Контрольная работа по "Геологии"

 

 

9. Эволюция птиц

 

Изучение эволюции птиц сильно осложнено тем, что их достаточно хрупкие кости плохо сохранились. Вместе с тем, учёные сходятся во мнении, что предками птиц (а также крокодилов и динозавров) были мезозойские рептилии из группы текодонтов – псевдозухии. По-видимому, некоторые из этих животных постепенно приспособились к жизни на деревьях. Чешуйки, покрывавшие передние конечности, сильно разрослись и превратились в перья. Таким образом предки птиц сначала получили возможность перепрыгивать с ветки на ветку, затем планировать и, наконец, завоевали воздушную среду.  Отпечаток археоптерикса на камне Один из «кандидатов» на звание первой птицы – это ископаемое юрского периода – археоптерикс. Это небольшое животное размером с ворону имело перья, но наличие зубов и брюшных рёбер, длинный хвост, пальцы с когтями, отсутствие киля и воздухоносных полостей в костях сближают его с пресмыкающимися. Возможно, археоптерикс не мог поддерживать температуру своего тела на постоянном уровне. Археоптериксы жили на деревьях; по-видимому, они умели лишь планировать. Эти животные настолько отличаются от современных птиц, что их выделяют в отдельный подкласс ящерохвостых птиц, противопоставляя всем остальным птицам. Остатки настоящих (веерохвостых) птиц были обнаружены в отложениях мелового периода. Первые из них – гесперорнисы и ихтиорнисы – ещё имели зубы, однако впоследствии зубы были утрачены, а челюсти образовали клюв. В настоящее время появилось много свидетельств о том, что археоптерикс – тупиковая ветвь эволюции, а развитие ящерохвостых и веерохвостых птиц шло параллельно друг другу. В заключение этого параграфа перечислим основные сходства и различия птиц с пресмыкающимися. Сходства:

1. Роговые образования на поверхности кожи;
2. Сухая кожа, почти лишённая желёз;
3. Схожесть строения скелета;
4. Два круга кровообращения;
5. Органы слуха представлены внутренним и средним ухом;
6. Наличие клоаки;
7. Внутреннее оплодотворение;
8. Размножение яйцами и сходство в строении яйца;
9. Сходство эмбрионального развития.

Различия:

1. Передняя конечность превратилась в крыло; полёт стал основным способом передвижения птиц;
2. У птиц высокая и постоянная температура тела, не зависящая от внешней среды; рептилии в холодное время года впадают в спячку;
3. Четырёхкамерное сердце, в котором происходит полное разделение артериальной крови и венозной;
4. Срастание многих костей у птиц; наличие цевки;
5. Наличие воздушных мешков у птиц;
6. Более высокий уровень развития центральной нервной системы у птиц;
7. Построение птицами гнёзд, высиживание яиц и выкармливание птенцов.

 

 

 

Рисунок 10. Эволюция  птиц

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

10. Позднепалеозойский этап в развитии земной коры

 

 Облик нашей планеты к рубежу 3,5 млрд лет значительно приблизился к современному. Земля к этому времени должна была обладать ядром, мантией и корой двух типов — океанической и протоконтинентальной. Кроме того, должны были существовать водная и газовая оболочки. Более того, к этому времени на Земле уже возникла органическая жизнь и сформировалась биосфера. Одновременно с выплавлением «базальтового» слоя земной коры происходила дегазация мантийного материала. Из него высвобождались газообразные компоненты, которые скапливались в околоземном пространстве и удерживались силой земного тяготения. Согласно данным американского ученого Г. Юри, в эти ранние периоды существования нашей планеты ее атмосфера отличалась значительно меньшей плотностью и обладала восстановительным характером. Сравнение ее с планетами-гигантами (Юпитер, Сатурн) позволяет предполагать, что в первичном составе земной атмосферы преобладали метан, аммиак, в меньшей степени водород, пары воды, диоксид и оксид углерода. Кислород же практически отсутствовал. Конденсация паров воды привела к образованию первых водных бассейнов на поверхности Земли. А. П. Виноградов показал, что при зонной плавке земной мантии выделилось 1,6·1024 г воды, т. е. почти столько, сколько содержится ее в современных океанах и морях. Предполагают, что уже в конце лунной стадии развития мог существовать океан, который почти сплошной пеленой покрывал планету. Согласно другому предположению, древняя гидросфера Земли по своему объему значительно уступала современной. По мнению Г. Юри, она содержала лишь 10% объема воды существующих морей и океанов. В последние годы распространяются представления о возможности существования «венерианских» условий на Земле на ранних стадиях ее геологического развития (В. И. Шульдинер, Г. Гаррелс. Ф. Маккензи, Д. Шоу и др.). Допускают, что большая часть существовавшей в то время гидросферы находилась в газообразном состоянии и входила в состав атмосферы. Последняя содержала преимущественно Н2О, CO2 и НСl. Атмосферное давление достигало, вероятно, 36 МПа, а температура на поверхности планеты — 600°С. Так или иначе, но завершение лунной стадии развития Земли знаменовалось образованием «базальтовой» коры, возникновением первичных атмосферы и гидросферы. В интервале времени от 4 до 3,7–3,6 млрд лет характерные для последующих стадий развития геологические структуры (океаны, континенты, платформы, складчатые области и др.) еще отсутствовали. Однако появился горный рельеф вулканического происхождения, а также весьма агрессивные в химическом отношении атмо- и гидросфера, которые разрушали (эродировали) неровности рельефа. Возникали продукты разрушения — обломки пород и различные соли, растворяющиеся в воде протоокеанов. Процессы эрозии повлекли за собой осаждение продуктов разрушения в различных местах планеты. По-видимому, эрозии подвергались в основном первичные вулканические образования, о чем свидетельствует состав древних пород, имеющих возраст 4–3,5 млрд лет. Наряду с первыми осадочными породами, продолжали формироваться вулканические образования, преимущественно основного состава. В это время «базальтовая» кора испытывала главным образом вертикальные движения. Понижения рельефа суши и океанического дна заполнялись осадочными и эффузивными породами. За многие десятки миллионов лет рыхлые образования скопились в огромных количествах. Большое количество вещества приводило к его уплотнению, метаморфизму и преобразованию в глубокометаморфические породы (плагиогнейсы, тоналиты, трондьемиты, кварциты и т. д.), которые ассоциировали с гранитами и гранодиоритами. Последние могли возникать за счет метасоматической гранитизации осадков при высоком тепловом потоке под действием поступающих снизу флюидов, содержащих кремнезем и щелочи. Древнейшие гранитные и гнейсовые комплексы (тоналит-трондьямит-гранодиоритовая ассоциация) образовывали куполовидные (овальные) структуры, размер которых в поперечнике изменялся от нескольких до сотен километров. Эти купола не имели отчетливой линейной ориентировки в плане и располагались хаотично. Наиболее характерные структуры такого типа известны в древних комплексах Северной Америки (район оз. Верхнего), на Кольском п-ове, в Карелии, Сибири, Африке. Их называют овоидами, нуклеарными ядрами или просто нуклеодами (греч. — ядро). Строение гравиметрического и магнитного полей нуклеарных ядер отличается мозаичностью, отсутствием четкой ори-ентации. Благодаря этой особенности были прослежены овоиды даже в районах, перекрытых более молодыми осадочными породами. Учитывая специфические геологические условия развития Земли в период формирования овоидов от 4,0 до 3,7 млрд лет, Е. В. Павловский предложил называть эту стадию нуклеарной. Дальнейшую историю Земли вслед за В. П. Гавриловым (1989) и В. Е. Хаиным (1995) и др. можно разделить на две большие мегастадии: протоокеаническую (3,5–1,8 млрд лет) и океано-континентальную (1,8–1,6 млрд лет до настоящего времени). Очевидно, основанием для разделения этих стадий должно быть появление офиолитов - комплекса пород древней океанической коры в складчатых областях. Протоокеаническая стадия Начиная примерно с 3,5 млрд лет, внутреннее ядро Земли становится достаточно большим, чтобы индуцировать конвекционное движение вещества недр в явном виде. Первозданная литосферная оболочка разрушается, на ее поверхности возникают первые рифтовые зоны и зоны поддвига, началось движение литосферных плит с раскрытием и закрытием океанических впадин. С этого момента начинается новая мегастадия развития Земли — океаническая. Для данного периода, который продолжается и в настоящее время, характерно появление океанов как геологических структур литосферы, а позднее — и континентов. В течение архея первичная литосфера, по-видимому, испытывала активную деструкцию, сопровождающуюся заложением и развитием древних океанов (протоокеанов). Континентов, как геологических структур литосферы, тогда еще в явно выраженном виде не существовало. Поэтому этот период океанической мегастадии можно рассматривать как протоокеаническую стадию (3,7–3,6 до 1,6 млрд лет). Выше было показано, что к концу первого миллиарда лет геологической эволюции Земли появились острова протоконтинентальной коры, представленной породами тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава («cерые гнейсы»). Выходы на поверхность таких пород с возрастом 3,5–4,0 млрд лет известны на всех континентах, но они занимают в целом небольшую площадь. Неясно, как широко были они распространены на глубину. У многих исследователей возникают сомнения о существовании крупных массивов суши, образованных корой «cерогнейсового» типа. Распространение в более поздних образованиях древних реликтовых цирконов соответствующего возраста, изотопно-геохимические данные о распространенности редкоземельных элементов в архейских осадках и прямые находки реликтов коры океанского типа в самом древнем гренландском комплексе Исуа указывают на существование в те времена островов протосиаля, разделенных пространствами с корой океанского типа. Более того, достаточно уверенно можно говорить, что позже в интервале от 3,5 до 2,5 млрд лет было образовано до 60–85% современной континентальной коры. Причем, зрелой, соответствующей в верхней части нормальным K-Na гранитоидам. Проявления гранулитового метаморфизма в нижней части этой коры требуют соответствующего литостатического давления и указывают, что толщина ее должна была быть близкой к современной, то есть 35–40 км. Толщина литосферы также возросла примерно до 150 км, судя по находкам алмазов архейского возраста, которые должны были образоваться в литосферной мантии. Предполагается, что ранее литосфера лишь немного превышала толщину протокоры. На поверхности Земли участки консолидированной к концу архея континентальной коры выражены так называемыми гранит-зеленокаменными областями (ГЗО), которые состоят из зеленокаменных поясов и разделяющих их более широких полей гранитогнейсов с включениями преимущественно более молодых гранитов. Дополняют структуру эпиархейских кратонов сформировавшиеся в конце архея гранулит-гнейсовые пояса, разделяющие ГЗО и образованные главным образом за счет тектоно-метаморфической переработки материала ГЗО. В других случаях обнаженные участки гранулитовых комплексов представляют собой выведенные на поверхность в послеархейское время нижние горизонты земной коры ГЗО. Однако по составу вулканических пород зеленокаменные пояса отчетливо разделяются на два типа: с бимодальными или с последовательно дифференцированными сериями. Первые, вероятно, рифтогенного, вторые — спредингово-субдукционного происхождения. Предполагают, что к концу архея могло произойти объединение отдельных ГЗО вплоть до образования единого суперконтинента — первой Пангеи в истории Земли. В пользу этого свидетельствует широкое распространение архейского фундамента в ряде раннепротерозойских подвижных поясов, отсутствие унаследованности между архейскими и раннепротерозойскими энсиматическими подвижными поясами, преобладание континентальных или мелководно-морских условий в первой половине раннего протерозоя (между 2,5 и 2,0 млрд лет). Охватывала ли континентальная кора в конце архея всю поверхность Земли (пангранитизация, по Е. В. Павловскому), или только какую-то, вероятно, меньшую ее часть? Если всю поверхность, то радиус Земли должен был быть меньшим. Современные исследователи склоняются в пользу второго варианта, так как нет надежных фактов о существовании в позднем архее меньшего радиуса Земли. Но если принять второй вариант, следует допустить окончательно сформировавшуюся в конце архея коренную диссимметрию приповерхностной части Земли: существование не только Пангеи, но и Панталассы — океанической части нашей планеты. Наиболее правдоподобным объяснением разделения Земли на океанское и континентальное полушария может быть эволюция режима мантийной конвекции. Господствующая в доархее хаотическая конвекция в архее сменилась многоячейковой верхнемантийной, а в конце архея — общемантийной одноячейковой конвекцией. В результате этого континентальное полушарие стало располагаться над ее нисходящими ветвями, а океанское — над восходящими. Океано-континентальная стадия В конце раннего протерозоя появляются первые континенты, состоящие из древних платформ, испытавших в позднем протерозое прогрессивное увеличение своей площади и объединение. Дальнейшее развитие литосферы следует рассматривать как последовательный и взаимосвязанный процесс возникновения континентов на месте бывших океанов с последующей деструкцией и заложением новых океанов. Остальной период геологической истории Земли (примерно 2 млрд лет) можно рассматривать как океано-континентальную стадию (1,6 млрд лет — ныне). Вся геологическая история океано-континентальной мегастадии распадается на несколько циклов развития, в которых намечается определенная повторяемость геологических событий, заключающаяся в том, что возникновение и развитие океанов завершается их закрытием с образованием континентов (так называемый цикл Вильсона). Последние, в свою очередь, могут испытывать деструкцию с заложением новых океанических бассейнов, т. е. процесс геологического развития на океанической мегастадии имеет эволюционно-циклический характер. Возникает естественная периодизация геологической истории нашей планеты по признаку ее тектонической активности. Рубежами, разделяющими естественноисторические этапы, служат тектономагматические эпохи закрытия океанических пространств, которые выделяются как эпохи складчатости, приведшие к возникновению крупных континентальных масс. С этой точки зрения целесообразно выделять в составе протоокеанической стадии архейско-раннепротерозойский этап, а в составе океано-континентальной стадии позднепротерозойский (байкальский), раннепалеозойский (каледонский), позднепалеозойский (герцинский), мезозойский (киммерийский) и кайнозойский (альпийский) этапы. Самый древний этап геологического периода развития Земли у некоторых авторов получил название КАТАРХЕЙ. Он охватывает период где-то, по разным данным, от 3750 до 3500 или до 3000 млн лет тому назад и перекрывает в какой-то степени раннеархейский эон (в геохронологические шкалы пока не вошел). Для раннеархейских образований характерны следующие основные черты: 1) они слагают фундамент всех древних платформ; 2) отличаются высоким незональным метаморфизмом гранулитовой фации; 3) много метавулканитов основного или ультраосновного состава и интрузивные тела габброидов, реже ультрабазитов (по составу близки к коматиитам), превращенных в результате метаморфизма и повсеместной, хотя и неравномерной, гранитизации, метасоматоза и мигматизации в биотит-амфиболовые плагиогнейсы, серые гнейсы (существенно плагиоклазовые гранитоиды гранодиоритового состава), эндербиты, чарнокиты, мигматиты, расслоенные метаанортозиты, амфиболиты и др.; 4) мало осадочных горных пород. Это в основном метаосадочные породы мраморы, кальцифиры, кристаллосланцы, графитовые породы, среди которых отсутствуют или крайне редки псефиты (конгломераты и др.); 5) отсутствуют определимые органические остатки; 6) ТЕКТОНИКА: из структур образуются специфические гнейсово-складчатые овалы (большие изометричные куполовидные складки), омебоидные формы до 100–800 км в поперечнике; 7) господство пластических деформаций; 8) на границе раннего и позднего архея произошел СААМСКИЙ диастрофизм (3000 млн лет). На Земле вероятно уже в начале раннего архея возник первичный океан Панталасса. Общая соленость этого океана была, вероятно, близка современной, но соотношения катионов были другими: было много Мg, т. к. отлагались в основном одни доломиты; не было аниона окисленной серы (сульфата SO4 , т. к. гипсы и ангидриты впервые образуются около 1 млрд лет назад). Воды были хлоридные, нейтральные (рH ~ 7) и бессульфатные. На отсутствие кислорода в это время в атмосфере указывают архейские джеспилиты (силикатно-железистые породы), состоящие из магнетита, сидерита и часто содержащие в виде примеси легко окисляющееся, но не окисленное сернистое железо — пирит и пирротин. Из-за недостатка кислорода в атмосфере, вероятно, отсутствовал озоновый экран, что способствовало и ускоряло образование сложных органических молекул в водах океана (до аминокислот). Позднеархейские образования характеризуются: 1) вулканогенные толщи состоят из лав разнообразного состава; 2) среди осадочных горных пород встречаются конгломераты, джеспилиты; 3) метаморфизм амфиболитовой и зеленосланцевой фаций отчетливо зональный; 4) появились прокариоты или следы их жизнедеятельности — фитолиты; 5) ТЕКТОНИКА: выделяются кратоны, чарнокит-гранулитовые пояса, зеленокаменные пояса. Зеленокаменные пояса — синклинорные складчато-купольные зоны — один из характерных элементов позднего архея. Их разделяли антиклинорные зоны в виде гнейсо-гранитовых или чарнокит-гранулитовых поясов. Последние представляли собой вытянутые зоны скопления окаймленных гнейсовых и гранито-гнейсовых куполов с зажатыми между ними узкими и неправильной формы килевидными синклиналями или сложными синклинориями. Гранито-гнейсовые купола достигали в поперечнике 10–40, иногда до 100 км, образовывали часто рои, образно названные Макгрегори стадами. На границе архея и протерозоя произошел КЕНОРАНСКИЙ диастрофизм (2600 млн лет), в результате которого в конце архея были образованы на Земле ПРОТОПЛАТФОРМЫ. К этому времени относятся и наиболее древние достоверные признаки жизнедеятельности организмов обнаруженные учеными в кремнистых сланцах серии Фигового дерева в Трансваале. Их возраст 3,1–3,4 млрд лет. Это микроскопические одноклеточные очень примитивные остатки сине-зеленых водорослей, которые осуществляли фотосинтез органических веществ из углекислоты и воды с выделением (уже в то время) кислорода, который почти весь уходил на окисление атмосферных газов (а затем и пород коры). При этом аммиак (NH3) окислялся до молекулярного азота (N2), метан (CH4) и СО — до СО2. Последний способствовал садке карбонатов в морях, превращая их воду из исходной хлоридной вначале в хлоридно-карбонатную, затем к концу архея - началу раннего протерозоя при переходе S и SO2 в SO2 и SO3, когда в океане начал появляться сульфат (SO4), она стала переходить в хлоридно-карбонатно-сульфатную. Меняется поведение железа в воде: закись железа FeO превращается в окись Fe2O3, что очень резко понижает его подвижность и приводит к массовому выпадению из водной взвеси гидратов окиси железа в комплексе с SiO2·nH2O и органикой в специфические осадки докембрия — джеспилиты (Кривой Рог, КМА, Верхнее озеро в Северной Америке, Индия). Литостратиграфия. Рифейские отложения развиты исключительно широко во всех районах мира. Здесь значительно шире распространены платформенные терригенно-карбонатные отложения, которые слагают чехол больших кратонов. Среди отложений заметно преобладают осадочные формации пассивных окраин континентов. Здесь гораздо больше грубообломочных пород, карбонатных или сланцево-карбонатных. В центральных частях подвижных зон среди осадочных отложений преобладают кислые эффузивы. Мощность рифейских отложений сильно варьирует в зависимости от формационного типа отложений и составляет для складчатых областей 10–12 км, платформенных — 3–5 км. Общим для всех регионов распространения рифейских отложений является их трансгрессивное или трансгрессивно-регрессивное строение, которое выражается в приуроченности терригенных (псаммитовых и псефитовых) пород к нижней части разрезов, а карбонатных или карбонатно-пелитовых пород — к верхней. Метаморфизм. На платформах рифейские породы обычно изменены лишь в результате диагенеза или эпигенеза и в редких случаях — процессами низкотемпературного метаморфизма. В складчатых подвижных областях породы чаще всего метаморфизованы зонально от зеленосланцевой до амфиболитовой степени метаморфизма, и то довольно редко. Магматизм. Наиболее сильно плутонические процессы проявились в течение заключительного гренвиллского диастрофизма, который в подвижных областях сопровождался син- и позднетектоническими интрузиями значительных объемов основной и в особенности кислой магмы. Среди последних преобладают нормальные известково-щелочные (плагиомикроклиновые) граниты, местами развиты также лейкократовые, аляскитоидные и пегматоидные граниты. Основные лавы в составе континентальных толщ рифея распространены гораздо меньше. Базальты почти всегда сопровождаются дайками и мощными силлами долеритов (или габбро-диабазов). Тектонические структуры. Для всего рифея характерна высокая степень дифференцированности тектонических элементов. Резко противопоставляются платформы и подвижные области, обычно ограниченные глубинными разломами. В начале эр — на континентах существовали морские трансгрессии; происходило заложение и более интенсивное развитие субдукционных процессов в окраинноконтинентальных областях известных теперь под названием рифейской (Уральской), байкальской, енисейской, восточно-саянской, гревиллской и др. складчатых областей; расширились океанические бассейны, в особенности древнего Тихого океана («пра Пацифик»).В середине эр — колебательные тектонические движения, слабые магматические процессы. В конце эр — поднятие большинства территорий и регрессия морей; формирование ранней красноцветной молассы. Интенсивное образование растительной биомассы — строматолиты, микрофитолиты и др.; исключительно широкое распространение красноцветов. На рубеже 1000–1100 млн лет произошел гренвиллский диастрофизм, приведший к интенсивной складчатости толщ, внедрению интрузий габброидов и гранитов в субдукционных областях и интенсивным колебательным движениям и внедрению интрузий основной магмы — на платформах. Платформенные образования рифея слагают обширный чехол или же встречаются в тектонически разобщенных депрессиях, грабенах, где представляют собой сохранившиеся от денудации останцы платформенного чехла. В отличие от однотипных отложений раннего протерозоя эти отложения почти не деформированы, т. е они залегают горизонтально или же собраны в очень пологие складки. Окраинноконтинентальные субдукционные системы и пояса расчленены внутренними поднятиями и глубинными разломами на зоны и подзоны с различным тектоническим режимом: глубоководные желоба, вулканические дуги, аккреционные призмы, задуговые окраинноконтинентальные моря. По окраинам некоторых платформенных областей отчетливо обособляются глубокие краевые прогибы. Складки относятся к линейному типу, их оси параллельны (конформны) границам платформ, срединным массивам, субдукционным зонам и глубинным разломам. Куполовидных структур почти нет. Органические остатки и развитие органического мира. В общих чертах органический мир рифея был достаточно близок к миру, который сформировался во второй половине нижнего протерозоя. Только для рифея характерно весьма значительное увеличение общей биомассы и далеко зашедшая дивергенция (расхождение признаков) ранее возникших групп организмов. В карбонатных породах наблюдается увеличение количества и разнообразия строматолитов и микрофитолитов от ранних отложений к более поздним. Особенно много их в венде. Рифейские строматолиты были установлены в отложениях Восточной Сибири и Канады. Здесь уже начинают встречаться настоящие органические остатки — микрофитофоссилии (микробиота), в составе которых установлены различные водоросли, грибы, скопления разнообразных трихом и так называемых акритарх (организмы неясного, неопределенного происхождения). Климат раннего-среднего рифея. Изотопные исследования соотношений 18О/16О в сингенетических кремнях из карбонатных пород рифея США показали, что средняя температура земной поверхности 1300–1200 млн лет назад была в пределах 40–50°С (в раннем протерозое она составляла примерно 60°С, в позднеархейском эоне — 70° С, в раннеархейском — 150–90°). Атмосферное давление было гораздо меньшим, чем в раннем протерозое, и, возможно, лишь немного превышало современное. Судя по весьма широкому распространению красноцветных пород, в атмосфере рифея произошло заметное увеличение содержания свободного кислорода, появление которого, естественно, следует связывать с резким увеличением биомассы фотосинтезирующих водорослей и бактерий. Это привело к изменению состава морской воды: более высокое окисление серы и сероводорода должно было обусловить превращение ее из бедной сульфатами хлоридно-карбонатно-сульфатной в хлоридно-сульфатную, достаточно близкую по составу современной (так как выпали в осадок гипсы и ангидриты, которые впервые как раз и образовались около 1000 млн лет тому назад). Характерно отсутствие климатической зональности — азональный жаркий климат раннего и среднего рифея без каких-либо признаков похолоданий и тем более оледенений.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ

 

 

1. Войлошников В.Д. Полевая геология для техника-геолога. –   М.: Недра, 2004.
2. Геологическое строение СССР, т. I – XXXX. – М.: Недра,  2005.
3. Косыгин Ю.А. Тектоника. – М.: Недра, 2000.
4. Левитес Я.М. Историческая геология. – М.: Недра, 2000.
5. Михайлов А.Е. Структурная геология. – М.: Недра, 2001.
6. Павлинов В.Н. Структурная геология. – М.: Недра, 2009, ч.1.
7. Рудные месторождения СССР. – М.: Недра, 2004, т. 1-3.
8. Рыбаков В.Ф. и др. Курс месторождений неметаллических полезных ископаемых. – М.: Недра, 2009.
9. Сократов Г.И. Структурная геология. – М.: Недра, 2002.
10. Тектоническая карта СССР и сопредельных стран в масштабе 1:5000000. – М.: Госгеолтехиздат, 2007.   
11. Цейслер В.М. Тектонические структуры на геологической карте СССР. – М.: Недра, 1979.