Геологическое строение района Улутау-Кокчетавского

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Настоящий курсовой проект посвящен описанию геологического строения района Улутау-Кокчетавского.

Гидрографическая сеть сравнительно густая, однако, не отличается водообильностыо. Наиболее крупные реки района - Байконур, Дюсембай, Бала-Джезды и Кумола - носят типичный степной характер. Весной, во время таяння снегов, они полноводны, а летом разделяются на отдельные плёсы, многие из которых совершенно пересыхают. Речные долины имеют хорошо выраженный асимметричный поперечный профиль, причем правый борт их всегда более крутой и высокий, а левый пологий и низкий.

Климат района резко континентальный, характеризующийся малым количеством осадков и большими амплитудами колебания температур не только по временам года, но и в течение суток. Лето сухое и жаркое, зима холодная, с большими морозами и частыми снежными буранами. Самая низкая температура падает на январь (35°), а наиболее высокая - на июль (+41,9°). Среднегодовое количество осадков 120-150 лш, наибольшее количество которых выпадает в мае месяце.

Джезказган-Улутауский район является в настоящее время одним из крупных промышленных центров Казахстана. Планомерное освоение его началось лишь в начале XX пека, несмотря на то, что отрывочные сведения о наличии медных руд в Джезказгане и других полезных ископаемых в горах Улутау были известны еще в середине XVIII века.

Начало систематического изучения Джезказган-Улутауского района связано с именем И. С. Яговкина. До него район посещали многие геологи, которые сообщали лишь отрывочные сведения о распространении, составе, метаморфизме и условиях залегания отдельных типов горных пород.

В геологическом строении территории принимают участие метаморфические породы докембрия, отложения кембрийской, ордовикской, девонской, каменноугольной и пермской систем. На этих образованиях залегают отложения мезозойской и кайнозойской групп. Породы докембрия и нижнего палеозоя прорваны разнообразными по составу и возрасту интрузивными образованиями.

Докембрийские и нижнепалеозойские отложения распространены в центральной части исследованной территории и слагают центральную часть Кар- сакпайского поднятия (Богданов, 1954). В пределах поднятия выделяются Байконурский и Карсакпайский синклинории и разделяющий их Майтюбин- ский антиклинорий. Девонские и каменноугольные образования слагают западный борт Джезказганской впадины, ограничивающей с востока Карсакпай- ское поднятие, и ряд наложенных структур в пределах последнего.

Мезозойские и кайнозойские отложения наиболее широко распространены в западной и восточной частях района.

1. Орогидрография

В результате анализа природно-геологических условий выделяются три гидрогеологических района (си.рис.3).

1. Район мелиосопочиика южной части Улутаусного антиклино- рия и прибортовых частей Джезказганской впадины.

2. Район денудационной и пластовой равнины Тургайского прогиба.

3. Район денудационной и пластовой равнины Джезказганской впадины.

Район мелкоеопочнина южной части Улутауского антинлинория и прибортовых частей Джезказганской впадины

Этот район характеризуется мелкосопочным рельефом с относительными высотами сопок 35-70 м. Абсолютные отметки понижаются в южном направлении от 620-640 до 460-670 м. В районе выпадает повышенное количество атмосферных осадков - от 250 мм

на севере до 150 ш на вгв, в средней 200 мы.

В геологической строении района принимают участие главный образом метаморфические породы протерозоя и гранитоиды. В западной части района довольно широко распространены известняки, слагающие приразлошше и наложенные иульды.

Уровень подземных вод в большинстве случаев располагается на глубинах 10-15 и. В районе выклинивается довольно больное количество родников.

Водообильность пород неравномерна и зависит главным образом от их литологии. Наибольшей водообильностьв обладает известняки (средние дебиты скванин 10-20 я/сю). Производительность скважин в кембрийских и визе-нашррских отложениях, в интрузивных породах, частично в отложениях нижнего протерозоя в средней I-б л/сек, реже до 1-3 л/сек. Наименьшая водообильность характерна для кварцитов, слаботрещиноватых разностей метаморфических сланцев, мраморов (дебиты скважин десятые доли л/сек). В северной части района волообилыость пород более высокая, чем в пеной.

В районе преобладают пресные и слабосолоноватыв воды. Минерализация подземных вод увеличивается с севера иа кг от 0,0- 0,5 до 1,8-2,5 г/л.

В гидрогеологическом отношении район представляет собой область питания и транзита подземных вод.

В районе выделен ряд водоносных комплексов, описание которых дано выше. Наиболее перспективными являются воды отложений турне - фамена, визе - намюра, кембрия, интрузивных пород.

Подземные воды района имеют первостепенное практическое значение в решении задач водоснабжения.

Район относительно хорошо обеспечен водой главным образован за счет подземных вод.

Район денудационной и пластовой равнины Тургайского прогиба

Занимает западную и юго-западную части территории. Рельеф представляет собой древнюю денудационную равнину, большая часть которой перекрыта мощной толщей палеоген-неогеновых водоупорных глин. Количество осадков здесь ыеныве, чей в первом, и колеблется от ISO до 180 мм.

Наибольке распространение в районе имеют трещинные воды песчаников, конгломератов, сланцев, мергелей ордовикских отложений. Трещиноватооть скальных пород очень слабая, а мощность их верхней вывехрелой зоны не превышает 10-15 м. Высокая пустот?- ность отмечена лишь в известняках фанена. Широко развитые в районе палеогеновые и неогеновые отложения являются безводными или содержат малопроизводительные воды спорадического распространения.

Глубины залегания подземных вод не превышают в большинстве случаев 10 м. Естественные выходы подземных вод очень редки.

Водообильность ордовикских отложений крайне слабая. Полученные дебиты скважин обычно измеряются десятыми долями литра в секунду.

Скважины, вскрывающие поровые воды, также имеют невысокую производительность. Довольно высокие расходы скважин получены лишь в фаменских известняках: удельные дебиты достигают здесь 3,3 л/сек.

Минерализация подземных вод преимущественно выше 3 г/л и увеличивается с севера на юг. Пресные и слабосолоноватые воды встречены лишь в северо-западной части и в фаменских приразлонных мульдах.

Район является преимущественно областью аккумуляции под-, земного стока, а частично и областью транзита подземных вод.

Подземные воды района в силу их малодебитности и высокой минерализации не представляют значительного практического интереса. В целом в районе отсутствуют достаточные водные ресурсы.

Район денудационной и пластовой равнина Джезказганской впадины

Указанный район по своим гидрогеологическим условиям во многом сходен с предыдущим. Здесь также развита древняя денудационная равнина, несущая на значительной площади довольно мощ- вый глинистый покров. Среднегодовые суммы осадков не превышают 160-170 мм. Наибольвим площадным распространением пользуются трещинные воды пермских и частично каменноугольных отложений. Дебихы скважин, вскрывающих эти воды, составляют сотые, режа десятые доли лихра в секунду. Минерализация подземных вод варьирует ох 1-3 до 7 г/л, возрастая с севера на юг. Практическое значение подземных вод невелико. Водообильность района низкая.

Водоснабжение его можно организован за счет привлечения водных ресурсов снежных районов.

Питьевое водоснабжение на описываемой территории осуществляется преимущественно, путем использования подземных вод. Поверхностные воды употребляются главным обрааом ва технические и ирригационные нужды.

Существующее состояние водоснабжения как населенных пунктов, так и животноводческих ферм является неудовлетворительным. Водозабор подземных вод производится весьма примитивными способами. Используемые воды иногда не отвечают принятым гидрохимическим нормам и к тому же часто бактериально загрязнены. Поселки Карсакпай и Байконур испытывают острую нужду в доброкачественной питьевой воде.

Водоснабжение района может быть значительно улучшено за счет более полного и рационального использования подземных ресурсов.

В целях изыскания источников водоснабжения пос.Карсакпай Джезказганской ГРЗ в I958-I96I гг. была произведена разводка трещинно-карстовых вод западного крыла Джезказганской впадины в пределах Шотыбасской, частично Акжальской структур. В радиусе 10-18 км от пос.Карсакпай разведаны значительные запасы подземных вод, составляющие около 100 л/сек (потребность поселка 20-25 л/сек). Однако минерализация подземных вод Шотыбасской структуры оказалась повышенной до 2*3-2,4 г/л.

Воды Акжальской структуры более пресные. Путем использования в смешений вод скважин I и 15 можно получить 20 я/сек воды с минерализацией около 1,4 г/л.

В случае необходимости поиски более пресных вод следует производить на перспективных участках Майтпбе и Кенсазтюбе.

Найтюбинский участок расположен в 15 км к западу от пос.Карсакпай. Подземные воды приурочены вдесь к гранодиоритам каледонского возраста, амфиболвтовнм сланцам и порфвритоидам нижне- ' го протерозоя и другим породам. Удельные дебита скважин составляют десятые доли литра в секунду, однако не исключено, что в зонах разлома водообильность пород будет значительно выше. Минерализация подземных вод не превышает 500 иг/я.

Бурение скважин на обоих участках надо производить главным образом в зонах тектонических нарушений.

Потребности в технической воде Куыолинского родусит-асбе- стового комбината можно удовлетворить за счет вод ШотыбасскоЙ моноклинали на участке между саями Шотыбас и Сарыбулак. Прогнозные эксплуатационные запасы подземных вод, согласно предварительным расчетам, составляют здесь не менее 80-100 л/сек, что достаточно для удовлетворения нужд комбината.

Цииерализация вод варьирует от 2,4 до 3,3 г/л, то есть воды для технических целей вполне пригодные.

Водоснабжение небольших населенных пунктов, отгонных участков и ферм может быть улучшено путем квитирования родников, углубления и оборудования колодцев, а в необходимых случаях и путем бурения скважин. Ориентировочная глубина скважин для трещинных вод 30-50 и, реже более, для трещинно-карстовых до 200 м.

Подземные воды за последние годы приобретают все больsee значение как поисковый критерий месторождений полезных ископаемых. С целью гидрохимических поисков нами путем спектрального анализа определено содержание микроэлементов в 253 пробах воды.

Выделяется несколько участков с повышенным содержанием микрокомпонентов. В частности, аномальное содержание меди, а также хрома отмечается в кембрийских породах на Сарысайском алюмофосфатном месторождении, что, очевидно, связано с наличием здесь рассеянной медной минерализации. Кроне того, подземные воды алюнофосфатных месторождений содержат повышенное количество фосфора, что дает основание применить гидрохимический метод для поисков месторождений фосфоритов.

Имеется и несколько других слабых гидрохимических аномалий (36). Однако, ввиду отсутствия количественных химических определений содержаний микроэлементов, аномалии не могут считаться однозначными и требуют дополнительной проверки.

Описываемая площадь расположена в пределах крайней юго- западной части Казахского мелкосопочника, в области погружения палеозойских структур Улутау под мезозойские и кайнозойские отложения, слагающие Тургайскую синеклизу. Расположение исследованной территории на стыке двух различных областей придает некоторое своеобразие ее геоморфологическим особенностям. Так, основная часть исследованной территории представляет собой равнину, подразделяющуюся на: 1) водораздельную пластовую полого-волнистую равнину, образованную на средне- и верхнеолигоценовых отложениях, 2) пластовую полого- наклонную равнину, образованную на пологозалегающих меловых, эоценовых и эоцен-олигоценовых отложениях, 3) откопан-

Водораздельная пластовая пологоволнистая равнина развита на водоразделе рек Байконур и Киякты, а также крупных саев Жимыкы, Соре и Терискен. Сложена она горизонтально залегающими отложениями бетпакдалинской и чаграйской свит. Равнина имеет слабо расчлененную пологоволнистую поверхность с редкими всхолмлениями и небольшими западинами. Относительные превышения отдельных холмов составляют 5-10 м. Абсолютные высоты колеблются от 358 м на севере до 334 м на юге, что указывает на общий очень пологий уклон поверхности равнины к юго-юго-западу.

Рельеф описываемой равнины первоначально был создан в результате аккумулятивной деятельности древних потоков и озер в верх-неолигоценовое время, питавшихся материалом, возникавшим при разрушении приподнятых участков гор Улутау. В дальнейшем, в результате поднятий, охвативших эту область, усилившаяся эрозионная деятельность привела к расчленению данной территории и размыву большей части палеогеновых отложений. В результате и была сформирована описанная выше водораздельная пластовая равнина.

Пластовая пологонаклонная равнина в пределах описываемого района развита очень широко. Она занимает всю его западную часть. Сложена она пологозалегающими меловыми, эоценовыми и эоцен-олигоценовными отложениями. Равнина имеет общий уклон поверхности к юго-западу. Максимальные абсолютные высоты ее в северо-восточной части равны 229 м, в юго-западной- 148 м. Равнинный характер местности нарушается широкими плоскодонными оврагами, связанными с современной речной сетью и отдельными редкими останцевыми сопками и увалами, поднимающимися на 3-5 м над поверхностью равнины.

Формирование пластовой равнины первоначально было связано с акумулятивной деятельностью эоцен-нижнеолигоцено- вого моря. Затем происходившее в среднем и верхнем олигоцене поднятие описываемой территории, как и всего Казахского на* горья, привело к расчленению и денудации морской равнины, полному размыву верхнеэоценовых нижнеолигоценовых отложений и формированию описываемой равнины.

Денудационный рельеф.

Откопанная цокольная волнистая равнина с редкими пятнами палеогеновых отложений развита на интенсивно дислоцированных нижне- и среднепалеозойских отложениях. В зависимости от литологических особенностей и строения палеозойского субстрата в пределах равнины выделяются: низкохолмистый и пологоувалистый рельеф на эффузивно-осадочных и осадочных ордовикских и девонских породах, а на кембрийских осадочных преимущественно кремнистых породах - низко грядовый и увалисто-гривовый рельеф.

Относительные превышения отдельных грив, увалов и холмов колеблются от 3-4 до 10-20 м. Холмы и гривы имеют большей частью пологие, округлой или слегка вогнутой формы склоны, крутизна которых не превышает 10-15°. Значительно реже встречаются крутые и скалистые склоны. Абсолютная высота цокольной равнины колеблется от 395 м на севере до 295 м на юге.

Образование цокольной равнины связано с расчленением и денудацией древней поверхности выравнивания, образовавшейся еще в мезозое и откопанной из-под палеогенового чезла в неоген - четвертичное время.

аккумулятивно-эрозионный и эрозионный рельеф

Первый тип рельефа характерен для речных долин, которые в пределах исследованной территории развиты сравнительно слабо. Они имеют обычно асимметричное строение. Правый борт их большей частью крутой, местами обрывистый, левый - более пологий и низкий.

В пределах речных долин выделяется пойменная, первая надпойменная и отдельными небольшими обрывками вторая надпойменная террасы. Пойма прослеживается повсеместно. Ширина ее колеблется от нескольких метров до 50 м в восточной части описываемой площади и 300-500 м в западной. Высота ее над руслом не превышает 1 - 1,5 л. Часто уступы бывают плохо выражены и размыты.

Первая надпойменная терраса, которая во многих местах носит характер цокольной, прослеживается не повсеместно и не всегда выражена на обоих бортах. Обычная высота ее над поймой равна 0,5-1,5 м, значительно реже она достигает 2-3 м. Ширина надпойменной террасы колеблется от нескольких десятков метров до 250 м в восточной части и до 200 м в западной.

Вторая надпойменная терраса, имеющая цокольное строение, наблюдается лишь в нескольких, местах по р. Байконур в виде мелких обрывочных площадок, возвышающихся над поймой на 1-2,5 м.

Русла рек обычно узкие и неглубокие. Ширина их колеблется от 3-5 м до 15-20 м. 52

Формирование речных долин происходило в четвертичное; и современное время, после существенной перестройки гидрографической сети. Образование поймы и русла относится к современной эпохе, образование первой и второй надпойменной террас- к верхнечетвертичной.

Кроме речных долин, к верхнечетвертичным и современным образованиям относится приозерная равнина оз. Чубар-Тениз, заходящая на исследованную территорию полосой, имеющей 16 км в длину и 6 км в ширину. Сложена эта равнина элюви- ально-пролювиальными образованиями.

Тесную генетическую и возрастную связь с развитием современной гидрографической сети имеет приречный мелкосопочник, широко распространенный вдоль рек Байконур, Киякты, Бу- ланты, их крупных притоков и сая Ащимиир. Развивается он по мелкосопочнику цокольной и водораздельной равнин в результате эрозионной деятельности многочисленных притоков и оврагов и плоскостного смыва.

2. Стратиграфия

В геологическом строении территории принимают участие метаморфические породы докембрия, отложения кембрийской, ордовикской, девонской, каменноугольной и пермской систем. На этих образованиях залегают отложения мезозойской и кайнозойской групп. Породы докембрия и нижнего палеозоя прорваны разнообразными по составу и возрасту интрузивными образованиями.

Докембрийские и нижнепалеозойские отложения распространены в центральной части исследованной территории и слагают центральную часть Кар- сакпайского поднятия (Богданов, 1954). В пределах поднятия выделяются Байконурский и Карсакпайский синклинории и разделяющий их Майтюбин- ский антиклинорий. Девонские и каменноугольные образования слагают западный борт Джезказганской впадины, ограничивающей с востока Карсакпай- ское поднятие, и ряд наложенных структур в пределах последнего.

Мезозойские и кайнозойские отложения наиболее широко распространены в западной и восточной частях района.

Известные на территории листа 1.-42-1 докембрийские образования подразделяются на три крупные серии: боровскую, акдымскую и ерементаускую, возраст которых согласно решению совещания по унификации стратиграфических схем допалеозоя и палеозоя Восточного Казахстана (1958) соответственно принят как нижне-верхнепротерозойский и синийский. Каждая серия отделена от других перерывом и крупным несогласием; в свою очередь, серии подразделены на свиты.

Нижний протерозой.

Породы кууспекской* свиты слагают полосу субмеридиоиального простирания от верховьев Ащилысая на севере до верховьев сая Карасира на юге, обнажается на обособлениях участках в ядрах антиклинальных складок в среднем течении сая Тумурза (Северного), в верховьях р. Дюсембай и южнее, в среднем его течении. В центральной части района отдельные пачки пород этой свиты залегают среди граннто-гнейсов. Разрез кууспекской свиты сложен порфироидами - светлыми, с ясно выраженной порфировой структурой, плкт- чато-рассланцованными, со слюдой на плоскостях рассланцевания. В резко подчиненном количестве находятся кварц-глюдяные сланцы, полевошпатовые н зернистые кварциты, лейкократовые гнейсы. Полный разрез этой свиты на территории описываемого района неизвестен, вследствие гранитизации нижней части и трансгрессивного перекрытия верхней части разреза отложениями ту- .мурзинской свиты.

Разрез кордовской свиты, как правило, начинается серыми и темно-серыми кварцитами с мелкими (1-3 мм) обломками кварца, альбита, олигоклазг. мусковита, биотита, рутила и турмалина.

Иногда среди этих кварцитов встречаются прослои с галькой белых зернистых кварцитов, жильного кварца и порфироидов кууспекской свиты. Величина бломков достигает 3-4 см. Кварциты характеризуются бластопсаммято- вымн и бластоконгломератовыми структурами и сланцеватыми текстурами. Цемент пород кварцево-слюдяиой. Мощность пачки обломочных кварцитов непостоянна и меняется от 20 до 50 м.

Выше по разрезу кварциты постепенно сменяются графитовыми микро- кварцитами и кварцитовидными сланцами с отдельными прослоями кварцево- слюдяно-хлоритовых и кварцево-слюдяно-актинолнтовых сланцев. Графитовые микрокварциты и сланцы состоят из мнкрогранобластового агрегата кварца и распыленного графита. Размер зерен кварца существенно больше, чем ячейки между распыленными частицами графита, что указывает на значительную перекристаллизацию кварца. Текстура пород полосчатая. Мощность отдельных «слоечков» колеблется от 0,2 до 1,5 см.

Кварцево-слюдяно-хлоритовые и кварцево-слюдино-актинолитовые сланцы характеризуются лепидогранобластовыми структурами и сланцеватыми текстурами. Мощность этой пачки 70-100 м. 8

Общая мощность пород кордовской свиты равна 120-150 м.

Состав и структурно-текстурные особенности описанных пород свидетельствуют об их первичноосадочном генезисе. Вероятно, это была толща обломочных и кремнисто-углистых образований, впоследствии достаточно метамор- физованных.

Зеленые сланцы, тесно ассоциирующие в разрезах с порфнритоидами, очень разнообразны по своему составу и, вероятно, по первичному генезису. Структуры этих пород нематобластовые и лепидобластовые. Минералогический состав их следующий: амфибол, хлорит, эпндот, цоизит, плагиоклаз, биотит, серицит, гематит, магнетит, турмалин, кварц, кальцит. Большинство зеленых сланцев несомненно образовано за счет метаморфизма туфогенных пород. По типу обломочного материала Ю. И. Половинкина (1952) выделяет среди них кристаллито-кластические и литокластическне туфы.

Карсакпайская свита

Отложения, выделяемые нами под названием карсакпайской свиты,1 пользуются широким распространением в пределах южной части Карсакпайского синклинория, где наиболее значительные выходы их протягиваются меридиональной полосой от правобережья Карасая, через горы Керегетас и Балбраун, к правому берегу сая Кенсаз; выходы ее также известны а широтной излучине р. Дюсембай. Западнее образования карсакпайской свиты слагают несколько синклинальных структур, наиболее крупная из которых протягивается от сая Татпен к верховьям сая Караснре.

Породы карсакпайской свиты лежат несогласно на подстилающих различных по возрасту породах. Наиболее полные и хорошо изученные разрезы этих образований известны в районе железорудных месторождений Балбраун и Керегетас, где они вскрыты вкрест простиранию многочисленными разведочными канавами и шурфами.

В настоящее время имеются данные, свидетельствующие о наличии нескольких прослоев железистых кварцитов. Так, например, в районе высоты 547,9 (месторождение Керегетас) видно, что из идущих параллельно друг другу восьми гряд железистых кварцитов, две внутренние гряды образуют центриклиналыюе замыкание. Это заставляет сделать предположение о раз-новозрастности прослоев, слагающих две внутренние гряды, и прослоев, обнаженных к западу и востоку от них. Предположение геологов Карсакпайской ГРП о том, что горизонт железистых кварцитов исключительно выдержан н исчезновение его по простиранию связано с поднятием шарниров синклинальных складов, также вряд ли обоснованно. Изучение некоторых тел железистых кварцитов в пределах месторождения Балбраун показывает, что наблюдается выклинивание железистых кварцитов и постепенное замещение их безрудными прослоями. Никаких элементов залегания, свидетельствующих о наличии центриили периклинальных замыканий, здесь не наблюдается. Рассмотренный выше разрез карсакпайской свиты не остается постоянным. К югу и к северу от месторождения Керегетас обнаруживается постепенное исчезновение хлорит-актинолитовых и актинолнт-хлорит-эпидотовых сланцев. В стороны от центральных частей синклинория мощность осадков карсакпайской свиты уменьшается до 250-300 м, и она целиком сложена безрудными кварцитами, мраморами и черными графитистыми микрокварцитами с редкими прослоями железистых кварцитов.

Порфиры, наиболее распространенные в разрезе свиты, различны по со-ставу: в нижней части преобладают зеленоватые светлые кварцевые альбнто- фиры с вкрапленниками кварца и альбита, в верхней - лиловые ортофиры, содержащие во вкрапленниках альбит и ортоклаз (пертит). Основная масса порфиров кварц-полевошпатового состава имеет фельзнтовую структуру; часто наблюдается флюидальная текстура.

Фельзиты состоят из криптокристаллического агрегата кварца и полевого шпата с очень редкими пластинками биотита, мусковита и серицита. В них, наряду с флюидалыюй, наблюдается перлитовая текстура.

Лавоагломераты содержат многочисленные обломки кварца, плагиоклаза, пертита и порфиров в фельзитовом цементе. Размеры обломков 0,5-0,8 мм.

Песчаники состоят из неокатанных и несортированных зерен тех же пород и минералов, которые содержатся в лавоагломератах. Кварц-мусковит-серицн- товый цемент слагает не свыше 20% породы.

Таким образом, разрез нижнелакбайской подсвиты сложен кислыми вулканогенными образованиями, очень слабо метаморфизованными, с подчиненным развитием осадочных пород.

Верхнелакбайская подсвита (5п1к2)х согласно сменяет отложения нижнелакбайской и венчает разрез сининских образований Южного Улутау. Она развита на меньшей площади и прослеживается с севера на юг от горы Акшокы до р. Байконура. В среднем течении р. Байконура подсвита залегает п ядре синклинальной складки, ограниченной с восточного крыла разломом, и слагает восточное крыло другой синклинальной складки, с запада оборванной разрывным нарушением.

В разрезе подсвиты выделяются две толщи: нижняя, содержащая красные, сиреневые и фиолетово-серые порфиры с четкой флюидальной текстурой и их туфы мощностью 100 м, и верхняя - толща диабазовых миндалекаменных порфиритов, переслаивающихся с пачками альбит-эпидот-актннолитовых сланцев и горизонтами туфопесчаников и лавоагломератов мощностью 300 м. Общая мощность отложений подсвиты 400 м.

Миндалекамеиные порфириты - темно-зеленые, массивные, реже рассланцованные. Диабазовая структура основной массы образована лейстами андезина № 38-40 и агрегатом хлорита и эпидота; изредка встречаются мелкие зерна авгита. Миндалины размером 0,5-0,3 мм (до 2-3 см) заполнены агрегатом кварца и альбита или эпидота, хлорита и альбита.

Альбит-эпидот-актинолитовые сланцы имеют лепидогранобластовую структуру н сланцеватую текстуру. Иногда в них наблюдаются реликты диабазовой структуры и миидалекаменной текстуры. Таким образом, по-видимому, они образовались как за счет туфов, так и лав основных пород, подвергшихся рассланцеванию.

Туфопесчаники состоят из обломков плагиоклаза (до 40%), кварца, эпи-дота, диабазов, порфиров и фельзитов. Цемент образован мелкозернистым агрегатом кварца, эпидота, серицита. В лавоагломератах состав обломков тот же, но они присутствуют в меньшем количестве. Обломки сцементированы лавовым цементом кварц-полевошпатового состава. В нем иногда заметны перлитовые текстуры.

О возрасте докембрийских образований листа

Выше мы рассмотрели мощную (около 11 000 м) толщу в разной степени метаморфизованных отложений, отнесенных нами к докембрию на том основании, что выше них располагается комплекс существенно менее метаморфизованных пород нижнего палеозоя. Непосредственно на породах ерементауской серии залегают образования, условно относимые к нижнему кембрию и перекрывающиеся породами с фауной среднего-верхнего кембрия.

Дальнейшие подразделения докембрийского комплекса на более дробные единицы стратиграфической номенклатуры еще более условны. Однако, как было сказано Н. А. Штрейсом, в докладе на совещании по унификации стратиграфических схем допалеозоя и палеозоя Восточного Казахстана в 1958 г., в пределах Центрального Казахстана четко выделяются четыре крупные серии пород, отделенные угловыми несогласиями и отличающиеся по степени метаморфизма. В соответствии с резолюцией совещания возраст боровской серии принят как нижнепротерозойский (РМ; акдымской - верхнепротерозойский (Р12) и ерементауской - синийский (Эп). Породы самого древнего зерендин- ского комплекса (А) на описываемой территории не обнаружены.

Кембрийская система

В западной части исследованной территории развиты осадочные образования нижнего (улутауская серия) и среднего (туркестанская серия) кембрия верхнекембрийские отложения отсутствуют и известны на смежных площадях, расположенных западнее и южнее.

Нижний отдел Улутауская серия.

Раненая свита (Ст/гп)

Наиболее полные и мощные разрезы ранской свиты встречены в районе горы Жалтау, где ее мощность достигает 450-500 м. В пределах изученной территории породы ранской свиты имеют ограниченное распространение. Отдельные разобщенные выходы встречены к югу от горы Лакбай, на левом берегу р. Байконура, на западном склоне горы Караадыр (правый берег Ащн- лысая), у западного подножья горы Алтуайг н на северном склоне горы Басалтуайт. Отложения рансеой свиты резко трансгрессивно, с угловым и азимутальным несогласием перекрывают более древние докембрийские образования. Иногда азимутальное несогласие с породами протерозойского возраста достигает 90° (район горы Басалтуайт).

Базальиые горизонты ранской свиты сложены крупнообломочнымн кон-гломератами, содержащими многочисленные, хорошо окатанные галькн до- кембрийских пород. Материал обломков местный. В конгломератах встреча-ются в основном порфиры лакбайской свиты, порфироиды кууспекской свиты и граниты. Величина обломков колеблется от 2-3 до 50-75 с.и. Галька и валуны сцементированы зеленым песчанистым цементом. Верхняя часть разреза свиты сложена зелеными средне- и крупнозернистыми песчаниками, я которых встречаются отдельные пачки зеленых алевролитовых сланцев. Видимая мощность отложений ранской свиты в пределах изученной территории от 40 м (гора Басалтуайт) до 100 м (район горы Лакбай).

Ордовикская система

Ордовикская система представлена осадочными образованиями верх-него ордовика; нижне- и среднеордовикские отложения в пределах рассма-триваемой территории отсутствуют и известны на смежных площадях, рас-положенных западнее и южнее.

Верхний отдел Конырсуйская свита (Озkn)

В пределах исследованной площади основное поле развития пород яо- иырсуйской свиты приурочено к западной части листа, к меридионально г.ытянутой сложно построенной синклинальной зоне, прослеживаемой от р. Байконура на севере до сая Ащимнр на юге. Отложения конырсуйской свиты ложатся с резким азимутальным несогласием на более древние породы кембрия и даже протерозоя. Наилучшие разрезы их, изученные нами по р. Байконур, саям Курайлы и Ащнмир, сложены многократно повторяющи-мися пачками зеленых песчаников, мелкогалечных конгломератов и зеленых алевролитовых сланцев. Конгломераты и песчаники обычно имеют зелено-ватый цвет и образуют пласты мощностью от 20-30 см до 3-5 м. Эти породы содержат большое количество мелких (до 3-5 см) хорошо окатанных обломков, среди которых преобладают черные кремнистые сланцы и поле-вые шпаты. Алевролитовые сланцы зеленого цвета встречаются в виде про-слоев (5-10 м), переслаивающихся с мелкогалечными конгломератами и песчаниками. Иногда в средней и верхней частях разреза конырсуйской свиты алевролитовые сланцы образуют более мощные пачки, достигающие мощности 100-150 л.

Павлодарская (Жиландинская) свита (N,l-2pv) Породы павлодарской свиты развиты в северо-восточной части исследованной территории и залегают обычно с перерывом на образованиях аральской свиты. Павлодарская свита сложена зеленовато-серымн коричневыми н бурыми песчаными комковатыми глинами содержащими включения гравия л гальки алевролитов, а также известково-мергелистые конкреции. С поверхности глины часто приобретают красно-бурый оттенок. Мощность толщи 10- 16 м. Средне-верхне-миоценовый возраст пород павлодарской свиты доказан работами Ю. А. Орлова (1928-1930 гг.), нашедшего в них в районе г. Павлодара богатые ископаемые остатки млекопитающих.

Четвертичная система Четвертичные отложения на территории исследованного района представлены верхнечетвертичнымн и современными образованиями (Q3-.,), имеющим небольшую мощность. По генезису среди них выделяются аллювиальные отложения, приуроченные к долинам рек и образующие их террасы; делювиальные, развитые на склонах водоразделов к речным долинам и саям; элювиальные и смешанные элювиально-делювиальные образования, а также отложения такыров и солончаков.

Верхний отдел.

Аллювиальные отложения, представленные песками, супесями, суглинкам», а в иизах галечниками, образуют первые надпойменные террасы наиболее крупных рек и саев района, таких, как Кумула, Байконур, Курайлы, Сатан, Ащимир и др. Террасы аккумулятивные, высота их обычно не превышает 3- 4 л. К этому же возрасту относятся частично делювиальные и элювиально-делювиальные образования, развитые на водоразделах и их склонах, которые не всегда возможно отделить от современных.

Современный отдел.

К современным относятся аллювиальные отложения, образующие поименные террасы рек и крупных саев высотой 1,5-2 м. Это пески, супеси, галечники, а также аллювий многочисленных более мелких логов и саев, представленный слабосортироваинымн, плохоокатанными галечниками преимущественно местных пород, грубыми песками и суглинками мощностью 0,5-I м. К современному отделу относится также часть элювиальных образовании и глинистые, супесчаные отложения, выполняющие такырные впадины.

Интрузивные образования.

В пределах описываемой территории широко развиты различные по составу и возрасту интрузивные образования: верхнепротерозойские гранито-гнеи- сы, граниты и сиениты; верхнепротерозойские основные породы; ордовикские основные и ультраосновные породы; додевонские гранодиориты и диориты.

Верхнепротерозойские гранитоиды (уР1з).

Верхнепротерозойские гранитоиды в пределах исследованного района представлены гранитами и гранито-гнейсами.

Гранито-гнейсы занимают площадь около 300. Полоса их развития протягивается в меридиональном направлении от Тумурзасая на севере, через сопки Кюгенжол до верховьев сая Карасира на юге; они распространены также к востоку от сопок Кюгенжол вдоль Сарысая до его верховьев; незначительный по площади обособленный их выход находится в среднем течении р. Дюсембай. На этой же площади, а также к северу и к югу от обособленного массива гранито-гнейсов местами встречаются гнейсы, представляющие собой измененные породы кууспекской и тумурзннской свит, которые не поддаются картированию в мелком масштабе. Гнейсы и гранито-гнейсы развиты в наиболее приподнятой части Майтюбинского антиклинория и приурочены к крыльям антиклиналей западной антиклинальной зоны и к ядрам антиклиналей восточной зоны.

Гнейсы очень разнообразны по составу. Среди них развиты светлые розоватые кварц-полевошпатовые аплитовидиого облика породы; серые, коричневатые биотитсодержащие разности и серо-зеленые диорито-гнейсы с роговой обманкой. Между ними и соответствующими по составу породами кууспекской и тумурзннской свит существуют постепенные переходы так же, как и между гнейсами и гранито-гнейсами.

Гранито-гнейсы варьируют от мелко- до крупнозернистых разностей, от почти массивных до ясно гнейсовидных пород, от разностей лейкократовых До содержащих в заметном количестве цветные минералы. Дли гранито-гнейсов характерны гнейсовая и гиейсовндная текстура, выраженные яснее там, 34 где больше содержание цветных минералов в породе. В виде порфировидных выделений присутствует полевой шпат. Гранито-гнейсы сложены плагиоклазом типа альбит-олигоклаэ, калиевым полевым шпатом, кварцем и присутствующими в большем или меньшем количестве биотитом, хлоритом и мусковитом. Структура пород неравномернозернистая. Участки мелкозернистой гранобла- стовон структуры чередуются с порфиробластовой. Порфиробласты образованы микроклином (2У=78-84) и альбит-олигоклазом. В гранито-гнейсах встречены лишь мелкие аплитовые жилки.

Постепенные переходы от слабоизмененных пород, через гнейсы к грани- то-гнейсам; зависимость состава, структурных и текстурных особенностей гра- нито-гнейсов от особенностей «первичных» пород и развитие бластических структур в гранито-гнейсах указывает на то, что они образовались путем гранитизации.

Галька гранитизированных кварцитов встречена в конгломератах тумур- зинской свиты (Ptitm) у плотины на Тумурзасае.

Породы тумурзинской свиты на других участках района подверглись гранитизации. Таким образом, этот процесс, по-видимому, был длительным и протекал как в нижнем протерозое, так и в начале верхнего протерозоя.

Граниты распространены к западу от области развития граннто-гнейсов и охватывают площадь ,150 ос5. Они в виде отдельных разобщенных массивов протягиваются от правобережья р. Байконура на севере до верховьев сая Карасире на юге; к северу от площади листа L-42-I известны в районе горы Усгырлытау.

В северной части описываемой площади граниты залегают в зоне меридионального нарушения среди эффузивных пород татпенской свиты, в экзо- контактовой зоне которых заметна перекристаллизация с образованием роговиков. Южнее верховьев Ашилысая, в центральной части Майтюбинского анти- клинория, граниты находятся среди пород кууспекской свиты и приурочены к" ядрам антиклиналей западной антиклинальной зоны. В верховьях саев Ащн- лы и Курайлы западный тектонический контакт гранитов с породами кууспекской свиты частично скрыт под рыхлыми отложениями. Южнее в западном контакте гранитов залегают слабо измененные порфироиды кууспекской свиты с горизонтом зернистых кварцитов в основании. В кварцитах наблюдается слабая федьдшпатизация.

Восточное ограничение массивов гранитов проведено на карте условно, так как между ними и залегающими к востоку гранито-гнейсами нет резких границ. В направлении с запада на восток в породах появляется гнейсовидная текстура, крупнозернистое сложение гранитов сменяется неравномернозернн- стой структурой гранито-гнейсов. Линзовидные горизонты кварцитов, сохранившиеся при гранитизации, отмечают восточное крыло антиклинали к условную границу между гранитами и гранито-гнейсами. Массивы гранитов имеют овальную форму в плане. В отдельных массивах граниты несколько различны по цвету и структурным особенностям: в северном массиве это зеленоватые или лиловатые породы среди лав татпенской свиты; в центральной части района - светлые, буроватые, розоватые близкие по цвету к порфироидам кууспекской свиты.

Граниты представляют собой крупно-среднезернистые породы с характерной массивной текстурой и равномернозернистой структурой. Они состоят из крупных таблитчатых кристаллов микроклнн-пертита, более мелких субтаблнт- чатых выделений олигоклаз-альбита №№ 8-10, кварца и небольшого количества мусковита и биотита, частично замещенного хлоритом; из акцессорных встречены апатит, сфен, рутил, флюорит. В гранитах часто заметен катаклаз, выраженный в волнистом погасании и частичной грануляции зерен кварца, в изгибе двойниковых швов в кристаллах плагиоклаза, появлении жилок, заполненных мелкозернистым агрегатом кварца, калиевого полевого шпата или серицита. В некатаклазированных участках микроструктура аллотриоморфно- зернистая.

Среди гранитов встречены маломощные аплитовые жилки и кварцевые жилы, а также жильные тела фельзит-порфиров эффузивного облика. На карте эти породы показаны под индексом.

Возраст гранитов как верхнепротерозойский установлен на основании их активных соотношений с эффузивными породами татпенской свиты, с одной стороны, и по нахождению крупных валунов подобных же гранитов в конгломератах ранской свиты кембрия в районе горы Бассалтуайт, с другой.

Верхнепротерозойские щелочные и нефелиновые сиениты.

Рассматриваемые сиениты, отмеченные впервые в 1935 г. Е. Л. Бута- ковой (1937), залегают на водоразделе Тумурзасая - Сарысая. Они слагают небольшой овальной формы массив, площадью 7-8 км2, с длинной осью, вытянутой В северо-западном направлении. Он имеет согласные контакты с вмещающими его породами кууспекской свиты, залегая в ядре антиклинальной складки. В зоне экзоконтакта проявлена альбитизация.

Массив сложен гастингситовыми сиенитами, часто лейкократовыми, местами встречены граносиениты, нефелиновые сиениты и жилообразные тела альбититов.

Лейкократовые и гастингситовые сиениты представляют собой светлые, буроватые или серые породы с варьирующим количеством цветного компонента - гастингсита и лепидомелана, в леикократовых разностях содержащихся в незначительном количестве. Последние сложены микроклин-пертнтом и альбитом. В небольшом количестве присутствует мусковит. В граносиенитах находится кварц, нерешетчатый калиевый полевой шпат с пертитовым строением, олигоклаз № 15 и в небольшом количестве биотит и гастннгсит.

Нефелиновые сиениты близки по составу к гастннгситовым разностям, но в них развит нефелин, частично замещенный канкриннтом и мусковитом. Среди акцессорных встречены ильменит, сфен, малакон, ортит и апатит.

Альбититы были обнаружены в виде небольшого жилообразного тела среди пород кууспекской свиты в 50 л к западу от контакта сиенитов и в виде отдельных выходов в пределах самого массива. Это неравномернозернн- стые породы, состоящие из мелкозернистого агрегата альбита с небольшим количеством мусковита и лучистых сростков микроклина.

Во всех породах сиенитового массива широко проявлена альбитизация, интенсивность которой возрастает в направлении от граносненитов и лейко- кратовых щелочных сиенитов к гастннгситовым, нефелиновым сиенитам, вплоть до альбититов; от микроклин-пертитов с жилковатыми ленточными пертитами замещения к антипертитам и шахматным альбитам. В породах широко развиты коррозионные и понкилобластическне структуры.

В массиве щелочных и нефелиновых Сиенитов были встречены мелкие дайки леикократовых и роговообманковых сиенит-порфиров. Первые сложены светлыми розовато-серыми массивными мелкозернистыми породами с мелкими вкрапленниками полевого шпата; вторые - серо-зелеными породами, содержащими большое количество цлиннопризматических выделений роговой обманки.

Для установления времени формирования сиенитов нет прямых геологических данных. Однако, по своему химическому составу граносиениты и лейкократовые сиениты приближаются к гранитам, развитым в Майтюбинском антиклинории. Начальные стадии альбитизации в виде жилковатых ленточных пертитов замещения очень сходны с таковыми же в калиевых полевых шпатах гранитов и сиенитов. По этим косвенным данным Карсакпайский массив щелочных пород условно отнесен к верхнепротерозойским образованиям.

Верхнепротерозойские габбро и габбро-диабазы.

Верхнепротерозойские габбро и габбро-диабазы развиты в виде согласных пластовых тел в балкудукскон и боздакской свитах акдымской серии, а также в виде рвущих массивов внутри бурмашинской свиты. Наиболее значительны по протяженности дайкообразные интрузии в центральной части Карсакпай- ского сииклинория, где они приурочены к меридиональной зоне разломов и 36 достигают длины 15 км при ширине 0,5-0,7 км. Это темные зелено-серые и зеленые породы, среднезернистые и массивные в центральных частях тел и мелкозернистые, рассланцованные в эндоконтактовых зонах. В дайкообразных телах, расположенных в тектонических зонах, рассланцевание более интенсивное, чем в пластовых.

По определению Ю. И. Половинкиной (1952), в составе габбро-диабазов присутствуют более или менее изометричные ксеноморфные зерна моноклинного пироксена, замешенные волокнами очень бледного зеленоватого амфибола, заключенные в тонкозернистой массе зерен альбита, иголочек актино- лита; зерен цоизита и скоплений чешуек хлорита. Плагиоклаз замещен агрегатом вторичных минералов. В породе заметна реликтовая габбро-диабазовая, а в центральных частях крупных тел - реликтовая габбровая структура.

Для установления верхнего возрастного предела габбро и габбро-диабазов, развитых непосредственно в Карсакпайском синклинории, нет прямых геологических данных. Однако, можно говорить о генетической связи пластовых интрузивных тел с соответствующими по возрасту свитами, содержащими основные эффузивы. Жильные тела, приурочены к меридиональной зоне разломов, секут отложения карсакпайской свиты и, по-видимому, являются наиболее молодыми образованиями в истории формирования Карсакпайского син- клинория.

Верхнепротерозойские дайки спессартитов встречены в нижнем сечении сая Бурмаша и южнее него по левому борту р. Дюсембай. Они залегают в породах бурмашинской свиты и имеют северо-восточное, близкое к широтному, простирание. Дайки отличаются малой мощностью (до 2-3 м) и небольшой протяженностью. Это зеленовато-серые мелкозернистые породы, в которых микроскопически установлена гипидиоморфнозернистая структура, образованная плагиоклазом и амфиболом, с небольшим количеством кссноморфных выделений кварца. Плагиоклаз почти нацело замещен мелкозернистым агрегатом вторичных минералов, амфиболом, бледно-зеленым актннолитом, хлоритом и рудным минералом. Возраст даек условно принят верхнепротерозои- ским.

Ордовикские габбро и габбро-диабазы (\'0)

Рассматриваемые породы встречены в западной части района в зоне сочленения Байконурского синклинория и Майтюбинского антиклинория. У изгиба р. Байконура они залегают в виде двух дайкоподобных тел меридионального простирания, рвущих здесь лакбайскую и ранскую свиты. Еще одно тело известно у слияния саев Акырлы и Жаункар. Оно залегает в зоне разрывного нарушения между породами кууспекской и карсакпайской свит; протяженность его не превышает 2 км при ширине 200-300 м.

Присутствие гальки габбро в конгломератах каргалинской свиты (Оз) п районе горы Каргалы-Караадыр, расположенной на смежной с запада территории (Боровиков, 1955) указывает на ордовикский возраст габбро- и габбро- диабазов, развитых в западной части изученной площади.

3. Интрузивные породы

На описываемой площади имеется довольно большое количество различных полезных ископаемых. Среди них известны проявления и месторождения как черных, цветных и редких металлов, так и рассеянных элементов и нерудных ископаемых. Наиболее важное народно-хозяйственное значение имеют железные руды Карсакпая.

Горючие ископаемые бурый уголь.

С нижнеюрскими породами связано Байконурское буроугольное месторождение, расположенное в западной части описываемого района. Здесь среди 48 мергелей и углистых сланцев залегали три пласта бурого угля мощностью от 0,5 до 1,1 м. Уголь многозольный, дававший 9-28% золы. Месторождение отработано в 1951 г.

Металлические ископаемые.

Черные металлы железо.

Все известные железорудные месторождения на исследованной территории расположены в виде двух меридионально вытянутых полос, одна из которых приурочена к центральной части Карсакпайского сниклинория (месторождения - Каратюбе, Каратас, Сазтюбе, Караджал I, Балбраун, Керегетас, Дю- сембай), другая-к западному крылу Майтюбинского антиклинория (месторождение Караджал И Колдыбайшоко). Железные руды первой полосы приурочены к бурмашинской и карсакпайской свитам верхнего протерозоя, а второй полосы - к тумурзинской свите нижнего протерозоя. метаморфический порода равнина геологический

Основные промышленные запасы железных руд Карсакпая сосредоточены в месторождениях Балбраун и Керегетас.

Первые геологические работы на месторождениях были произведены в 1931-1935 гг. Джезказганским ГРК под руководством К. И. Сатпаева. В результате этих работ данные месторождения были рекомендованы для постановки на них геологоразведочных работ. В 1941-1942 гг. месторождения разведывались геологами Казахского геологического управления И. В. Дюгаевым и С. Г. Анкиновичем, которые дали месторождениям отрицательную оценку. Проводивший в 1943 г. дополнительные обследования месторождений П. М. Каниболоцкий пришел к заключению, что И. В. Дюгаев и С. Г. Анкино- вич занизили качество руд. Вследствие этого в 1948-1950 гг. была проведена дополнительная разведка месторождений геологами Карсакпайской ГРЭ В. Б. Рабиновичем, Г. А. Казарьяном, М. Р. Узбековым и др.

Месторождение Балбраун расположено в 5 км к югу от пос. Карсакпай. Железорудный горизонт, представленный железистыми кварцитами (джеспилитами), залегает среди кварц-серицитовых, кварц-хлорит-се- рицитовых сланцев и кварцитов карсакпайской свиты верхнего протерозоя. В собственно рудном горизонте, наряду с пачками сплошных руд, часто наблюдаются пачки руд, тонко переслаивающихся со сланцами. Эти пачки по простиранию переходят как в сплошные руды, так и в безрудные сланцы. На месторождении зафиксировано около 25 рудных тел различных размеров. Из ннх практическое значение имеют лишь семь, нумерация которых идет с запада на восток. По мнению М. Р. Узбекова, Г. А. Казарьяна и др., рудные тела представляют собой меридионально вытянутые полосы различной ширины, иногда прерывающиеся вследствие уилуляции складок и неодинакового эрозионного среза последних; максимальная длина рудных тел достигает 5 км, ширина 300 м. Изучение нами некоторых тел железистых кварцитов, расположенных в пределах месторождения Балбраун, показало, что по мере приближения к их окончанию наблюдается разубоживание железистых кварцитов и постепенное увеличение числа безрудных прослоев. Кроме того, по периферии этих тел не удается обнаружить элементов залегания, свидетельствующих о наличии центри- или периклинального замыкания складок. Эти данные заставляют нас рассматривать железистые кварциты не в виде выдержанного и хорошо прослеживающегося горизонта, а как линзовидно залегающие тела.

В текстурно-минералогическом отношении железные руды месторождения Балбраун, так же как и всех других Карсакпайских месторождений, Т. А. Сат- паевой и М. А. Яренской подразделяют на три типа: гематитовые чушуйча- тые сланцеватые руды; гематито-магнетито-мартитовые сланцевато-слоистые руды и магнетито-мартитовые зернистые слоистые руды. Содержание железа в этих рудах колеблется от 20 до 63%, составляя в среднем 37-44%. Основными минералами промышленных железистых кварцитов являются гематит и мартнт, при подчиненном количестве гетита, лимонита и гидрогематита. Же-

По условиям обогатимости железные руды дают вполне удовлетворительные концентраты с содержанием железа от 54% до 60%. При этом возможны довольно разнообразные варианты процесса обогащения и в том числе такие, которые не требуют больших расходов воды. В общем же методы обогащения довольно сложны и сравнительно дорогостоящие, но, однако, не исключающие возможности использования их в ближайшее время.

Генезис Карсакпайских железистых кварцитов осадочно-метаморфический. К этому мнению приходят все исследователи, занимавшиеся их изучением. Однако, спорным остается вопрос об источнике железа. Одни исследователи (М. Р. Узбеков и др.) предполагают, что железо выносилось в морской бассейн в виде окислов из древней коры выветривания, образовавшейся по основным эффузивам. Другие же исследователи (Ю. И. Половинкина) считают, что тесная связь джеспилитов с основными эффузивами и их туфами, скорее всего свидетельствует о выносе железа в морской бассейн в результате подводной фумаролыю-сольфатарной деятельности, сопровождающей излияния основных лав.