Petrology of amphibolites of northwestern part of the Kansk block (Eastern Sayan).pdf Амфиболиты наряду с гнейсами являются наиболее распространенными типами пород метаморфических толщ Канской глыбы, которая по набору и составу геоло-гических формаций, характеру магматизма и особенно-стям металлогении соответствует типичным гранит-зеленокаменным областям древних кратонов [1, 2]. Ис-следование вещественного состава метаморфических пород и природы их протолитов на основе распределения и соотношения петрогенных, редких, редкоземельных и радиоактивных элементов позволяет выявить геохимиче-скую специализацию древнейших супракрустальных комплексов и реконструировать палеогеодинамические условия формирования раннедокембрийской коры.Рассматриваемая гранит-зеленокаменная область включает северо-западное окончание Канской глыбы. Выделенные амфиболитовые толщи имеют весьма слож-ную структуру, что обусловлено, прежде всего, положе-нием Канского блока в окраинной зоне Сибирской платформы. Они разбиты многочисленными наруше-ниями на отдельные линзы и пластины, совместно с гнейсовыми толщами и интрузивными образованиями будинированы и смещены относительно друг друга, что в условиях плохой обнаженности значительно осложняет корреляцию фрагментов толщ и реконструкцию их отно-сительной временной последовательности и структур-ных взаимоотношений.Нами изучались амфиболиты на северо-западном окончания Канской глыбы (Кирельская площадь). Для их петрогеохимического сравнения использовались амфиболиты из других районов Канской глыбы (Идар-ское Белогорье, реки Кингаш и Кан).ПетрографияИзученные амфиболиты подразделяются на собст-венно амфиболиты и метаамфиболитовые сланцы.Амфиболиты. Структура породы гранонематобла-стовая, иногда порфиробластовая. Текстура сланцева-тая, отмечается плойчатая. Количественно-минерало-гический состав: роговая обманка ~ 45-90%, плагиок-лаз ~ 10-50%. Отмечаются клиноцоизит, эпидот, хло-рит, кварц и рудные минералы.Роговая обманка наблюдается в виде удлиненных, таблитчатых и ромбовидных зерен, размером преиму-щественно 0,5-1 мм. В порфиробластовых амфиболи-тах вкрапленные зерна имеют субизометричную форму и размеры до 2 мм. Удлиненные зерна роговой обманкиобычно имеют предпочтительную ориентировку и под-черкивают сланцеватую текстуру. Иногда агрегаты удлиненных зерен описывают мелкие складчатые фор-мы и определяют микроплойчатую текстуру. Зерна роговой обманки окрашены в зеленый цвет и заметно плеохроируют. В порфиробластовых зернах встреча-ются простые и полисинтетические двойники.Плагиоклаз представлен субизометричными зерна-ми размером примерно 0,5 мм. Они бесцветные, про-зрачные и хорошо определяются по наличию полисин-тетических двойников. Нередко плагиоклаз обнаружи-вает неоднородное волнистое погасание. Однако часто зерна плагиоклаза интенсивно замещаются эпидот-клиноцоизитовыми либо пелитовыми агрегатами, не-редко полностью. Хлорит встречается в виде мелких чешуйчатых обособлений.Рудные минералы наблюдаются в виде равномерно рассеянной вкрапленности мелких черных зерен. Они имеют неправильную форму зерен и размеры менее 0,5 мм. Иногда по краям они приобретают красно-бурую окраску вследствие замещения гидроокислами железа. Рудные минералы обычно обособляются среди зерен роговой обманки.В кварцевых амфиболитах отмечается заметное ко-личество кварца среди зерен плагиоклаза. Иногда обра-зуют ленточные агрегаты, ориентированные вдоль сланцеватости. Зерна кварца всегда бесцветные и про-зрачные, в них постоянно отчетливо проявляется неод-нородное волнистое погасание.В эпидот-кварцевых амфиболитах наряду с роговой обманкой, плагиоклазом и кварцем наблюдаются много-численные зерна эпидота. Зерна эпидота имеют субизомет-ричную форму и размеры менее 0,5 мм. Они бесцветные, редко фисташково-зеленые имеют высокий рельеф и ано-мально высокие «сарафанные» цвета интерференции.Метаамфиболитовые сланцы являются наиболее распространенными породами на исследуемой терри-тории. Они образовались на месте амфиболитов в ре-зультате наложенных низкотемпературных метамор-фических процессов, вероятно, связанных с внедрени-ем более поздних гранитоидных интрузий.По особенностям минералогического состава среди метаамфиболитовых сланцев выделяются разнообразые разновидности: актинолитовые, эпидот-актинолитовые, клиноцоизит-актинолитовые, эпидот-клиноцоизит-ак-тинолитовые, соссюрит-актинолитовые, кварц-клино-цоизит-актинолитовые, хлорит-клиноцоизит-актиноли-183товые, хлорит-актинолитовые и другие, среди которых наиболее распространенными являются клиноцоизит-актинолитовые сланцы.Рудная минерализацияПроведенные исследования состава рудных мине-ралов в амфиболитах позволяют выделить два типа минерализации: железо-титанистую окисную и суль-фидную.Железо-титанистая окисная - представлена сле-дующими минералами: магнетит Fe3O4 (FeO*Fe2O3), титаномагнетит Fe2TiO4 (TiO*Fe2O3), ильменит FeTiO3 (FeO*TiO2), гематит Fe2O3 и рутил TiO2.Магнетит Fe3O4 (FeO*Fe2O3) и титаномагнетит Fe2TiO4 (TiO*Fe2O3) представлены преимущественно крупными (до 1000 мм) эвгедральными зернами с вы-сокой степенью изоморфизма, местами с выраженными гранями (111), (110), (100), (311) и др. Нередкое преоб-ладание граней (110) в кристаллах указывает на кон-тактово-метасоматическое образование этих минера-лов. Они отличаются высокой магнитной воспримчи-востью. Спайность как таковая в них отсутствует. От-ражательная способность магнетита довольно умерен-ная, первое впечатление о цвете - как о сером с измен-чивым слегка коричневатым оттенком. Сравнение со стандартными минералами или также стандартное строение самого минерала показывает, что от случая к случаю цвет сильно меняется без однозначной связи с химическим составом. Высокое содержание титана в твердом растворе сказывается большей частью в ко-ричневато-розовом оттенке, содержание марганца де-лает цвет более тусклым и более серым. Отдельные случаи изменения цветовых оттенков к настоящему времени не находят объяснения. В большинстве случа-ев минерал изотропен. Однако часть магнетитов обна-руживает отчетливую анизотропность, что отчетливо проявляется в форме зерен и объясняется наличием «аномальных твердых растворов».Нередко исходные квадратные, четырехугольные зер-на магнетита сильно изъедены, корродированны. Очерта-ния зерен обычно ровные или волнистые, реже - зазуб-ренные. В отдельных случаях в зернах магнетита наблю-даются продукты распада в виде ильменита - располо-женные преимущественно параллельно (111), которые представлены табличками и линзочками весьма изменчи-вой величины, от почти субмикроскопически тонких до нескольких десятков мм (рис. 1, а). Параллельно (100) встречаются округлые, каплевидные индивиды, весьма тонко сросшиеся в виде «графических» агрегатов и обра-зующие чрезвычайно тонкие сетчатые образования.По отдельным зернам магнетита наблюдается про-явление мартитизации - превращение магнетита в ге-матит. Во многих случаях мартитизацию следует рас-сматривать как проявление рудообразующей деятель-ности при понижающейся температуре, т.е. как опре-деленно «гипогенный» процесс, который в конечном итоге может привести к формированию мономине-ральных гематитовых агрегатов [3]. В типичном случае по магнетиту образуются тонкие таблички гематита, которые проникают в минерал вдоль трещинок, запол-няют пустотки и могут замещать его полностью (рис. 1,б). В отдельных случаях могут образоваться псевдо-морфозы, состоящие из одного индивидуума гематита. Наблюдаются также совершенно незакономерные или же сетчатые формы превращения магнетита в гематит.Иногда в отдельных крупных зернах магнетита на-блюдаются включения единичных округлых зерен пи-рита (рис. 1, а).Наложенные последующие деформации обычно проявляются в виде катаклаза зерен.Ильменит FeTiO3 (FeO*TiO2) - серовато-белый со слабым коричневым оттенком и умеренной, отража-тельной способностью. Он встречается в зернах магне-тита как продукт твердого распада в виде линзочек и табличек (рис. 1, а). Реже образует дискретные, мелкие толстотаблитчатые зерна, хаотично рассеянные по ос-новной матрице породы. Ильменит обнаруживает значи-тельное сходство с магнетитом, от которого отличается по величине двуотражения и полной анизотропией.Гематит Fe2O3 - очень светлый, чисто-белый, бле-стящий. Рядом с сульфидами кажется более матовым и более серовато-синим. Выглядит почти белым по срав-нению с магнетитом и ильменитом. Минерал сильно анизотропен. Редко встречается в виде отдельных зе-рен - бобовин (до 200 мм), закономерно ориентирую-щихся вдоль сланцеватости породы и отличающихся наличием темно-красных внутренних рефлексов. Наи-более часто он образует каймы вокруг зерен пирита и магнетита либо наблюдается в виде пластинок внутри зерен этих минералов (рис. 1, б, г).Рутил TiO2 встречается в виде акцессорных зерен с размерами до 500 мм, часто имеющих идиоморфную фор-му. Кристаллы длинностолбчатые, нередко они ориенти-рованы согласно параллельной текстуре породы. В про-ходящем свете имеют высокий рельеф и зеленовато-бурую окраску. Спайность по (110) хорошо проявлена, по ней легко выкалываются сколки. В отраженном свете относительный рельеф сходен или несколько меньше, чем у пирита, такой же, как у гематита. Внутренние рефлексы очень светлые. Отражательная способность средняя, для столь просвечивающего минерала неожиданно высокая, весьма сходная с магнетитом. Цвет светло-серый.Рутил возникает, вероятно, при гидротермальном из-менении ильменита, в результате образуется ассоциация гематита и рутила. Рутил может образоваться также при пиритизации боковых пород около рудных жил [3].Сульфидная минерализация представлена пиритом FeS2, халькопиритом CuFeS2.Пирит FeS2 образует сливные скопления (сплошные агрегаты) с размером до 1000 мм. В отдельных образцах встречаются дискретные зерна с высокой степенью изо-морфизма. Размеры некоторых из них до 500 мм (рис. 1, в, г). Такие зерна нередко раздроблены, но обломочки сохра-няют рисунок границ исходного зерна. Металл имеет свет-ло-желтый, соломенно-желтый цвет (в отраженном свете) и очень высокую отражательную способность. Рельеф не-ровный, бугристый, пузырчатый. Зерна часто изъедены, корродированны. По ним наблюдается развитие гематита по периферийным частям (в виде отдельных кайм или сплошных венцовых полос замещения) или вдоль трещи-нок катаклаза (рис. 1, г). Встречаются реликты зерен (лин-зочки пирита в основной массе гематита), которые оста-лись от исходных зерен в результате замещения.184т4Лi ^fРис. 1. Железо-титанистая окисная и сульфидная минерализация в кирельских амфиболитах: а - тонкие сетчатые продуктытвердого распада (ильменит) по зерну магнетита; б - проявление мартитизации (превращение магнетита в гематит);3 - сливные скопления магнетит-пирит-халькопиритового агрегата; 4 - порфиробластовое катаклазированное зерно пиритас развивающимся гематитом вдоль трещинок. Мг - магнетит, Ил - ильменит, Гм - гематит, Пи - пирит,ХПи - халькопирит, П - вмещающие породыИногда в зернах пирита наблюдаются исключи-тельно тонкие включения других минералов, которые имеют размеры продуктов распада, однако всегда уста-навливается, что это либо остатки от замещения, либо включения в порфиробластически выросшем пирите или же последующее проникновение. Халькопирит особенно широко распространен в таких формах, кото-рые не допускают их объяснение путем распада.Халькопирит CuFeS2 - форма зерен округлая либо не-правильная, проявления редки. Размер до 400 мм (средний 40-50 мм). Окраска - желтая с побежалостью (в отражен-ном свете). Зерна корродированны, изъедены. Минерал обычно наблюдается рядом с пиритом либо внутри его крупных сливных скоплений (рис. 1, в).ПетрохимияАнализ средних содержаний петрогенных элементов в исследуемых амфиболитах (условно кирельских) позво-лил разделить их на две группы: низкотитанистые (TiO2 < 0,35%) и высокотитанистые (TiO2 > 1,2%). Высокотита-нистые амфиболиты отличаются от низкотитанистых бо-лее высокой железистостью и повышенным содержанием калия при пониженной магнезиальности (табл. 1). Повы-шенные концентрации калия, вероятно, обусловлены бо-лее поздними процессами наложенной гранитизации, авозрастание титана и железа, очевидно, связано с переот-ложением титаномагнетита в результате этого процесса. Достоверность последнего довода подтверждается высо-ким содержанием титаномагнетита-магнетита в основной матрице породы (до 10%) и высоким идиоморфизмом крупных зерен минералов, как следствие наложенного процесса (рис. 1, а). Исходя из этого следует, что высоко-титанистые амфиболиты приурочены к приконтактовым зонам более поздних кислых интрузий.Сравнение средних содержаний петрогенных элемен-тов в низкотитанистых и высокотитанистых кирельских амфиболитах с амфиболитами из других районов Канско-го блока (условно идарские, кингашские и канские, соот-ветственно с Идарского Белогорья, рек Кингаш и Кан), позволило выявить как их сходство, так и различия (табл. 1). Высокотитанистые амфиболиты хорошо сопос-тавляются по своему составу со всеми представленными аналогами. Общность сравниваемых пород обусловлива-ется повышенными содержаниями титана, железистости, калия при пониженной магнезиальности. Наиболее близ-кими по составу высокотитанистым кирельским амфибо-литам оказываются кингашские амфиболиты (район Кин-гашского Pt-Cu-Ni-месторождения). При этом выявляется близость и обогащенность кирельских и кингашских ам-фиболитов по содержанию основных примесных рудных компонентов: Cr, Ni, Co, V.185Средние химические составы амфиболитов Канской глыбы (мас. %, г/т)Т а б л и ц а 1Компонент1-11-2234SiO246,8048,3551,3647,7949,69TiO21,210,241,331,081,17Al2O315,3216,4915,3614,1814,15Fe2O3 общ.12,268,369,4810,9611,37MnO0,170,130,170,190,21MgO8,2311,387,118,497,48CaO12,4813,249,6912,2110,21Na2O1,751,582,641,801,92K2O0,460,180,910,610,92P2O50,080,020,170,080,11Cr257585216,5312186,5Ni11516378,513770,5Co4640335035V306144247352293n33947Примечание. 1 - исследуемые амфиболиты северо-западного окончания Канской глыбы (Кирельская площадь):1-1 - высокотитанистые;1-2 -низкотитанистые; 2 - амфиболиты, Идарское Белогорье; 3 - амфиболиты, р. Кингаш; 4 - амфиболиты, р. Кан. n - число анализов. 2, 3, 4 по [4].Незначительные отличия кингашских амфиболитов проявляются в повышенной хромистости и содержании ванадия.Низкотитанистые кирельские амфиболиты контра-стно отличаются от всех остальных групп низкой тита-нистостью, пониженным содержанием железа, калия и фосфора при более высоких содержаниях глинозема, магния и кальция. Отличительной особенностью явля-ется повышенная (двухкратная по отношению к ос-тальным аналогам) хромистость.Кирельские амфиболиты (как низкотитанистые, так и высокотитанистые) отличаются от идарских и кан-ских аналогов - меньшими содержаниями кремнезема и суммы щелочей при более высоких содержаниях магния, кальция и рудных компонентов.ГеохимияРедкоземельные элементы (REE). Изученные ки-рельские амфиболиты по характеру распределения в них редкоземельных элементов, согласно К. Конди [5], отвечают уровню коматиитовых базальтов (пикроба-зальтов) и, вероятнее всего, образовались по последним в результате последующих наложенных метаморфиче-ских процессов (рис. 3). При этом внутри изученной выборки амфиболитов наблюдается разделение на две группы.В амфиболитах первой группы содержание REE не превышает 7-кратных хондритовых норм (рис. 2). Для пород характерны слабо дифференцированные «каро-мыслообразные» пологие нормированные тренды REE ((La/Yb)n = 0,9-1,5), которые отражают обеднение в средней степени легкими редкоземельными элемента-ми ((La/Sm)n = 0,5-0,8) и слабое ((Gd/Yb)n = 1,3-1,5), реже среднее ((Gd/Yb)n = 2,5) фракционирование тяже-лых редких земель. При этом на всех нормированных трендах обнаруживаются малые европиевые аномалии, как положительные, так и отрицательные ((Eu/Eu*)n = = 0,8-1,6).Амфиболиты второй группы по содержанию редких земель располагаются в диапазоне от 4 до 19-кратных хондритовых норм (рис. 2). Спектры редких земель образуют пологие тренды с отрицательным наклонени-ем от легких земель к тяжелым ((La/Yb)n = 1,9-2,2) и обнаруживают повышенные содержания легких редких земель ((La/Sm)n = 1,3-1,5) и слабое фракционирование тяжелых редких земель ((Gd/Yb)n = 1,2-1,3). Отмеча-ются слабо выраженные европиевые положительные аномалии ((Eu/Eu*)n = 1,0-1,2).По отмеченным особенностям, первая группа ам-фиболитов близка коматиитовым базальтам ВК2 и ВК3 и, вероятно, отвечает промежуточной разновидности между ними, а вторая группа - коматиитовым базаль-там ВК1 [5].Вероятно, по граничным уровням содержания ред-ких земель обе выделенные группы составляют непре-рывный спектр. Каждая из них может быть представ-лена в виде прослоев в единой последовательности зе-ленокаменных пород, как, например, в разрезе пояса Типасъярви в Финляндии [6].Редкие элементы. Стратифицированные тела изу-ченных кирельских амфиболитов, образовавшихся, как отмечено выше, по коматиитовым базальтам (пикроба-зальтам), которые, в свою очередь, очевидно, являются производными магматической дифференциации исход-ного высокомагнезиального пикритового расплава, характеризуются крайне низкими содержаниями Nb, Cs, Hf, Ta, U и Th, но при этом очень высокими содер-жаниями Sr (табл. 2). Отмечается различие в содержа-нии редких элементов между двумя выделенными вы-ше по редким землям группами. Амфиболиты второй группы по отношению к первой выделяются более вы-сокими содержаниями крупноионных литофильных элементов (LILE: Rb, Ba, U), а также Zr и Hf.Геодинамические обстановки формирования исходных вулканитов (протолитов)Характерные для ЗКП ассоциации мафических вулка-нитов, включающих коматииты, коматиитовые и толеи-товые базальты, представляют, как правило, наиболее ранние супракрустальные образования. Первые геохими-ческие исследования основных вулканитов ЗКП показали их сходство по редкоэлементному составу с фанерозой-скими базальтами островных дуг [9]. Это отчетливо про-является в сходстве мультиэлементных спектров апоба-186зальтовых амфиболитов северо-западного окончания Канской глыбы с типичными толеитовыми и известково-щелочными вулканитами субдукционных обстановок (рис. 3). Подобие касается прежде всего относительной обогащенности крупноионными литофильными элемен-тами (Rb, Ba, Sr). Вместе с тем изученные кирельскиеамфиболиты большей частью не обнаруживают отчетли-вого обогащения легкими лантаноидами и резко выра-женного Ta-Nb минимума, и в этом отношении больше напоминают толеиты океанических островных дуг, одна-ко общий уровень содержания некогерентных элементов в них заметно выше.Содержание редких и редкоземельных элементов в изученных амфиболитах, г/тТ а б л и ц а 2№60106019/46018/46022/26028/1ЭталоныпородаамфиболитамфиболитмеланоамфиболитметаамфиболитамфиболитС1РМGa2,0412,4717,2215,6817,32--Rb4,233,402,445,0311,12-0,64Sr16,40206,19235,34495,38202,16-21,10Y6,759,589,229,4027,70-4,55Zr18,5314,624,0820,8972,34-11,20Nb1,600,490,380,9310,98-0,71Cs0,120,220,510,430,91--Ba82,7522,7443,4353,01110,57-6,99La1,071,261,213,035,940,310,69Ce4,163,562,777,6312,890,811,78Pr0,640,640,501,201,950,120,28Nd3,743,122,806,088,700,601,35Sm1,291,010,971,442,550,200,44Eu0,360,410,630,570,980,070,17Gd1,441,291,431,523,100,260,60Tb0,210,220,250,240,570,050,11Dy1,221,361,651,513,730,320,74Ho0,220,270,340,320,770,070,16Er0,590,790,990,982,200,210,48Tm0,080,120,140,140,330,030,07Yb0,460,700,880,912,100,210,49Lu0,070,100,130,140,290,030,07Hf0,540,510,160,651,74-0,31Ta0,100,040,090,060,48-0,04W0,070,310,260,740,29--Th0,260,060,120,400,72-0,09U0,080,020,030,150,20--Примечание. Содержание редких и редкоземельных элементов для углистого хондрита (С1) по [7] и примитивной мантии (РМ) по [8]. 10,0La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu a 6022/2 О 6028/1 -6018/4 -6010 -6019/4100,010,01,00,1CABM_- -4^^/^\ ^"-■(' V\/VV*J^f^^^^f \VJ/"NГ ""■ ■■* Iff IABZr Hf Sm Ti Y Yb -6022/2 ^6019/4Sr K Rb Ba Th Ta Nb Ce P --6010 -6028/1 -«-6018/4Рис. 2. Распределение REE в амфиболитах северо-западногоокончания Канской глыбы, нормированных к хондриту [7].Амфиболиты первой группы, обедненные LREE: 6018/4, 6010,6019/4; второй группы, обогащенные LREE: 6022/2, 6028/1.Показаны граничные уровни для коматиитовых базальтов(пикробазальтов) по [5]Рис. 3. Мультиэлементные спектры амфиболитов северо-западногоокончания Канской глыбы, нормированные к примитивной мантии(РМ) [8]. Для сравнения показаны спектры толеитовых базальтовостровных дуг (IAB) и известково-щелочных базальтов активныхконтинентальных окраин (CABM) по [9]187Детальный анализ индикаторных отношений Th/Ta и La/Yb для раннедокембрийских базальтов ЗКП, выпол-ненный К. Конди [10], показал, что по указанным пара-метрам метабазиты обнаруживают скорее сходство с современными базальтами океанических плато и сре-динно-океанических хребтов, чем с островодужными. Для последних индикаторные отношения составляют: La/Yb > 2 и Th/Ta > 5. Апобазальтовые амфиболиты се-веро-западного окончания Канской глыбы имеют низкое La/Yb (< 3) - типичное для пород, формирующихся из деплетированного мантийного источника. Повышенное отношение Th/Ta связано с обогащенностью Th и суще-ственной обедненностью Та, очевидно обусловленными наложенными процессами. Отметим, что изученные ам-фиболиты отличают пониженные концентрации Та, Nb, а также Zr, содержания которых очень близки таковым в кингашских метабазальтах [4]. По степени обедненности Zr изученные породы приближаются к коматиитовым базальтам (пикробазальтам) [5].Деплетированность амфиболитов высокозарядными элементами - Та, Nb, Zr, по мнению ряда исследовате-лей, для Кингашского участка [4] и согласно результа-там наших исследований для изученной Кирельской площади не может рассматриваться как признак обра-зования их в обстановке, аналогичной субдукционной, поскольку максимально обедненные этими компонен-тами метабазиты тесно ассоциируют с пикритами и подобно последним отличаются повышенной магнези-альностью, наиболее низким уровнем содержаний К, Rbи легких лантаноидов. Такая обедненность может быть вызвана плавлением деплетированного мантийного ис-точника, а также более высокой степенью плавления, как это предполагается для коматиитов, или отделени-ем реститовых акцессорных фаз, концентрирующих данные элементы [4].Подобно базальтам океанических плато и срединно-океанических хребтов изученные метабазиты обладают повышенными содержаниями Ni и незначительным понижением его концентраций с уменьшением магнези-альности пород. Такой тренд концентраций, по данным К. Конди [10], характерен для архейских базальтов ЗКП, тогда как типичные островодужные вулканиты обнару-живают резкое обеднение Ni.Таким образом, апобазальтовые амфиболиты севе-ро-западного окончания Канской глыбы по своему со-ставу обнаруживают сходство с основными вулканита-ми подводных плато и толеитами незрелых дуг. Сход-ство геохимических параметров базальтов как с остро-водужными вулканитами, так и породами океаниче-ских хребтов, может указывать на формирование вул-канитов в задуговых обстановках [11], когда заложение вулканогенных поясов происходило в энсиалическом бассейне на деструктивной окраине континентальной плиты. При этом коматиит-базальтовый вулканизм очевидно осуществлялся вдоль зоны спрединга в заду-говом мелководном бассейне на фоне формирования горизонтов карбонатных, мелкообломочных пород и кварцитов.

Скачать электронную версию публикации