Добавил:

ivanov666 Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.

Вуз:

Башкирский Государственный Аграрный Университет

Предмет:

[НЕСОРТИРОВАННОЕ]

Файл:

книги из ГПНТБ / Бектемиров А.И. Структурные условия формирования карбонатно-киноварных рудных тел (Южная Фергана)

.pdf

Скачиваний:

Добавлен:

24.10.2023

Размер:

11.66 Mб

Скачать

☆

<<< < Предыдущая 12 / 172 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 > Следующая >>>

под названием		пешкаутскон			свиты	( Q 0 ps), в других — пум-
ской	(С\ѵрт).
Намюрский ярус (Ci" ) включает породы шуранской и ша-
ланской	свит	(Горянов		и	др.,	1961).	Ш у р а н с к а я	свита
(C\"shr)	состоит из кремнистых сланцев, песчаников,							конгло
мератов,	известняков		(до	1000 м).		Ш а л а н с к а я свита		{C[nshl)
представлена		(снизу	вверх)		кремнистыми		сланцами	с мало

мощными прослоями песчаников и глинистых сланцев, извест няками, иногда с прослоями кремнистых сланцев, и сланцами

(от	10 до 500 АІ).
	Нижний — средний	карбон	(Сі-2 )	нерасчлененный	состоит
из	газской и шютской	свит	(Горянов	и др., 1961).	Газская
(Спі—С*2<т)представлена		темно-серыми слоистыми известняка
ми с ж е л в а к а м и и прослоями			кремней	(от 0 до 450 м).	Шют -

ская ( С і / г — C A W ) с л о ж е н а чередующимися кремнистыми и гли нистыми сланцами, песчаниками, известняками и конгломера тами. Иногда в составе свиты встречаются диабазы, порфири-

ты и их туфы (до 700	м).
Средний"карбон	(С2 )	включает	отложения	башкирского
{ОіЬ\ и московского	(Сг7 7 2 1 ) ярусов		(Горянов,	Миклухо - Мак

лай, 1961). К башкирскому ярусу относятся свиты: коксарай -

ская,

часть

калмакбулакской,

янгакская и

туюкдаигинская .

К о к с а р а й с к а я

(Со*

ks)

представлена

глинистыми и

мергели

стыми

известняками

(от 50

до

130 м),

к а л м а к б у л а к с к а я

(СЬо—C2mkl)—песчаниками

с прослоями алевролитом,

гравели

тов

(около

1800 м).

Янгакская

свита

( С 2

6 / я )

сложена

слан

цами

и песчаниками

(до 450 м),

туюкдаигинская (С 2 * 2 ^к) —

известняками

с прослоями

линзами

конгломератовидных

известняков,

мощность

непостоянна

(от 0 до 100

м).

К нижнему московскому ярусу относятся средняя и верх

няя части

калмакбулакской

свиты и каратангинский

горизонт.

Последний

включает

малеранскую

свиту

(Сг7 " ml),

представ

ленную

известняками, песчаниками,

конгломератами и

слан

цами с прослоями

известняков

(до 150—200 м);

пыркафскую

свиту (Сз™ рг),

сложенную

фузулиновыми известняками

(до

120 м) ; толубайскую свиту ( C 2

m il),

состоящую в нижней

части

преимущественно

из песчаников и сланцев (от 200 до 500

м),

выше по разрезу — из

известняков и доломитов

(от 0 до 200

м).

К верхнему московскому

ярусу

относятся

(Бенш,

1958; Го

рянов и др., 1961): актерекская,

кунякульская,

ш у н к м а з а р с к а я

и алдыкинская свиты, представленные конгломератами,

песча

никами, сланцами

и алевролитами

(до 2000 м).

Верхний

я р у с

сложен

в основном

терригенными породами верхнего карбона

и перми. Верхний карбон (Сз)

включает

породы гжельского-

яруса,

который

А. Д . Миклухо - Маклаем

(1956)

разделен

на

два горизонта:	учбулакский и дастарский.		Первый сложен
песчаниками, сланцами (до 1500 м),		второй	—	песчано-слан-
цевой толщей,	прослоями и линзами	известняков (до 800 м).
Пермские отложения распространены весьма ограниченно.
Они представлены двумя резко различными				комплексами:-

нижний образован морскими и лагунно-континенталыіыми тол

щ а м и нижней перми, верхний — континентальными							(Горянов
и др., 1961). Мощность разреза измеряется					многими		сотнями
метров.
В е р х н и й		с т р у к т у р н ы й		э т а ж	состоит из			пород,
которые отличаются от отложений				геосинклинального				э т а ж а
почти	полным	отсутствием метаморфизма,			меньшей		мощно
стью и выдержанностью			отдельных	горизонтов		на	больших
пространствах.		Верхний	э т а ж включает		отложения		триаса,
юры,	мела, палеогена		и неогена. Образования			триаса,		юры,

мела в основном сложены аргиллитами, алевролитами, песча

никами,	конгломератами (редко	известняками) ;	палеоген и
неоген —	пестроокрашенными	известняками,	песчаниками,

глинами и конгломератами . Мощность этих образований изме ряется многими сотнями метров.

Мезокайнозойские отложения обычно характеризуются практически горизонтальным или слабо наклонным залега нием. Дислоцированы они только в зонах альпийских разло мов. Четвертичные отложения сложены осыпями различного возраста, мелкими конусами выноса. Долины крупных рек представлены в виде останцовых террас, сложенных галечни ками, валунами, песками и комплексом эллювиальных, делю виальных, элювиальных отложений. В устьевых частях саев значительны пролювиальные отложения.

Тектоника

Породы, слагающие район, претерпели среднегерцинские и позднегерцинские фазы тектогенеза, но не повсеместно, а в пределах отдельных, сравнительно узких зон и с различной интенсивностью. Современные представления о региональной тектонике Ю ж н о й Ферганы являются результатом работы большого коллектива геологов. Наиболее крупные обобщения

в этой области сделаны В. Н. Вебером			(1934), H . М. Синицы-
ным (1949, 1960),	Д . П. Резвым	(1959),	Г. С. П о р ш н я к о в ы м
(1960, 1961), Н. А. Никифоровым		(1958,	1968)	и др .
Н. М. Синицын	(I960) выделил крупное			верхнепалеозой

ское поднятие, ограниченное с севера Карачатырским, с юга Сурметашским прогибами. Карачатырский прогиб в основном был сформирован во второй половине московского века; Сурметашский •— в позднем карбоне и ранней перми.

На фоне Карачатырского и Сурметашского синклинорнев, сложенных терригеннымн породами верхнего палеозоя, выде ляются сооружения второго порядка. В пределах Сурметаш


ского синклинория — Сурметашская, Х о д ж а а ч к а н с к а я						син
клинали и др . В пределах Карачатырского				синклинория		кар
тируется Ш у н к с к а я	синклиналь,		развитая	в	области ранне-
позднепалеозойского	прогиба.	Западнее, в		верхнем палеозое
гор Кара - Тау, т а к ж е отмечаются		аналогичные			антиклинальные
и синклинальные складки второго			порядка	—	К а р а т а у с к а я и

Коктепинская антиклинали, разделенные Беркутасинской син

клиналью,	о т р а ж а ю щ и е особенности	геологической истории
отдельных	участков Карачатырского	прогиба. Р а з р ы в н ы е на
рушения в их строении играют второстепенную роль. В			общем
ж е структура веохнего палеозоя значительно проще, чем			сред
него палеозоя.
В среднем палеозое в качестве складчатых структур пер
вого порядка Г. С. Поршняков (1961), учитывая формы			зале

гания пород, направления падения региональных разрывов и опрокидывания складок с севера на юг, выделил: Араванский


синклинорий, Каузанский антиклинорий,				Охнинско-Талдык-
ский	синклинорий и	Андыгенско-Кичикалайский антиклино
рий. Синклинорин сложены породами				Южно - Ферганской
группы разрезов и имеют в общем			веерообразное		строение;
крылья их разбиты взбросами и надвигами				на крупные		чешуи,
п а д а ю щ и е к осевым		плоскостям этих сооружений.			В	осевых
частях	антиклинорных	сооружений	прослеживаются			отложе
ния Алайской группы		разрезов,	достигающие наибольших

мощностей в пределах позднедевонских прогибов. В крыльях антиклинориев наблюдаются те ж е отложения, нередко пере крытые надвинутыми т о л щ а м и терригенных образований Ю ж но-Ферганской группы разрезов .

Среднепалеозойские складчатые сооружения первого по рядка усложнены складками второго порядка . Таковыми, на

пример, в Араванском синклинорий		являются			Ч и л ь м а й р а м -
ская, Ташатинская, Ялгизарчинская,		Копурбашинская и др.;
в Каузанском	антиклинорий — К а р а б и й с к а я , Боардинская и
Н а у к а т с к а я ; в Охнинско - Талдыкском		синклинорий — К а т р а н -
Яурунтузская,	К а т р а н б а ш и н с к а я и др.;		в	Андыгенско-Кичи-
калайском антиклинорий — Б у л ь д ж у м и н с к а я ,					Андыгенская,
Б у л а к б а ш и н с к а я , Аксуйская и др . К а к д л я				синклинорных, т а к
и д л я антиклинорных сооружений, а		т а к ж е		для	участвующих
в их строении складок второго порядка			характерна некоторая
асимметрия,	в ы р а ж а ю щ а я с я в тенденции			опрокидываться к
северу.

П о с к о л ь ку все месторождения и рудопроявления района располагаются в Андыгенско - Кичикалайском антиклинории, мы остановимся на характеристике 'только этого крупного сложнопостроенного складчатого сооружения.

На	всем протяжении антиклинории				представлен	сравни
тельно	в ы д е р ж а н н ы м	разрезом		среднего палеозоя		среднего
(геосинклинального)		э т а ж а .	В	основании	л е ж а т граптолито-
вые сланцы силура нижнего			яруса геосинклинального э т а ж а ,

на которые наслаиваются отложения среднего яруса — доло

миты и доломитизированные	известняки живетского	яруса,
верхнего девона и, вероятно,	турне (Поршняков, 1961).	В ы ш е

расположены светлые известняки визе, темные тонкослоистые известняки с кремниями газской свиты ( С і п — С г ^ ) , непостоян

ная свита конгломератовидиых известняков с линзами				алли-
тов (СЬ2—С2ті),	фузулиновые	известняки	пыркафской	свиты
( С 2 т і р г ) и песчано-сланцевая		толубайская	свита ( С г 1 1	" ^ / ) .

Внутренняя структура Андыгенско-Кичикалайского антиклинория, по Г. С. Поршнякову (1961), определяется серией линейных наклоненных или опрокинутых к северу складок различного порядка, осложненных, главным образом, продоль ными, р е ж е — диагональными разломами . С юга антиклино рии на большом протяжении ограничен крупным крутопадаю щим к югу Каравшинским разломом . Этот разлом срезает складки, осложняющие отложения Алайской группы разрезов, развитые в северном его крыле, и почти параллелен простира ниям структур Раутской сланцевой полосы, примыкающей к нему с юга (Поршняков, 1961).

Описание отдельных складок второго и третьего порядков антиклинория, участвующих непосредственно в строении райо на, нами будет дано в главе «Геологическое строение рудного поля».

На большую роль тектонических разрывов в строении па


леозойских т о л щ	Южно - Ферганского		пояса	у к а з ы в а л и
Г. С. П о р ш н я к о в	(1960, 1961), Н. А. Никифоров			(1958, 1968 и
д р . ) , Н. М. Сииицын (1960)		и др.
Р а з р ы в н ы е нарушения		возникали на	разных	этапах фор

мирования ведущих складчатых сооружений. Эти нарушения

отличаются друг от друга не только по форме,	но и по отно
шению к складчатости, магматизму, процессам	метаморфизма

и гидротермальной минерализацией . Так, среди крупных тек тонических разрывов в полосе Ю ж н о й Ферганы Г. С. П о р ш н я - ковым, Н. А. Никифоровым и др . выделяются:

1) предполагаемые раннегерцинские зоны разломов в пре делах внутригеосинклинальных прогибов, контролирующие проявления ранне- и среднедевонского вулканизма;

2)среднегерцинские надвиги и взбросы, ограничивающие ядерные части антиклинальных складок и некоторые моно клинали;

3)позднегерцннские крутопадающие разломы, секущие и

смещающие	как отложения среднего и верхнего палеозоя, так
и разрывы	предыдущих двух групп. Простирание этих раз

ломов по отношению к осям складок чаще всего диагональное. По возрасту они близки ко времени гидротермального рудообразования:

4) альпийские разломы, пересекающие и смещающие все отложения палеозоя и мезокайнозоя. Вблизи поверхности они падают полого, а с глубиной становятся более крутыми. Ме стами эти разрывы являются более древними по отношению к •орудененшо. Магматические породы, обнажающиеся в я д р а х антиклиналей, представлены гранитоидами и щелочными мас сивами. Г. С. Поршняков (1961) определяет их возраст как яерхнепалеозойский (пермский) .

И з магматических проявлений в пределах синклинориев получили распространение излияния основных лав, сформиро вавшихся в нижнем-среднем девоне, и внедрения основных и ультраосновных интрузий, происходивших в конце среднего палеозоя.

Процессы метаморфизма в синклинориях проявились толь ко в узких осевых зонах этих сооружений и в ы р а ж а ю т с я в ин тенсивной хлоритизации, серицитизации, иногда эпидотизации эффузивных толщ. В антиклиыориях процессы метаморфизма протекали преимущественно в приконтактовых зонах интру зивных тел, достигая иногда значительной интенсивности и распространения по площади .

Рудоносность

В пределах Южно - Ферганского пояса В. П. Федорчуком (1961) устанавливается наличие четырех обособленных рудо

носных зон: Северной,	Центральной, З а п а д н о й и	Юго-Восточ
ной (рис. 1). К а ж д а я	из них характеризуется	определенной
геолого-тектонической	позицией и особенностями	размещения
•оруденения.

В Северной зоне преобладают терригенные отложения — сланцы силура-девона, конгломераты, песчаники и сланцы верхнего палеозоя. Карбонатные фации играют подчиненную роль . Сравнительно широко распространены эффузивы . Поро ды залегают здесь моноклинально или смяты в изоклинальные •складки, осложненные густой сетью разломов . В тектониче-

114

Рис. 1. Схема расположения	рудоносных	зон и кулис	в пределах Южно-
Ферганского ртутно-сурьмяиого пояса (по В. П. Федорчуку).
I — рудоносные зоны,	выделенные	на основе	тектонической	схемы
H. М. Спиицыиа и характеризующиеся различными типами разрезов;				I I —

рудоносные кулисы, контролирующиеся складчатыми и разрывными струк

турами	относительно	крупных порядков; кулисы, обозначенные цифрами
/, / / и	15, отличаются	преобладанием секущих рудных тел в толщах терри-

гениых пород, 10 и 12—14 — согласных экранирующих залежей, 16 — се


кущих тел комплексного состава, 2—9 — секущих						монометальных ртутных
рудных тел в толщах карбонатных пород.
ском отношении центральная часть зоны						соответствует				Кара -
чатырскому прогибу по H . М. Синицыну						(1960).
Ртутное оруденение в Северной				зоне		тяготеет		к	крупным
краевым	разломам, развитым на			южном склоне				позднегер-
цинской	Карачатырской тектонической				зоны,		и включает ме
сторождения		трещинного типа	(Шунк,		Птоу, Сары - Таш,					Улуг-
Тау и др . ) . Минеральный состав руд зависит							от состава			вме
щ а ю щ и х пород и представлен анкеритово-киноварной									(Шунк,
Птоу) и	лиственито-киноварной (Улуг-Тау						и др.)		рудными
формациями .
Ц е н т р а л ь н а я зона характеризуется четко выраженной										трех-
членностыо		геологического	разреза . В			разрезе		выделяется

мощная толща известняков девона и карбона, которая пере


крывается	терригенными		отложениями среднего		и верхнего
карбона и	подстилается		сланцами	верхнего силура — девона .
В тектоническом отношении эта зона соответствует					Восточной
зоне высоких		предгорий	А л а я по H . М. Синицыну		(1960).
Средне-	и	низкотемпературные		сурьмяные и ртутные ме

сторождения расположены в основном в антиклинорных соо ружениях, осложненных надвигами и крупными позднегерцинскими взбросами. В морфологическом отношении они относят

ся к пластообразному типу	(Хайдаркан, Чаувай,		К а д а м д ж а й ,
Абшир и др . ) .
Оруденение локализуется	преимущественно в		горизонтах
роговиково - джаспероидных	брекчий,	образовавшихся мета-
соматическим путем в зоне контакта		известняков	и перекры
вающих их сланцев. Среди	них преобладают месторождения

кварцево-флюоритово-антимонитово-киноварно. - реальгаровой

(Чаувай, Х а й д а р к а н ) и в отдельных	случаях кварцево-антимо-
нитовой формаций ( К а д а м д ж а й , А б ш и р ) . Минеральный со
став месторождений довольно прост.	Главными	рудными	ми
нералами являются киноварь либо	антимонит,	или оба	эти

минерала вместе. Обособленные скопления дают такие низко температурные минералы, как реальгар и аурипигмент. Из редка встречаются блеклые руды типа шватцита и еще р е ж е — сфалерит (Федорчук, 1961).

Юго-Восточная зона характеризуется			примерно		одинако
вым участием	в геологическом	разрезе терригенных			и карбо
натных пород,	весьма сложно	переслаивающихся .		В	отличие
от остальных зон пояса, в ней значительно			шире	распростра
нены интрузивные образования		среднего	и кислого		составов

(Федорчук, 1961). В тектоническом отношении она охватывает северное крыло Сурметашской позднепалеозойской тектониче ской зоны Н. М. Синицына (1960) в полосе ее перехода в зоны высоких предгорий Алая . Главной особенностью Юго-Восточ ной зоны является преобладающее развитие наиболее высоко температурных комплексных сурьмяно-арсенопиритовых ме сторождений жильного типа (Турук, Ч а л к и л ь д а к ) . В большин стве случаев они располагаются в приконтактовых частях мас


сивов малых интрузий и дайковых	образований		разнообраз
ного состава и локализуются как в самих		интрузивных телах,
так и в измененных разностях в м е щ а ю щ и х		пород.
Минеральный состав месторождений отличается большой
сложностью. Ж и л ь н ы е минералы	представлены		карбонатами,

кварцем,	серицитом, в некоторых случаях флюоритом. И з руд
ных минералов		значительно	распространены	блеклые руды
разного	состава	в ассоциации	с арсенопиритом,	сфалеритом,

золотом, халькопиритом, в отдельных случаях с галенитом и

антимонитом,	а т а к ж е с	молибденитом и минералами кобаль
та и висмута	(Федорчук,	1961).

В З а п а д н о й зоне преобладают мощные толщи карбонатных пород. Терригенные фации развиты намного слабее. Среди карбонатной части разреза широко развиты доломиты и из вестняки девона и карбона . Складчатые структуры в известня ках в отличие от Центральной зоны в ы р а ж е н ы слабее. Д л я З а п а д н о й зоны обычными являются вытянутые в широтном направлении гряды известняков и доломитов, представляю щих собой в структурном отношении фрагменты складчатых структур первого порядка . Они ограничены с юга и севера зонами крутопадающих разрывных нарушений и разделены тектоническими клиньями, большей частью выполненными

с л а н ц а ми силура — девона . В тектоническом отношении		З а п а д
ная рудная	зона соответствует верхнепалеозойскому	подня
тию — зоне	высоких предгорий Алая, по H . М. Синицыну

(1960), и объединяет низкотемпературные ртутные месторож дения трещинного типа — Сымап, Ш а м ы ш и , Кштут, Адыр - Акоу, Бирксу и др. Все они приурочиваются к толще слоистых доломитов и известняков среднего и верхнего девона. Орудеиение локализуется вдоль плоскостей скалывания различного простирания. Руды месторождений относятся к категории мо нометаллических. Первичные руды образуются следующими минералами: киноварь, кальцит — главные, антимонит, кварц, барит, аурипигмент и др. •— второстепенные.

2* 296

Гос . публччм&Ь научно» - талки .в *;ач Оиб.пиотв.іа С".<_,ър'

э к з е м п л я р

Ч И Т А Л Ь Н О Г О З А Л А

		Глава		П
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РУДНОГО ПОЛЯ
П л о щ а д ь Сымапского		рудного		поля		сложена	породами
нижнего, среднего и верхнего ярусов геосинклинального								струк
турного э т а ж а . Нижний		ярус представлен				терригенными, час
тично карбонатными породами силура.					Средний		объединяет
терригенньге и	карбонатные		образования			девона,	нижнего и
среднего карбона. Верхний			ярус	сложен		терригенными		поро
д а м и верхнего	карбона	и нижней перми				(Бектемиров		и др.,
1971).
К а к у ж е отмечалось,		рудное		поле	находится		в З а п а д н о й

рудоносной зоне Южно - Ферганского сурьмяно-ртутного пояса. Резкие различия в геологической истории формирования от дельных структур рудного ноля, выразившиеся в литологических особенностях и последовательности седиментации соот ветствующих осадочных комплексов, явились основанием для типизации разрезов палеозойских отложений (П. В. З а й д и

др . ) . Среди них отмечены две группы:	Алайская		и	Ю ж н о -
Ферганская . Отложения Южно - Ферганской		группы	развиты в
южной части рудного поля, Алайской	—	в северной		и юго-
восточной частях площади .

Стратиграфия

На территории рудного поля развиты в основном породы силура, девона и карбона, которые залегают в виде чередую щихся полос широтного направления (рис. 2). Незначительное площадное развитие имеют интрузивные породы — гранодиориты, аплитьг, кварцевые диориты, сиениты, монцониты, габбро.


Д е т а л ь н о е стратиграфическое	расчленение пород		рудного
поля или отдельных толщ, развитых на его площади,			приво
дится в работах Д . П. Резвого,	H . М. Синицыиа,	Г. С. П о р ш -
някова,. В. Б.. Горянова,. А. И. Гончарова, В. И.		Д о л м а т о в а ,

Л . И. Кугуракова, П. В . З а й д а и др .	В связи с этим данный
вопрос рассматривается нами в общих	чертах.

Среди палеозойских образований на площади рудного по ля развиты разновозрастные отложения от силура до нижней

пермн, которые	слагают нижний,		средний	и верхний	ярусы
геосннклиналыюго		структурного э т а ж а .
H и-ж и и й	с т	р у к т у р н ы й	я р у с.	Н и ж н и й ярус	сло

жен терригенными, частично карбонатными породами силура, среди которых устанавливается присутствие лландоверийско - го, венлокского и лудловского ярусов. Распространены они в

бассейне р. Аксу,	на южном	склоне	Селиктау, в приводораз-
дельной части гор К ы з ы л - М а з а р и на левобережье				р. Сох.
Отложения лландоверийского яруса представлены порода
ми разнообразного	состава:	черные	тонкоплитчатые кремни
стые, глинисто-углистые и углистые			листоватые,	светло-серые
и толстоплитчатые	кремнистые сланцы, пестроцветные слан

цы и алевролиты. Среди терригенных образований встречают ся эффузивные тела пластового типа.

Микроскопическое изучение кремнистых сланцев показы вает, что они полностью состоят из мельчайших зерен кварца размером менее 0,01 мм. Углистые, серицит-углистые и глини стые сланцы всегда тонкослоистые и состоят из глинисто-слю дистых минералов и углистых частиц. Микроскопическое изуче ние алевролитов показывает, что среди обломочного материа ла резко преобладающим является кварц в виде полуокатан ных зерен. В значительно меньших количествах присутствуют полевые шпаты, кальцит, в еще меньших — обломки кремнистоглинистых пород. Цемент — кремнисто-серицитовый. Эффу зивные породы, находящиеся среди осадочных отложений, образуют пластовые тела, мощность которых в различных ча стях описываемой толщи изменяется в широких пределах (от


1—2 м в верхней части до 40—60 м в низах) .			Они характери
зуются однообразием состава: среди		них отмечаются д и а б а з ы
и кварцевые	диабазы . М а к с и м а л ь н а я	мощность лландоверий -
'ского яруса	на левобережье р. Аксу порядка		450—500 м.

Венлокский ярус обнажается в басе. р. Аксу, где он пред ставлен терригенными отложениями, которые согласно л е ж а т на пестроцветных образованиях лландовери, залегая в я д р а х синклинальных и на крыльях антиклинальных структур тре тьего порядка. Литологический состав венлокского яруса отно сительно однообразен: серые и темно-серые, средне- и крупно зернистые полимиктовые песчаники, темно-серые листоватые песчано-глинистые и глинистые сланцы. В разрезе венлокского яруса в нижних частях преобладают полимиктовые песчаники. Верхняя часть разреза представлена крупнозернистыми пес-

!Э-

<<< < Предыдущая 12 / 172 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 > Следующая >>>

Соседние файлы в папке книги из ГПНТБ