Документ взят из кэша поисковой машины. Адрес
оригинального документа
: http://sbmg.geol.msu.ru/Ural-WWW/B-Tevel.html
Дата изменения: Thu Jan 21 23:16:02 1999 Дата индексирования: Mon Oct 1 19:59:27 2012 Кодировка: Windows-1251 |
В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"
Ал.В. Тевелев, М.Я. Кац, И.А. Кошелева, Арк.В. Тевелев, Е.Ю. Охапкина
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ВОСТОЧНОГО СКЛОНА ЮЖНОГО УРАЛА
Введение
Восточно-Уральскими принято называть структурные зоны, расположенные между Магнитогорским мегасинклинорием и Зауральским антиклинорием. Традиционно в пределах Восточного Урала выделяют Восточно-Уральское поднятие, непосредственно примыкающее к Магнитогорскому прогибу, и Восточно-Уральский прогиб, контактирующий с Варненской зоной Зауральского поднятия.
Геологический факультет МГУ в течение нескольких лет проводит региональные геологические работы в Чесменско-Варненском районе, который охватывает практически все тектонические зоны Восточного Урала на широте г. Магнитогорска. Эти исследования показывают, что традиционное деление во многом не соответствует действительности, а отражает лишь упрощенную логику выделения чередующихся структур, когда рядом с поднятием непременно предполагалось существование прогиба. По нашим представлениям Восточный Урал (по крайней мере, на рассматриваемом отрезке) в структурном отношении представляет собой квазисимметрично построенный мегаблок, в осевой части которого расположена антиформная Чесменская зона, а на флангах - синформные Степнинско-Березиновская (западная) и Чернореченско-Бородиновская (восточная) зоны (рис. 1). От соседних структур Восточно-Уральский мегаблок отделяют узкие шовные зоны: Шелудивогорская - от Магнитогорского прогиба, Редутовская - от Зауральского поднятия. Все эти зоны являются отрезками более крупных - региональных зон. Кроме того, выделяется крупный тектонический покров (Сухтелинско-Успеновский), перекрывающий собственно Восточно-Уральские структуры.
|
Рис. 1. Схема тектонической зональности Чесменско-Варненского района. Серым цветом показан Сухтелинско-Успеновский тектонический покров (цифрами обозначены конкретные аллохтоны: 1 - Сухтелинский; 2 - Татищевский; 3 - Успеновский; 4 - Дружнинский).
|
Симметрия и единство Восточно-Уральского мегаблока находит подтверждение и в характере регионального гравитационного поля, в котором Восточно-Уральским структурам соответствует обширный субмеридиональный минимум; осевая часть его совпадает с Чесменской антиформной зоной, а пояса интенсивных градиентов - с синформными зонами. Данные глубинного сейсмического зондирования по Троицкому профилю (Кашубин, Дружинин, 1986 г.) показывают, что непосредственно под Восточно-Уральскими структурами наблюдается сводовое поднятие границы Мохо с амплитудой порядка 20 км. Таким образом, мощность коры уменьшается в этом мегаблоке с 60 до 38-40 км. Основные сейсмические границы нижней части коры также приближены к поверхности. Четкие серии отражающих площадок на западной границе Восточного Урала погружаются на запад, под Магнитогорский прогиб, а на восточной - на восток, под Зауральское поднятие.
Для того чтобы смоделировать по гравиметрическим данным структуру верхней части коры, по Троицкому профилю ГСЗ была рассчитана остаточная составляющая гравитационного поля. Для этого из наблюденного поля был вычтен прямой гравитационный эффект от мантии и нижней части коры. Компьютерное моделирование, проведенное методом подбора, позволило построить плотностной разрез с максимальным приближением формы аппроксимирующих тел к форме реальных объектов. Отдельные конкретные результаты моделирования приводятся ниже по ходу изложения фактического материала.
Структуры обрамления Восточно-Уральского мегаблока
Мы не располагаем собственными данными по стратиграфии и структуре Магнитогорского мегасинклинория, поэтому в настоящей статье они не рассматриваются, хотя и то, и другое сейчас достаточно хорошо изучено [5, 6, 7, 8, 11 и мн. др.]. Для понимания дальнейших выводов необходимо только отметить, что в примыкающих к Восточному Уралу зонах Магнитогорского мегасинклинория среди прочих формационных комплексов выделяются ордовикская кремнисто-базальтовая формация (поляковская свита) и целый ряд вулканогенно-кремнистых формаций с возрастом от эйфельского до франского века включительно.
Варненская зона Зауральского антиклинория, граничащая на западе с Восточно-Уральским мегаблоком (рис. 2), имеет двухъярусное строение, обусловленное хорошо проявленным тельбесским тектогенезом [9].
Нижний структурный этаж сложен нижним-средним палеозоем, в котором выделяются несколько формаций: ордовикская кремнисто-базальтовая, раннесилурийская кремнисто-черносланцевая, позднесилурийская карбонатная и ряд других формаций возрастом до раннего девона включительно. Породы интенсивно дислоцированы, а структура нижнего структурного этажа определяется крупными меридиональными острыми, линейными складками, в большинстве случаев - прямыми. Наиболее интенсивно смята тонкослоистая толща нижнего силура, для которой характерна мелкая дисгармоничная складчатость концентрического типа.
|
Рис. 2. Схематическая геологическая карта Чесменско-Варненского района 1, 2 - докембрий(?): 1 - кристаллические сланцы, 2 - апотерригенные филлитовидные сланцы; 3, 4 - ордовик: 3 - серпентиниты; 4 - субщелочные натриевые базальты; 5 - нижний силур: кремнисто-черносланцевая толща; 6 - верхний силур: известняковая толща; 7 - живет - нижний фран: терригенно-кремнистая толща; 8 - верхний фран: кремнисто-алевролитовая толща; 9 - фамен: глинистые известняки; 10-14 - ранний карбон: 10 - карбонатно-терригенная толща, 11 - вулканогенная толща, 12 - угленосная толща; 13 - тоналитовый плутонический комплекс; 14 - карбонатная толща; 15 - поздний карбон: монцонитовый плутонический комплекс; 16 - ранняя пермь: лейкогранитовый плутонический комплекс; 17 - поздняя пермь: аляскитовый плутонический комплекс; 18-20 - триас: 18 - абсарокитовый вулканический комплекс, 19 - терригенная толща, 20 - толща высокотитанистых базальтов; 21 - разрывные нарушения. |
Верхний структурный этаж
представлен формацией пелитоморфных, глинистых известняков фаменского яруса. Известняки слагают тонкий пакет полого залегающих тектонических пластин, смятый в корытообразную синформу меридионального простирания. В основании пакета наблюдается маломощная зона среднеобломочных тектонических брекчий.Известняки изучены еще недостаточно, хотя уже сейчас можно утверждать, что они формировались в пределах рифтогенного прогиба, аналогичного хорошо известным рифтогенным прогибам Центрального Казахстана (Акжал-Аксоранскому, Успенскому и др.) [2, 1 и мн. др.]. Не исключено, что пластины известняков были выжаты из рифта, "захлопнувшегося" в саурское (середина визе) время, причем более глубоководные фации оказались тектонически "перемешанными" с мелководными. Так, в основании синформы (восточный борт) в известняках обнаружены Polignathus obliquicostatus Ziegler, Polignathus aff. subnormalis Vorontsova et Kuzmin и другие мелководные конодонты, характерные для верхнего фамена, а в ядре синформы - Palmatolepis marginifera и Palmatolepis listrata, глубоководные конодонты нижнего фамена (определения Л.И. Кононовой).
Складчатая структура Варненской зоны осложнена многочисленными разрывными нарушениями разных возрастных генераций и кинематики. В пределах Варненской зоны локализованы интенсивно тектонизированные среднедевонские плутоны тоналитового ряда.
Основные структурные зоны Восточного Урала
Чесменская зона
Чесменская зона представляет собой протяженный выступ метаморфических пород предположительно протерозойского возраста (амфиболиты, кристаллические сланцы, кварциты, апотерригенные филлитовидные сланцы и т.п.). Она ограничена системами ветвящихся разрывов и в целом выражена цепочкой слегка удлиненных в меридиональном направлении слабо ундулирующих куполовидных структур (антиформ). Крылья куполов крутые, с более или менее постоянными углами падения (около 60њ ), а периклинали - пологие, до почти горизонтальных.
Несмотря на кажущуюся внешнюю простоту строения куполов, внутренняя структура слагающих их метаморфических комплексов очень сложна, в них часто наблюдаются лежачие изоклинальные складки. Куполовидная же структура, вероятно, является вторичной, сформировавшейся при активном внедрении гранитных массивов. Концентрическая метаморфическая зональность, описываемая некоторыми исследователями, нашими работами не подтверждается. Распределение пород разных степеней метаморфизма не коррелируется с их положением в структуре. В ядрах куполов часто располагаются слабо метаморфизованные кварциты и апотерригенные филлитовидные сланцы, а на крыльях - высокометаморфизованные кристаллические сланцы (жедритсодержащие биотит-ставролитовые, биотит-гранатовые, биотит-кианитовые и т.п.) и амфиболиты. Возраст метаморфических комплексов до сих пор остается неясным, т.к. прямых данных о нем нет. Наибольшие проблемы связаны с определением возраста филлитовидных апотерригенных сланцев. Апоконгломератовые сланцы содержат большое количество галек и валунов массивных мелко- и крупнозернистых лейкогранитов, не рассланцованных и не гнейсированных, которые скорее всего являются палеозойскими и даже позднепалеозойскими.
Расчет плотностной модели показывает, что метаморфические комплексы погружаются под соседние зоны на западе и на востоке. В ядрах купольных структур локализованы крупные плутоны пермских лейкогранитов и мелкие интрузивы молодых сиенитов (последние впервые выделенные В.С. Поповым и нами в пределах Черноборского массива). Как правило, они представляют собой слабо выпуклые линзообразные тела. К примеру, мощность Чесменского массива, имеющего размеры 25х15 км, составляет всего 2-3 км. Эндоконтактовые участки массивов интенсивно тектонизированы (рассланцевание, разгнейсование), причем плоско-параллельные ориентировки в гранитах конформны рассланцеванию во вмещающих породах.
Степнинско-Березиновская и Чернореченско-Бородиновская зоны
В строении этих зон много общего, начиная с практически одинакового набора, возраста и состава стратифицированных формаций и кончая близким стилем дислокаций. Все стратифицированные формации (карбонатно-терригенная; карбонатная и дифференцированных вулканитов) имеют раннекаменноугольный возраст (возможно, включая самые верхи фамена). Составы вулканических пород раннекаменноугольной дифференцированной серии (в ней преобладают высокотитанистые, калинатровые, субщелочные базальты) в этих зонах практически идентичны (рис. 3).
Степнинско-Березиновская зона (запад) |
|
|
|
Чернореченско-Бородиновская зона (восток) |
|
|
|
Рис. 3. Петрохимические диаграммы нижнекаменноугольных вулканитов Степнинско-Березиновской и Чернореченско-Бородиновской зон |
В обеих зонах хорошо проявлен внутривизейский (судетский, или по казахстанской терминологии - саурский) тектогенез [9]. Складчатая структура "запечатана" карбонатной формацией поздневизейско-серпуховского возраста. Строение зон характеризуется: (а) большим количеством тектонических покровов, смятых в крупные единые синформные пакеты; (б) сложноскладчатой, дисгармоничной внутренней структурой терригенных комплексов; (в) многочисленными зонами тектонизации (рассланцевание, брекчирование, милонитизация и т.д.). Вместе с тем, в строении и развитии рассматриваемых зон имеются и серьезные различия. Так, в Чернореченско-Бородиновской зоне присутствует угленосная формация нижнего визе, которой нет в Степнинско-Березиновской зоне. Несколько различаются и составы вулканитов. Содержания микроэлементов фемафильной группы (
Cr, Ni, Co) в вулканических породах Чернореченско-Бородиновской зоны существенно ниже кларковых и ниже, чем в Степнинско-Березиновской зоне, где они примерно соответствуют кларкам. Но наиболее существенные различия в строении этих двух зон заключаются в характере интрузивного магматизма (рис. 4). В западной зоне, локализованы плутоны только раннепермского степнинского комплекса (монцонитовый ряд): Степнинский, Ялтырский и др. а в восточной - раннекаменноугольного пластовского комплекса (тоналитовый ряд): Чернореченский и др.
|
|
|
K2O+Na2O |
|
Na2O |
||
|
K2O |
||
|
TiO2 |
||
степнинский комплекс (западная зона) |
пластовский комплекс (восточная зона) |
|
|
Рис. 3. Петрохимические диаграммы плутонитов степнинского и пластовского плутонических комплексов по группам пород |
Аллохтонные структуры, тектонически перекрывающие автохтонный Восточно-Уральский мегаблок
Особое место в структуре Восточного Урала занимает Сухтелинско-Успеновский тектонический покров, который залегает на различных структурных элементах Восточного Урала и Зауралья в виде серии разрозненных аллохтонов и маркируется однотипными серпентинитовыми массивами. Подобная структура описана Р.Г. Язевой и В.В. Бочкаревым [12] для Среднего Урала. Строение конкретных аллохтонов, слагавших, возможно, когда-то единый покров, достаточно разнообразно. Часть их них (Сухтелинский, Успеновский) являются брахисинформами, другие - линейными синформами (Дружнинская группа), третьи представляют собой моноклинальные пакеты (Татищевский). Как правило, в основании аллохтонов располагаются маломощные (от первых сотен метров до полутора-двух километров) массивы серпентинитов, в которых часто удается проследить зоны сложно построенного серпентинитового меланжа. В целом наблюдается уменьшение мощностей аллохтонов с запада на восток.
Наиболее хорошо меланж обнажен в северной центриклинали Успеновского массива [3]. Здесь большое количество блоков, или глыб основных и ультраосновных пород погружены в интенсивно рассланцованные серпентиниты. Кроме того, наблюдаются "слепые" серпентинитовые просечки в отдельных блоках и маломощные зоны апогаббровых милонитов. Размер глыб колеблется от полуметра до первых десятков метров. Глыбы имеют неправильную, оглаженную, грушевидную форму, с характерными "хвостами". Они сложены уралитизированными габбро и габброноритами разнообразных текстур и структур: от равномернозернистых до такситовых, пегматоидных, а также серпентинитами, которые, напротив, весьма однородны по составу и представлены тонкозернистыми апоперидотитовыми, антигоритовыми разностями. В меланже наблюдаются две системы сланцеватости: (1) общая, круто падающая на восток-северо-восток, и (2) облекающая глыбы. Как габброиды, так и серпентиниты в глыбах тектонизированы слабо.
В каждом конкретном аллохтоне серпентинитами подстилается индивидуальный набор разновозрастных формаций. Наиболее хорошо изучен Сухтелинский аллохтон, видимо перемещенный на восток из краевых частей Магнитогорского мегаблака. Он представляет собой синформно изогнутый пакет тектонических пластин, часть из которых сложены ордовикскими базальтоидами, а другие - кремнисто-терригенными породами среднего-верхнего девона (рис. 4). Базальтоиды из различных пластин удивительно однообразны по составу (табл.) - это субщелочные натриевые базальты. Они являются петрохимическими аналогами поляковской свиты Магнитогорского мегасинклинория и тогузакской толщи Зауралья.
|
Рис. 4. Схематическая геологическая карта Сухтелинского покрова 1 - Шелудивогорская шовная зона; 2 - Степнинско-Березиновская зона Восточного Урала; 3-6 - породные комплексы Сухтелинского блока: 3 - терригенно-кремнистый, 4 - карбонатный, 5 - кремнисто-базальтовый (цифрами обозначены номера пластин), 6 - серпенитиновый; 7 - жерловые базальты; 8 - раннепермские граниты; 9, 10- места находок ископаемой фауны: 9 - макрофауна (находки предшественников), 10 - конодонты (находки авторов).
|
Таблица
Средние составы ордовикских базальтов различных зон и пластин (вес. %)
Зоны и пластины |
SiO2 |
TiO2 |
Al2O3 |
Fe2O3 |
FeO |
MnO |
MgO |
CaO |
Na2O |
K2O |
С (n =134) |
49.26 2.09 |
1.24 0.44 |
14.95 1.91 |
3.80 2.04 |
7.32 1.97 |
0.17 0.08 |
6.61 2.32 |
8.44 2.57 |
3.52 1.19 |
0.83 0.73 |
В (n =37) |
48.23 2.90 |
1.14 0.46 |
15.15 1.98 |
4.09 1.52 |
6.39 2.20 |
0.19 0.12 |
7.46 2.54 |
7.56 2.45 |
3.57 1.13 |
0.70 0.64 |
М (n=6) |
49.91 1.43 |
1.43 0.35 |
14.10 1.05 |
2.23 1.72 |
9.65 3.09 |
0.22 0.09 |
7.51 0.92 |
8.60 1.12 |
3.33 0.98 |
1.04 0.74 |
1 (n=34) |
49.63 1.88 |
1.39 0.32 |
14.41 1.35 |
3.97 2.97 |
7.41 2.51 |
0.17 0.04 |
7.13 2.48 |
7.92 2.66 |
3.60 1.10 |
0.55 0.48 |
2 (n=24) |
49.95 2.16 |
1.43 0.32 |
14.75 1.07 |
4.05 1.93 |
7.58 1.56 |
0.19 0.12 |
5.69 1.49 |
7.22 1.93 |
4.44 0.89 |
0.74 0.64 |
3 (n=30) |
51.26 3.06 |
1.31 0.47 |
14.72 1.59 |
3.32 1.87 |
7.99 1.65 |
0.21 0.09 |
6.10 2.02 |
6.27 2.36 |
4.39 0.67 |
0.82 0.89 |
4 (n=6) |
50.70 2.06 |
1.18 0.31 |
14.88 1.24 |
3.03 0.83 |
6.56 1.48 |
0.15 0.02 |
6.73 1.06 |
8.72 2.91 |
3.70 0.99 |
0.49 0.39 |
5 (n=19) |
49.66 1.74 |
1.47 0.32 |
14.56 0.79 |
3.14 1.83 |
8.13 1.63 |
0.16 0.08 |
6.55 0.78 |
7.29 3.00 |
3.97 0.71 |
0.65 0.65 |
6 (n=4) |
49.82 0.80 |
1.65 0.31 |
14.23 0.41 |
3.92 1.03 |
9.07 0.99 |
0.22 0.01 |
5.43 1.13 |
7.47 0.97 |
4.09 0.54 |
1.12 0.58 |
Примечания: а) использованы данные авторов, а также данные, приведенные в геологосъемочных работах В.В. Бабкина, Р.Н. Шагиной, Б.А. Черменинова, А.И. Левита, Б.А. Янкелевича; б) А-В - зоны: С - Сухтелинская, В - Варненская, М - Магнитогорская (по[11]); 1-6 номера тектонических пластин Сухтелинской зоны: 1 - Линевская, 2 - Сухтелинская, 3 - Переселенческая, 4 - Климовская, 5 - Зингейская, 6 - Темирская; в) в скобках указано количество проб; г) в знаменателе даны стандартные отклонения. |
Возраст базальтов и осадочных разрезов впервые удалось обосновать находками конодонтов (сборы О.В. Артюшковой, В.А. Маслова, Л.А. Курковской, В.И. Борисенка и др., определения О.В. Артюшковой и Л.А. Курковской) [10]. Хотя ордовикские конодонты найдены только в одном блоке, сходство составов базальтоидов позволяет уверенно относить все их к ордовику. Терригенно-кремнистые разрезы различных пластин тоже похожи друг на друга однообразием пород и характерным тонким переслаиванием
. Они имеют различный возраст и представляют фрагменты единого конденсированного терригенно-кремнистого разреза возрастом от живета - до нижнего франа включительно.Шовные зоны Восточного Урала
Как уже отмечалось выше, Восточно-Уральский мегаблок имеет естественные ограничения в виде сложно построенных, полихронных шовных зон сдвиговой природы: с запада - Шелудивогорской, а с востока - Редутовской. Шовные зоны имеют сходное строение и, вероятно, близкий возраст формирования.
Шелудивогорская шовная зона
Шелудивогорская шовная зона имеет ширину около 4 км при длине более 50 км. Она представляет собой пакет круто стоящих тектонических пластин, обычно линзовидной формы, горизонтальная мощность которых в большинстве случаев не превышает 2 км, а чаще всего составляет первые сотни метров. Между пластинами нередко наблюдаются маломощные линзовидные тела серпентинитов. В пластинах диагностируются: ордовикская кремнисто-базальтовая толща; позднефранская толща кремнистых алевролитов (аналог мукасовской свиты Магнитогорского прогиба); раннекаменноугольная (?) вулканогенная толща; раннекаменноугольная карбонатная толща; позднепалеозойские граниты; абсарокит-шонкинитовая ассоциация предположительно триасового возраста [4]. По всей длине зона насыщена кварцевыми жилами и линейными участками других гидротермалитов; в ее пределах фиксируются золоторудные проявления.
В Шелудивогорской шовной зоне породы тектонизированы неравномерно, хотя в них повсеместно развит кливаж, круто падающий на запад. Местами встречаются линейные участки тектонического дробления и интенсивного рассланцевания (чаще на флангах), а также мелкие осложняющие складки, по большей части - присдвиговые, с вертикальными шарнирами (хотя отмечены и лежачие). Судя по зеркалам скольжения на восточном фланге зоны, ее восточное ограничение представлено правым сдвигом, круто падающим на запад.
Редутовская шовная зона
Редутовская шовная зона имеет ширину около 5 км при длине более 80 км. Она представляет собой пакет круто стоящих тектонических пластин, основной структурной единицей которого является Челябинский грабен. Горизонтальная мощность отдельных пластин в большинстве случаев не превышает 2 км, а чаще составляет первые сотни метров. В пластинах диагностируются: ордовикская кремнисто-базальтовая толща; раннекаменноугольная карбонатная толща; раннекаменноугольная (?) вулканогенная толща; гранитоиды пластовского комплекса; раннетриасовые базальты и челябинская угленосная серия среднего-позднего триаса. По всей длине эта структура насыщена кварцевыми жилами и зонами других гидротермалитов; в ее пределах расположены золоторудные объекты.Степень тектонизации пород в Редутовской шовной зоне гораздо выше, чем в Шелудивогорской. Здесь практически повсеместно развито интенсивное рассланцевание, а в тонкослоистой челябинской серии активно проявлен будинаж. Будинированными оказываются компетентные прослои мелко-среднезернистых песчаников и известняков, залегающие внутри некомпетентных пачек алевролитов и углистых алевролитов (рис. 5).
|
Рис. 5. Схема строения челябинской серии на участке "Ибрейкин лог". 1 - рыхлые отложения; 2 - алевролиты и углистые алевролиты; 3 - песчаники; 4 - песчаники с рассеянной галькой; 5 - зоны интенсивного рассланцевания; 6 - кварцевые жилы; 7 - маркирующие прослои алевролитов и мелкозернистых песчаников; 8 - разрывы. |
Выводы
Восточно-Уральские структуры в южной своей части представлены вполне симметричным ансамблем структурных элементов. В его центре расположена антиформная Чесменская зона (цепочка слабо вытянутых куполов, сложенных метаморфическими породами), а на флангах - синформные Степнинско-Березиновская и Чернореченско-Бородиновская зоны (покровно-складчатые комплексы, сложенные различными формациями раннего карбона). От соседних структур Восточный Урал отделяют узкие шовные зоны: Шелудивогорская и Редутовская (крутые пакеты разнородных тектонических пластин, среди которых главную роль играют блоки триасовых базальтоидов), а Сухтелинско-Успеновский тектонический покров перекрывает собственно Восточно-Уральские структуры.
Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ, гранты 96-05-65519, 96-05-65519.
Литература
1.
Веймарн А.Б., Милановский Е.Е. Фаменский рифтогенез на примере Казахстана и некоторых других регионов Евразии. Статья 1 и Статья 2 // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1990. Т. 65, вып. 4. С. 34-47; вып. 6. С. 9-23.2.
Кабанов Ю.Ф., Вишневский Л.Е., Воронцова Т.Н., Щеголева Л.А. Среднепалеозойский-раннемезозойский Тенизско-Балхашский рифтовый пояс (Центральный Казахстан) // Проблемы геологии и металлогении Центрального Казахстана. М.: Наука. 1993. С. 127-147.3.
Кошелева И. А., Тевелев Ал. В., Читалин А. Ф., Охапкина Е. Ю., Кац М.Я., Соколова Т. Б. Новые данные о строении Успеновского серпентинитового массива (Южный Урал) // Ежегодн. научн. конференц. "Ломоносовские чтения". М.: Изд-во Моск. ун-та. 1996. С. 30-31.4
. Кошелева И.А., Тевелев Ал.В. Абсарокит-шонкинитовая ассоциация предположительно триасового возраста на Южном Урале // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1998 (в печати).5.
Маслов В.А., Артюшкова О.В., Барышев В.Н. Стратиграфия девонских отложений Магнитогорского мегасинклинория // Сов. геология. 1985. ? 9. С. 61-71.6.
Маслов В.А., Яркова А.В., Артюшкова О.В. и др. Корреляция вулканогенных комплексов девона Магнитогорской магазоны // Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала. Тез. докл. VI Уральск. петрогр. совещ. Ч. 2. Екатеринбург. 1997. С. 31-33.7.
Салихов Д.Н., Яркова А.В. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория // БНЦ УрО РАН. Уфа. 1992. 138 с.8.
Серавкин И.Б. Тектоно-магматическая зональность Южного Урала и его положение в складчатых системах Урало-Монгольского пояса // Геотектоника. 1997. ? 1. С. 32-47.9.
Тевелев Ал.В., Тевелев Арк.В., Кошелева И.А. Тельбесский и саурский тектогенез в Центральном Казахстане и на Восточном Урале (сравнительный анализ) // Тектоника Азии. Труды тектонического совещания. М.: Изд-во Геос. 1997. С. 218-220.10
. Тевелев Ал.В., Артюшкова О.В., Борисенок В.И., Кошелева И.А., Курковская Л.А., Маслов В.А. Новые данные о возрасте и структуре палеозойских комплексов Сухтелинской зоны на восточном склоне Южного Урала // Бюл. МОИП., 1998 (в печати).11.
Фролова Т.И., Бурикова И.А. Геосинклинальный вулканизм // М.: Изд-во МГУ.1977. 262 с.12.
Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Геодинамическая реконструкция Среднеуральского альпинотипного шарьяжа // Геотектоника. 1993. ? 2. С. 20-28.В оглавление сборника "Проблемы геологии Урало-Монгольского пояса"