Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Состояние геологической изученности архипелага Земля Франца Иосифа 18
Глава 2. Стратиграфия 40
2.1. Хейсовская свита 43
2.2. Васильевская свита 50
2.3. Тегетгоффская свита 58
2.4. Фиумская свита 64
2.5. Хеферовская свита 76
2.6. Ламонская толща 82
Глава 3. Литологическая характеристика мезозойских отложений ЗФИ 89
3.1. Крупнообломочные породы 89
3.2. Петрографический состав обломочной части песчаников 93
3.3. Глинистые минералы 110
3.4. Минералогический состав тяжелой фракции 117
3.5. Карбонатные породы 125
3.6. Конкреционные образования 127
Глава 4. Характеристика фаций мезозойских отложений ЗФИ 131
Глава 5. История геологического развития 144
Заключение 152
Литература 158
Васильевская свита
В определенном М.В. Корчинской в нижней части толщи (Корчинская, 1985; Dibner, 1998) богатом комплексе даонелл присутствуют типично ладинские виды Daonella subarctica Popov, D. prima Kiparisova, D. frami Kittl, D. cf. nitanea McLearn. В скважине Северная вместе с даонеллами встречены Nathorstites cf. lenticularis (Whiteaves) - аммоноидеи, характерные для верхнеладинского подъяруса. Учитывая, что биофоссилии присутствуют только в нижней половине разреза, а залегающая выше толща содержит раннекарнийские двустворки, то стратиграфическое положение аргиллитовой толщи 2 может соответствовать стратиграфическому интервалу, охватывающему верхний ладин - нижний карний. Основанием для отнесения отложений, развитых на мысах Андрэ и Сугробова (остров Гофмана) к верхнеладинско-му подъярусу, послужили найденные вблизи коренных выходов и определенные М.В. Корчинской (устное сообщение) двустворки Daonella cf. prima Kiparisova, и, возможно, верхне-ладинские аммониты Nathorstites1? sp., Indigiritesl sp.
Э.Н. Преображенская и др. (1985), В.Д. Дибнер (Dibner, 1998) относят эту часть разреза к верхнему подъярусу ладинского яруса среднего триаса (рис. 3).
Песчано-алевролито-аргиллитовая толща. Толща вскрыта в скважинах Хейса (интервал 1090-1415 м) и Северная (интервал 1605-1935 м), а также обнажена на мысе Тироль острова Винер-Нейштадт. Залегает согласно на песчаниках, относимых к подстилающей толще. Граница фиксируется по резкой смене песчаников аргиллитами. Толща сложена преимущественно глинистыми породами. Маломощные слои песчаников и алевролитов менее распространены, часто встречаются в пачках тонкого волнисто-линзовидного переслаивания с аргиллитами. В нижней части разреза присутствуют породы смешанного гранулометрического состава и седиментационные брекчии; здесь также характерны оползневые текстуры и следы биотурбации. В верхах разреза появляются прослои углистых пород и линзочки каменного угля. Мощность толщи в скважинах Хейса - 325 м, Северной - 330 м, на мысе Тироль около 100 м.
На основании определений М.В. Корчинской двустворок Halobia cf. korkodonica Ро-lubotko в скважине Северная из самой нижней части разреза толщи, ее относят к нижнекар-нийскому подъярусу (Корчинская, 1985; Dibner, 1998). На мысе Тироль в нижней части разреза определена (устное сообщение М.В. Корчинской) Primahalobia cf. kilganensis Polubotko - одноименный вид, известный из нижнекарнийских отложений Северо-Востока Азии. Палинологический комплекс, развитый по всему разрезу толщи характерен для верхнетриасового отдела (Dibner, 1998).
Э.Н. Преображенская и др. (1985), В.Д. Дибнер (Dibner, 1998) относят эту часть разреза к нижнему подъярусу карнийского яруса верхнего триаса (рис. 3).
Ритмичная толща. Толща выделена в скважинах Хейса (интервал 450-1090 м) и Северная (интервал 880-1605 м) и обнажении, составленном на мысе Тироль острова Винер-Нейштадт. Граница толщи согласная и проводится по основанию пачки глинисто-алевритовых пород с характерным для них проявлениями биотурбации и взмучивания осадка. Для толщи характерно ритмичное чередование глинистых и алевро-песчаных пород. Присутствует плохоотсортированный материал и седиментационные брекчии. Характерны также линзочки и маломощные прослои углистых пород и каменного угля. Угленосность вверх по разрезу возрастает. Глинистые породы представлены аргиллитами, аргиллитопо-добными глинами и глинами в разной степени алевритистыми и песчанистыми. Эти породы содержат глауконит, линзы сидерита, растительный детрит, изредка - обломки раковин двустворок. Мощность толщи 640 м - скважина Хейса, 725 м - скважина Северная, на мысе Тироль - около 300 м.
Возраст толщи определяется по нижнекарнийскому палинокомплексу, установленному Л.А. Фефиловой (Школа и др., 2000) в скважине Хейса и Северная и по комплексу флоры карнийского облика (заключение Н.Д. Василевской) (Dibner, 1998). Исходя из положения над фаунистически охарактеризованной толщей нижнекарнийского подъяруса и трансгрессивно перекрывающими отложениями хейсовской свиты нижнего нория, можно определить отнесение этой части разреза к нерасчлененным отложениям карнийского подъяруса и, возможно, низам норийского яруса.
Э.Н. Преображенская и др. (1985), В.Д. Дибнер (Dibner, 1998) относят эту часть разреза к верхнему подъярусу карнийского яруса верхнего триаса (рис. 3). Две последние толщи объединяются И.В. Школой (Школа и др., 2000) в греэм-беллскую свиту.
Вышеизложенный разрез вскрыт, в основном, скважинами, а исследуемые нами вышележащие породы, начиная с раннего нория и по ранний мел, широко обнажены на поверхности. Они-то и будут подробно рассмотрены в главе стратиграфия данной работы.
Кроме вышеперечисленных отложений на архипелаге широко развиты магматические образования, представленные покровами, силлами и дайками. Комплекс магматических пород архипелага относится к семейству габбро-базальтов нормального ряда. По типу щелочности выделяются две ассоциации: низкокалиевых толеитов и андезибазальтов (Макарьева, 1997; Столбов, 2000). Время проявления основной фазы магматической активности определяется как ранний мел (баррем-альб). Вулканогенные образования объединены в армитидж-скую свиту раннемелового возраста (Кі аг) (Макарьев, Школа, 1998ф).
Магматическая активность на архипелаге непосредственно предшествовала раскрытию Северного Ледовитого океана (Столбов, 2000; Грачев, 2001).
Кроме того, на архипелаге выделяются и четвертичные образования. Залегают тонким, нередко, прерывистым плащом мощностью в пределах первых метров, чаще 1-2 м. Наиболее широко развиты осадки морских террас различных уровней, элювиальные и склоновые образования, в меньшей степени - водно-ледниковые и ледниковые. Возрастной интервал четвертичных отложений ограничен рамками верхнего звена неоплейстоцена голоценом.
Сформировавшаяся на новейшем этапе (плейстоцен) (Dibner, 1998) мозаичная структура, состоящая из приподнятых и опущенных блоков со значительной амплитудой вертикального смещения (до 1000 м) также создает немало трудностей: разрезы бывают трудносопоставимы не только на близко расположенных островах, но даже на разных мысах одного острова.
Хеферовская свита
На основании анализа строения разрезов, палеонтологических комплексов в них, вскрываемых скважинами Хейса на одноименном острове и Северной на острове Греэм-Белл, обнажений островов Земля Вильчека (мыс Ганза) и Хейса (восточный берег острова), А.А. Макарьев и И.В. Школа (1998ф) выделили хейсовскую свиту, объединившую нижненорийские слои, вильчековскую свиту схемы В.Д. Дибнера «как совокупность пород, объединенных общностью генезиса и определенной последовательностью смены литологического состава. Она составляет регрессивную часть крупного седиментационного микроцикла» (Макарьев, Школа, 1998ф, с. 44). Название свиты дано по имени острова Хейса, где в скважине вскрыта большая часть свиты. Авторы считают, что полный разрез свиты вскрыт на острове Греэм-Белл скважиной Северная в интервале 170-650 м, но фрагментарность отбора керна с глубины 500 м не позволяет получить ясную характеристику ее состава. В скважинах Хейса и Северная, а также в обнажениях на островах Земля Вильчека, Хейса хейсовская свита представляет собой ритмично построенную толщу, в низах которой преобладают глинисто-алевритовые породы, а в верхах - увеличивается число прослоев алевритов и песчаников. Выделение самостоятельной хейсовской свиты представляется вполне оправданным.
В тоже время, дискуссионной в схеме А.А. Макарьева и И.В. Школы, на наш взгляд, является выделение вулканогенной тирольской свиты, располагающейся в разрезе между Васильевской и алджеровской свитами. Обосновывая это подразделение, авторы руководствовались следующими принципами: отличие по химическому составу от базальтов большей части островов архипелага (армитиджская свита раннемелового возраста), а сходство их с юрскими дайками и силлами (определения К/Ar методом характеризуют нижнюю юру) позволило сделать предположение о их комагматичности. Базальты тирольской свиты характеризуют ассоциацию андезибазальтов в отличие от таковых армитиджской свиты, которые принадлежат к толеитовым разностям. Для базальтов тирольской свиты типичен калиево-натровый тип щелочности с повышенными, по-сравнению с толеитовыми базальтами, содержаниями Si02, Т1О2, суммарного железа, КгО, Р2О5 и пониженными - AI2O3, СаО и MgO (Макарьев, Школа, 1998ф; Столбов, 2000). Поскольку на архипелаге установлены отложения всех ярусов юры, за исключением геттангского и синемюрского, в связи с чем возраст тирольской свиты ими был принят как геттанг-синемюрский. Но сейчас получены из этих же интрузий Аг/Аг, К/Ar и Sm/Nd определения возраста в интервале 121±6 - 142±20 млн. лет, есть и определения самих эффузивов (96±5 -131±6 млн. лет) (Столбов, 2002).
Таким образом, выделение тирольской свиты на имеющемся материале недостаточно обосновано и требует подтверждения более полными данными.
Алджеровская свита выделена авторами взамен тегетгоффской. Стратотипический разрез алджеровской свиты определен авторами на острове Алджер, по наименованию которого и дано название свиты и, где в отличие от разреза мыса Тегетгофф на острове Галля, составлен более представительный разрез (Макарьев, Школа, 1998ф). Но в результате полевых работ 2001 г. А.А. Макарьевым и Е.М. Макарьевой изучен разрез по склонам мыса Тегетгофф на острове Галля (т.н. 2620, 2715), в котором представлены все литологические типы пород, характерные для выделяемого литостратона и установлены обе его границы. Мы предлагаем, что необходимо оставить название тегетгоффская свита, сохраняя за В.Д. Дибнером право приоритета, а в качестве стратотипического считать разрез, составленный А.А. Макарьевым и Е.М. Макарьевой.
В полевые сезоны 2000-2001 г.г., силами ГП ПМГРЭ на архипелаге производились геологические исследования, целью которых являлось проведение ГДП-200 для подготовки к изданию Госгеолкарты-1000/3. Одним из участников экспедици 2000 г. был и автор данной работы. Важным результатом проведения полевых работ явилось выявление на островах северо-восточной группы отложений среднего - и низов верхнего триаса, которые ранее были прослежены только по картировочным скважинам. Также проведены электроразведочные работы методом ВЭЗ, литогеохимическое, гидрогеологическое, шлиховое, геоэкологическое опробования. Задокументированы и опробованы магматические образования.
Анализ состояния геологической изученности показывает ее крайнюю неоднородность как по площади района работ, так и по характеру и полноте имеющихся материалов. Это и явилось причиной противоречивых мнений различных авторов на геологическое строение региона.
Многие вопросы стратиграфии, вещественного состава мезозойских осадков, их фациальной изменчивости до сих пор так и остаются невыясненными. Мезозойские отложения включают в себя преимущественно континентальные верхнетриасово-нижнеюрские осадки и залегающие выше морские толщи средне-верхней юры. Их расчленение и корреляция сопряжены с большими трудностями, обусловленными литологическим однообразием на отдельных уровнях стратиграфического разреза, относительной бедностью органическими остатками и их неравномерным распределением по разрезу. Особенно много неясностей в стратиграфии континентальных толщ. Определение их возраста базируется на данных изучения спорово-пыльцевых комплексов. Однако в условиях преобладания нелитифицированных и слабо уплотненных пород и широко развитых процессах солифлюкции, перевевания и т.д., коренные породы оказываются нередко в значительной мере засоренными чуждыми микрокомпонентами: спорами и пыльцой. Поэтому определение возраста по спорам и пыльце часто бывают неоднозначными и требуют подтверждения другими методами. В связи с этим существующие на настоящее время стратиграфические схемы требуют существенной доработки: уточнения характера и положения границ выделенных стратонов, обоснования их выделения, определения возраста, площади распространения и взаимоотношений с подстилающими и перекрывающими отложениями, определение направления фациальной изменчивости.
Все рассмотренные выше обстоятельства побудили автора к более детальному изучению отдельных разрезов и более широкому использованию при их расчленении особенностей вещественного состава отложений. Для этого необходимо установления следующих особенностей: 1) строения (тип) разреза, который определяется по преобладающим породам и характеру их сочетания (переслаивание, образование линз и т.д.); 2) текстурных особенностей; 4) цвета пород; 5) распределения конкреций, их состава и морфологии; 6) петрографического изучения состава обломочной части песчаников, характерных аутигенные и акцессорные минералы и т.д. Причем особую важность при выделении стратиграфических подразделений должна приобретать комплексность выделенных признаков.
В заключении следовало указать следующее: 1) За более чем вековую историю изучения геологии ЗФИ ее особенности и, в частности стратиграфия мезозоя обоснована крайне недостаточно. Это объясняется спецификой географического положения архипелага, ограниченностью времени полевых сезонов и дороговизной проведения работ. 2) Работавшие в данном районе специалисты прежде всего старались установить стратиграфический диапазон и последовательность распространенных в нем толщ. При этом, основное внимание уделялось использованию биостратиграфических методов и их результатам. Однако, фрагментарность и неравномерность распространения биофоссилий, а также различие возможностей в определении возраста отложений по представителям разных групп органических остатков и представлениям палеонтологов, их изучавших, обусловило значительную дискуссионность в заключениях о стратиграфическом положении ряда секций разреза. Кроме того, абсолютное большинство стратиграфических границ проводилось по литологическим критериям и не имело палеонтологического обоснования. 3) Для конкретного выяснения геологического строения региона прежде всего необходимо выделение реальных геологических тел и установление их взаимоотношений. В тоже время, специальных литолого-петрографических исследований, которые только и позволяют определять геологические тела, на территории ЗФИ почти не проводилось. Предлагаемая работа является попыткой заполнения этого пробела.
Глинистые минералы
В песках и песчаниках многочисленны шарообразные пиритовые конкреции (диаметром от 1 до 10 см). Также встречаются скорлуповатые уплощенные конкреции сидерита (до 15 см по длинной оси), которые иногда содержат отпечатки флоры. На мысе Гористом острова Чамп в пиритовых конкрециях встречаются гальки кварца и кремней (рис. 10; приложение 1). В песках присутствуют маломощные прослои (в среднем 0,2-5,0 м) и линзы коричневато-серых, серых алевритов, алевролитов. Они имеют подчиненное значение и распределены по разрезу неравномерно. Наиболее мощные прослои алевритовых разностей (до 15 м) отмечены в разрезе острова Греэм-Белл (т.н. 4018). Кроме того, для Васильевской свиты характерны линзы и прослои бурого и черного угля и углисто-глинистого материала, и обломки сидеритизированной, окремненной и углефицированной древесины (рис. 10; приложение 1).
Гравелиты и конгломераты, встречающиеся в разрезах свиты без какой-либо закономерности, образуют линзы и прослои (0,2-1-2-5 м), часто "рыхлые". Заполнителем служит светло-желтый или ярко-желтый мелкозернистый или мелко-среднезернистый песок. Галька и гравий достаточно хорошо окатаны. Размер их от 1 мм до 7 см, на острове Греэм-Белл их размер достигает 10 см (Дибнер и др., 1959). Кроме этого, отдельные песчаные прослои содержат рассеянную гальку и гравий. Петрографический состав галек отличается несколько большим разнообразием, чем у конгломератов и гравелитов хейсовской свиты. К преобладающим кварцито-кремнисто-кварцевым галькам примешиваются гальки радиоляритов, красных яшм, песчаников, окремненных известняков с фауной, встречаются также обломки углефицированной и окремненной древесины. Мощность Васильевской свиты довольно сильно меняется. Наиболее мощные и достаточно, обнаженные ее разрезы приурочены к центральной, юго-западной и южной части архипелага (за исключением островов Хейса и Гукера). На островах Винер-Нейштадт (мысы Васильева и Тироль), Чамп, Солсбери, Притчетта, ее мощность колеблется от 90 до 215 м; на острове Хейса она составляет от 22 до 70 м (т.н. 5029, 5143, 3229), в остальных пунктах мощность незначительна, менее 10 м. К востоку архипелага на островах Земля Вильчека (мыс Ганза) и Греэм-Белл мощность свиты сокращается и обычно составляют 10-40 м, правда, в отдельных пунктах достигая 76-120 м (т.н. 4336, остров Земля Вильчека и т.н. 4018 остров Греэм-Белл) (рис. 10; приложение 1). Максимальная суммарная мощность свиты около 300 м. Изменчивость мощностей свиты зависит от масштаба размыва, предшествовавшему накоплению вышележащей фиумской свиты.
Состав Васильевской свиты в изученных обнажениях имеет некоторые отличия, в связи с чем, представление о полном разрезе свиты и положении в нем отдельных ее частей не до конца ясен. Поэтому деление Васильевской свиты на подсвиты представляется излишним. Корреляция пород в различных местонахождениях проводилась на основании сравнения литологических особенностей пород и их гипсометрического положения (залегание слоев субгоризонтальное), а также с помощью палинологических данных.
На основании определений листовой флоры - Н.Д. Василевской (1985) и А.И. Киричковой (Макарьев, Школа, 1998ф), спорово-пыльцевых комплексов, выделенных Н.К. Куликовой, Л.А. Фефиловой, Г.Г. Яновской (Макарьев, Школа, 1998ф), М.А. Седовой (Дибнер, Седова, 1959), древесины - И.А. Шилкиной (1967), Васильевская свита может быть отнесена к нерасчлененным норийско-рэтским отложениям верхнего триаса.
Флористический комплекс представлен хвощевыми (Neocalamites cf hoerensis (Shimp.), N. ex gr. merianii (Brongn.), Equisetites tscherkesovi Vasil., Paracalamites sp., и др.), папоротниками (Clathropteris obovata Oishi, Dictyophyllum sp.), гинкговыми (Glossophyllum sp.), хвойными {Fiorina sp., Pityophyllum sp.), цикадофитами (Nilssonia sp., Pterophyllum sp. indet), древесными остатками хвойных (Protocedroxylon dibneri (Schilk.), P. gregussii (Schilk.), P. polyporosum (Schilk.), Xenoxylon latiporosum (Gramer), Araucariopitys sp. и др.). Отдельные представители этого комплекса обнаружены на островах Винер-Нейштадт, Хейса, Чамп (юго-восточная часть мыса Триест), Большой Комсомольский, Гукера (мыс Седова), Греэм-Белл (рис. 9).
Л.А.Фефилова (Макарьев, Школа, 1998ф), на основании, присутствия спор Deltoidospora, Concavisporites, Kyrtomisporites и др, характерных для норийско-рэтских отложений Шпицбергена, Баренцевского шельфа, Тюрингии, Северо-Западного Донбасса подтверждает позднетриасовый возраст свиты. К аналогичному выводу по палинокомплексам островов Чамп (мыс Гористый), Земля Вильчека (мыс Хефера), Греэм-Белл пришли М.А. Седова (Дибнер, Седова, 1959), В.Д. Короткевич (Михайлов, Шульгина, 1979), Г.Г. Яновская (Макарьев, Школа, 1998ф).
Н.К. Куликова (Макарьев, Школа, 1998ф), определявшая споро-пыльцевые остатки из тех же обнажений, что и Л.А. Фефилова дала более определенное заключение о их принадлежности к рэтскому ярусу, на основании сравнения с палинокомплексом "А" (верхняя часть формации Wilhelmoya) острова Свальбарда и формации Heiberg арктических островов Канады.
Стратиграфическое положение Васильевской свиты определяется интервалом разреза между нижне-средненорийской хейсовской и раннеюрской тегетгофской свитами. Это, в общем, подтверждается данными палеоботаники и систематическим составом палеофлоры и палинокомплексов. СВ. Мейен отмечал (1987, с. 338), что "сочетания остатков беннетитовых Prerophyllum, цикадовых Nilssonia, папоротников Dictyophyllum, Clathropteris, членистостебельных Neocalamites, Equisetites характеризуют "растения, которые переходят в юрскую флору". Таким образом, стратиграфический объем Васильевской свиты соответствует верхней части триасовой - возможно, нижней части юрской систем.
Уверенное же выделение по палинологическим данным рэтского яруса представляется крайне смелым. Даже в стратотипической местности, в морских отложениях с распространенными в них остатками аммонитов и конодонтов, этот ярус надежно не удается проследить даже за пределы развития кессенской и цлямбахской фаций (Бискэ, Прозоровский, 2001). Кроме того, необходимо отметить чрезвычайную дискуссионность представлений о стратиграфическом объеме рэтского яруса.
Резкая разница мощностей Васильевской свиты свидетельствует о значительном изменении ее полноты по простиранию. Однако однообразие состава толщи и широкий диапазон развития флористических таксонов не позволяет устанавливать выпадение каких-то частей свиты в местах их конкретных местонахождений.
Конкреционные образования
В данном разделе принято подразделение песчаных пород на пять классов: грубозернистые (1-2 мм), крупнозернистые (1-0,5 мм), среднезернистые (0,5-0,25 мм), мелкозернистые (0,25-0,10 мм), тонкозернистые (0,10-0,05 мм) (Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов, 1998).
Изучение петрографического состава обломочной части песчаных пород в значительной мере бьшо направлено на решение стратиграфических задач, а именно - на выявление особенностей состава кластического материала рассматриваемых литостратонов.
В качестве объектов исследования были выбраны наиболее представительные местонахождения. Бьшо просмотрено около 300 шлифов. Кроме этого были использованы материалы, содержащиеся в опубликованной и фондовой литературе (Дибнер и др., 1962; Лившиц, Маркелова, 1974ф; Михайлов и др., 1977ф; Школа и др., 1980ф; Дитмар и др., 1981ф).
После просмотра шлифов все данные о минеральном составе обломков в виде точек соответствующего компонента песчаников были нанесены на классификационную диаграмму В.Д. Шутова "кварц - полевые шпаты - обломки пород", также использовалась дополнительная треугольная диаграмма, предложенная В.Н. Швановым, для изображения разновидностей песчаных пород - семейства граувакк (Шванов, 1987; Систематика и классификация осадочных пород и их аналогов, 1998). На этих рисунках нами показано основание разделения выделенных литостратонов по разрезу по таким компонентам обломочной части как кварц, полевые пшаты, обломки пород (рис. 18, 20, 23, 24, 25).
Все точки состава обломочной части песчаников на треугольной диаграмме В.Д. Шутова сконцентрированы в полях, отвечающих мезомиктовому, олигомиктовому, кварцевому составу, а также кварцевых грауввак. Причем значительное количество точек попало в поле кварцевых грауввак и в поле мезомиктовых разностей. Вместе с тем, хотя и наблюдается перекрытие полей составов обломочной части псаммитов разновозрастных литостратонов, можно отметить ряд особенностей, позволяющих достаточно четко их обособить.
Точки составов псаммитов хейсовской свиты отвечают следующим классификационным полям: кварцевому, олигомиктовому, мезомиктовому, а также полю кварцевых граувакк, причем основная масса точек располагается в поле олигомиктовых пород (рис. 18). К полю кварцевых граувакк относятся образцы пород из более низких частей разреза свиты (существенно глинистая пачка). Петрографический состав четырех групп пород (кварцевые граувакки, мезомиктовые, олигомиктовые и кварцевые песчаники) описываются вместе, в связи с близостью состава породообразующих компонентов - кварца, полевых шпатов, обломков пород.
Для всех выделенных типов пород характерно преобладание, подчас значительное, кварца над полевыми шпатами и сравнительно невысокое содержание обломков пород. Преобладают мелкозернистые песчаники. Фракция 0,1-0,25 мм составляет 80-95%. Зерна крупнее 0,25 мм присутствуют в количестве 5-20%. Имеются породы примерно с одинаковым содержанием мелко-среднезернистого материала, а также средне-крупнозернистые, крупнозернистые гравелитистые песчаники, распространение которых в разрезе невелико и приурочены они к верхам разреза свиты (существенно песчаная пачка) на островах Земля Вильчека (мыс Ганза), Хейса.
По отношению к цементу обломочная часть составляет 60-80%. Содержание основных породообразующих компонентов варьирует в следующих пределах. Количество зерен кварца составляет от 65 до 92% (в единичных шлифах его количество составляет 44-50%), полевых шпатов от 5 до 15%, обломков пород - от 2 до 48%. Характерным компонентом кластической части является присутствие слюдистых минералов - биотита, в меньшей степени мусковита. Их содержание колеблется от 1-3 до 18 %, с наибольшей концентрацией (10-18 %) в существенно песчаной пачке (верхняя часть хейсовской свиты) (рис. 19).
Кварц представлен преимущественно изометричными и слабо удлиненными обломками, отмечаются также зерна клиновидной формы. Последние редки - до 0,5%. Окатанность различная, при преобладании неокатанных - угловатых, угловато-окатанных обломков. Составляют обычно 60-70% от общего количества обломков. Почти окатанные и окатанные формы колеблются в пределах 10-30%. Некоторые зерна кварца несут на себе следы регенерации и коррозии, а также разбиты микротрещинами. В виде единичных зерен на площадь шлифа встречаются зерна кварца с включениями турмалина, чешуек слюдистых минералов, граната, рудных минералов. По характеру погасания различают обломки кварца одновременно погасающие и с волнистым погасанием, при преобладании первых разновидностей. Также в незначительном количестве (доли процента) присутствуют обломки с пятнистым погасанием. И.М. Симановичем (1978) отмечается, что кварц из метаморфических пород богат включениями минералов, в особенности биотита, мусковита, амфиболов, циркона, сфена, граната, рудных минералов, содержит умеренное количество включений минералообразующей среды, обладает фронтальным волнистым погасанием и следами пластических деформаций.
Из полевых шпатов преобладают плагиоклазы олигоклазового ряда, средние плагиоклазы андезинового ряда встречаются редко. Среди них отмечаются как свежие так и серицитизированные зерна, при преобладании последних. Калиевые полевые шпаты представлены зернами решетчатого микроклина и ортоклаза, они частично политизированы. Форма обломков таблитчатая, в основном плохо окатанная, но есть зерна с хорошей окатанностью, причем наибольшее количество плохоокатанного материала характерно для существенно песчаной пачки. Наблюдаются следы деформаций обломков - трещинки, вогнутые границы.
Среди обломков пород доминируют кварциты, микрокварциты, кремнистые и глинисто-кремнистые обломки - до 85%, составляя обычно 70-80%, обломки глинистых пород и слюдистых сланцев варьируют в пределах от 10 до 30%. Кислые эффузивы менее всего распространены - 1-5%, но содержание их несколько возрастает (до 7%) в породах, относящихся к группе кварцевых граувакк. Зерна кварцитов и микрокварцитов с гранобластовой структурой, кремнистые обломки представлены обычно незамутненными зернами, но с желтоватой окраской, которые в скрещенных николях либо полностью изотропны или содержат волокнистые агрегаты халцедона. Глинисто-кремнистые разности загрязнены некристаллическими продуктами, а в скрещенных николях отмечается гидрослюдистый материал сланцевого облика. Обломки глинистых пород всегда замутнены и окрашены в буровато-зеленоватый цвет, в скрещенных николях видны чешуйки ориентированных глинистых минералов, двупреломляющихся в желтоватых тонах. Обломки кислых эффузивов образованы вкрапленниками плагиоклазов, заключенных в основную стекловатую массу, а также вкрапленниками чешуек слюды, хлорита, кварца, рудного вещества, заключенные в нераскристаллизованную, бурую ожелезненную основную ткань. Также присутствуют единичные зерна известняков, гранитоидов и основных эффузивов, последние почти всегда хлоритизированы, имеют неправильную форму, деформированы. Обломки пород имеют изометричную и вытянутую форму, отмечаются как угловатые, угловато-окатанные (65-80%), так и окатанные разности, которые в основном характерны для обломков глинистых пород и слюдистых сланцев.
Слюды представлены двумя разновидностями: биотитом и мусковитом. Мусковит наблюдается в пластинках вытянутой и реже изометричной формы, почти никогда не окатан. Пластинки разнообразной толщины, размер по короткой оси не превышает 0,25 мм, а по длинной достигает иногда 0,5 мм.
Биотит встречается в виде удлиненно-изогнутых и пластинчатых чешуек, плеохроирующих в коричневых, бурых, желтоватых и желтовато-зеленоватых тонах. Часто пластинки биотита загрязнены гидроокислами железа, а также встречаются расщепленные по спайности разности, по трещинам отмечаются новообразования хлорита. Вообще из слюд биотитовые пластинки самые крупные -до 0,9 мм по длинной оси.
Хлорит наблюдается как терригенный, так аутигенный. Аутигенный хлорит образует мелкие зерна по трещинкам в пластинках биотита, а также развивается по обломкам эффузивов. Терригенный хлорит имеет темно-зеленый и зеленый цвет, удлиненную и изометричную форму. Контуры зерен неровные, слабо изрезанные.
