B.C. ЗАРХИДЗЕ, В.А. СОЛОВЬЕВ. О.Ф. БАРАНОВСКАЯ, В.Я. СЛОБОДИН

УСЛОВИЯ НАКОПЛЕНИЯ ПЛИОЦЕНОВЫХ И ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ НА ОСТРОВАХ И ШЕЛЬФАХ СОВЕТСКОЙ АРКТИКИ

УДК 551.782.2/79 (268.4)

Скачать pdf

 

  

Характеризуется история развития Северного Ледовитого океана, его шельфовых морей и островов. Миоцен - ранний плиоцен - в основном теплые континентальные условия. Со среднего плиоцена начинается развитие глубоководного Арктического бассейна. В Арктику проникает теплое атлантическое течение, а в Северной Атлантике появляются «тихоокеанские» виды моллюсков. С 3 млн. лет отмечен уже ледниковый разнос материала, а в 2,4 млн.лет - повышенная ледовитость океана. В раннем-среднем плейстоцене с перерывами формируются мощные мореноподобные осадки и морские морены на шельфах у гор и островов. Начало позднего плейстоцена - бореальная (казанцевская) трансгрессия с теплым атлантическим влиянием.

 


Изменение характера и интенсивности литодинамических процессов в позднем кайнозое Арктики обусловлено рядом факторов:

1) постепенным нарастающим усложнением структурно-тектонического плана, связанным со сводово-блоковыми и блоковыми движениями, вызванными попеременно активными напряжениями широтного и меридионального планов, а также эффектом их суммарного влияния;

2) эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана;

3) резкими колебаниями палеогидрологических обстановок в пределах Арктического бассейна и как следствие этого - глобальными изменениями климата.

История геологического развития Северного Ледовитого океана и его шельфовых морей в позднем кайнозое в этом плане распадается на ряд этапов. О миоцен-раннеплиоценовом этапе можно судить практически только по наличию континентальных отложений (подобных формации Бофорт) вблизи глубоководной впадины Арктического бассейна. На о-ве Комсомолец они представлены косослоистыми сериями песчано-гравийных отложений с линзами и прослоями обугленной древесины и бурых углей. Наличие остатков теплолюбивых флор в рассматриваемых отложениях вызывает известные затруднения при попытках провести палеогеографические реконструкции очертаний уже существовавшего, как это принято считать, океана и окружающих его континентов в раннем неогене. Сосуществование в высокоширотной Арктике теплолюбивых широколиственных флор и «околополюсного» морского бассейна заставляет предположить какие-то иные связи Северного Ледовитого океана с Тихим и Атлантическим, послужившие причиной замедления прогрессирующего охлаждения северного полушария, начавшегося в олигоцене.

Со среднего плиоцена начинается собственно история развития глубоководного Арктического бассейна и его окраинных морей. В поздненеогеновой истории рассматриваемых регионов можно выделить два этапа. На раннем этапе (просундуйско-колвинское время) неглубоким (до 50-100 м) морем оказались покрыты территории центральной Баренцевоморской впадины, севера Тимано-Уральской области, практически всего Карского шельфа, северных окраин шельфов морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского. Видимо, в этот период начинается формирование собственно арктических морских фаун, так называемого автохтонного фонда Арктики. Затрудненный водообмен с северными районами Атлантики объясняется наличием обширной суши в районах современного Баренцевоморского шельфа и прежде всего, меридиональной полосе Фенноскандия-Шпицберген [Зархидзе, 1970].

Морские осадки этого этапа известны в Тимано-Уральской области, на Новой Земле и Северной Земле; они представлены в основном глинами и алевритами. Нижние трансгрессивные слои (до 3-5 м) обогащены органическими остатками мезозойского возраста, изредка отмечаются обломки подстилающих пород различной степени окатанности. Остальная часть разреза представлена осадками сублиторальных фаций с характерным пиком (иногда несколькими в зависимости от тектоники конкретного района) «глубоководности» до 150-200 м. Судя по минеральному составу осадков и переотложенным органическим остаткам, они формировались за счет разрушения юрско-меловых и палеогеновых пород. Видимая мощность морских плиоценовых осадков в разрезах достигает 100-120 м. В действительности она была значительно больше: во многих случаях (даже в районах длительно развивающихся депрессий) зафиксирован факт размыва части трансгрессивного и всего регрессивного ритмов осадконакопления. Плиоценовые морские осадки по своим физическим свойствам и мощностям в разрезах не отличны от нижележащих юрско-меловых пород в морских фациях [Белкин, Гранович, 1979].

Второй, позднеплиоценовый этап ознаменовался крупной тектонической перестройкой структурного плана. Изменения в условиях осадконакопления произошли на огромных пространствах Северного Ледовитого океана - от Исландии на западе до Берингова пролива на востоке [Гладенков, 1978; Ахметьев и др., 1979].

На палеошельфе Советской Арктики четко зафиксированы размыв и переотложение морских плиоценовых осадков, связанные с возрождением горных массивов Полярного Урала, Пай-Хоя, Новой Земли, гор Бырранга. Возникает пояс приокеанических поднятий, куда вошли Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Северная Земля. Эпиконтинентальные бассейны меняют свои очертания, изменяются их гидробиологические условия. В глубокие районы Арктического бассейна проникают ветви теплого атлантического течения, что обусловило резкое потепление климата и значительное качественное изменение комплексов моллюсков, в составе которых появляются представители теплолюбивой атлантической фауны [Зархидзе, 1966, 1970]. Одновременно (около 2,4 млн. лет) в районах Северной Атлантики (в частности, в Исландии) появляются так называемые «тихоокеанские» виды моллюсков, мигрировавшие, как это принято считать в настоящее время [Durham, Macneil, 1967;. Гладенков, 1978], с востока. Возникновение широких гидробиологических связей с Арктическим бассейном послужило причиной ухудшения климатической обстановки в пределах Северной Атлантики. Два качественно различных природных процесса (потепление в Арктике и похолодание в Северной Атлантике) оказались таким образом взаимно обусловленными.

Накопление плиоценовых осадков в глубоководных океанических частях Арктического бассейна также может быть подразделено на два этапа. В интервале от 5 до 2,4 млн. лет накапливались коричневатые илы с относительно богатыми комплексами фораминифер. Ивонн Херман [Herman, 1974] отмечает, что уже в слоях, датируемых 3 млн. лет, видимо, начинается ледовый разнос терригенного материала: в глубоководных илах найдены песчаные частицы со «следами» ледникового волочения. Рубеж 2,4 млн. лет связывается с периодом коренной перестройки осадконакопления в Северном Ледовитом океане. На втором этапе происходило накопление серых илов. В осадках этого типа обнаружен всего один прослой, обогащенный фораминиферами. Температура поверхностных вод была выше +0,5° С, а соленость ниже, чем в предыдущий этап. Херман связывает этот факт с повышенной (стабильной) ледовитостью океана. В отдельные периоды Северный Ледовитый океан был, видимо, свободен ото льда.

На шельфах, островах и побережьях Советской Арктики в этот период формируются осадки своеобразного литологического состава, образование которых связано с выведением на поверхность в зону интенсивного размыва и денудации значительных площадей плиоценового шельфа. Блоковые в пределах возрожденных орогенов и сводово-блоковые движения в поясе приокеанических поднятий привели к денудации значительных масс мезозойско-кайнозойских пород и переотложению их в окружающие депрессии позднеплиоценовых эпиконтинентальных бассейнов.

Формирующиеся таким образом морские осадки обладают в ряде разрезов своеобразной палеонтологической характеристикой. Так, например, на о-ве Комсомолец в этот период были сформированы осадки, пыльцевые спектры которых оказались целиком переотложенными из размытых неогеновых осадков, а в центральных частях острова - из палеогеновых. Таким образом, создалась уникальная возможность воссоздать природные обстановки кайнозоя в высокоширотной Арктике и после регионального размыва палеогеновых и неогеновых отложений.

В конце позднего плиоцена в западном секторе Северного Ледовитого океана впервые начинает проявляться четко выраженный «широтный» тектонический план: участки суши, являвшиеся препятствием для широкого водообмена между Северным Ледовитым и Атлантическим океанами, погружаются одновременно со смещением береговой линии к северу. Этот процесс фиксируется широким развитием в полосе Пай-Хой - Гыдан - Таймыр прибрежных осадков в своеобразных фациях: здесь найдены мелкозернистые пески с плотными известковистыми конкрециями, образование которых, по мнению М.А. Лавровой, связывается со смещением на мелководье речных и морских вод. И пески, и конкреции характеризуются теплыми спорово-пыльцевыми спектрами и содержат тепловодную фауну моллюсков, среди которых наиболее характерным является вид Cyrtodarya angusta.

Поднятия на последних этапах плиоценового цикла развития Арктики сопровождались общей регрессией и врезаниями гидросети. Со временем общих поднятий севера Евразии и Америки (?) связано, видимо, окончательное оформление структуры глубоководных впадин Северного Ледовитого океана.

В раннем плейстоцене со стороны Северного Ледовитого океана началась новая трансгрессия, охватившая прежде всего значительные площади севера Европейской части СССР и севера Западной Сибири. Собственно говоря, с этого времени стало совершенно очевидным отличие в геологическом развитии западного (Баренцево-Карского) и восточного секторов Арктики. В начальные этапы развития трансгрессии были сформированы дельтовые и эстуарные осадки значительной мощности. В максимум трансгрессии формировались толщи алевритоглинистых осадков большой мощности. Морские условия в пределах восточных окраин Северного Ледовитого океана существовали лишь в узкой (десятки километров) прибрежной полосе, захватившей приморские низменности. Морские бассейны здесь были в значительной степени распресненными. Острова и гористые побережья в этот период, вероятно, стали центрами формирования ледников. На палеосуше Восточно-Арктических бассейнов накапливались осадки, охарактеризованные бедной количественно и однообразной по составу морской фауной и флорой. В них нередки остатки пресноводных и наземных растений. Для этих районов характерно накопление толщ сложного строения, обусловленного разнообразием палеогеографических обстановок, типов осадков и их взаимоотношений. В раннем-среднем плейстоцене здесь неоднократно происходила смена прибрежно-морских условий лагунными, затем континентальными и вновь прибрежно-морскими [Пинчук, 1970; Дегтяренко и др., 1970; Жуков и др., 1970]. Типичные морские обстановки существовали длительное время только на севере Новосибирских островов, однако и здесь в регрессивную фазу ранне-среднеплейстоценового этапа произошла смена прибрежно-морского осадконакопления континентальным.

В границах Восточно-Арктического шельфа (в противоположность западному сектору) на этом в целом неблагоприятном для промерзания этапе существовали области, где непрерывно продолжалось начавшееся в раннем плейстоцене (позднем плиоцене) формирование мерзлой зоны. Промерзанием эпигенетического типа были охвачены западная часть острова Анжу, Ляховские острова и прилегающие к ним шельф Восточно-Сибирского моря, а также районы к северу от устьев рек Индигирки и Колымы. На карте (рис. 1) перечисленные районы выделены в область длительного плейстоценового промерзания. Практически на всей этой площади субаэральное промерзание продолжалось и в позднем плейстоцене. Существующие ныне за пределами литорали субаквальные мерзлые породы в подавляющем большинстве случаев являются реликтами этого времени.

Рисунок 1

В разрезах глубоководных осадков нижнего плейстоцена отмечается 4-6 циклов последовательного чередования прослоев, богатых и бедных фораминиферами, отложенных в периоды освобождения районов глубоководной впадины от паковых льдов или повышенной ледовитости. Этот факт хорошо увязывается с общим характером климатических колебаний, свойственных плейстоцену.

С ранне-среднеплейстоценового этапа развития началось формирование мощных толщ мореноподобных осадков, содержащих песчаный и грубообломочный материал. В ряде случаев грубообломочный материал поступал в морские осадки на участках интенсивной абразии берегов (и в дальнейшем разносился морским припаем). Вблизи арктических островов и горных сооружений на палеошельфах происходило, видимо, образование так называемых морских морен, отлагавшихся в обстановке распресненных вод прибрежья.

Процесс прерывистой регрессии эпиконтинентальных морей, начавшийся в конце среднего плейстоцена, сопровождался поднятиями широтного плана, четко выраженными в западном секторе. С преобладанием широтного структурного плана связан период бореальной (казанцевской) трансгрессии, произошедшей в начале позднего плейстоцена, во время которой теплое атлантическое течение проникло на восток по меньшей мере до Енисей-Хатангского прогиба. В южных районах Тимано-Уральской области, в районе Сибирских увалов, а также на значительной части палеошельфа восточных морей шло накопление преимущественных дельтовых, озерных, болотных и аллювиальных осадков. Севернее происходило формирование прибрежно-морских отложений. Устойчивое морское осадконакопление шло только в пределах современного шельфа.

На позднеплейстоценовом этапе эволюции Северного Ледовитого океана и его окраинных морей особое влияние на литогенез оказало развитие криолитозоны, существовавшей в том или ином виде на протяжении всего позднего кайнозоя как на субаэральных, так и на субаквальных этапах.

Субаэральные этапы характеризовались глубоким промерзанием и активностью криогенных (мерзлотных) процессов и явлений, которые приводили к существенной переработке и перераспределению ранее сформированных отложений. Особую роль при этом играли процессы многократного промерзания - протаивания в пределах деятельного слоя: термокарст, солифлюкция, морозобойное растрескивание и образование полигонально-жильных льдов, сегрегационное льдовыделение и формирование залежеобразующих льдов и т.д. - одним словом, все то, что составляет предмет криолитологии. Эти вопросы достаточно хорошо изучены и описаны [Попов, 1967] на примере современной области развития мерзлых пород на суше.

Имея в виду гипотетичность представлений о значительном покровном оледенении арктического шельфа в плейстоцене вообще и проблематичность доказательств существования ледниковых покровов на шельфе Баренцева и Карского морей, в частности, мы считаем целесообразным и логичным в качестве ведущих природных процессов на шельфе в субаэральные этапы (по аналогии с современной арктической сушей) рассматривать процессы и явления, связанные с формированием криолитозоны (особенно мерзлой зоны). Следовательно, арктические шельфы на рассматриваемых этапах целесообразно квалифицировать как криогенные или мерзлотные (перигляциальные в широком смысле). При таком подходе легко устанавливается и основное различие между Западно-Арктическим (моря Баренцево и Карское) и Восточно-Арктическим (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское) шельфом позднеплейстоценового субаэрального этапа, определяемое преобладающим типом промерзания: для первого был характерен эпигенетический тип, тогда как для второго - сингенетический тип промерзания с формированием мощных полигонально-жильных льдов.

В периоды субаквального режима арктический шельф также характеризуется некоторыми перигляциальными чертами, проявляющимися как в особенностях осадконакопления, так и в наличии субаквальной криолитозоны - мерзлой (реликтовой или новообразованной) и немерзлой (талой), содержащей криопэги. Хорошо известна роль плавучих льдов (айсбергов, припая, речных) в разносе обломочного материала. Со льдом связано также механическое воздействие на литораль и берега и, кроме того, перераспределение материала в результате вмерзания в лед взвешенных минеральных частиц, намывания волнами осадков на верхнюю поверхность льдин, эоловой аккумуляции на льду, примерзания льдин ко дну и последующего отрыва части грунта (часто вместе с фауной); при таянии льда захваченные осадки могут отлагаться в любом месте [Reineck, 1976; Owens, 1976; Taylor, McCann, 1976]. Существенно и воздействие плавучих льдов на дно за пределами литорали, выряжающееся в образовании борозд длиной до 3 км, шириной до 100 м, глубиной до 10 м при глубине моря до первых сотен метров [Kovacs, 1972; Belderson et al, 1973; Harris et al., 1974].

Совершенно особое значение приобретают криогенные процессы при смене обстановок на шельфе. Трансгрессивные этапы сопровождаются как деградацией мерзлой зоны, так и активной термоабразией, параметры и ход которой во многом определяются характером термоабрадируемого субстрата, в первую очередь его льдистостью. При смене субаквальной обстановки на субаэральную происходит аградация мерзлой зоны, причем промерзание донных осадков начинается уже в прибрежной зоне и на литорали в условиях значительной засоленности. По данным Ф.Э. Арэ [1978], на шельфе при глубине воды до 70 м выявлены десятки гидролакколитов высотой до 30 м и диаметром в основании 400 м, образовавшиеся в субаквальных условиях при промерзании затопленных трансгрессирующим голоценовым морем пресноводных подозерных таликов.

Позднеплейстоценовый этап развития арктического шельфа характеризовался значительными регрессиями морских бассейнов, в периоды которых оптимальные условия для глубокого промерзания существовали на обширных пространствах как западного, так и восточного сектора Арктики. Именно в это время на значительных площадях южной части моря Лаптевых, в районах, прилегающих к Новосибирским островам, и в юго-западной части Восточно-Сибирского моря (область длительного преимущественно позднеплейстоценового промерзания; см. рис. 1) промерзание шло одновременно с накоплением осадков. На остальной осушавшейся площади арктического шельфа (от Баренцева моря на западе до Чукотского на востоке) формировалась эпигенетическая мерзлая толща. На рис. 2 показаны возможные области наиболее длительного промерзания в позднем плейстоцене на шельфе Карского моря.

Рисунок 2

Этап последней позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии, который начался приблизительно 19-18 тыс. лет назад, характеризуется постепенной сменой субаэральной обстановки на субаквальную. Важнейшим сопутствующим трансгрессии явлением были процессы термоабразии. Эти же процессы обусловили особенности голоценового осадконакопления на шельфе. В ходе последней трансгрессии абразией и термоабразией переработана значительная толща сформированных ранее отложений различного генезиса и возраста. О масштабах этого явления свидетельствуют данные, полученные по Восточно-Арктическому шельфу. Как отмечалось, здесь к началу трансгрессии на обширных площадях были сформированы толщи сингенетически промерзших озерно-аллювиальных отложений с полигонально-жильными льдами мощностью до 40 м и суммарной объемной льдистостью до 80%. Высокая льдистость этих отложений при малом количестве минерального вещества определили большую (до 10-15 м/год, местами до нескольких десятков метров в год) скорость термоабразии, особенно в последние 7-5 тыс. лет, когда положение уровня моря относительно стабилизировалось на отметках несколько ниже современного. В процессе термоабразии льдистые озерно-аллювиальные отложения в границах современного моря были уничтожены полностью, а их минеральная составляющая, отличающаяся выдержанностью по составу, переотложена практически на месте. Сравнение гранулометрического состава (коэффициента относительной глинистости) донных голоценовых осадков из этих районов с составом позднеплейстоценовых озерно-аллювиальных отложений Новосибирских островов показывает их статистически (при вероятности 95%) незначительное отличие.

Таким образом, на большой площади Восточно-Арктического шельфа с развитием специфической (сильнольдистой) мерзлой зоны и своеобразным характером мерзлотных процессов (активной термоабразией) молодые голоценовые осадки формировались в основном из переработанных термоабразией позднеплейстоценовых континентальных отложений.

В позднем плейстоцене-голоцене в качестве доминантных арктических геосистем начинают выступать ледниковые покровы архипелагов и крупных островов. Их значение в литодинамике формирующихся по их периферии (как на суше, так и на шельфе) осадков очень сложно. Крайняя разреженность растительного покрова и резкая смена температур при значительном морозном выветривании должны, казалось бы, создавать громадное количество продуктов механического выветривания, не говоря уже об ожидаемой интенсивности ледниковой экзарации. Однако ничего подобного не происходит: геологическими исследованиями на Новой Земле, Земле Франца-Иосифа и Северной Земле установлено, что основная роль ледниковых покровов (в том числе и таких крупных, как ледник Академии Наук на о-ве Комсомолец) состоит, скорее, в длительной консервации рельефа и осадков, чем в их преобразовании. Активным рельефообразующим, а значит, и литодинамическим, фактором является только деятельность талых ледниковых вод, а не экзарация. Из-под ледников Северной Земли вытаивают в настоящее время морские террасы, сложенные рыхлыми отложениями, озерные котловины, заполненные торфяниками. Мощность собственно ледниковых спорадически развитых отложений не превышает здесь первых метров. Это, видимо, объясняется несоизмеримостью периодов формирования ледниковых покровов и их деградации с периодами их стационарного состояния или полного отсутствия.

Таким образом, структурно-фациальные особенности осадконакопления в позднем кайнозое находились в полном соответствии с характером, ходом и временными интервалами неотектонических движений, которые наряду с колебаниями климата особенно значительными во второй половине плейстоцена и процессами, связанными с развитием криолитозоны на субаквальных и субаэральных этапах, являлись определяющими в спектре факторов, специфичных для полярного литогенеза.

 

ЛИТЕРАТУРА

Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов и некоторые криогенные явления на дне моря. - В кн.: Криогенные процессы. М.: Наука, 1978,с. 33-56.

Ахметьев М.А., Братцева Г.М., Гитерман Р.Е., Голубева Л.В., Моисеева А.И. Стратиграфия и флора позднего кайнозоя Исландии. М.: Наука, 1979.187 с.

Белкин В.И., Гранович И.А. Некоторые физические свойства послетриасового покрова территории Печорского угольного бассейна и его обрамления. - В кн.: Разведочная геофизика. М.: Недра, 1979, вып. 35, с. 83-93.

Гладенков Ю.Б. Морской верхний кайнозой северных районов. М.: Наука, 1978. 194 с.

Дегтяренко Ю.П., Жуков В.В., Загорская Н.Г. и др. Север Евразии в позднем кайнозое. - В кн.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970, с. 213-221.

Жуков В.В., Первунинская Н.А., Пинчук Л.Я. Возникновение и развитие плейстоценовых ландшафтов восточной части Северо-Сибирской низменности. - В кн.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970, с. 448-452.

Зархидзе B.C. История развития Тимано-Уральской области в связи с изучением ископаемых комплексов моллюсков. - В кн.: Геология кайнозоя севера Европейской части СССР. М.: Наука, 1966, с. 211-224.

Зархидзе B.C. История развития фауны морских моллюсков приатлантического сектора Арктики в позднем кайнозое. - В кн.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970, с. 186-193.

Пинчук Л.Я. История формирования рельефа восточной части Северо-Сибирской низменности и прилегающих территорий Средне-Сибирского плоскогорья. - В кн.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970, с. 453-456.

Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во МГУ, 1967. 304 с.

Belderson R.H., Kenyon N.H., Wilson J.B. Iceberg plough marks in the northeast Atlantic. - Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 1973, vol. 13, N 3, p. 215-224.

Durham I.W., Macneil F.S. Cenozoic migration of marine invertebrates through the Bering strait region. - In: The Bering land bridge. Stanford, 1967, p. 326-349.

Harris I.M., Jollgmore P.G. Iceberg furrow marks on the continental shelf northeast of Belle Isle, Newfoundland. - Canad. J. Earth Sci., 1974, vol. 11, N 1, p. 43-52.

Herman J. Arctic Ocean sediments: Microfauna and the climatic record in late Cenozoic time. - In: Marine geology and oceanography of the Arctic Seas. B. etc., 1974, p. 283-348.

Kovacs A. Ice scoring marks floor of the Arctic shelf. - Oil and Gas J., 1972, vol. 70,    N 43, p. 17-21.

Owens E.H. The effects of ice on the littoral zone at Richibucto Head, eastern New Brunswick. - Rev. geogr. Montreal, 1976, vol. 30, N 1/2, p. 95-104.

Reineck H.E. Drift ice action of tidal flats. North Sea. - Rev. geogr. Montreal, 1976, vol. 30, N 1/2, p. 197-200.

Taelor R.B., McCann B. The effect of sea and nearshore ice on coastal processes in Canadian Arctic Archipelago. - Rev. geogr. Montreal, 1976, vol. 30, N 1/2, p. 123-132.

 

 

 

Ссылка на статью: 

Зархидзе B.C., Соловьев В.А., Барановская О.Ф., Слободин В.Я. Условия накопления плиоценовых и четвертичных отложений на островах и шельфах Советской Арктики. В кн.: Возраст и генезис переуглублений на шельфах и история речных долин. М.: Наука, 1984, с. 29-37.




Evgeny Gusev homepage



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz