CC BY
22
ИЗВЕСТИЯ . ТОМСКОГО ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА ИМЕНИ С. М. КИРОВА
Том 236 ' 1976 г.
к СТРАТИГРАФИИ ДЕВОНСКИХ ВУЛКАНОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ОКРАИНЫ МИНУСИНСКОЙ котловины
Ю. А. ФОМИН, В. Г. КРЮКОВ
(Представлена профессором доктором А. Г. Сивовым)
В пределах Минусинской котловины и в особенности ее горного обрамления довольно широким распространением, как-известно, пользуются девонские вулканогенные образования, которые продолжают вызывать у исследователей определенный научный и практический интерес. Одними из наиболее сложных и одновременно важных вопросов при этом остаются вопросы расчленения эффузивных толщ и их корреляции, так как имеющиеся в литературе сведения по стратиграфии этих пород в значительной мере отрывочны и противоречивы. Часть авторов [2, 3, 8, 5, 6, 12, 18] ограничивается простой констатацией факта существования в пределах Минусинской котловины девонского вулканогенно-осадочного комплекса пород с указанием его положения в разрезе данной системы и примерного состава. Достаточно подробно вулканогенные образования Минусинской ¡котлованы расчленяются Г. А. И<вапки;ным (4], А. А. Мооса-ковским [11], Г. И. Теодоровичем и Б. Я. Полонской [14], Е. А. Шнейде-ром и Б. П. Зубкус [17] и особенно И. В. Лучицким [7, 8, 13]. Однако из большого числа разрезов, приведенных указанными авторами, только некоторые [13, 11, 17] частично характеризуют восточную и северо-вос-точную окраины Северо-Минусинской впадины, где эффузивные образования распространены особенно широко и представлены наиболее многообразно.
В настоящей статье приводятся данные по стратиграфии вулкано-генно-осадочных отложений быскарской серии, северо-восточной окраины Северо-Минусинской впадины (окрестности горы Стог). Строение быскарской серии в указанном районе лучше всего можно выяснить, изучая разрезы по кл. ¡Кукуевскому, по рч. Собольему и р. Скотский Урман, непосредственно вблизи г. Стог и несколько южней ее (р. Малтат).
Наиболее полным является разрез по кл. Кукуевскому, характеризующий верхнюю часть серии и представленный следующими породами (снизу вверх):
1. Темно-серые до черных с зеленоватым оттенком олигофировые базальтовые порфириты, перемежающиеся с маломощными горизонтами грубообломочных туфов. Мощность 180—200 м.
2. Несколько покровов темно-серых плагиоклаз-пироксеновых и плагиоклазовых порфиритов. -Покровы отделяются друг от друга шлаковыми образованиями. Мощность 70—80 м.
3. Грубообломочные .¡(псефитовые) лито-кристаллокластлческие туфы андезито-базальтовых порфиритов. Мощность 100—110 м.
4. Пепельно-серые, вишневые перекристаллизованные витрокласти-
ческие туфы, агглютинаты, пизолитовые туфы, характеризующиеся тонкой слоистостью. Отмечаются маломощные покровы вишнево-серых оли-гофировых фельзофиров. Общая мощность данных образований достигает 300—350 м.
5. Переслаивание серых, зеленовато-серых песчаников, туфопесча-ников, алевролитов и мергелей. В основании пачки, залегающей несогласно на витрофировых туфах, наблюдаются конгломераты с галькой ранее описанных эффузивных образований. Мощность всей терригенно-осадочной пачки 30—50 м.
6. Покровы темно-серых олигофировых базальтовых порфиритов с грубой шаровой отдельностью. Мощность 50—70 м.
7. Серые с зеленоватым оттенком пористые андезитовые порфириты. Мощность 70—80 м.
8. Вишнево-серые эвтакситовые грубообломочные туфы и туфобрек-чии, чередующиеся с лавобрекчиями риолитовых порфиров. Мощность 120—130 м.
9. Лилово-серые и вишнево-красные риолитовые порфиры, образующие, по-видимому, куполообразные тела. Мощность 200—220 м.
10. Гетерогенные грубообломочные литокластические туфы. Мощность 50—70 м.
11. Вишнево-серые, темно-вишневые кварцевые и кварцсодержащие порфиры, фельзофиры, ленточные фельзиты. Мощность 250—260 м.
12. Лилово-серые псефито-псаммитовые ■ . лито-кристаллокластиче-ские туфы трахитовых порфиров. Мощность 150—200 м.
13. Буровато-красные флюидальные трахитовые порфиры, образующие ряд куполов. Мощность 170—200 м.
На размытой поверхности фельзитов и трахитовых порфиров трансгрессивно с горизонтом конгломератов в основании залегают светло-се-рые, розовато-серые гравелиты и песчаники, отнесенные к илеморовской свите (7)|Л).
Разрез вулканогенной серии по рч. Собольему и р. Скотский Урман (примерно 15 км восточнее кл. ¡Кукуевского) характеризует ее нижнюю часть, залегающую с резким угловым несогласием на образованиях древнего фундамента, представленных протерозойскими кристаллическими сланцами и мраморами, прорванными гранитоидами нижнего палеозоя.
Разрез представлен следующими породами (снизу вверх):
1. ¡Конгломераты с галькой мраморов, кристаллических сланцев и гранитоидов Ольховского комплекса. Мощность 10—20 м.
2. Мощная серия покровов темно-зеленовато-серых диабазовых порфиритов и афиритов, реже базальтовых порфиритов, разделенных шла-ковыми корками. Мощность 500—600 м.
3. Красноцветные туфопесчаники, переслаивающиеся с вишнево-серыми туфами и туффитами. Указанные образования залегают на размытой поверхности диабазовых порфиритов, имея в основании отдельные линзы гравелитов. Мощность 20—(100 м.
4. Серые, темно-серые или почти черные базальтовые, плагиобазаль-товые и андезитовые по,рфириты, представляющие собой серию потоков. В подошве и кровле отдельных потоков отмечаются лавокластические образования. Общая мощность пород 600-—700 м.
5. Вишнево-красные перекристаллизованные кристалло-витрокла-стические туфы, чередующиеся с покровами лилово-серых кварцсодержа-щих порфиров, красновато-бурых дацитовых порфиров и ортофиров. Мощность 180—200 м.
6. Зеленовато-серые конгломераты, туфогравелиты и туфопесчаники, залегающие с несогласием на витрокластических туфах. Мощность 30— 50 м.
7. Зеленовато-серые андезитовые порфириты. Мощность 40—50 м.
Непосредственно в районе г. Стог разрез вулканогенной серии представлен следующими образованиями (снизу вверх):
1. Темно-серые почти черные с зеленоватым оттенком олитофировые базальтовые порфириты. Мощность до 100 м.
2. Серые, темно-серые андезито-базальтовые и плагиобазальтовые порфириты, образующие несколько покровных тел. (В кровельных частях тел обнаруживаются миндалекаменные разности пород. Мощность 120— 150 м. .
3. Существенно витрокластические с небольшой примесью кристал-локластов туфы, чередующиеся с маломощными покровами тонкофлюи-дальных фельзофиров, трахидацитовых и кварцсодержащих порфиров. Окраска и излившихся, и пирокластических разностей пород характеризуется проявлением вишневых, красновато-бурых или лиловых тонов. Мощность 140—1160 м.
4. Переслаивание серых, зеленовато-серых туфогравелитов, туфопес-чаников и алевролитов, лежащих несогласно с конгломератами в основании на эродированной поверхности витрокластических туфов. В составе гальки конгломератов отмечаются практически все разности нижележащих пород. Приблизительно к средней части разреза данной пачки относится несколько покровов или, может быть, силлов андезито-базальтовых порфиритов общей мощностью 50—70 м. Мощность описанных образований 200 м.
5. Вишнево-серые витрокластические (пепловые) с примесью лито-и кристаллокластов туфы. Мощность 60—70 м.
6. Зеленовато-серые андезитовые порфириты, содержащие мелкие бомбы пород основного состава. Мощность 50—80 м.
7. Темно-вишневые псефитовые литокластические гетерогенные туфы. Мощность 40—50 м.
8. Темно-вишневые кластолавы риолитовых порфиров. Снизу вверх количество литокластов убывает. Мощность 30.—40 м.
9. Серые, красновато-серые и 0уровато-красные риолитовые порфиры, образующие куполообразные тела. Мощность 150—170 м.
10. Тонкофлюидальные лавы и лавобрекчии фельзитов, нередко имеющие сферолитовое строение. Мощность 80—100 м.
1. Крупноглыбовые лавоконгломераты базальтовых порфиритов, несогласно лежащие на неровной поверхности риолитовых порфиров и других нижележащих эффузивов. Мощность 20—30 м.
12. Черные оливинсодержащие базальтовые порфириты. Образуют покровы, почти горизонтально залегающие на возвышенных участках. Имеют в основании лавоконгломераты. Мощность 60—80 м.
Северо-западнее г. Стог вулканогенные отложения быскарской серии несогласно перекрываются серыми известняками бейской свиты \D\bs).
Рассмотренный разрез сходен с разрезом эффузивов, прослеженным в районе р. Малтат (10 км южнее г. Стог), где отмечаются следующие разновидности пород (снизу вверх):
1. Темно-зеленовато-серые базальтовые порфириты, образующие многочисленные покровы общей мощностью свыше 200 м.
2. Псефитовые литокластические туфы андезитовых порфиритов. Мощность 100—110 м.
3. Псаммитовые кристаллокластические туфы андезитовых порфиритов. Мощность 200—250 м.
4. Серые до темно-серых андезитовые порфириты (несколько покровов). Мощность 130 м.
5. Серые с вишневым оттенком витрокластические (пепловые) туфы С лапиллями. Мощность 90 м.
6. Серые, темно-серые гравелиты, песчаники, туфопесчаники, алев-
ролиты, чередующиеся между собой и содержащие отдельные горизонты витрокластических (пепловых) туфов. Указанные отложения залегают несогласно на пепловых туфах и других ранее описанных породах. Мощность 200—210 м.
7. Лиловые или темно-вишневые псефитовые литокластические туфы риолитовых порфиров. Мощность 80 м.
8. Красновато-серые риолитовые порфиры. Мощность порядка 300 м.
9. Черные базальтовые порфириты с оливином, образующие покровные тела, очень полого лежащие на размытой поверхности риолитовых порфиров и других образований быскарской серии. В основании наблюдаются лаво- и туфо-конгломераты. Мощность базальтовых порфиритов 30—40 м.
Сопоставление данной группы разрезов (рис. 1) позволяет установить некоторые особенности строения вулканогенной серии в изученном
Рис. 1. Схема сопоставления разрезов вулканогенных образований Оыскарской серии северо-восточной окраины Минусинской котловины:
1. — известняки; 2 — мергели; 3—алевролиты; 4 — песчаники, туфопесчаники; 5 — гравелиты, туфогравелиты; 6 — конгломераты; 7 — туффиты; 8 — базальтовые порфириты, плагиобазальты, андезито-базальты; 9 — лавоконгломераты базальтовых порфиритов; 10— ортофиры, трахитовые порфиры; 11 —лито-кристаллокластические туфы трахитовых порфиров; 12 — кварцевые порфиры, фельзофиры, фельзиты, криптоквар-цевые порфиры; 13 — литокластические туфы кварцевых и кварисодержащих порфиров; 14 — риолитовые порфиры; 15 — кластолавы риолитовых порфиров; 16 — существенно витрокластические (пепловые) туфы; 17 — андезитовые порфириты; 18 — псаммитовые кристаллокластические туфы андезитовых порфиров; 19 — псефитовые литокластические туфы андезитовых порфиритов; 20 — трахидацитовые порфиры; 21 —туфобрекчии, конг-ломератовидные туфы основного состава; 22 — диабазовые порфириты; . 23 гранито-иды; 24 —~ кристаллические сланцы и мраморы.
районе и прежде всего расчленить ее на три самостоятельные формации (снизу вверх): трахиандезитовую, трахилипаритовую и базальтовую, характерные для орогенных, главным образом геоантиклйнальных подвижных зон [6.]. Такое деление проведено не только путем петрографического изучения разрезов, но и в первую очередь на основании целого ряда общегеологических наблюдений, позволяющих делать выводы об условиях залегания эффузивных образований каждой формации, а также о присущем ей характере вулканизма. Важнейший критерий для выделения формаций заключается в проявлении на данной территории двух достаточно крупных перерывов в девонской вулканической деятельности. Состав формаций хотя и отражается их названием, тем не менее отличается, как правило, обилием входящих в них петрографических разностей пород, что послужило основанием для выделения внутри формаций эффузивных пачек. Отдельные пачкк характеризуются наличием собственно эффузивных и пирокластических пород определенного состава и нередко отделяются одна от другой слабовыраженными перерывами местного значения.
Трахиандезитовая формация, имеющая в основании ба-зальные конгломераты, залегает с резким угловым несогласием на дислоцированных образованиях фундамента и включает ;в себя следующие эффузивные пачки (снизу вверх):
1. Пачка диабазовых порфиритов и афиритов с подчиненным развитием базальтовых порфиритов. Мощность 500—600 м.
2. Пачка базальтовых, плагиобазальтовых, андезитобазальтовых, андезитовых порфиритов, чередующихся с горизонтами, иногда значительной мощности конгломератовидных туфов, туфобрекчий и псефито-псаммитовых туфов аналогичного состава. Отмечающиеся в основании красноцветные туфогенно-осадочные образования свидетельствуют о временном перерыве вулканической деятельности, имеющем, по-видимому, местный характер. Общая мощность описанных отложений достигает 700—800 м.
3. Пачка существенно пепловых накоплений, представленных витро-кластическими с незначительной примесью лито- и кристаллокластов туфами, чередующимися с маломощными собственно эффузивными телами фельзофиров, кварцсодержащих порфиров, трахидацитовых порфиров, реже ортофиров. Мощность данных образований меняется от 90 до 300— 350 м.
В целом для двух нижних пачек, представляющих собой излияния основного состава, характерны большие мощности тел и выдержанность их на значительных площадях, а также подчиненное количество пиро-кластического материала в продуктах вулканизма. Субвулканические фации представлены исключительно дайками, имеющими, как и покровы, северо-западное простирание. В некоторых случаях удается наблюдать непосредственный цереход даек к покровным телам.
Существенно кислым эффузивно-пирокластическим образованиям третьей пачки присуще более локальное проявление с резким увеличением мощности вблизи установленных или предполагаемых древних центров извержения.
Отложения трахиандезитовой формации в значительной мере дислоцированы с образованием довольно напряженных складчатых структур сложного типа с крутыми углами падения крыльев.
Трахилнпаритовая формация. Отложения ее повсеместно залегают с угловым несогласием на размытых породах трахиандезитовой формации, имея в основании терригенно-осадочную с примесью туфоген-ного материала пачку мощностью от 30—50 до 260—1270 м. Небезынтересно отметить наличие в составе пачки отдельных горизонтов витро-кластических (пепловых) туфов. Кроме существенно терригенно-осадоч-
ных отложений, трахилипаритовая формация включает в себя следующие эффузивные пачки (снизу вверх);
1. Пачка риолитовых порфиров. Последние переслаиваются в нижней своей части с туфолавами и класталавами аналогичного состава. Повсеместно в основании пачки отмечается выдержанный горизонт псе-фитовых литокластических туфов. Иногда эти туфы подстилаются анде-зитовыми и базальтовыми порфиритами. Мощность пачки непостоянна — от первой сотни метров до 220—260 м.
2. Пачка кислых эффузивов, представленных кварцевыми, кварцсо-держащими порфирами, фельзофирами и ленточными фельзитами. В районе кл. Кукуевского, где они наиболее широко развиты, в основании пачки собственно эффузивных/гел залегает маломощный горизонт гетерогенных конгломератовидных туфов. Мощность кислых эффузивов варьирует в широких предела^, участками повышаясь до 300—350 м или понижаясь до 80—100 м и даже совершенно выклиниваясь.
3. Пачка субщелочных эффузивов. В основании наблюдается лито-кристаллокластические туфы трахитовых порфиров, выше по разрезу сменяющиеся собственно эффузивными их аналогами. Мощность данных образований достигает 300—400 м.
В целом^для трахилипаритовой формации характерно относительно локальное проявление, куполообразные формы быстро выклинивающихся тел собственно эффузивов, обилие пирокластического материала в продуктах извержения и сравнительно небольшие мощности. Однако вблизи центров извержения мощности отложений формации резко увеличиваются. Такие участки поражают обилием и разнообразием субвулка-пических фаций, представленных некками, силлами, лакколитами и дайками пород кислого и субщелочного состава.
По условиям залегания отложения трахилипаритовой формации резко отличаются от образований нижележащей формации. Им свойственна слабая дислоцированность с образованием нечетко выраженных брахи-формных структур с пологими углами падения крыльев.
Базальтовая формация в данном районе распространена незначительно, обнажаясь на возвышенных участках, характеризующихся слабым эрозионным срезом. Залегает она почти горизонтально на размытой поверхности пород обеих нижних формаций, имея, как правило, в основании горизонты лавоконгломератов и туфов мощностью 20—30 м. Представлена покровными телами базальтовых порфиритов общей мощностью до 100 м. Субвулканические фации представлены главным образом дайками и силлами. На участках, подверженных значительной эрозии, проявлены только субвулканические фации данной формации, причем иногда весьма обильно. Это дает основание предполагать более широкое распространение покровов базальтовой формации непосредственно во впадинах Минусинской котловины. .
Возраст вулканических формаций данного району может быть определен на основ,е сопоставления приведенных выше разрезов с ранее известными, палеонтологически охарактеризованными разрезами эффу-зивно-осадочных отложений Минусинской котловины и главным образом Северо-Минусинской впадины (рис. 2).
Следует сразу же оговориться, что среди исследователей до сих пор нет единого мнения относительно времени начала и окончания девонской вулканической деятельности в Минусинской котловине. По поводу нижней возрастной границы быскарской серии, фактически определяемой ее трансгрессивным налеганием на нижнепалеозойские образования фундамента, имеется несколько мнений. Я. С. Эдельштейн [19] относил первые проявления вулканизма в Минусинской котловине условно к верхнему силуру. Большинство исследователей [12, 15, 5, 8, 17, 11, 3] считают их нижнедевонскими. Н. Г. Чочиа и др. [16] конкретно датируют нижнюю
границу серии кобленцом. В.-С. Мелещенко [9] относит начало вулканизма в Северо-Минусинской впадине к эйфельскому времени. Касаясь верхней возрастной границы вулканогенной серии, определяемой по смене вулканогенно-осадочных образований терригенно-осадочными, одни авторы [12, 3, 5] относят ее к эйфельскому ярусу, тогда как другие [9, 16] полагают, что вулканизм продолжался и в живетское время.
Сопоставление различных разрезов вулканогенной серии Минусинской котловины возможно благодаря наличию в данном районе среди эффузивов существенно терригенно-осадочных отложений, содержащих псил офитовую флору нижнего девона [1] и свидетельствующих о перерыве в вулканической деятельности в это время. Такой перерыв нашел отражение в построениях всех авторов. В частности, в схеме А. Г. Сивова [12] этот перерыв выражен имекской и толочковской свитами таштыпской формации. В окрестностях г. Стог таштыпской формации отвечает туфо-генно-осадочная пачка, лежащая в основании трахилипаритовой формации. Соответственно с хараджульской формацией А. Г. Сивова [12] сопоставляются отложения трахиандезитовой формации, а с печиновской {О^) —эффузивные пачки трахилипаритовой и базальтовой формаций. В отношении последней отметим, что аналогами ее, по-видимому, можно считать описанные Г. А. Иванкиным [4] оливин-авгитовые порфириты, лежащие на шунетской свите в окрестностях оз. Иткуль, а также базальты в районе оз. Шунет и Матарак и возле ст. Шира в верхних частях разрезов И. В. Лучицкого [8].
Ка эффузивных формациях несогласно после перерыва, имеющего, как показали работы Я . С. Эдельштейна [18], А. Г. Сивова [12] й А. А. Моссаковского [10], региональное значение для всей Минусинской котловины, залегают фаунистически охарактеризованные тер.ригенно-осадоч-ные отложения илеморовской и бейской свит бейской фармации живет-ского яруса [12]. Н. Г. Чочиа и др. [16] отмечают также для лрибортовых частей Минусинской котловины перекрытие быскарской серии аскизской свитой, относящейся к самым низам живета. На основании всего вышесказанного возраст эффузивных образований данного района следует считать доживетским, но, по-видимому, не древнее жединского.
Выводы
1. Приведенные в статье разрезы эффузивно-осадочных отложений быскарской серии, находящиеся на значительных друг от друга расстояниях, весьма специфичны, отмечаются разнообразием состава пород и свидетельствуют об их фациальной изменчивости. Тем не менее эти разрезы сопоставимы между собой, что является основой для составления сводного разреза серии в данном районе.
2. Вулканогенные образования серий в окрестностях г. Большой Стог уверенно расчленяются на три самостоятельные формации — тра-хиандезитовую, трахилипаритовую и базальтовую, отличающиеся одна от другой петрографическим составом, характером залегания и условиями формирования.
3. Возраст выделенных формаций определяется на основании сопоставления их разрезов с ранее известными палеонтологически охарактеризованными разрезами эффузивно-осадочных отложений Минусинской котловины в пределах жединского-эйфельского ярусов.
ЛИТЕРАТУРА
1- А. Р. Ананьев. Важнейшие местонахождения девонских флор в Саяно-Алтайской горной области .Изд-во ТГУ, Томск, 1959.
2. А. И. Анатольев а. Стратиграфия и некоторые вопросы палеогеографии де-
¡зона Минусинского межгорного прогиба. Труды Инст. геологии и геофизики СО АН . СССР, вып. 2, 1960.
3. А. И. Анатольева. О стратиграфическом положении девонских вулканогенных пород Саяно-Алтайской складчатой области. В кн.: «Проблемы палеовулканологии», Труды лаб. палеовулканологии, вып. 1, Алма-Ата, 1963.
4. Г. А. И в а н к и н. Стратиграфия девона западной окраины Минусинской котловины. Труды ТГУ, т. 146, сер. геол., Томск, 1960.
5. Я- Г. К а ц, Б. Н. К р а с и л ь н и к о в и др. Стратиграфия палеозойских отложений Минусинской котловины и ее горного обрамления. Труды ВАГТа, вып. 4, 1958.
6. Ю. А. Кузнецов. Главные типы магматических формаций. «Недра», 1964.
7. И. В. Лучицкий. О девонской вулканогенно-красноцветной серии Минусинского межгорного прогиба. Докл. АН СССР, 116, № 2, 1957.
8. И. В. Лучицкий. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба. Изд-во АН СССР, 1960.
9. В. С. Мелещенко, О некоторых вопросах стратиграфии девонских отложений Минусинской котловины. Сб. «Палеонтология и стратиграфия». Госгеолтехиздат, 1953.
10. А. А. М о с с а к о в с к и й. О предживетском перерыве и угловом несогласии в девоне Минусинских впадин. Докл. АН СССР, т. 132, № 6, 1960.
11. А. А. Моссаковский. Тектоническое развитие Минусинских впадин и их горного обрамления в докембрии и палеозое. Госгеолтехиздат, 1963.
12. А. Г. С и в о в. Элементы стратиграфии и тектоники девонских отложений Минусинской котловины. Труды ТГУ, т. 132, сер. геол., Томск, 1954.
13. Сравнительная палеовулканология среднего и верхнего палеозоя юга Сибири и Восточного Казахстана. СО АН СССР, «Наука», 1966.,
14. Г. И. Теодорович, Б. Я- Полонская. Стратиграфия, петрография и фации девона Минусинских и Назаровских впадин. АН СССР, 1958.
15. Г. И. Теодорович. Стратиграфия и унификация разрезов девона Минусинских и Назаровской впадин. Труды Инст. нефти АН СССР, т. 9, 1958.
16. Н. Г. Ч о ч и а, Е. Е. Белякова и др. Геологическое строение Минусинских межгорных впадин и перспективы их нефтегазоносности: Труды Всес. научн.-иссл. нефт. геологоразв. ин-та, вып. 100, 1958.
17. Е. А. Ш н е й д е р, Б. П. 3 у б к у с. Стратиграфия нижне- и среднедевонских отложений Северо-Минусинской и Сыдоербинской впадин. Материалы по геол. Красноярского края, вып. 3, 1962.
18. Я. С. Эдельштейн. Геологический очерк Минусинской котловины и прилегающих частей Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна. Очерки по геологии Сибири, Изд-во АН СССР, 1932.
19. Я. С. Эдельштейн. Краткое геологическое описание части Хакасской автономной области, расположенный на левой стороне Енисея к западу и северо-запа-ду от с. Батени. ОНТИ, НКТИ, 1936.
