють виверження майданні, лінійні і центральні. Майданні виверження призвели до утворення великих лавових плато. Найбільш відомі з них - лавові виливу на Колумбійському плато (Північна Америка) і плоскогір'я Декан (п-ів Індостан). Суцільним покривом можуть бути зайняті великі простори земної поверхні в результаті виливу лави і при тріщинах вулканізм (Ісландія).

А. Схема відпрепарованих інтрузивних тіл

Мал. 6.4. А. Схема відпрепарованих інтрузивних тіл:

А-А - пластова інтрузія (силл); Б-Б - січна жила (Дайк)

Б. відпрепарованих диабазовая Дайк серед глинистих сланців (Північний Кавказ. Фото І. С. Щукіна)

В сучасну геологічну епоху найбільш поширеним видом вулканічної діяльності є центральний тип вивержень, при якому магма надходить з надр до поверхні до певних «точок», зазвичай розташовуються на перетині двох або декількох розломів. Надходження магми відбувається по вузькому живить каналу. Продукти виверження відкладаються периклінальних (тобто з падінням на всі боки) щодо виходу живильного каналу на поверхню. Тому зазвичай над центром виверження підноситься аккумулятивная форма - власне вулкан.

У вулканічному процесі майже завжди можна розрізнити дві стадії: експлозівних, тобто вибухову, і еруптивні, тобто стадію викиду і накопичення вулканічних продуктів. Каналоподіб шлях на поверхню пробивається в першій стадії. Вихід лави на поверхню супроводжується вибухом. В результаті верхня частина каналу воронкообразно розширюється, утворюючи негативну форму рельєфу - кратер. Подальше виливання лави і накопичення пірокластичні матеріалу [2] відбувається по периферії цієї негативної форми. Залежно від стадії діяльності вулкана, а також характеру накопичення продуктів виверження виділяють кілька морфогенетических типів вулканів: Маар, екструзівние купола, щитові вулкани, стратовулкан.

Маар - негативна форма рельєфу, зазвичай воронкообразная або циліндрична, що утворюється в результаті вулканічного вибуху. По краях такого поглиблення майже немає ніяких вулканічних накопичень. Всі відомі в даний час Маар - не діючі, реліктові освіти. Велике число Маар описано по області Ейфель (ФРН) і Центральному масиву (Франція). Більшість Маар в умовах вологого клімату заповнюється водою і перетворюється в озера. Розміри Маар змінюються від 200 м до 3,5 км в поперечнику при глибині від 60 до 400 м.

Трубки вибуху (трубка вибуху ) - трубкоподібні канали, які утворюються при прориві газів через пласти земної кори, до 1 км в діаметрі. Часто стародавні трубки вибуху виявляються заповненими ультра основний магматичної породою - кимберлитом. 8 -10% виходів на поверхню кімберлітів є алмазоносними. Тому більшість родовищ алмазів (в Південній Африці, Бразилії, Якутії) пов'язано з кімберлітових трубками.

Морфологія акумулятивних вулканічних утворень залежить від складу ефузивних продуктів.

Екструзівние купола - вулкани, які утворюються під час вступу на поверхню кислої лави. Така лава через швидке охолодження і високої в'язкості не здатна розтікатися і давати лавові потоки. Вона нагромаджується безпосередньо над жерлом вулкана і, швидко покриваючись шлаковой кіркою, приймає форму купола з характерною концентричною структурою. Розміри таких куполів досягають декількох кілометрів в діаметрі, але не перевищують 500 м у висоту. Екструзівние купола відомі в Центральному масиві (Франція), у Вірменії та ін.

Щитові вулкани утворюються при виверженні центрального типу в тих випадках, коли вивергається рідка і рухома базальтова лава, здатна розтікатися на великі відстані від центру виверження. Накладаючись один на одного, потоки лави формують вулкан з відносно пологими схилами (порядку 6-8 °, рідко більше). У деяких випадках навколо кратера утворюється лише вузький кільцевий вал з більш крутими схилами. Виникнення таких валів пов'язують з лавовими фонтанами, які накидають шлак на край кратера.

Щитові вулкани дуже характерні для вулканічного ландшафту Ісландії. Тут вони згаслі, невеликих розмірів. Прикладом щитового вулкана може служити гора дінго з підставою близько 6 км в поперечнику, відносною висотою близько 500 м, з кратером в поперечнику близько 500 м. Для геологічного розрізу вулкана характерна шаруватість, обумовлена многократностью виливів лави.

Інший областю, для якої щитові вулкани особливо характерні, є Гаваї. Гавайські вулкани набагато більші ісландських. Найбільший з Гавайських островів - Гаваї - складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа і Кілауеа) щитового типу. Мауна-Лоа піднімається над рівнем моря на 4170 м. Його заснування розташоване на глибині близько 5000 м. Отже, загальна висота вулкана понад 9000 м. Це найбільший за обсягом слагающего його матеріалу вулкан на земній кулі. Незважаючи на настільки величезні розміри, схили гавайських вулканів дуже пологі. У підстави вулканів ухил поверхні не перевищує 3 °, вище поступово наростає до 10 °, а з висоти 3 км знову сильно зменшується. Вершина вулкана має вигляд лавового плато, посередині якого розташовується гігантський кратер у вигляді лавового озера.

Поряд з вулканами, що викидають тільки рідку лаву, є такі, які вивергають тільки твердий уламковий матеріал (попіл, пісок, вулканічні бомби, лапилли) -це так звані шлакові вулкани. Вони утворюються за умови, якщо лава перенасичена газами і її виділення супроводжується вибухами, під час яких лава розпорошується, її бризки швидко тверднуть. На відміну від лавових конусів крутизна схилів шлакових вулканів досягає 45 °.

Шлакові конуси численні в Вірменії. Більшість їх тут приурочено до схилів більших вулканів, дрібні форми нерідко утворюються прямо на лавових потоках. Зростання таких конусів може відбуватися дуже швидко. Так, шлаковий конус Монте-Нуова (Італія, околиці Неаполя) сформувався протягом декількох днів на рівному місці і в даний час являє собою пагорб висотою до 140 м.

Широко поширені на суші так звані стратовулкани, в будові яких беруть участь як шари лав, так і шари пірокластичні матеріалу. Багато стратовулкани мають майже правильну конічну форму: Фудзіяма (Японія), Ключевська і Кроноцкая сопки на Камчатці (Росія), Попокатепетль (Мексика) і ін. Серед цих утворень нерідкі гори висотою 3-4 км, деякі вулкани досягають 6 км. Багато стратовулкани на вершинах покриті вічними снігами і льодовиками.

Як уже згадувалося, у більшості вулканів на вершині розташовується воронкообразноепоглиблення, через яке і здійснюється викид вулканічних продуктів, - кратер. У великих вулканів може бути кілька кратерів, які утворюються на схилах, - паразитуючі кратери. Дно кратера в періоди між виверженнями буває заповнене застиглою лавою і нагромадженнями брил гірських порід, які звалилися з його стін. Максимальних розмірів кратери досягають у вулканів гавайського типу. Наприклад, діаметр кратера Мауна- Лоа понад 2400 м. У вимерлих або тимчасово недіючих вулканів кратери бувають заповнені озерами.

У багатьох вулканів є так звані кальдери. Це дуже великі, в даний час недіючі кратери, причому сучасні кратери нерідко розташовуються усередині кальдери. Відомі кальдери до 30 км в поперечнику. На дні кальдери рельєф відносно рівний, борта, звернені до центру виверження, круті. Освіта кальдер пов'язано з руйнуванням жерла вулкана сильними вибухами. У деяких випадках кальдера має провальне походження. У вимерлих вулканів розширення кальдери може бути пов'язано також з діяльністю екзогенних агентів.

Своєрідний рельєф утворюють рідкі продукти виверження вулканів. Лава, що вилилася з центрального або бічних кратерів, стікає по схилах у вигляді потоків. Плинність лави визначається її складом. Дуже густа і в'язка (кисла) лава встигає застигнути і втратити рухливість ще в верхній частині схилу. При дуже великий в'язкості вона може затвердіти в жерлі, утворюючи гігантський лавовий стовп або лавовий палець, як це було, наприклад, при виверженні вулкана Пеле на о. Мартініці в 1902 р Лавовий потік зазвичай має вигляд сплюснутого вала, що простягається вниз по схилу, з чітко вираженим здуттям у закінчення. Базальтові лави можуть утворювати довгі потоки, які поширюються на багато кілометрів і навіть десятки кілометрів, припиняючи свій рух на прилеглій до вулкану рівнині або плато. Базальтові потоки довжиною 60-70 км не рідкість на Гавайських островах і в Ісландії.

Значно менше розвинені лавові потоки липаритового або андезітового складу. Їх довжина рідко перевищує кілька кілометрів. Взагалі у вулканів, що викидають продукти кислого або середнього складу, велика за обсягом частина вивержень представлена пирокластическим, а не лавовим матеріалом.

Застигаючи, лавовий потік спочатку покривається кіркою шлаку. У разі прориву кірки в будь-якому місці неостиглого частина лави випливає з-під кірки. В результаті утворюється порожнина - лавовий грот, або лавові печера. При обваленні зводу печери він перетворюється в негативну поверхневу форму рельєфу - лавовий жолоб. Жолоби дуже характерні для вулканічних ландшафтів Камчатки.

Поверхня застиглого потоку набуває своєрідний мікрорельєф. Найбільш поширені два типи мікрорельєфу поверхні лавових потоків: 1) глибовий мікрорельєф, 2) кішкообразная лава. Перший являє собою хаотичне нагромадження незграбних або оплавлених брил з численними провалами і гротами. Такі глибові форми виникають при високому вмісті газів в складі лав і при порівняно низькій температурі потоку. Кішкообразние лави відрізняються химерним поєднанням застиглих хвиль, звивистих складок, в цілому дійсно нагадують «купи гігантських кишок або зв'язки скручених канатів» (І. С. Щукін). Освіта такого мікрорельєфу характерно для лав з високою температурою і з відносно малим вмістом летких компонентів.

Виділення газів з лавового потоку може носити характер вибуху. У цих випадках на поверхні потоку утворюються нагромадження шлаку у вигляді конусів. Такі форми рельєфу отримали назву міськ- нито. Іноді вони мають вигляд стовпів висотою до кількох метрів.

При більш спокійному і тривалому виділення газів з тріщин в шлаку утворюються так звані фумароли (від лат. Fumare - диміти). Ряд продуктів виділення фумарол в атмосферних умовах конденсується, і навколо місця виходу газів утворюються конусоподібні піднесення, складені продуктами конденсації.

При тріщинних і майданних излияниях великі простори виявляються як би заповненими лавою. Класичною країною трещинних вивержень є Ісландія, де переважна частина вулканів і лавових потоків приурочена до депресії, що розтинає острів з південного заходу на північний схід (так званий Великий грабен Ісландії). Тут можна бачити лавові покриви, витягнуті уздовж розломів, а також зяючі тріщини, ще не зовсім заповнені лавами. Тріщинні вулканізм характерний також для Вірменського нагір'я. Порівняно недавно трещинние виверження мали місце на Північному острові Нової Зеландії.

Обсяг потоків лав, вилитих з тріщин в Великому грабене Ісландії, досягає 10-12 км 3 . Грандіозні майданні виливу відбувалися в недавньому минулому в басейні р. Колумбії, на плато Декан, в Південній Патагонії. Злилися різновікові лавові потоки утворюють тут суцільні плато площею до декількох десятків і сотень тисяч квадратних кілометрів. Так, площа Колумбійського лавового плато понад 500 тис. Км 2 , а потужність, що складають його лав - 1100-1800 м. Лави заповнили всі негативні форми попереднього рельєфу, зумовивши майже ідеальне його вирівнювання. В даний час висота плато варіює від 400 до 1800 м. У його поверхню глибоко врізаються долини численних річок. На наймолодших лавових покривах тут збереглися глибовий мікрорельєф, шлакові конуси, лавові печери і жолоби.

При підводних вулканічних виверженнях поверхню излившихся магматичних потоків швидко остигає. Значне гідростатичний тиск водної товщі перешкоджає вибуховим процесам. В результаті формується своєрідний мікрорельєф кулястих, або подушкові, лав.

Виливу лави не тільки утворюють специфічні форми рельєфу, але можуть істотно впливати на вже існуючий рельєф. Так, лавові потоки можуть викликати перебудову річкової мережі. Перегороджуючи річкові долини, вони сприяють катастрофічних повеней або висушування місцевості, втрати нею видатків. Проникаючи до берега моря і застигаючи тут, лавові потоки змінюють обриси берегової лінії, утворюють особливий морфологічний тип морських узбереж.

Виливу лав і викид пірокластичні матеріалу неминуче викликають утворення дефіциту мас в надрах Землі. Останнє обумовлює швидкі опускання ділянок земної поверхні. В окремих випадках початку виверження передує помітне підняття місцевості. Наприклад, перед виверженням вулкана Усу на о. Хоккайдо утворився великий розлом, уздовж якого ділянку поверхні площею близько 3 км 2 за три місяці піднявся на 155 м, а після виверження відбулося його опускання на 95 м.

Говорячи про рельєфоутворюючі ролі еффузівного магматизму, слід зазначити, що при вулканічних виверженнях можуть відбуватися раптові і дуже швидко протікають зміни рельєфу і загального стану навколишньої місцевості. Особливо великі такі зміни при виверженнях експлозівного типу. Так, під час виверження вулкана Кракатау в Зондській протоці в 1883 р, який мав характер серії вибухів, сталося руйнування більшої частини острова, і на цьому місці глибини моря досягають 270 м. Вибух вулкана викликав освіту гігантської хвилі - цунамі, яка обрушилася на береги Яви і Суматри. Вона завдала величезної шкоди прибережним районам островів, загинули десятки тисяч жителів. Інший приклад - виверження вулкана Катмай на Алясці в 1912 р До виверження вулкан Катмай мав вигляд правильного конуса висотою 2286 м. Під час виверження вся верхня частина конуса була зруйнована вибухами і утворилася кальдера до 4 км в поперечнику і до 1100 м глибиною.

Вулканічний рельєф піддається надалі впливу екзогенних процесів, що приводить до формування своєрідних вулканічних ландшафтів.

Як відомо, кратери і вершинні частини багатьох великих вулканів є центрами гірського заледеніння. Утворені тут льодовикові форми рельєфу не мають яких-небудь специфічних особливостей, тому вони спеціально не розглядаються. Флювіальні форми вулканічних районів своєрідні. Талі води, грязьові потоки, які утворюються нерідко при вулканічних виверженнях, атмосферні води істотно впливають на схили вулканів, особливо на ті, в будові яких головна роль належить пірокластичні матеріалу. При цьому утворюється радіальна система яру мережі - так звані барранкоси ( Барранко ) - глибокі ерозійні борозни, що радіально розходяться від вершини вулкана (рис. 6.5). Барранкоси часто успадковують борозни, проорали в пухкому покриві попелу і лапіллей великими брилами, викинутими при виверженні. Такі освіти нерідко називають Шаррі.

Загальний малюнок річкової мережі в вулканічних районах також часто має радіальний характер. Іншими відмітними особливостями річкових долин в вулканічних районах є водоспади і пороги, які утворюються в результаті перетину ріками застиглих лавових потоків або Трапп, а також греблі озера або озеровидні розширення долин на місці спущених озер, що виникають при перегороджування річок лавовимипотоками. У місцях скупчення попелу, а також на лавових покривах внаслідок високої водопроникності порід на великих просторах можуть взагалі бути відсутнім будь-які водотоки. Такі ділянки мають вигляд кам'янистих пустель.

Барранкоси (Барранко) - ерозійні борозни на конусі вулкана Батока (о. Ява)

Мал. 6.5. Барранкоси (Барранко) - ерозійні борозни на конусі вулкана Батока (о. Ява)

Серед вулканогенних утворень часто зустрічаються так звані лахари, тобто грязьові потоки, що виникають при змішуванні вулканічного матеріалу з водами кратерних озер, дощовою водою або водою, що утворилася в результаті танення льоду або снігу на схилах вулканів. Лахари можуть бути гарячими, освіченими гарячим пірокластичні матеріалом, і холодними, джерелом яких служить пухкий вулканічний матеріал, не пов'язаний безпосередньо з виверженням. Обсяг лахарових утворень може досягати декількох тисяч кубічних кілометрів.

Для багатьох вулканічних областей характерні виходи напірних гарячих вод - гейзерів. Гарячі глибинні води містять багато розчинених речовин, що випадають в осад при їх охолодженні. Тому місця виходів гарячих джерел бувають оточені натічними терасами часто химерної форми. Широко відомі гейзери і супроводжуючі їх тераси в Йеллоустонськом національному парку в США, на Камчатці (Долина гейзерів), в Новій Зеландії, Ісландії (рис. 6.6).

Натічні форми гейзеріта

Мал. 6.6. Натічні форми гейзеріта

У вулканічних областях зустрічаються також специфічні форми вивітрювання і денудаційна препаріровкі. Так, потужні базальтові покриви або потоки базальтової, рідше андезитовой, лави при охолодженні і під впливом атмосферних агентів розбиваються тріщинами на стовпчасті окремо. Останні нерідко є багатогранні стовпи, які дуже ефектно виглядають в відслоненнях. Виходи тріщин на поверхню лавового покриву утворюють характерний полігональний мікрорельєф. Лавові простору, розбиті системою полігонів - шестикутників або п'ятикутників, отримали назву мостових гігантів.

При тривалої денудації вулканічного рельєфу в першу чергу руйнуються накопичення пірокластичні матеріалу. Більш стійкі лавові і інші магматичні утворення піддаються препарування екзогенними агентами. Характерними формами пре- паріровкі є згадувані вище дайки, а також некки (відпрепаровані лавові пробки, застиглі в жерлі вулкана).

Глибоке ерозійне розчленовування і схилових денудация можуть привести до поділу лавового плато на окремі платообразниє височини, іноді далеко віддалені один від одного. Такі останцеві форми отримали назву міс (від ісп. Mesa - букв. Стіл).

В результаті тривалої денудації в вулканічних районах можуть виникати і інверсійні форми рельєфу. Так, лавові потоки, що займали спочатку пониження рельєфу (долини), можуть утворити довгасту столову височина, що піднімається над навколишньою місцевістю завдяки захисній ролі бронирующего шару лави (рис. 6.7).

А. Схема инверсионного рельєфу в вулканічному ландшафті. На задньому плані первинне положення потоку лави в долині; передній план - той же лавовий потік відпрепарованих (по В. Девісу)

Мал. 6.7. А. Схема инверсионного рельєфу в вулканічному ландшафті. На задньому плані первинне положення потоку лави в долині; передній план - той же лавовий потік відпрепарованих (по В. Девісу).

Б. Останець, броньований базальтом (Угорщина, район оз. Балатон)

Вулканічний рельєф набув значного поширення на поверхні Землі. До недавнього часу, говорячи про географію вулканів, зазвичай мали на увазі вулкани суші. Дослідження останніх десятиліть показали, що в океанах вулканічних форм не менше, а, по-видимому, навіть значно більше, ніж на материках. Тільки в Тихому океані налічується не менше 3000 підводних вулканів.

Переважна частина новітніх і сучасних вулканів суші приурочена до певних зон. Одна з таких зон має в основному меридіональний напрям і простягається вздовж західних узбереж Північної і Південної Америки. Інша - має широтне простягання. Вона охоплює райони, прилеглі до Середземного моря, і далі тягнеться на схід, де перетинається в районі Індонезії з третьої вулканічної зоною, відповідної західній околиці Тихого океану. В межах третьої зони більшість діючих вулканів приурочено до острівних дуг - гірляндам островів, що обрамляють околиці Тихого океану, прилеглі до Азії і Австралії. Поблизу островів відомо і багато підводних вулканів. Порівняно невелика кількість вулканів приурочено до зон розломів, розсікають такі древні материкові платформи, як Африканська.

В океанах зустрічаються вулкани, приурочені як до сучасних рифтових зон, так і внутрішньо штатних, частина з яких пов'язана з «гарячими точками», або «плюмами». Внутрішньо штатних океанічних активних вулканів не дуже багато. Найбільш відомі - Гавайські вулкани в центрі Тихого океану. В Атлантичному океані до таких належать вулканічні острови Зеленого Мису, Канарські, Мадейра, Св. Олени і ін., Розташовані в стороні від Серединно-Атлантичного хребта.

Сучасне розташування діючих вулканів контролюється конвергентними і дивергентними межами літосферних плит, а також плюмами - піднімаються нагрітими мантійними струменями.

Про широкий розвиток вулканічних процесів в Світовому океані свідчить величезна кількість підводних вулканічних гір, вулканічних хребтів і інших великих вулканічних споруд, по морфології схожих з вулканічними утвореннями суші. Зустрічаються (головним чином в Тихому океані) ізольовані плосковершінние підводні вулканічні гори - Гайот. Одні дослідники вважають, що вершини гайотов зрізані абразією при більш низькому стоянні рівня океану. Інші пов'язують освіту гайотов із зануренням древніх вулканічних островів, вершини яких зазнали абразії під час їх перебування у поверхні океану. Розташування плоских вершин гайотов на глибинах від 200 до 2500 м свідчить на користь гіпотези про занурення дна океану.

За геофізичними даними і даними буріння, вулканічними є підводні підстави океанічних коралових островів, а також широко поширені форми горбистого рельєфу дна океану, так звані глибоководні пагорби вулканічного походження. Все це підтверджує думку про широкий розвиток вулканічних процесів в межах Світового океану.

  • [1] Від швед, trapp - сходи.
  • [2] Пірокластичні матеріал - загальна назва уламкового матеріалу, який утворюється при виверженні вулканів.
 
<<   ЗМІСТ   >>