Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология

Подождите немного. Документ загружается.

нии твердые остатки часто отсутствуют, но встречается значи-

тельное количество следов их жизнедеятельности.

Весьма большую роль в биосе имеют планктонные орга-

низмы, благодаря которым в осадок поступают значительные

массы органического материала, поэтому многие отложения —

как современные, так и древние, особенно тонкозернистые, су-

щественно обогащены органическим веществом. Повышенное

количество реакционноспособного органического вещества опре-

деляет активное развитие в диагенезе восстановительных реак-

ций и в итоге отложения имеют серый, голубовато-серый и тем-

но-серый цвет.

§ 2. ПЕЛАГИЧЕСКИЕ ФАЦИИ

Пелагические обстановки наиболее широко распространены

в современных океанах и занимают около 56 % общей поверх-

ности Земли. В придонной части здесь нет волнения и разнос

осадочного материала осуществляется только различного рода

течениями. Поступающий сюда с суши материал практически

весь очень тонкодисперсный (исключая некоторое количество

эолового, который имеет алевритовую или даже мелкопесчаную

размерность) и может чрезвычайно долго находиться во взвеси.

Поэтому до сих пор достоверно не известны механизмы его

осаждения и наиболее вероятным представляется извлечение его

из воды фильтрующими планктонными организмами и после-

дующее осаждение на дно через пищевые цепи или в виде бо-

лее крупных фекальных комочков. Само наличие подобного ме-

ханизма установлено экспериментально. Терригенная взвесь

теряет при этом видимую связь с континентом и выступает уже

как компонент океанских водных масс.

Практически отсутствует или чрезвычайно редка донная

фауна, но существенно сказывается влияние в осадках местного

планктоногенного материала. Поскольку абиссальная область

захватывает огромные пространства, рельеф дна ее достаточно

разнообразен — наряду с абиссальными равнинами сущест-

вуют глубоководные желоба и высоко поднятые океанические

хребты, отдельные горы и острова, срединноокеанические

хребты, что влияет на состав и минералогию осадков. Но в об-

щем для абиссали океанов типичны два основных генетических

типа осадков — органогенные (известковые и кремнистые) и

полигенные. Органогенные осадки в свою очередь подразделя-

ются на известковые и кремнистые.

Наиболее глубоководные и удаленные от суши области океа-

нического дна покрыты полигенными осадками — красной глу-

боководной глиной. Это темно- или светлокоричневые, реже

красноватые осадки, состоящие из тонкодисперсного терриген-

221

ного, обычно гидрослюдистого по составу материала, приноси-

мого ветром и водой, гальмиролитически переработанных вул-

канокластических и нодводно-вулканических продуктов (аути-

генные монтмориллонит, цеолиты) с небольшой примесью кос-

могенных частиц (никелистого железа), биогенного материала

(радиолярий, диатомей и наименее растворимых частей скелета

нектонных организмов — зубов акул, слуховых косточек китов

и реже фораминифер). Карбонатность низкая, часто практиче-

ски отсутствует, в переходных к фораминиферовым илам участ-

ках повышается до 30 %.

Органического углерода всегда мало, не более 0,5 %,

а обычно не более 0,25 %, но повышены содержания железа

(3—10% и более) и марганца (0,2—3%). Характерна повы-

шенная концентрация ряда микроэлементов (Со, Ni, Cu, Mo,

Pb и др.). В отличие от гемипелагических, в красных глубоко-

водных глинах отсутствуют аутигенные минералы двухвалент-

ных железа и марганца, но присутствуют свободные гидроксиды

этих металлов высшей степени окисления — гидрогетит, гематит

и тодорокит. Скорость осадконакопления красных глубоковод-

ных глин чрезвычайно мала и составляет в среднем

1 мм/1000 лет (расчет по длительным временным интервалам

дает даже 0,01—0,04 мм/1000 лет). В красных глубоководных

глинах встречаются целые ноля железомарганцевых конкреций,

образующих богатые рудные залежи.

В более мелководных условиях красная глубоководная глина

фациально замещается известковыми планктоногенными осад-

ками. Это фораминиферовые (главным образом глобигерино-

вые), птероподовые и кокколитовые илы, сложенные остатками

раковинок соответствующих организмов и содержащие пере-

менное, часто значительное, до 50 % и более, количество нерас-

творимого, главным образом глинистого, соответствующего по

составу красной глубоководной глине, или кремнистого (радио-

ляриево-диатомового) материала. Нижние границы распростра-

нения известковых илов и их смена красной глубоководной

глиной определяются критической глубиной карбонатонакопле-

ния, поэтому многие площади их распространения связаны со

срединно-океаническими хребтами и примыкающими к ним под-

нятиями, а также отдельными локальными подводными горами.

Скорость накопления известковых органогенных илов колеб-

лется от долей до нескольких см за 1000 лет.

Другой тип органогенных осадков — кремнистые (опаловые).

Радиоляриевые илы — это красная глубоководная глина с по-

вышенным количеством раковинок радиолярий (содержание

аморфного кремнезема от 5 до 30%). Они распространены

в экваториальной зоне Индийского и Тихого океанов на глуби-

нах 4500—6000 м и более, а на меньших глубинах фациально

замещаются кремнисто-карбонатными и карбонатными осад-

222

ками. Диатомовые илы сложены в значительной степени опа-

ловыми панцирями диатомовых водорослей (до 70 % аморфного

кремнезема) и распространены главным образом в умеренных

широтах южного полушария, вокруг Антарктиды и частично

на севере — в северной части Тихого океана и его морях — Бе-

ринговом, Охотском и Японском. Аналогичные осадки встре-

чены в некоторых глубоководных желобах экваториальной

зоны. Скорость накопления кремнистых илов также очень не-

значительна— 1,6—7,5 мм/1000 лет. Как и в батиали, в абис-

сальной зоне имеются многочисленные участки, не перекрытые

рыхлыми отложениями — выходы более древних, в том числе

магматических образований.

Большинство осадков и осадочных горных пород, изучен-

ных литологами, формировалось в мелководных условиях,

поэтому литологическая, палеонтологическая характеристики и

диагностические признаки мелководных фаций исследованы до-

статочно подробно.

Первые примеры ископаемых глубоководных отложений

были установлены уже в конце прошлого — начале нынешнего

веков: юрские пелитоморфные известняки фации Аммонитико

россо, третичные отложения Вест-Индийских островов, иоздне-

палеозойская данауская формация острова Борнео (Калиман-

тан) и некоторых других районах. Однако общее количество

выделенных к настоящему времени отложений этого типа все

же не очень велико, что объясняется рядом причин. Прежде

всего это связано с трудностями и неоднозначностью их выде-

ления. Не исключено также, что в связи с общей эволюцией и

усилением контрастности рельефа в истории Земли глубоковод-

ные обстановки особенно в докембрии и раннем палеозое либо

отсутствовали, либо были менее распространены и характеризо-

вались значительно меньшими, чем сейчас, глубинами.

Приведенные выше материалы показывают, что большин-

ство глубоководных осадков, особенно батиальных, не имеет

столь характерных литологических особенностей, которые могли

бы однозначно определять глубоководность их образования.

Глинистые, терригенные и многие микрозернистые карбонатные

осадки практически не отличаются от таковых на шельфе. Как

правило, отдельные генетические типы отложений не имеют

четкой фациальной приуроченности и чаще встречаются в раз-

личных по глубине и морфологии дна фациях. Так очень широко

развиты турбидиты, которые встречаются в отдельных фациях

континентального склона, подножий, абиссальных равнин, ост-

ровных дут и глубоководных желобов. Столь же широко рас-

пространены и нефелоидные отложения, которые в периоды по-

нижения гидродинамической активности, например, во время

трансгрессий, развиваются даже в верхних частях подводных

каньонов и конусов выноса.

223

Значительную помощь в установлении глубоководности от-

ложений может оказать экологический состав фауны, однако

во-первых, находки типично глубоководных организмов (на-

пример, остатков рыб со светящимися органами) достаточно

редки; во-вторых, признаки глубоководности современной фа-

уны нельзя переносить на древние — мезозойские и тем более

палеозойские формы. Некоторые указания на глубоководность

может дать соотношение остатков различных организмов —

уменьшение роли бентосных и возрастание планктонных и

нектонных организмов, преобладание организмов с кремне-

вым и хитиновым скелетом при уменьшении известковых

и т. д.

Установление глубоководности древних отложений может

быть проведено с большим трудом и главным образом с по-

мощью детального фациального анализа, изучения особенно-

стей перехода их в заведомо мелководные одновозрастные от-

ложения, характера покрывающих образований. Даже в сов-

ременных осадках без знания батиметрии их положения не

всегда возможно разделение батиальных и абиссальных осад-

ков, отложений нижней части шельфа и верхней части бати-

али, тем более это трудно, а часто невозможно сделать для

древних отложений. Поэтому для древних отложений можно

видимо говорить о глубоководности вообще и давать лишь ка-

чественное сравнение их между собой.

Среди установленных в настоящее время ископаемых глу-

боководных отложений можно отметить несколько типов. До-

статочно хорошо изучены образования котловинных сравни-

тельно изолированных водоемов с глубинами от 300—400 до

1000—1200 м. Это либо изометричные (пермские отложения

Делавэрской впадины в США и Прикаспийской в СССР), либо

удлиненные прямолинейные (пермь Предуральского краевого

прогиба) или сложно изогнутые (верхнедевонско-турнсйская

Камско-Кинельская впадина Русской платформы) бассейны,

отложения которых представлены темноцветными тонкосло-

истыми глинисто-карбонатными, а в некоторых случаях и из-

вестковисто-глинистыми кремнисто-битуминозными породами

с редкой донной фауной, главным образом кремневых губок

и содержащие остатки планктонных организмов, в том числе

радиолярий. Характерно повышенное в 5—10 раз, а иногда и

более относительно кларка содержание органического веще-

ства.

Мощности глубоководных отложений всегда в несколько

раз меньше мощностей одновозрастных мелководных образо-

ваний. По простиранию при переходе к мелководным отложе-

ниям они часто замещаются рифовыми образованиями. По-

видимому близки к этим типам по глубинам образования грап-

толитовые аргиллиты.

224

Отложениями континентальных окраин считаются нижнепа-

леозойские черные сланцы, темные известняки и кремни Ев-

ропы и Северной Америки, девонские и триасовые краснова-

тые комковатые или узловатые известняки в герцинских и

альпийских геосинклиналях Европы и, по-видимому, Казах-

стана.

Другой тип глубоководных отложений, формирующийся на

относительно глубоких склонах и в геосинклинальных проги-

бах,— флишевые комплексы. Сравнительно глубоководное об-

разование открытых и полностью аэрируемых морей, по край-

ней мере частично, — писчий мел. Это своего рода гомолог

современных кокколитовых илов, но отлагавшихся на глуби-

нах порядка 400 м. Возможно, что близкие глубины образова-

ния имели и белые пелитоморфные известняки верхнего мела

Предкавказья, которые по мнению ряда исследователей обра-

зовались при катагенезе первичного писчего мела. Можно от-

метить, что подобные отложения вероятно формировались на

нижней части шельфа и верхней части батиали. Имеется ряд

примеров отложений, формировавшихся, по-видимому, на

весьма значительных глубинах, вплоть до абиссальных. На-

копление этих осадков связано либо с начальными этапами

развития геосинклинальных областей, характеризовавшимися

интенсивными погружениями и получивших название лепто-

геосинклинальных, либо с настоящими океанами. К ним отно-

сятся, по крайней мере в значительной степени: пелитоморф-

ные верхнетриасовые известняки гальштадской фации с обиль-

ными аммонитами, развитые в широтном альпийском поясе

Тетиса от Альп до о. Тимор (Индонезия); черные сланцы и

пестрые кремни кембро-ордовикских отложений Япетус Нью-

фаундленда и Новой Шотландии; меловые красные глины

с зубами акул и марганцевыми стяжениями на острове Тимор;

верхнедевонские известняки Беннекенштайна в Гарце, Герма-

ния; радиоляриты юры и нижнего мела Пиндского эвгеосинкли-

нального прогиба Греции; радиоляриты, яшмы, известняки и

сланцы францисканской формации Калифорнии и некоторые

другие отложения.

§ 3 ФАЦИИ МОРСКИХ ВОДОЕМОВ

АНОМАЛЬНОЙ СОЛЕНОСТИ

Внутренние моря, имеющие затрудненный водообмен с Ми-

ровым океаном, нередко отличаются соленостью вод от сред-

немирового уровня. В современную эпоху широкого развития

гумидных влажных зон и интенсивного речного стока обычны

отклонения в сторону понижения солености и образования оп-

ресненных водоемов. Известные примеры — Черное (соленость

Заказ № 1133

225

/КС. 75. Схема гидрологии котловинных внутренних морей, расположенных

в аридном (а) и гумидном (б) климатах.

Вода: /— опресненная, 2—солоноватая. 3— нормальной морской солености, 4—по-

вышенной солености. 5 — высокоминералнзованная; 6—поверхностные течения: 7—

донные противотечения; 8—изменение уровня замкнутого водоема относительно по-

верхности геоида соответственно в аридной и гумидной климатических зонах

поверхностных вод открытой части моря 17—18 ‰), Азовское

(9—10‰) и наиболее опресненное Балтийское море, где со-

леность поверхностных вод в центральной части составляет

6 — 8‰, а в Ботническом и Финском заливах — 2—6‰.

В аридных зонах при отсутствии рек соленость повышается

примерно на 14—15% от общемировых в Персидском заливе

(до 40—41 ‰) и в Красном море (соленость поверхностных

вод 38—41‰ глубинных 40,5—42,3 ‰). В геологическом

прошлом при большей аридизации климата внутренние водо-

емы с резко повышенной соленостью были развиты значи-

тельно шире.

Специфика обстановок и отложений внутренних морей наи-

более четко проявляется в котловинных водоемах, в которых

формируется своеобразный гидрологический режим (рис. 75).

Во внутреннем бассейне аридной зоны (см. рис. 75, а),

имеющем затрудненную связь с Мировым океаном, испарение

с его поверхности превосходит поступление в него пресных

вод с суши и в виде метеорных осадков. Образующиеся при

этом на поверхности более соленые и, следовательно, более

плотные воды опускаются на дно. Интенсивное испарение при-

водит также к тому, что уровень воды, особенно в удаленной

от проливов зоне относительно поверхности геоида суще-

ственно понижается, что вызывает возникновение направлен-

ных в водоем поверхностных течений, поставляющих сюда но-

вые порции воды нормальной морской солености.

Повышенная плотность придонных вод и активное испаре-

ние обычно препятствуют возникновению донных противотече-

ний, или интенсивность их очень не велика. При длительном

существовании таких условий общая соленость водоема про-

грессирующе возрастает, что в конце концов приводит к садке

легко растворимых солей. Благодаря плотностному разделе-

нию, в низах водной толщи могут даже возникать застойные

условия и в основании мощных соленосных серий отмечаются

226

осадки, обогащенные органическим веществом, например ча-

сто встречаются тонкослоистые битуминозные ангидриты. По-

стоянный подток морских вод поставляет дополнительные пор-

ции солей, объемы соленакопления оказываются весьма зна-

чительными и в конце концов соли заполняют существовавшую

ранее глубоководную котловину. В итоге в разрезе образуется

мощная достаточно однородная соленосная толща, залегаю-

щая обычно на глубоководных отложениях, в кровле которых

нередко формируются и калийные соли.

Подобные соленосные толщи выполняют верхнепермскую

Делавэрскую впадину в США, нижнепермский Предуральский

краевой прогиб и Прикаспийскую впадину. Отдельные распрес-

нения в период формирования таких толщ из-за инертности

огромной водной массы обычно не очень значительны и фик-

сируются появлением сульфатных солей среди галогенных.

Аналогичные осадки возникают и в случае мелководных

бассейнов, так как интенсивное испарение при постоянном

подтоке новых порций воды с растворенными солями также

приводит к их концентрации, а затем и осаждению. Однако

в мелководных бассейнах волнение способствует более актив-

ному перемешиванию вод. Поэтому столь резкой плотностной

дифференциации, а следовательно и застойных условий, не

происходит, что однако не влияет на саму возможность выпа-

дения солей, которая обусловлена только соленостью. По-

скольку скорость осаждения соли очень велика и достигает

8—12 см/год, мелководные эпиконтинентальные моря очень

скоро оказываются заполненными солями и отдельные соле-

носные пачки при значительной площади распространения

имеют относительно небольшую мощность.

Развитие таких бассейнов происходит обычно циклически:

периодически возобновляются связи с Мировым океаном, вос-

станавливаются нормальные морские условия с обычными мор-

скими осадками, затем водоемы вновь изолируются, начина-

ется выпадение солей и т. д. В итоге в разрезе отмечается пе-

риодическое чередование соленосных отложений с карбонат-

ными, глинистыми и т. д. и, в отличие от предыдущего случая,

образуются не моноциклическис, а полициклические соленос-

ные толщи, например нижнекембрийские отложения Восточно-

Сибирской платформы, нижняя соленосная толща ливенского

горизонта верхнефранского подъяруса Припятской впадины,

нижнепермская—Днепровско-Донецкой впадины, миоценовая—

в Армении.

В настоящую эпоху резко засолоненные внутренние моря

отсутствуют, характер подобных водоемов и их осадки уста-

навливаются только на основе изучения геологических объек-

тов. Важно отметить, что подобный механизм концентрации,

а затем и осаждения солей реализуется независимо от глубины

227

водоема. Расчеты показывают, что в глубоководном бассейне

предельная концентрация достигается лишь за более длитель-

ное время, однако в геологическом масштабе это дополнитель-

ное время очень не велико.

Гидрологический режим и характер осадков внутренних

котловинных водоемов гумидной зоны, имеющих затрудненную

связь с Мировым океаном, существенно иные (см. рис. 75, б),

моделью чего может служить Черное море за последние

2500 лет. Интенсивный принос пресных вод (более 400 км

/год),

превосходящий потери за счет испарения, ведет к повышению

уровня моря относительно поверхности геоида. Поэтому в про-

ливе Босфор, соединяющем Черное море с Мраморным, а че-

рез него со Средиземным, существует поверхностное течение,

благодаря которому эти избыточные и опресненные (~18‰)

черноморские воды сбрасываются в Средиземное море (еже-

годный сток составляет 348 км

). Кроме того, здесь существует

глубинное противотечение, которое вносит в Черное море сре-

диземноморскую воду (202 км

/год). Эта более соленая (около

36—38 ‰) и более тяжелая вода опускается на дно Черного

моря и вызывает отчетливое вертикальное расслоение водной

толщи по плотности (глубинная соленость Черного моря около

21—22,5 ‰)- Благодаря такому расслоению вертикальные

конвекционные движения практически отсутствуют и в ниж-

ней части возникают застойные условия. В Черном морс дея-

тельность сульфатредуцирующих бактерий привела к образо-

ванию сероводорода, который в этих застойных условиях и на-

капливался.

В Каспийском море-озере, обособившемся в конце миоцена

и лишь в голоцене, 10—12 тыс. лет тому назад, окончательно

потерявшем связи с Мировым океаном, гравитационное рас-

слоение определяется тем, что вносимые реками пресные воды

перемешиваются с морскими лишь в северной мелководной ча-

сти его акватории и верхней части водной толщи впадины Юж-

ного Каспия. В более же глубоких ее горизонтах наряду с се-

роводородом накапливается метан. Все это приводит к возник-

новению резко восстановительных условий не только в илу, но

и в значительной массе наддонных вод, что определяет специ-

фические обстановки осадконакопления,особый характер осад-

ков и часто практически полное отсутствие донной фауны.

Подобные фации нередко называют понтическими или эвк-

синскими (по древнему названию Черного моря — Понт Эвк-

синский). Ископаемые образования подобных морей, вероятно,

майкопские отложения ряда районов Северного Кавказа и За-

кавказья, возможно битуминозные аргиллиты волжского яруса

Западной Сибири. Важно отметить, что в этих фациях суще-

ствуют весьма благоприятные условия захоронения и дальней-

шего анаэробного преобразования органического вещества,

228

которое попадает сюда из верхней биологически весьма про-

дуктивной части водной толщи.

В мелководных морях из-за волнения, которое захватывает

практически всю водную толщу, застойных условий не образу-

ется. В них накапливаются терригенные, глинистые, нередко

карбонатные осадки. Опресненный характер этих водоемов

устанавливается практически лишь на основе экологического

анализа фауны.

Достоверно установлены подобные водоемы лишь в кайно-

зойских отложениях. В более древние эпохи они вероятно тоже

существовали, но выделение их затруднено, так как нет столь

прямых критериев установления солоновато-водных организ-

мов.

Заканчивая описание морских и океанических фаций необ-

ходимо акцентировать внимание на трех важных обстоятель-

ствах.

I. Осадконакопление и характер распределения фаций

в морях и океанах подчинено трем типам зональности.

Циркумконтинентальная зональность связана с поступле-

нием осадочного материала с суши. Она выражается в накоп-

лении основной массы обломочного материала (по А. П. Ли-

сицину 92,2%) в приконтинентальной области, что служит од-

ним из показателей глобальной дифференциации вещества

в осадочном процессе. В этой области у подножия континен-

тального склона располагается один из уровней «лавинной се-

диментации» (А. П. Лисицин), локализующейся главным об-

разом в зонах подводных конусов выноса и окраинных морях.

Мощность осадочных образований достигает 10—15 км, а ско-

рость осадкообразования 500—1000 мм/1000 лет. Важней-

шие факторы среды здесь — резкие перепады глубин, что оп-

ределяет развитие оползневых и турбидитных процессов,

а также активная гидродинамика.

В связи- с высокой скоростью седиментации на склонах и

их подножиях формируются линзовидные осадочные тела

с уменьшающейся мощностью или даже выклинивающиеся

как к шельфу, так и в сторону глубокого моря, с первично на-

клонным залеганием. Отмечается смещение этих линз со вре-

менем в сторону впадины. Такие тела получили название кли-

ноформенных и известны не только на континентальных скло-

нах, но и в более мелководных зонах; принципиально важно

лишь наличие перегиба и активное одностороннее поступление

осадочного материала.

Широтная (климатическая) зональность определяет биоло-

гическую продуктивность и в значительной степени тип орга-

низмов, минералогию их скелетов и, соответственно, характер

осадков — так образуются три широтных пояса пелагических

кремнистых фаций (экваториальный, преимущественно радио-

229

ляриевый, и два преимущественно диатомовых в умеренных

широтах). Карбонатонакопление локализуется лишь в теплых

климатических зонах, практически тропических; оно тесно свя-

зано с третьим типом зональности — вертикальной.

Вертикальная зональность обусловлена критической глуби-

ной карбонатонакопления, которая изменяется от 3—4 км

в умеренных широтах до 5 км на экваторе. Выше этой глу-

бины в пелагической зоне формируются обычно карбонатные

фации, ниже — кремнистые (в зонах высокой биологической

продуктивности) или полигенно-глинистые (в зонах низкой

продуктивности). Климат определяет и появление в приконти-

нентальной зоне водоемов аномальной солености.

Этим же типам зональности подчинено и распределение

в осадках органического углерода, причем ведущая зональ-

ность — циркумконтинентальная. Абсолютно большая часть

органического материала осаждается в приконтинентальной

области, где образуются две зоны повышенных концентраций:

мелководная, включающая осадки заливов, лагун, бухт, внут-

ренних морей, где в составе органического вещества велика

роль гумусовой составляющей, в частности за счет сноса

с суши; глубоководная, представленная илами континенталь-

ных склонов и подножий. Здесь, особенно в зонах апвеллинга

содержание Сорг достигает 12—14%. Абсолютные массы орга-

нического вещества (OB) в красных глубоководных глинах на

два порядка ниже, чем в терригенных осадках подводных ок-

раин. Широтная зональность проявляется в виде двух высоко-

широтных (бореальной и приантарктической) и экваториаль-

ной зон повышенных концентраций, однако градиенты кон-

центрации Copг в широтном направлении на порядок ниже, чем

в направлении берег—пелагиаль. Вертикальная зональность

проявляется в снижении концентраций C

opr

с глубиной, что

связано обычно и с удалением от суши.

Повышенные концентрации органического вещества и неф-

тематеринский потенциал отложений прибрежной зоны и внут-

ренних морей известен достаточно давно и в целом освоен гео-

логами-нефтяниками. Глубоководная зона повышенных кон-

центраций вызывает сейчас особый интерес как возможный

источник нефти и газа в глубоководных отложениях, перспек-

тивы которых оцениваются ныне достаточно высоко и раз-

ведка их весьма актуальна. Уже сейчас установлено, что мак-

симальное развитие газогидратов (нового перспективного

источника углеводородов) связано именно с этой зоной. На

континентальном склоне Центрально-Американского желоба

в скв. 570 DSDP на глубине 249 м от поверхности дна в плио-

ценовых отложениях поднят керн, длиной 1 м, почти чистого

мономинерального гидрата, причем по материалам ГИС мощ-

ность гидрата составляет 3—4 м.

230