Правоурмийское месторождение

Правоурмийское месторождение описано по результатам его разведки, выполненной Комсомольской экспедицией ПГО «Дальгеология» с интерпретацией их по наблюдениям авторов, а также с привлечением фондовых и опубликованных материалов (Алексеев, 1987; Гульбин, Евангулова, 1987; Семеняк, 1983, 1987; Семеняк и др., 1988; Родионов, 2005; и др.).

Рудное поле месторождения Правоурмийское при ширине 1,0-1,5 км протягивается в субширотном направлении на 6 км (рис. 7.21), и его продолжение намечается к востоку-северо-востоку еще на 3-4 км.

Рис. 7.21. Схема геологического строения Правоурмийского месторождения (по материалам Комсомольской ГРЭ ДВПГО).

1 - аллювиальные, пролювиальные, ледниковые рыхлые отложения; 2 - покровные липариты, липарито-дациты и их туфы; 3 - экструзивные кристаллолипариты; 4 - дайки гранит-порфиров; 5 - дайка мелкозернистых гранитов; 6 - рудная зона; 7 - разрывные нарушения: а - основные, б - скрытые под рыхлыми отложениями; 8 - зоны интенсивной трещиноватости

Геологическая позиция месторождения определяется несколькими факторами. Первый - расположение месторождения в восточном экзоконтакте Верхнеурмийского массива биотитовых гранитов, в зоне пологого погружения его кровли. Второй фактор - приуроченность его к центральной части Урмийской кальдеры, выполненной крупной экструзией (лакколитом) кристаллоигнимбритов. Третий фактор - локализация месторождения в субширотной рудоносной структуре, трассируемой на поверхности дайкой гранит-порфиров, в узле ее пересечения со структурой северо-западного простирания.

Рудное поле месторождения сложено породами позднемелового баджальского вулкано-плутонического комплекса, включающего вулканиты, субинтрузивные (экструзивные) и интрузивные образования (см. рис. 7.21).

Покровные вулканиты в рудном поле мало распространены. Небольшие их поля размещаются в наиболее возвышенных частях рельефа и характеризуются слабонаклонным, до субгоризонтального, залеганием. Вулканиты представлены в основном игнимбритами, туфами риолитов и, меньше, туфами риодацитов и дацитов. Общая мощность покровов от первых десятков до первых сотен метров.

Большую часть рудного поля занимают экструзивные кристаллоигнимбриты риолитов. Они выполняют центральную часть кальдерообразной структуры, слагая субинтрузивное тело - так называемый Урмийский лакколит. Его контакты с подстилающими породами, изученные за пределами месторождения, в большинстве случаев пологие, слабо погружающиеся к центру.

Гранит-порфиры слагают мощную дайку, к висячему контакту которой приурочена рудная зона месторождения. Протяженность дайки более 9 км. Это линейно вытянутое субширотное тело с углами падения от 20-30 до 50-60° при среднем 30-40°. Мощность дайки от 40-50 до 250-300 м. Гранит-порфиры обычно не имеют рвущих контактов с вмещающими субвулканическими кристаллоигнимбритами. Они постепенно переходят в субвулканические риолиты. Мощность переходной зоны 0,15-0,50 м. Связано это, очевидно, с внедрением дайки в сравнительно неостывшую среду и образованием в ее эндоконтакте менее раскристаллизованной породы. В центральной части дайки раскристаллизация гранит-порфиров более сильная, и они становятся крупнокристаллическими. На контакте с рудной зоной гранит-порфиры гидротермально изменены.

Биотитовые граниты Верхнеурмийского массива и порфировидные мелкозернистые граниты его дайковой фации обнажаются вблизи западной границы рудного поля в виде отдельных небольших выходов в одной из глубоко врезанных долин. В апикальных частях биотитовых гранитов известны линзы и одиночные дайки мелкозернистых порфировидных гранитов, которые прорывают вмещающие породы и на некотором удалении от гранитного массива. Одна из таких даек, прослеженная на 5 км, приурочена к субширотному разлому в северо-западной части рудного поля (см. рис. 7.21).

Верхнеурмийский гранитный массив, очевидно, представляет собой крупный (350 км²) выход криптобатолита, распространенного под всем баджальским вулканогеном (Лишневский, Гершаник, 1992). В его формировании выделяется, по мнению разных авторов, три (Болотников и др., 1975; Гоневчук, 2002) или четыре (Брусницын и др., 1993) фазы. Первая фаза представлена биотитовыми, редко с роговой обманкой и пироксеном, гранит-порфирами и порфировидными гранитами, развитыми в краевых частях массива. Постепенные переходы во вмещающие экструзивные риолиты урмийской фазы рассматриваются как один из признаков их комагматичности. Основной объем массива слагают мелкосреднезернистые биотитовые граниты главной фазы со слабовыраженной порфировидной структурой. Они прорваны дайками и мелкими штоками мелкозернистых или аплитовидных лейкократовых с биотитом (протолитионитом?) гранитов третьей фазы. Химические составы гранитов всех трех фаз соответствуют аляскитовым гранитам при некотором дефиците глинозема и щелочей и избытке магния. Акцессорные минералы в них - циркон, ильменит, ортит, апатит, флюорит, турмалин, арсенопирит, реже касситерит. Вблизи восточного контакта Верхнеурмийского массива обнаружены граниты, по петрохимическим признакам соответствующие субщелочным лейкогранитам.

Концентрации Li, Rb, Cs, F, Nb, Y, Yb и Sn, многократно превышающие кларки, и пониженные - Ba и Sr позволяют отнести граниты к литий-фтористому геохимическому типу по В.И. Коваленко (1977). А.И. Брусницын с соавторами (1993) рассматривают эти граниты в качестве четвертой интрузивной фазы комплекса. Аналогичные (табл. 7.2, анализ 7) граниты присутствуют в северной части рудного поля, где они слагают протяженную дайку. По данным А.Ф. Болотникова с соавторами (1975), эти породы характеризуются повышенными концентрациями флюорита, топаза, турмалина, касситерита, арсенопирита и халькопирита - минералов, наиболее распространенных в рудах месторождения. Появление их, по-видимому, связано с автометасоматическим изменением гранитов.

Таблица 7.2

Средний химический состав магматических пород рудного поля Правоурмийского месторождения

П р и м е ч а н и е . Использованы анализы из работ: 1-3, 9 - А.Ф. Болотников и др., 1975; 4-7 - В.Г. Гоневчук, 2002; 8 - А.И. Брусницын и др., 1993. 1 - экструзивный риолит (Урмийский лакколит); 2 - покровный риодацит (аракотская фаза); 3 - покровный риолит (гербинская фаза) (в рудном поле не обнаружены); 4 - порфировидный гранит ранней фазы (Верхнеурмийский массив); 5 - биотитовый гранит главной фазы (Верхнеурмийский массив); 6 – мелкозернистый биотитовый гранит дополнительной фазы (Верхнеурмийский массив); 7 – мелкозернистый гранит (дайка кл. Аленушкина); 8 - мелкозернистый гранит 4-й(?) фазы (устье кл. Дождливый); 9 - гранит-порфир (Правоурмийская дайка). Цифры в скобках - количество анализов. Окислы и фтор даны в мас.%; элементы - в г/т; пропуск - не анализировалось; н.о. - не обнаружено. Определения абсолютного возраста: (*¹) - Лебедев и др., 1997; (*²) - Гавриленко, Панова, 2001; (*³) - авторские данные.

	1(5)	2(21)	3(31)	4(10)	5(7)	6(7)	7(4)	8(5)	9(2)
SiO2 72,05 65,86 73,20 73,52 76,29 77,42 76,85 76,29 73,02 TiO2 0,21 0,54 0,19 0,22 0,08 0,07 0,04 н.о. 0,19 Al2O3 14,31 15,91 14,10 13,88 12,65 11,93 12,59 13,83 14,05 Fe2O3 0, 1,57 0,73 0,98 0,56 0,28 0,57 0,17 0,36 FeO 1,73 2,97 1,35 1,26 0,60 0,60 0,56 1,00 1,71 MnO 0,05 0,08 0,05 0,04 0,02 0,03 0,04 н.о. 0,02 MgO 0,50 1,45 0,32 0,40 0,09 0,07 0,08 н.о. 0,46 CaO 2,19 3,92 1,75 1,56 0,79 0,73 0,69 0,51 1,73 Na2O 3,52 3,10 3,29 3,34 3,41 3,40 3,60 3,91 3,56 K2O 3,83 2,80 4,06 4,09 4,60 4,75 4,47 4,62 4,40 F 0,13 0,09 0,08 0,26 0,15 0,07 Li 68 75 43 222 320 Rb 158 263 232 449 880 Sr 87 28 16 7 <5 Ba 440 265 35 23 10 Zr 150 84 86 78 Nb 15 20 22 24 25 Y 40 57 70 97 380 Ni 7,4 14 5 9 1 2 3 Co 5 13 3 4 н.о. н.о. н.о. Cr 12 39 10 24 4 н.о. н.о. V 37 84 31 42 10 9 5 Cu 36 47 21 34 21 36 12 24 Sn 5,1 5 4 6 7 5 30 8 2,2 Pb 61 30 47 41 55 53 76 24,2 Zn 86 98 7 60 44 29 38 27,8 B 14 16 22 10 10 15 130 Возраст, млн лет K-Ar 70±3,5*3 Ar-Ar 100,2±0,5*1 92,6±1,2*1 97,6±0,6*1 Rb/Sr 94,3±1,3*1 98±4*2 ISr 0,703±0,019*1 0,7085±0,001*2

Rb-Sr возраст верхнеурмийских гранитов от 98±4 млн лет (I_Sr = 0, 70838+0,00077) (Крымский и др., 1997) до 83,4+3,2 млн лет (I_Sr = 0,75058+0,00068) (Кривовичев и др., 1996). Последнее, по нашим представлениям, фиксирует состояние рубидий-стронциевой системы во время формирования рудоносных грейзенов. Геохимические особенности гранитоидов Верхнеурмийского массива, включая соотношение изотопов Rb и Sr и распределение редкоземельных элементов, отражают эволюцию их формирования от I-типа (порфировидные биотитовые с роговой обманкой, иногда с пироксеном) к S-типу (биотитовые, главная фаза) и далее к А-типу (лейкократовые с биотитом, протолитионитом(?)) (Гоневчук, 2002).

Гранит-порфиры, слагающие эндоконтактовые зоны массива и мощную протяженную дайку, к висячему контакту которой на верхних горизонтах приурочена рудная зона месторождения, часто не имеют интрузивных контактов с вмещающими породами. В таких участках гранит-порфиры постепенно переходят к риолитам. По химическому составу (см. табл. 7.2, анализ 9) они наиболее близки риолитам самой поздней в эффузивной фации гербинской фазы (см. табл. 7.2, анализ 3). ³⁹Ar-⁴⁰Ar возраст гранит-порфиров 97,6+0,6 млн лет (по В. А. Лебедеву с соавторами, 1997) либо 93,4+4,7 млн лет (K-Ar авторский анализ). Н.С. Герасимов (не опубликовано) определил возраст гранит-порфиров около 95 млн лет, I_Sr = 0,7080.

Результаты исследований позволяют предполагать, что урмийские граниты – комагматы эффузивов баджальского комплекса, а их разности в массиве рассматривать как фации и фазы (субфазы). Наиболее вероятным механизмом формирования расплавов магматической ассоциации Баджальской зоны может быть механизм «слэб-виндоу» - плавление литосферной мантии и земной коры под воздействием астеносферного диапира. Становление Урмийского батолита удовлетворительно описывается в модели кристаллизации гипабиссальной интрузии со средним уровнем содержания летучих компонентов (Таусон, 1973), которая не только объясняет генезис гранитоидов (порфировидные граниты - зона эндоконтактовой кристаллизации, фация; биотитовые граниты - зона начальной кристаллизации, главная фаза; мелкозернистые биотитовые и биотитовые с протолитионитом и мусковитом граниты, соответственно, производные разноуровневых очагов низкотемпературных расплавов - фазы или субфазы), но и позволяет понять основные закономерности формирования рудной минерализации.

Закономерности формирования и проявления рудной, прежде всего оловорудной, минерализации Баджальской РМС рассмотрены во многих публикациях (Болотников и др., 1975; Бондаренко, 1979; Гавриленко, Панова, 2001; Гоневчук, 2002; Огнянов, 1986; Семеняк, 1987; Семеняк и др., 1988, 1997; Гавриленко и др., 1992; Родионов, 2005; и др.).

Основными структурными элементами рудного поля являются разрывные нарушения субширотного и северо-западного простирания. Эти нарушения являются составными частями двух крупных рудоносных тектонических структур, на пересечении которых размещается месторождение.

Главной рудоконтролирующей структурой месторождения является субширотная зона, трассируемая дайкой гранит-порфиров. В лежачем боку дайки установлена зона трещиноватости разлома Контактовый, а в висячем - Правоурмийская рудовмещающая зона смятия.

Разрывные нарушения северо-западного и меридионального простираний широко развиты в рудном поле и представляют собой фрагменты северозападной структуры, прослеживающейся за пределы месторождения на 30-35 км. Представлены они серией крутопадающих разломов (Центральный, Флюоритовый, Молибденитовый, Актинолитовый, Кварцевый и др.), сконцентрированных в полосе шириной 4-5 км. Разломы северо-западные и субширотные, исключая Правоурмийскую зону, часто вмещают убогую рудную минерализацию с непромышленными концентрациями олова, вольфрама, висмута, молибдена, меди и сурьмы.

Основной рудовмещающей структурой месторождения является зона смятия, фиксирующая положение малоамплитудного надвига. Надвиг локализован в экзоконтакте висячего бока дайки гранит-порфиров по касательной к ее выпуклой стороне (рис. 7.22, 7.23). При этом дайка, по-видимому, служила тектоническим упором. Область прилегания зоны смятия к контакту дайки представляет собой полосу шириной 150-200 м по простиранию, полого (4-6°) погружающуюся к востоку. Зона выклинивается, как правило, при удалении ее от дайки на 80-100 м. Общая протяженность зоны смятия по падению от первых десятков метров на ее западном фланге до 600-950 м (около 500 м по вертикали) в центральной и восточной частях месторождения. Направление падения зоны север-северо-западное (340-350°) под углами 25-45°, в среднем 33°.

Рис. 7.22. Обобщенный схематический разрез Правоурмийского месторождения (по материалам геологоразведочных работ).

1 - туфы риолитов и риолитодацитов; 2 - риолиты; 3 - гранит-порфиры; 4 - зона развития флексурообразных трещин отдельности, концентрирующих оруденение; 5 – отдельные относительно крупные линзовидные тела кварц-топазовых метасоматитов с их продольными осями; б - области развития пологозалегающих трещин отдельности с рассеянной прожилковой минерализацией; 7 – тектонические нарушения: зона Южная (а), разлом Контактовый (б), отдельные мелкие трещины отрыва (в); 8 – направление перемещений

Рис. 7.23. Строение зоны Правоурмийская на различных горизонтах (по материалам Комсомольской ГРЭ).

1 – гранит-порфиры; 2 – кристаллоигнимбриты риолитов; 3 – прожилковая зона с бедными и средними по содержаниям Sn рудами; 4 – участки зоны с богатыми рудами; 5 – разломы

В зоне предполагаемого надвига изгибу подвергались пологие трещины отдельности в риолитах в сравнительно узкой и протяженной линейной зоне деформации. Геологическими границами зоны смятия являются области плавного перегиба пологих трещин отдельности до крутого падения. Углы падения трещин от 10-35° в висячем и лежачем боках зоны до почти вертикальных в центральной ее части. Здесь же резко увеличивается густота трещин от 3-5 до 20-30 на погонный метр зоны. На нижних горизонтах пологие рудовмещающие трещины образуют зону рассеянной минерализации. В зоне смятия очень часто наблюдаются мелкие зоны деформации, оси которых ориентированы субгоризонтально или слабонаклонно. Сочетание их с крутопадающими трещинами было благоприятным фактором для образования внутри зоны смятия лентообразных рудных тел, представленных оловоносными топаз-кварцевыми метасоматитами. Рудная зона Правоурмийская сформировалась в контуре вышеописанной зоны смятия. Она представляет собой непрерывную узкую (от 4,4 до 17,2 м) и протяженную по простиранию и падению (соответственно более 2400 и около 950 м) ленту рудоносных метасоматических образований, отличающихся разнообразием и многоэтапностью формирования. Основными продуктивными образованиями рудной зоны являются кварц-топазовые грейзены. Они формировались в условиях интенсивного замещения вмещающих пород новообразованными минералами и отложения вещества в приоткрывавшихся в этот момент трещинах. В участках значительного сгущения трещин вместо прожилково-жильного выполнения образовались сравнительно крупные тела оловоносных кварц-топазовых метасоматитов. Нередко также их линзы приурочены к пологим трещинам, пересекающим зону смятия, вмещающую оруденение.

Кварц-турмалиновые с касситеритом образования слагают жилы и прожилки, секущие кварц­топазовые грейзены. Мощность жил обычно 0,20-­0,30 м, иногда достигает 1 м. Маломощные жилы и прожилки турмалинититов залегают как в осевой части кварц-топазовых тел, так и в их зальбандах.

В составе руд месторождения уверенно определено 37 минералов (табл. 7.3), при этом авторы понимают, что данной цифрой далеко не исчерпывается все минеральное разнообразие такого генетически сложного многостадийного месторождения и по мере дальнейшего минералогического изучения могут быть обнаружены новые минералы и их разновидности. Наблюдения над взаимоотношением минералов и текстурно-структурные особенности руд позволили выделить в формировании месторождения шесть стадий минерализации, объединенных в три этапа. При этом одностадийными оказались безоловянный дорудный молибденит-полевошпатовый и пострудный антимонитовый этапы.

Таблица 7.3. Минеральный состав, этапы и стадии жильно-прожилковых образований Правоурмийской рудоносной зоны

П р и м е ч а н и е . Данные из работ: (*х) - Семеняк и др., 1997; (*2) - Крымский и др. 1997; (*3) - Семеняк, 1989; (*4) - Ishihara et al.

Молибденовый этап проявлен на глубоких горизонтах месторождения и представлен маломощными адуляр-кварцевыми прожилками с редкими чешуйками и зернами эпидота, сидерофиллита, хлорита и мусковита. В центральной части прожилков сосредоточены прерывистые нитевидные выделения молибденита. Ближе к зальбандам среди агрегатов альбита обнаружены отдельные зерна шеелита и вольфрамита. Отмечены редкие мелкие зерна висмутина.

Пострудный антимонитовый этап проявлен в субмеридиональных трещинах с небольшой амплитудой, разрывающих отдельные участки оловоносной зоны. Он представлен тонкими жилами и прожилками с редкими раздувами до 20 см антимонита в осветленных сидерофиллитизированных риолитах. К этому же этапу относятся редкие выделения тетраэдрита, обнаруженные в оловоносных жилах вблизи меридиональных разрывов.

Продуктивный оловорудный грейзеновый этап отмечен четырьмя стадиями минерализации, из которых первые две (касситерит-кварц-топазовая и кварц-турмалин-сульфидная) отличаются наибольшим минеральным разнообразием. Именно на этих стадиях отложилась основная масса минералов, представляющих промышленную ценность. Следует отметить особую их специфику. В касситерит-кварц-топазовую стадию отложилась основная масса касситерита и вольфрамита - главных рудных минералов месторождения - вместе с топазом, сидерофиллитом, флюоритом и некоторыми сульфидами, среди которых заметно преобладает арсенопирит. В конце этой стадии появляется борнит.

Кварц-турмалин-сульфидная стадия характеризуется широким развитием медных минералов, среди которых преобладает халькопирит. Одновременно отложилась большая часть борнита, сульфостаннатов меди и железа и индиевых минералов. Касситерит здесь чаще всего ксеногенный, и лишь малая часть его новообразована благодаря распаду сульфостаннатов. В этих рудах сосредоточена основная масса попутных висмута, индия и серебра, заметно повышающих ценность месторождения. Завершающие грейзеновый этап эпидот-хлоритовая и карбонатная стадии – безрудные.

Зональность метасоматитов наиболее отчетливо проявлена вкрест простирания зоны и несколько различается на продуктивном и надпродуктивном горизонтах.

На продуктивном горизонте выделены внешняя - эпидот-хлоритовая и внутренняя - сидерофиллитовая фации. Фрагментарно развита промежуточная карбонат-мусковитовая субфация. Метасоматиты внутренней сидерофиллитовой фации накладываются на эпидотизированные и хлоритизированные породы. «Набор» вновь образованных минералов и интенсивность метасоматической переработки позволили выделить в составе этой фации три субфации: сидерофиллит-мусковит-кварцевую, мусковит-сидерофиллит-кварцевую и сидерофиллит-кварцевую.

Метасоматиты надпродуктивного горизонта при сохранении общей тенденции изменений имеют некоторые отличия. Краевую их фацию слагают хлоритизированные и эпидотизированные (пропилитовая фация) породы, аналогичные метасоматитам продуктивного горизонта. Однако здесь нет метасоматитов карбонат-мусковитовой субфации, и сидерофиллитизация непосредственно сменяет эпидот-хлоритовые изменения. В сидерофиллитовой фации, так же как на продуктивном горизонте, выделяются субфации сидерофиллит-мусковит-кварцевая, мусковит-сидерофиллит-кварцевая и сидерофиллит-кварцевая, но проявлены они менее контрастно. Главная особенность надпродуктивного горизонта – появление объемных турмалиновых метасоматитов турмалин-серицит-кварцевой и кварц-турмалин-топазовой субфаций, наложенных на породы сидерофиллитовой фации.

Аналогичная латеральная метасоматическая зональность выявлена и по простиранию Правоурмийской зоны. На восточном фланге месторождения в его наиболее эродированной части обнажаются метасоматиты кварц-сидерофиллит-топазовой фации. По мере продвижения на восток в менее эродированных частях они сменяются метасоматитами кварц-турмалиновой фации, которые при дальнейшем погружении зоны на восток сменяются эпидот-хлоритовыми изменениями. Широкое развитие в слюдистых околорудных метасоматитах и жильно-прожилковых образованиях продуктивного горизонта темных железистых слюд – сидерофиллита, биотита и циннвальдита – позволяет рассматривать эти образования в качестве своеобразных грейзенов «цвиттеров» с выделением сидерофиллитовой, турмалиновой и эпидот-хлоритовой фаций (Семеняк, 1983).

Особенности латеральной зональности метасоматитов свидетельствуют об их распределении вокруг жильно прожилкового ядра зоны, а латеральная зональность по простиранию зоны отражает вертикальную зональность относительно скрытого гребневидного выступа Верхнеурмийских гранитов (Семеняк, 1987).

Вертикальная зональность отмечается также в жильно-прожилковом рудном ядре. На горизонте промышленного оловянного оруденения (продуктивном горизонте) рудоносный штокверк образован S-образными взаимно пересекающимися жилами и прожилками кварц-мусковитового, сидерофиллит-кварцевого, кварц-сидерофиллит-топазового, кварц-топазового и монотопазового состава с метасоматическими гнездами и просечками рудных минералов. В них сосредоточена основная масса касситерита и вольфрамита – главных рудных минералов, а также леллингита и арсенопирита. В верхних частях этого интервала появляется борнит. На уровне надпродуктивного горизонта рудоносный штокверк сложен линейными кварцевыми и кварц-турмалиновыми жилами и прожилками с халькопиритом, арсенопиритом, сульфостаннатами меди и железа, минералами индия (Семеняк и др., 1994) и небольшим количеством пирротина, галенита и сфалерита. Касситерит и вольфрамит здесь ксеногенные. Эти жилы и прожилки часто цементируют раздробленные минеральные образования касситерит-кварц-топазовой (продуктивной) стадии. Выше в метасоматитах эпидот-хлоритовой фации развиты нитевидные эпидот-хлорит кварцевые прожилки с редкими зернами касситерита. Жильно-прожилковые и метасоматические грейзены разбиты субмеридиональными разрывами на ряд блоков с амплитудой перемещения до 150 м. В рудном поле они иногда вмещают сурьмяную минерализацию.

На глубоких горизонтах месторождения в слабобиотитизированных риолитах выявлены редкие маломощные пегматоидные сидерофиллит-кварц-полевошпатовые жилы и прожилки с апатитом, леллингитом, молибденитом, висмутином, шеелитом и вольфрамитом (Семеняк и др., 1997).

--Boris 12:14, 4 мая 2016 (VLAT) Б.И. Семеняк, С.М. Родионов, В.Г. Гоневчук, П.Г. Коростелев, А.М. Кокорин

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"

Государственный кадастр месторождений

Ссылка на геологическую карту района месторождения

Дополнительные данные из архива публикаций по наукам о земле

Статья	Смотрите также
Правоурмийское месторождение	ТЕКСТУРНО-СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РУД ПРАВОУРМИЙСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ КАК ОТРАЖЕНИЕ УСЛОВИЙ ЕГО ГЕНЕЗИСА (ХАБАРОВСКИЙ КРАЙ, РОССИЯ)

Идёт загрузка карты…

{"minzoom":false,"maxzoom":false,"mappingservice":"leaflet","width":"auto","height":"350px","centre":false,"title":"","label":"","icon":"","lines":[],"polygons":[],"circles":[],"rectangles":[],"copycoords":false,"static":false,"zoom":9,"defzoom":14,"layers":["OpenTopoMap","Esri.WorldTopoMap","OpenStreetMap","Esri.WorldImagery"],"image layers":[],"overlays":[],"resizable":false,"fullscreen":true,"scrollwheelzoom":true,"cluster":false,"clustermaxzoom":20,"clusterzoomonclick":true,"clustermaxradius":80,"clusterspiderfy":true,"geojson":"","clicktarget":"","imageLayers":[],"locations":[{"text":"","title":"","link":"","lat":50.3891,"lon":134.183,"icon":""}],"imageoverlays":null}