Тюменско-Кустанайский прогиб

К востоку от Зауральского поднятия расположена самая крайняя структура уралид - Тюменско-Кустанайский прогиб. Он протягивается в юго-западном направлении от устья Иртыша через г.Курган и Кустанай до южной части Тургайского прогиба. Общая длина его 1200 км. В северной части прогиб не имеет ясных ограничений. Границы его четко проявлены лишь южнее широты г.Кургана.

Прогиб сложен породами карбона, среди которых преобладают вулканиты. Менее распространены терригенные и карбонатные толщи. Лишь в отдельных участках, соответствующих осевым частям антиклиналей, выступают эффузивы и осадки верхнего девона, которые согласно перекрываются каменноугольными толщами.

Наиболее хорошо изучена южная часть прогиба в связи с открытием здесь железорудных месторождений Соколовско-Сарбайской группы.

К особенностям каменноугольных толщ прогиба относится весьма слабое проявление пликативной тектоники и напротив – наличие большого количества разрывных нарушений. С запада прогиб ограничен Лучинкинским, Владимировско-Каргапольским и Ливановским, а с востока – Звериноголовским разломами. В северной части прогиба выделяется Леушинский мегасинклинорий, который ограничиваентся с юго-востока Тюменским разломом. К югу от этой структуры Тюменско-Кустанайский прогиб разделяется на три структурные зоны (с запада на восток): Валерьяновский мегасинклинорий, Боровской мегантиклинорий и Айсакан-Кондратьевский мегасинклинорий. С юго-востока Тюменско-Кустанайский прогиб граничит с Тобольско-Кушмурунским поднятием, в котором проявлены черты тектоники каледонид Казахстана (казахстанид).

По А.М.Мареичеву и И.А.Петровой (1986), Валерьяновская и Боровская зоны представляют собой системы наложенных прогибов и поднятий, фундаментом которых являются складчатые образования каледонид Казахстана, фрагментарно вскрывающиеся в отдельных локальных поднятиях этих структур и представленные наземной андезит-дацитовой и красноцветно-молассовой формациями.

Развитие Валерьяновского прогиба началось с позднего турне формированием карбонатно-терригенной формации мощностью около 1200 м. Она сменяется во времени мощно проявленной базальт-андезитовой формацией (валерьяновская свита визе-серпухова) мощностью до 5500 м. Последняя вместе с послесерпуховскими интрузиями габбро-диорит-гранодиоритовой формации (соколовско-сарбайский комплекс) образует вулкано-интрузивную ассоциацию, с которой генетически связаны скарново-магнетитовые месторождения железа (Соколовское, Сарбайское, Качарское). Выше залегают красноцветная молассовая формация среднего и верхнего карбона с прослоями андезитов и андезито-базальтов. Магматизм Валерьяновской зоны завершается пермско-триасовым (?) риолит-базальтовым комплексом, ассоциирующим с субвулканическими интрузиями и терригенными образованиями (Мареичев, Петрова, 1988).

Одной из важных особенностей Валерьяновской зоны является слабое проявление пликативной тектоники, благодаря чему здесь хорошо картируются первичные вулканические постройки, особенно жерловые и экструзивные фации.

Уникальное сочетание крупных вулкано-интрузивных структур с интенсивно проявленной дизъюнктивной тектоникой привело в Валерьяновской зоне к развитию скарново-магнетитового оруденения уникального масштаба.

Боровская зона граничит на западе по Апановскому глубинному разлому с Валерьяновской зоной. В структурном отношении это антиклинорий, осложняющий Тюменско-Кустанайский прогиб. Наиболее древние породы здесь – терригенные красноцветные толщи, датированы франским веком. Они переслаиваются с вулканитами основного, среднего и кислого состава. В начале карбона здесь, в отличие от Валерьяновской зоны, отлагались карбонатные и терригенные осадки и лишь в позднем визе и в конце серпухова сформировались отдельные горизонты вулканитов среднего и основного состава.

О.К.Ксенофонтов (1975), по мнению которого граница варисцид Урала и каледонид Казахстана проходит по Тургайскому прогибу, выделяет здесь Убагано-Валерьяновский краевой вулкано-плутонический пояс, к которому приурочены скарновые месторождения железа.

 

ИСТОРИЯ УРАЛИД

Направление систематических фундаментальных исследований в области изучения геологических процессов, постоянно изменяющих внешний и внутренний облик нашей планеты, предопределили два великих открытия ХIХ века: впервые доказанная Ж.Ламарком и Ч.Ляйелем (1833) эволюция Земли в целом и параллельное последовательное развитие органического мира, расшифрованное Ч.Дарвиным (1859). С тех пор большинство специалистов в области геологии в своих исследованиях придерживаются концепции эволюционного развития Земли. Руководствуясь принципом единства общего и частного, легко заключить, что жизнь структурных составляющих планеты также подчиняется закону эволюции.

Основные структурные элементы земной коры и литосферы развиваются в строгой последовательности, стадийно, претерпевая изменения на каждой стадии эволюции. Так, на принципе эволюционного развития были разработаны учения о геосинклиналях (Дж.Холл, 1859) и платформах (Э.Ог, 1900), о циклах орогенеза (М.Бертран, 1887), о периодичности образования и распада суперконтинентов (Пангей) в истории Земли (В.Хаин, 1986, 1995) и другие концепции.

Во второй половине ХХ века на смену геосинклинальной теории пришла новая парадигма о развитии складчатых поясов, областей и систем с позиции горизонтальных движений литосферных плит. Опирающаяся на принцип актуализма, она также основана на эволюционной теории, ибо согласно этой концепции становление складчатых сооружений происходит стадийно, хотя и не столь однообразно, как по геосинклинальной теории. Природа – великий экспериментатор, допускающий отклонения (в том числе тупиковые) как в развитии животного и растительного мира, так и неживых объектов. Поэтому на нашей планете нет совершенно одинаковых структурных элементов литосферы, хотя похожих имеется достаточное количество.

Теория тектоники литосферных плит допускает разные варианты формирования складчатых подвижных поясов. Поэтому, опираясь на нее, расшифровывать геологическую историю регионов гораздо сложнее, чем с геосинклинальной позиции. Особое значение в этом случае придается восстановлению геодинамического режима, господствовавшего в каждую стадию развития складчатых систем. Наиболее уверенно расшифровать геодинамическую обстановку прошлых геологических эпох можно с помощью формационного анализа.

Ниже кратко изложена история уралид, опирающаяся на анализ геологических формаций, причем тектонические события палеозоя воспроизведены, главным образом, на основе изучения характера гранитоидных ассоциаций.

В Уральской складчатой области имеются блоки доуралид, сформировавшихся в докембрии. История этих мощных древних толщ, представленных в различной степени метаморфизованными породами, во многом проблематична. Вероятно она имеет много общего с эволюцией вещества в фундаменте Восточно-Европейской платформы. Давно известны также взгляды о наличии среди доуралид полного набора фрмаций, относящихся к складчатой системе байкальского возраста (Петрова, 1969; Мареичев, Петрова, 1988; и др.).

История уралид начинается с позднего рифея, когда продолжился распад Пангеи-1 в результате раскола континентального массива Евразии. В это время в хрупких толщах доуралид формировались рифтогенные структуры, сложенные в настоящее время песчано-сланцевыми отложениями и наземными вулканитами очетывисской и генахадатинской свит, а также бедамельской серии рифея (Приполярный и Полярный Урал). Кроме того, рифтогенный этап формирования ранних уралид подчеркнут на западном склоне Полярного Урала дайковыми полями габбро-диабазов и двумя поколениями вулкано-интрузивных комплексов кислого состава. К первому поколению относятся хахаремский, пайпудынский и очетинский гранит-липаритовые комплексы, ко второму – себетинский комплекс фельзит-порфиров и кварцевых порфиров. В пределах Приполярного и Северного Урала к рифтогенной стадии относятся трапповая и базальт-трахитовая формации (Голдин, Пучков, 1974), а также охарактеризованные Н.П.Старковым (1967, 1971) формация пикритовых порфиритов и малые гипабиссальные интрузии гранитов и кварцевых порфиров с абсолютным возрастом циркона 480 млн лет (определения А.А.Краснобаева), локализованные на левобережье Вишеры в Центрально-Уральской зоне (Мойвинский, Вёлсовский, Посьмакский Шудьинский массивы, с которыми связаны рудные скарны Кутимского и Шудьинского месторождений железа). По всей вероятности, этот же этап рифтогенеза отражен в липаритовой формации Центрально-Уральского поднятия, ошибочно отнесенной И.Л.Лучининым к завершающей стадии развития байкалид Урала (Лучинин, 1975). К рифтогенным молассоидам, маркирующим начало формирования рифта, предваряющего образование спрединговой структуры Уральского палеоокеана, относятся: погурейская свита, базальные пачки тельпосской свиты, кидрясовская свита Сакмарской зоны и часть аллохтонных отложений этого района.

Уже в кембрии к востоку от рифтовых структур рифея включился механизм спрединга, который стал формировать огромный по масштабам Урало-Охотский палеоокеан (рис.51). Эта расширяющаяся структура продолжала свое активное развитие вплоть до ордовика и в конце этого периода представляла собой межконтинентальный рифт типа современной Атлантики. В этой рифтогенной структуре находились осколки континентальных бортов, затянутых в океаническую область механизмом спрединга. В настоящее время они фиксируются в виде блоков докембрия (микроконтинентов) как на Урале, так и во многих частях складчатого фундамента Западно-Сибирской плиты. Наличие таких древних блоков отмечают многие авторы (Баранов, 1979; Рудкевич, 1981; Подсосова, 1983; Сурков, 1981).

Анализ геологических формаций показывает, что в конце кембрия-начале ордовика в будущей складчатой системе уралид закладываются две различающиеся по геодинамическим условиям зоны – внешняя (палеоконтинентальная) и внутренняя (палеоокеаническая), граница между которыми в настоящее время проходит по Главному Уральскому Глубинному Разлому (ГУГРу). К западу от этого разлома (в пределах западного склона Урала) на рифейских рифтогенных комплексах со стратиграфическим несогласием залегают манитанырдская и погурейская свиты верхнего кембрия и нижнего ордовика, представленные конгломератами, гравелитами, глинистыми сланцами и алевролитами с подчиненным количеством вулканогенных пород. Характер осадков названных свит указывает на формирование их в условиях континентального шельфа, примыкающего к океаническому бассену.

Палеозойский разрез внешней зоны уралид (западный склон Полярного Урала) наращивают алевролиты, сланцы и карбонатные породы кисуньинской и орангской свит нижнего-среднего ордовика, а также щугорской и молюдшорской свит среднего-верхнего ордовика. Формирование этих толщ происходило в условиях континентального склона прогрессирующей на востоке спрединговой океанической структуры. В пределах последней одновременно с описанными событиями кембрия и ордовика формируются комплексы океанического дна.

В конце ордовика в периферийных частях океанической структуры накопились достаточные напряжения тангенциального сжатия, что вызвало срыв в океанической плите и возникновение зоны субдукции, наклоненной на восток в сторону открытой части океана. Началось погружение океанической литосферной плиты под океаническую. Над зоной субдукции стали формироваться подводные вулканические поднятия, переросшие постепенно в архипелаги подводных, а затем и надводных островов (островные дуги типа Тонга). Это была раннеостроводужная стадия развития уралид, которая продолжалась в течение всего силура. Соответствующие ей габбро-плагиогранитные комплексы с комагматичными им эффузивами этого возраста изучены во всех внутренних зонах Урала (Щучьинской, Собско-Войкарской, Тагильской и Магнитогорской).

Однако, становление типичных раннеостроводужных ассоциаций началось не сразу. Фактические данные неопровержимо доказывают, что интрузивные и вулканические комплексы внутренней зоны (эвгеосинклинали) Урала сформировались на метаморфизованном и частично гранитизированном меланократовом основании, представленным офиолитами досилурийского возраста. Причем, в данном случае имеется в виду не ретроградный динамометаморфизм габбро-гипербазитовых комплексов, которому последние подвергаются при подъеме этого мантийного вещества на уровень океанической коры в срединноокеанических хребтах, а водный ультраметаморфизм, происходящий в висячем боку зон субдукции и фиксирующийся плагиомигматитами, развивающимися по офиолитам меланократового основания. В Щучьинской зоне к водным мигматитам и анатектитам плагиогранитного ряда относится харампэйско-масловский комплекс, ассоциирующий с метаморфитами амфиболитовой фации. Аналогичные и близкие по типу ассоциации изучены к востоку от полосы габбро и гипербазитов Главного Уральского глубинного разлома в Собско-Войкарской зоне (собский комплекс).

Таким образом, в Полярном секторе Урала, как и по всему его восточному склону, фиксируются процессы рубежа ордовика и силура - плутонизм в условиях сжатия и сопряженный с ним метаморфизм преимущественно амфиболитовой ступени, проявившиеся в офиолитовом субстрате. Этот рубеж служит геохронологическим репером, свидетельствующим о завершении к этому времени океанической стадии развития коры будущей Уральской складчатой области. В этот период прогрессивная океанизация земной коры, соответствующая в конце ордовика наибольшему раскрытию Уральского палеоокеана, была прервана мощными напряжениями горизонтального сжатия. Именно в конце ордовика началось формирование Главного Уральского глубинного разлома, представляющего в то время зону субдукции с активным магматизмом. Амагматичность этой структуры в последующие периоды, вероятно, объясняется тем обстоятельством, что начиная с силура она развивалась как аллохтон.

В последние годы накапливается все больше данных, свидетельствующих об одновременном проявлении событий рубежа ордовика и силура для всего Уральского подвижного пояса. Этот тезис, высказанный нами ранее (Старков, Холоднов, 1986), находит подтверждение в работах многих петрологов, посвященных изучению тектонических и магматических событий в Главном габбро-гипербазитовом поясе Урала. В первую очередь это касается работ А.А.Ефимова и И.С.Чащухина (2006), А.А.Ефимова и О.М.Яковлевой (2007). Эти исследователи установили вещественное сходство метаморфических пород, образовавшихся по вулканитам и обнажающихся в Тагильской зоне к северо-западу от Кытлымского массива, и в Собско-Войкарской зоне – к западу от Войкарского массива офиолитов. В результате обсуждения полученных данных авторы пришли к заключению, что в конце ордовика – начале силура на границе континентального и океанического секторов Уральской складчатой области существовала «единая и единовременная зона субдукции».

К востоку от полосы метаморфизованных и плагиогранитизированных офиолитов фиксируется зона, где начиная с раннего силура происходил интенсивный базальтоидный магматизм, подчеркивающийся спилитами и диабазами зеленокаменных толщ, а также комагматичными им габброидами, которые отдельными исследователями ошибочно принимаются за верхние члены офиолитовой триады. На самом деле это стратифицированные вулканогенные комплексы внутренней зоны уралид, относящиеся к раннеостроводужной стадии их формирования. В Щучьинской зоне они представлены эффузивами раннего и позднего силура, а в Собско-Войкарской - базальтоидами войкарской свиты верхнего силура-нижнего девона. Интрузивные комагматы в обеих зонах слагают крупные массивы габбро.

Девонское время ознаменовалось для уралид позднеостроводужной стадией их развития. В спрединговой структуре усилились напряжения сжатия. Вероятно, это привело к возникновению целой системы субпараллельных зон субдукции, наклоненных на восток, интенсивно поглощающих колоссальный объем океанической коры, рожденной в процессе сперединга. В результате этого океан начал закрываться. В висячем боку зоны субдукции работали вулканические аппараты, извергавшие преимущественно андезитовую лаву. Продукты позднеостроводужного вулканизма внутренних зон Полярного Урала несколько различаются по возрасту. В Щучьинской зоне стратифицированные вулканогенные ассоциации имеют ранне-среднедевонский, а в Собско-Войкарской - средне-позднедевонский возраст (малоуральская свита). Интрузивные комагматы андезитовых лав широко развиты в обеих внутренних зонах Полярного Урала. Они образуют средне- и малоглубинные массивы сибилейского, конгорского и ханмейского комплексов, петрографический состав которых варьирует от кварцевых диоритов до адамеллитов и гранодиоритов.

Параллельно с магматическими событиями в островных дугах, на западе вплоть до позднего девона продолжалось осадконакопление в пределах шельфа и материкового склона пассивной части активной континентальной окраины. Соответствующие ассоциации известны в Карской, Нярминской и Оченырдской зонах внешней части уралид и представлены песчаниками, сланцами и известняками оюской, харотской и других свит.

В конце позднеостроводужной стадии в результате усилившихся напряжений сжатия островные дуги достигли края континентального обрамления океана и начался процесс скучивания островодужного материала. При этом крайняя западная островная дуга вместе с ее меланократовым основанием оказалась шарьированной на внешнюю часть складчатой системы, сформированной на краю Восточно-Европейского кратона.

Необходимо отметить, что начало островодужной стадии на всем протяжении Уральского палеоокеана (с севера на юг) фиксируется примерно одним временем – концом ордовика - началом силура. Завершение же островодужного процесса растянуто во времени. Известный геолог Урала профессор А.А.Пронин (1971), рассматривавший развитие Урала с геосинклинальных позиций, заметил в свое время, что геосинклинальный режим в разных зонах Урала закончился не одновременно. В связи с этим он предложил называть Урал не единой геосинклиналью, а «Уральскими геосинклиналями», каждая из которых закончила свое развитие в разные отрезки палеозойской эры.

Теперь, рассматривая формирование уралид с позиции теории тектоники литосферных плит, мы легко объясняем этот факт, отмеченный А.А.Прониным. Каждая из внутренних зон Урала (Щучьинская, Собско-Войкарская, Тагильская и Магнитогорская) поредставляют собой разные островные дуги Уральского палеоокеана, совмещенные друг с другом путем шарьяжа (надвига) на завершающих стадиях развития Уральской складчатой области. Поэтому, изучая каждую из этих «чешуй» в отдельности, мы видим, что островодужный режим закончил свое существование в Щучьинской зоне в конце среднего девона, в Собско-Войкарской – в конце позднего девона, в Тагильской это произошло гораздо раньше – в интервале времени от позднего силура до раннего девона, а в Магнитогорской зоне островодужные события затянулись до раннего карбона.

По-видимому, подобное же нагромождение разновозрастных блоков («чешуй») представляют собой и уралиды, подстилающие платформенный чехол Западно-Сибирской плиты.

Формировние уралид не закончилось надвигом островных дуг вместе с их океаническим (меланократовым) основанием на край Русской платформы. Напряжения сжатия продолжались и позднее - в континентальных условиях. В это время происходит усиленный процесс гранитизации (континентализации) коры островных дуг. Мощный прогрев островодужного и океанического материала, надвинутого на континент, высокотемпературными водяными парами в режиме сжатия, способствовал региональному метаморфизму и селективному плавлению этого вещества, благодаря чему рождался колоссальный объем кислого (гранитного) материала. Поэтому к эпохе скучивания коры приурочено формирование основной части широко развитых здесь гранитных батолитов, обрамленных полосой регионально метаморфизованных пород – гнейсов и амфиболитов.

Громадные гранитные плутоны на восточном склоне Урала (Главный гранитный пояс Урала) и вскрытые скважинами в фундаменте Западно-Сибирской плиты, - результат кристаллизации этой вторичной магмы.

Однако не по всей длине современного Урала фиксируются продукты этого водного плутонизма. Они полностью отсутствуют в его Приполярном и Полярном секторах. Причиной этого может быть одно из двух обстоятельств: либо в северной половине Урала не было коллизии литосферных плит и цикл формирования складчатой системы здесь редуцирован, либо коллизия плит была, но обязанные ей магматические продукты находятся восточнее современных выходов горных пород Урала под мощным чехлом Западно-Сибирской плиты. Данные свежих исследований не исключают справедливость такого предположения, поскольку уральские структуры уверенно фиксируются под осадочным чехлом Западно-Сибирской плиты на широте Приполярного Урала.

Петрологи давно пытались объяснить причину увеличения «калиевости» гранитоидов, наблюдаемую в палеокеаническом секторе Урала в направлении с запада на восток. Этот геохимический факт свидетельствует о многоэтажности пакетов континентализированной коры, скученной в процессе надвига бывших островных дуг на край европейского континента во второй половине палеозойской эры. Каждая последующая пластина ложилась на предыдущую, уже в значительной степени континентализированную.

Вслед за альпинотипной складчатостью, метаморфизмом и водным гранитоидным магматизмом раннеконтинентальной стадии наступила позднеконтинентальная стадия, которая протекала в континентальной обстановке и характеризовалась тектоническими движениями совершенно другого характера и направления. В спокойной тектонической обстановке больше не образовывались мощные метаморфические толщи и надвиговые структуры. На место горизонтальных движений вещества пришли дифференцированные вертикальные подвижки блоков земной коры. Рождались глубокие расколы литосферы, по которым поступали горячие мантийные флюиды, способствующие избирательному плавлению кислого материала коры в участках, прилегающих к зонам разломов. Наступила важнейшая эпоха в развитии уралид, когда в спокойном тектоническом режиме возобновляется кислый магматизм, порождающий гранитные интрузии субплатформенного типа и покровы липаритов. Этот магматизм, ныне хорошо известный в любых складчатых областях фанерозоя, был отмечен знаменитым немецким геологом Гансом Штиле. Он назвал его субсеквентным (последующим). Значение субсеквентного магматизма для человечества трудно переоценить. С его интрузиями пространственно и генетически связан целый перечень важнейших рудных полезных ископаемых: железа, меди, молибдена, вольфрама, ниобия, тантала, циркония, золота, урана и др.

Как и события позднеостроводужной стадии, субсеквентный магматизм не по всей площади развития уралид проявлялся одновременно. Особенно интенсивно субсеквентный магматизм проявился в Восточно-Уральской мегазоне, где по данным И.Л.Лучинина, С.С.Карагодина (1975) и Г.А.Шагалова (1975) он зафиксирован субмеридиональным поясом малых гранитоидных интрузий протяженностью около 700 км. К числу этих гипабиссальных интрузий относятся (с юга на север): Акпанский, Кумакский, Алтуйский массивы (Мугоджары), Акмуллинский, Великопетровский, Каменно-Санарский, Кременкульский, Дачный, Султаевский, Сабанайский массивы (Южный Урал), а также интрузии Южно-Мочагинской, Тугунской, Ново-Ипатовской, Кочкарской групп (Южный Урал), Юго-Коневский, Сосновский, Шамейский, Соколовский и Карасьевский массивы (Средний Урал). Форма названных интрузий штокообразная и дайкообразная. Они слагают меридиональные полосы протяженностью 30-50 км, приуроченные к узлам пересечения разноориентированных разломов. С комплексом этих малых интрузий, формировавшихся в спокойной тектонической обстановке и завершающих гранитоидный магматизм Урала, связано золотое, редкометальное и полиметаллическое оруденение. Причем, магматический и рудный процессы, согласно данным калий-аргоновой датировки (240-220 млн лет), сближены во времени (Лучинин, Карагодин, 1975).

Общая картина магматизма уралид осложняется еще и мозаикой надвинутых друг на друга субмеридиональных структур, а также приподнятых и опущенных относительно друг друга блоков.

Особое место в истории гранитоидного магматизма занимают вулкано-интрузивные комплексы позднего девона – карбона, развитые на восточном склоне Урала. В первую очередь это магнитогорский комплекс, с которым связаны крупные контактово-метасоматические месторождения железа. Комплекс формировался в условиях растяжения земной коры (Старков, 1983, 1991 и др.). В Н.Пучков (2000) связывает формирование интрузий магнитогорского комплекса с рифтогенной зоной раннего карбона.

К концу перми уралиды закончили свое развитие, спаяв таким образом Европейский и Азиатский континенты в единый материк – Евразию. В итоге в конце палеозойской эры между названными континентами вместо Уральского палеоокеана образовалась эпигерцинская складчатая область, среди которой выступают глыбы (микроконтиненты) более ранней консолидации.

В более поздние отрезки времени палеозойской эры в пределах Урала возобновлялись горизонтальные движения пластин литосферы. Об этом свидетельствуют зоны серпентинитового меланжа гипербазитовых массивов, которые в северном фланге массива Рай-Из подстилаются верхнедевонскими и каменноугольными осадочными толщами. Однако эти движения носили приповерхностный характер и не вызывали ни магматических явлений ни глубокого метаморфизма пород.

В конечном счете уралиды, слагающие современный Урал, стали представлять собой сложную складчатую область, состоящую из совокупности пластин и блоков различной природы и возраста, сближенных путем длительных горизонтальных перемещений вещества и граничащих ныне по разломам регионального уровня. Среди этих структурных подразделений фиксируются фрагменты некогда разделенных большими расстояниями формационных зон внешней и внутренней частей палеозойской складчатой системы, офиолитовых пластин, а также древних блоков доуралид.

Вероятно, такое же нагромождение разновозрастных "чешуй" представляют собой древние (домезозойские) образования уралид, подстилающие платформенный чехол Западно-Сибирской плиты.