CC BY
29
обычно закладывались, возможно, в допалеозое и раннем палеозое, а с другой, - как правило, пересекают наиболее молодые юрские и меловые отложения. Нами лишь проделана попытка выделить дорудные субширотные зоны повышенной проии цаемости, образовавшиеся на про фес-си в ном этапе, системы внутрирудных разрывных нарушений диагональных направлений регрессивного этапа и пострудные, в том числе наиболее молодые неотекгонические, разрывные нарушения.
Основными структурными элементами глубинного и древнего заложения являются разрывные нарушения субширотного и северо-восточного направлений, определившие клиновидно-блоковую структуру Норгайского блока. При этом устанавливается, что внутри крупных клиновидных блоков в связи с неоднократными перемещениями одних блоков относительно других на различные амплитуды происходит более дробная дифференциация на более мелкие блоки второго порядка, а в последних на блоки еще меньшего порядка.
Известные урановорудные месторождения и рудопроявления локализуются главным образом в субширотных зонах повышенной проницаемости на определенных расстояниях от узлов их пересечения с более поздними северо-восточными нарушениями. Эмпирически установленный латеральный шаг оруденения позволяет прогнозировать урановорудную минерализацию в субширотных зонах по латерали на расстоянии 50-200 м от узла пересечения разрывных нарушений с учетом их размеров и пространственного положения.
По падению рудной зоны вертикальный размах уранового оруденения составляет не менее 1 км. Прогноз на глубину можно сделать с учетом вертикального шага оруденения в 220-250 м. Сделано предположение, что именно через такие интервалы по падению рудоносной зоны в ней появляются волнообразные флексурные перегибы с полостями отслоения, зонами дробления и брекчирования, наиболее благоприятными для локализации урановорудной минерализации.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Гзовский М.В. Моделирование тектонических полей и напряжений //Изв. АН СССР. Сер. геоф. - 1954. - N6.
2. Заика-Новафсий B.C., Казаков А.Н. Структурный анализ и основы структурной геологии. - Киев: Вшуа школа. Головное изд-во, 1989.
3. Иванкин П.Ф., Назаров Н.И. Проблема восстановительного метасоматоза //Метасоматизм и рудообраэованис. - М., 1984.
4. Мао Юнъ-ян и Мин Юн-мин. Кремнисто-известковисто-глинистые породы уранового месторождения в западном Циньлине (на китайском языке), 1988.
УДК 551.26
В.А.Душин
РИФЕЙСКАЯ ОФИОЛИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ ПОЛЯРНОГО УРАЛА
Одной из специфических особенностей геологического строения Полярного Урала является относительно широкое развитие рифейских базит-гипербазитовых ассоциаций. При этом вопрос об их формационной и геодинамической принадлежности остается предметом острых дискуссий. Начиная с работ Н.А.Сирина (1962) с теми или иными вариациями, высказывается мнение с геосинклинальном характере рифейского магматизма [6]. Впоследствии, особенно после публикаций С.Н.Иванова (1977), появилась серия статей, отстаивающая активизационную субплат-форменно-рифтогенную их прирэду [3]. Подобная диаметральность суждений сложилась прежде всего из-за недоказанности первой группой авторов наличия здесь инициальных магматитов, т.е. проявления офиолитовой ассоциации либо ее следов в рифеидах региона.
Как показали наши исследования, рифейский магматизм отчетливо подразделяется на две
32
группы: ранне-среднсрифсйский депрессионно-авлакоген-рифтогенный и среднс-поз-схий -океанически-осгроводужный [1,2]. г раннем - среднем рифее структурно-вещественные комплексы Полярного и Приполярного авлялись, по-видимому, составной частью молодой Евразийской платформы, где в это время эпикошгинентальный морской бассейн, в котором накапливались терригенные инская, нижненяровейская сбиты) и терригенн о-карбонатные (щекурьи некая свита) плитного комплекса. Осадконакопление сопровождалось спорадическими излияниями ский, верхнекожимский комплексы), подводящими каналами которых служили рифты северо-западного (пайхойского) направления. К подобным структурам на Припо-Урале относится Лорцемпейско-Саблинская, а на Полярном Урале - Лонготская и орская грабен-синклинали, конце среднего рифея палеотектоническая обстановка на Полярном Урале (Собско-структурно-формационная зона), в отличие от Приполярного и Северного (Кожим-Гнмаизская СФЗ), резко изменилась в связи с общепланетарным событием - распадом -1 и образованием океанических бассейнов (Палеоазиатский океан) в южном (офиолиты ого Саяна, Северной Монголии, Забайкалья и др.) и западном (офиолиты фундамента ибирской плиты. Енисейского кряжа) обрамлении отделившегося Сибирского кратона. ое обрамление Восточно-Европейской платформы, включая Тиманский кряж, Аяпинский З^аньхамбовский блоки, стали развиваться как пассивные, спорадически рифгогенные конти-ые окраины вышеназванного материка. В их пределах до конца рифея включительно гливались песчано-глинистые, иногда утлеродсодержащие и карбонатные осадки пуйвинской лиг-роинской (маньинской) свит. Тслеитовый вулканизм раннего - среднего рифея сменился трахи базальт-базальтовым позднего рифея. Щелочно-фемический характер вулканизма, енность его к линейным трогообразным структурам, специфика эволюции от субщелоч-кали-натриевых к натриевым сериям, салический геохимический спектр пород, ассоциация сгЗконтинентальными и мелководно-морскими осадками - все это свидетельствует об их нной природе. Подобные магматиты рифтогенного типа формировались по всему ому обрамлению Восточно-Европейской платформы. К ним могут быть отнесены %зивы навышенскоги, еемибрашсиги, шлалорезовскош, кувашского и др. комплексов запад-склона Среднего и Южного Урала.
Совершенно иная картина наблюдалась на Полярном Урале в пределах Соэско-Едунейской . где верхний рифей представлен осадочно-вулканогенными отложениями части няровейской, льской и енганепейской свит, формировавшихся в условиях океанического и островодуж-эндогенных режимов. При этом наиболее ранние вулканиты вышеперечисленных стратиг-:еских подразделений совместно с ассоциирующими габброидами и ульграбазитами обра-офиолитовую ассоциацию. В настоящее время эти образования наблюдаются только в нном залегании среди метаморфических толщ раннего протерозоя в Харбейском (мало-йский комплекс), Хараматалоуском (и.тьякырьюский комплекс) и верхнего рифея в пейско-Манитанырдском (снганепейский комплекс) блоках в. пределах только Собского чного поднятия (рис.1). Даш»ых о возрасте (возрасте выдвижения) ультрабазитов точно. Тем не менее, учитывая залегание их в основании верхнерифейского разреза, **ггрудирование серпентинитов гранитоидами верхнего рифея, галька которых содержится в ломератах венда (р.Манюка-Яха). и наличие гальки серпентинитов в конгломератах основания верхнего кембрия-ордовика позволяют с определенной долей вероятности считать его сг«еднспозднерифейским. Кроме того, в терригенных отложениях средней толщи няровейской (р.Бадья-Юган) обнаружены фуксит и акцессорный хромит, наличие которых, по-имому, можно связывать с эрозией ультрабазитов. Практически все массивы ассоциации гтчурочены к тектоническим аллохтонным зонам северо-западного напразления. В составе ос оолитового аллохтона, как правило, наблюдается почти полный набор пород океанической коры - отсерпентинизированных гипербазитов (метадунит-гарцбургитовая формация), полосчатых и -¿хеитовых (верхних) габброидов, океанических плагиогранитов с секущими их дайками л*етадиабазов до подушечных лав метаморфизованных натриевых базальтэидов (формация натриевых базальтов). Следует отметить, что нормальные стратиграфические контакты между •чшеперечисленными породами практически отсутствуют. Соотношения между »жми, как правило, тектонические и в большей мере, особенно при наличии осадочных клиньев, отвечают
понятию меланжевых зон либо олистостром К наиболее крупным зонам принадлежат Манюку-юская, Изъякырьюская и Лонпэтско-Минисе<кхсьЛа1тта1оганская.
Первая под небольшим углом пересекает практически всю обнаженную часть Собского поднятия от западного борта кряжа Енгане-Пэ на северо-западе до среднего течения р. Соби на юго-востоке, протягиваясь в северо-западном направлении более чем на 70 км. Здесь она представлена линзообразными и четковидными телами метаультрабазитов (енганепейский комплекс) размером от десятков до сотен метров и первых километров по длинной оси. Наиболее крупный массив серпентинитового матрикса вскрывается в тальвеге ручья Янас-Кеу-Лек-Тальба. Его видимая мощность порядка 300 м и прослежена по простиранию в отдельных коренных выходах на 5 км. Контакт с вменяющими породами субсогласный тектонический, нередко с появлением в эндоконтакте ксенолитов вмещающих пород и родингитов. На северо-западе также отмечаются тектонические взаимоотношения серпентинитов с габбро-амфиболитами и плагиог-ранитами с развитием в эндоконтакте зоны оталькования мощностью 0,2 м. Массив в целом тектонизирован и сложен разлинзованным серпентинитом лизардит-антигоритового и антигори-тового состава, образующим вокруг небольших будин массивных серпентинизированных перидотитов и габброидов структуры обтекания. Размер будин от первых дециметров до нескольких десятков метров. Серпентинит милонитизирован с многочисленными зеркалами скольжения. Часто отмечается офит, карбонат, из рудных - хромит. По руч. Туманному и Р7 Манюка-Яха обнажены более мелкие тела серпентинитов. Повсеместно в них присутствуют будинаж и развальцевание. Вмещающие породы висячего бока либо переработаны (Р7 Манюка-Яха) с образованием зон катаклаза и тальк-карбонатных метасоматигов (до 15 м), либо остаются практически без изменения (руч. Туманный). Однако везде это интенсивно смятые в изоклинальные опрокинутые на юго-запад складки, сложенные алевропесчаниками и алевросланцами. В висячем боку (выше по «разрезу») развиты клинья габброидов и афировых базальтов, реже туффитов и алевросланцев. В основании вулканогенного разреза (верхнехарбейско-енганепейский комплекс), над стаивающего ультрабазит-габбровое основание, картируется толща афировых базальтов, превращенных в зеленые сланцы, сменяемая горизонтом подушечных лав, инъецированных диабазовыми дайками. Общая мощность вулканитов составляет 70 м при реставрируемой ширине выхода около 800 м. Размер отдельных подушек колеблется в пределах 0,2-3 м в поперечнике. Строение их скорлуповатое либо секториальное, иногда осложненное миндале каменной текстурой, напоминает по строению типичные океанические базальты [5]. выше по разрезу залегает яшмоидно-вулканогенная толща (200 м), сложенная переслаивающимися потоками афировых и редкопорфировых базальтов с темно-серыми яшмоидами и алевролитами (10-15% разреза). С яшмоидами ассоциируют афириты с овоидной отдельностью и горизонты вариолитов.
Изъякырьюская зона, включающая массивы альпинотипных гипербазитов (Изъякырьюский комплекс), расположена в осевой части Хараматолоуского блока (см. рис.1). Она представлена серией сближенных тектонических швов, вытянутых в северо-западном направлении по долине р. Изъякырью почти на 25 км. При этом фиксируется возрастание мощности самой зоны и относительных размеров ультраосновных массивов, а также сопряженных с ними базальт-черносланцевых толщ в северо-западном направлении от нескольких десятков метров на крайнем юго-востоке до нескольких километров на северо-западе (верховье р. Изъякырью) в области сопряжения Хараматалоуского и Изъякырьюского разломов. Здесь наиболее крупные массивы гипербазитов достигают размеров 10-15 кв.км. Они сложены серпентинизированными дунитами, гарцбургитами, реже лерцолитами. Вмещающими породами чаще всего являются углеродисто-кремнистые сланцы, а фтаниты, метабазальты и габбро-амфиболиты надстраивают разрез офиолитовой ассоциации. Мощность отдельных базальтовых потоков (ивтысьшорский комплекс) незначительна и измеряется первыми метрами, достигая в отдельных случаях 30-40 м. Падение пород крутое 60-70°, простирание северо-западное (310-330°). Подушечная отдельность выражена неотчетливо и затушевана дислокационным метаморфизмом Наиболее интересные разрезы установлены в среднем и верхнем течениях р. Изъякырью и Ивтысьшор, где выходы вулканитов в плане имеют характерную форму пластин и клиньев (ширина 0,01-2 км, длина 2-30 км). Верхняя и нижняя границы тектонические. Разрез начинается с зоны будинажа, переходящей по простиранию в меланж. Отмечаются многочисленные зеркала скольжения, зоны оталькования и следы катаклаза. Мелкие тела серпентинитов (3-20 х 50-70 м) из более южных частей зоны
*
ГТЯ/ ПГГПП» ШШ/2 Гг~г12 ИЦу
Рис.1. Строение рифейской офиолитовой ассоциации Полярного Урала (Собско-Едунсйская структурно-формационная зона): 1 - Хараматолоуский блок (руч.Изъякырью), 2 - Емганепсйский блок (р.Манюка-Яха),3 - Харбейский блок (руч.Кузь-Шор). Условные обозна«ения: 1 - ультрабазиты метадунит-гарубургитовой (Я)формауии (а), в том числе интенсивно брекчированные (б); 2 - габбро (а), габбро-диабазы, диабазы (б); 3 - афировые базальты (а), а том числе подушечные (б); 4 - базальтовые порфирита; пирокссновые (а), пирохссп-плагиоклазовые (б): 5 - андезитобазальты; б - аповулканогекные сланцы; 7 - углеродисто-кремнистые сланцы; 8 - кремнистые слат;ы; 9 - пара сланцы; 10 - алевролиты с прослоями известняхов; 11 • конгломераты; 12 - песчаники Га), в том числе вулканомихтовые (б); 13 - плагиограниты (а). • том числе милонитизированные
эгрвый левый приток р. Изъякырью) либо из отдельных небольших субпараллельных швов жжяоткак правило, линзовидную или четкообразную форму. Они залегают преимущественно ^>?ли более груботерригенных осадкоз, включая обрывки прослоев турбидитов (олистострома).
Гипербазиты, развитые в Харбенском блоке (малохарбейский комплекс), локализованы ^хди отложений няровейской и отчасти ханмейхойской свит и расположены преимущественно з северной части структуры, тяготея к оперяющим швам Харбейского и Лонготского разломов. Оки трассируют сложнопостроенную, растащенную последующими дислокациями Лонготско-Минисейско-Лаптаюганскую сутуру генерализованного северо-западного направления. Отдельные массивы и группы мелких тел изредка слагают субпараллельные либо кулисообразные меланжевые зоны виргаций. Наиболее крупные тела известны на водоразделе ручьев Переваль-:-эого , Медного и в верховьях р. Малый Харбей. Гипербазиты представлены апогарцбургитовыми серпентинитами, развитыми сетью многочисленных тальк-карбонатных прожилков, количество которых возрастает к экзоконтакту. На водоразделе руч. Карского, Мрачного и в бассейне руч. Кузь-Шор закартирована серия сближенных субпараллельных швов северо-западной ориентировки, содержащих многочисленные «тела* ультрабазитов и входящих в систему Харбейского разлома (см.рис.1). Эти мелкие (1-35 х 30-650 м) массивы линзообразной морфологии фиксируют меланжевую зону, прослеженную почти на 30 км. Она представляет собой тектонизированную пластину (серию пластин) типа микститов, состоящую из рассланцованного серпентинитового матрикса, включающего глыбы (3-5 м) мраморов, базальтов, алевролитов, углеродисто-кремнистых сланцев. Здесь же картируются тела габброидов и гранитов. Отдельные фрагменты зон напоминают метаморфизованные обвально-оползневые отложения, содержащие реликты градационной слоистости. В районе выс. 948,6 (верховье руч. Молибденитового) закартирован
35
фрагмент офиолитового аллохтона, состоящий из дунитового основания, сменяемого полосчатым дунит-клинопироксснитовым и еще выше такситовым габбро-пироксенитовым комплексами. Подошва аллохтона гранитизирована с развитием тальк-карбонатных и лиственит-березитовых парагенезисов. Кроме ультрабазитов, габброидов и афировых базальтов ( верхнехарбейско-енганепейсхий комплекс), в отдельных швах Лонготско-Минисейско-Лаптаюганской сутуры установлены блоки, насыщенные диабазовыми дайками. Наиболее сохранившаяся серия даек картируется по руч. Водопадному, где отчетливо просматривается их интрузивный облик. Мощность тел 2-20 м, углы падения крутые 60-80й. простирание северо-западное (310-330°). Характерна столбчатая отдельность и закаленные контакты.
Средний химический состав пород рифе иск ом офиолитовой ассоциации Модерного Урала
1 2 5 4 -г------
X о X 0 X с ж о X 0
БЮ2 39.02 3.27 40.11 2.49 40,72 0.26 49.15 2.09 49.38 1,62
ТЮа 0,02 0,02 0,06 0.07 0.41 0.51 1.62 0.71 1.97 0.60
А1А 0,84 0,42 из 0.63 1.15 0.31 14.09 1.07 13,78 0,76
4.78 1.58 4.95 2,50 5,64 0,65 3.16 1.30 2.99 1.06
РеО 2,58 0.76 3.31 1.72 2.60 0.68 9,04 1.62 9.58 1.49
р2°5 0,02 0,01 0.04 0.04 0,02 0.0 0.21 0.11 0.24 0.09
МпО 0,12 0,04 0,17 0.06 0,12 0.0 0.21 0.05 0.22 0.03
М^О 35.57 3.57 37.02 3.05 37,11 1.19 6.70 1,23 6.14 1.08
СаО 2,82 2.55 0.7* 0.74 0,61 0,15 8,38 1.98 8.32 1.26
Ыа,0 0,06 0,05 0.57 0.81 0.15 0,04 2.92 0.76 2.82 0.63
К,0 0,05 0,02 0,09 0.03 0.02 0.01 0.32 0.14 0.37 0.17
ппп 14,09 2.25 11,96 1.17 11.49 1,28 3,59 1.35 3.27 0.91
Сумма 100.07 00.53 1.22 99.18
N 16 18 3 41 16
Примгхание X • сргдкге (одгржанш. мас.%: О - стандартно* отххонехы
С*р*и>1/нияи}иро6ахлш ухьтрибчлитм. лшоокукккшй (1). лылохарбсйсаш (2). юъякмрыоский (3) комплекси. мтртбис лмпм (бсрххгхарбсйсгиу-ооакспейский, ибпимиорсхий ксмтлексм) Собск^1дрийскои СФЗ (4); иббрс, юббрс^диабазл и ¿иаоам* комплекса параллельных даек (5)
Серпентиниты и серпентинизированные ультрабазиты по своим петрохимическим особенностям являются высокомагнезиальными породами. Для них характерны очень низкие концентрации титана, щелочей, глинозема и извести (см.таблицу). В нормативном составе метаультра-базитов присутствуют диопсид (0,4-10,8%), энсгатит (27-41%), тогда как содержание салических минералов не превышает 7%. При этом в теми о цветах преобладает энстатитовый и форстеритовый миналы над фасс£.ит-фаялитовым. Средний состав а>ггигоритовых серпентинитов отвечает гарцбургитам, реже отмечаются оливиновыс клинопироксениты и дуниты (рис.2). Преимущественно магнезиальный состав, низкая железистость (0,05-0.07%) и титанистость сближает метагарцбургиты формации с реститогенным.и мантийными ультрабазитами альпино-типных массивов Урала [4].
Геохимический спектр пород весьма беден. За исключением стронция, меди и серебра, все акцессорные элементы присутствуют в нижекларковых концентрациях. Из элементов группы железа обращают на себя внимание несколько повышенные содержания хрома (1278 г/т) и никеля (944 г/т) при аномально низкой (240-260 г/т) концентрации титана и ванадия (30 г/т).
Химизм базальтов определяется принадлежностью их к толеитовой серии пород (см.таблицу). Они характеризуются несколько повышенными содержаниями кремнезема, титана (манюкуюс-кий комплекс), закисного железа и резко пониженными концентрациями калия и отчасти глинозема. По содержанию мафических компонентов базальтоиды относятся к мезократовым разностям, за исключением малохарбейских га бо род и а базов, принадлежащих к меланобазальтам. В их норл\ативном составе присутствует кварц (1.7-3%), а из темноцветных минералов диопсид (13,6-14%) преобладает над энстатитом (12,2-13,5 %). Концентрация рубидия и стронция в
Рис.2. Классификационная диаграмма рифейских офиолитов в координатах A-S (A-Al20,+Ca0+Naj0f KjO, S-Si02- ( Fe20,+Fe2CH- MgO+ МпО+ТЮ2). маа%
¡§0' EEEB* ВEH* EZ1'
Nc.3. Схема палсотектоничсского районирования Северной Евразии (R-срез). (Составлена с использова-явсм материалов B.C. Суркова, 1986; Б.А.Дедеева, 1985): Условные обозначения: 1 - архейские массивы Восточно-Европейской (ВЕП) и Сибирской (СП) платформ, перекрытые верхнепротерозойским платформенным чалом (а), в том числе области перекратонного опускания дорифейских платформ, включая шельф и континентальный аьюн (б); 2 - дорифейские сиалические блоки (микроконтиненты), в том числе: УХ - Уват-Ханты-Мансийский, А - Лхпи иски й, БЗ - Болы и еземельски й и др; 3 - рифтовые (высокоградиентные) зоны с преимущественным развитием -^ахчбазальт-базальтового рифейского вулканизма; 4 - офиолитовые пояса (П - Полярноуральский, Ч - Челюскинский. I - Енисейский, Н - Новоземельский?); 5 - островодужные контрастные и непрерывные формации (островодужные хжа и островные дуги: С - Собская, О - Оченырдская, Е - Енисейская, В - Восточно-Саянская, Т - Таймырская); f - крупнейшие тектонические ограничения: я - взбросы, сбросо-сдвиги; б - взбросо-надвиги надвиги; 7 - границы: а - архейских и протерозойских кратонов, б - предполагаемая граница Восточно-Европейской платформы
вулканитах низка (ЯЬ 2-4,6 г/т; Бг 92-326 г/т) и отвечает соответствующим породам из офиолитовых комплексов складчатых областей [2].
В настоящее время рифе иски с офиолитозые ассоциации выявлены во многих складчатых сооружениях, обрамляющих Сибирскую платформу. Это офиолиты Таймыра (Челюскинский пояс), Северной Монголии (Хан-Хухэйский пояс, Джаргалантауский. Шишдгольский, Барунба-янский массивы). Восточного, Западного Саяна и Тувы (Члорский, Тарганскинский массивы), Северного Прибайкалья (Байкал о-Муйский пояс), фундамента Западно-Сибирской плиты и Енисейского кряжа (исаковский колшлекс). Их внутреннее строение, состав, геотектоническое положение во многом совпадают с рассмотренными выше базит-гипербазитовыми комплексами, установленными в гетерогенных блоках ( Енганепейском, Хараматолоуском, Харбеиском) Собско-го поперечного поднятия По.чярного Урала и объединенными нами в Полярноуральский офиолитовый пояс рифея. Вопрос о том являются ли рассматриваемые офиолиты океанической корой окраинного моря либо фрагментом коры центральной части западной ветви Палеоазиатского океана, пока еще не ясен. Во всяком случае тектонизированный и перемещенный в разной степени разрез офиолитов в регионе надстраивается мощными неоднородными андезитовыми сериями контрастного и непрерывного типов, содержащими в своем основании бониииты (1]. При этом последние отмечены пока только в Енганепейском и Хараматолоуском блоках Собского поднятия. Не исключено, что позднерифейска! зона субдукции погружалась в северо-восточном направлении (в современных координатах). В результате были сформированы две субпараллель-ные краю карской (Сибирской) платформы и друг другу островные дуги: Собская, на коре океанического типа, и Оченырдская, на коре переходного (континентального) типа. Эти дуги совместно с островодужными и офиолитовыми комплексами Пай-Хоя (морозовский, амдермин-ский), Новой Земли (якорненский), Северного Таймыра (челюскинская офиолитовая зона, дорожнинская, борзовская свиты Шрож-Ленинградской зоны). Енисейскою кряжз (исаковский колшлекс, сосновская, красногорская, джурская свиты) составляли единый непрерывно-прерывистый вулканический (островодужный), в том числе и офиолитовый, пояса, обрамляющие с запада и севера Сибирскую платформу (рис.3).
Коллизия островных дуг с Сибирским континентом, как отмечает В.Е.Хайн [7], началась во второй половине позднего рифея и, по-видимому, в разных районах по-разному, а закончилась к венду или к позднему венду - раннему кембрию, как, например, на Полярном Урале.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Душин В.А. Высокомагнезг-альные андезиты и бониниты из инициальных рифеид Полярного Урала //Докл. АН СССР. 1989. - Т. 306. N3. - С 693-696.
2. Душин В.А. Основы формационного анализа: Учебное пособие. -Екатеринбург Иэл. УГГГА. 1995.-100 с
3. Иванов С.Н. О байкалидах Урала //Докл. АН СССР, 1977. - Т. 237, N5. - С 1144-1147.
4. Малахов И.А. Петрохимия ультрабазитов. - М.: Наука, 1953. - 223 с.
5. Матвеекков В.В. Морфология лав и петрология базальтов срединно-океанических хребтов с разными скоростями спрединга //Геотектоника. - 1993. - N4. - С 26-36.
6. Подсосова АЛ. Байкальский геосинклииальный этап в развитии структуры магматизма и металлогении Полярного Урала: Автореф. лис. ... канд. геол.-мин.наук. - Новосибирск, 1977. - 25 с.
7. Хаин В.Е., Волобуев М.И., Хаин Е.В. Рифе йс кий офиолитовый пояс западной периферии Сибирского кратона //Вестник Московского ин-та, сер.4. Геология. 1993. - N - 4. С. 22-29.
