Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
Документ взят из кэша поисковой машины. Адрес оригинального документа: http://www.fegi.ru/FEGI/reconst/glava_1.htm
Дата изменения: Fri Nov 2 10:30:16 2001
Дата индексирования: Fri Apr 20 22:12:37 2007
Кодировка: Windows-1251

Поисковые слова: п

Глава 1. КРАТКИЙ ОБЗОР ЛИТЕРАТУРНЫХ ДАННЫХ
РЕКОНСТРУКЦИЯ УСЛОВИЙ МОРСКОЙ СРЕДЫ
ПОЗДНЕГО ПАЛЕОЗОЯ И МЕЗОЗОЯ ПО ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ
(на примере севера Евразии)

ЗАХАРОВ Ю.Д., БОРИСКИНА Н.Г., ПОПОВ А.М.

ГЛАВА 1

КРАТКИЙ ОБЗОР ЛИТЕРАТУРНЫХ ДАННЫХ

1.1 ИЗОТОПНО-КИСЛОРОДНАЯ ПАЛЕОТЕРМОМЕТРИЯ

     Изотопы элементов с небольшими атомными массами подвержены фракционированию (разделению), обусловленному термодинамическими и кинетическими процессами, происходящими в силу различий химических и физических свойств этих изотопов (Urey, 1947). К группе элементов, изотопы которых подвержены процессам природных вариаций изотопного состава, относятся кислород и углерод. Эти элементы наиболее распространены на Земле, тесно связаны с процессами, происходящими в гидросфере, биосфере и литосфере, что дает возможность, изучая  их фракционирование, получать информацию о некоторых важных событиях, происходивших в геологическом прошлом Земли.
     Основополагающее значение для исследований подобного рода имела работа Г. Юри (Urey, 1948), в которой впервые поставлен вопрос о зависимости изотопного состава кислорода органогенных карбонатов от температуры их образования, что явилось началом развития изотопно-кислородной палеотермометрии. Температурная зависимость основана на различии при осаждении в условиях равновесия изотопного состава кислорода карбоната кальция и изотопного состава кислорода воды, определяющемся реакцией изотопного обмена 'карбонат кальция - вода'. Поскольку коэффициент разделения этой реакции зависит от температуры, то изотопный состав кислорода кальцита, равновесного с водой, также определяется температурой.
     Вид температурной зависимости d18O органогенных карбонатов до настоящего времени претерпел множество изменений, доработок и модификаций. Приведем наиболее используемые в мировой научной практике. В частности, палеотемпературная шкала С. Эпштейна с соавторами (Epstein et al., 1953; Epstein, Mayeda, 1953), которой до недавнего времени пользовалось большинство исследователей, была модифицирована Т. Андерсоном и М. Артуром (Anderson, Arthur, 1983), и в настоящий момент она имеет вид:
              ТоС=16,0-4,14 (d18Oкарб.d18Oводы SMOW)+0,14 (d18Oкарб.- d18Oводы SMOW)2.         (1)
     Для определения температур по изотопному составу кислорода кальцитовых раковин фораминифер применяют шкалу Н. Шеклтона (Shackleton, 1974):
              ТоС = 16,9 - 4,38 (d18Oкарб.- d18Oводы ) + 0,1 (d18Oкарб.- d18Oводы )2.                   (2)
     Наиболее обоснованная зависимость для арагонитового материала раковины беспозвоночных получена Е. Гроссманом и Т.-Л. Ку (Grossman, Ku, 1986):
              ТоС = 20,6 - 4,34 (d18Oкарб.- d18Oкарб.).                                                                          (3)
     О величине 18O, входящей в приведенные выше выражения, отметим следующее. Изотопный состав кислорода принято выражать с помощью величины абсолютной разницы 'd', измеряемой в промилле и характеризующей разность отношений тяжелого и легкого изотопа в образце и в стандарте:
                              О1816 образца - О1816 стандарта
           d18O = ----------------   х 1000.                                                 (4)
                                            О1816  стандарта
     В качестве стандарта в течение многих лет использовался так называемый PDB-стандарт (карбонат ростра Belemnitella americana (Mort.) из формации Пи Ди (нижний маастрихт) в Южной Каролине (США). Однако вследствие того что снабжение этим стандартом научно-исследовательских лабораторий было прекращено, на заседании  Комиссии по атомным весам и распространению изотопов (CAWIA) Международного союза по чистой и прикладной химии (IUPAC) были приняты некоторые рекомендации по публикации изотопных данных (Коплен, Рамендик, 1998). Данные по изотопии карбонатов рекомендуется приводить относительно VPDB, который определен для кислорода по отношению к кальциту NBS 19 равным -2,2 %.
     Величина d18O океанов, как известно, зависит от количества накопленной  ледниковой массы, сильно обедненной тяжелым изотопом кислорода. Глубинные воды океанов заметно отличаются по соотношению d18O и солености от поверхностных вод (в результате потери H216О с поверхности океанов). Отмечается положительная корреляция между величинами d18O и соленостью поверхностных вод. На глубинах 200-1500 м величина d18O практически не изменяется (Epstein, Mayeda, 1953; Сraig, Gordon, 1965; Тейс и др., 1968). Изотопный состав такой воды с известными ограничениями принят постоянным. Он назван стандартом средней океанической воды SMOW (равен 0,0 + 0,5 %).
     В доледниковую эпоху средний изотопный состав кислорода Мирового океана отличался от современного. Принято считать, что по крайней мере с мезозоя по ледниковый период изотопный состав кислорода океанов и открытых морей был стабильным (Fabricius et al., 1970b; Savin, 1977; и др.). Большинство исследователей, и мы присоединяемся к ним, склонны принимать за основу выводы С.М. Савина (Savin, 1977) о величине изотопного состава кислорода океанов доледникового периода: d18O = -1,0 % SMOW.
     Некоторыми организмами карбонат кальция отлагается в условиях, не находящихся в изотопном равновесии с водой. Причиной этому служат обменные реакции между выделяющимся при дыхании животного СО2 и растворенным бикарбонатом. К таким организмам принадлежат кораллы, иглокожие (морские ежи, морские звезды, криноидеи, офиуры), усоногие раки (Weber, 1968; Land et al., 1977; Erez, Hohjio, 1981; Williams et al., 1981; Killingley, Newman, 1982). Напротив, раковины фораминифер (Emiliani, Epstein, 1953; Киселев, 1984), брахиопод (Lowenstam, 1961), двустворчатых, брюхоногих (Epstein et al., 1953; Игнатьев, 1979) и головоногих моллюсков (Lowenstam, Epstein, 1954; Тейс, Найдин, 1973), а также скелеты мшанок (Forester et al., 1973) формируются в равновесных условиях, хотя известны случаи отклонения от этого правила (Carpenter, Lohmann, 1995; Keith et al., 1964a,b; Taira, 1976; Hillaire-Marcel, 1981; и др). Отмечается, например, обеднение 18О и 13С в кальците первичного слоя раковин и увеличение значений d18O и  d13С во вторичном слое кальцита раковин некоторых современных брахиопод, а также внутривидовые изменения в величине d18O вторичного слоя кальцита современных брахиопод, достигающие иногда +1,0 %. По мнению С.И. Кияшко (1984), масштабы внутривидового фракционирования изотопов кислорода в раковине моллюска соответствуют фактически неизменной величине сдвига d18O от равновесных значений изотопного состава кислорода в течение всей его жизни; учитывая эту величину, можно повысить достоверность изотопно-кислородных определений.
     Минеральный состав карбоната раковины, как выяснилось, также влияет на фракционирование изотопов кислорода. Первыми исследовали эту проблему Й. Хорибэ и Т. Оба (Horibe, Oba, 1972). Они получили температурную зависимость значений d18O в арагоните (исследуя Anadara broughtoni) и в кальците (Patinopecten yessoensis). Анализируя их результаты, можно заключить, что минеральный состав органогенного кальцита существенным образом влияет на зависимость между значением d18O в карбонатах и температурой, что впоследствии было подтверждено Е. Гроссманом и Т.-Л. Ку (Grossman, Ku, 1986), предложившими в связи с этим специальную шкалу. Различия в значениях температур, посчитанных по 'кальцитовой' и 'арагонитовой' шкалам, составляют порядка 1,7оС.
     Таким образом, величина d18O в органогенных карбонатах зависит не только от температуры воды, из которой происходит осаждение, но еще и от ряда других параметров: изотопного состава воды, видовой принадлежности отлагающего карбонат животного, а также минерального состава раковины. По этой причине получение абсолютных значений температур не всегда представляется возможным, однако проследить динамику изменения температурных условий воды геологического прошлого является вполне посильной задачей.
     Какие-либо сведения об изотопных палеотемпературах позднего палеозоя евразиатской части Северного полушария до проведения наших исследований отсутствовали; триасовым палеотемпературам было посвящено лишь ограниченное число статей (Захаров и др., 1975; Тейс, 1979; Гольберт и др., 1984; Kaltenegger, 1967; Jordan, Stahl, 1970). Большое число палеотемператур, напротив, было рассчитано для юры и мела (обширная библиография приведена в работе Р.В. Тейс и Д.П. Найдина (1973), а также в материалах по глубоководному бурению (Douglas, Savin, 1973, 1975; Boersma, Schackleton, 1981; Zachos, Arthur, 1986; Barrera et al., 1987). Однако палеотемпературам мела Дальнего Востока до недавнего времени была посвящена лишь одна статья (Захаров и др., 1984б).

1.2. ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ В КАРБОНАТНОМ СКЕЛЕТЕ

     После гибели животного в его раковине могут происходить определенные процессы, ведущие к изменению химического и минерального состава биогенного карбоната. Эти изменения ведут либо к замещению одних составляющих элементов раковины другими (например, привнос урана, магния и железа, изменения в содержании стронция, а также постепенная перекристаллизация арагонита в кальцит), либо к ее разрушению.
     Однако по изменению концентраций магния и стронция в раковине, равно как и по характеру изменения минерального состава, можно подойти к оценке степени первичной сохранности изотопного состава кислорода и углерода (Tarutani et al., 1969).
     Арагонит, как известно, является малоустойчивой полиморфной разностью карбоната кальция ромбической сингонии, иногда еще до стадий диагенеза переходящей в стабильный кальцит -  полиморфную разность CaCO3 тригональной сингонии. Однако в некоторых условиях арагонит может сохраняться в течение продолжительного времени. Одни из самых древних раковин наутилоидей арагонитового состава известны с ордовикского периода (Grandjian et al., 1964).
     Р. Иордан и В. Шталь (Jordan, Stahl, 1970) одни из первых пришли к выводу о том, что в арагонитовых раковинах аммоноидей сохранился почти первичный изотопный состав кислорода.
     Ю.Д. Захаров, Д.П. Найдин и Р.В. Тейс (1975) выявили следующие стадии диагенетических изменений арагонитового материала на примере раннетриасовых аммоноидей Арктической Сибири:
      1.Стадия ослабления кристаллической решетки. Эта стадия характеризуется изменением содержания стронция в органогенном карбонате (общим уменьшением, приводящим к первичной перекристаллизации СаСО3, а также локальным увеличением в некоторых местах поверхности наружного слоя раковины). Эти изменения связываются с рядом неорганических процессов, происходящих в ископаемом материале до его перекристаллизации (Rogland et al., 1969). Изменения отношения Sr/Ca, как  правило, не зависят от солености воды, в которой обитал моллюск, а первичный уровень распределения стронция в раковине определяется температурным режимом ее образования (Сакс и др., 1972; Hallam, Price, 1968). На этой начальной стадии диагенеза величина перекристаллизации ископаемого материала очень мала, примесь вторичного кальцита не выходит за рамки 1-5 %, несмотря на заметные вариации отношений Sr/Ca. Содержание тяжелого изотопа кислорода в образцах этой стадии перекристаллизации наиболее близкое к оригинальному.
     2. Стадия слабой перекристаллизации. Она проявляется в дальнейшем неравномерном выносе стронция из различных участков раковины, сопровождающемся замещением арагонита кальцитом (до     20-30 %). Содержание тяжелого изотопа кислорода по-прежнему относительно высоко и стабильно, несмотря на сильные изменения в концентрации стронция.
     3. Стадия значительной перекристаллизации. Содержание вторичного кальцита в раковине достигает 50 %, содержание стронция резко отличается от первичного, однако содержание тяжелого изотопа кислорода на этой стадии диагенетического процесса продолжает оставаться сравнительно высоким.
     4. Стадия существенной перекристаллизации. Существование этой, по-видимому, очень кратковременной стадии, сопровождающейся сильным изменением изотопного состава карбоната раковины, лишь предполагается.
      5. Стадия полной перекристаллизации. Раковины, почти нацело сложенные вторичным кальцитом, характеризуются высоким содержанием магния и железа и низким -  стронция. Содержание тяжелого изотопа кислорода в таком раковинном веществе, как правило, достаточно низкое.
     Из всего вышесказанного  можно заключить, что даже при заметных изменениях в минеральном составе раковины изотопный состав кислорода остается достаточно стабильным и лишь при существенной и полной перекристаллизации раковины значения d18O очень резко понижаются.
     Что касается элементов скелета кальцитового состава, таких как ростры белемнитов (Тейс и др., 1965, 1968; Lowenstam, Epstein, 1954; Bowen, 1961a, b, c, 1962а, b, 1963а, b, 1964; Mayr, 1964; Fritz, 1964; Clayton, Stevens, 1968а, b; Fabricius et al., 1970a, b; Spaeth et al., 1971; и др.), раковины фораминифер и скелетные образования наннопланктона (Anderson, Schneidermann, 1973; Douglas, Savin, 1973; Coplen, Schlanger, 1973; Williams et al, 1983; Zachos, Arthur, 1986; Keller, 1989; Stott, Kennett, 1990 ) и некоторых других организмов, то здесь контроль за диагенетическими изменениями ископаемого материала затруднен (за исключением визуального).
     В последнее время стали использовать люминесцентный метод (Grossman et al., 1991) для контроля за диагенетическими изменениями кальцитового материала раковин брахиопод.
     К настоящему времени выполнен достаточно большой объем палеотемпературных исследований (особенно по мелу), однако значительная часть его, к сожалению, не подкреплена данными по контролю за диагенетическими процессами и в связи с этим оказалась в известной степени обесцененной. В целях проверки опубликованных данных необходимо проведение изотопных исследований, прежде всего на арагонитовом материале.

1.3. Са-Mg ОТНОШЕНИЯ В ОРГАНОГЕННЫХ КАРБОНАТАХ

     Наряду с изотопно-кислородной палеотермометрией существуют и другие методы определения температур древних морей, основанные на изучении минеральной формы и структурных элементов раковин моллюсков (Lowenstam, 1954а, b, c; Dodd, 1963, 1966), а также на исследовании химического состава вещества ископаемых раковин (Берлин, Хабаков, 1970а, б; Stanton, Dodd, 1970). О состоятельности тех или иных методов определения температур воды геологического прошлого в научной литературе ведутся постоянные дискуссии. В этом разделе обсуждается вопрос, касающийся определения Са-Mg отношений в органогенных карбонатах, поскольку имеющийся материал о перспективности данного метода содержит много противоречивых сведений и требует дополнительного анализа.
     По сведениям Т.С. Берлина и А.В. Хабакова (1966, 1968а, б, 1969), основателей метода оценки палеотемператур по магнезиальности органогенных карбонатов (анализы на содержание Mg и Са проводятся посредством титрования с трилоном Б), установлено общее совпадение тенденций в изменении значений позднемеловых температур, рассчитанных по Са-Mg отношениям и по соотношениям изотопов кислорода.
     Н.А. Ясаманов (1980) определяет содержание Са и Mg в известняках, в отличие от основателей метода, рентгеноструктурным анализом. С помощью этого метода были получены палеотемпературы для юрского, мелового и палеогенового периодов для Восточно-Европейской платформы, Крымского бассейна и Западного Закавказья. Эти данные полностью соответствуют изотопным температурам, полученным Р.В. Тейс и Д.П. Найдиным (1973) для этого региона.
     А.В. Игнатьев (1979), напротив, указывает на несостоятельность применения метода расчета палеотемператур по Са-Mg отношениям, мотивируя это зависимостью содержания магния в карбонате кальция моллюска от его полиморфной разности, от особенностей микроструктуры исследуемой раковины и систематической принадлежности организма. Ca-Mg метод, как показали специальные исследования (Игнатьев и др., 1976а; Краснов, Позднякова, 1982; Позднякова, 1982), не может быть использован в предложенном Т.С. Берлином и А.В. Хабаковым (1974) виде в силу сложной зависимости Ca-Mg отношения в морской воде и в скелете морских организмов от целого ряда факторов физико-химических условий среды.
     Известны данные, указывающие на зависимость концентрации магния в скелетных остатках от темпа роста самого скелета (Moberly, 1968) и от солености воды (Chave, 1954), что отрицательно может сказаться на палеотемпературных определениях.
     Опубликовано лишь незначительное количество отрывочных сведений о сопоставлении исследований Са-Mg отношений в органогенных карбонатах и изотопного состава кислорода, и, как показано выше, остается дискуссионным вопрос о валидности метода определения температур морей геологического прошлого по магнезиальности карбонатных скелетных остатков.
     Ряд исследователей (Boekelmann, Magaritz, 1991; Given, Wilkinson, 1987), указывает на связь доломитизации карбонатов с трансгрессиями.

1.4. ИЗОТОПНО-УГЛЕРОДНАЯ СТРАТИГРАФИЯ

     Изотопный состав углерода выражается с помощью величины 'd', которая также используется и для выражения изотопного состава кислорода (см. разд. 1.1):

                              С1312образца - С1312стандарта
           d13C =  ------------------ х 1000.                              (5)
                                                 С1312стандарта
     В качестве стандарта по рекомендациям CAWIA IUPAC (Коплен, Рамендик, 1998) используется стандарт VPDB, который определен относительно кальцита NBS 19 по углероду равным +1,95 %. Углерод всегда анализируют в виде газообразного СО2, полученного путем химического разложения карбоната кальция 100 %-ной ортофосфорной кислотой.
     Изотопный состав углерода органогенных карбонатов определяется несколькими факторами: во-первых, он зависит от фракционирования изотопов углерода между СО2 в газообразной фазе, водорастворенными карбонатами и твердым СаСО3; во-вторых, он определяется значением d13C в СО2, находящейся в равновесии с растворенными карбонатными ионами, а также температурой, при которой устанавливается изотопное равновесие. Однако зависимость изотопного состава углерода органогенных карбонатов от температуры, по-видимому, связана с процессами биоминерализации моллюсков и не так явно выражена, как у изотопного состава кислорода (Кияшко, 1984). На содержание карбонатных и бикарбонатных ионов в растворе влияют химические свойства системы, в том числе величина рН.
     Для современных беспозвоночных морского и пресноводного происхождения изотопный состав углерода мало отличается от изотопного состава карбонатных отложений.
     По данным Ц.Р. Рао и Ц.С. Нелсона (Rao, Nelson, 1992), в Тасмании, где зимние и летние температуры поверхностных вод колеблются от 11 до 16°С, величина d13C для скелетов мшанок, брахиопод и гастропод колеблется от 1,1 до 1,9 % в интервале глубин от 32 до 399 м. В более теплых водах Новой Зеландии (15°С в зимнее время и до 22°С - в летнее) значение d13C для мшанок и брахиопод в пределах шельфа колеблется от -2,9 до +2,9 % и чаще всего составляет 1,2-2,1 %. В средних широтах современного Тихого океана d13C вод варьирует с глубиной от 2,3 % у поверхности (50 м) до 0 % в слое с кислородным минимумом (500 м). Уменьшение значения d13C морских вод с увеличением глубины эти авторы связывают с изменением их биологической продуктивности и смешением водных систем.
     По данным М. Кейта и И. Вебера (Keith, Weber, 1964), среднее значение d13C в выборочных пробах карбонатных пород морского генезиса от кембрия до палеогена составляет +0,5+1,55 % (по 321 определению), для пресноводных карбонатных пород того же интервала оно равняется -4,93+2,75 % (по 183 определениям).
     В целом принято считать, что вариации изотопного состава углерода в карбонате кальция скелетов пелагических организмов отражают вариации изотопного состава суммарной углекислоты, растворенной в воде (Фор, 1989; Arthur et al., 1983; и др.). В свою очередь, изменения изотопного состава СО2 в океанах определяются процессами фотосинтеза. Фитопланктон избирательно поглощает преимущественно углекислоту с легким изотопом 12C, что приводит к обогащению тяжелым изотопом 13C карбоната кальция животных организмов, обитающих в этих условиях. Степень такого обогащения отражает интенсивность изъятия изотопно-легкой углекислоты в процессе фотосинтеза, т. е. интенсивность продуцирования органического вещества (Найдин, Кияшко, 1989). Таким образом, исследуя изотопную запись углерода в ископаемых органогенных карбонатах, можно проследить изменения содержания Сорг  в океанах геологического прошлого, поскольку величина d13C органогенных карбонатов может служить мерой величины первичной биопродуктивности (Юдович, Кетрис, 1988). Высокое содержание 13C свидетельствует об обилии Сорг в морской воде, а резкий спад значений d13C совпадает с сокращением накопления Сорг и возможным широким развитием бескислородных условий (Anderson et al., 1994; Hallam, 1994; Baud et al., 1995; и др.), поскольку величина изотопного состава углерода растворенного Сорг пропорционально зависит от содержания кислорода в морской воде (Kroopnick, 1980).
     Данные последних лет по изотопии углерода дают право говорить об изотопно-углеродной стратиграфии, позволяющей коррелировать карбонатные толщи различных районов мира (Веймарн и др., 1998; Ferreri et al., 1997; Magaritz et al., 1981, 1983; Magaritz, Turner, 1982; Glenister et al., 1992; Holser et al., 1989; Gruszczynski et al., 1989).
     Появились данные по крупнейшим рубежам фанерозоя  (докембрий/кембрий, пермь/триас, мел/палеоген и др.), широко используемые для корреляции пограничных слоев.
     На рубеже докембрий/кембрий установлен аномальный экскурс величины d13C (Schidlowski et al., 1975; Veizer, Hoefs, 1976; Aharon et al., 1987; Brasier et al., 1990). В частности, П. Аарон с соавторами (Aharon et al., 1987), исследуя на изотопный состав углерода осадочные породы (известняки, доломиты, доломикриты, долошпаты) Малых Гималаев, выявили следующие отклонения величины d13C. В пачке Krol D поздневендского возраста величина изотопного состава углерода в карбонатах колеблется в среднем от 0,0 до +5,0  % , в пачке Krol E, в кровле (?) которой определен рубеж докембрий/ кембрий, величина d13C равна примерно +1,0 %, а выше по разрезу в пачке Tal (томмотский ярус) d13C резко уменьшается до значений от -6,0 до -18,0 %. Причем авторы исключают влияние диагенетических изменений в породах последней. Эти данные были использованы ими для корреляции.
     Отрицательный экскурс величины d13C в осадках пограничных слоев перми и триаса, а также мела и палеогена отражен в большом числе работ (Найдин, Кияшко, 1989; Baud et al., 1989; Douglas, Savin, 1973, 1975; Margolis et al., 1987Holser et al., 1989; Gruszczynski et al., 1989; Yin et al., 1994; и др.).
     Спад в содержании тяжелого изотопа углерода на этих границах сопровождается накоплением элементов платиновой группы (Веймарн и др., 1998; Holser et al., 1991).
     Постоянно привлекает внимание исследователей изотопно-углеродная аномалия рубежа сеномана и турона (с d13C около +4,6 %), поскольку с ней связано широкое развитие 'черных сланцев' с высоким содержанием Сорг .  Д.П. Найдин и С.И. Кияшко (1994) объясняют образование черносланцевых толщ рубежа сеномана и турона локальным проявлением кислородной недостаточности в понижениях рельефа дна, где развивались застойные явления, благоприятные для накопления органического вещества.
     Причины, вызывающие резкий сдвиг изотопного состава углерода в органогенных карбонатах фанерозоя, с которыми связаны большие изменения в биоразнообразии, и в частности массовые вымирания организмов, остаются во многом еще не выясненными.
 

Полезные ссылки:
ДВГИ ДВО РАН
Лаборатория палеонтологии и стратиграфии

      Вы можете заказать монографию в печатном и цифровом виде (файлы Microsoft Word и CorelDRAW) в Лаборатории палеонтологии и стратиграфии ДВГИ ДВО РАН:
Адрес: 690022  г.Владивосток, пр-т 100 лет Владивостоку, 159
Телефон: 7 (4232) 317132
Факс: 7 (4232) 317847
E-mail: Ю.Д. Захаров - zakharov@fegi.ru, yurizakh@mail.ru
           Н.Г. Борискина - boriskina2000@mail.ru
           А.М. Попов - amp43@mail.ru

Copyright ©1997-2001 Лаборатория компьютерных технологий ДВГИ ДВО РАН
При полном или частичном использовании материалов ссылка на www.fegi.ru обязательна
webmaster@fegi.ru

h t t p : / / w w w . f e g i . r u




Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100