Основные сведения о тектонике.




ГЭ-11-6,бригада 2,Скорина И.В.

По характеру рельефа Крымский полуостров делится на Равнинный Крым и Горный Крым. В тектонике равнинному Крыму соответствует Скифская платформа – устойчивая структура с горизонтальным залеганием пластов горных пород. Во время новейшего этапа платформа испытывала лишь медленные опускания и поднятия, в связи с чем, то заливалась морями и покрывалась мелководными морскими осадками, то выходила на поверхность, подвергалась разрушениям и перекрывалась континентальными отложениями. Там, где в последние миллионы лет преобладали медленные поднятия, возник возвышенный рельеф (Тарханкутская возвышенность), а там, где происходили опускания, образовался низменный рельеф с заливами, лагунами и котловинами соляных озер (Северо - Крымская низменность).

Рис.1 Карта-схема тектонического районирования Крыма.

 

Структуры І порядка: 1 – Украинская плита, 2 – Скифская плита, 3 – Горно-Крымская складчатая область. Структуры ІІ порядка: 4 – Каркинитско-Генический прогиб, 5 – Тарханкутско-Новоселовское поднятие, 6 – Северо-Керченская надвиговая зона, 7 – Южно-Керченская надвиговая зона, 8 – Симферопольское поднятие, 9 – Альминская впадина, 10 – Куэстовая моноклиналь, 11 – Предгорная структурная зона, 12 – Горная структурная зона.

 

В основе Горного Крыма залегает Крымский мегантиклинорий (антиклиналь – выпуклая складка; атиклинорий – складчатые структуры, выраженные в рельефе крупными горными хребтами; мегантиклинории состоят из нескольких антиклинориев и имеют облик крупной горной страны). Формирование Крымского мегантиклинория завершилось в эпоху альпийской складчатости (примерно 25 миллионов лет назад).

Юго-Западной части Керченского полуострова в тектоническом отношении соответствует погруженная часть Крымского мегантиклинория; северо-восточная часть находится в пределах Индоло-Кубанского предгорного краевого прогиба, сформировавшегося между Скифской платформой на севере и складчатыми сооружениями Горного Крыма и Кавказа на юге.

Рис.2 Скорости тектонических поднятий/опусканий Крымского полуострова.

 

В настоящее время Горный Крым поднимается со скоростью 3 мм в год, Присивашье и Южный берег опускаются со скоростью 1,4 мм в год.

Крымские горы являются средневысотными. Они состоят из трех вытянутых параллельно друг другу гряд: Главной, Внутренней и Внешней. Гряды разделены межгорными продольными понижениями: Внутренним и Внешним. Главная гряда состоит из обособленных столообразных массивов – яйл. Внутренняя и Внешняя гряды залегают на приподнятом крае Скифской платформы.

В целом для Крымских гор характерен асимметричный рельеф: северный макросклон более длинный и пологий, южный – короткий и обрывистый. По мнению исследователей, Крымские горы представляют собой северное крыло более грандиозного горного сооружения, большая часть которого ныне размыта и находится под водами Черного моря.

В среднюю и верхнюю юру на территории Крыма происходила активная вулканическая деятельность, связанная с тектонической деятельностью. Её следы выявлены во многих районах: Балаклава, мыс Фиолент, село Петропавловка, восток ЮБК, Карадаг. Лучше остальных в рельефе выражен Карадагский вулканический массив. Вулканические излияния на Карадаге происходили из многочисленных трещин и жерл примерно 155 – 160 млн. лет назад. В неогене, когда воздымался Горный Крым, породы Карадага также были подняты и со временем вскрыты и обнажены эрозией.

Для западной части Южнобережья характерны формы рельефа в виде куполообразных массивов, состоящих из магматических пород (плагиограниты, габбро-диабазы, порфириты). Магма внедрилась в толщу вмещающих пород, приподняв их. Со временем внешние разрушающие факторы (выветривание, эрозия) вскрыли интрузию. Самыми известными интрузивными массивами являются г. Аюдаг и мыс Плака.

Предгорные гряды (Внутренняя и Внешняя) расположены на приподнятом крае Скифской платформы. В плиоцене южный край платформы был вовлечен в поднятие, разломан и наклонен. Со временем, в результате эрозии в рельефе крымского Предгорья сформировался классический куэстовый рельеф. Куэста (от испанского – ”склон горы, косогор”) – гряда с асимметричными склонами. Один склон – полого понижающийся, совпадающий с падением пластов горных пород, другой – крутой, обрывистый, срезающий пласты.

В пределах Горного Крыма и его ближайшего обрамления на суше и в море можно выделить несколько продольных структурно-фациальных зон, разделённых долгоживущими разломами и надвигами. Зоны различаются по составу одновозрастных отложений, а также по стилю и времени дислокаций. Предполагается, что первично они были разделены подводными и надводными барьерами, а впоследствии сближены в результате поперечного сокращения площади основания. С двух сторон складчатая область Горного Крыма ограничена плитами – Скифской на севере и Черноморской на юге, что находит отражение почти на всех тектонических схемах.

Рис.1.Тектоническая, схема Горного Крыма. 1-6 – структурные этажи. 1-альпийский орогенный, 2- позднекиммерийский послескладчатый, 3 – раннекиммерийский послескладчатый, 4 – раннекиммерийский геосинклинальный, 5 – ранне-позднекиммерийский геосинклинальный, 6 – альпийский геосинклинальный; 7-10 – разрывы; 7 – разрывы зонального значения, 8 – местные, 9 – надвиги, 10 – основные разрезы, 11 – границы этажей; 12-14 – условия залегания в породах послекиммерийского этажа: 12- субгоризонтальное, 13 – пологомоноклинальное, 14 – крутое, 15 – интрузивные тела; I-VI- структурно-фациальные зоны и подзоны: I-Скифская плита (Зуйский выступ); II – Битакская зона; III – Лозовская зона; IV – Горнокрымская зона: IVа – Качинская подзона, IVб – Бешуйская подзона, IVв – Южнобережная подзона, IVг – Восточнокрымская подзона, IVд – Карадагская подзона; V – область альпийской складчатости; Vа – Судакская зона, Vб – зона диапировых складок; VI – Черноморская плита

С севера на юг можно проследить такую последовательность структурно-фациальных единиц: Южный край Скифской плиты (Зуйский выступ), Битакская зона, Лозовская зона, Горнокрымская зона с рядом подзон, Судакская зона, северный край Черноморской плиты.

Зуйский выступ Скифской плиты. Скифская плита сейчас понимается как сложное разновозрастное сооружение, состоящее из выступов консолидированного (прочного, устойчивого, постоянного) фундамента палеозойского или допалеозойского возраста и раннемезозойских прогибов платформенного типа, по мнению одних, или геосинклинального типа, по мнению других.

Так или иначе складчатые структуры Горного Крыма там, где это удалось проследить бурением, ограничены на севере по разлому именно выступом фундамента, лишенным верхнепалеозойского - нижнемезозойского чехла. Выступ сложен метаморфическими породами, условно датируемых поздним докембрием. Судя по составу обломков в осадочных породах, этот выступ существовал как источник сноса в течение почти всей средней юры, в поздней юре и периодически в раннем мелу.

Битакская зона. Северный край складчатой области Горного Крыма представлен Битакской зоной. Она обнажается из-под платформенного чехла верхней юры – мела на небольшом участке в районе Симферополяи вскрыта десятком скважин. Зона сложена толщей конгломератов и песчаников средней юры видимой мощностью более 2,5 км. Нигде в других зонах подобных образований этого возраста нет. Слои залегают субвертикально. Время дислокаций фиксируется как послебайосское и дотитонское.

На многих тектонических схемах Битакская зона выделяется под названием Битакского прогиба и считается или элементом платформы, или одним целым с более южной зоной, где однако разрез средней юры совсем иной. Первоначально она, видимо, представляла собой межгорный прогиб раннекиммерийского времени. Однако в дальнейшем, в позднекиммерийское время, прогиб был преобразован в узкую структурно-фациальную зону, ограниченную разломами. Очевидно, что современная ширина зоны много уже первичной ширины прогиба, и что крутое падение на протяжении значительной части зоны невозможно объяснить без допущения сжатия.

Лозовская зона. Эта зона, как и предыдущая, имеет ширину около 12 км и также протягивается в субширотном направлении. Она вскрывается из-под верхнеюрско-мелового чехла уже на большем участке. Эту зону выделяют как зону разлома, или шовную зону.

Для зоны характерен специфический разрез нижнего мезозоя. Он начинается с нормального флиша верхнего триаса. Выше залегает эскиординская свита (нижняя юра и ааленский ярус средней юры), состоящая из чередующихся пачек аргиллитов и песчаников или конгломератов.

Рис. Маршрут №1.Пос.Лазурное.Обнажение таврической серии. Флиш. Дислокация

 

Свита содержит вулканические породы и два горизонта олистостромов(хаотические скопления переотложенных неотсортированных обломков г. п. объемом от нескольких см3 до тысячи м3, сцементированных тонкозернистой массой (пелитовой и псаммоалевритовой). с глыбами известняков палеозоя, триаса и лейаса (нижний отдел юры); огромный размер глыб говорит в пользу местных источников сноса, которые можно представить себе в виде внутригеосинклинальных кордильер. Отложения байоса залегают несогласно и представлены основными вулканическими породами – лавами и туфами, чередующимися с пачками глин.

Внутреннюю структуру зоны, по-видимому, следует представить в виде системы продольных чешуй, разделённых крутыми надвигами. Чешуи простираются под острым углом к границам зоны. Намечаются минимум две фазы киммерийской складчатости: первая – предбайосская (может быть внутриааленская) и вторая – послебайосская (предпозднеюрская), определяющая современные крутые залегания.

Южным ограничением Лозовской зоны служит крупный надвиг, выходящий из-под послескладчатого чехла на участке в бассейне рек Бодрака и Альмы. О значительной амплитуде надвига, помимо предположения о скрытых кордильерах, может свидетельствовать резкое структурное несогласие с двух сторон от него.

Обе северные зоны Горного Крыма и все ограничивающиеих контакты являются образованиями киммерийской эпохи складчатости, сформировавшимися в условиях поперечного сжатия. Они резко несогласно перекрыты недислоцированным платформенным чехлом позднего мезозоя и кайнозоя, который испытал только слабый наклон и незначительное растрескивание в связи со сводовым поднятием горного сооружения в плиоцен-четвертичное время.

Горнокрымская зона располагается к югу от Лозовской и слагает большую часть Горного Крыма. Она выделена как целая единица на основании трёх основных признаков: 1) развитие таврической серии в её классическом виде (двухкомпонентный терригенный флиш верхнего триаса и лейаса мощностью в несколько километров); 2) проявление одной или нескольких фаз киммерийской складчатости; 3) возрастающее в южном направлении осложнение структуры в послеюрское время. Основой для выделения более мелких единиц служат фации средней юры и характер проявления как киммерийских дислокаций.

Горнокрымская зона может быть разделена на ряд продольных подзон и на три поперечных участка – Западный Крым, Центральный Крым и Восточный Крым.

Западный Крым. Непосредственно к югу от Лозовской зоны можно выделить одну за другой три продольных подзоны Западного Крыма: Качинскую, Бешуйскую и Южнобережную.

Первая из них, частично отвечающая Качинскому антиклинорию других тектонических схем, характеризуется почти полным отсутствием проявлений послекиммерийских деформаций. В связи с этим только здесь может быть понят стиль киммерийской складчатости, свойственный породам таврической серии в «чистом виде», без наложения более поздних нарушений. Здесь чередуются участки моноклиналей с меняющимися углами падений (продольные чешуи) и участки мелких неупорядоченных дислокаций. Простирания чешуй испытывают крутые, иногда полукольцевые развороты. Поскольку поверхность жёсткого фундамента на глубине 6-7 км субгоризонтальна, можно предполагать, что, как и во многих складчатых областях, на границе с фундаментом произошёл срыв, и флиш дислоцирован независимо от своего основания.

В качестве Бешуйской структурно-фациальной можно выделить южное крыло Качинского антиклинория других тектонических схем – здесь средняя юра представлена мощной толщей терригенных пород с вулканическими образованиями и углями. По дислоцированности этот комплекс составляет промежуточный этаж между сильно смятыми породами таврической серии и пологолежащими породами послескладчатого этажа (верхняя юра – нижний мел).

Структура подзоны характеризуется развитием нескольких тектонических блоков с довольно крутым односторонним падением пород. Блоки ограничены тектоническимим контактами и вдоль простирания, и вскрест простирания. Природа таких структур не совсем ясна, но можно предполжить, что здесь проявились деформации сжатия в сложной обстановке меняющихся напряжений: сначала сформировалась продольная чешуя, ограниченная надвигом, а затем она была раздроблена на блоки, и блоки скручены в поперечном направлении. Время проявления значительной части этих сложных дислокаций – допозднеюрское, поскольку породы верхнего структурного этажа залегают гораздо проще, хотя и нарушены небольшими сбросами и сбрососдвигами. Южной границей подзоны служит Верхнекачинский надвиг, который сейчас рисуется почти на всех тектонических схемах как значительный фациальный рубеж в породах верхней юры и нижнего мела.

Южнобережная подзона охватывает собой весь южный берег Западного Крыма и почти всю яйлу. Для неё характерны более удалённые от берега фации и средней, и верхней юры; большие мощности верхнеюрских пород свидетельствует о максимуме позднеюрского прогиба. Эта подзона, как и Бешуйская, была минимум дважды дислоцирована в киммерийское время, что определило образование нескольких структурных этажей. От предыдущих подзон её отличает проявление интенсивных послекиммерийских деформаций: падение слоёв верхней юры и берриаса перед фронтом Верхнекачинского надвига достигает крутизны в 40-50°. Чешуи моноклинали Никитской яйлы и Бабуган-яйлы развёрнуты по отношению к общему направлению всей подзоны. Здесь, как и в Бешуйской подзоне, наблюдается поперечное скручивание блоков по времени послеюрское и общий разворот простираний в меридиональные при приближении к Центральному Крыму.

Структура Южнобережной подзоны осложнена системой молодых вертикальных разрывов, поперечных и косых по отношению к основному простиранию подзоны. Кроме того, в ряде мест произошли срывы по пологим плоскостям на границе структурных этажей, представленных породами разной жёсткости.

Время проявления послекиммерийских деформаций в Южнобережной подзоне может быть кстановлено на западе Западного Крыма, где рисуется система продольных разрывов, по которым бурением на р.Чёрной доказано надвигание известняков титона на терригенные породы нижнего мела. Поскольку один из этих надвигов затрагивает породы среднего – верхнего альба, можно полагать, что они послераннемеловые. Верхний возрастной предел этих нарушений устанавливается как предсреднемиоценовый: породы тортона (7-11 млн лет назад) залегают с очень пологим наклоном, перекрывая дислоцированные толщи мезозоя резко несогласно. Самая молодая система трещин и небольших вертикальных смещений и гравитационных сползаний по границам послойного срыва – послемиоценовая, т.е. совпадает по времени с ростом орогенного сооружения Горного Крыма.

Центральный Крым. Этот участок на востоке ограничен довольно чёткой линией, отвечающей, по-видимому, долгоживущему разлому. Она протягивается через гору Северный Демерджи и вдоль восточного борта Салгирской впадины. На западе отчётливой границы нет, так как сразу же восточнее Ялты начинается постепенный разворот продольных структур Западного Крыма и переход их в меридиональные структуры Центрального Крыма.

Рис. Центральный Крым

Поперечная зона Центрального Крыма отвечает системе глубинных нарушений земной коры, приводящих в соприкосновение по контакту, падающему на восток, два блока коры, резко различных по толщине; западный блок с более мощной корой погружен под восточный. Выход этой плоскости на поверхность приблизительно соответствует восточному краю зоны. Можно допустить, что именно наличие этого подвига послужило причиной образования в чехле крупной поперечной складки –Алуштинского свода. Не исключено, что по этой плоскости происходили движения типа левого сдвига, поскольку она разделяет фации средней – верхней юры и нижнего мела, а также резко различные структуры: пологий свод на западе и систему субширотных чешёй на востоке.

Первое время жизни всей этой системы фиксируется внедрением группы интрузивных тел района Аю-Дага и Кастели (байос). Соотношение фаций средней юры позволяет говорить о предпозднеюрском сдвиге. В породах оксфорда и титона чётко проявляются поперечная смена фаций на более мелководные и резкое увеличение количества грубого материала. В середине раннего мела происходит образование Салгирской впадины – рост свода, его раздробление и размыв с последующим заполнением осадками. Наконец, известны и послераннемеловые деформации. Во-первых, это разворот простирания Верхнекачинского надвига и его ответвления на горе Чатырдаг – в эти дислокации вовлечены породы апта, сохранившиеся в виде останцов на нижнем плато. Ещё моложе, по-видимому, выявленная детальным картированием система сбросо-сдвигов север-северо-западного – юг-юго-восточного простирания. Главный в этой системе левый сдвиг протягивается в Салгирскую впадину, нарушая заполняющие её породы апта и альба. На северо-западе этот сдвиг, возможно, переходит в надвиг северного борта Чатырдага на меловые породы южной части Салгирской впадины. Таким образом, современная структура этого поперечного узла является послераннемеловой.

Восточный Крым. В восточной части Горнокрымской зоны породы киммерийского геосинклинального этажа вскрываются только на южном берегу – Туакский антиклинорий на тектонических схемах. Вся остальная часть территории, как и продолжение северных зон, скрыта под послекиммерийским чехлом. Разрез вскрытой части существенно отличается от разрезов всех подзон Западного Крыма: здесь нет достоверных признаков проявления раннекиммерийской (среднеюрской) фазы, и породы байоса и бата и литологически, и структурно составляют единый комплекс с породами таврической серии.

Проявление позднекиммерийских дислокаций выражено несогласием в основании верхней юры, разрез которой начинается с толщи грубых конгломератов, состоящих из галек консолидированных пород геосинклинального этажа (таврическая серия и магматические породы средней юры).

Достаточно отчётливо выявляется и вторая фаза позднекиммерийской складчатости – предтитонская, практически почти не выраженная на западе. Её роль постепенно увеличивается в направлении на восток: появляется всё более ярко выраженное угловое несогласие, и базальный горизонт становится всё грубее. Особенно значительно предтитонская складчатость проявилась в районе Карадагского надвига. По этому надвигу от всей территории Восточного Крыма отделяется особая структура киммерийского возраста – Карадагская структурно-фациальная подзона. Разрез средней юры этой подзоны – вулканические породы и глины – резко отличается от одновозрастного флиша остальной части зоны. Карадагский надвиг и оперяющая его система мелких надвигов испытывают крутой разворот и резко несогласно перекрываются конгломератами титона. По мере удаления от зоны надвига на восток предтитонские структуры снова упрощаются.

Характер альпийских дислокаций Восточного Крыма может быть ярко проиллюстрирован профилем через Долгоруковскую яйлу и восточную часть Демерджинской яйлы.

Рис. Геологический профиль через западную часть Восточного Крыма

Пологое, с очень небольшими изгибами моноклинальное залегание верхнеюрского чехла северной части Долгоруковской яйлы в направлении на юг сменяется мелкой складчатостью с небольшими разрывами. Ещё южнее – это система юрских чешуй, в сложении которых участвуют как доверхнеюрский флиш, так и слои верхней юры.

Структура Восточного Крыма осложнена сетью субмеридиональных разрывов. Большинством геологов сейчас принято считать, что эти разновозрастные сбросы, осложняющие моноклиналь или пологую синклиналь. Однако более вероятно, что среди них есть сдвиги, взбросо-сдвиги и сдвиго-надвиги. Особенно очевидно это на востоке, в Феодосийском районе. Тектонические контакты имеют здесь сложную, часто изогнутую форму, и надвиговая составляющая доказана мелким бурением. Разрывы разделяют блоки-клинья, как бы вдавленные друг в друга, и представляют собой единый комплекс структур поперечного сжатия.

Нарушения Феодосийского района могут быть довольно точно датированы: в их строении принимают участие породы майкопской серии (олигоцен – нижний миоцен), а породы среднего и верхнего миоцена ими не затронуты. Самые молодые смещения и трещины, иногда обновляющие старые разрывы и рассекающие отложения миоцена, относятся по возрасту к плиоцену и раннему плейстоцену, т.е. ко времени формирования Горнокрымского неотектонического свода.

В восточной части Горнокрымской зоны киммерийская складчатость представлена двумя фазами в поздней юре (внутрикелловейская и предтитонская). На киммерийские деформации наложены альпийские, представленные сложным сочетанием складок и разрывов. Преобладающими структурами являтся чешуи, надвиги и сдвиги, т.е. структурные формы, обусловленные сжатием.

Горнокрымская зона на юго-востоке соприкасается с Судакской зоной по крупному надвигу, называемому Экчидагским. Этот надвиг, достигающий на востоке амплитуды 1000 м, в направлении к западу из крутого становится более пологим и благодаря этому надвигу здесь сближены две совершенно различные фациальные зоны.

Рис. Геологический профиль через Экчидагский надвиг: I – Горнокрымская зона, II – Судакская зона

Судакская зона занимает небольшую прибрежную часть Восточного Крыма. Она сложена непрерывной мощной толщей преимущественно глинистых осадков, видимая часть которых начинается с батского яруса средней юры и заканчивается титонским ярусом верхней юры.

Отложения Судакской зоны смяты в крупные линейные складки, осложнённые крутыми продольными разрывами типа надвигов или взбросов. Время складчатости послекиммерийское. Породы Судакской зоны были дислоцированы в неогене одновременно с формированием сдвиго-надвиговых нарушений Феодосийского района.

И Горнокрымская, и Судакская зоны выходят на юге к берегу Чёрного моря. Структуры побережья продолжаются в море и ограничены на юге на расстоянии около 50 км от берега крупным разломом, получившим название Восточночерноморского.

Черноморская плита. Восточнокрымский разлом отделяет складчатую обрасть Горного Крыма от области ненарушенного залегания мощной толщи плиоцен-четвертичных осадков. Большинство исследователей трактуют эту облать как западное продолжение Закавказской плиты. Это область с тонкой корой и малой мощностью гранитного слоя, который ещё южнее отсутствует совсем.

Из приведенного описания вытекает, что Крымская складчатая область пережила две эпохи складчатости: киммерийскую и альпийскую. Обе они могут рассматриваться как эпохи сжатия или значительного сокращения площади основания.

Киммерийская складчатость, затронувшая всю область Горного Крыма, кроме Судакской зоны, сильно растянута во времени и состояла из нескольких фаз. Все эти фазы были этапами сжатия, преимущественно поперечного к простиранию всей складчатой области. Однако в Центральном Крыму и в районе Карадага уже в это время отчётливо сказалось влияние местных упоров, контролировавших крутые развороты простираний и поперечное скручивание блоков.

За фазами складчатости последовал орогенный этап, отвечающий поздней юре и раннему мелу. В составе пород этого возраста много песчаных и конгломератовых толщ, однако только немногие из них сложены материалом размываемых киммерид. Большая часть обломков принесена с соседней плиты или с исчезнувших впоследствии кордильер, сложенных экзотическими для Крыма породами. Область, затронутая киммерийской складчатостью, была по её окончании не горным сооружением, а подвижным северным бортом сохранившейся на юге геосинклинали. Наиболее приподнятой была полоса, приблизительно отвечающая двум северным структурно-фациальным зонам: Битакской и Лозовской.

Альпийская складчатость произошла в предсреднемиоценовое время. Пластичные породы Судакской зоны были смяты в простые линейные складки, осложнённые продольными разрывами. В складчатость была также вовлечена южная часть Горнокрымской зоны. Поскольку она была уже частично консолидирована, сокращение основания привело здесь к образованию специфических форм с больгим количеством разрывов. Это – надвиги, взбросы, послойные срывы на границе толщ разной плотности, сдвиги по поперечным нарушениям. Конкретные формы находятся в зависимости от быстро меняющейся литологии и от расположения ранее заложившейся сети нарушений. Отмечается высокая активность центральной поперечной зоны: формирование Алуштинского свода, надвиг северного борта Чатырдага на Салгирскую эрозионную впадину. Все эти дислокации можно трактовать как результат сокращения основания не только в поперечном, но и в продольном направлении в результате подвига западного блока под блок Восточного Крыма. Соотношение структур позволяет предполагать, что поперечные деформации наложены на продольные, т.е. по времени являются более поздними.

Альпийская складчатость сопровождается орогенным этапом. Непосредственно за складчатостью, срезая её, следует нижний комплекс маломощных морских осадков. Только в плиоцене возникает орогенное сооружение – мегаантиклинорий Горного Крыма, в результате размыва которого формируется плащ грубообломочных пород у подножий. С ростом свода связана повсеместная трещинноватость с небольшими смещениями, иногда оживляющая более древнюю сеть нарушений; она распросраняется на все осадки, включая и неоген. По данным современных съёмок, эта трещинноватость во многих местах захватывает и четвертичные отложения.

 



Поделиться:




Поиск по сайту

©2015-2024 poisk-ru.ru
Все права принадлежать их авторам. Данный сайт не претендует на авторства, а предоставляет бесплатное использование.
Дата создания страницы: 2016-08-20 Нарушение авторских прав и Нарушение персональных данных


Поиск по сайту: