<<
>>

МОРФОСКУЛЬПТУРА

Одним из факторов формирования рельефа шельфа являются физико-географические условия, создающие наряду со структурными и литологическими факторами мор- фоскульптуру мелководья.

Величина атмосферных осадков в жидком виде меняется с запада на восток от 200— 320 мм на северо-западе до 415 мм на востоке в районе Керчи. Наряду с прочими факторами это способствует усилению размыва берегов в восточной более влажной подзоне территории области, в частности, Керченского полуострова, где среднегодовые скорости абразии 0,5 м/год против 0,1 м/год в сухостепной зоне на западе. Исключение представляет горный Крым, где большое количество атмосферных осадков не вызывает усиления абразии благодаря более прочному составу горных пород (скорости абразии здесь в среднем 0,01—0,03 м/год).

У              северо-западных берегов, где море замерзает лишь в холодные зимы, в абразионном разрушении сказываются подрезание берега льдом и процессы термоабразии. Установлено, что скорости термоабразии в Северо-Западном и Керченском районах (мыс. Бурнас, пос. Железный Порт, п-ов Домузгла) в суровые зимы возрастают в 2,5—• 4 раза по сравнению с обычными по климатическим условиям зимами. Влияние бризовых ветров, направление которых зависит от конфигурации береговой линии, существенно.

В значительной мере влияет на формирование шельфа морей речной сток. Твердый сток рек — поставщик

материала для морской аккумуляции наряду с такими факторами, как абразия берега, эоловый привнос и пр. Влияние рек неодинаковое на отдельных участках шельфа. Вместе с берегоформирующим влиянием приносимых ими горных пород от него зависит чередование абразионных и аккумулятивных типов берегов.

В зависимости от сочетания геоморфологических процессов (абразии, аккумуляции) и геологического строения (состава горных пород) материал, поступающий в береговую зону, дифференцируется на наносы волнового и неволнового поля.

Материал волнового поля остается у берегов, а неволнового — перемещается на глубину.

Ю. Д. Шуйский и М. Ф. Ротарь (1975) сделали подсчет годового объема наносов волнового и неволнового полей на основании гранулометрического состава наносов, учитывая морфологию и скорость отступания активных клифов. Наибольшее поступление материала в береговую зону происходит на участках развития песчанистых лессовых пород и плиоценовых песков.

Установлена значительная роль эоловой аккумуляции в формировании морских аккумулятивных форм рельефа за счет наносов неволнового поля. Преобладающие северные и северо-восточные ветры сдувают частички горных пород с побережья в море: до 3—5 тыс. м3 с I км длины берега в месяц. Этот эффект достигается при ветрах 8— м/с (значительне ветры (^15 м/с) составляют в год до 35 дней).

Существенными являются также биогеоморфологиче- ские процессы — поступления в морские отложения биогенных комплексов (фауны и флоры). В составе ряда аккумулятивных форм рельефа преобладает раковинный детрит (Арабатская Стрелка, подводные склоны Днестровской, Шаганской и Донузлавской пересыпей); образование зарослей тростников, водорослей, особенно в связи с антропогенным изменением течений рек и морских течений, способствует созданию биогенных берегов (Днепровский и Днестровский лиманы)..

Особенности гидрологического режима Азовского моря определяются его изолированностью, небольшими глубинами, значительным объемом воды, приносимой реками (Кальмиус, Миус, Дон, Кубань и др.), водообменом с более соленым Черным морем и направлением господствующих ветров. В формировании дна и берегов значительное влияние оказывают течения.

Описание рельефа дна шельфа Черного моря на территории УССР па основе новейших исследований, включая эхолотпую съемку, подводные аппараты и пр., приведено в «Геологии шельфа УССР» (1982, 1984, 1986). В формировании столь обширного шельфа главным являлись длительные тектонические опускания, происходившие ритмично, с чередованием трансгрессий и регрессий.

Благодаря этому аккумулировавшиеся рыхлые отложения трансгрессий лежат в основном на дне моря. Выделяются подводные морские террасы, имеющие вид плоских равнин, отделяемых друг от друга хорошо прослеживаемыми уступами, которых насчитывают шесть. Действие тектонического фактора усматривается также в создании крупных неровностей — приподнятых и пониженных зон, особенно в центральной и восточной областях шельфа, где существует четкая зависимость простирания этих неровностей от структур субмеридионального простирания, установленных геофизическими методами (поднятия Килийско-Змеиное, Черноморское, Каламитское).

Значительным является также влияние континентальных факторов: эрозионно-аккумулятивная деятельность рек, чередование на севере Восточно-Европейской равнины ледниковых и межледниковых эпох.

Ряд авторов считает, что рельеф мелководья на внутренней окраине шельфа в зоне волнового воздействия обусловлен исключительно процессами морской абразии и аккумуляции, формировался в условиях быстрого затопления приморских низменностей континентального происхождения и переработки их рельефа абразионно-аккумулятивными процессами (Н. С. Благоволин, В. П. Гончаров). Абразионные уступы на глубинах 100—110 м связывают с эпохой максимальной регрессии, между ка- рангатской и сурожской трансгрессиями (40—32 тыс. лет назад), а рельеф дна шельфа был выработан во время сурожской и последующей черноморской трансгрессий. Эти авторы, не отрицая роли тектонических опусканий, имевших место на шельфе, главную роль отводят эвста- тическим колебаниям уровня моря.

Как отразились события антропогена Черного моря в рельефе дна его шельфа? По данным эхолотирования и бурения дна мелководья и анализа космических снимков Черного моря А. А. Абашин, В. И. Мельник и О. Г. Си- денко (1982) выделяют фиксируемые на геоморфологических картах морского дна абразионно-аккумулятивные

Рис. 31. Геоморфологическая схема северо-западной части шельфа Черного моря (по А. А. Абашину, В.

И. Мельнику, О. Г. Сиденко, 1982):

I — береговая линия; фогомаркирующие горизонты: 2 — эрозионных долин и каньонов, 3 — аккумулятивных тел, 4 — предполагаемых локальных тел; границы террас: S — предположительно ранненовоэвксинской, S — предположительно средненовоэвксинской, 7 — предположительно поздненовоэвксинской, S — древнечерноморской, 9 — линеаменты

террасы:              ранненовоэвксинскую, средненовоэвксинскую,

поздненовоэвксинскую и раннечерноморскую (рис. 31). Они расположены в последовательности: чем глубже, тем древнее. Более древние из террас погребены и не участвуют в формировании рельефа дна, а более молодую поздненовочерноморскую, выделяемую рядом исследователей, отмечают в пределах суши, так как уровень моря, по их мнению, был тогда на 2—3 м выше современного.

Тыловой край ранненовоэвксинской террасы лежит на различных глубинах шельфа благодаря молодым тектоническим движениям: HO м в районе Керченского полуострова; 90 м в центральной части Крымского южного побережья, где терраса подходит близко к берегу; 160—

200 м у западных берегов. Эти деформации в общем увязываются со структурами, выделяемыми на тектонической карте (см. рис. 18). Террасу слагают в основном осадки прибрежной зоны: мелкозернистые пески с прослоями алевритов, илов и глин, покрытые более глубоководными осадками.

Средненовоэвксинская терраса фиксируется между изобатами 60 и 45 м, у берегов Тарханкутского полуострова она сужается и выклинивается. Севернее ее границы в пределах шельфа бурением обнаружены эрозионные врезы, выполненные аллювием, базисом эрозии которым служил уровень поверхности террасы. Сложена терраса лиманно-морскими алеврито-глинистыми фациями. На ее поверхности отмечены песчаные формы рельефа относительной высотой до 5 м.

Поздненовоэвксинская терраса в основном аккумулятивная, отмечена еще севернее, ближе к береговой линии моря. Ее северная граница как бы повторяет современную конфигурацию берега, но на удалении от него на десятки километров.

Развита она на шельфе Северного Причерноморья, в дельте Дуная, у западных берегов Крыма.

В начале древнечерноморской трансгрессии произошло затопление аллювиально-дельтовых равнин северо-западного шельфа Черного моря и дна Азовского моря, и на этих равнинах возникла морская терраса. Море проникало в устья долин и балок, создав бухтовый (риасо- вый) тип берегов (Западный Крым, побережье Керченского полуострова, Одесский залив). Значительное влияние на берега оказала абразионная деятельность (хорошо сохранились в рельефе абразионно-аккумулятивные берега в Западном Крыму). Происходило выравнивание берегов, приобретающих конфигурацию, сходную с современными.

Голоценовая черноморская терраса на побережьи Черного моря обнаружена в ряде мест. В Восточном Крыму (Рыбачье, Малореченское) ее высота 3—4 м, здесь на коренном цоколе залегают пески с галькой. Аналогичная терраса развита на Южном берегу Крыма у Фрунзенского. В Западном Крыму у Херсонеса высота голоценового уровня 2—3 м, терраса абразионно-аккумулятивная, с песком и галькой незначительной мощности, на ней обнаружены культурный слой и постройки, начиная с IV в. до II. э. Считают, что в Крыму терраса несколько при

поднята современными движениями. Ее уровень в районах погружения берега или его стабильного положения несколько ниже. Так, в Бугском лимане (Ольвия) терраса имеет высоту 2 м, на ней расположен культурный слой и остатки строения VII в. до н. э.

Кроме указанных форм рельефа шельфа выделяют слабо выраженные повышения дна — банки. Среди них самая крупная Одесская (участок Очаков — Одесса), лежит вблизи берега, глубины в ее пределах 5—12 м.

Другие мелководные повышения дна имеют в своей основе останцы морских аккумулятивных форм рельефа, как полагают, среднеантропогенового возраста: банки Днестровская, Шаганская, Катранью и др. Банка Tpy- таева — выступ понтических известняков, прикрытых морскими прибрежными осадками. Интересна судьба континентальных равнин, занятых морем. Лессы широко распространены в пределах шельфа, проникая далеко в акваторию Черного моря, и образуют абразионную платформу: лессовый шельф — поистине уникальная форма рельефа.

Лессы формировались в период регрессий моря, особенно мощные толщи на шельфе накопились в буг- ское (поздний антропоген) время.

В рельефе дна отмечаются, кроме того, абразионные террасы (бенч) вблизи современных абразионных берегов, выработанные в отложениях неогена' и антропогена, а в местах аккумулятивных берегов — подводные песчаные валы (обычно имеющие двухрядное строение), меняющие свою конфигурацию.

Подводные долины. Наиболее характерны для рельефа шельфа Черного моря затопленные морем реликты речных долин. Отдельные из них погребены и «неунаследованы» в рельефе морского дна, другие хорошо видны, «просматриваются» сквозь толщу морских осадков, перекрывающих долины. По существу, эрозионно-аккумулятивный погребенный рельеф был настолько неконтрастен при своем образовании (в последующем сглажен морской аккумуляцией), что долины практически не нарушают общей равнинности шельфового дна. Установлено наличие террас наложенного типа в древних речных долинах.

В последние годы во впадинах большинства морей обнаружены проблематичного происхождения глубокие линейные врезы — каньоны, расчленяющие рельеф морского дна. Известны они и на дне Черного моря: наиболее

активный из них — каньон «Акула» в районе Кавказского побережья. В пределах украинского шельфа и материкового склона работами последних лет установлены многочисленные каньоны у северо-западного и северного побережий Черного моря (см. рис. 31).

Каньоны Крыма были обнаружены методом геоморфологического анализа детальной батиметрической карты и подтверждены исследованиями с помощью подводных аппаратов. Довольно крутые склоны в средней части (от 20 до 60°) и их выполаживание в нижней и верхней частях — общие черты строения этих подводных долин. На дне моря у восточной части Крыма каньоны наиболее глубоки, интенсивно разрушаются.

Встречаются «мертвые» долины —¦ каньоны мелководья. На южнобережном шельфе обнаружены погребенные каньоны глубиной 40—50 м, врезанные в доантропо- геновые отложения и полностью выполненные рыхлыми отложениями. На шельфе от Севастополя до Евпатории также обнаружены захороненные долины, слабо- или невыраженные в рельефе дна, местами с вертикальными стенками высотой до 75 м при ширине долин 2—3 км. Одна из наиболее крупных долин является продолжением на дне впадины, занятой оз. Кызыл-Яр.

При переходе на материковый склон каньоны Крыма прослежены подводными аппаратами до глубин 1000 м и более, здесь они сужаются до 20 м, имеют крутые склоны, уклон дна от 5—10 до 15—25°. На склонах развивающихся активных каньонов встречены оползни, осыпи, обвалы, оплывины, многочисленные трещины, микросбросы, свидетельствующие о проявлении гравитационных процессов под водой.

К формам рельефа шельфа, переходящим глубже, относятся конус выноса и каньон р. Дуная, своеобразные подводные аккумулятивные формы в этом районе, такие как хребет Моисеева и другие, расположенные в Дунайском конусе выноса. По данным исследований последних лет, в области развития подводной дельты Дуная обнаружены плиоцен-антропогеновые отложения мощностью до 2—4 км. На основе этого предполагают, что внешняя зона шельфа, материковый склон и материковое подножье северо-западной части Черного моря представляют собой аллювиальный доголоценовый шлейф, сложенный наносами Дуная (85 %), Днестра и Днепра (В. М. Андреев, 1982).

Здесь выделяют глубоководный каньон и долину конуса выноса. Вершина каньона расположена в 100 км от берега, ее глубина около 120 м. В пределах шельфа лежит лишь 30 км каньона. При переходе к материковому склону каньон имеет максимальную высоту склонов 700— 750 м при крутизне 12°. Долина каньона имеет У-образ- ную форму, ширина ее 7—8 км, уклон в вершине каньона 70 м/км.

Гравитационные формы. Кроме известных оползней Причерноморья, привязанных к современному уровню моря, например, на побережьи Одессы, они есть и на дне шельфа. Широко развиты «погребенные» под морскими водами формы гравитационного рельефа («шельфовые» оползни) связанные с ныне затопленными береговыми линиями морей. Выделяют оползни регрессивных и трансгрессивных фаз. Их возраст — конец антропогена — начало голоцена. С регрессивными фазами этого времени связаны многочисленные оползни южного берега Крыма. Основание крупных оползней, по данным бурения, лежит на глубинах 20—60 м. Очевидно, наряду с имевшими место отдельными участками опусканий берегов, вызвавшими затопление оползней, основные генерации этих форм следует связывать с колебаниями уровня моря, активизацией и затуханием оползневых процессов на побережьи (Благоволин, 1969).

Берега. Общей закономерностью строения и формирования берегов Черного и Азовского морей является их мозаичность и предопределенность разнообразием структур суши и особенностями физико-географических условий этих морских бассейнов. В отличие от других морей территории СССР здесь слабо проявился такой весомый фактор берегообразования, как влияние позднеледниковой трансгрессии Мирового океана, достигавшей в морях СССР 100 м, а в Черном море — лишь 20 м. Эвстатичес- кое повышение уровня в описываемом районе было заторможено мелководностью Босфорского пролива. Относительная стабилизация уровня Черного моря наступила примерно 4—5 тыс. лет назад и формирование берегов происходило под воздействием морских факторов (волновой деятельности, течений и пр.). Кроме этих главных факторов на морфологию берегов морей воздействуют: рельеф суши и ее подводного склона, литологический состав и дислоцированность горных пород, гидрологический режим поступления наносов, направленность и интенсив

ность тектонических движений, в частности современных.

Спорным является вопрос о влиянии современных тектонических движений на берега рассматриваемых морей. Ряд исследователей считает, что в последнее время происходило и происходит поднятие уровня моря, обусловливающее интенсивность абразионных процессов, большую протяженность берегов этого типа.

По строению берегов В. П. Зенкович (1982) выделяет в пределах УССР три области: I) Северо-западная — от устья Дуная до Севастополя; 2) Южно-Крымская — от Севастополя до Феодосии; 3) Керченско-Таманская — восточнее Феодосии. Берега Азовского моря по генезису и строению близки к северо-западной части, за исключением его южных берегов, входящих в Керченско-Таманскую область.

На геоморфологической карте УССР приводится следующая классификация типов морских берегов: I — аккумулятивные (ровные, лопастные, выровненные лагунные и лиманные); II — абразионно-аккумулятивные (бу- хтовые в глинистых породах, выровненные, оползневые); — абразионно-выровненные (в глинистых породах, в скальных породах); IV — абразионно-бухтовые (ин- грессионные, гористые). Это говорит о генетическом разнообразии берегов.

В Северо-Западной области аккумулятивные выровненные берега лагунно-лиманного типа развиты между дельтой Дуная и озером Алибей. Береговая зона надводной дельты Дуная имеет протяженность 45 км, лежит в пределах Преддобруджинского прогиба. Берега здесь низкие, в основном песчано-глинистые, аккумулятивные, нарастающие со скоростью до 8 м в год. Нарастанию берегов и аккумуляции наносов способствует помимо других причин подводная и надводная растительность. Подводная часть дельты имеет четкую внешнюю границу на глубинах порядка 10 м, как бы обрамляя дугой шириной до 2,5 км надводную часть Дунайской современной дельты. Тип берегов этой зоны лопастный.

Севернее дельты Дуная берега области формируются в пределах Причерноморской низменности. Здесь развиты аккумулятивные лиманно-лагунные берега, возникшие за счет отчленения устьев балок и рек песчаной пересыпью — баром шириной до 0,5 км и длиной до 35 км на участке с. Жебрияны — мыс Бурнас.

Севернее оз. Алибей до Одессы есть два участка абразионных выровненных берегов в основном в лессовых породах, скорость разрушения которых в среднем I м/год, а в районе оз. Бурнас — до 6—7 м/год.

Днестровский лиман отделен от моря песчано-ракушечной пересыпью длиной порядка 10 км, шириной 0,7— 8 км и высотой 0,9—2 м. Пересыпь не сплошная, имеет разрыв в районе Цареградского гирла. Сверху отложения пересыпи перекрыты насыпными антропогенными грунтами в связи с курортным строительством. Co стороны моря пересыпь имеет пляж шириной до 50 м, со стороны лимана отмечается ее наращивание. Собственно берега Днестровского лимана крутые, абразионнооползневого типа высотой до 30—40 м, скорость отступания берега севернее с. Терновка 0,5—I м/год.

Между Днепровско-Бугским лиманом и Тарханкут- ским полуостровом берега имеют сложное строение в основном лопастных очертаний, преобладают аккумулятивные. Генетически проблематичными являются протяженные косы Кинбурнская, Тендра и Джарылгач. Полагают, что Кинбурнская коса и Одесская банка образованы сдвигаемыми морем к северу аллювиальными наносами рек. Интересно, что развитые на косе дюнные гряды обнаружены под водой в пределах Одесской банки (Е. Н. Невесский, 1965). Косы Тендра и Джарылгач разделены абразионным участком, подобны Дунайско-Днестровским береговым формам, представляют собой единый бар, питающийся осадками со дна моря, при своем движении к северу примкнувший к коренному берегу и «расколовшийся» на две косы —Тендру и Джарылгач.

В пределах Каркинитского залива развиты абразионно-аккумулятивные бухтовые берега в глинистых породах. Ряд бухт перегорожен пересыпями и представляет собой затопленные балки. Выделяют здесь надводные банки — Бакальскую и Чурюмскую, представляющие собой бары, имеющие подводное продолжение. Из этого делается вывод о повсеместном в Северо-Западной области перемещении песка в сторону берега и формирование из него баров.

В эту же область включены довольно сложного стро- ния берега Азовского моря, как бы продолжающие берега Одесского и, в частности, Каркинитского заливов, связанных структурно с впадиной Азовского моря единой тенденцией к тектоническим опусканиям (рис. 32). Здесь

А — 3 — древнеэвкинская терраса на разломных участках побережья Казантипа; И — карангатская терраса Казантипа; К — соотношение древнеэвк- синской и карангатской террас на северном побережьи Казантипа; Л, М — новочерноморская терраса у с. Курортное. I — известняки, 2 — глины, 3 — пески, 4 — детрисуво-ракушечные отложения, 5 — галечники, 6 — глыбы и валуны, 7 — суглинки, 8 — абсолютные отметки, м

есть лиманы, но наиболее характерная черта — серия песчано-ракушечных кос, вытянутых н,а юго-запад (Бе- лосарайская, Бердянская, Обиточная, Бирючий Остров). Между косами берега абрадируются со скоростью около м/год. Одновременно продолжается по очень отмелому дну выброс р а куши на берег.

В рельефе кос северного побережья Азовского моря обнаружен ряд закономерностей. Все они имеют трехугольную в плане форму, лежат вблизи устьев рек (Бело- сарайская, Берды, Обиточная), своим основанием косы причленяются к берегу, поверхность слабоволнистая, восточные части более возвышены, в прибрежных частях кос отмечены многочисленные соленые озера.

Ряд исследователей в последние годы формирование кос северного побережья Азовского моря связывают с действием штормов, возникающих при северо-восточных ветрах. В. П. Зенкович (1982) объясняет это известным законом волновой деятельности: если волны распространяются под углом менее 45° относительно берега, все косы вдаются в открытое море. Кроме этих причин образования кос известны структурные объяснения их генезиса. Приуроченность кос северного побережья Азовского моря предопределена особенностями геологической структуры погружающегося выступа- фундамента и его раздробленностью на блоки. Участки опущенных и опускающихся блоков являются местами наращивания кос.

Известная Арабатская Стрелка у восточных берегов Крыма — типичный бар-терраса. Она, по существу, является «вторичным» берегом, имеет длину 125 км. В районе сел Геническая Гора, Чонгарский Угол и Гевический Угол Стрелка расширяется, образуя полуостров, здесь морские отложения примыкают к «лессовому острову», подобному по строению территории равнинного Крыма. На Арабатской стрелке развиты дюнные пески. Арабатская Стрелка отчленяет от моря интенсивно расчлененные ингрессивные берега Сивашей, отнесенные к абразионно-аккумулятивным бухтовым в глинистых поводах.

" '"'Южно-Крымская область берегов Черного моря относится к абразионно-бухтовому и абразионно-оползневому гористым типам. Их морфология тесно связана с составом горных пород, наличием субширотных и поперечных тектонических разломов, с деятельностью человека. На участке Севастопольская бухта — Балаклава коренной

берег сложен сарматскими известняками, имеет риасо- вые бухты. Очень устойчивы скалистые мысы горного Крыма, сложенные вулканическими породами (гора Ифигент, диабазовые скалы Алупки, горы Медведь, Кастель, Карадаг) и известняковые скалы (мыс Айя, гора Кошка, скала Дива, мыс Ай-Тодор, мыс Никита). В пределах вулканических гор Карадага берега оборваны сбросом. Сбросовые берега также имеют место на многих участках Южного берега Крыма. Обычно между мысами берега сложены различными сцементированными породами флиша таврической серии и продуктами их разрушения. Встречаются глинистые берега (Алушта—¦ мыс Ай-Фока). Значительна зависимость побережья от оползневых процессов. Имеют место древние оползни — обвалы верхнеюрских известняков и молодые оползни- потоки, достигающие моря и часто образующие «инверсию» берегов: грубообломочный материал оползней, лежащий в ложбинах, трудно абрадируемый и образует мысы, разрушению поддаются межоползневые участки берега. Все это создает довольно крупные бухты: Коктебельская, Друякорная, Ялтинская, Балаклавская. Крупные бухты и берега дробятся на более мелкие, часто за счет гравитационных процессов, создающих, например, навалы известняковых глыб (мысы Сарыч, Корнилова, Коммунаров).

Пляжи Южного берега Крыма имеют свою особенность— они состоят из гальки, так как песчаный материал «сваливается» по крутому подводному откосу.

Особую форму берегов представляет КерченскиТпро- лив. Предполагают, что пролив имеет определенную структурную приуроченность: зоны глубинных разломов (Керченско-Мариупольского и Парпачско-Таманского), над которыми заложен пролив, проецируются в неогеновом структурном этаже системами мелких разломов. С разломом в неогеновом этаже связано образование озер Тобечик, Чурубаш.

Контрольные вопросы. I. Как отражается тектоника на рельефе дна Черного моря? 2. Каково соотношение субаквальных и субаэра- льных форм рельефа на шельфе? 3. Каковы основные морфоскульптуры шельфа? Чем отличаются морские террасы на различных участках побережья? 4. На основании чего проведено районирование берегов морей?

<< | >>
Источник: И. М. Рослый, Ю. А. Кошик, Э. Т. Палиенко и др.. Геоморфология Украинской ССР: Учеб. пособие.— К.: Выща шк.— 287 с.. 1990

Еще по теме МОРФОСКУЛЬПТУРА:

  1. Климат
  2. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  3. МОРФОСТРУКТУРА
  4. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  5. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  6. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  7. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  8. Суффозионно-просадочные формы
  9. МОРФОСТРУКТУРА
  10. МОРФОСТРУКТУРА
  11. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  12. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  13. МОРФОСКУЛЬПТУРА
  14. МОРФОСТРУКТУРА
  15. МОРФОСКУЛЬПТУРА