Пегматитовые месторождения

Размещено на http://www.allbest.ru/

Пегматиты и связанные с ними месторождения относятся к продуктам поздних стадий раскристаллизации силикатных расплавов, насыщенных флюидными компонентами. Для них характерны: крупнокристаллическое строение; либо гнездовое, либо полосчатое обособление мономинеральных блоков; присутствие скоплений совершенных по форме и крупных по размерам кристаллов многих породообразующих, а также редких и акцессорных минералов.

ТИПЫ ПЕГМАТИТОВ

Выделяют две группы пегматитов - магматогенные и метаморфогенные. Магматогенные пегматиты и связанные с ними полезные ископаемые принадлежат к группе позднемагматических образований, формировавшихся на завершающихся стадиях становления массивов и располагающихся близ его кровли. Они связаны с родоначальными интрузивами тождественностью состава. Наибольшей пегматитоносностью обладают интрузии с повышенной кислотностью или щелочностью, полной дифференциацией и многофазностыо внедрения.

Форма тел пегматитов жило - и гнездообразная, обычно имеют зональное строение, неравномерные размеры зерен минералов и присутствуют в них следы метасоматической переработки первичных минеральных ассоциаций магматического происхождения. Подавляющее количество пегматитов связано с гранитными породами.

С другими формациями глубинных изверженных пород пегматиты встречаются реже. Тела пегматитов известны, но не обязательны для перидотитовой, габбровой и плагиогранит-сиенитовой формаций ранних стадий геосинклинального развития. На активизированных платформах пегматиты обнаружены с основными, кислыми и особенно щелочными породами. Гранитные пегматиты разделены А.Е.Ферсманом на пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Первые залегают в гранитах или тождественных породах и не претерпели изменения состава в процессе формирования. Вторые образуются среди других формаций, при этом возникают гибридные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, и десилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремнезема вмещающим породам.

Метаморфогенные пегматиты, формирующиеся на разных стадиях метаморфического преобразования, преимущественно древних докембрийских пород, по особенностям состава соответствуют фациям регионального метаморфизма вмещающих пород.

Преобладающей формой пегматитов являются плитообразные и сложные жилы, реже встречаются линзы, гнезда и трубы. Длина тел пегматитов изменяется от 150 м до 5000 м, при изменении мощности от 50 м до 400 м. Пегматиты формировались на протяжении длительной геологической истории Земли от архейского до альпийского циклов.

Пегматиты формируют региональные пояса от сотен до нескольких тысяч километров (Мамский, Забайкальский, Кольско-Карельский, Раджастанский пояс Индии, Аппалачский, Южно-Африканский и др.). В пределах поясов пегматиты группируются в поля (пучки, узлы), приуроченные к цепочкам интрузивов, положение которых определяется поперечными складчатыми и разрывными нарушениями.

По соотношению пегматитов с вмещающими породами выделяют две разновидности: сингенетичные, или шлировые, камерные пегматиты; эпигенетичные или выжатые пегматиты. Первые сформировались на месте скопления остаточных пегматитообразующих продуктов магматического расплава, находятся в материнской породе, у них отсутствуют резкие контакты с вмещающими породами, отсутствует мелкозернистая аплитовая оторочка, овальная форма тел, обилие миароловых пустот.

Вторые формируются за пределами остаточного магматического очага для них характерно размещение не только в материнской породе, но за ее пределами, контроль пегматитовых тел тектоническими нарушениями, жильная форма, резкие контакты с вмещающими породами, наличие мелкозернистой аплитовой оторочки, отсутствие миароловых пустот.

Среди пегматитов установлено пять минералого-геохимических типов: гранитный, гибридный, десилицированный, щелочной и ультраосновной.

1.Гранитные пегматиты связаны с интрузиями гранитоидов и сложены, главным образом, ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом. В качестве дополнительных присутствуют: мусковит, турмалин, гранаты, топаз, берилл, лепидолит, сподумен, флюорит, апатит, минералы редких и радиоактивных элементов и редких земель. Эти пегматиты разделяют на две группы: 1) простые недифференцированные пегматиты, сложенные почти исключительно микроклином и кварцем, 2) сложные дифференцированные разности.

Рис. 1. Сечение метасоматически замещенного пегматита. По Н. Солодову. 1 - наносы; 2-10 - зоны: 2 - блокового кварца, 3 - крупноблокового микроклина, 4 - мелкопластинчатого альбита; 5 - кварц-сподуменовая; 6 - клевеландит-сподуменовая (по внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за его мелкомасштабности), 7 - кварц-мусковитовых гнезд, 8 - крупноблокового микроклина, 9 - гнезд мелкозернистого альбита, 10 - графическая кварц-микроклиновая (местами сильно альбитизированная); 11 - вмещающие породы.

В сложных пегматитах выделяют следующие зоны и участки аномальных минеральных скоплений (рис. 1): 1) внешняя тонкозернистая мусковит-кварц-полевошпатовая оторочка мощностью в несколько сантиметров; 2) кварц-полевошпатовая масса с письменной и гранитной структурой; 3) блоки крупнокристаллического микроклина; 4) кварцевое ядро; 5) на границе ядра и микроклиновых блоков развиваются неправильные скопления кварца, альбита, сподумен, минералов марганца и редких металлов. Первая, внешняя зона сложена тонкозернистой оторочкой мусковит-кварц-полевошпатового состава, обычно несколько сантиметров мощностью. Вторая зона выполнена кварц-полевошпатовой массой письменной и гранитной структуры. Третья состоит из мономинеральной массы или блоков микроклина. Четвертая зона выполнена кварцем и представляет собой кварцевое ядро. Пятая зона не всегда проявлена и не обособляется отчетливо. Она представлена неправильными скоплениями кварца, альбита, мусковита, сподумена и минералов редких металлов, тяготеющих к границе кварцевого ядра и микроклиновой зоне. Такое строение рассматривается, как следствие эволюционного развития пегматитовых тел в процессе их формирования. Развитие может дойти до разных стадий, в связи, с чем могут образовываться пегматиты разной степени дифференцированности.

Чем совершеннее степень дифференциации, тем образуется большее число зон, возрастает количество скоплений с рудными элементами, укрупняются минералы, расширяется их число, сокращаются размеры зоны гранитной и письменной структуры около пегматитовых тел образуются ореолы метасоматоза по восстанию до 50 м и по мощности до 10 м. В них две зоны - внутренняя, представленная окварцеванием и микроклинизацией пород, и внешняя, характеризующаяся новообразованиями хлорита, амфибола и цеолитов. В геохимических ореолах фиксируют аномальные концентрации бария, рубидия, лития и бериллия.

Гибридные пегматиты образуются при ассимиляции гранитной магмой различных пород. В случае, если были захвачены глинистые сланцы или вулканиты основного состава, возникают пегматиты с андалузитом, кианитом, силлиманитом. При переработке карбонатных пород отмечается увеличение содержания роговой обманки, пироксенов, титанита, скаполита и других обогащенных кальцием, магнием и железом минералов.

Десилицированные пегматиты формируются при воздействии гранитного расплава на ультраосновные и карбонатные породы. В результате образуются плагиоклазиты (от альбитов до анортозитов). При пересыщении расплава глиноземом возникают корундовые плагиоклазиты.

Щелочные пегматиты встречаются в щелочных магматических комплексах. Для них характерны микроклин, ортоклаз, нефелин, арфведсонит, содалит, эгирин, натролит. В качестве примесей отмечаются апатит, анальцим, минералы циркония тантала, ниобия и редких земель. Пегматиты ультраосновных магм имеют состав бронзитит, анортит-битовнит, лабрадор-андезин, оливин, амфибол, биотит. В небольших количествах отмечаются: апатит, гранат, сфен, циркон, титаномагнетит, сульфиды.

Пегматиты ультраосновных магм имеют состав бронзитит, анортит-битовнит, лабрадор-андезин, оливин, амфибол, биотит. В небольших количествах отмечаются: апатит, гранат, сфен, циркон, титаномагнетит, сульфиды.

Магматогенные пегматиты представлены двумя группами образований - сингенетичной и эпигенетичной. Сингенетичные (шлировые, камерные) пегматиты располагаются всегда внутри интрузий и образовались одновременно с последними. Для них характерно отсутствие резких контактов и аплитовых оторочек; овальная форма и обилие миароловых пустот. Эпигенетические пегматиты сформировались после затвердевания внешнего каркаса интрузий. Их тела размещаются как в материнской породе, так и за ее пределами, имеют жильные формы, резкие контакты, четкие аплитовые оторочки, контролируются тектоническими нарушениями.

Метаморфогенные пегматиты формировались в регрессивные стадии высоких фаций регионального метаморфизма; не связаны с магматическими комплексами; развиваются в пределах гранитогнейсовых блоков древних кратонов и контролировались разрывными структурами зон протоактивизации. В их составе присутствуют типоморфные метаморфические минералы - дистен, силлиманит, андалузит и др.

Пегматиты образовывались во все периоды геологической истории, начиная с архейской. Масштабы этого процесса возрастают по мере эволюции земной коры. Так, площадь пегматитовых поясов составляла (тыс. км²) докембрийских - 98, палеозойских - 229 и мезозойских - 275. Однако рудная продуктивность их, наоборот, угасает в молодых образованиях. По данным Н. Солодова распределение запасов бериллия в пегматитах по эпохам имеет следующий вид: докембрий - 75%, палеозой - 23% и мезозой - 2%.

Подавляющая масса пегматитов формировалась на значительных глубинах от 1,5-2 и 16-20 км. Ранняя кристаллизация магматического расплава происходит при температуре 1200-900^оС, нормальный гранит застывает при температуре немного ниже 1000^оС, в присутствии минерализаторов температура может снижаться до 730-640^оС. Учитывая совокупность всех данных начальная температура гранитного пегматитового расплава должна быть порядка 800-700^оС. В процессе последующего накопления и метасоматического преобразования пегматитообразующих минеральных комплексов, температура постепенно снижалась с последовательным формированием биотита 760-435°С, кварца 600-300°С, мусковита 500-435°С, берилла 500-400°С, последующих выделений кварца и топаза 510-300°С, мориона и аметиста - 300-130°С, и заключительных выделений халцедона. Последний формируется в интервале температур 90-55^оС.

ГЕНЕЗИС ПЕГМАТИТОВ

Происхождение пегматитов относится к одной из наиболее дискуссионных проблем в рудной геологии. В ее обсуждении принимали участие крупнейшие геологи нашего века. В настоящее время существует пять основных гипотез пегматитообразования.

1. Магматогенно-гидротермальная гипотеза, разработанная А.Ферсманом, В.Никитиным и другими, считает пегматиты продуктом раскристаллизации остаточной магмы. Процесс протекал непрерывно в закрытой системе при неограниченной растворимости Н₂О и разделялся на пять условных этапов: магматический (900-800°С), эпимагматический (800-700°С), пневматолитовый (700-400"С), гидротермальный (400-50°С) и гипергенный (50°С). Этапы в свою очередь расчленяются на 11 фаз и стадий. На ранних этапах формировались плагиоклазы, средних - микроклин и заключительных - альбит. Недостатки гипотезы: недоучет ограниченной растворимости в расплаве воды; проблема пространства (нужны большие открытые полости); не объяснена смена калиевых полевых шпатов натриевыми за счет автометасоматоза.

2.Магматогенно-пневматолито-гидротермальная двухэтапная гипотеза американских геологов (Р.Джонс, Е.Камерон и др.). В ранний магматический этап система закрыта. В открытых полостях происходило их зональное заполнение пегматитами простого состава при условии выноса части элементов. Во второй пневматолито-гидротермальный этап система становилась открытой. Поступавшие из глубин растворы метасоматически перерабатывали более ранние простые пегматиты и формировали сложные по составу тела. К недостаткам следует отнести незначительные по масштабам следы выноса и привноса вещества за пределы пегматитовых тел.

3.Метасоматическая двухэтапная гипотеза А.Заварицкого предполагает преобразование любой исходной породы, близкой по составу к граниту. В первый этап остаточные горячие газоводные растворы находились в химическом равновесии с вмещающими породами и перекристаллизовывали их без изменения состава. В закрытой системе возникали простые крупнокристаллические пегматиты. Во второй этап уже в обстановке открытой системы происходило растворение простых пегматитов и замещение их новыми минеральными ассоциациями. Эта гипотеза не объясняет формирование пегматитов в негранитных породах и отсутствие соответствующих масштабам данных процессов геохимических и метасоматических ореолов.

4.Ликвациопная гипотеза, развиваемая А.А. Маракушевым и В.Н.Граменицким, касается генезиса только гранитных пегматитов. На примере шлировых пегматитов доказывается тесная генетическая связь этих образований с материнскими гранитоидами. Она базируется на близости химизма биотитов (железистость глиноземистость, фтористость и др.), а также преемственность режима кислорода и фтора при их формировании в гранитоидах и пегматитах. Особая роль отводится вязким высококонцентрированным средам, промежуточным между растворами и расплавами, являющимися продуктами ликвации магмы.

Пегматитоносность массивов связывают с их расслоенностью. Шлировые пегматиты концентрируются в прикровельных частях массивов. Формы выделений: слои, лепешки, капли, колбы, гантели и др. Формировавшиеся пегматиты по сравнению с материнскими гранитами имеют более лейкократовый состав. Они обеднены железом, магнием, марганцем и кальцием. Нормативный состав: кварц-полевой шпат. Для разных массивов в гранитах и пегматитах соотношения кварца, альбита и ортоклаза неодинаковы, а для одного они выдержаны. Таким образом, пегматитообразование представляет собой самостоятельный петро-генетический процесс, который заключается в отщеплении от остаточной магмы особого флюидного расплава по механизму жидкостной несмесимости и подготовке к расслоению гранитного плутона. Существует три главные ветви эволюции гранитной магмы.

Магма расщепляется на два расплава с близкими количествами в них алюмосиликатов. Расплав, обогащенный солями, приводит к образованию пегматитов. По мере понижения температуры состав расплава становится все более водносолевым и из него кристаллизуются кварц и другие жильные минералы. Сначала флюидные фазы носят щелочной характер и происходит растворение кремнезема. Затем они становятся кислыми, способствующими появлению кварц-мусковитовых агрегатов. Из-за пониженной плотности остаточные расплавы занимают в интрузии верхнее положение. В силу ограниченной растворимости солевой составляющей происходит отщепление самостоятельной фазы флюидных расплавов, в которых концентрируются рудные компоненты.

Из магмы отделяется солевой расплав. Пегматиты в этом случае не возникают. Образуются известковые скарны.

Третья ветвь характеризуется непрерывным переходом от алюмосиликатных расплавов к гидротермальным растворам. Она реализуется в глубинных магматических комплексах на платформенных щитах в этапы тектономагматической активности. Здесь возникает непрерывный ряд: 1) мигматиты, 2) гигантомигматиты (простые пегматиты), 3) кварц-полевошпатовые и кварцевые жилы.

4. Метаморфогенная гипотеза разработана В.Н. Мораховским. Она касается многочисленных пегматитовых провинций и полей, широко развитых в фундаментах древних платформ и для которых отсутствует пространственно-генетическая связь с интрузивными комплексами. Образование этих пегматитов тесно ассоциирует с возникновением и развитием очаговых структур и протекает на фоне падения температур и давлений в шесть основных этапов. 1. В локальных участках растяжения возникают микротрещинные матричные деформации во всем объеме пород. Направление растяжения субширотное или вертикальное, обусловленное действием ротационных сил Земли и денудационной разгрузкой. Такое поле напряжений способствует центростремительному движению флюидов в очаговые структуры. В полостях трещин отрыва создается высокая степень разряжения. 2. Протекают интенсивные процессы автометасоматоза при участии калиевых и натриевых щелочей (ранняя волна щелочности), выражающиеся в собирательной перекристаллизации и росте микроклинов. 3. Формируются системы сколовых трещин поясного типа. В очаговую структуру поступают кислые флюиды (волна кислотности). Возникают стержневые сегрегации (ихтиоглипты) и крупноблоковые выделения кварца, отдельные кристаллы и гнезда шерла, берилла и апатита. Намечаются основные контуры минеральных зон. 4. Интенсивно развиваются возникшие системы трещин поясного типа. Образуются крупнокристаллические слюды с поясными, реже конусными ориентировками. 5. Режим растяжения сменяется обстановкой сжатия. Протекают хрупкие и пластические деформации. Исчезновение сжимающих напряжений стимулирует поступление флюидов и развитие серицита, альбита, кварца, хлорита, кальцита, пирита, магнетита, ортита. 6) В системах региональных тектонических нарушений, рассекающих очаговые структуры, образуются дайки гранитов и кварцевые жилы.

В рассмотренных гипотезах спорными положениями являются представления о роли особого остаточного расплава, о масштабах метасоматоза, об источниках флюидов, о степени закрытости системы, о растворимости воды и некоторые другие менее важные утверждения. Не существует одной универсальной концепции, объясняющей все разнообразие этих природных образований. В конкретных геологических ситуациях сохраняют актуальность отдельные положения всех пяти гипотез.

пегматит месторождение силикатный крупнокристаллический

ТИПЫ ПЕГМАТИТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Образование полезных ископаемых, связанных с пегматитами, зависит главным образом от двух факторов - степени дифференциации магматического вещества и масштабов метасоматического преобразования ранних фаций пегматитов. С этих позиций В.И.Смирновым выделено три класса месторождений простые, перекристаллизованные и метасоматически замещенные.

Простые пегматиты сложены калий-натровыми полевыми шпатами и кварцем с небольшой примесью слюды. Эти пегматиты разрабатываются для получения комплексного керамического сырья и используются для производства низших сортов изделий фаянсовой и фарфоровой промышленности (Куру-Ваара Мурманской обл.). Такие пегматиты называются также керамическими пегматитами. Пегматиты характеризуются сложной морфологией жильных тел мощностью до нескольких десятков метров и длиной до 800-1000м и более, отличаются достаточно постоянным составом, обеспечивающим хорошее обогащение, являются основным источником низкокалиевых полевошпатовых материалов. Иногда в составе пегматитов встречаются крупные блоковые обособления кварца и микроклина (Рис. 2 Сечение простого пегматита).

Рис. 3. Сечение простого пегматита:1 - кварцевое ядро; 2 - пегматит письменный структуры; 3 - слюдяная оторочка; 4 - гранит.

Перекристаллизованные пегматиты, как правило, имеют разнозернистую крупно- и гигантозернистую структуру. Такая структура могла сформироваться в результате перекристаллизации исходного вещества жил под влиянием горячих газово-жидких растворов, химический состав которых находился в равновесии с составом ранее выделившихся пегматитообразующих соединений. При перекристаллизации калиевого полевого шпата при гидролизе формируется мусковит (Рис. 3).

Из перекристалллизованных пегматитов добывают мусковит (месторождения Чупино-Лоухского района Карелии, Мамского района Иркутской обл.), попутно добывают полевошпатовое сырье, кварц. За границей основными центрами добычи мусковита являются пегматитовые поля Индии и Бразилии. Крупнолистовой мусковит добывается только из пегматитов. По характеру распределения мусковита в жильном теле выделяют жилы с равномерным, зональным и гнездовым распределением. В связи с исключительной значимостью этих пегматитов они называются мусковитовыми пегматитами.

Рис. 4. Сечение перекристаллизованного пегматита жилы 4 Слюдяногорского месторождения. По Г. Кулешову и др. 1 - гнейсы; 2 - среднезернистые пегматиты; 3 - кварц; 4 - мусковит.

Метасоматически замещенные пегматиты в отличие от ранее рассмотренных отличаются перекристаллизацией и метасоматической переработкой в различной степени под воздействием горячих минерализованных растворов, химически неравновесных по отношению к составу первичной пегматитообразующей минеральной массы. Для этого класса характерно наиболее полное зональное строение с метасоматическими преобразованиями и грейзенизацией (Рис. 1). Эти два процесса сопровождаются появлением минералов редких металлов, горного хрусталя, драгоценных камней. Из метасоматически замещенных пегматитов добывают оптический флюорит, драгоценные камни, руды лития, бериллия, цезия, рубидия, реже олова, вольфрама, тория, урана, ниобия, тантала, редких земель. Редкометальная и редкоземельная минерализация в пегматитах вне зависимости от генетической принадлежности их к определенной формации считается метасоматически наложенной. Установлено, что редкометальная минерализация проявляется только в тех пегматитовых полях, которые приурочены к районам распространения аляскитовой формации. Редкоземельная минерализация устанавливается только в пегматитовых полях, расположенных в непосредственной близости от щелочных гранитов или в районах, где каким-либо образом проявлен щелочной метасоматоз, связанный с этими гранитами. В эту группу объединены пегматиты, известные в литературе под названием пегматитов натро-литиевого типа. Внутри группы выделяют следующие рудно-метальные типы: танталито-поллуцитовый, сподуменовый, сподумен-берилло-танталитовый, колумбито-берилловый, берилло-колумбитовый. В тантало-поллуцитовом типе характерными акцессорными минералами являются розовые турмалины, сиреневые литиевые мусковиты, пурпурит, висмутин, бисмутит, литиевые фосфаты, касситерит; в сподуменовом типе - берилл, танталит, колумбит; в сподумен-берилло-танталитовом и колумбито-берилловом типах - мусковит, касситерит, бавенит, бертрандит, арсенопирит, молибденит, иногда флюорит; в берилло-колумбитовом типе - молибденит, флюорит, топаз, базобисмутит, касситерит. Во всех типах присутствуют второстепенные минералы: мусковит, апатит, турмалин, гранат, биотит.

Внутри группы редкоземельных пегматитов выделены: редкоземельно-цериевый и редкоземельно-иттриевый и микроклино-амазонито-гадолинитовый типы пегматитов. В первом типе основным породообразующим минералом является микроклин, редко затронутый процессами амазонитизации. Редкоземельная минерализация приурочена к зонам окварцевания и представлена ортитом и чевкинитом. В редкоземельно-иттриевых пегматитах - абукумалитом, иттротитанитом, фергусонитом, торитом, цитролитом. Характерным акцессорным минералом является магнетит. В микроклино-амзонито-гадолинитовом типе преобладающими породообразующими минералами являются амазонит, микроклин. Редкоземельная минерализация представлена гадолинитом. Постоянным второстепенным минералом является биотит.

Однако эта классификация не в полной мере удовлетворяет промышленно-генетическому принципу систематики минеральных объектов. Видимо, целесообразнее разделять месторождение пегматитов по ведущему типу полезного компонента. В связи с таким подходом предлагается выделить четыре класса месторождений: керамический, мусковитовый, редкометальный и цветных камней.

Керамические месторождения. К этому классу месторождений относятся магматогенные и метаморфогенные простые и перекристаллизованные пегматиты, сложенные почти исключительно калинатровыми полевыми шпатами и кварцем. Обладают письменной, гранитной и гигантозернистой структурой. Отношение кварца и полевых шпатов в промышленных сортах сыры составляет 1:3.

Мусковитовые месторождения встречаются в магматогенных и метаморфогенных (дистен-силлиманитовая фация) перекристаллизованных пегматитах. Промышленное значение имеют тела, в 1 м³ которых произведение средней площади мусковитовых пластин на их массу будет больше 10-20 кгЧсм². Запасы крупных месторождений достигают нескольких тысяч тонн. Наиболее значительные мусковитовые провинции располагаются в Россш (Карелия и Забайкалье), Индии и Бразилии.

Редкометалльные месторождения ассоциируют с магматогенными и метаморфогенными метасоматически замещенными пегматитами. В магматогенных разностях месторождения характеризуются большим разнообразием рудных элементов. Помимо наиболее важных в промышленном отношении тантала и ниобия, из них добывают в небольших количествах олово, вольфрам уран, торий, редкие земли. В метаморфогенных пегматитах, образовавшихся в условиях андалузит-силлиманитовой фации, часто располагаются сложные тантал-ниобиевые и редкоземельные месторождения. Этот класс месторождений широко развит в фундаментах всех древних платформ и в фанерозойских складчатых поясах, а также в областях тектономагматической активизации (Бразилия, Австралия; Россия - Урал, Сибирь, Карелия и др.).

Месторождения цветных камней связаны с магматогенными метасоматически замещенными пегматитами. Особенно перспективны гранитные пегматиты. Им свойственны крупные до 200 м открытые полости с друзами кристаллического сырья. Из этих меторождений добывают значительную часть горного хрусталя оптического флюорита, топазов, аквамаринов, гранатов, аметистов и других драгоценных камней (Украина, Волынь; Бразилия, Южная Африка, Австралия и др.). Часто коренные месторождения служат источником для образования крупных россыпей цветных камней. Подобным способом возникли многие прибрежноморские россыпи Индии, Мадагаскара и Австралии.

Размещено на Allbest.ru