19.01.2021

Синседиментационные (внутрипластовые) осадочные текстуры


К синседиментационным относятся текстуры, действительно образованные во время осаждения. Они присутствуют внутри осадочных слоев и принимают участие в строении осадка.

С этой точки зрения необходимо определить и обсудить, что следует понимать под терминами «слой» и «слоистость». Слоистость, стратификация или расслоенность являются, вероятно, самыми важными диагностическими особенностями осадочных пород. Pac-слоенность, правда, характерна не только для осадочных пород. Она обнаруживается в лавах, плутонических и метаморфических породах. Слоистость, в свою очередь, иногда отсутствует в мощных диамиктитах, в рифовых образованиях и некоторых очень хорошо сортированных песчаных формациях. Тем не менее некоторые элементы параллелизма присутствуют в большинстве осадков. Слоистость является следствием вертикальной дифференциации по литологическому составу, размеру зерен и реже по форме, упаковке или ориентировке зерен. Хотя слоистость и очевидна при взгляде на породу, тем не менее достаточно трудно определить понятия «слой» и «слоистость», и лишь немногими геологами проанализированы эти основные понятия.

Одним из приближений к этой проблеме является концепция «седиментационной единицы». Она была определена Отто как «та часть осадка, которая, по-видимому, отложилась при почти постоянных физических условиях». Примерами таких единиц являются простой косослоистый пласт, ленточный диамиктит или днамиктит грязевого потока.

Мы можем заключить, что слои отличаются друг от друга по литологическим признакам. Таким образом, пласты сланцев можно рассматривать как мощную непрерывную толщу. Песчаники и карбонатные породы, хотя и могут слагать мощные толщи, обычно разбиваются на пласты тонкими слоями глинистых сланцев. Отметим еще два менее строгих, но заслуживающих внимания определения слоистости:

1) слоистость — напластования с толщиной слоев порядка 1—2 см;

2) тонкая слоистость — напластования с мощностью прослоев порядка 1—2 мм.

Используя приведенные условные определения, синседиментационные внутрипластовые текстуры можно разделить на пять групп: массивную, плоскопараллельную, косослоистую, тонкослоистую и тонко-косослоистую.

Морфология и происхождение этих текстур описываются ниже.

Массивная слоистость


В различных типах седиментационных единиц можно не обнаружить каких-либо осадочных текстур. Это бывает по разным причинам. Во-первых, слой может стать массивным в результате диагенеза. Особенно характерно это для некоторых известняков и доломитов. которые были интенсивно перекристаллизоааны. Во-вторых, первичные осадочные текстуры пласта могут быть полностью разрушены интенсивной деятельностью роющих организмов.

Истинную массивную слоистость напластования часто можно видеть в тонкозернистых отложениях, образованных в низко энергетических обстановках, таких, как некоторые глинистые песчаники, мергели, мел, кальцилютиты. В рифовых образованиях (биолититах) in situ также часто отсутствует слоистость.

Массивно-слоистые песчаники редки. Наиболее часто массивнослоистая текстура присуща очень хорошо сортированным пескам, в которых осадочные текстуры не проявляются через структурные вариации. Однако уже было показано, что массивные на вид песчаники могут оказаться фактически слоистыми или косослоистыми при исследовании их рентгеновским методом.

Прослои массивного (однородного) песка могут быть приурочены к отложениям грязевых или песчаных потоков и нижней части (горизонт А) турбидитов, хотя здесь может отмечаться градационная слоистость.

Плоско-параллельная слоистость


Одной из простейших внутрипластовых текстур является плоско-параллельная, или горизонтальная слоистость. Она, как следует из названия, является слоистостью, параллельной главной поверхности напластования. Ориентирована она большей частью горизонтально. Горизонтальная слоистость, однако, может постепенно переходить через субгоризонтальную в косую слоистость. Углы наклона, определяющие эти категории текстур, неопределенны. Горизонтальную слоистость можно наблюдать в различных обстановках, от речных русел до пляжей и фронтальных частей дельт. Она характерна для осадков песчаной размерности, как терригенных, так и карбонатных. Горизонтальная слоистость складывается из плоских слоев. Она образуется при режимах потока с числом Фруда около единицы. Достаточно умеренно отвердевшие песчаники имеют способность откалываться по плоскостям наслоения, образуя ориентированную полосчатость на поверхности пласта (фиг. 74). Такую текстуру называют линейностью течения, проявляемой на плоскостях напластования, или первичной линейностью потока. Важно заметить, что, подобно ряду межпластовых текстур, линейность течения нельзя увидеть ни в рыхлых неконсолидированных песках, ни в слабо метаморфизованных осадочных породах.

Косая слоистость


Косая слоистость — одна из наиболее обычных и наиболее важных осадочных текстур. Она проявляется повсеместно, где происходит отложение осадков из движущегося потока в разнообразных обстановках. Косая слоистость, как вытекает из ее названия, состоит из наклонно залегающих слойков, ограниченных субгоризонтальными поверхностями. Каждая из этих единиц именуется слоем. Несколько наложенных друг на друга косых слоев называются группой слоев (фиг. 75). Существует также еще наклонная слоистость. Наклонно-слоистые серии могут постепенно с уменьшением угла падения переходить в донные или передовые слои. В своей верхней части наклонно-слоистая серия может переходить с уменьшением угла падения в так называемые верхние слои. В природе передовые слои встречаются редко, а верхние слон фактически не существуют.

Наклонно-слоистая серия называется гетерогенной, если расслоенность обусловлена вариациями в размерах зерен, и гомогенной — если нет. К наклонно-слоистым сериям применялись также названия «лавинные» и «аккреционные». Лавинные наклонные серии являются плоскопараллельными в вертикальном сечении и выполаживаются постепенно к основанию серии. Аккреционные наклонные серии не выполаживаются, они гомогенны и имеют асимптотически искривленные передовые слои.
Синседиментационные (внутрипластовые) осадочные текстуры

Углы наклона наклонно-слоистых серий измерялись систематически многими геологами. В результате получен широкий разброс величин с модой между 20—25° для древних осадков. Наклон слоев отражает критический угол естественного откоса песков в момент их отложения. Он является функцией размера, сортированности и формы зерен осадков, а также вязкости окружающего флюида. Имеется ряд данных, свидетельствующих о том, что угол естественного откоса эоловых песков выше, чем тот же угол для субаквальных песков. Углы в 30—35° определены для современных эоловых дюн. Для современных субаквальных косослоистых песков углы падения редко превышают 30°.

То, что в древних осадках углы залегания косой слоистости несколько меньше, может быть следствием различных факторов. Например, поверхности раздела косослоистых серий не представляли собой истинные горизонтальные поверхности. Они часто наклонены в сторону истока, из-за чего максимальный угол наклонных серий также уменьшается. Вторым фактором может быть то, что угол падения часто измеряется не точно по линии падения, в результате чего измеренный угол всегда оказывается меньше истинного. Третьим фактором, уменьшающим углы падения в наклоннослоистых сериях, является уплотнение.

Вариации геометрических взаимоотношений, которые могут существовать между наклонно-слоистыми сериями и ограничивающими их поверхностями, привело к большому разнообразию геологической номенклатуры и классификационных схем. Геометрия наклонно-слоистых серий и ограничивающих их поверхностей в основном может быть определена двумя главными типами косой слоистости: пластинчатая плоскопараллельная косая слоистость и мульдообразная косая слоистость. При пластинчатой плоскопараллельной косой слоистости элементарные слои сверху и снизу связаны субгоризонтальными границами серии (см, фиг. 75). При мульдообразной косой слоистости верхние части вогнутых элементарных слоев находятся внутри эрозионных размывов, которые удлинены параллельно направлению течения потока, они закрыты выше и срезаны ниже по течению последующими мульдами (см. фиг. 75). Дополнительные детали морфологии и номенклатуры косой слоистости даны у Поттера и Петтиджона. Полные описания косой слоистости речных отложений были даны Фразером и Осаником, Хармсом с соавторами, Хармсом и Фенестокком. Косая слоистость в песках приливно-отливных зон описана Хулсеманом, Рейнеком, Имбри и Бучененом. В последней из этих работ показано, что внутренние (скрытые?) текстуры карбонатных песков не отличаются от текстур терригенных отложений.

Генезис косой слоистости изучен на основе эмпирических исследований древних отложений, в лабораториях и на примере современных осадков. В большинстве случаев косая слоистость образуется при миграции песчаных дюн или мегаряби. Из экспериментов с желобами видно, как эти пластовые формы мигрируют вниз по течению потока, отлагая передовые слои песка в углублениях ниже по течению. Если седиментация достаточно велика, тогда поверхность эрозионного размыва на фронте дюны будет выше, чем предшествующая ей поверхность, и косослоистая серия сохранится (фиг. 76). Следовательно, пластинчатая плоскопараллельная слоистость образуется из прямогребенчатых дюн. Косая слоистость возникает и в овальных углублениях более сложных дюновых систем.

Имеются, однако, и другие случаи, когда образуется косая слоистость, три из которых следует рассмотреть особо.

В речных руслах, особенно разветвленного типа, происходит смена отмелей и ям, через которые прокладывают путь осевые части или часть русла (называемая тальвегом). Когда тальвег резко входит в глубокую часть русла (яму, омут), мощность потока падает и образуются подводные дельтовые пески. Через какое-то время при соответствующих условиях потока и поставки осадка дельтовые отложения могут полностью заполнить углубление в русле односерийной косослоистой толщей, как, например, на фиг. 77.

Второй важный путь образования косой слоистости можно видеть в руслах. Выполнение русла иногда приводит к образованию косой слоистости, параллельной границам русла. На внутренних сторонах изгибов меандрирующего русла с перерывами происходит отложение косослоистых пластов одновременно с эрозией на противоположных берегах. Таким способом могут быть образованы пластинчатые косослоистые серии, в которых передовые слои простираются параллельно направлению потока.

Этот тип латеральной косой слоистости несколько крупнее, чем большинство других типов (серии могут составлять несколько метров по высоте), а в основании их отмечаются конгломераты. Внимательное изучение передовых слоев показывает, что они сложены косыми слоями или слойками второго порядка, которые и отражают истинное направление потока (фиг. 78).

Третья важная разновидность косой слоистости образуется антидюнами при верхнем режиме потоков. Было установлено, что при очень высоких скоростях потоков образуются песчаные дюны, которые мигрируют вверх по течению. Отлагаются передовые слои, падающие навстречу течению. Прередовые слои этих так называемых антидюн редко сохраняются. По мере того как поток ослабевает, но до полного осаждения осадка, антидюны разрушаются, и формы ложа видоизменяются до плоских слоев или дюн.

Однако отмечались отклонения от этой закономерности, особенно в турбидитовых песках. Фиг. 79 иллюстрирует пример из аллювиальных отложений.

Эти описания показывают, что косая слоистость является очень сложной осадочной текстурой. Более целесообразно выделять ее как группу текстур различной морфологии и генезиса.

Особенное внимание геологи уделяли определению обстановки осадконакопления исходя из типа косой слоистости. Ho большого успеха при этом не было достигнуто, потому что хотя морфология текстуры зависит от гидродинамических условий, одна и та же группа гидродинамических параметров может быть присуща разнообразным обстановкам.

Другой подход заключался в попытках определения глубины воды исходя из высоты серии. Здесь тоже не было достигнуто больших успехов по ряду причин. He последней из них является то, что сохранившаяся высота серии контролируется степенью эрозии, следующей за ее отложением. Тем не менее при подводнообразованной косой слоистости глубина воды не может быть меньше, чем сохранившаяся высота серии.

Высота серии используется также для отличия эоловых дюн от подводны. Принято считать, что эоловые дюны образуют большие по высоте серии, чем подводные. Нельзя указать какую-либо предельную высоту серий подводнообразованной косой слоистости, поскольку внутреннее строение подводных морских дюн еще очень слабо изучено.

Очень важно, что путем изучения косой слоистости можно определить направление потоков, что может привести к пониманию среды осадконакопления, палеогеографии и структурного положения слоев. Этот важный раздел анализа палеопотоков обсуждается ниже в соответствующей главе.

Знаки ряби и тонкая косая слоистость


Знаки ряби представляют собой волнообразно изогнутые слои, которые проявляются в тонкозернистых песках, подвергавшихся воздействию спокойных маломощных потоков воды. При миграции ряби откладываются тонко-косослоистые осадки.

Знаки ряби в современных и древних осадках привлекали интерес многих геологов. Ряд исследований имеет историческое значение — это работы Сорби, Дарвина, Киндла, Бачера и Аллена.

Ниже описывается ассоциация ряби и внутренней косой слоистости, а затем обсуждается их происхождение.

Фиг. 80 иллюстрирует номенклатуру знаков ряби. Показан частный случай асимметричной ряби, образованной маломощным потоком. В поперечном сечении рябь образуется одной слабонаклоненной стороной, обращенной вверх по течению потока, и более круто наклоненной стороной, обращенной вниз по течению потока. Самые высокие точки ряби называются гребнями, самые низкие трогами. Высота ряби измеряется по вертикали от трога до гребня. Длина волны ряби определяется по горизонтали между двумя гребнями или трогами. Статистический параметр, называемый индекс ряби (сокращенно ИР), рассчитывается путем деления длины волны на высоту ряби. Другие числовые характеристики ряби описаны Таннером и Алленом.

Различные типы волновой слоистости определяются комбинацией их внешней формы и внутреннего строения (фиг. 81).

В поперечном сечении различаются симметричные и асимметричные профили ряби. Симметричная рябь, называемая иногда рябью волнения, имеет два типа внутренней тонкой слоистости. При одном из них тонкая слоистость согласна с морфологией поверхности. Во втором типе тонкая косая слоистость не соответствует морфологии поверхности. Полагают, что в первом случае симметричная рябь образуется при колебательном движении флюида (волнении) при отсутствии суммарного горизонтального перемещения осадка. Вторая разновидность симметричной ряби проявляется в результате видоизменения асимметричной ряби водного потока при колебательном движении воды.

В противоположность симметричным, асимметричные знаки ряби имеют четкие различия между пологопадающей стороной, обращенной вверх по течению, и более крутой стороной, обращенной вниз по течению. Внутри они имеют тонкую косую слоистость, которая согласна с поверхностью склона, обращенного вниз по течению. Эта рябь обязана происхождением действию слабого однонаправленного потока и поэтому называется рябью течения.

Как симметричная, так и асимметричная рябь могут залегать в виде изолированных линз песка и крупного алеврита в глинистой массе. В этих случаях применяется термин изолированно-полосчатая слоистость (см. фиг. 81).

С увеличением песчаной составляющей изолированно-полосчатая слоистость может постепенно переходить в косослоистые пески, в которых элементы ряби отсутствуют, хотя иногда и сохраняются в верхней части слоя. Для этих осадочных текстур предложены различные термины, включая тонкую косую слоистость, наложенную рябь и так называемую слоистость мигрирующей ряби. Джоплинг и Уолкер определили ряд типов ряби, связав их с отношением концентрации суспендированного материала к влекомому материалу, который осаждается. Обычные потоки волочения откладывают песок только на передовых склонах ряби. С увеличением концентрации взвешенного материала отложение идет также и на тыловых склонах ряби. Отсюда происходит серия профилей ряби, гребни которой мигрируют по течению потока. При чрезмерной нагрузке потока развивается синусоидальная тонкая волнистость путем вертикального наращивания симметричного профиля ряби. Джоплинг и Уолкер отмечают, что эти симметричные знаки ряби, образующие протяженные непрерывные тонкие слои осадка, происходят от изолированных симметричных знаков ряби, образованных при волновых колебаниях.

Зная строение ряби в поперечном сечении, рассмотрим ее в плане. Знаки ряби в современных осадках или на поверхностях древних пластов имеют разообразные формы. Обычно встречаются некоторые преобладающие типы, которые и получили свои названия (фиг. 82).

Простейшей из них является прямогребенчатая рябь, включающая симметричные и асимметричные формы. Прямогребенчатые и линейные знаки ряби вдоль гребней во много раз длиннее, чем их длина волны. Они ориентированы перпендикулярно направлению движения волн или потока.

Извилистые знаки ряби характеризуются протяженными, но слабо ундулирующими линиями гребней.

У знаков ряби второй главной группы гребни короче, чем длина волны ряби. Такой бывает только асимметричная рябь течения. Различаются два главных подтипа. Серповидная рябь имеет дугообразные гребни, выпуклые в сторону верховьев потока. Лингуоидная (языкообразная) рябь имеет дугообразные гребни, выпуклые в сторону низовьев потока,

В плане знаки лингуоидной и серповидной ряби могут иметь «эшелонированное» расположение, совпадая или не совпадая друг с другом по фазе (при совпадении все гребни каждого эшелона располагаются на одной оси течения),

Тем же путем, каким образуется мульдообразная (троговая) косая слоистость в мигрирующих впадинах сложных дюнных полей, формируется троговая тонкая слоистость при миграции сложных цепочек ряби. Эта текстура образно описана под названием «реберно-бороздовая».

Третья основная группа знаков ряби по расположению в плане называется интерференционной. Из названия следует, что она состоит из косо пересекающихся серий гребней. Интерференционная рябь образуется в результате модификации одной системы ряби благодаря наложению на нее другой, более поздней системы, образованной тем же потоком, но изменившим свое направление.

«Гнезда личинок или головастиков» (Tadpole nests) — синоним термина «интерференционная рябь».

Ознакомившись с морфологией ряби, рассмотрим теперь более детально ее происхождение.

Как показывают наблюдения, знаки ряби не образуются в глинах, грубозернистых песках или в гравии. Они образуются только в грубых алевритах и песках с размерами зерен менее 0,6 мм в диаметре. Изучение потоков волочения показывает, что слои со знаками ряби образуются в условиях слабого течения с низким числом Фруда.

Особое внимание должно быть уделено тому, каким путем действительно образуется рябь из плоского слоя песка. Предполагалось, что рябь развивается вниз по течению из ранее существовавших неровностей осадочного субстрата. Другая школа приводила аргументы в пользу того, что рябь может образоваться спонтанно на плоском слое песка. Толчком являются случайные турбулентные завихрения воды, которые создают первые неровности размыва.

Большой интерес для геологов представляет не столько первопричина образования ряби, сколько то, что можно узнать при изучении уже готовой текстуры. Желательно было бы получить информацию об условиях потока, направлении, глубине воды и обстановке осадконакопления.

Попытки связать тип ряби с характером потока не были особенно успешны. Аллен, однако, выявил общие зависимости между рябью течения и уменьшением глубины и соответствующим увеличением скорости течения. При этом отмечалась последовательная смена прямогребенчатой ряби извилистогребенчатой и далее серповидной и лингуоидной. Глубина воды, при которой образуется рябь, не влияет на высоту гребней и длину волны ряби, за исключением самых мелководных обстановок. Однако можно легко определить направление течения по простиранию гребней и по передовым склонам знаков ряби, а также по падению внутренней тонкой косой слоистости.

В современных условиях рябь образуется в разнообразных обстановках: в песчаных дюнах, в речных дельтовых и океанических отложениях. Установлено, что образование ряби тесно связано с определенными условиями потока и рябь может быть встречена в несходных (различных) обстановках. Поэтому вряд ли стоит искать зависимости между морфологией ряби и обстановкой осадконакопления, если ее противопоставлять процессу. Тем не менее эмпирически выведено несколько статистических индексов, с помощью которых, по-видимому, можно различить знаки ряби различных обстановок осадконакопления.





Яндекс.Метрика