M. RXeeder Sedimentology Process and Product
George Allen & Unwin
London Boston Sydney
ология М. Р. Лидер
Процессы и продукты
Перевод с английского кандидатов геол.-мин. наук Н. П. Григорьева, Е. Г. Гурвича, Л.Н. Индолева, JI. П. Раченской и кандидата геогр. наук Н. С. Сперанского под редакцией доктора геол.-мин. наук В. Г. Кузнецова
Москва «Мир» 1986
ББК 26.323 Л55
УДК 551
Л55
Лидер М.
Седиментология. Процессы и продукты: Пер. с англ.-M.: Мир. 1986.-439 е., ил.
Главное внимание в монографии видного английского ученого М. Лидера уделяется факторам, механизмам и процессам транспортировки и седиментации, составу образующихся осадков и морфологии осадочных тел, описанию континентальных, прибрежных, шельфовых и океанских фаций. Изложение основывается на новейших материалах по исследованию осадков и осадочных пород, обобщенных на базе современных теорий и гипотез. Полнота охвата проблемы, четкость изложения, аргументированность выводов, большое число интересных иллюстраций делают книгу полезной для геологов широкого профиля, литологов, стратиграфов, нефтяников, угольщиков Может служить учебным пособием для аспирантов и студентов этих специальностей
1904010000-334
__
,
112-85, ч. 1
041(01)-86
ББК 26.323 552
Редакция литературы по геологии
© M R Leeder, 1982. This book was originally published in the English language by George Allen & Unwin (Publishers) Ltd of London
© перевод на русский язык, «Мир», 1986
Предисловие редактора перевода
Началом развития учения об осадочных таморфизма. Седиментационно-генетиче-
горных породах в нашей стране послу- ский аспект акцентирует внимание на
жили работы Н. И. Андрусова, В. В. Доку- первых стадиях осадочного процесса, рас-
чаева, А. Д. Архангельского, К. Д. Глинки, сматривает факторы, механизмы и обста-
Б. П. Кротова, В. П. Батурина, М. С. Шве- новки осадконакопления и тесно связан
цова и ряда других исследователей. Перво- с фациально-генетическим анализом. Этот
начально эта отрасль науки получила назва- раздел литологии советские ученые назы-
ние петрографии осадочных пород, т.е. вают седиментологией (Ю. П. Казанский,
науки о.составе, строении и условиях обра- С. И. Романовский). Историческое напра-
зования отдельных типов пород. В 1940 г. вление изучает эволюцию, а также перио-
JI. В. Пустовалов рассмотрел некоторые об- дичность (цикличность) осадочного поро-
щие закономерности образования и разме- дообразования в истории Земли.
щения осадочных горных пород в простран- Исследования зарубежных ученых по
стве и времени, показал историчность науки этим трем направлениям далеко не равноз-
и предложил называть ее литологией. начны. Так, за рубежом мало внимания уде-
После фундаментальных исследований ляется вопросам эволюции, особенно
Н. М. Страхова это название прочно вошло в сравнении с теми успехами, которые до-
в лексикон ученых и геологов-практиков. стигнуты в СССР и прежде всего благодаря
Возникновение литологии и отделение ее от постановке этой проблемы академиком
общей петрографии (петрологии) были A. Jl. Яншиным, его личным исследованиям,
обусловлены потребностями геологической работам геологов его школы и ряда после-
практики, и прежде всего нефтяной геоло- дователей. Полученные ими данные в значи-
гии. Второй, переживаемый ныне период ин- тельной мере обобщены в докладе
тенсивного развития науки связан с резким A. Jl. Яншина на XXVII сессии Междуна-
расширением изучения Мирового океана родного геологического конгресса 1984 г.
и его осадков, что наряду с общенаучным в Москве. Из зарубежных исследователей
имеет и практическое значение для поисков можно упомянуть лишь интересную, но во
и освоения полезных ископаемых на мор- многом спорную книгу Р. Гаррелса и
ском дне. Настоящий этап развития литоло- Ф. Маккензи «Эволюция осадочных пород»
гии характеризуется накоплением принци- (М., «Мир», 1974). Известны также инте-
пиально новых данных по океанскому ресные исследования постседимента-
осадкообразованию, которые послужили ционных изменений осадков и осадочных
основой для публикации ряда важных работ горных пород (Bathurst R- G., Carbonate
как у нас в стране, так и за рубежом. sediments and their diagenesis. Developments
С определенной долей условности можно in sedimentology. Amsterdam. Elsevier, 1971,
сказать, что литологические исследования 12, 620p. Sediment Diagenesis. Ed. Parker A.
ныне идут по трем направлениям.
Dortrecht, 1983, 418 p.), переведенная у нас
Стадиальный аспект литологии рассма- книга «Диагенез и катагенез осадочных
тривает историю осадочной горной породы образований» (Под редакцией Г. Ларсена
от зарождения осадочного материала через и Дж. В. Чилингара. M., «Мир», 1971) и неко-
его осаждение, превращение осадка в оса- торые другие, однако работы советских
дочную горную породу и до исчезновения ученых в этом направлении более многочис-
последней в результате гилергенеза или ме- ленны и успехи их более значительны.
7
Предисловие редактора перевода
Широко развернувшиеся за рубежом исследования осадков морей и океанов и современных процессов осадконакопдения привели к тому, что в обобщающих общелигологических работах стали отчетливо преобладать седиментационно-генетические или седиментологические аспекты, а саму науку все чаще стали называть седиментологией. Наглядным примером может служить предлагаемый перевод книги М. Лидера. По ряду вопросов она во многом уступает отечественным монографиям и учебникам и совершенно не затрагивает исторических эволюционных аспектов осадочного породообразования, относительно мало и конспективно излагает вопросы стадиального анализа и постседиментационных изменений. По принятой в зарубежной литературе терминологии все эти процессы названы единым термином «диагенез», который охватывает понятия «диагенез» и «катагенез» советских литологов. Однако в гл. 31, посвященной преобразованию органического вещества, явно под влиянием работ советских ученых, и прежде всего Н. Б. Вассоевича и его учеников, используются оба понятия-«диагенез» и «катагенез».
Вместе с тем собственно седиментологические аспекты науки разобраны достаточно подробно и представляют несомненный интерес для советского читателя. Прежде всего это хорошая и полная сводка новейших данных об осадках континентов и Мирового океана и их отдельных зон. При этом детально рассмотрены пока малоизвестные и плохо изученные формы и механизмы транспортировки в виде различных потоков обломочного материала. К положительным сторонам относится и попытка рассмотреть процессы образования осадочного материала, его транспортировки и осаждения с привлечением достижений гидромеханики, ме-
ханики грунтов, химии, физико-химии, геохимии изотопов. Весьма наглядно, хотя это специально и не отмечается, показано единство процессов седименто- и морфогенеза (ч. 3), благодаря чему в разных обстановках формируются различные донные формы и осадочные текстуры. Это позволяет на основе изучения текстур и морфологии осадочных образований проводить фациальные реконструкции.
Что касается самого перевода, то здесь не всегда однозначно можно было перевести некоторые специальные термины. Для единообразия по возможности использовалась терминология трехтомного «Толкового словаря английских геологических терминов» (М., «Мир», 1977,1978,1979) и двухтомного «Словаря общегеографических терминов» (М., «Прогресс», 1975,1976), хотя в ряде случаев при неоднозначности значения термин переводился по смыслу текста (например, слово mud чаще переводилось как ил, но иногда как глина или пелит, термин texture обычно переводился как структура, но иногда как текстура или строение и т.д.). Ряд терминов, достаточно широко вошедших в отечественную литературу (см., например: «Карбонатные породы». Под ред. Дж. Чилингара, Г. Биссела и Р. Фэйрбриджа. Т. I - M . : «Мир», 1970, с. 138-159), использовался без перевода (хардграунд, грейнстоун, микрит, ваккстоун и т.д.).
Можно надеяться, что публикация перевода содержательной книги М. Лидера позволит советским читателям познакомиться с состоянием зарубежных исследований по одному из важнейших направлений современной литологии, а студентам геологических специальностей даст интересный дополнительный материал при изучении курсов «Литология», «Петрография осадочных пород», «Фации и фациальный анализ».
В. Кузнецов
Кейт
Предисловие
Боги приговорили Сизифа вечно вкатывать на гору камень, который, достигнув вершины, скатывался обратно под действием собственного веса. Боги не без основания думали, что нет более страшного наказания, чем бесполезная и безнадежная работа.
..Каждый атом того камня, каждая частичка той огромной горы сами по себе являются целыми мирами Уже одного стремления к вершинам достаточно, чтобы наполнить радостью человеческое сердце Сизиф был счастлив-это должно быть ясно, как день
Камю. «Миф о Сизифе»
В центре внимания седиментологов находится вопрос о происхождении, переносе, отложении и захоронении природных частиц осадочного материала. Эта проблема является поистине междисциплинарной, за ее решением пристально следят специалисты в области наук о Земле, она представляет значительный интерес для гидродинамиков и инженеров, имеет большое практическое значение в ряде отраслей промышленности.
В седиментологии возможны два подхода: описательный (примерами могут служить традиционная петрография и фациальный анализ) и количественный, с привлечением законов физики и химии. Оба подхода дополняют друг друга, и для того, чтобы находиться на уровне последних значительных достижений седиментологии, их следует применять совместно. Цель настоящей книги-ознакомить с таким комбинированным подходом студентов старших курсов и аспирантов, а также привлечь внимание профессиональных специалистов в области наук о Земле. Поэтому наряду с описательными диаграммами в книге использованы физические и химические уравнения.
Автор старался изложить материал таким образом, чтобы вопросы происхождения частиц осадочного материала, их переноса, отложения и диагенеза (преобразования осадка в породу) логически следовали один за другим. Книга писалась в расчете на то, что читатель уже владеет некоторыми фундаментальными знаниями в области наук о Земле, а также в области общей физики и химии. Некоторые важные дополнения даны в приложениях. Я избегал сложных математических выкладок, поскольку считаю ознакомление с наиболее важными физическими и химическими основами процесса для студентов более важным, чем формальные ма-
9
Предисловие
тематические преобразования небольшого основанных на изучении современных осад-
количества данных. Т. Г. Гексли писал:
ков.
«Математику можно сравнить с совершеннейшей мельницей, которая перерабатывает вещество до любой степени измельчения. Несмотря на это, то, что вы получаете, определяется тем, что
Ограниченный объем вынудил меня отказаться от написания самостоятельных глав, посвященных следующим вопросам: а) анализу бассейнов седиментации с точки зрения
вы в мельницу закладываете И так же как самая тектоники плит; б) неоднородным фациям
грандиозная мельница на свете не в состоянии (таким, как полосчатые железные руды); в)
перемолоть гороховую шелуху в пшеничную му- экономической седиментологии и пла-
ку, так и страницы формул не дадут точный ре- стовым рудам металлов.
зультат на основании неточных данных»
Эту книгу в наибольшей степени я адре-
Мне кажется, что я должен сделать неко- сую молодым исследователям Земли.
торые, на мой взгляд, важные замечания Я надеюсь, что она будет способствовать
и подчеркнуть суть этой книги: в ней рас- достижению истинного понимания процес-
сматриваются главным образом принципы. сов, играющих важную роль в формирова-
У меня возникли некоторые трудности при нии лика нашей планеты и в образовании
решении вопроса о том объеме, который природных ресурсов.
должна была занять история вопроса изуче- В заключение несколько слов о литера-
ния древних осадочных пород с позиций фа- турных источниках. Из-за ограниченности
циального анализа, анализа бассейна седи- объема (и для гладкости изложения) я не
ментации и тектонического режима. По- смог дать полного доказательства каждой
скольку опубликовано очень большое коли- приведенной формулировки. В книге даны
чество подобного рода исследований (см. ссылки на работы, опубликованные, как
работу [666], являющуюся наиболее пол- правило, недавно, однако это не следует рас-
ным кратким руководством), а также вслед- сматривать как выражение неблагодарно-
ствие того, что каждый автор подходит сти или игнорирование тысяч других иссле-
к этому вопросу со своей точки зрения, я дователей, чьи результаты представляют
в целом ограничился кратким выборочным собой сумму наших современных (и все же
рассмотрением некоторых древних приме- неполных) знаний.
ров для каждого типа среды седиментация. И действительно, в книге сделан уклон
М. Р. Лидер
в сторону изложения фациальных моделей,
Лидс, март 1981
Благодарности
Я хочу поблагодарить следующих лиц, прочитавших предварительный план этой книги, отдельные ее часта, а также всю ее целиком и принесших большую пользу автору своими конструктивными и критическими замечаниями: Дж. Бриджа, П. Г. Бриджеса, Дж Д. Коллинсона, К. А. Крука, Р. Г. Джексона, Дж. Д. Хадсона, А. Д. Майолла, X. Г. Ридинга, Р. Стала, Г. Тейлора и Р. Г. Уокера. Естественно, я должен принести извинения за некоторые возможные ошибки и вольности интерпретации. Мои коллеги М. Р. Талбот и Г. Клемми оказывали мне всестороннюю помощь и столь необходимую мне поддержку. Эрик Даниэле и Дэвид Бейли из фотолаборатории Универ-
ситета в Лидсе выполнили большую часть фотографических работ, а Джоан Фолл перепечатала часто неразборчивую рукопись. Роджер Джонс из издательства Alien and Unwin курировал эту книгу от идеи ее создания до выхода в свет, давая при этом дружеские советы и оказывая поддержку.
Я благодарен следующим владельцам оригиналов за разрешение воспроизвести их фотографии: Р.У. Куку (8.21,6, в), издательству Кембриджского университета (5.17), Обществу экономических палеонтологов и минералогов (4.4, 11.2, в, 28.7), издательству Elsevier (8.9,6, 8.21, а, д, е, 9.2, 9.3, 28.6), Институту горного дела и металлургии (30.4, Й-г).
10
Предисловие
Все остальные штриховые рисунки были перерисованы и приведены мною в соответствие со стандартным форматом. По ходу изложения я выражаю признательность авторам оригиналов. Я благодарю более чем 300 авторов и нижеперечисленных владельцев оригиналов, которые разрешили использовать эта штриховые рисунки после изменения их формата (номера в скобках соответствуют номерам рисунков в тексте):
издательство Academic Press (21 1-21.3, 26.1); рис. 24.13 воспроизведен из книги А. К. Даксбэри "The Earth and its oceans" [227] с разрешения издательства Addison-Wesley; Американскую ассоциацию геологов-нефтяников (15.19, 23.15-23.17, 25 8,25.11,25.14, 27.10, 28.2, 29 17, 30.2, 31.10); Американский геологический институт (20.1, 25.13); Американский геофизический союз (2.3, 18.7); журнал "American Journal of Science" (14.4, 15.6); Американское общество гражданских инженеров (15.13); издательство Edward Arnold (5.22, 17.1, 17.4); А. А. Бэлкема (17.8, 17.9, 17.11); издательство Blackie (5.25-7); издательство Blackwell Scientific (19.t7, 19.18, 22.14); У. С. Брёккера (2.1, 210), издательство Кембриджского университета (5.19, 5.20, 8 10); Канадское общество геологовнефтяников (14.1, 14.3, 14.8, 15.20); издательство Chapman and HaU (4.6, 5.13, 6.9, 8.23); Дж. М. Колмена (19.10-19 12Х журнал "Economic Geology" (30.8), издательство Elsevier (3.4, 3 5, 9.1, 10.4, 131, 136, 15.7, 15.11, 15.12, 18.13, 19.9, 227, 228, 2111, 25 4,26 6,26.8,27.2, 27.9,29.2); рис 7 3 воспроизведен из книги A. M Джонсона "Physical processes m geology" [426] с разрешения издательства Freeman Cooper Inc.; P.M. Гаррелса (27.6); Геологическую ассоциацию Канады (21.10, 21 16, 23 1, 23 28, 23.29, 26.5, 26.6); Американское геологическое общество (1.3-1.5, 510, 14.7, 15.5, 16.6, 16.7, 192, 19.3, 19.6, 19.7, 19 16, 21.11, 24.11, 28.3, 28.4, 28.9, 29.1, 2911, 29 14, 30.6, 30.7); Лондонское геологическое общество (17.7, 26.7, 26.11); Геологическую службу Канады (31.2-31.4); журнал "Geologie Mijnbouw" (11.4,229,2210,22.14); Ассоциацию геологов (1.8; 8.5); издательство Gordon and Breach (25.1); П. М. Харриса (23.19); рис. 225 воспроизведен из книги под редакцией Д. Свифта и др. ctShelfsediment transport: process and pattern" [809] © 1972 Hutchinson Ross Publishing Co.; Институт британских географов и Г. С. Бултона (17.5); Международную ассоциацию седиментологов (6.4, 7.5, 8 16, 8.24, 8.26, 8.27, 11.3, 129, 13.3, 14.6, 15.10, 16.1, 16.4, 19.13, 2212, 2213, 26.3, 26.4); Международное гляциологическое общество (17.3); рис. 23.10, 23.12 и 23.13 воспроизведены из книги под редакцией JI. А. Харди и др. "Sedimentation on the modem carbonate tidal flats of NW Andros Island, Bahamas" [340] с разреше-
ния издательства Университета Джона Гопкинса, X. А. Лоуэнстама и Т. У. Доннелли (2.6); издательство Macmillan Inc (12.8); рис. 15.12 воспроизведен из журнала "Nature", Physical Science, 237, с. 75-76, с разрешения издательства Macmillan Journal Ltd.; рис. 123 воспроизведен из книги Р. Тилла "Statistical methods for the Earth scientist" [824] с разрешения издательства Macmillan Publishers Ltd.; рис. 1 2 воспроизведен из книги К. Краускопфа "Introduction to geochemistry" [475], а рис. 30.9-из книги Р. Бернера "Principles of chemical sedimentology" [74], оба с разрешения издательства McGraw-Hill; рис 18.10 и 18.14 воспроизведены из книги P Триккера "Bores, breakers and Waves" [829] с разрешения издательства Mills and Boon; издательство North Holland (5.23, 8.2); рис. 24.9, 24.12 и 25.2 воспроизведены из книги Б. К. Хизена и Г. Д. Холлистера "The face of the deep" [363] с разрешения издательства Оксфордского университета; издательство Pergamon Press (2.4, 2.5, 164); рис. 5 15 воспроизведен из книги М. А. Карсона "Mechanics of erosion" [145] с разрешения издательства Pion Ltd.; рис. 12.5 воспроизведен из книги Р. Мэттьюза "Dynamic stratigraphy", с. 51, 58 [543], а рис. 18.12, 21.5 и 21.9-из книги П. Комара "Beach processes and sedimentation", с. 136, 274, 289 [468], все с разрешения издательства Prentice-Hall Inc.; рис. 222 воспроизведен из книги под редакцией Райта и Фрея "The Quaternary of the United States'* с разрешения издательства Принстонского университета; Королевское географическое общество (17.6); издательство Scientific American Inc. (221); издательство Scientific Press (31.8); Общество экономических палеонтологов и минералогов (1.6, 1.7, 6.1, 8.11, 8.25, 13.4, 13.5, 159, 15.15, 17 10, 17.13, 18.5, 19.14, 19.15, 21.7, 21.8, 21 15, 23.14, 23.21, 23 24-23.27, 25.3, 26.9, 26 10, 27 7, 27.8, 27.12, 28 8, 28.11-28.14, 29.3, 29.7, 29 12, 29.15, 29.16, 31 5); рис. 6 3 и 6.8 воспроизведены из статьи В Чепила [151 ] с разрешения Американского общества наук о почвах; издательство Spnnger (8.18, 16.3, 21 12, 23.3, 23.4, 23.9, 23.22, 23.23, 26.2, 27.1, 28.10, 28.14, 30.1, 30.3, 31.6, 31.7); издательство Чикагского университета (6.10, 8.22, 12.7, 224, 24 3, 26.5); издательство Van Nostrand Reinhold (3.2, 5.12), рис. 24.2 и 24.5 воспроизведены из книги Дж. Харвея "Atmosphere and ocean" [349], опубликованной для Open University Press издательством Artemis Press, Sussex с разрешения издательства Vision Press Ltd.; издательство Wiley (15.14); Йоркширское геологическое общество (19.17)
Я также благодарен издательству Оксфордского университета и издательству Penguin Books за разрешение использовать отрывки из стихотворений поэтов Бантинга и Монтале, а также Геологическому обществу за длинную цитату, помещенную в разд. 29д.
Происхождение частиц осадочного материала
Я предпочел бы быть бесчувственным и первозданным Подобно камням, катящимся с гор; Я согласился бы быть разъеденным солью, Материи вневременным осколком, Всевидящим и беспристрастным верным оком.
Монтале. «Я предпочел бы»
Фото 1. Известковая водоросль рода Penicillus с субстратом, к которому она прикреплена. Огромное количество таких водорослей встречается в мелководных лагунах Флориды и Багамских островов После гибели водоросли ее нежные органические ткани разлагаются, а мельчайшие арагонитовые иголочки «скелета» этого растения опускаются на дно лагун. Некоторая часть иголочек накапливается в виде арагонитового ила и по внешнему виду неотличима от хемогенного арагонита (коллекция Р. Тилла)
12
Часть 1
Тема. В первой части мы рассмотрим происхождение и структурные характеристики основных видов частиц осадочного материала Эти частицы подвергаются воздействию сил, управляющих водным потоком, а также силы тяжести, что в конечном счете приводит к их отложению и формированию слоев осадков. Вообще говоря, частицы осадочного материала образуются вследствие а) химического и физического выветривания материнских изверженных, метаморфических или осадочных пород (процессы выветривания вызывают образование терригенных кластических зерен), б) химического выпадения из раствора различных минералов и солей (приводит к образованию хемогенных зерен) и в) биохимического осаждения различных минералов (приводит к образованию биогенных зерен) Типы зерен осадочного материала весьма разнообразны и определяются климатом, химическим составом вод, продуктивностью органического вещества и рельефом В течение геологической истории Земли эти факторы изменялись в пространстве и во времени. Помимо использования в палеогеографических реконструкциях характер зерен может дать полезную информацию для понимания эволюции атмосферы, гидросферы и биосферы
1
Происхождение терригенных кластических зерен
1а. Введение. Терригенные кластические (обломочные) зерна являются фрагментами пород и минералов, образующимися при физическом или химическом разрушении исходной породы. Каждая приповерхностная порода или поверхностное обнажение служат потенциальным источником таких частиц. Нарушения, такие, как трещины отдельности или кливажа, границы между кристаллами и зернами, плоскости спайности кристаллов, подвергаются химическому атмосферному и почвенному выветриванию, а также выветриванию физическому. Породы дробятся на составляющие их кристаллы или на небольшие кусочки. Эти зерна подвергаются химическому воздействию, и в результате образуются характерные продукты разрушения и растворы Перенос под действием силы тяжести, а также с помощью ветра и воды (см. ч 2) будет приводить к дальнейшему разрушению и измене-
нию частиц Такие изменения особенно существенны у трещиноватых или нетвердых минералов. Химические изменения частиц могут происходить и после их отложения, в области диагенеза (см. ч 8). Поэтому с самого начала мы можем быть уверены, что по своей химической и физической природе обломочные отложения будут радикально отличаться от исходной породы Например, среднее содержание полевых шпатов в изверженных и метаморфических породах составляет около 60%, тогда как в песчаниках-только около 12% Н о с другой стороны, песчаники обычно значительно обогащены кварцем по сравнению с изверженными и метаморфическими породами Рассмотрим некоторые причины таких различий.
16. Роль воды в выветривании пород. Не вызывает сомнений тот факт, что наиболее
13
Происхождение частиц осадочного материала
важной особенностью поверхности нашей ствам с ионным типом связи Положи-
планеты в сравнении, скажем, с безводной тельные и отрицательные концы диполей
Луной является присутствие значительного молекул воды присоединяются соответ-
количества воды и водяного пара Вода ственно к отрицательным и положительным
обладает необычными свойствами Моле- ионам вещества, нейтрализуя их заряды, так
кулы воды, помещенные между пластинами что происходящий при механическом пере-
заряженного конденсатора, ориентируются мешивании отрыв атомов может способ-
положительно заряженные атомы водоро- ствовать растворению вещества.
д а - п о направлению к катоду, отрицательно
заряженные атомы кислорода-по напра-
(б)
влению к аноду. Этот эффект сходен с ориентировкой магнита в магнитном поле Молекулы воды обладают полюсами,
4GV1
Ковалентные связи
сходными с полюсами магнита, и такие мо-
лекулы ведут себя как электрические диполи Величина дипольного момента (измеренная в соответствующих единицах) зависит от величины зарядов и расстояния между ними Существование таких полярных молекул, как молекулы воды, является следствием асимметричной ковалентной связи, когда элементы, подобные кислороду, «оттягивают» большую часть электронного облака
^ 9,8-Ю"' мм
5Q6*
104е 40'
Атом кислорода Полярная молекула
+ 2 атома водорода
воды
Рис. 1.1. Структура молекул воды а, б-образование полярной молекулы воды посредством ковалентных связей; e-молекулы воды, соединенные водородными связями
Это дает сильно электроотрицательному
атому кислорода частичный отрицательный б) Тетраэдрические группировки молекул
заряд за счет частичного присоединения воды являются причиной таких ее свойств,
электронов атома водорода; менее элек- как высокое поверхностное
натяжение
троотрицательный атом водорода приобре- и большая способность проникать по капил-
тает поэтому положительный заряд. Хими- л я р а м , высокая температура плавления
ческие связи между атомом кислорода и большой диапазон температур, при ко-
и двумя атомами водорода представляют торых вода находится в жидкой фазе.
собой результат перекрывания облаков р-электронов и s-электронов атомов водорода. Теоретически эти связи должны быть расположены под углом 90° относительно друг друга и состоять из молекулярных орбиталей, занятых парой электронов. На практике, вследствие отталкивания между атомами водорода, угол между связями составляет немногим более 104° при длине связи O - H 9,8-10" 8 мм. Когда молекулы воды находятся в большом количестве, они ориентируются относительно друг друга посредством водородных связей из-за полярной природы только что описанных ковалентных связей H2O С помощью водородных связей образуются тетраэдрические группы из четырех молекул (рис. 1.1). Сказанное объясняет многие из отличительных свойств воды:
в) Понижение температуры вызывает уменьшение теплового движения молекул воды и увеличение числа водородных связей, а отсюда размера связанных ими ассоциаций молекул. Таким образом, с понижением температуры вязкость воды возрастает (гл. 5)
г) Плотность воды при понижении температуры увеличивается. Это обусловлено сжатием, вызываемым уменьшением теплового движения молекул. Однако в то же самое время идет обратный процесс, из-за образования все большего числа водородных связей происходит расширение. Этот процесс преобладает при температуре ниже 4°С, поскольку в дальнейшем тетраэдрические молекулярные группировки начинают перестраиваться в гексагональные структуры льда, и поэтому плотность вновь
а) Полярная природа молекул обусло- уменьшается. Расширение продолжается
вливает очень эффективную растворяющую вплоть до температуры — 22°С, при кото-
способность воды по отношению к веще- рой лед достигает своей минимальной плот-
14
Часть 1
ности и максимального давления расшире- или восстановительной средой. Окисление
ния. Гексагональные кристаллы льда имеют влечет за собой потерю электронов элемен-
максимальную скорость роста по нормали тами или ионами и приводит к увеличению
к плоскости. Так что рост кристаллов в ми- их положительного заряда или к уменьше-
кротрещинах пород может вызывать высо- нию отрицательного. При восстановлении
кие напряжения.
мы имеем обратную картину, например
д) Молекулы воды диссоциируют на в обратимой реакции железо со степенью ионы H + и ОН ~ при любых температурах, окисления + 2 в таких минералах, как пи-
однако обычно степень диссоциации очень роксен, оливин или роговая обманка, может
мала. Ион H + ответствен за кислотность окисляться по схеме
водных растворов. Концентрация водородных ионов может весьма значительно изменяться, поэтому кислотность принято
Fe2+ ^
закисное железо
Fe3+ + е".
окисное железо
электрон
(t.2)
выражать в виде отрицательного логарифма концентрации свободных ионов H + , выраженной в граммах на литр. Его называют величиной рН. При комнатной температуре в 1 л чистой воды содержится лишь I O - 7 молей ионов водорода (и столько же ионов ОН ~). В этом случае говорят, что наблю-
дается нейтральная величина рН (равная 7). Большие значения рН указывают на щелочную среду, а меньшие-на кислую. В водных растворах под действием других реакций и реагентов образуются ионы H+ или ОН". Например, ионы H+ образуются в речной или почвенной воде при участки углекислого газа в ходе реакции
В поверхностных водах наиболее важным природным окисляющим агентом является растворенный кислород вследствие его очень высокой электроотрицательности. Окислительно-восстановительный потенциал (редокс-потенциал) можно измерить посредством фиксации разности потенциалов между погруженными в измеряемую среду инертным электродом (обычно платиновым) и водородным электродом с известным потенциалом. Окислительно-восстановительный потенциал реакций, обозначаемый для краткости Eh, сравнивается с условной величиной 0,00 мВ для водорода
H2O + C O 2 ^ H 2 C O 3
м п в реакции
H+ + НСОз,
2Н+ + 2е" -> H2
(1.3)
а также под действием гуминовых кислот при температуре 25°С, давлении 1 атм
и кислот бактериального происхождения (101 325 Па) и концентрации ионов водорода
(см. гл. 2).
1 моль/л (рН 0). Отрицательные величины
е) Разрушение силикатных минералов ча- Eh обозначают восстановительные условия,
сто происходит вследствие гидролиза, в ходе а положительные-окислительные условия
которого небольшие сильно заряженные по отношению к условной водородной ионы Н + в воде замещают катионы метал- шкале.
лов в кристаллических решетках, так что Большинство элементов в зоне выветри-
ионы ОН ~ или НСО3 могут соединяться вания и в верхних частях колонок отло-
с замещенными катионами и образовывать женных осадков окисляется. Исключения
растворы или локальные осадки. Гидролиз наблюдаются в бедных кислородом заболо-
имеет место вдоль нарушений в породах ченных почвах, в которых в большом коли-
или минералах, таких, как трещины кливажа честве присутствуют анаэробные бактерии.
и отдельности, границы между кристаллами Здесь может идти реакция (1.2), и нераство-
и плоскости спайности минералов.
римое окисное железо восстанавливается до
растворимого закисного железа. Восстано-
1в. Окисление, восстановление и Eh-pH-диа- вительная среда существует ниже поверхно-
граммы. Химические элементы, присут- сти аэробной зоны при субаквальном нако-
ствующие в первичных изверженных или плении осадков, а также в так называемых
метаморфических минералах, в зоне вывет- эвксинных условиях слабо аэрируемых мор-
ривания имеют тенденцию к достижению ских водных масс или обогащенных органи-
равновесия с окружающей их окислительной ческим веществом рассольных водоемов.
15
Происхождение частиц осадочного материала
Если в результате лабораторных измерений получен стандартный потенциал для конкретной реакции и имеются данные полевых измерений Eh в зоне выветривания, то можно предсказать степень окисления для конкретного иона. Например, стандартный потенциал для пары Fe2+ - F e 3 + в реакции (1.2) составляет +0,77 В. Если, к примеру, полевые измерения в кислой среде (рН 2) дали величину + 0,5 В, то можно ожидать, что устойчивой фазой железа в этой обстановке будет Fe2 + (см. гл. 27, 30). На практике было обнаружено, что некоторые из реакций, определяющих величину Eh, протекают очень медленно и что водная среда долго не приходит в равновесие с измерительными электродами. Таким образом, полевые измерения окислительно-восстановительного потенциала в большинстве случаев позволяют дать только полуколичественную оценку.
При нанесении на график значений Eh и рН может быть получена исключительно информативная диаграмма. Ограниченная жирной линией на рис. 1.2 область показывает обычные пределы величин Eh и рН, обнаруживаемые в приповерхностных условиях. Нижний предел для рН составляет около 4. Он обусловлен природными концентрациями CO2 и органических кислот, растворенных в поверхностных и почвенных водах. Верхний предел для рН составляет около 9. Он достигается в водах, контактирующих с карбонатными породами при слабом контакте с атмосферным CO2- Наибольшие величины Eh определяются реакцией
H2O 1/202 + 2Н + + 2е~ ;
E0 = + 1,23В.
(1.4)
Эта реакция в действительности зависит от величины рН. Зависимость выражается следующим образом:
E h = +1,22 - 0,059 рН. Наименьшие величины Eh определяются реакцией H2 ^ 2 Н + + 2е"; E0 = 0,00В, (1.5)
которая зависит также от рН. Зависимость имеет следующий вид:
Eh = - 0,059 рН.
1,4
1,2 л
1,0
0,8
06
Eh,
%
TAjkhoh /S^V
кислая- '
обстановка-
' , ; .ОкЛ(ц1ь•' тельная-
• кцедочнвя
- 'рВсгаяовка'
0,2
Вр'сстацо'*• " •
0,0
Вительная. •
кислая . *•*."_ .
6 бета* BocefaHo-
-0.2
. ифлочйая
-0,4
Нейтральное
-0,6
зна.чениIе
рН
I
6
8
10
14
PH
Рис. 1.2. Диаграмма, показывающая обычный диапазон значений Eh и рН на поверхности Земли (контур, покрытый точками) и диапазон устойчивости воды (по Краускопфу [475]).
Важно подчеркнуть, что область природных значений Eh и рН на рис. 1.2 включает «нормальные» условия. Местные условия могут иногда значительно отклоняться от условий этой области. Например, при окислении пирита возникает очень кислая среда, а при разложении органического вещества без контакта с водой-среда восстановительная. Eh - рН-диаграммы [292] могут быть построены для множества реакций и реагентов. Они оказывают ценную помощь при интерпретации химических реакций, происходящих во время выветривания, отложения и диагенеза (см/ гл. 27) Однако эти диаграммы ничего не говорят нам о скорости таких реакций, их завершенности, или, иначе говоря, о степени достижения равновесия.
1 г. Поведение породообразующих минера-
лов в процессе выветривания. В этом раз-
деле мы приступаем к наиболее важной теме, касающейся образования пластических частиц Даже самое элементарное знакомство с тремя основными группами по-
16
Часть 1
род-изверженными, метаморфическими и осадочными-вскоре убеждает наблюдателя в том, что набор распространенных типов минералов в кластических осадочных породах обычно намного более ограничен, чем в изверженных и метаморфических породах. С чем это связано?
Начнем с рассмотрения результатов исследования Уолстромом [839] минералов, сохранившихся в верхнепалеозойской коре выветривания, развитой на гранодиоритах Боулдер, Колорадо (США). На рис. 1.3 суммированы данные, показывающие изменение минерального и химического составов в профиле выветривания с глубиной, по мере приближения к неизмененному материнскому гранодиориту. Отметим устойчивость кварца и в меньшей степени микроклина; неустойчивость плагиоклазов, биотита и роговой обманки; образование «новых» минералов, таких, как каолинит, монтмориллонит и иллит. Если в первом приближении увеличение глубины рассматривать как показатель уменьшения степени выветривания, то выходит, что роговая обманка разрушается при выветривании первой; далее минералы следует за ней в таком порядке: плагиоклаз, биотит, микроклин. Химические анализы главных окислов показывают, что при движении снизу вверх по профилю выветривания содержания Al2O3, Fe2O3 и K2O возрастают, а содержания SiO2, FeO, CaO и Na2O уменьшаются.
Над этими результатами стоит немного подумать. В процессе выветривания некоторые минералы, очевидно, были более устойчивыми, чем другие. Ряд минералов вновь образовался. Некоторые окислы были почти полностью вынесены, тогда как количества других увеличились. В настоящем разделе мы остановимся на вопросе устойчивости минералов.
Многочисленные исследования процесса выветривания в большинстве случаев подтверждают первоначальный постулат Голдича [305], согласно которому для обычных минералов изверженных пород может быть установлен ряд «выветриваемости» (или «устойчивости к выветриванию». - Ред.) (табл. 1 1). Обратите внимание на то, что этот ряд напоминает реакционный ряд Боуэна, характеризующий процесс кристаллизации магматических пород из расплава. Обычно не составляет труда установить, что менее устойчивые в коре выветривания минералы - высокотемпературные, начальные температуры образования которых значительно отличаются от температур в приповерхностных условиях Земли. Тем не менее это не дает нам убедительного от-
Рнс. 1.3. Изменение минерального и химического составов в профиле выветривания миссисипского возраста (нижний карбон), развитом на гранодиоритах вблизи Боулдера, шт. Колорадо, США (по Уолстрому [839]).
Вышележащие осадки
17
Происхождение частиц осадочного материала
Таблица 1.1. Ряд «устойчивости к выветриванию» силикатных минералов изверженных пород Порядок расположения здесь минералов противоположен их порядку в реакционном ряду Боуэна, характеризующем кристаллизацию минералов из силикатных расплавов [305]
Оливин \ ^bi-J1t
\
Кальциевый плагиоклаз
^
Роговая обманка
Натриево-кальциевый плагиоклаз
Биотит Натриевый плагиоклаз
Кали\евый гполевой шпат
Мусковит
Кварц
вета на вопрос: «Почему некоторые минералы более стабильны?» Не проясняет этот вопрос и использование предложенного Райхе индекса потенциалов выветривания (WPI-Weathering potentials index) для пород и минералов, который представляет собой выраженное в процентах отношение
100 х (K2O + Na2O + CaO + MgO (SiO2 + Al2O3 + K2O + Na2O +
.
- H2O) моль
+ CaO + MgO - H2O) моль '
1 '
Малоустойчивые минералы и породы имеют высокий индекс, и наоборот (табл. 1.2). Индекс служит грубым ориентиром относительной устойчивости пород и минералов. Он основан на том, что щелочные и
Таблица 1.2. Индексы потенциалов выветривания (WPI) Райхе для некоторых силикатных минералов [144]
Минерал
Средний WPI Диапазон изменения WPI
Оливин
54
Авгит
39
Роговая обманка 36
Биотит
22
Лабрадор
20
Андезин
14
Олигоклаз
15
Альбит
13
Мусковит
10
Кварц
1
44-65 21—46 21-63
7-32 18-20
щелочноземельные элементы легче подвергаются выветриванию Помимо этого индекс мало что объясняет.
Интересная попытка объяснить относительную устойчивость минералов в зависимости от свойств их кристаллических структур была предпринята Келлером [435]. Он предположил, что порядок образования из магмы некоторых силикатных минералов частично обусловлен относительными силами связей различных катионов с кислородом. Такое предположение в значительной степени подтверждается расчетом суммарных сил связей между катионами и кислородом в минералах реакционного ряда Боуэна. Несомненно также, что минералы с относительно небольшим количеством связей Si-O являются неустойчивыми по сравнению с минералами, имеющими много таких связей. Это обусловлено тем, что большая сила связи стремится сохранить структуру кристалла независимо от нарушения других слабых связей вида катион-кислород. Например, связь M g - O относительно сильная, однако форстерит (Mg2SiO4) относится к числу наименее устойчивых минералов изверженных пород из-за того, что у него мало сильных связей Si-O. Поэтому наиболее устойчивыми являются минералы, состоящие исключительно из соединенных друг с другом тетраэдров кремнезема. Когда в кристаллической решетке присутствуют другие ионы, по-разному присоединенные к тетраэдрам кремнезема, минерал менее устойчив, поскольку эти ионы могут быть нейтрализованы полярными молекулами воды.
Подход Келлера приводит нас к понима-
нию фундаментальной термодинамической природы и дает возможность оценить устойчивость минералов. По существу, можно сказать, что характер изменения свободной энергии реакции позволяет определить, какая из двух возможных реакций будет иметь место. Изменение стандартной свободной энергии реакции представляет собой сумму свободных энергий образования (AG}) всех продуктов реакции минус сумму свободных энергий реагентов. Когда рассчитанные изменения свободной энергии отрицательны, реакции будут протекать самопроизвольно. Чем больше отрицательная величина изменения свобод-
2-91
18
Часть 1
ной энергии, тем более вероятным должно Таким образом,
быть протекание реакции. Кертис [183] взялся за решение пробле-
AG0r= (AGcyAl2Si2O5(OH)4 + AG}€a2 + ) -
мы устойчивости минералов при выветри- - (AGyCaAl2Si2O8 + AG°/2H" +
вании с точки зрения термодинамики и получил обнадеживающие положительные результаты. Для того чтобы определить устойчивость, мы должны написать конкрет-
+ AG07H2O) - (-904 + (-132,2)) - (-955,6 + О + (-56,7)) = - 1036,2 + + 1012,3 = -23,9 ккал- моль"1
ные уравнения химических реакций при вы-
ветривании, происходящих с «первичными» Этот результат показывает, что анортит
минералами изверженных и метаморфи- будет реагировать с ионами водорода в
ческих пород (табл 1 3) Эксперименталь- водных растворах, и в итоге образуется
ные значения величин стандартных свобод- глинистый минерал каолинит и ионы каль-
ных энергий образования возможных реа- ция Отрицательное значение изменения
гентов, а также продуктов реакций затем свободной энергии свидетельствует о том,
используются для расчета приведенных в что реакция протекает самопроизвольно
табл 1 3 свободных энергий (AGJ) Напри- Данные аналогичных расчетов для десяти
мер,
других силикатов изверженных пород при-
ведены в табл 1 3 Для ю ю чтобы упрос-
CaAl2Si2O8 + 2Н+ + H2O
тить сравнения между разными химичес-
анортит
в растворе вода
-Al2Si2O5(OH)4+ Ca2+ .
каолинит
в растворе
кими уравнениями, результаты расчетов,
(17)
полученные в ккал моль"1, следует затем перевести в ккал г атом-1 путем деления
Таблица 1.3. а) Уравнения выветривания, записанные в виде уравнений реакций распространенных породообразующих силикатных минералов с водной фазой [183]
1 Fe1SiO4 + 1Z2O2 - Fe,O3 + SiO2
2 Mg2SiO4 + 4Н+ - 2Mg2 + + 2 Н 2 0 + SiO2
3 MgSiO3 + 2 Н + -> Mg2 + + H2O + SiO2
4 CaMg(SiO3)2 + 4Н+
Mg2+ + C a 2 + + 2Н,0 + 2Sj02
5 Mg7Si8O22(OH)2 + 14Н+
7Mg-+ + SH2O + 8SiOa
6 Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 14Н^ - 5Mg2 ' + 2Са2 + + 8 Н , 0 + BSiO2
7 CaAI2Si2Oft + 2 Н + 4- H2O - AI2Si2O5(OH)4 + C a 2 '
8 2NaAISi3Oe + 2Н+ + H2O - AI2Si2O5(OH)4 + 4Si02 + 2Na+
9 2 K A I S i , 0 8 + 2 1 1 + + H 2 O - A I 2 S i 2 O 5 ( O F I ) 4 -u 4 S i O , + 2 К +
10 2KA!3Si3O10(OH)2 + 2 Н + + 3 H 2 0 ^ 2 К + + 3Al2Si205(OH)4
ft) Величины свободных жергий Гиббса для реакций выветривания I- 10, приведенных в габл 1 3 а
[183]
Минерал
Д(7 ккат мель 1
AG/ ккат г атом-1
I Оливин (фаялит) 2 Оливин (форстерит) 3 Пироксен (клиношсгатит) 4 Пироксен (лиопсид)
5 Амфибол (антофиллит) 6 Амфибол (тремолит) 7 Ca полевой шпат (аноршт) H Na полевой шпат (альбит) 9 К полевой шпат (микроклин) IO Слюда (мусковиО
-52,7 - 44,0 - 20,9 - 38,1 - 137,2 - 123,2 - 23,9 -23 I - 173
- 17,3
-- 6,58 -- 4,00 - 2,98 - 2 72 ~ 2,49 -2,24 - 1 32 -0,75 -0,32 - 0 ^2
19
Происхождение частиц осадочного материала
на число атомов в продуктах каждой реакции. Необходимость такой поправки определяется тем, что значение AG^ зависит от количества атомов в молекуле, а при сравнении сопоставляются количества энергии, высвобождаемые набором атомов, являющихся продуктами реакции. Окончательные результаты (табл 1 3,6) хорошо соответствуют данным, полученным при полевых исследованиях, подобных тем, о которых говорилось выше. Следует подчеркнуть, что все рассмотренные реакции включают в себя полное окисление, которое вполне возможно в наиболее хорошо дренируемых, но влажных горизонтах коры выветривания
Изложенные в настоящем разделе данные должны были бы привести нас к предположению, что кварц, мусковит и ортоклаз будут преобладать среди кластических минеральных компонентов, образующихся вследствие эрозии из выветрелых изверженных и метаморфических пород. Однако опыт подсказывает, что хотя кварц, несомненно, и является наиболее распространенным кластическим минералом, распространенность других первичных минералов весьма изменчива и зависит от ряда факторов, таких, как климат и тип выветривания, распространенность пород, содержащих те или иные минералы, твердость минералов, первоначальный размер их зерен, скорость осаждения и др. Важную роль играют также минералы, вновь образованные в процессе выветривания; они будут рассмотрены в следующем разделе.
ником ионов водорода служит диссоциация угольной кислоты, образующейся при раст-
ворении в воде углекислого газа
H2O + CO2^H2CO3
+ + HCO з,
(1.8)
так что высвобожденные щелочные и щелочноземельные элементы быстро образуют растворимые карбонаты или бикарбонаты, Например,
2KA1Si308 + H2CO3 + H 2 O -
ортоклаз
угольная вода
кислота
- K2CO3 + Al2Si2O5(OH)4 + 4Si02
карбонат
каолинит
крем-
калия
незем
(1 9)
(Кислая
среда)
или
4KMg2Fe(OH)2AlSi3O10 + HH2CO3 +
биотит
угольная
кислота
+ пН20 - 4КНСОэ + 8Mg(HC03)2 +
вода
бикарбонат бикарбонат
калия
магния
-I- 2Fe203 - JiH2O + 2Al2Si2Os (OH)4 +
гидратированная
каолинит
окись железа
+ 8Si02,
кремнезем
(ПО)
а также хорошо известная реакция, приводящая к химическому разрушению известняков .
CaCO3 + 2Н2С03 ^Ca(HCO3)2 + H2O +
кальцит угольная
бикарбонат
вода
кислота
кальция
1д. Продукты разрушения пород и вновь образованные минералы. Происходящие в процессе выветривания реакции окисления и гидролиза обычно приводят к высвобождению щелочных и щелочноземельных элементов (К, Na, Ca, Mg) и их переводу в раствор в виде гидратированных ионов, остаточными продуктами этих реакций являются кремнезем и алюмосиликаты. Железо со степенью окисления +2 теряет один электрон и переходит в устойчивую нерастворимую форму со степенью окисления + 3. Реакции, приведенные в табл 1.3, а, являются верными с точки зрения термодинамики, но в природе основным источ-
2»
+ CO2.
углекислый газ
Одной из наиболее важных групп вновь
образованных в коре выветривания мине-
ралов являются глинистые минералы. Ими может быть представлена основная часть
элювия (остаточного продукта выветрива-
ния). Глинистые минералы могут легко
переноситься к месту отложения, где в слу-
ч а е отсутствия
постседиментационных
преобразований (гл. 27, 28) они дают нам
ценную информацию об условиях выветривания. Каолинит образуется на кислой ста-
дии гумидного выветривания пород, обога-
20
Часть 1
щенных полевыми шпатами, посредством ры, посредством которых поступление со-
реакций, подобных приведенным выше лей может вызывать напряжения, приводя-
((19) и (1.10)). Иллит (гидратированный щие к разрушению породы, гидратация,
силикат калия и алюминия) образуется на разогрев и рост кристаллов [169, 311].
щелочной стадии выветривания полевых Последние два фактора, вероятно, наибо-
шпатов и слюд в случае, когда выщела- лее важны. Они действуют в пустынях и
чивания подвижных катионов, подобных прибрежных районах на всех широтах, где
калию, не происходит. Монтмориллонит концентрируются соли и где роса, прибреж-
(смешанослойный силикат) образуется на ный туман, морские брызги и обычные
щелочной стадии выветривания основных изверженных пород в условиях дефицита ионов K+ Ниже (разд. 1з) мы рассмотрим группы глинистых минералов.
осадки поставляют необходимую жидкую фазу Напряжения, возникающие за счет роста кристаллов, сильно зависят от пористости пород. Особенно велико их влияние в пористых осадочных породах, По
1е. Физическое выветривание. Две наиболее своей способности разрушать породы соли важные формы физического выветривания- неодинаковы. Наиболее акшвны в этом морозное и солевое выветривание В ходе отношении сульфаты натрия и магния Наобоих процессов при кристаллизации твер- пряжения, связанные с ростом кристаллов, дой фазы из раствора в мельчайших тре- отмечаются в извилистых трещинах, нахощинах возникают напряжения Морозное ходящихся под давлением. В незамкнутых выветривание частично является результа- пространствах, где соли кристаллизуются том аномального расширения и уменьше- вследствие испарения, не происходит изния плотности во время замерзания воды менения объема, и, следовательно, напря(раэд 1в) Увеличение объема примерно на жения не могут иметь места.
10% приводит к возникновению в неболь- В настоящее время полагают, что су-
ших трещинах напряжения растяжения, до- точные изменения температуры в пусты-
статочного для расщепления и расширения нях не могут приводить к расслоению по-
трещины Величины этих напряжений, воз- род, поскольку в многочисленных лабора-
никающих при простом расширении, могут торных экспериментах этот процесс не уда-
быть превзойдены в 10 раз в результате лось воспроизвести Расслоение относят за
дополнительных напряжений, обусловлен- счет отщепления частично выветрелого хи-
ных образованием скоплений параллель- мическим путем внешнего слоя породы,
ных игольчатых кристаллов льда, растущих причем выветривание нередко приурочено к
по нормали к замерзающей поверхности затененным поверхностям породы, где осо-
Если в небольшую трещину поступает новая порция воды, то напряжения, связанные с ростом кристаллов, ограничиваются только натяжением воды, которая «подтягивает» молекулы H2O к концам растущих кристаллов посредством капиллярных пленок Морозное выветривание наиболее действенно в тонких трещинках и расщелинах неправильной формы в условиях от умеренного до субарктического климата,
бенно сильно и длительно проявляется воздействие поверхностной влаги
Однако, несмотря на приведенные выше замечания относительно влияния физического выветривания, можно утверждать, что, по-видимому, на большей части поверхности Земли оно играет подчиненную роль по сравнению с химическим выветриванием
когда ежедневно чередуются таяние и замо- 1ж. Вынос осадочного материала. Можно
раживание. Иногда процесс ежедневного предположить, что твердые кластические
замораживания и оттаивания, и порой в зерна выносятся из разных районов по-
значительных масштабах, наблюдается в разному. Наиболее важными с геологи-
жарких пустынях, где зимние дожди и роса ческой точки зрения контролирующими
дают достаточное количес!во влаги
факторами являются климат, растительный.,
Р а н ь ш е солевое выветривание как в и д покров, литологический состав пород, а так*
выветривания резко недооценивалось. По- же рельеф. Однако возделывание земел£|
видимому, имеют место следующие факто- и вырубка лесов в прошлом и в настоя^
21
Происхождение частиц осадочного материала
идее время привели к значительным изменениям, особенно в низких широтах. Образовавшийся в результате химического и физического выветривания обломочный материал отделяется от обнажающейся на поверхности земли массивной породы со скоростью, зависящей от литологического состава этой породы, а также от эффективности процесса сноса. Последний контролируется главным образом количеством осадков Скорость транспортировки свободного обломочного материала естественными водотоками в речные системы затем контролируется характером поверхностных склонов и величиной стока осадков Осадочный материал, образовавшийся на поверхностных склонах водосборного бассей-
Рис. 1.4. а-взаимоотношение между средним годовым количеством атмосферных осадков и выносом осадочного материала (денудацией) (по Шумму [721]) с учетом обобщенного влияния сезонности по Уилсону [875], б - гипотетические связи между средним годовым количеством атмосферных осадков и выносом осадочного материала / - д о развития растительного покрова суши (досилурийское время), 2-появление при-
митивной растительности (силур-девон), 3 - появление цветковых растений и хвойных деревьев (карбонюра), 4-появление трав (поздний мел) (по Шумму [721])
(<ч
на, переносится речной системой со скоростью, зависящей от силы потока (разд Sr)
Увеличение поверхностного стока в случае водосборного бассейна заданного размера способствует увеличению объема поставляемого осадочного материала. Поверхностная растительность будет препятствовать этой тенденции. Аридные и семиаридные районы характеризуются небольшим растительным покровом. Возрастание роли травяного покрова и лесов с увеличением количества осадков будет способствовать резкому уменьшению количества сносимого поверхностным стоком со склонов выветрелого материала. Соотношение между этими двумя факторами показано на рис. 1 4 [486]. Увеличение количества осадков выше примерно 1000 мм может вызывать ослабление сдерживающего влияния растительного покрова, что приведет к постепенному увеличению выноса осадочного материала, особенно в условиях сезонного и муссонного климатов [875]. Важно отметить, что рис. 1.4 построен главным образом на основании данных по небольшим водосборным бассейнам центральной части США. Даже если в других районах абсолютное значение выноса осадочного материала иное, общая тенденция будет оставаться той же.
(6)
ИS н 200
200 400 600 800 1000 1200 Среднее годовое количество осадков, мм
0 200 400 600 800 1000 Среднее годовое количество осадков, мм
22
Часть 1
Можно предположить вслед за Шуммом [721], что в геологическом прошлом в докембрии и раннем палеозое (4500-400 млн. лет назад) из-за отсутствия на суше растительного покрова сдерживающее влияние последнего на увеличение выноса осадочного материала при возрастании поверхностного стока не проявлялось. Поэтому в целом поверхность Земли, по-видимому, вела себя подобно поверхности современных полузасушливых семиаридных районов. Прогрессировавшее уменьшение выноса осадочного материала во внутренних районах с годовым количеством осадков свыше 250 мм, видимо, определялось развитием хвойных лесов в раннем мезозое и, что самое важное, трав в раннем мелу (рис. 1 4).
Некоторые авторы предпринимали попытки построить мировые карты скоростей выноса осадочного материала. В своем замечательном исследовании Фурнье [274] приводит такую карту, составленную на основе эмпирического уравнения, полученного при допущении, что вынос осадочного материала является функцией количества осадков и рельефа. Он оперировал данными примерно по 80 отдельным водосборным бассейнам. На сходной карте, построенной Страховым (рис 1.5), виден максимальный вынос осадочного материала в тропических районах с периодами сезонных дождей. В направлении к экваториальным районам, где сезонные факторы отсутствуют, вынос
уменьшается. Уменьшение происходит и по направлению к аридным зонам (как жарким, так и холодным) с небольшим количеством осадков. Влияние рельефа отчетливо видно в районах Кордильер и Гималаев. Другие авторы отмечают, по существу, те же тенденции, однако они приводят величины выноса осадочного материала, отличающиеся более чем на порядок по абсолютным значениям Такое большое расхождение отражает большие трудности при отборе данных и при проведении подобного рода исследований. Особый интерес представляют карты, показывающие вынос твердого осадочного материала из бассейнов больших рек (рис. 1 5). Следует обратить внимание на то, что связь между размерами водосборных бассейнов и выносом осадочного ма гериала невелика Она зависит от множества других климатических, орографических и литологических факторов; сюда же следует добавить и очень важные антропогенные воздействия, являющиеся результатом сельскохозяйственной деятельности человека в течение нескольких тысячелетий
Рис. 1.5. Мировое распределение величины механической денудации, водосборные бассейны крупнейших рек и приблизительное значение разгрузки твердого материала, осаждающегося вблизи устьев рек (по Страхову [798] и Стоддарту [792])
\MAKKFH3H 1• • • .
f ,МИССИСИПИ,"'у
ДЕНУДАЦИЯ, T км"2
jОР1 ИHOKO I{ АМАЗОНКА
j 10-100 ] <10
Q 1040100250SOO1000 2000 = ТВЕРДЫЙ СТОК, МЛН.T-ГОД"1
23
Происхождение частиц осадочного материала
1з. Кластические частицы и идентификация является наибольшим в слабометаморфизоих источников. В пластическом осадочном ванных породах и наименьшим в сильномематериале среди зерен песчаной и алеврито- таморфизованных глубинных изверженных
вой размерностей (см. гл 4) наибольшим породах (рис 1.7). Нанося информацию об
распространением пользуются зерна квар- этих свойствах кварца на двойную трехком-
ца. Срезы отдельных кристаллических квар- понентную диаграмму, а также используя
цевых частиц при скрещенных николях могут иметь прямое или волнистое погасание
[ Io^lHK PMLTJI. 1ИЧСК(. ИЙ KllJpu
Недеформированный вулканический кварц имеет прямое погасание, в то время как кварц изверженных глубинных и метамор-
- 1 о,ишичныч KpiiCTiinj на зерно
> 7 V иеиикристалличе^кого
KBjpna)
фических пород имеет либо прямое, либо
волнистое погасание. Последнее является
следствием деформации кристаллической
решетки Недавно проведенные статистиче-
ские исследования [58] показали, что сред-
Кварц без волнистого
нее значение угла погасания частиц кварца погасшии
Кварц с волнистым £ ^ j погасанием
метаморфических пород больше 5°, тогда
как глубинных изверженных пород меньше
5° (рис. 1.6). Частицы кварца могут быть как
MOHO-, так и поликристаллическими Почти
все частицы кварца вулканического проис-
хождения относятся к монокристаллическо-
Поли кристаллический кварц
35
(> 3 единичных кристаллов на зерно,
Магматический кварц
30
( я = 335)
>25'/ поли кристаллического кварца)
Рис. 1.7. Трехкомпонентные диаграммы, по-
гU0 25
казывающие распределение отдельных типов кварца из различных пород 1 - хлоритовая и био-
1 20
титовая зона; 2-гранат и силлиманит; 3-гранулитовая зона, 4 - магматические граниты (незату-
hал s
\ Метаморфический кварц
шеванные значки - аномальные образцы) (по Басу и ДР [58])
IСО1 0
* 5
\
( л = 571)
данные изучения состава кварца известного происхождения в современных водотоках
ТчУтTW
для осадков первого цикла (т.е не подвер-
O-I 4 - 5 8-9 12-13 16-17 20-21 24-25 28-29 2-3 6-7 10-11 14-15 18-19 22-23 26-27 30-31
гавшихся переотложению) (разд. 1и), можно
Истинный угол волнистого погасания (в градусах)
получить полезный индикатор для опреде-
Рве. 1.6. Частотные кривые, показывающие рас- ления источника частиц (рис. 1.7)
пределение истинных углов волнистого погаса-
Полевошпатовые зерна представлены ще-
ния в зернах обломочного кварца глубинных лочными полевыми шпатами (ортоклазом,
и слабометаморфизованных пород. Обратите внимание на значительное перекрытие кривых Величины основаны на данных универсальных намерений (по Басу и др [58]).
микроклином), пертитом и плагиоклазом (от альбита до анортоклаза). Относительная распространенность частиц полевошпа-
товых минералов обычно отражает ряд
My типу. В глубинных изверженных породах устойчивости этих минералов к химическо-
Содержание поликристаллического кварца му выветриванию Микроклин широко рас-
_ минимально (рис. 1.7); оно возрастает в вы- пространен как в метаморфических поро-
<*>кометаморфизованных породах и дости- дах, так и в глубинных изверженных м а к с и м У м а в слабометаморфизо- породах. Состав плагиоклазов изменяется
jSSgjj*^ Точно так же количество монокри- в зависимости от химического состава глув поликристаллическом кварце бинных изверженных, а также метаморфиче-
24
Часть 1
ских пород. В водотоках с большими укло- метаморфизма последних сопровождается
нами, где часты сильные соударения частиц, уменьшением в них содержаний кальция
сдвоенные кристаллы (особенно в случае и магния, тогда как в кристаллической ре-
карлсбадского двойникования) имеют тен- шетке граната содержания железа и магния
денцию к разрушению вдоль плоскостей увеличиваются. Из других метаморфиче-
двойникования. Поэтому их количество рез- ских минералов в тяжелых фракциях встре-
ко уменьшается [641]. Сложные плагиокла- чаются ставролит, дистен и силлиманит. Хо-
зовые двойники в меньшей степени подвер- тя исследования тяжелых минералов
жены такому воздействию. Небольшое в настоящее время «немодны», их резуль-
содержание полевых шпатов во многих таты (когда они представлены в соответ-
пляжных песках (по сравнению с речными ствующей статистической форме) совместно
песками), по-видимому, отражает склон- с данными изучения палеотечений и палео-
ность частиц полевых шпатов к разруше- гидравлики, а также с данными фациально-
нию вследствие их раскалывания по тре- го анализа могут дать очень интересные ре-
щинам в области прибоя
конструкции древних речных бассейнов
Фрагменты пород полезно подразделить (рис 1 8) Однако следует ошегить, чш
на внутриформационНый и экзотический после захоронения в пределах пласта могут
типы. К внутриформационным фрагментам происходить растворение и переосаждение,
относятся преимущественно нетвердые которые приводят к изменению абсолютно-
обломки суглинка, вынесенные из илистых го и относительного состава ассоциаций тя-
пластов, к экзотическим-целая гамма фраг- желых минералов.
ментов изверженных, метаморфических Г л а в н ы м и глинистыми
минералами
и осадочных пород Более крупнокристал- являются каолинит, хлорит и смешано-
лические глубинные породы, сланцы слойные глинистые минералы Основная
и гнейсы обычно встречаются в виде более структура группы глинистых минералов ха-
крупных обломков гравийной размерности, рактеризуется чередованием октаэдриче-
распадающихся в процессе последующего выветривания или абразии на свои минеральные компоненты песчаной размерности К числу важных обломков более тонкой размерности относятся фрагменты кислых вулканитов, стекловатых туфов, кремней, аргиллитов и кварцитов
ских слоев гиббсита и тетраэдрических слоев кремнезема (рис. 1 9) Во многих глинистых минералах в обоих слоях происходит замещение ионов алюминия или кремния. Это приводит к дефициту зарядов, который компенсируется межслоевыми катионами.
Тяжелые минералы редко составляют бо- Каолинит образуется за счет полевых
лее 1% осадка или породы. Для исследова- шпатов на кислой стадии выветривания по-
ния их необходимо отделить от рыхлого средством реакций, подобных описанным
осадка или раздробленных пород, исполь- уравнениями (1.9) и (1.10). Структура каоли-
зуя тяжелые жидкости (с плотностью более нита проста и заключается в чередовании 2,8 г -см~3) (см. [146]). Среди тяжелых мине- слоев гиббсита и кремнезема. В структуре
ралов в наибольших количествах обычно каолинита отсутствуют межслоевые ка-
встречаются непрозрачные минералы маг- тионы, поскольку замещение кремния алю-
нетит и ильменит. Из прозрачных минера- минием незначительно (в одном случае из
лов неибольшим распространением пользуются твердые и устойчивые циркон, турмалин, рутил и гранат. Высокое содержание турмалина служит индикатором обогащенных бором плутонических питающих провинций Очень ценные данные в этом смысле могут дать современные методы определения абсолютного возраста по отношению 40Ar/39Ar в обломочном турмалине [27] Гранаты чаще всего встречаются в глинистых сланцах Увеличение степени
400). Каолинит составляет от 8 до 20% общего содержания глинистых минералов в современных океанских осадках и пользуется наибольшим распространением в осадочном материале, образовавшемся в процессе выветривания в тропическом климате низких широт (рис. 1.10).
Иллит находится в близком родстве с мусковитом, но отличается тем, что содержит больше кремния и меньше калия. В слоях кремнезема ионы Al3+ замещают
25
Происхождение частиц осадочного материала
ионы Si4+ в отношении 1 :7 Образующиеся при этом замещении свободные отрицательные заряды уравновешиваются ионами K+, которые связывают смежные «сандвичи» вида кремнезем-гиббсит-кремнезем (рис 1.9) Эти межслоевые ионы K+ препятствуют попаданию других катионов и молекул воды, обусловливая малую емкость обмена, ограничивающуюся лишь краями кристаллов. В некоторых почвах, подверженных выщелачиванию, могут содержаться деградированные иллиты, которые имеют меньше ионов K+, чем следует (их высокая способность поглощать ионы K+ находит применение в сельскохозяйственной практике для повышения плодородия почв). Иллит составляет от 26 до 55% общего содержания глинистых минералов в современных океанских осадках. Он наиболее распространен в районах, примыкающих к умеренным и полузасушливым континентальным областям (рис. 1 10).
Рнс. 1.8. Пример использования распределения фракций тяжелых минералов в палеогеографических реконструкциях; вельдские (нижний мел) фации Северо-Западной Европы. 1 - перенос обломочного материала, 2-суша, 3-обогащенные турмалином источники сноса, 4-флювиальная фация, 5-гранат, 6-ставролит, 7-дистен, 8-апатит, 9-амфибол, 10-пироксен (по П Аллену [26, 27])
Монтмориллонит принадлежит к группе смектитов В нем ион Mg2+ замещает ион Al3+ в слоях гиббсита в отношении 1 * 6 Могут осуществлять и дмигу, замещения, главным образом замещение иона Si4+ ионом Al3+, а также иона Al3+ ионом Fe2+. Образующиеся при таких замещениях свободные заряды частично компенсируются небольшим числом межслоевых катионов, обычно ионами Na+ или Ca2+. Между этими структурными слоями легко адсорбируется вода. Поскольку базальное расстояние равно 10-21 А, в его пределах могут поместиться 1-3 слоя воды. При нагревании до 100~200СС смектиты теряют межслоевую воду. Этот процесс обратим. Все смектиты обладают способностью к катионному обмену. Его основной причиной является несбалансированность зарядов в каркасообразующих слоях. В целом энергия замещения у ионов с большим зарядом выше, а их способность к замещению - меньше. Поэтому, например, ионы Ca2+ удерживаются более прочно. В современных океанских осадках количество монтмориллонита составляет 16-53% общего содержания глинистых минералов. Наибольшей распространенностью монтмориллонит пользуется в районах, где породы основного или среднего состава подвергаются субаэральному выветриванию или гальмиролизу (подводному выветриванию) в щелочных условиях морского дна Например, э ю материал, перено-
26
Часть 1
Октаэдрнческая
Тетраэдрич е екая
/
ч
AC в шестерной
Sl в четверной
координации
координации
L
ПА!
A49
Z ^ S l 3St I A t / , .
( \
L Каолинит
' Мусковит • ( - К +Н о + 5 1 - Ае=,иллит)
Катионы + Н, О
5
Монтмориллонит
Ms(OHO)66
5 < Хлорит
в высоких широтах, особенно в районах, подверженных влиянию ледников (рис. 1 10). В современных океанских осадках количество хлорита находится в пределах 10-18% от общего содержания глинистых минералов.
К с мешаное дойным г л и н и с т ы м м и н е р а -
лам относятся минералы, в кристалличе-
ской структуре которых различные слои че-
редуются друг с другом. Это чередование
может быть регулярным или нерегулярным.
Среди значительного числа разных видов
смешанослойных минералов наиболее
важными с точки зрения седиментологии
являются
иллит-монтмориллонитовые
типы.
Вкратце подчеркнем, что все глинистые
минералы в процессе диагенеза и захороне-
ния претерпевают существенные изменения.
Поэтому представление о том, что характер
глинистых пород в «летописи» геологиче-
ских событий будет отражать состав све-
жеотложенных глин (гл 28), является заблу-
ждением
"Г Правильное чередование
1 Беспорядочное расположение
(Схема смешанослойных минералов • 1 - слюда, 2- монтмориллонит)
Рис. 1.9. Схематическое представление структур основных глинистых минералов (по Петтиджону и др. [635]) Обсуждение см в тексте
симый в южную часть Тихого океана или встречающийся вдоль срединно-океанических хребтов (рис 1.10).
Хлорит имеет сложную структуру, включающую «сандвичи» из слоев талька между слоями кремнезема, чередующиеся с «сандвичами», состоящими из слоев талька между слоями брусита (рис. 1.9). В незначительной степени в хлорите происходит замещение ионов Si4+ и Fe2+ ионами Al3+ и ионов Mg2+ ионами AI3+. Легкость окисления иона Fe2+ в слоях брусита означает, что хлорит может встречаться только в тех корах выветривания, где химическое выветривание происходит в сильно восстановительных условиях или процесс выветривания не идет. Распространение хлорита в современных океанских осадках, таким образом, отражает условия его сохранности. Поэтому минерал наиболее обычен
1и. Источники осадочного материала, дифференциация и тектоника плит. Кластические осадочные зерна, образовавшиеся из метаморфических или изверженных пород в районах, удаленных от прибрежной полосы,
м о ж н о н а з в а т ь зернами первого цикла. В п о с -
ледствии, после повторения геологического цикла отложения, литификации (гл. 28) и подъема, эти зерна уже сами по себе могут входить в состав пород районов, удаленных
о т п р и б р е ж н о й п о л о с ы . Зерна
второго
цикла, по-видимому, образуются в результа-
те эрозии этих пород и т. д В процессе ка-
ждого цикла отложения, диагенеза, подъема
и выветривания зерна должны становиться
более мелкими, более окатанными; при
этом увеличивается количество зерен квар-
ца (при этом роль поликристаллического
кварца уменьшается) и уменьшается количе-
ство зерен неустойчивых тяжелых минера-
лов.
Иными словами, любые отложения вследствие таких процессов становятся все более «зрелыми». При палеогеографических реконструкциях обычной ошибкой является предположение, что кластические осадки состоят из зерен первого цикла, в действительности это случается редко.
27
Происхождение частиц осадочного материала
Несмотря на указанное предостережение и наличие во многих кластических отложениях зерен разных циклов, ясно, что на состав кластических отложений сильное влияние может оказывать взаиморасположение континентальных окраин и океанских бассейнов, регулируемое тектоникой плит. Таким путем мы можем сравнить устойчивые кристаллические и древние осадочные питающие провинции типичных пассивных (Атлантический тип) континентальных окраин с вулканическими активными областями сноса активных (Андский тип) континентальных окраин. Используя точные статистические методы, Валлони и Мейнард [835] подразделили глубоководные пески на основе средних процентных содержаний в них кварца (Q), полевых шпатов (F) и обломков пород (R), определяющихся влиянием тектоники плит При этом выделились следующие минеральные ассоциации а) пески пассивных континентальных окраин, имеющие состав (^62^26^12; пес"
Рис. 1.10. Карты, показывающие распределение высоких содержаний различных глинистых минералов в поверхностном слое донных осадков океанов (по Гриффину и др [318]) Содержания даны в процентах от суммы глинистых минералов Обсуждение см в тексте
ки активных континентальных окраин или зон субдукции с составом Q10FS3-R31; в) пески зон горизонтального смещения с составом 2з4^39^27; г) пески тыловых дуговых бассейнов, имеющие состав 620^29^51» Д) пески преддуговых бассейнов с составом S8F17K75.
Для распознавания обстановки седиментации важнейшими характеристиками являются количество и тип обломков пород, а также тип полевых шпатов
1к. Выводы. Кластические минеральные зерна и обломки пород образуются из изверженных, метаморфических и ранее образовавшихся осадочных пород в процессе физического выветривания, а также в ходе реакций окисления и гидролиза, протекающих при химическом выветривании. Минеральный состав и объем кластических частиц, образующихся в местах «подготовки» осадочного материала, зависят от ряда факторов* геологии областей сноса, рельефа, климата, площади водосбора, а также состояния растительного покрова. Кластические зерна могут в некоторой степени свидетельствовать о месте своего образования, однако при таком анализе возникают трудности, обусловленные переработкой осадочного материала в процессе последовательных геологических циклов и диагенетических изменений (см. гл. 28).
Каолинит > 20%
(б) Монтмориллонит >50%
28
Часть 1
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Необходимый элементарный курс физической химии, охватывающий вопросы, рассмотренные в этой и последующих главах, имеется в книге Краускопфа [475]. Более углубленно конкретные проблемы геохимии осадочных пород рассматриваются в работе Бернера [74]
Вспомогательный материал, касающийся идентификации частиц пород, можно найти в больг шинстве петрологических руководств. Среди них
назовем книги Keppa [447], Петтиджона [633], Петгиджона и др [635]. Необходимые сведения по минералогии глин имеются в книге Грима [320] Методические стороны петрографических исследований рассматриваются Карвером [146].
Освещение вопросов, касающихся источников частиц осадочного материала, мультицикличности, подготовки осадочного материала к переносу и многих других, можно найти в прекрасной книге Фолка [270], хотя изложенные в ней тектонические концепции не связаны с современной тектоникой плит
2
Происхождение зерен карбоната кальция
2а. Введение. В отличие от рассмотренных в предыдущей главе обломочных или кластических зерен частицы карбоната кальция обычно образуются в самом водоеме осаждения и, как правило, имеют морское происхождение. Происхождение и значение карбонатных зерен невозможно понять без некоторых предварительных знаний физической химии CaCO3 в растворах. Поэтому после краткого описания общих черт распределения современных морских карбонатных осадков мы рассмотрим химический состав морской воды, главные карбонатные минералы, а также некоторые из проблем, касающихся осаждения CaCO3.
26. Современные морские карбонатные осадки. На рис. Zl видно, что карбонатные осадки имеют очень широкое распространение. Можно выделить три группы карбонатных осадков:
б) Шельфовые карбонаты субтропической
и тропической зон Некоторые из более тщательно исследованных районов указаны на рис. 21. Среди карбонатов преобладают биогенные, однако в ряде мест важную роль играет неорганически осажденный (хемогенный) CaCO3.
в) Шельфовые карбонаты умеренных зон
распространены более широко, чем порой считается, и являются сугубо биогенными.
Помимо этих морских карбонатов карбонатные частицы встречаются во многих пресноводных озерах и в озерах с повышенной соленостью. Из картины распределения карбонатных осадков можно видеть (в самых общих чертах), что концентрация CaCO3 убывает в главных областях отложения кластических частиц, а также (за счет растворения CaCO3) в глубоководных районах океана.
а ) Океанические биогенные
пелагические
карбонаты Широко распространены в океа- 2в Состав пресных и морских вод. При
нах (за исключением северной части Тихого сопоставлении средних составов речных и
океана, Арктики и Антарктиды), где они морских вод (табл. 2.1) выявляются некото-
приурочены к системе срединно-океаниче- рые интересные факты.
ских хребтов и районам апвеллинга (гл. 24, а) Концентрация растворенных солей в
26) Эти биогенные карбонатные илы нака- морских водах примерно в 300 раз боль-
пливаются на глубинах, не превышающих ше, чем в пресных.
3,5-5 км.
б) Концентрации растворенных катионов
29
Происхождение частиц осадочного материала
в морских водах убывают в следующем порядке Na+, Mg2+ , Ca2+ , K + , растворенных анионов-Cl", SOl", HCO 3. Соответствующие ряды в пресных водах имеют вид Ca2+, Na+, Mg2+ и HCO3, SOj",
Cl".
Вследствие того что соотношения растворенных солей различны, можно считать, что морская вода не является просто концентрированной речной водой. Следовательно, морская вода должна образовываться как за счет испарения, так и за счет химико-биологической дифференциации речной воды. Например, в солевом остатке речной воды концентрация Ca2 +
Рис. 2.1. Карта, показывающая картину распределения CaCO3 в донных осадках океанов и морей Обратите внимание на приуроченность обогащенных CaCO3 осадков к флангам и осевым зонам системы срединно-океанических хребтов, а также на распространение мелководных карбонатов платформенного типа (по Бреккеру [125J и источникам, на которые имеются ссылки там же).
во много раз больше, чем в солевом остатке морской воды. Это, по-видимому, отражает ту относительную легкость, с которой Ca2+ выводится из морской воды под действием биологического и в меньшей степени химического осаждения по сравнению с тремя другими главными катионами: Na+, K+ и Mg2+ .
Указанные сведения подводят нас к теме дискуссии огромной важности: претерпевает химический состав океанских вод изменения во времени или нет? Можно доказать, что по соотношению основных компонентов в солевом остатке первичная океанская вода была, по-видимому, ближе к современным речным водам. Это обусловлено тем, что основным процессом химической дифференциации, действующим в настоящее время, является биологическое выведение CaCO3 в твердые части скелетов живых организмов. Такое выведение ускорилось начиная с раннего кембрия и, по-видимому, достигло максимальной скорости лишь в мезозое по мере эволюции очень распространенной пелагической карбонат-
30
Часть 1
Таблица 2.1. Средний химический состав морских и речных вод, по Свердрупу и др. [В04], Ливингстону [510], Гаррелсу и Томпсону [291]
Концентрация, г моль л - 1
Морская вола
Na + K + Ca2 + Mg2 +
ClSO2"
HCO3рН
Ионная сила
0,47 1,0 10" 2 UO 1 0 " 2 5,4 10" 2
0,55 3,8 IO"2 1,8 I O " 3 7,9
0,65
Место в ряду
(2) (5) (5) (3) (1) (4) (6)
Речная вода
2,7 10~ 4 5,9 1 0 ~ 5 3,8 Ю " 4 1,7 I O " 4 2,2 IO"4 1,2 10 4 9,55 IO"4 ~ 7 0,002
Место в ряду
(3) (7) (2) (5) (4) (6) (0
М. .орская вод; Речная вола
1740 170 26 318
2500 317 1,9
ной микрофауны и флоры. Поэтому, воз- много раз выше Ионы морской воды
можно, в течение геологического времени вместе с полярными молекулами H2O имеотношение Mg : Ca в океанской воде посте- ют тенденцию группироваться вокруг пропенно увеличивалось [700] от такой незна- тивоположно заряженных ионов Ca2+ и
чительной величины, как 0,25 (отношение CO3 ~ и препятствовать объединению этих в пресных водах), до своего современно- ионов, приводящему к осаждению карбо-
го значения, равного примерно 5. Этот ната кальция Другими словами, раство-
процесс, видимо, оказывал глубокое влия- римость CaCO3 в морской воде возрастает. ние на минеральный состав карбонатных Чем выше заряд указанных ионов-«загряз-
осадков, поскольку, как мы увидим даль- нителей», тем больше эффект. Вследствие
ше, при высокой величине отношения о б р а з о в а н и я комплексных ионов и ионных
Mg: Ca в морской воде наблюдается тен- пар растворы, подобные морской воде, на-
денция к преимущественному осаждению зывают растворами с большой ионной си-
арагонита вместо кальцита.
лой Морская вода имеет ионную силу
Подводя некоторый итог рассмотрению около 0,7, тогда как пресная вода-поряд-
замечательных свойств морской воды, ка 0,002. Вследствие такой разницы в ион-
можно отметить, что она является также ных силах растворимость CaCO3 в морской
хорошим буферным раствором с большой воде намного выше, чем в пресной (более
ионной силой. Под словами «хороший бу- подробно см. в работе [475]).
ферный раствор» подразумевается то, что
раствор содержит компоненты, которые 2г. Главные карбонатные минералы. Карбо-
осуществляют «бдительный контроль» за нат кальция существует в двух минераль-
изменением величины рН. Поверхностная ных формах-в виде кальцита и араго-
морская вода имеет величину рН, равную нита Как кальцит, так и арагонит могут
7,8 — 8,3. В следующих разделах этой гла- образоваться вследствие осаждения абио-
вы будут рассмотрены некоторые из хими- генным путем или посредством биологи-
ческих реакций, которые поддерживают ческого секретирования в твердых частях
постоянным рН среды. Вкратце поговорим многочисленных организмов. Из пресных
об ионной силе Растворимость карбоната вод арагонит не осаждается Свойства
кальция в чистой воде может быть рассчитана на основе термодинамических данных Однако обнаружено, что в растворе, подобном морской воде, в котором в больших количес1вах присутствуют другие ионы, растворимость карбоната кальция во
обоих минералов приведены в табл. 22. В условиях поверхности Земли арагонит является метастабильным, будучи карбонатом, находящимся в равновесном состоянии при высоких давлениях, что обнаруживается в фации метаморфизма голубых
31
Происхождение частиц осадочного материала
Таблица 2.2. Произведения растворимости (К) Если арагонит является абиогенно осаж-
и произведения активностей ионов (IAP) для кальцита, доломита и арагонита в морской воде при 25°С Произведения растворимости для кальцита и арагонита-по Бернеру [74], для доломита-по Хсю [389] IAP для CaCO3 -приблизительное среднее значение для поверхностной морской воды при 25°С по Бер-
денной фазой, то его кристаллическая решетка не может присоединять ион Mg2 + , хотя в некоторых случаях арагонит коралловых скелетов может содержать около 0,001% Mg2+ Арагонитовые решетки могут присоединять стронций до максимальных
неру [74], IAP для доломита-по Хсю [389] концентраций около 1% Форма кристаллов
Обратите внимание на то, что поверхностная арагонита в химически осажденных и в
морская вода является пересыщенной относи- некоторых биогенных фазах (карбонатные
тельно всех главных карбонатных минералов водоросли) обычно волокнистая, тогда как
кристаллы кальцита могут иметь волок-
Минерал
Кальцит Арагонит Доломит
К
IAP
I 4,0 IO"9 L35 IO"8
6,3 IO"9 J (CaCO3) 1,0 IO"17 1,0 IO"15
IAP/K
3,4 2,1 - !00
нисто-ромбовидную форму или форму «собачьих зубов» (скаленоэдрическую).
Двойной карбонат доломит, CaMg(CO3)2, в основном является диагенетическим минералом (гл. 29) Ион Mg2+ может замещаться ионом Fe2+ в ряду твердых раство-
ров доломит-анкерит, (CaMg0i75Fe0i2S) сланцев. Многие из проблем диагенеза кар- (CO3)2 Чистые железисто-кальциевые карбонатов касаются временных и химических бонаты в природе неизвестны Кристалли-
ограничений преобразования арагонита в ческая решетка доломита в высокой степе-
кальцит и растворения арагонита (гл 29). ни упорядочена В ней чередуются слои
Важным следствием сходства величин катионов и групп CO3", в которых катионзарядов и радиусов ионов Ca2+ и Mg2+, ные слои попеременно представлены ионаа также характера структуры кристалличе- ми Ca2+ и Mg2+ (см рис. 29 13).
ской решетки кальцита является то, что в Современные мелководные тропические
кальците возможно широкое замещение и субтропические отложения карбоната иона Ca2+ ионом Mg2+ Поэтому правиль- кальция сложены преимущественно араго-
нее записывать формулу кальцита в виде нитом и высокомагнезиальным кальцитом,
(Ca1-JtMgx)CO3, где х обычно находится тогда как мелководные карбонаты умерен-
в пределах 0,01-0,25, никогда не превы- ных широт представлены главным образом
шая значений около 0,4 Кальциты с со- кальцитом.
держанием MgCO3 более 5% известны как Распознаванию карбонатных минералов
высокомагнезиальные кальциты. С о д е р ж а -
ние магния в некоторых твердых частях организмов, по-видимому, связано с температурой; в более теплых водах Mg содержится больше. Ионы Ca2+ могут также замещаться небольшим количеством ионов Fe2+ (до нескольких тысяч частей на мил-
значительно способствуют методы окрашивания в шлифах и образцах Таким путем можно различить кальцит, железистый кальцит, высокомагнезиальный кальцит, арагонит, доломит и железистый доломит (приложение 2.1).
лион), что при низких значениях Eh приво- 2д. Хемогенное осаждение карбонатов. От-
дит к о б р а з о в а н и ю железистых кальци-
тов. Замещение ионов Ca2+ следовыми количествами ионов Mn4+ вызывает свечение кальцита под действием бомбардировки катодными лучами Если привнос ионов Mn4+ при кристаллизации кальцита изменяется во времени, то исследование люминесценции позволяет обнаружить индикаторные зоны роста, которые в стратиграфических разрезах зачастую можно закар-
личительная особенность поверхностной морской воды - пересыщение в отношении арагонита, кальцита и доломита (табл. 2.2) Тем не менее осаждение CaCO3 абиогенным путем ограничено лишь несколькими тропическими и субтропическими районами, где оно количественно менее важно по сравнению с биогенным осаждением CaCO3. Хотя морская вода и пересыщена в отношении арагонита, кальцита и доло-
тировать.
мита, непосредственно из нее осаждается
32
Часть 1
только первый минерал этой группы {ис-
ключение составляет область биогенети-
ческих поровых вод).
Осаждение CaCO3 определяется следующими реакциями:
H2O
вода
+ CO2
двуокись JJi углерода
CaCO3 + H 2 C O 3 ^ C a 2 + + 2НСО~3. (2 1)
карбонат угольная ион
бикарбонат-
6,5
7,0
кальция
кальция ион
Величина рН, характерная для поверхностной i морской воды
Эти реакции показывают, что осаждению благоприятствуют процессы, уменьшающие содержание в растворе CO2 (т. е. уменьшающие парциальное давление Pco)Такими процессами могут быть нагревание или органический фотосинтез В морской воде большая часть CO2 находится в форме аниона HCO^, образующегося в результате реакций
CO2 + H 2 O ^ H 2 C O 3 ,
(2.2)
H2CO3-H+ + HCO3,
(2.3)
H+ -г C O i - ^ H C O 3 .
(2.4)
Увеличение щелочности влечет за собой увеличение содержания CO3- за счет реакции
H O T3 + ОН" ^ c o r + H2O- (2.5)
Из уравнений (2.3) и (2.4) видно, что угольная кислота диссоциирует ступенчато, по-
этому константа диссоциации К д л я каж-
дой из реакций может быть написана в виде
[Н+][НСО-3] ^ [H2CO3]
(2 6)
[H+Hcon [НСО-э]
=_ K2=
1(Г
(2.7)
Поэтому в ходе реакции (2.3) образуется более кислый раствор, однако эта кислота довольно слабая. При обычном значении рН в пределах 8,1-8,3 морская вода содержит как ион HCO3, так и большое количество недиссоциированных молекул H2CO3, а также немного ионов C O 3 (рис. 2.2). Два первых компонента являются главными составными частями буферной системы морской воды. Увеличению ее кислотности препятствуют прямая (идущая слева направо) реакция (2.4) и обратная
Рис. 2.2. Изменение соотношения компонентов щелочности морской воды в зависимости от рН. См. в тексте реакции (2 2)-(2 5) (по Клауду [157]).
(идущая справа налево) реакция (2.3). Кроме того, как буфер будет действовать и находящийся в контакте с морской водой нерастворенный CaCO3 в реакции
CaCO3 + H+ ^±Са2+ + HCO 3,
(2 8)
т.е. в случае увеличения кислотности будет растворяться большее количество карбоната кальция.
Увеличению щелочности морской воды будут препятствовать также прямая реакция (2.5) и осаждение CaCO3 в ходе реакции
Ca2+ + HCOl + ОН" ^CaCO3 + H2O. (2.9)
Сказанное выше объясняет хорошие буферные свойства морской воды. Воды суши с малой щелочностью, наоборот, обладают очень слабыми буферными свойствами.
Отложения карбоната кальция, происхождение которых, по мнению некоторых исследователей, связано с абиогенным осаждением, обнаружены в нескольких местах, особенно в районе Багамских островов, в Персидском заливе и в Мертвом море. Во всех случаях его минеральной формой является арагонит, кристаллы которого размером несколько микрон имеют характерную игольчатую форму В Мертвом море случаи массового осаждения связывают с развитием призрачных вайтингов~ больших неправильной формы белесых пятен арагонитовой взвеси, внезапно появляющихся в поверхностных водах. Вайтинги Мертвого моря [605] сопровождаются немедленным уменьшением кон-
33
Происхождение частиц осадочного материала
центрации HCOJ в водной массе, что свидетельствует об осаждении CaCO3 посредством указанной выше обратной реакции (2.1). Химические данные по Персидскому заливу отсутствуют, однако размер и природа вайтингов, по-видимому, указывают на абиогенное выделение карбонатного материала Причиной вайтингов было увеличение потребления CO2 во время периодического цветения диатомовых водорослей. Однако при этом возникает новая проблема, связанная с полным отсутствием сохранившегося арагонита в донных осадках открытой части Персидского залива (гл. 23).
Изменение химического состава холодных вод Атлантики во время их прохождения над обширными мелководьями Ба-
гамских банок, где вода нагревается, наглядно иллюстрируется рис. 2.3 Обратите внимание на увеличение солености и уменьшение концентрации карбоната кальция (свидетельствующее о его осаждении) в направлении от Флоридского пролива через Большую Багамскую банку Отметьте также приуроченность вайтинга именно к району таких изменений химического состава воды. Скорость выведения CaCO3 определяется путем деления дефицита CaCO3 на среднее время пребывания на банках единичных объемов воды. Первоначально среднее время пребывания было рассчитано на основании данных о поступлении из атмосферы изотопа 14C, образовавшегося при атомных взрывах [126]. Средняя скорость осаждения
Рис. 2.3. а, б-карты, на которых показано среднее время пребывания океанской воды на платформе Багамских банок, типичные величины солености и рассчитанные скорости осаждения
и 3 ' в ~ с в я з ь между произведением активностей и временем пребывания воды Уменьшение пересыщенности (характерной для океанских вод) приблизительно до насыщения с увеличением времени пребывания отчетливо указывает на [126jTHH°e о с а ж д е н и е ( п о Бреккеру и Такахаси
2,0 (в, '
'
Открытый океан
/о
О
OO
I
1
Л- •
\ °
1.2 -
N. о
-
— о
0,8
I
I
I
I
I
IOO
200
Время пребывания, сут
34
Часть 1
CaCO3, полученная таким путем, соста- в) Растворенный ион Mg2 + сильно превляет около 50 мг - см""2 • год " 1. Высказы- пятс1вуе1 осаждению кальцита.
валось предположение, что такие измене- г) Кальцит, осажденный из морской во-
ния химизма свидетельствуют о некотором ды на чистых кальцитовых зернах, содер-
абиогенном накоплении CaCO3 в этом жит 7-10% MgCO3 в составе нароста вы-
районе (вероятно, до 50% всего CaCO3). сокомагнезиального кальцита.
Однако здесь возникают трудности, свя- д) В «морской воде», лишенной части занные с тем, что содержание 14C в араго- Mg2 + , при содержании Mg менее 5% от ните, отобранном в вайтингах, не соответ- его нормальной концентрации ион Mg2 +
ствует его концентрации в обогащенных не препятствует в ощутимой мере осажде14C поверхностных водах, из которых оса- нию внесенной в раствор кальцитовой ждался этот минерал. Содержание 14C взвеси. Поэтому низкомагнезиальный
в арагоните вайтингов было идентично об- кальцит может быть устойчивым в пресно-
наруженному в арагонитах со дна лагун водных условиях.
Из этого следует, что вайтинги в рассматриваемом районе должны в значительной мере отражать периодические эпизоды
вторичного перехода арагонита во взвешен-
ное состояние. В разд. 2ж будет рассмотрен вопрос о биогенной природе большей части арагонита в современных Багамских лагунах
Можно привести две гипотезы, объясняющие такое воздействие ионов Mg2 + на осаждение кальцита. Согласно первой, ионы Mg2 + действуют как поверхностный «яд», который сдерживает кристаллизацию. Это может происходить из-за того, что ионы Mg2+ сильнее гидратируются полярными молекулами воды по сравне-
Выше уже отмечалось, что хотя морская нию с ионами Ca2 + . Процесс дегидратавода и заметно пересыщена в отношении ции ионов Mg2+ требует большей термоди-
арагонита, кальцита и доломита, лишь намической работы, чем процесс дегидратапервый из этих минералов, по-видимому, ции ионов Ca2 + , необходимых для роста
осаждается непосредственно из морской кристаллических решеток арагонита [63,
воды. Почему же это происходит?
508]. Ионы Mg2+ не оказывают влияния на
В результате многочисленных экспери- образование кристаллических решеток ара-
ментальных и теоретических исследований гонита из-за особенностей структуры этого
установлено, что ионы Mg2 + сдерживают минерала Рост же кристаллов кальцита
рост кристаллов кальцйта. Очень тщатель- затрудняется адсорбцией сильно гидратироное лабораторное изучение осаждения кар- ванных ионов Mg2+ На кристаллах ара-
бонатных минералов [75, 78] показало сле-
дующее (рис. 24):
а) Изменение Pco2 (при фиксированных Рис. 2.4. Соотношение между скоростями спрозначениях пересыщения) не оказывает су- воцированного затравкой осаждения (в условных
щественного влияния на скорость выпаде- единицах) и степенью пересыщения кальцита (а)
ния из раствора кальцита или арагонита. б) Растворенный ион Mg2 + в морской
воде не влияет на осаждение внесенной
и арагонита (б) в морской воде и в «морской во-
де», лишенной магния. Все скорости начальные - I g ^ c o j = 1,51, T=IS0C (по Бернеру [75]) Обратите внимание на замедление осаждения
в раствор арагонитовой взвеси.
кальцита в морской воде
(а)
20 Морская вода, лишенная0
магния
° Морская вода.
8. ю
0,2 0,4 0,6 Логарифм степени
перенасыщенности кальцитом
0,2 0,4
0,6
Логарифм степени
перенасыщенности арагонитом
35
Происхождение частиц осадочного материала
гонита такая адсорбция не происходит. Вторая гипотеза предполагает, что вхо-
ждение ионов Mg2 + в кристаллическую решетку кальцита, обусловливая рост высокомагнезиального кальцита, одновременно служит причиной заметного увеличения растворимости магнезиального кальцита по сравнению с растворимостью арагонита. Поэтому арагонит является более предпочтительным продуктом кристаллизации. В действительности же чистый кальцит менее растворим, чем арагонит (табл 2.2) Влияние увеличения содержания магния на свободные энергии образования кальцита и, следовательно, на растворимость показано на рис. 2 5
Можно привести доводы в пользу того, что если отношение Mg • Ca в морской воде (разд. 2в) в геологическом прошлом было намного меньше, чем в настоящее время, то тогда, по-видимому, должен был осаждаться только кальцит Это обусловлено тем, что при таких условиях не мог существовать механизм задержки осаждения кальцита ионами магния Хотя трудно привести подтверждающие данные, однако в последнее время ряд авторов, исходя из результатов исследования структур некоторых древних домеловых оолитов (гл. 29),
I
1
I
-
XO-
-
_
-
Измеренная о Рассчитанная
.. I
I
I
CflCO3
(Ca0i8MB0i2)CO3
Мольная доля Mr CO3 в твердом растворе
Рис. 2.5. Соотношение между стандартной энергией образования магнезиального кальцита (AG/-) и мольной долей MgCO3 в твердом растворе Присутствие магния увеличивает растворимость В результате минимальная степень пересыщения, необходимая для начала осаждения кальцита из морской воды, становится намного выше степени пересыщения, существующей в открытом океане (по Пламмеру и Маккензи [642] и Бернеру [75])
з*
склонны высказываться в поддержку этой гипотезы [700].
Отсутствие осаждения доломита в морской воде, очевидно, также является следствием действия механизма, препятствующего такой реакции. Это обусловлено тем, что из морской воды известного нам состава доломит должен был бы осаждаться первым ([389]; см также гл 29) Очень высокая степень упорядоченности кристаллической решетки доломита, по-видимому, служит причиной исключительно медленного образования ядер кристаллизации и малых скоростей роста кристаллов. Попытки осаждения доломита в лабораторных условиях привели к образованию менее упорядоченных и метастабильных магнезиальных кальцитов, имеющих химический состав доломита; они известны под названием протодоломитов. Действие поверхностного «яда», когда гидратированные ионы Mg2+ окружают растущие слои Ca2 + крохотных ядер доломита, может сильно препятствовать росту кристаллов так же, как и при описанном выше механизме, мешающем росту кристаллов кальцита.
В завершение краткого обсуждения причин, вызывающих преимущественное химическое осаждение из морской воды арагонита, необходимо подчеркнуть, что как кальцит, так и доломит вследствие различных причин могут образовываться в условиях диагенетических поровых вод, что будет рассмотрено ниже (гл. 29). Здесь же мы коснулись лишь проблемы свободного
химического осаждения карбонатов из мор-
ской воды.
Последний вопрос касается причин пересыщения многих поверхностных морских вод относительно арагонита, несмотря на то что абиогенное осаждение этого минерала наблюдается сравнительно редко. Согласно современным представлениям, этот эффект, по-видимому, является следствием влияния органических компонентов, обнаруживаемых в гуминовых кислотах и фульвокислотах, или фосфатов, которые покрывают в океане все потенциальные ядра взвешенных частиц органическим фосфатным монослоем, предотвращая таким образом кристаллизацию при нормальных концентрациях в морской воде [78] Эти
36
Часть 1
органические монослои содержат органо- у первоначально арагонитовой раковины
карбонатные ассоциации между карбо- после диагенетического растворения
натными и органическими компонентами, и переосаждения кальцита первичная
такими, как аминокислоты, жирные кис- структура полностью разрушилась. Одна-
лоты и жирные спирты. Если иметь в виду ко следует подчеркнуть, что при опреде-
этот контроль, то в настоящее время нель- ленной практике и упорстве при определе-
зя с определенностью сказать, каким обра- нии фауны в шлифах можно творить
зом осуществляется осаждение в таких чудеса. Биостратиграфическое расчленение
районах, как Большая Багамская банка, карбона, например, все в большей и боль-
Персидский залив и Мертвое море шей мере основывается на идентификации Сходные оболочки органических веществ видов фораминифер в шлифах!
покрывают арагонит в карбонате скелетов, Организмы могут образовывать свои
предохраняя их таким образом от раство- твердые карбонатные скелеты из арагони-
рения. В том случае, если в процессе диаге- та, низкомагнезиального и высокомагне-
неза защитные органические оболочки зиального кальцита. Некоторые из них
окисляются и перестают существовать, имеют полиминеральные раковины При-
арагонит становится доступным для рас- чины секретирования определенных мине-
творения
ралов отдельными группами организмов
неизвестны Различный химический и ми-
2е. Ьио1 снные карбонатные зерна. Преобла- неральный составы карбонатов твердых
дающая часть карбонатных частиц обра- скелетов отчетливо определяют присущий
зуется из твердых частей скелетов беспо- последним химико-минералогический по-
звоночных известковых организмов. По- тенциал сохранности.
этому локальное биотическое сообщество Характер скелетных карбонатных частиц,
будет приводить к характерному скопле- образовавшихся в конкретных условиях
нию на дне карбонатных обломков отмер- среды (например, в условиях рифов, зали-
ших организмов. Степень сходства между ваемых приливами отмелей или шель-
этим скоплением отмерших организмов и первоначальным фаунистическим сообществом отражает степень физической, химической и биологической деструкции и перераспределения после отмирания организмов. Простота идентификации твердых карбонатных частей организмов зависит от степени их физического и химического разрушения В частности, чем меньше частица, тем сложнее найти ей место в зоологической классификации. Если осадок частично литифицировался или если он преобразовался в породу, то следует использовать методы анализа тонких шлифов. Однако таким способом многие частицы трудно идентифицировать, поскольку в шлифах они приобретают различные очертания. Подсчитайте, к примеру, количество возможных очертаний, которые будут видны в срезе толстостенного цилиндра (аналога панциря криноидеи) в случайно выбранном направлении. Не удивительно, что многие частицы могут быть идентифицированы только на уровне их биологических типов. Особенно большие трудности возникают в том случае, если
фовых песков), явно менялся в течение геологического времени в соответствии с эволюцией Поэтому силурийское рифовое сообщество фауны и флоры отличается от современного рифового сообщества (гл. 23), хотя способы приспособляемости и внешний облик некоторых организмов, по-видимому, изменились значительно меньше. Одним из практических следствий эволюции фауны и сообществ является поэтому огромное количество типов карбонатных частиц, с которыми петролог имеет дело. При дальнейшем изложении автор не предпринимает попыток систематизировать все эти этапы На рис. 2 6 сведены данные об основном минеральном составе и относительной геологической распространенности наиболее обычных карбонатосаждающих организмов. На рис 2 7-2.9 показаны наиболее распространенные типы зерен, встречающихся в современных и древних карбонатных отложениях Теперь вкратце перечислим ряд моментов, имеющих отношение к вопросу о типе частиц (более детально см. в специальных исследованиях [383, 531, 708]) Очевидно, не
37
Происхождение частиц осадочного материала
I
наблюдатель может поначалу спутать их
Водороичи
с оолитами
К,А
BMKA Форзчнниферы
К+А К, А,к|+ А Пелсцнноды
К,А,К+ А К,А,К|+ А Гастроподы
А + 'K i А К | А К Цефалоиоиы
Скелеты кораллов, включая наружные остатки, пластинки, септы и др, построены из крошечных кальцитовых (ячеистые кораллы, ругоза) или арагонитовых (шестилучевые кораллы) нитей, имеющих различ-
BMK I BMK I Mnpt-кис ё/КИ
ную ориентировку
I I
Офиуры (OLTCpOHJbl )
BMK I
Морскиеипии
к
1 I
к
к (
Опраколы
К+А К А
I Мшанки
А А
к
I Кора-пы
Раковины фораминифер (рис 2 7, а) обычно построены из кальцита и имеют агглютиниро ванную микрогранулярную, фарфоровидную, радиально-волокнистую, игольчатую и монокристаллическую структуру Морфология стенок раковин фора-
к
! К
bpjxiioiro 1ы (замковые) минифер имеет первостепенное значение для их классификации на подотрядном
к
Трилобиты I
уровне.
I
I
1I "!Аil . ILJ, LI -!
600 500 400 300 200 100
Стромлоиороиды
Остатки иглокожих состоят из петлевидных кальцитовых элементов и имеют
Палеозой
Мезозой Кайнозой
весьма характерную поровую структуру.
Рис. 2.6. Распределение и относительная значимость в качестве осадкообразующих компонентов различных типов известковых растений и животных в течение геологического времени Толщи-
Отдельные частицы остатков иглокожих под микроскопом при скрещенных николях выглядят как единичные кристаллы кальцита Диагенетическое заполнение пор
на линий отражает относительную значимость кальцитовым цементом способствует кон-
типов К - кальцит, BMK - высокомагнезиальный кальцит, А-арагонит (по Лоуэнстаму [525])
сервации таких единичных кристаллов, поэтому остатки иглокожих в известняках
следует пытаться проводить идентифика- при наличии опыта могут распознаваться
цию фауны без обращения к стандартным в скрещенных николях (рис. 2.8) по угаса-
палеонтологическим работам
нию
В раковинах моллюсков наблюдается Известковые бентосные водоросли и м е ю т
сложное чередование кальцитовых и араго- разнообразную структуру. Вертикальные
нитовых слоев, образующих различные ветвеобразные формы, подобные зеленой
геометрические узоры и разделяющихся на водоросли Hahmeda и багряной водоросли
несколько характерных микроструктурных Iithothamnion (последняя играет важную
типов (см [64]).
осадкообразующую роль в умеренных ши-
Раковины брахиопод целиком состоят из ротах), первоначально разрушаются до ча-
кальцитовых (тонких первичных и толстых стиц гравийной размерности. Особенно ти-
вторичных) слоев, образующих фибровую пичной является трубчатая внутренняя
структуру В раковинах некоторых брахио- структура первой из них (рис 2.8,6). Мно-
под может встречаться третий внутренний гие водоросли обладают ячеистой внутрен-
призматический слой Мог>т также наблю- ней структурой. В пределах отдельных
даться каналы, пересекающие вторичные ячеек, в их стенках или за пределами сте-
слои Тканевые каналы, расположенные нок может наблюдаться кальцитизация
перпендикулярно стенкам раковины и за- После гибели кодиевые водоросли (напри-
полненные в захороненных окаменелых мер, Penicillus; фото 1) могут полностью
остатках кальцитовым цементом, назы- распадаться на арагонитовые иголочки,
ваются эндопорами Вертикальные конусо- последние иногда составляют значитель-
подобные отростки фибр вторичных слоев ную часть арагонитового ила, обнаружи-
носят название псевдопор. У ряда видов ваемого на подверженных слабому дина-
в большом количестве встречаются иглы мическому воздействию мелководьях
(рис 2 8, а), и при некоторой определенной в тропических и субтропических районах
ориентировке в шлифах невнимательный Волокнистые известковые водоросли, та-
38
Часть 1
39
Происхождение частиц осадочного материала
кие, как Girvanellai Garwoodia (рис. 2 8, в) нием высокомагнезиального кальцита; это и Ortonella, играют важную инкрустирую- позволяет предположить, что источником
щую роль во многих древних известняках, некоторой части материала указанных
особенно верхнепалеозойских и мезозой- илов служили продукты разрушения ба-
ских.
гряных водорослей. Более ранние исследо-
Известковые планктонные
водоросли вания показали, что разрушение водорос-
представлены в больших количествах во лей in situ может обеспечить только около
многих пелагических отложениях начиная 5% материала отлагающихся арагони-
с юры. Первоначально, при жизни, клетку товых илов. Однако недавно проведенные
водоросли окружали мельчайшие диски работы в лагунах Флориды и Багамских
круглой до овальной формы, называемые островов [791] навели на мысль об избы-
кокколитами. Для калыдитовых кокколи- точном накоплении водорослевых осадков
товых пластинок типичен максимальный и о том, что важной особенностью процес-
диаметр от 2 до 20 мкм.
са является перенос арагонита в виде язы-
ков взвеси и его переотложение в других
2ж. Имею I ли apai онитовые илы сколе i нос местах. Это следует иметь в виду при происхождение7 Несмотря на дискуссион- оценке потоков осадочного материала
ность химических данных, касающихся [607].
осаждения арагонита, является очевидным,
что накопление мельчайших арагонитовых 2з. MiiKритовые оболочки н интрак iacm
иголочек в результате разрушения бен- При микроскопических исследованиях ске-
тосных известковых водорослей может летных фрагментов, отобранных из карбо-
вносить существенный вклад в накопление натных фаций спокойных вод, часто видно,
арагонита на дне многих участков Багам- что внешние части фрагментов покрыты
ско-Флоридской карбонатной провинции. темной коркой (рис. 2.9, а-в). Более тща-
Согласно данным некоторых авторов, био- тельное изучение показывает, что у разных
генная природа арагонита в значительной фрагментов корка имеет переменные тол-
мере подтверждается результатами изуче- щину и характер. В менее ясно выра-
ния изотопного состава кислорода (см. об- женных корках и на внутренних границах
суждение в работе [64]). Количество более толстых корок могут быть видны
Penicillus, Halimeda и других известьвыде- отдельные трубкообразные углубления.
ляющих бентосных водорослей в типичных лагунах Флориды колеблется от 0 до 30 экземпляров на 1 м2 в год [791]. Известно также, что широко распространенные «арагонитовые» илы к западу от острова Андрос (Большая Багамская банка) характеризуются относительно большим содержа-
Создается впечатление, что корки образуются вследствие срастания таких трубок. Последние могут быть полыми или заполненными очень тонкозернистым арагонитом или высокомагнезиальным кальцитом. Тонкозернистый, иловой размерности, карбонат называется микритом, однако в других контекстах (гл. 29) этот термин обычно
ограничивается кальцитовым микритом.
При растворении карбоната раковин раз-
бавленной кислотой образуется студе-
Рвс. 2.7. а-скелетные карбонатные зерна, окатанные скелеты моллюсков, фораминиферы, эхиноиды и фрагменты водорослей, б-скелетнопеллетный карбонатный песок Обратите внима-
нистый остаток, в котором могут быть выявлены различные виды сине-зеленых водорослей. Поэтому было высказано предположение, что трубки образуются в ре-
ние на овоидные пеллеты, окатанные фораминиферы и гастроподы; e-грейпстоуновая фация с агрегатами, построенными из микритизированных скелетных частиц и пеллет, г-оолитовая фация; обратите внимание на хорошую отсорти-
зультате деятельности сверлящих сине-зеленых водорослей (отверстия, сделанные растениями, также имеются), быстро заселяющих все карбонатные фрагменты после
рованность, а также на высокую степень отшлифованное™ отдельных ооидов Все образцы получены драгированием из современных отложений в районе Бимини, Багамские банки (фотографии любезно предоставлены P Тиллом)
их отложения [62]. Причина осаждения карбоната в отверстиях точно не установлена, однако она может быть связана с локальным повышением рН в трубках вслед-
41
Происхождение частиц осадочного материала
ствие поглощения CO2 соседними фото- т е м о б р а з у ю т с я аморфные комковатые ча-
синтезирующими водорослями или бакте- стицы. У них нет замысловатой раковин-
риями, усваивающими органические остат- ной структуры, которая в случае сохране-
ки, сохранившиеся в освободившихся труб- ния свидетельствует в пользу первоначаль-
ках В сделанных водорослями отверстиях, ного происхождения частиц из фрагментов
обнаруживаемых в карбонатах умеренных раковин [62] В некоторых лагунах Багам-
широт, не отмечается какого-либо осажде- ских островов и Персидского залива по-
ния карбонатов [323] даже при пересыще- добные угловатые комки составляют зна-
нии морской воды относительно CaCO3. чительную часть осадка. Такие частицы Микритовые оболочки, образующиеся за следует относить к классу карбонатных ча-
счет покровов нитевидных водорослей, опи- стиц, известных под названием интракла-
саны Коблуком и Риском [462]. Внутри ка- стов. К этому классу обычно относятся
пилляров и на погибших водорослях, под- карбонатные частицы, которые были пере-
нимающихся над поверхностью морского работаны в бассейне отложения [266]. Ми-
дна, отмечается быстрое осаждение низко- критовые аморфные комки, образовавшие-
магнезиального кальцита. Срастание по- ся вследствие микритизации, строго гово-
гибших и отвердевших вследствие отложе- ря, не являются интракластами, однако их
ния карбоната кальция нитей может приве- следует включить в это понятие, поскольку
сти к образованию водорослевой микрито- они неотличимы от истинно перерабо-
вой оболочки, которая нарастает по краям танных интракластов иного происхожде-
частиц, где до этого образовались отвер- ния. К интракластам, таким образом, от-
стия. Затем происходит микритизация в со- носится весьма разнообразная группа ча-
ответствии с описанным выше механиз- стиц Они включают переработанные фраг-
мом, предложенным Батерстом.
менты бичрока (гл 29), обломки хард-
При дальнейшем анализе имеющихся данных становится очевидным, что образованные сверлящими водорослями микритовые оболочки могут развиваться внутрь и заполнять раковины целиком. Таким пу-
граунда («твердого дна», гл 29), грейпстоуны (разд 2л), более древние литифицированные карбонатные частицы, а также аморфные комки скелетного происхождения. Однако читатель должен обратить внимание на то, что даже самых незначи-
тельных следов остаточной скелетной
структуры в аморфных комках достаточно
для того, чтобы классифицировать ча-
Рис. 2.8. Карбонатные зерна в шлифах а-каль- стицы как скелетные обломки. Для надеж-
цитовые обломки раковин брахиопод (Ь) и шипы ного отождествления карбонатных корок
(S) Динантский ярус (нижний карбон) юго-запада Шотландии; б-крупные фрагменты водоросли Hahmeda (H) с пеллетами, аморфными комками и обломками фораминифер (f) Современные кар-
с микритовыми оболочками и ответа на вопрос: «Может ли быть корка водорослевым покровом7»-необходимы тща-
бонатные пески лагуны Бимини, Багамские банки тельные наблюдения и терпеливые размы-
(коллекция Р. Тилла), в-прикрепляющиеся известковые нитевидные водоросли рода Garwoodia. Динантский ярус Нортумберлендского бас-
шления А как же иначе можно установить различия?
сейна, Англия, г-микритизированные скелетные
обломки моллюсков в грейпстоуновой частице (g) и овоидная бесструктурная пеллета (р) (в скре-
2и. Пеллеты и пеломдм. В тихих лагунах
щенных николях) Современные карбонатные пе- с арагонитовым илом на дне большое ко-
ски Бимини, Багамские острова, д, е-обломки иглокожих (при параллельных николях и в скрещенных николях соответственно), видна характерная «точечная» структура заполненных кальцитом пор, а также отдельные фрагменты,
личество моллюсков (главным образом гастропод и двустворок), червей и ракообразных пропускают через себя обогащенные органическим веществом илы для
ведущие себя как единичные кристаллы кальцита Обратите внимание на концентрическое обрастание частиц цементом (гл 29), оптически однородным с отдельными зернами Средняя юра, район Мендипс, Англия Все масштабные отрезки
того, чтобы извлечь необходимые питательные вещества. Использованный ил выбрасывается в виде яйцеобразных фекальных пеллет размером от 0,1 до 3 мм
соответствуют 100 мкм.
в длину и от 0,05 до 1 мм в ширину Вели-
43
Происхождение частиц осадочного материала
чины отношения длины к ширине находятся в пределах от 1,5 до 3. В разрезе пеллеты темные, тонкодисперсные и бесструктурные (рис. 2.7,6, 2.8, г). Они содержат много органического вещества и являются мягкими, пока свежие. Более старые пеллеты достаточно твердые, что, вероятно, обусловлено быстрым осаждением карбонатов между мельчайшими фрагментами. Разнос арагонитового ила может приводить к формированию пеллетных песчаных отложений, подобных тем, которые встречаются в Персидском заливе (гл. 23).
В древних карбонатных породах фекальные пеллеты с большим трудом можно отличить от отшлифованных аморфных комков, образовавшихся при микритизации раковин и других процессах, включая и полную микритизацию оолитов. По этой причине для обозначения любой бесструктурной яйцеобразной микритовой частицы, до тех пор пока ее генезис в ходе других наблюдений не будет точно установлен, лучше всего использовать термин пелоид
2к Oo ним. Ни одна другая карбонатная частица не привлекает большего внимания седиментологов, чем скромный оолит. Имеются буквально сотни работ, посвя-
Рис. 2.9. Карбонатные зерна в шлифах я, б-фрагмент раковины моллюска с хорошо развитыми водорослевыми отверстиями при параллельных николях (а) и в скрещенных николях (б), б-фрагмент раковины моллюска с хорошо развитой микритовой оболочкой, образованной сросшимися и заполненными водорослевыми отверстиями, г-интракласт, состоящий из крупного аморфного комка и сцементированных посредством микритизации пелоидов. Динантский ярус Нортумберлендского бассейна, Англия, д, е-современные ооиды при параллельных (д) и в скрещенных (е) николях Обратите внимание на оболочечный ооид с пеллетовым ядром (SO) и псевдоодноосные сечения, ж - о о и д крупным планом. Видны тонкие слои и более темные участки органического клейкого вещества и водорослевых отверстий; э-древний оболочечный 00ИД с пеллетным ядром и радиальной структурой внешнего слоя. Динантский ярус Нортумберлендского бассейна, Англия Все масштабные отрезки соответствуют 100 мкм Образцы а-в, д-ж получены из современных карбонатов района лаJyew Бимини, Багамские острова (коллекция
щенных различным аспектам происхождения и диагенеза оолитов В этом разделе мы сконцентрируем внимание на происхождении современных оолитов, а обсуждение запутанной проблемы их диагенеза отложим до гл. 29 Оолиты представляют собой сферические или слегка яйцеобразные округлые карбонатные частицы, обладающие ядром из обломочного материала и имеющие концентрическую слоистую оболочку (рис. 2.7, г, 2.9 д, е) из тонкодисперсно го арагонита или высокомагнезиального кальцита, часто с большим количеством тонких органических клейких водорослевых слоев. Они встречаются в комплексах песчаных гряд и дюн областей сильных приливных течений (гл. 23) или в отложениях пляжей литорали или мелководной сублиторали. Диаметр ооидов изменяется в пределах от 0,1 до 1,5 мм. Когда оболочка очень тонка и содержит один или два тонких арагонитовых слоя, говорят, что это ооид в форме оболочки (superficial). Обычно отдельные арагонитовые слои имеют толщину до 10 мкм. Во многих шлифах неизмененных арагонитовых ооидов в скрещенных николях наблюдается псевдоодноосная отрицательная фигура. Это означает, что в данном случае преобладающей ориентировкой арагонитовых кристаллов является та, при которой кристаллы своими с-осями расположены тангенциально к поверхности ооида Сказанное .подтверждается рентгеновским и электронно-микроскопическим анализами Электронно-микроскопическими исследованиями установлено, что арагонитовые кристаллы имеют форму игольчатых частиц длиной 1-2 мкм с уплощенными конечными гранями (см., например, [521]). Некоторые оолиты, особенно из Большого Соленого озера (США) [329, 431, 700], характеризуются оригинальной радиальной арагонитовой микроструктурой, а также наличием каких-то неориентированных чешуек, которыми могут быть обогащены глинистые минералы. В Персидском заливе в оолитах из областей сильного волнового воздействия наблюдается хорошо выраженное концентрическое расположение отдельных арагонитовых иголочек, тогда как в оолитах из более защищенных от волнового воздействия районов арагонитовые иголочки имеют ра-
44
Часть 1
диальную ориентировку и менее плотную упаковку [521]
Что касается без конца обсуждаемого вопроса о происхождении оолитов, то мы можем быть уверены, что в областях сильного волнового воздействия каким-то образом стимулируется рост арагонитовых кристаллов по касательной к поверхности оолита, тогда как в областях слабого волнового воздействия (Большое Соленое озеро, лагуна Мадре, закрытые от волнового воздействия районы Персидского залива) происходит радиальный рост кристаллов Осаждение чередующихся оолитовых карбонатных и органических слоев вокруг сферул в лабораторных условиях наблюдается при высокой концентрации органического вещества в виде гуматов и в том случае, когда вокруг подходящих ядер могут образоваться органические мембраны [195, 252, 801]. Полученные в ходе эксперимента карбонатные слои представлены арагонитовыми кристаллами, растущими радиально при «спокойных» лабораторных условиях; после перемешивания они приобретают тангенциальное расположение. Возможно, что арагонитовые кристаллы при их зарождении в органической массе ооида растут в радиальном направлении, подобно тому как это происходит при непрерывном росте любой кристаллической структуры от твердой поверхности В условиях волнового воздействия такая радиальная структура под влиянием турбулентности и периодического истирания, по-видимому, будет видоизменяться в структуру тангенциальную, концентрическую. Как предположил Copби, по аналогии со снежным комом игольчатые кристаллы арагонита попросту налипают на внешнюю поверхность ооида при его перекатывании. Однако с механизмом «снежного кома» трудно согласиться, поскольку отсутствуют доказательства наличия клейкой сцепляющей основы на внешней поверхности гладкого полированного ооида.
Большой проблемой остается источник арагонитовых иголочек, поскольку трудно себе представить наличие столь крошечных кристалликов в составе наносов, влекомых по дну под действием таких высокоэнергетических водных масс, какими являются
приливно-отливные потоки над оолитовыми отмелями Одним из возможных путей решения этой проблемы могло бы быть выяснение того, не находятся ли оолиты значительную часть времени в прибрежной полосе внутри движущихся донных образований, таких, как песчаные волны, дюны, знаки ряби [195]. Здесь, по-видимому, формируются органические оболочки, которые инициируют рост из поровых вод между оолитовыми частицами тонких слоев радиально расположенных кристаллов арагонита. Дальнейшее попадание частиц в турбулентный слой потока наносов приводит, очевидно, к механическому упорядочению арагонитовых иголочек в тангенциальном направлении или стимулирует тангенциальный рост кристаллов В спокойных водах у оолитов, вероятно, будет сохраняться радиальная структура Развитие чередующихся концентрических слоев можно объяснить периодическими переносом и захоронением
В противоположность вышеуказанному
можно отметить, что во время успешных
лабораторных экспериментов с бикарбо-
натными растворами Дилмен [201] полу-
чил тангенциально ориентированные
оолиты типа багамских Периодическое
перемешивание приводило к тому, что во-
круг ядер осаждались игольчатые кри-
сталлы арагонита вследствие процесса,
аналогичного наблюдаемому при образо-
вании кристаллов за счет столкновения
однотипных частиц. При дальнейшем пере-
мешивании грани игольчатых кристаллов
арагонита становились хорошо окатанны-
ми, а поверхности ооидов хорошо отполи-
ровывались. Тангенциальные арагонитовые
кристаллы удерживались вместе под дей-
ствием обычных сил связи Эти интересные
результаты хорошо соответствуют тому,
что наблюдается в действительности, будь
то свойства природных ооидов или физи-
ческая среда их образования. В экспери-
ментальных образцах, полученных из про-
стых бикарбонатных растворов, клейкие
слои, имеющиеся в природных ооидах,
отсутствовали. Нет сомнений в том, что
эти слои должны формировался во вре-
мя периодов, когда ооиды не растут
и покрываются слизью сине-зеленых
водорослей
»
45
Происхождение частиц осадочного материала
2 1. Грешимо\ны. Значительные пространства Багамских банок покрыты частицами, представляющими собой сцементированные агрегаты более мелких частиц (обломков раковин, ооидов, пеллет) и по внешнему виду напоминающими микроскопические гроздья винограда (рис 2 7, в). Интенсивная микритизация заполненных водорослевых отверстий обычно затушевывает любую первоначальную внутреннюю структуру частиц. Полагают, что цементация посредством микритового арагонита и интенсивная микритизация отражают форму роста в пределах мата, образуемого сине-зелеными водорослями ниже приливной зоны (гл. 23) Мат обеспечивает устойчивость подстилающих его осадков к приливным и волновым воздействиям В дальнейшем при периодическом «разламывании» матов во время штормов образуются агрегаты грейпетоунов. Поэтому грейпетоуны, вне всякого сомнения, относятся к типу интракластов, что следует из данного выше определения
2м Полш енешчные карбона nii.ie iepna Мы рассмотрели пять основных типов современных карбонатных зерен: игольчатые кристаллы арагонита, скелетные фрагменты, оолиты, пелоиды и интракласты Последние четыре типа частиц часто называют аллохемами в противоположность apaioHHiy, осажденному (предположительно) непосредственно химическим абиогенным путем Игольчатые кристаллики арагонита по своим размерам аналогичны частицам глинистых минералов, слагающих кластические илы, тогда как аллохемы представлены частицами алевритовой, песчаной и гравийной размерности (гл 4). Выше мы видели, что игольчатые кристаллы арагонита могут быть осаждены химическим путем (т.е. являться хемогенными) или иметь водорослевое происхождение, а просверленные и микритизованные частицы могут превращаться в аморфные комки. Окатанные аморфные комки скелетного происхождения, микритизо ванные оолиты и фекальные пеллеты не всегда четко отличаются друг от друга, и во мноniX случаях их следует относить к единой гРУппе пелоидов Наш вывод прост, образцы частиц данного типа могут иметь
совершенно различное происхождение, т е эти частицы являются полигенетичными
2н. VUmIvOBOjiibie карбона (ы умеренною пояса. Среди карбонатов умеренного пояса отсутствуют оолитовые, интракластовые и пеллетные аллохемы, а также водорослевые и коралловые карбонаты, которые характерны для тепловодных районов [499]. Просверленные водорослями отверстия в карбонатах умеренного пояса, повидимому, остаются незаполненными; поэтому для них не характерны микритовые оболочки. Это является одной из причин сохранности в подобных карбонатах скелетного арагонита Такие факты, как отсутствие в умеренных широтах указанных выше аллохем и заполнения пор, а также широкое развитие процесса растворения раковин [3], очевидно, отражают меньшую степень пересыщенности морской воды или даже ее недосыщенность карбонатом кальция
2о. РасIиоренне CaCO1 н г.1)бина\ океана. На карте распределения содержания CaCO3 в донных осадках Мирового океана (рис. 2.1) видно значительное сходство распространения пелагических кокколитовых и фораминиферовых карбонатных илов с положением осевых зон и флангов системы срединно-океанических хребтов. Детальное картирование показывает, что ниже глубины около 5 км в Атлантическом океане и около 3,5 км в Тихом океане карбонатные осадки встречаются редко. Такое распределение лишь частично зависит от столь необычного свойства CaCO3, как большая растворимость в холодных водах, нежели в теплых С глубиной температура океанской воды вначале уменьшается очень быстро до значения около 5°С на глубине порядка 1000 м, а затем уменьшение идет медленнее до тех пор, пока температура не достигнет своего минимума, равного приблизительно 2°С. Более важное значение имеет увеличение с глубиной давления, которое является причиной роста J0CO2 и отсюда-понижения рН Оба указанных эффекта приводят к тому, что с увеличением глубины уменьшается Пересы щенность морской воды карбонатом кальция. Арагонит-более растворимая
46
Часть 1
форма карбоната кальция. С глубиной не- нических остатков по сравнению с водами
досыщенность им достигается значительно Атлантического океана. При окислении быстрее по сравнению с кальцитом. В Ти- остатков образуются ионы H +, часть ко-
хом океане глубина недосыщенности ара- торых расходуется в приведенных выше
гонитом появляется на глубине около буферных реакциях (2 3) и (2 4). Небольшое
500 м, в Атлантическом-около 2000 м количество ионов H + в этих реакциях не
(рис. 210) Поэтому пелагические орга- компенсируется, в результате кислотность
низмы с арагонитовыми скелетами, такие, глубинных вод возрастает. Это явление
как птероподы (группа мельчайших гастро- служит причиной того, что карбонат каль-
под), в значительно большей мере подвер- ция растворяется в большей мере и поэто-
жены растворению по сравнению с кокко- му в меньшей степени обогащает осадки
литами, имеющими кальцитовый состав. Тихого океана по сравнению с осадками
В Тихом океане недосыщенность кальцитом достигается на глубинах между 400 и 3500 м, в Атлантическом океане-между 4000 и 5000 м (рис. 2.10). Зоны, где начинается недосыщенность морской воды по отношению к арагониту или кальциту,
н а з ы в а ю т глубинами карбонатного насы-
щения (ГКН) Сохранность остатков организмов с кальцитовыми скелетами ниже ГКН зависит от скорости осаждения частиц и скорости растворения CaCO3. По-
Атлантического океана Как показали расчеты, около 80% CaCO3, продуцируемого планктонными организмами в фотическом слое океанских вод, разрушается вследствие растворения
Помимо глубины карбонатного насыщения следует также определить понятие критической глубины-глубины, при которой океанские карбонатные донные осадки подвергаются растворению1. Глубина, на
этому скорость растворения частично определяется и размером скелетов Важным фактором может быть, кроме того, сдерживание растворения адсорбиро-
1 В отечественной литературе критической называют глубину, на которой содержание CaCO3 в донных осадках с ростом глубины снижается до менее 10%-Прим перев
ванными молекулами (см. ниже)
Различия в глубинах карбонатного насыщения в разных океанах в значительной мере зависят от величины рН Воды Тихого океана содержат намного больше орга-
Рис. 2.10. Зависимость степени насыщенности арагонита и кальцита от глубины в Тихом и Атлантическом океанах (по Бреккеру [125]). Обсуждение см в тексте.
I I IпIIlIlJlИИIMI IIlllIH°Ili•Iyo1uIHlSIlcуPrT
о S °J
*
Арагонит
I I IПIоЪI аI И °ПD 1 In I п пп • Па •
Кальцит Bd
а
О T-
Атлантический
океан
•
Тихий океан °
0,3 0,4 0,50,6 0,8 1,0
2,0 3,0 4,0 5,0
Степень насыщенности арагонитом
/са
Атлантический океан • Тихий океан °
. I M I и I I I I 11 111_11J 1 I f l M
,50,6 0,8 1,0
2,0 3,0 4,0 5,0 6,0
Степень насыщенности кальцитом
47
Происхождение частиц осадочного материала
которой, согласно данным микроскопиче-
ских исследований, резко ускоряется рас-
творение раковин, называется лизоклином
[69]. Глубина, на которой CaCO3 исчезает
из донных осадков, называется компенса-
ционной глубиной
карбонатонакопления1.
Как лизоклир, так и компенсационная
глубина расположены ниже глубины кар-
бонатного насыщения и, следовательно,
находятся в пределах зоны недосыщенно-
ста Растворение CaCO3 резко ускоряется
на критической ступени недосыщенности,
которая зависит от концентрации органи-
ческого вещества и фосфатов в глубинных
океанских водах. Адсорбированные фос-
фаты и органическое вещество действуют
как ингибиторы растворения [150]. По-
следнее не ускоряется до тех пор, пока эти
вещества в глубинных водах не будут уда-
лены с карбонатных частиц [76, 588, 811].
2и. Выво ti»i. Поверхностные субтропические океанские воды являются пересыщенными относительно кальцита, арагонита и доломита, однако мешающие кинетические факторы ограничивают осаждение карбонатов Поэтому большинство карбонатных частиц в мелководных тропических районах прямо или косвенно имеет биологическое происхождение и состоит из находящихся в переменных соотношениях кальцита, высокомагнезиального кальцита и арагонита В океанах на больших глубинах происходит растворение карбонатов Это вызвано уменьшением с глубиной содержания адсорбированных компонентов в зоне недосыщенности CaCO3. Поэтому и здесь карбонатное равновесие определяется преимущественно кинетическими эффектами.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Изложение основ физической химии морской воды, а также описание карбонатных реакций в морской воде можно найти в книгах Бреккера [125], Краускопфа [475] и Батерста [64] Более
1 Понятие было введено Мерреем и Ренаром в 1891 г и принято до сих пор Компенсационной называют глубину, на которой скорость поступления карбонатного материала равна скорости его растворения -Прим персе
глубоко эти вопросы рассмотрены Бернером [74]. В книге Батерста [64] имеются прекрасные описания и иллюстрации основных типов карбонатных зерен Детально состав скелетов и структуры беспозвоночных описаны Горовитцем и Поттером [383], а также Маевски [531] Работа Шолле [709] представляет собой руководство (с цветными иллюстрациями) по составу карбонатных пород, их структуре, пористости и составу цемента
Приложение 2.1
Методики окрашивания и получения пленок
Кальцит, железистый кальцит, доломит и железистый доломит могут быть определены посредством следующей методики, основанной на изучении либо непокрытых шлифов, либо отшлифованных брусков, подготовленных для изготовления ацетатных пленок
Растворите 1 г ализарина красного-С и 5 г феррицианида в 1 л 0,2%-ной HCl (смешайте 998 мл дистиллированной воды с 2 мл концентрированной кислоты) Имейте в виду, что этот краситель сохраняет свою активность лишь в течение примерно одних суток Протравите непокрытый шлиф или отшлифованный брусок в 2%-ной HCl в течение 20 с Немедленно промойте его в дистиллированной воде Погрузите шлиф или брусок в окрашивающий раствор на 4 мин Извлеките препарат из раствора и аккуратно промойте дистиллированной водой Прежде чем покрывать препарат, дайте ему высохнуть Многие специалисты считают полезным окрашивать лишь половину шлифа, поскольку окрашивание может скрыть от наблюдателя и сделать непонятными некоторые мелкие петрографические детали С помощью приведенной методики кальцит окрашивается в розовый цвет Изменение окраски в последовательности розовая - розовато-лиловая - пурпурная-синяя свидетельствует об увеличении концентрации Fe2 + до примерно 5% (подробности см в работе [506]) Доломит не окрашивается (не спутайте его с кварцем'), железистый доломит окрашивается в бирюзовый цвет
Высокомагнезиальный кальцит в современных карбонатах в основном окрашивают с использованием раствора 0,5 г желтого реактива Клэйтона, 4 г NaOH и 2 г ЭДТА1 в 500 мл дистиллированной воды, а также фиксажа - 20%н о ю раствора NaOH Образец в течение 20 с протравливается в 5%-ной уксусной кислоте, вы-
1 Этилендиаминтетрауксуснокислый натрий (трилон Б)-Прим перев
48
Часть 1
сушивается и погружается на 20 мин в окрашивающий раствор После высушивания на воздухе образцы на 30 с погружают в фиксаж, а затем окончательно высушиваются и далее покрываются пленкой. Высокомагнезиальный кальцит окрашивается в цвета от красного до с ветло-розо во го
Арагонит в современных карбонатах можно окрасить с помощью раствора Файгла Добавьте 1 г Ag2SO4 в раствор 11,8 г M n S O 4 - 7 Н г О в 100 мл дистиллированной воды Доведите до кипения Охладите Взвесь отфильтруйте и добавьте две капли разбавленного раствора NaOH Через 1-2 ч образовавшийся осадок отфильтруйте, раствор храните в темной посуде. Арагонит окрашивается в черный цвет, в то время как кальцит и доломит не окрашиваются Пленки делают на сырых окрашенных поверхностях или на сухих поверхностях неокрашенных отшлифованных брусков Поверхность
бруска (отшлифованную карборундовым порошком с размером зерен не менее 1/600 дюйма) погружают в ацетон, смоченный брусок вынимают и, начиная с одного из углов бруска, аккуратно раскатывают по поверхности слой тонкой ацетатной пленки Наклон бруска обусловливает вытекание из него избытка ацетона еще до фиксации ацетата Однако не следует допускать, чтобы до фиксации ацетон на поверхности бруска испарился. Отставьте брусок в сторону на 10 мин, затем снимите пленку. В этом случае получается идеальная репродукция известняка (и его окраски) Этот метод советуем применять начинающим. Если овладеть методикой, то можно достичь очень высокой производительности Полученные пленки храните зажатыми между стеклянными пластинками, скрепленными по краям защитной липкой пленкой. Первоначальное хранение пленки под грузом предотвратит ее скручивание
3
Эвапориты, биогенный кремнезем, фосфаты
За Эвапоршы. В процессе выпаривания из природных вод осаждаются соли, называемые эвапоритами. Главные минералы эвапоритов приведены в табл. 3 1. В этом разделе мы сконцентрируем внимание на морских эвапоритах, осадившихся из застойных масс рассолов морского происхождения Дополнительные сведения, касающиеся диагенетических эвапоритов и эва-
поритовых фаций, можно найти в гл. 16, 23, 26 и 30
Обычная морская вода представляет собой раствор, не насыщенный по отношению ко всем эвапоритовым солям (табл. 3 1). Обратите внимание на то, что в морской воде галит более далек от насыщения по сравнению с гипсом, поэтому любое выпаривание приведет к тому, что
Таблица 3.1. Химический состав и выборочные значения произведений активностей ионов (IAP) и произведений растворимости (К) для растворов галита, гипса и ангидрита в морской воде [74]
Минера [
Га ип Гипс
Ahi илриг
ClLlbBHH Карналлит
Полигали г
Форму -м
NaCl CaSO4 CdSO4 KCl
2НгО
KMgClj 6Н20
K2MgCa2(SO4)4 2Н,0
О 12
4,6 IO 4,о IO-
38
2 5 IO 4 2 10
49
Происхождение частиц осадочного материала
гипс начнет выпадать из раствора раньше галита. В наибольшей степени недосыщает морскую воду совокупность солей калия, которые осаждаются последними из сильно концентрированных рассолов. На рис. 3.1 схематически показана последовательность солей, которые выпадали бы при возрастающей степени концентрации морской воды за счет испарения. На рис. 3.2 видно, что идеальная последовательность солей, выпадающих из морской воды, несколько отличается от реальных последовательностей, наблюдаемых в эвапоритовых отложениях геологического прошлого. При сравнении с лабораторными продуктами в последних отмечается повышенная доля CaSO4 и пониженная-сульфатов натрия и магния Обеднение магнием сопровождается доломитизацией и осаждением глинистых минералов. При просачивании рапы на завершающих стадиях процесса концентрирования рассолов происходят важные метасоматические явления Кроме того, приток морской воды может
Компоненты
определяется активностью воды (а2н2о) и позволяет на основании экспериментальных данных установить поля устойчивости гипса и ангидрита (рис. 3.3). В очень соленых рассолах гипс все же осаждается, однако здесь он является метастабильной фазой и может впоследствии перейти в ангидрит. Этот процесс наблюдается в себховых эвапоритах (гл. 23, 30), однако
(а)
(б)
(в)
Бишофит
Мд50а
Галит
Гипс
Известняк и доломит
Рис. 3.2. Сравнение разрезов осаждающихся солей а-экспериментальное выпаривание морской воды; б-разрез цехштейновых эвапоритов ФРГ, в-среднее для других многочисленных разрезов морских эвапоритов (по Борхерту и Мюиру [97]).
/ \ ч Бишофитовая Сильвиновая тк.арналлитовая
Рис. 3.1. Изменение объема образующегося рассола, его плотности и типа осаждающихся солей при выпаривании морской воды (по Валяшко [836])
быть причиной растворения и переосаждения.
Непосредственного осаждения ангидрита из морской воды никогда не наблюдалось Константа равновесия реакции
CaSO4.2НгО- CaSO4 + 2НгО
гипс ангидрит
структурные данные заставляют сомневаться в возможности осуществления здесь первичного осаждения. Как будет показано в гл. 30, гипс при захоронении глубже чем на 1 км становится нестабильным и переходит в ангидрит.
В течение долгого времени считалось, что простой концентрации солей в морской воде за счет испарения недостаточно для образования толщ эвапоритов, наблюдаемых в геологических разрезах. Например, из расчетов следует, что при полном выпаривании вод Мирового океана образуется слой эвапоритов со средней мощностью, составляющей лишь 60 м. Мощность же некоторых древних эвапоритовых толщ с большой площадью распространения достигает 1 км. Основные периоды образования эвапоритов, по всей вероятности, оказывают резкое краткосрочное воздействие на уровень солености морской воды до тех пор, пока снова не будет достигнуто устойчивое состояние. Общий объем солей в Мировом океане составляет
4-91
50
Часть 1
примерно 2,2 IO7 км3 [97]. Эвапориты рог в направлении к мелководным частям
Цехштейнового моря, располагавшегося бассейна в первую очередь будет осаж-
в пермский период на территории совре- даться гипс, а затем галит. Субаквальные
менной Северо-Западной Европы, имеют эвапоритовые фации рассматриваются ниобщий объем около 2,4 • 106 км3, т. е. соста- же, в гл. 23.
вляют около 10% общих запасов солей Следующий вопрос касается наличия на-
в океанах!
блюдаемых во многих древних эвапоритах
Простейшей моделью субаквального мелкомасштабных ритмов-от миллиме-
образования эвапоритов является мелко- тровых до сантиметровых. Такие ритмы
водный , отделенный от моря валом бассейн
(рис. 23.28), в котором испарение происхо-
дит в полуизолированных от моря усло-
виях с пополнением морской водой через
узкий входной порог или преграду При
этом степень концентрации рассолов по-
степенно увеличивается, а затем происхо-
дит последовательная кристаллизация раз-
личных солей. На глубине может наблю-
даться обратный поток рассолов в мор-
ской резервуар, так что рассолы в течение
длительного периода могут иметь опреде-
ленную концентрацию. Таким путем воз-
можно накопление весьма мощных толщ
сульфатов и хлоридов. Эвапоритовые
циклы, в достаточной мере приближаю- Рис. 3.4. Субаквальные эвапоритовые отложе-
ния ленточная ангидрит-доломитовая глина из
верхнеюрской формации Хит в Саудовской Ара-
вии. Обратите внимание на переработанный лен-
точный обломок в верхней части образца
Рис. 3.3. Фазовая диаграмма, показывающая поля устойчивости гипса и ангидрита при различных температурах рассола и степени концентрации морской воды (по данным Харди [338], пересчитанным в единицы концентрации (исходя из он,о) Блэттом и др [85])
щиеся к «идеальному» циклу (рис. 3.2, а), возникают тогда, когда рассолы бассейна выпариваются полностью. В отделенных от моря валами бассейнах следует ожидать изменений в составе эвапоритов. Это обусловлено тем, что из поступающей морской воды по мере ее распространения через по-
могут быть представлены чередованием а) доломита и ангидрита + кластическая глина (рис. 3 4), б) глины, доломита и ангидрита + галит, в) галита -1- сильвин и карналлит.
Глинистые прослои в типах (А) И (Б) интерпретируются как продукты привноса кластического материала во время сезонов дождей. Поступающие воды распресняют рассолы, и это наряду с воздействием более низких температур воздуха приводит либо к перерыву в осаждении эвапоритов, либо к осаждению фаз, более близких к насыщению Поэтому, если принять такую схему, можно говорить о годовых слоях [681]. Очень высокие скорости отложения в современных выпаривающихся рассолах (10-50 мм в год для галита) значительно превышают любую разумную скорость погружения земной коры. Они подтверждают точку зрения, согласно которой накопление мощных толщ солей в древних бассейнах, по всей вероятности, происходило в первоначально относительно глубоких заполненных
51
Происхождение частиц осадочного материала
рассолом водоемах (не менее 1 км для пермского Цехштейнового моря)
36. Бжненный кремнезем. Основная часть кремнистых зерен поступает на дно океана после гибели радиолярий и диатомей, в больших количествах живущих в фотическом слое океанских вод и использующих кремнезем для построения своих панцирей Морская вода представляет собой раствор, резко недосыщенный относительно аморфного кремнезема. Для реакции
SiO2 + 2Н20
аморфный кремнезем
H4SiO4
кремнистая кислота
(3 2)
К = Ah4Sio4 = 2-10"3, и произведение активностей колеблется в пределах от 2 10 ~ 4 до 1 IO-6. Наиболее рас1воримой является форма H4SiO4, причем ее диссоциация на
H3SiO4 и H + ограниченна ( К = 10" 9'9). Несмотря на столь большое недосыщение, кремнистые планктонные организмы извлекают из морской воды большое количество кремнезема, и из его аморфной формыопала-А строят свои скелеты Это биогенное извлечение наряду с частичным растворением скелетного материала на глубине приводит к наблюдаемому в океанах быстрому увеличению концентрации растворенного кремнезема с глубиной
Основные области распространения кремнистых илов на океанском дне соответствуют областям высокой биологической продуктивности, где дивергенция океанских течений или апвеллинги вызывают подъем богатых питательными веществами глубинных вод к теплой фотической зоне (рис 3 5; см. также гл 24 и 26). Основные черты цикла кремнезема в океанах показаны на рис 3 6 Для ознакомления с диагенезом кремнезема отсылаем читателя к гл. 30
Рис. 3.5. Распределение и концентрация биогенного опала в поверхностных донных осадках Тихого и Индийского океанов (по данным Лисицына [509] с изменениями Калверта [136]) Обогащенные аморфным кремнеземом илы на океанском дне отчетливо приурочены к районам высокой биологической продуктивности поверхностных вод (см гл 24, 26)
Зв. Фосфаты.фосфахы составляют лишь небольшую часть осадочных пород, причем среднее содержание P2O5 в них равно 0,15% Средняя концентрация фосфора в морской воде составляет около 0,07 мг • л ~ 1 Несмотря на столь низкие концентрации, фосфор представляет собой очень важный элемент,
52
Часть 1
так как это необходимый компонент всех живых клеток. Все возрастающее использование удобрений и детальная разведка запасов природных фосфатов с неизбежностью сфокусировали внимание седиментологов на происхождение фосфатных пород.
В морской воде фосфор встречается в форме фосфат-ионов. В теплых поверхностных водах концентрация фосфора составляет лишь 0,003 мг л " 1 Это обусловлено тем, что такие воды являются областью максимальной активности фотосинтеза и, следовательно, зоной активного поглощения фосфора планктоном. Более глубокие холодные воды могут содержать 0,1 мг л ~ 1 фосфора. Это зона регенерации, где фосфор возвращается в раствор в составе органических экскрементов и где погибшие планктонные организмы растворяются и минерализуются Наиболее благоприятные условия для осаждения фосфатов существуют на неглубоких континентальных шельфах (например, на шельфе Юго-Западной Африки), а также на океанских плато, где происходит подъем глубинных океанских вод вследствие экмановского переноса (гл. 24, 26). Эти богатые питательными веществами воды поддерживают фантастическую продуктивность планктона, который пополняет запасы фосфатов по мере движения холодных вод, поднимающихся через наклонный шельф или
поверхность плато. Фосфат осаждается в виде фторапатита или как продукт замещения CaCO3 в результате увеличения по направлению к берегу температуры, рН и солености [321]. В глубинных океанских водных массах вследствие высокого значения Pco2 осаждения фосфатов не происходит, несмотря на то что эти воды близки к насыщению по отношению к фосфату кальция. Приведенная модель осаждения фосфатов (согласно Казакову) основана на ряде химических доказательств и информации о расположении древних фосфатных месторождений. Однако следует подчеркнуть, что в районах современных апвеллингов осаждение фосфатов, по-видимому, не является повсеместным. Так, например, фосфаты, широко распространенные на юго-западе Африки, представляют собой реликты четвертичного и третичного периодов. Причины столь небольшого объекта современных фосфатных отложений объяснить трудно.
Риггс [684] подразделил фосфатные породы на ортохимическую и аллохимическую группы Ортохимические фосфаты,
Рис. 3.6. Океанский цикл растворенного кремнезема. Размерность цифр - IO13 г кремнезема в год (по Хиту [358] с изменениями Рича и фон Рада[683])
При внос речными водами
43
Si(OH)4 растворенный
»Биологическая фиксация 2500
Неорганическая адсорбция
Heo кислительная регенерация 125
4 57
Пою к из поровых воо
2030
t
Окислительная регенерация
Растворение в осадках до захоронения 240
Вулканический привнос
Опал-CT (Порцелланиты)
53
Происхождение частиц осадочного материала
имеющие частично диагенетическую природу, являются, по существу, фосфатными илами, образовавшимися in situ под действием физико-химического и биохимического механизмов Периоды осаждения илов, по-видимому, совпадают с периодами массовой гибели организмов, включая кремнистый микропланктон, поскольку фосфаты тесно связаны с отложениями диатомитов. Осаждению фосфатов вблизи морского дна или на самом дне, очевидно, способствуют бактерии, клетки которых могут встречаться в илах в больших количествах. В фосфатных илах часто присутствуют пеллеты и следы биотурбации, оставленные илоедами Аллохимические фосфаты содержат пеллетные, интракластовые, скелетные и оолитовые частицы, образовавшиеся посредством переработки полулитифицированных фосфатных илов или вследствие замещения кальцитовых аллохем фосфатом кальция.
Эффективность такого процесса замещения иллюстрируется также отложениями гуано океанских островов, в которых фосфат из экскрементов морских птиц интенсивно замещает известняк [113].
Наблюдается тесная связь между распространением фосфатов и сложного глинистого минерала глауконита (гл 30), причем как глауконит, так и фосфаты имеют тенденцию встречаться в горизонтах восстановительных условий седиментации Многие пеллетные фосфаты характеризуются высоким содержанием глауконита [284].
3i. Выво ды. Эвапориты образуются в виде солей, осаждающихся из морской воды в процессе испарения. Из рассолов ангидрит обычно не осаждается, вместо него выпадает гипс Основные эвапоритовые ритмы являются природной записью, фиксирующей постепенное увеличение солености толщи рассолов с течением времени. Мощные отложения одной соли свидетельствуют о том, что толща рассолов находится в динамическом равновесии с океаном. Небольшие переслаивания солей, подобные ленточным глинам, по-видимому, отражают сезонные изменения солености рассолов
Кремнезем поступает на океанское дно вследствие осаждения погибших планктонных организмов, использующих для построения своих панцирей опал-А
Накопление фосфата в океане наблюдается в районах апвеллинга, где в область шельфа поступают обогащенные фосфором глубинные воды и где происходит осаждение фосфата кальция и замещение карбоната кальция
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Изучение генезиса эвапоритов лучше начать с книг Бернера [74] и Краускопфа [475]. Динамика поведения кремнезема в океанах рассмотрена Хитом [358] и Калвертом [136] Некоторые статьи, посвященные фосфатам и их генезису, можно найти в томе 74 журнала Economic Geology за 1979 г
4
Свойства зерен
4а Определения и i рцну.юмегрические i раницы Зерна осадков и м е ю т размеры о т мельчайших пылинок, переносимых ветром, д о гигантских валунов (табл 4 1). Заметим, что размеры чаще всего выражаются единицами длины. Это не вызывало бы в дальнейшем никаких затруднений, имей все зерна примерно сферическую форму, но, к сожале-
нию, это не так Существует ряд альтернативных показателей размерности, которые отражают форму зерен (табл. 4 2) Наиболее ценным из них является объемный диаметр, который определяется как диаметр сферы, объем которой равен объему рассматриваемого зерна В данной работе для упрощения изложения и экономии места мы будем рас-
Таблица 4.1. Классификация осадочных зерен Аддена-Уэнтуэрта (по Петтиджону и др [635]) Эта шкала размеров пользуется почти универсальным применением у седиментологов Полевые определения гранулометрии облегчаются использованием небольших образцов-эталонов главных классов, закрепленных на основе
С I in C^pi-
пые си м
(MULI)
Vlii I UiMC гры
LniiuiIOl
IKIIKd1(кIl I
У JH г \ »р г I
Применяю гея сита с мм фитнымм ячейками
! а 11,Kj
5
6 7 8 IO
12 14 16 18
20
25
30
Песок
15
40 45 50 60
70 80 100 120
140 170 200 210
270 125
Д !ClJplL I
I1рмменяс1ся пипегка и ш I и ipoviei р
1 ULLM
4096
1024
256
256
64
64
16
4
4
3,36
2,83
2,38
2,00
2
1,68
1,41
1,19
1,00
1
0,84
0/М
0,59
0 50
1/2
0,42
0 35
0,30
0,25
1 4
0,210 0 [77 0.149 0 125 1 'S
0,105 0,088 0 074 0 0625 1,16
0,053 0,044 0017 0,031 1 32
0 0156 1 64
0 0078 1 128
0,0039 1 '256
0,0020 0 00098 0,00049 0 00024 0,00012 0.00006
- 12 -10 - S
-6
-4
- 1,75 - I5 - 1 25 -1 0
- 0 75 - 05 -025
0 0
0 25 0 5 0 75 1,0
1 25 1 5 1 7S 20
2,25 2 с> 2 75 10
1 25 15 1 75 40
4 25 45 4 75 5 0
6,0
70
80
9,0 100 : 1 о 120 по (4 0
Ba ivtiы (boulder)
Кр>шми м и л а (cobble) TlI II.KJ (pebble) I равпи (granule)
Очень крупный песок (ver> coarse sand)
KpJ IlIlblll HCLOK
Cpc IH И Й ICCOK
(medium sand)
Тонким HCLOK
(finc sand) Очень гопали песок (very fine sand)
Крупный a ienpii!
(CO.IlSL Sill)
С релиии tLieupin
I O I I K I I M I iciipni
Очень ionkiin алеориг
Г пни
55
Происхождение частиц осадочного материала
сматривать зерна как сферы или сфероиды Читателю следует помнить, что при изучении многих зерен, в особенности фрагментированных биокластов, из-за особенностей их формы возникают затруднения при проведении рационального гранулометрического анализа
Следует отметить, что масса зерна изменяется пропорционально кубу радиуса (для сфероидов) Следовательно, сфера диаметром 10 мм в 5 раз «больше», чем сфера диаметром 2 мм, если сравнивать их по среднему диаметру, но по массе она больше в (53/13 = )125 раз. Учитывать массу очень важно, так как она выражает сопротивление движению (инерционная масса), которое нужно преодолеть для того, чтобы началось перемещение зерен.
Широко распространена гранулометрическая шкала Аддена-Уэнтуэрта с шагом размерности, который отсчитывается от центрального значения в 1,0 мм в виде прогрессии, кратной двум (табл 4 1) Такой шаг легко приспособить к логарифмическому масштабу ф (разд. 46).
Известен ряд взаимозаменяемых методов измерения размера зерен, причем выбор их зависит от того, как зерна физически свя-
Таблнца 4.2. Три полезных показателя величины зерен (по Аллену [12]) Наиболее широко используется ситовой диаметр, но приводимые здесь другие величины могут оказаться полезными для кварцевых зерен и зерен другого состава различного размера и плотности
Си ю во и лмаме!р
Объемный диаме>р Диамегр Свободно!о падения
П и р е к Il и не
P.I ;чср ViiiiNiMti ibiiiHi KHaipdiиой ячейки с т а iepei коюрзю
[фОХОДИГ JCpiKV ,JdVlCIb rc, ItfpHO кроме 11ни. iKfCj верхнее lhIO и i^uep/hdBi'iiсен Hd нижнем бодее толком line имеет сиговой ,KidMLip промежуточным между двумя размерами ячеек)
,IiidMeip шара имеющею
обьеч, pa IiiiMti обьечу зерна
Д и а ч с ф т а р а имеющею uitcne
же IiJiui нос п> и скорое м. с но
Сю Uioio на !синя и одной и юи
Ae жидкое 1 и Ilm i.j
как
и UHMOC зерно
заны в скопления, а также от формы и размера зерен (табл. 4 3). Более подробные сведения читатель найдет в специальных руководствах. Следует помнить, что измерения, сделанные по шлифам, необходимо откорректировать, чтобы они были сопоставимы с данными ситовых анализов (см. работы [270, 346]).
46. Расиреле ienne размеров зерен. В каждом образце осадочной породы присутствуют различные по размерам зерна (табл. 4.4). Данные по этому разнообразию могут быть статистически обработаны, так чтобы можно было сравнивать различные образцы и представить соответствующую интерпретацию. В силу этого возникает необходимость каким-то образом графически сопоставить частоту встречаемости с размером зерен
Простейший график представляет собой гистограмма, на которой площадь каждого вертикального столбика отражает процентное содержание (по весу) каждой размерной фракции (рис. 4.1). У простой гистограммы имеется то преимущество, что весь характер распределения можно охватить сразу одним взглядом; ее недостаток заключается в том, что последовательный ход изменений прерывается на границах классов. Разумеется, плавная частотная кривая, или кривая распределения, более удобна. Однако при считывании значений с кривой возможны
Таблица 4.3. Применимость различных методик гранулометрического анализа (частично по работе [635]) Отвердевшие породы дезагрегировать (с помощью H2O или слабо растолочь пестиком) (см. работу [146]) Породы, не поддающиеся дезагрегации, изучаются в шлифах, и размеры зерен определяются либо непосредственно с помощью масштабной линейки поляризационного микроскопа, либо на экране проекционной установки
OL Л IOK Vk-
Га. IHKd Hcx о к Ддеврит Г Iinui
Прямые ммеры (Kpoiinnp^v ie\i)
см IOHdiiiie Сиговаиие, оiчучинание счегчик Kaj.wepa (сч VtcCave Iarvis, 1972) Омоиание (Kpvnnhin), окучивание, счеччик Kayircpa, иинечка Г!пне!км, ыекфонкмй микроскоп LчсIчпк Kay 11ера
56
Часть 1
ошибки, так как перепады значений вблизи обоих концов кривой малы.
Необходимо, кроме того, преодолеть трудности, связанные с большим различием размеров зерен в одном образце. Так, в песке с галькой могут присутствовать зерна, различающиеся по размерам на три порядка. Наносить такие точки на график в обычном масштабе, на арифметической миллиметровой бумаге, неудобно; лучше применять логарифмическую бумагу. И наоборот, миллиметровую шкалу Уэнтуэрта можно преобразовать в логарифмическую и затем строить график на обычной миллиметровке [476]. В связи с этим следует заметить, что гранулометрические классы в шкале Уэнтуэрта образуют прогрессию 8, 4, 2, 1, 1 /2, 1/4, 1/8 мм и т д. Учитывая постоянный показатель этой геометрической прогрессии, можно построить шкалу с одинаковым шагом делений на классы, взяв логарифмы чисел К сожалению, десятичные логарифмы числовых пограничных значений классов имеют вид дробей, а не целых чисел, поэтому Крамбейн предложил использовать Iog2, в этом случае наша последовательность, приведенная ранее, приобретает вид 23, 22, 21, 2°, 2 " х, 2 ~ 2, 2 " 3 мм. Применение отрицательных логарифмов позволяет преодолеть трудности, связанные с необходимостью выражать обычные размеры песчаных фракций через отрицательные пока-
затели степени. Такие показатели представляют собой единицы измерения размеров зерен в шкале ф. Следовательно, ф = = — Iog2 мм.
Для нашей последовательности, которую мы приводили выше, единицы составят - 3, —2, —1, О, 1, 2, 3. Поскольку единицы считаются безразмерными, корректнее будет принять, что
Ф= -Iog2--,
"О
где d0~«исходный» диаметр в 1 мм. Вероятностное распределение порождает
еще одну проблему. Долгое время предполагалось, что кривая распределения с логарифмической абсциссой близка к кривой нормального распределения. В таком случае к распределению зерен должна была бы применяться логнормальная функция. Для решения вопроса о логнормальном распределении можно построить график, на который наносится кумулятивная кривая в процентах; при этом для ординаты специально построенного вероятностного распределения используется масштаб шкалы ф, а для абсциссы-арифметический масштаб. В таком случае логнормальному распределению будет соответствовать прямая линия. Однако в преобладающем большинстве случаев распределения зерен лишь приближаются к логнормальному.
Таблица 4.4. Детальная характеристика ситового анализа среднезернистого хорошо отсортированного песка, с положительной асимметрией распределения, эолового (по Бэгнольду [41]). Этот анализ используется как базовый для различных способов графической интерпретации распределения гранулометрии на рис. 4.1
PaiMtp ячейки меш ( а н п )
12 16 20 24 30 40 50 60 SO 100 I 50 200
ад
Размер ячейки. MM
I 58 1,17 0,9(5 0,755 0,592 0,414 0,318 0,26! 0,191 0,114 0,099 0073 0,054
Ф
-0,65 - 0,23 + 0,13 -г 0 , 4 0 + 0 75 -+- 1 , 1 3 + 1,65 + 1,92 + 2,40 + 3,13 + 3 33 + 3,79 + 4,21
BLC ";,
0.005 0,043 0,338 1,855 14 120 51,776 20,300 6,080 3 860 1,105 0,404 0,082 0,024
Кум) 1н 1 BCL " „
0005 0 048 0 386 2 241 16,36! 68,137 88,437 94 517 98.377 99,482 99,886 99,968 99 992
57
Происхождение частиц осадочного материала
Большая часть исследователей наносят данные гранулометрических анализов на ординату, где показаны кумулятивные проценты в вероятностном масштабе, и на абс-
Рис. 4.1. Примеры графической интерпретации гранулометрических данных, приведенных в табл 4 3 а-гистограмма, б-кумулятивная кривая с вертикальной осью в арифметическом масштабе, в-кумулятивная кривая в вероятностном масштабе, г-вертикальный масштаб логарифмический, где N - выраженное в весовых процентах количество данной фракции, задержанное между ситами с определенным размером ячейки Следует заметить, что (в) и (г) опровергают представление о гранулометрическом распределении как логнормальном Кривая (г) скорее гипербола, чем парабола (см Bagnold, Barndorf-Nielsen, 1980); д - сопоставление статистических показателей, полученных графическим методом Фолка, и показателей, рассчитанных на ЭВМ Заметьте, что графический метод сильно занижает асимметрию
циссу, где размеры выражены в единицах ф и показаны в арифметическом масштабе (рис. 41), молчаливо подразумевая, что к ним применимы понятия ошибки Гаусса или вероятностное распределение. Этому противоречат или усложняют его три особенности распределения размеров зерен
Во-первых, многие авторы предполагают, что кумулятивная кривая распределения размеров зерен представляет ряд прямых отрезков (рис. 6.10), а не одну линию [838, 573] Каждый прямолинейный отрезок рассматривается либо как усеченное «нормальное» распределение, либо как часть системы перекрывающихся нормальных распределений Подобные отрезки распределений связывались с гидравлической сортировкой, и в таком случае определенные части отрезков либо представляли собой фракции донных или взвешенных наносов (см. гл. 6), либо указывали на абразию зерен или на их первоначальное происхождение
- 0.5 0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0
-0,5 0
1.0
2,0 2,5 3,0
Диаметр зерен ,ф
- 0 , 5 0 0,5 1,0 1,5 Дилистр зерен, ф
Песок среднезернистын, хорошо сортированный, очень сильная асимметрия + i
58
Часть 1
Во-вторых, нужно помнить, чго в боль- 4в Чирик ирис шка «ющ пиши icpcii В до-
шинстве случаев образцы, отобранные для полнение к характеристикам распределения
гранулометрического анализа, содержат зерен с помощью одной или нескольких гра-
следы многочисленных отличающихся одна фических методик, описанных в предыду-
от другой обстановок осадконакопления щем разделе, необходимо знать такие осо-
Другими словами, гранулометрические ана- бенности, как средний размер зерен
лизы выявляют валовую сортировку, а не со- и разброс значений относительно среднего
ртировку, связанную с отложением или Модой называется величина наиболее часто
транспортировкой наносов [242]. Недавно встречаемого размера зерен, которая сопроведенные детальные исследования еди- ответствует самой высокой точке на частотничных слойков в песчаных отложениях по- ной кривой или наиболее крутому участку казали, что распределения в них не являют- кумулятивной кривой. Медиана делит чася ни нормальными, ни логнормальными стотную кривую на две равные части и со[312]. Большинство распределений резко ответствует точке 50% на кумулятивной усечено, и оказывается, что места усечения кривой Среднее (|i) определяется как сумма в распадающихся на сегменты распределе- размеров, деленная на число измерений; заниях, о которых упоминалось ранее, нельзя писанное математико-статистическими симпросто объяснить происхождением в ре- волами, оно будет выглядеть следующим зультате процесса волочения донных нано- образом • сов или перемещения взвешенных наносов
(гл. 6). Тот факт, что во многих кумуля-
тивных частотных распределениях, приве-
(41)
денных в литературе, отмечается логнор-
мальное распределение, позволяет предпо- где х(-величина г-го измерения; ]Г-сумма
ложить, что валовые пробы, объединяющие всех значений х от 1 до п Средний размер
сообщества зерен многих элементарных зерен-более существенный показатель для
слойков, представляют собой комплексы та- оценки всего распределения, чем медиана
ких индивидуально различных элемен- или мода Симметричные частотные кривые
тарных распределений, особенности ко- имеют одну уникальную ценную особен-
торых сглажены
ность - их среднее значение представляет со-
В-третьих, изучение тщательно рассеянных на ситах хорошо сортированных образцов эоловых песков показало, что крайние фракции (самые тонкие и самые крупные -Перев) обычно присутствуют в более значительных количествах, чем сле-
бой одновременно моду, медиану и среднее арифметическое (рис. 4 2). Разброс значений вблизи средней называется среднеквадра-
тичным отклонением, в с е д и м е н т о л о г и и
именуемое сортировкой, оно представляет собой квадратный корень из дисперсии:
довало бы ожидать из вероятностного рас-
пределения (рис. 4.1). По данным недавно б 2 =
(4 2)
проведенных работ ([47]; Bagnold, Barndorff-Neilsen, 1980), такое распределение фракций является логгиперболическим и представляет собой смесь нормальных распределений.
В заключение можно добавить, что распределение в особых образованиях, таких, как элювиальная дресва, не испытавших стадии транспортировки, существенно отличается от логнормального. В них наблю-
(а)
Медиана и
/ -JZ вреднее
/
у Грубые фракции
(6) <•-*>
Тонки(е+ф*р>акции
, Медиана Среднее
Среднее
Медиана
дается своеобразное распределение, подчи-
няющееся известному закону Розина, кото-
рому на специально разработанной графи-
Рис. 4.2. Иллюстрация понятия о характере распределения. а-симметричное распределение;
ческой вероятностной бумаге отвечает пря- б-положительная асимметрия; в-отрицатель-
мая линия.
ная асимметрия
59
Происхождение частиц осадочного материала
где 52 - дисперсия; 5 - среднеквадратичное отклонение
Чем больше разброс значений от среднего, тем выше среднеквадратичное отклонение. Следует заметить, что одно среднеквадратичное отклонение от среднего охватывает 68,3% нормального распределения, два -95.5%, три среднеквадратичных отклонения охватывают 99,7%
Два показателя, рассчитываемые по формулам для получения среднеарифметического размера и среднеквадратичного отклонения, называются соответственно первым и вторым моментами Их довольно хлопотно вычислять вручную по необработанным данным гранулометрического анализа, но на ЭВМ они рассчитываются без затруднений Для ускоренной приблизительной оценки среднеарифметического размера и среднеквадратичного отклонения разработаны графические приемы, с помощью которых необходимые значения размеров зерен считываются с кумулятивной кривой [270]
Приводимые ниже простые формулы применимы только для кумулятивных кривых или гранулометрических графиков в шкале ф (рис 4 1).
ских методов, ф 16 + ф 84 — 2ф 50
ьк, = -
2 (ф 84 — ф 16)
> 5 + ф 95 — 2ф 50
(4 6)
2(ф95 — ф 5)
Следует обратить внимание, что в отличие от среднеарифметического и от среднеквадратичного отклонений асимметрия не выражается в единицах ф Для симметричной кривой асимметрия равна нулю Кривые с избытком тонких фракций характеризуются положительной асимметрией, с избытком грубых - отрицательной (табл. 4 5)
4i I раи\ IOMtf рнчсскис iiapauei ры и pauipc-
K1 и1 кия Среднеарифметический размер представляет собоц простой параметр для сравнения силы тяжести, которая должна быть уравновешена для того, чтобы приложение влекущей силы потока обусловило перемещение зерен воздушным или водным потоком. Очень полезны графики, отражающие взаимосвязь среднего диаметра с какой-либо величиной, характеризующей транспортирующую способность потока.
(ф 1 6 + 5 0 + 84) гр-
афическое значение
(4.3)
среднего размера,
ф 84 - 16
а, = - — :
+
ф 95—5 среднеквадра-
(44)
6,6
тичное откло-
нение,
где ф 16, 50 и т д - значения ф на различных процентных уровнях кумулятивной частотной ординаты
Следующим полезным показателем распределения является асимметрия, рассчитываемая как третий момент:
sfe= I (X1-^i)3/",
(4 5)
или, с п о м о щ ь ю приблизительных графиче-
Таблица 4.5. Значения сортировки и асимметрии для статистических данных, обработанных графически, со словесными определениями [270]
Стандартное отклонение^(№ ^ти^о вка)
Словесное определение Очень хорошая сортиров-
ка
0,35-0,50ф
Хорошая сортировка
0,50-0,71 ф
От умеренной до хорошей
сортировки
0,71-1,00ф
Умеренная сортировка
1,00-2,0ф
Плохая сортировка
2,00-4,00ф
Очень плохая сортировка
4,00ф и и болееИсключительно плохая
сортировка
Асимметрия
+ 1 , 0 0 - ( + 0,30)
Сильная
асимметрия
в сторону тонких фракций
+ 0 , 3 0 - ( + 0,10)
Асимметрия в сторону
тонких фракций
+ 0,10-(-0,10)
Почти симметрично
-0,10-(-0,30)
Асимметрия в сторону
грубых фракций
- 0 , 3 0 - ( - 1,00)
Сильная
асимметрия
в сторону грубых фракций
60
Часть 1
К ним относятся графики пороговых значе- аллювиальных и эоловых песков [279], по-
ний (разд 6г) и графики состояний донных зволяет увидеть некоторые особенности,
форм (разд. 8а, 86) Если принять, что в по- упомянутые выше. Правда, новейшие иссле-
ток могут поступать с одинаковой вероят- дования [736] заставляют усомниться, что
ностью зерна любой размерности, то сред- такой подход применим во всех случаях На
ний диаметр зерен в рассматриваемом типе рис. 4 3 видно, что аллювиальные пески ха-
отложений будет говорить о силе потока. рактеризуются сравнительно плохой сорти-
Наличие градационной слоистости свиде- ровкой и положительной асимметрией,
тельствует о том, что транспортирующая а пляжевые пески-хорошей сортировкой
способность потока изменялась во времени и отрицательной асимметрией. Попытки де-
Сортировка или среднеквадратичное от- тальнее выявить условия осадкообразоваклонение в отложениях являются показате- ния на основе гранулометрических анализов
лем их однородности, обусловленной дей-
ствием течения во время транспортировки отложения. В результате селективного вы-
Примерная линия +2 раздела
мывания (например, в условиях пляжа) тон-
кие фракции могут быть удалены, вследствие выборочного износа могут накопить-
у-% „ . : * : * -
ся одинаково тонкие зерна В эоловых
отложениях отсутствуют как тонкие фрак-
ции, распыляющиеся в атмосфере, так
и грубые, для переноса которых транспортирующая способность воздушных течений
\
V7
, \
V •\
-2 -
недостаточна. В результате формируются
"J \
I
очень тонкозернистые однородные песчаные отложения. Во время транспорти-
7) •)
\ Речные пески а '
I
I
^
I
I п7
V
I
\
Пляжные
1 1
пески ч I
1 I—!—!
ровки и отложения ледниковых морен тако-
0,1 0,3 0,5 0,7 0,9 1,1 1,3
го разделения не происходит, и поэтому
Среднеквадратичное отклонение
в них присутствуют любые фракции-от Рис. 4.3. Взаимосвязь асимметрии и среднеква-
глинистой до валунной. При желании чита- дратичного отклонения (сортировки) по данным
тель может припомнить и другие примеры подобных отложений.
для современных речных и пляжевых песков Видно, что поля отчетливо различаются, однако следует помнить о критике этого метода [736] Та-
При валовом опробовании отложений асимметрия довольно четко отражает характер обстановки осадкообразования. В некоторых аллювиальных песках асимме-
кое различение может оказаться полезным для разделения флювиальных и пляжевых песков в стратиграфическом разрезе (по Фридману [280], применение к древним осадкам см. в работе Лидера и Нами [498]).
трия положительная, так как осадки обогащаются тонкими алевритовыми частицами, осаждающимися после спада паводка Пляже вые пески по контрасту обычно имеют отрицательную асимметрию, поскольку тонкие частицы избирательно вымываются постоянным действием волн, а более грубые зерна представляют собой остаточные «хвосты» перемывания. Эоловые пески, как правило, характеризуются положительной асимметрией, поскольку ветер малоэффек-
обычно не имели успеха, так как поля точек перекрывались, а статистические приемы выделения полей, соответствующих только одной обстановке, отсутствуют. В качестве примера можно привести диаграммы, в которых использованы только три внешние характеристики сообщества зерен: процентиль1, медиана и процент фракций менее Зф [627]. Как мы постараемся показать в дальнейшем, построения, касающиеся
тивен при транспортировке грубых частиц, которые обычно остаются на месте, и представляю г собой остаточные отложения (lag deposits).
Простая диаграмма, демонстрирующая
1 Автор диаграммы P Пассега в качестве, максимального размера зерен использует параметр С, который представляет собой 1%-ньгё квантиль, т е такой размер, относительно кото-' рого более крупные зерна составляют лишь 1%
взаимосвязь сортировки и асимметрии для от массы породы-Ярил* ред
61
Происхождение частиц осадочного материала
обстановки осадконакопления, должны основываться на ряде факторов (фации, палеогечения, геометрия осадочных тел, размер зерен), а не на одном
4 I. HiIioc и раскалывание зерен Несмотря на важность указанных в заголовке процессов, в количественном отношении об их скорости и механизме известно немногое. Износ зерен в процессе транспортировки происходит в результате появления трещин, обусловленных столкновением частиц, при котором кинетическая энергия передается от зерна к зерну Естественно предположить, что в воздухе описываемый процесс эффективнее, чем в воде. В последнем случае более высокая фактическая плавучесть зерен и высокая вязкость жидкости «сглаживают» результаты столкновений. Эксперименты показывают, что эоловый износ кварца в IOO-IOOO раз больше, чем во время транспортировки речным потоком на то же расстояние [450] Как при ветровом, так и при водном переносе износ стремится к нулю для частиц мельче 0,05 мм
В природных водотоках округление гальки крупного гравия происходит на более коротких расстояниях, чем это рассчитывается по данным лабораторных исследований в качающихся цилиндрах Вероятно, объяснение этому можно найти в наблюдавшихся явлениях абразионного износа гальки перед достижением порога ее срыва с места и транспортировки [727] или по достижении такого порога, когда на частицу действуют подъемная сила и напряжение сдвига (гл. 6). Уменьшение крупности вниз по течению иногда можно выразить в виде отрицательного экспоненциального отношения, одной из форм которого является «закон» Штернберга
W= W 0 e x p [ - A ( X - X 0 ) ] ,
(4.7)
где W- вес наиболее крупной частицы на
расстоянии х от места ее происхождения;
W0-вес в какой-либо точке х0; а-постоянная величина для данного потока Подо-
бные экспоненциальные «законы» как будто
подходят для объяснения возрастания вниз
по течению округленности и сферичности
зерен (разд. 4е) Эти равенства подтвер-
ждают результаты лабораторных исследоeaHHfi, которые показали, что уменьшение
размеров частиц под действием физического износа становится все менее и менее эффективным по мере того, как размеры частиц уменьшаются, так что, например, песчинки кварца могут пройти в воде путь в 1000 км, потеряв всего менее 0,1% веса. Снижение крупности в таких песчаных отложениях, наблюдаемое вниз по течению, без сомнения, объясняется гидравлической сортировкой. Это не должно нас удивлять, так как давление, передаваемое от зерна к зерну при их столкновении, связано со степенью потери момента, что в основном определяется массой частицы. Как уже упоминалось, масса выражается как функция куба радиуса, поэтому отношение масс галек и песчаных зерен радиуса 50, 5 и 0,5 мм равно 125000-125-0,125.
Раскалывание зерен кварца эндогенного происхождения во время транспортировки их водой или ве гром сильно облегчается наличием в них интенсивной трещиноватости [589] и ослабленных плоскостей отдельности [858] (см. разд 4е) Трещины могут быть связаны с внутренними напряжениями, возникающими в кристаллах в связи с переходом альфа-кварца в бета-кварц, что имеет место при кристаллизации гранитных тел ниже 573 jC [763]. Высокотемпературный альфа-кварц1 имеет более низкую плотность, чем низкотемпературный бета-кварц, поэтому такой переход сопровождается уменьшением объема примерно на 1,5% Возникающие при этом напряжения, с одной стороны, по-видимому, ослабляют связь кристалла кварца, как единого целого, с соседними кристаллами, повышая его «эродируемость», а с другой стороны, создают внутри отдельных кристаллов системы микротрещин.
4е Форма и облик зерен. Часто не различают две стороны морфологии зерен -ока-
танностъ и сферичность. О к а т а н н о с т ь - сте-
пень сглаженности поверхности зерен. Значит, могут существовать окатанные палочкообразные зерна Окатанность можно выразить количественно как отношение среднего радиуса окружности, описываю-
1 В отечественной минералогической литературе принята противоположная индексация, и акварц считается низкотемпературной модификацией - Прим ред
62
Часть 1
щей все углы зерна, к радиусу вписанного круга Вычислить 1акие соотношения для большой популяции зерен-дело довольно трудоемкое Обычно среднюю окатанность оценивают с помощью стандартного набора изображений зерен (рис. 4.4)
Значения сферичности показывают, насколько близко данное зерно приближается к шару, у которого три перпендикулярные друг другу оси X J H z равны. Предложены многочисленные формулы для оценки сферичности, но лучший показатель, разработанный Снидом и Фолком [772],-это макси-
мальная проектированная сферичность \|/р
По их определению, фр = (52//г)1/3, где /, i и s представляют собой наиболее длинную, среднюю и короткую оси. Эта формула принимает во внимание механизм осаждения зерен в жидкости, поскольку позволяет сравнить максимальную проекцию зерна с проекцией сферы равного объема В шлифе сферичность подкрепляется понятием удлиненности, которое определяется как отношение ширины зерна к его длине.
Форма зерен определяется отношением осей 11 и s. Зерна можно классифицировать по форме, исходя из понятий равноосного, стержнеобразного и дискообразного зерна, представляющих собой крайние случаи морфологического разнообразия, и применяя треугольную диаграмму [722].
В последние годы много внимания уделялось изучению микрорельефа песчаных зерен с помощью электронного микроскопа [536] Было установлено, что на зернах имеется ряд систем растрескивания и следы
соударении, причем некоторые из них, возможно, являются диагностическими признаками определенных обстановок Следует отметить, что осуществление палеогеографического анализа обстановок на основе этих данных-дело ненадежное, так как часто присутствуют реликтовые признаки или следы переработки Несомненно, изучить статистически надежное число зерен и определить процентное содержание зерен с различными признаками-нелегкая и трудоемкая задача. Исследования с помощью электронного микроскопа выявили два очень интересных факта Во-первых, было установлено, что в кварце на микроскопическом уровне преобладает разрушение по плоскостям отдельности [858], что приводит к образованию кварцевых обломков размером менее 50 мкм [765], хотя макроскопически видно, что он склонен распадаться по трещинам Изучение глин ледникового происхождения показало, что значительная часть этих отложений состоит из очень тонких (3 нм) таблитчатых обломков кварца, отколовшихся по плоскостям отдельности Предположительно алевриты эолового происхождения также содержат такой детрит Во-вторых, стало ясно, что поведение частиц в процессе трения (см. разд. 76) помимо хорошо заметных «углов», макроскопически наблюдаемых
Рис. 4.4. Фотографии зерен, которые можно применить для определения окатанности
Угловатые
Слабоугловатые
Слаб окатан]
Слабая сферичность
Окатанные
63
Происхождение частиц осадочного материала
при определении окатанности, в известной мере зависит и от микронеровностей на поверхности зерен
4л (помета aipciinoii jepcii Накопление
зерен при формировании отложений неиз-
бежно приводит к образованию упаковки,
определяющей многие валовые свойства зе-
рен. Концентрация объема фракций (С) зе-
рен в пределах каких-либо отложений до их
цементации представляет собой отношение
объема, занятого зернами, к общему объе-
му Объем пор (P)i или пространства, «не занятого» зернами, в пределах некоторого
объема можно представить как
P=I-C
(48)
Бэгнольд [41] развивал концепцию линейной концентрации ( Д которая представляет собой отношение диаметра частицы (d) к расстоянию между соседними частица-
Рис. 4.5. Вертикальные разрезы, иллюстрирующие кубический (а) и ромбоэдрический (б) способы упаковки шаров одинакового размера Эти две упаковки соответствуют теоретическому максимуму и минимуму пористости
ми (s), т.е.
точно представить себе различия, возникаю-
X — d/s
(4-9)
щие при неправильной упаковке равноосных сфер, кубов и пластин. Очень высокая
Эта величина линейной концентрации пористость может возникнуть при накопле-
связана с концентрацией объема фракций нии обломков раковин, когда «дыры» сохра-
следующим образом
няются, если ранняя цементация (гл 29) препятствовала уплотнению Во многих све-
C =
OA+О'
(410)
жеотложенных глинах обнаруживается очень высокая (до 90%) исходная пори-
стость, связанная с сетчатой укладкой че-
где С# - максимально возможная концен- шуек глинистых минералов, обусловленной трация, когда X = оо (5 = 0) в условиях ром- флоккуляцией (гл 9, И), но уплотнение, как
боэдрической упаковки (см. ниже) С# для правило, приводит к исчезновению такой
шара равна 0,74.
пористости
Упаковка частиц в отложениях частично Воздействие скорости осадкообразования
определяет пористость,
проницаемость на упаковку описано в работе Грея [315]
и прочность. Существуют разные типы упа- При большой скорости осадконакопления
ковок для скоплений сферических зерен На- происходят соударения частиц и возникают
иболее простыми конечными членами ряда помехи, мешающие отложению на поверх-
являются кубическая и ромбоэдрическая ности осадка (которая перемещается снизу
упаковки (рис 4 5), в которых пористость вверх). Это препятствует отдельным части-
составляет 48 и 26% соответственно. Эти ве- цам занять оптимальное положение для
личины можно принять как максимальную образования правильной ромбоэдрической
и минимальную для примерно равных сфе- упаковки, которая может возникнуть при
роидных тел В большей части естественных малой скорости осадконакопления. Форми-
отложений, сложенных зернистым материа- рующаяся местами кубическая упаковка
лом и не прошедших стадию цементации, и наличие пустот приводят к повышенной
пористость имеет промежуточные значения пористости (рис 4.6) Такие взаимные поме-
На характер упаковки, а следовательно, хи должны особенно сильно сказываться
и на многие свойства отложившихся частиц при отложении хлопьеобразных частиц, повлияет ряд факторов. Вероятно, одним из скольку в накопившейся массе содержится важнейших является форма зерен. Доста- много вертикально расположенных хлопь-
64
Часть 1
,-45о H |40-
C
351 " I
I
1 IL
IO0
JO1
IO3
IO3
Интенсивность осаждения , кг*м~3 *с~1
флюид, заключенный в порах, может перемещаться по их системе1. Ясно, что между этими двумя параметрами связь вообще может отсутствовать Уяснению этого различия может помочь аналогия с домом, где комнаты можно сопоставить с порами, а соединяющие их коридоры и двери-с проницаемостью. Степень взаимосвязи пор, несомненно, имеет большое практическое значение в нефте- и водоносных горизонтах. Многие диагенетические процессы (в основном уплотнение и рост аутигенных минералов) приводят к уменьшению взаимосвязи между порами (см гл. 27-31).
i 45 -
0 и
'•
U
\
1 40 -
С
351
1
1
1
10-1
IO0
_ IO1
Скорость падения , м*с 1
Рис. 4.6. Пористость песчаных агрегатов как функция скорости отложения (а) и скорости падения отдельных частиц (б) (по Грею [315]).
ев, что определяет высокук* пористость Рост скорости падения частиц приводит к снижению пористости (рис. 4.6) и обусловливает плотную упаковку, так как при ударах частиц о дно кинетическая энергия передается нижележащим слоям, при толчках возникают напряжения, что и приводит к снижению пористости (рис. 4.6). Переориентировка частиц под действием вибрации широко используется в промышленности и в быту для того, чтобы добиться наиболее удовлетворительного заполнения какой-либо емкости или контейнера.
Пористость естественных песков с одинаковой упаковкой, разумеется, не зависит от размера зерен, однако она может изменяться в зависимости от сортировки [65]. Эксперименты показали, что между хорошо сортированными и плохо сортированными песками с одинаковым медианным диаметром разница в пористости достигает 25%.
Пористость и проницаемость-принципиально различные параметры. Как мы уже знаем, пористость-это часть пространства, расположенная между твердыми частицами в данном объеме Проницаемость, напротив, характеризуется скоростью, с какой
4j. Об ориентировке зерен. Изучение строения позволяет установить характер ориентировки зерен в агрегатах. Понятно, что сферические зерна не обладают преимущественной ориентировкой. Не равные по размерам зерна иногда могут не обнаруживать четкой ориентировки. В обоих случаях мы говорим об изотропном строении Анизотропное строение обычно возникает в процессе транспортировки зерен или их осаждения, которые приводят к тому, что зерна «выстраиваются» в каком-то предпочтительном направлении (см. работу [425]). Вероятно, одним из наиболее распространенных видов анизотропного строения является черепитчатое расположение, когда зерна располагаются длинной осью а перпендикулярно направлению течения, и наклонены под небольшим ( < 20°) углом против течения. Такая ориентировка возникает при слабом движении донных наносов (перекатывание или скольжение зерен). При более сильном течении зерна стремятся к сальтации и ориентируются осью а параллельно направлению течения. Преобладающая ориентировка очень сильно зависит как от способа транспортировки, так и от способа отложения. Удлиненные зерна в зернистых и грязекаменных потоках (гл. 7) также приобретают ориентировку длинной осью параллельно течению, а плоскость Ь-с
1 Строго говоря, проницаемость-это свой-
ство породы пропускать сквозь себя флюиды^
Коэффициент проницаемости, как мера этого
свойства, имеет размерность площади м2. По-
этому скорость фильтрации при прочих равны*
условиях является лишь функцией проницаемо^
с т и - Прим ред
}
65
Происхождение частиц осадочного материала
наклонена против течения. В моренах обломки обнаруживают параллельность осей а направлению движения потока (гл. 17), но определенная их часть ориентируется перпендикулярно. Изотропное строение обычно формируется при очень быстром отложении, как, например, в осадках мутъевых потоков, очень сильно насыщенных твердой составляющей.
4и. Выводы. Современные методы обработки гранулометрических анализов на ЭВМ дают возможность быстро вычислить средний размер зерен, среднеквадратичное отклонение, асимметрию и другие статистические характеристики. Эти свойства распределений размеров зерен являются фундаментальными описывающими их параметрами, находящими широкое применение в седиментологических исследованиях. В гранулометрии широко используется логарифмический масштаб (ф). Интерпретация гранулометрических данных противоречива, особенно это относится к так называемым прямолинейным отрезкам. Новейшие попытки гидравлической интерпретации и изучение гранулометрии отдельных тонких слойков показали, что следует различать сортировку вообще и сортировку в процессе переноса. Износ кварцевых зерен и их раскалывание во время транспортиров-
ки сильно облегчаются наличием ослабленных плоскостей отдельности и трещин. Общие особенности совокупности зерен (такие, как пористость, упаковка и проницаемость) определяются рядом переменных, включая форму зерен, скорость осадконакопления и сортировку
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Книгу Фолка [270] можно еще раз рекомендовать как возбуждающее мысль, ясное и не требующее математической подготовки вводное изложение проблемы, касающейся размеров и формы зерен. Ясное введение в статистические проблемы дано в работе Тилла [824] Методика анализов описана Карвером [146]. Альтернативные взгляды на проблему прямых отрезков (гранулометрических кривых.- Перев) изложены в работах Вишера [838] и Миддлтона [573]. Представления Бэгнольда изложены в его книге [41], строгая статистическая терминология-в статье, написанной совместно с БарцдорффомНильсеном, специалистом по математической статистике (Bagnold, Barndorff-Nielsen, 1980), а Грей [315] приводит множество ценных данных об общих особенностях осадочных пород. В статье Бирда и УэЙла [65] приведена серия фотографий, иллюстрирующих различие сортировки в песках; их можно применять для визуальной оценки сортировки, не прибегая к количественному детальному анализу.
2
Поток жидкости и транспортировка осадков
До того как отдал я тридцать лет изучению Дзен, видел я, что горы-это горы, а воды-это воды. Достигнув углубленного знания, пришел я к тому, что горы-это не горы, и воды-это не воды. Но, проникнув в самую суть, достиг я спокойствия. Ибо теперь снова вижу я, что горы-это горы, а воды-снова воды.
Из высказываний Чинь-Юаня
Фото 2. Интенсивный перенос материала по обнажившейся поверхности межприливной отмели при сильном ветре. Обратите внимание на плотность и мощность приповерхностного слоя, нагруженного транспортируемым материалом (который частично скрывает ноги человека), и хорошо заметные «ветровые гряды» песка, позволяющие наблюдать мощные вторичные завихрения в приграничном слое ветрового потока (Уэлс, северный Норфолк, Англия)
- ч
67
Поток жидкости и транспортировка осадков
Тема. После образования зерна осадочного материала могут включиться в многочисленные системы потоков, существующие на поверхности суши и в море. Во второй части книги мы рассмотрим основополагающие принципы движения однонаправленного потока жидкости, уделяя особое внимание его способности переносить зернистый материал. Любая движущаяся жидкость может прилагать к неровным границам твердого тела горизонтальную и вертикальную составляющие силы, которые осуществляют работу по перемещению зерен и по размыву слоев осадка. Мы не стремимся здесь к подробному математическому выводу уравнений поведения чистых жидкостей. Большее внимание мы уделяем динамике системы из жидкости и зернистого материала с точки зрения общих законов физики. Этот раздел гидравлики размываемого дна, интересный сам по себе, представляет научную основу изучения осадочных текстур и осадочных фаций Дальнейшие аспекты условий осадкообразования и природных потоков (в пустынях, зонах приливов и волнений) рассмотрены в соответствующих главах части 5.
5
Свойства жидкостей и их движение
5а. Введение. В каком бы климате мы ни жили, каждодневный опыт помогает нам постичь сложность движения флюидов: порывы ветра с завихрениями, которые мы наблюдаем благодаря движению взвившихся в воздух листьев; величественное зрелище переполненного обломочными зернами речного потока, образующего водовороты; разливы и паводки, вырывающиеся из устьев обычно сухих русел в пустыне; закручивающиеся внутрь спирали торнадо - «дьявола пустыни». В данной главе мы рассмотрим некоторые основные особенности движения жидкостей. Уровень изложения потребует лишь элементарных знаний в области механики. Простейшие выводы некоторых основных уравнений кратко изложены в приложениях в конце каждой главы Читатель должен все время помнить о значении в области седиментологии фундаментальных особенностей механики жидкостей для проблемы транспорта осадочного материала Труды по гидромеханике
5*
более высокого уровня обычно носят «чистый» характер и рассматривают математические выводы фундаментальных уравнений потока применительно к жидкости, в которой нет зерен Поскольку решение таких частично дифференциальных уравнений не просто, многое можно установить с помощью экспериментальных исследований в области механики жидкостей. Применить законы динамики жидкостей к естественным потокам, транспортирующим твердый материал, нельзя без значительных математических упрощений.
Сначала давайте усвоим, что термин жидкость 1 относится к целому ряду веществ,
1 В переводе использовано дословное значение слова fluid В отечественной научной литературе для обозначения рассматриваемых веществ-жидкостей и газов, обладающих указанными ниже свойствами, в частности миграционной способностью («текучестью»), используется общий термин «флюид», т.е. слово это не переводится -Прим. ред
68
Часть 2
примерами которых в природе могут слу- ки. Несмотря на это, можно быть уве-
жить такие жидкости, как вода, кровь, сырая ренным в том, что и небольшой объем газа
нефть, и такой газ, как воздух. -Для всех в целом движется в каком-то направлении
перечисленных тел характерно общее свой- с некоторой скоростью. Поскольку вектор
ство -приложение самой незначительной скорости поддается измерению, можно
внешней силы заставляет их изменять принять на основе гипотезы континуума,
внешнюю форму непрерывно, пока прила- что наши измерения характеризуют сред-
гается сила. Поэтому жидкость может со- нюю скорость в некоторой точке.
хранять однажды принятую собственную
форму только в том случае, если она огра- 56. Физические свойства. Плотность (р)
ничена какими-то внешними границами. Та- представляет собой массу, приходящуюся кие же ограничения применимы и к газам, на единицу объема (ML " 3), и ее нельзя сме-
например к воздуху; кроме того, газ стре- шивать ни с удельной плотностью (отноше-
мится заполнить весь объем, который ему ние плотности жидкости к плотности воды),
доступен. Следовательно, в отличие от жид- которая численно равна плотности только
кости он не может иметь собственной сво- в системе СГС (ныне неприменяемой), ни
бодной поверхности.
с удельным весом (сила веса на единицу
Далее, согласимся, что мы не будем объема) Значения плотности ряда есте-
учитывать процессы, идущие в жидкости на ственных жидкостей приведены в табл. 5.1.
молекулярном уровне; будем считать, что Газы, например воздух, характеризуются
свойства жидкости, рассмотренные ниже, небольшой плотностью и способностью
относятся к некоторому ее объему, в кото- сжиматься до любого объема Низкая плот-
ром располагается большое число от- ность объясняется малым числом молекул
дельных молекул. Приняв эту гипотезу кон- на единицу объема, а высокая сжимае-
тинуума (непрерывности) как формальную, мость-большими расстояниями между ни-
поскольку интуитивно мы ее так или иначе ми. Плотность уменьшается при повыше-
принимаем, мы получаем возможность рас- нии температуры. Значительно большая
сматривать такие свойства жидкости, как плотность жидкостей по сравнению с газа-
плотность, вязкость, температура и ско- ми отражает гораздо большее число моле-
рость, в качестве усредненных параметров кул на единицу объема. По той же причине
применительно к небольшим объемам и от- сжимаемость жидкостей гораздо меньше,
дельным частицам жидкости. Проиллю- чем у газов. У большинства жидкостей при
стрируем такое упрощение на примере воз- снижении температуры наблюдается тен-
душного потока. Известно, что отдельные денция к снижению плотности; исключение
молекулы газа движутся с очень большой составляет вода, которая, как широко из-
скоростью, но довольно беспорядочно, хотя вестно, расширяется ниже + 4°С (гл. 1).
относительно друг друга их скорости вели- Вязкость (ц) является мерой сопротивле-
Таблнца 5.1. Плотность и молекулярная вязкость некоторых естественных и искусственных «жидкостей»
IkfIItC I lit)
Г1 IOUIiiC Ib KIM1
M o ILK\ !яркая ИЯ IKOC I Ii. NCM-
Во UJ х
Во и
Г IKHCpfin О л и ж е н н ы н носок П о т о к и ООЛОМОЧНО! о м* Башлыоная ма[ма* Верхняя мапгмя
1 3 I ООО 1262 И папина млсриа150()- 2 6 0 0 * * 2700 3300
I 78 10 s (20 С) 1,00 10 1 (20 С)
I 5 0 10° ( 2 0 С)
* 1 0 0 IOn
^ 1 00 IU2 1 00 IO1 3 00 IO2 - 3 0 0 IO3
^ 1 00 10:о
П о т о к и Iicti ыо I он DUCK о Г I) типа
Значения моинются в SJBIICIIMOLIH Ot содержания волы
^
69
Поток жидкости и транспортировка осадков
ния вещества изменению формы при конечной скорости: например, при помешивании жидкости в сосуде движение ложки испыты-
вает сопротивление из-за вязкости вещества Вязкость измеряется в единицах силы, деленной на единицу площади и на единицу градиента скорости (ML " 1 T " 1 ) . Мы рассматривали здесь только чистые жидкости. Однако надо иметь в виду, что добавление растворенного или тонкораспыленного ве-
щества может резко увеличить вязкость в объеме жидкости, которая становится уже нечистой. Эта проблема была теоретически изучена Альбертом Эйнштейном в 1905 г. для случая сильно разбавленных суспензий. Для седиментологии эти результаты имеют важные следствия (гл. 6 и 8).
Рис. 5.1. Схематический график, иллюстрирующий «ньютоновское» и «бингемовское» поведение жидкостей.
Значения молекулярной вязкости неко-
торых природных жидкостей и газов приве- сдвига. В природе таким свойством обла-
дены в табл. 5.1. Вязкость газов мала, так дают многие насыщенные водой глинистые
как их молекулы могут перемещаться на пласты. Это очень важно для процессов
большие расстояния без помех со стороны оползания, оплывания и лавинообразова-
других молекул, поэтому сопротивление ния. Из обыденных веществ неньютоновски-
движению невелико. Более высокие значе- ми являются кровь, сметана, эмульсионные
ния вязкости для жидкостей объясняются краски, майонез. Быстрое помешивание бан-
трудностями перемещения молекул относи- ки с эмульсионной краской или взбалтыва-
тельно друг друга из-за взаимных столкно- ние баночки с майонезом вызывает силы
вений и прилипания (адгезии). Вязкость всех сдвига, разрывающие молекулярные связи
жидкостей уменьшается с ростом темпера- и заставляющие оба вещества течь с боль-
туры, поэтому, приводя значения вязкости, шей скоростью. Это явление полностью
нужно указывать соответствующую темпе- обратимо. Аналогичным образом сотрясе-
ратуру.
ние, вызванное ударной волной землетрясе-
До сих пор мы рассматриваем молекуляр- ния, может разжижить массу насыщенных
ную вязкость как константу (при постоян- водой илов и привести к их течению вниз по ной температуре), т. е. считаем, что на ее ве- склону. У неньютоновских жидкостей обычличину не действует ускорение сдвига Это но высокий молекулярный вес и склонность означает, что скорость, с которой мы ме- к образованию межмолекулярных связей. шаем жидкость, не оказывает воздействия Прилагаемое усилие должно быть достана сопротивление сдвигу. Такие жидкости точно велико, чтобы содействовать молекуназываются ньютоновскими (рис 51) По- лярной кинетической энергии в разрыве свя-
скольку изменчивость вязкости жидкостей зей с такой скоростью, чтобы это поддержи-
приводит к различным осложнениям, мож- вало течение. Молекулы с большим молеку-
но считать удачей, что вода имеет свойства лярным весом имеют неупорядоченное ньютоновской жидкости. Однако необхо- строение, и поэтому многие связи могут дим осторожный подход, так как возникно- разорваться еще до начала движения Течевение вихрей при движении жидкости в по- ние стремится выровнять молекулы в ряд, токе приводит к дополнительному сопроти- и поэтому в какой-то момент времени после влению благодаря вихревой вязкости, кото- приложения достаточного усилия скорость Рое для данной жидкости и температуры течения будет возрастать по мере снижения
может меняться.
вязкости.
Неньютоновские жидкости, изучаемые ре- Пластичные вещества, к которым нужно ологией, обнаруживают изменчивость ц в за- приложить первоначальное, «инициируювисимости от усиления напряжения или щее», усилие перед тем, как в них возникнет
70
Часть 2
напряженное состояние, также могут иметь любые другие сечения между этими же ли-
постоянную вязкость. В этом случае их на- ниями тока. Этот принцип неразрывности
зывают идеальными или бингемовскими следует из того, что линии тока не пересе-
пластичными телами (рис. 5.1). Если вяз- каются и жидкость не может течь поперек
кость у них может изменяться в зависимо- них. Поэтому в том случае, когда линии то-
сти от прилагаемого усилия, они называют- ка расходятся и площадь проведенного че-
ся псевдопластичными, или тиксотропны- рез них сечения возрастает, как это случает-
.viM, телами (см. гл. 8).
ся в расширяющемся устье дельтовой
Наконец, следует заметить, что при ана- протоки, скорость должна уменьшаться Та-
лизе состояния жидкостей часто использует- кое расширение применимо и к расходя-
ся отношение молекулярной вязкости щимся линиям тока, как в случае обтекания
к плотности жидкости. Это отношение донной формы типа ряби. Обратившись
(ц * р = v) называется кинематической вяз- к рис. 5.2, можно видеть, что скорость, с ко-
костью и имеет размерность L2T"1.
торой масса входит в данный объем, равна
PW15 j, а скорость, с которой масса вытекает
5в. Линии тока и их визуальное выявление. из данного объема, составляет ри2 S2 Если
Если бы было возможно проследить траек- масса постоянна, тогда рU1S1 = рU2S2- Чи-
тории различных элементов жидкости в по- татели с более высокой математической
токе на протяжении некоторого времени, то подготовкой могут заметить, что это равен-
появилась бы возможность нанести на план ство представляет собой форму уравнения
эти траектории и получить полную картину неразрывности divw = 0.
того, как поток обтекает препятствия (в виде зерен осадка или ряби) или обходит изгибы русла. Поток жидкости можно нанести на , план в виде линий тока, которые можно определить как воображаемые линии, проведенные внутри потока таким образом, чтобы касательные к ним располагались в направлении течения. Линии тока обычно изогнуты, но не могут пересекаться, так как в точке пересечения поток имел бы две скорости, а это невозможно.
Как можно видеть на рис. 5.2, количество жидкости, проходящей в единицу времени через сечение между двумя линиями тока, равно количеству, проходящему через
Постоянные потоки-это те, в к о т о р ы х
в любой точке жидкости ее средняя скорость, давление, плотность и температура остаются теми же самыми и не изменяются с течением времени. Потоки, в которых скорость постоянна вдоль направления тече-
ния, н а з ы в а ю т с я однородными, а неодно-
родными называются те, в которых обнаруживаются изменения скорости (например, в потоках, обтекающих такие донные формы, как рябь и гряды).
Картина линий тока может быть рассчитана или перечерчена с фотографий. При визуальном изучении потоков в жидкость вводят мелкие частицы-трассеры (краску, по-
рошки, пузырьки газа). Траектории частиц
получаются при однократном введении
трассеров и затем их длительном наблюде-
нии или фотофиксации. Линии движения по-
лучаются, если трассеры вводятся непреры-
вно, но наблюдаются или фотографируются
краткосрочно В постоянных потоках линии
тока, траектории частиц и линии движения
идентичны, но их можно вычертить относительно неподвижного или перемещающего-1
Рис. 5.2. Конический трубопровод, иллюстри-
рующий неразрывность потока между двумя схо-
дящимися линиями тока В постоянном потоке
масса жидкости, проходящая через любое сечение, одинакова, т.е. Pu1S1 = pu2S2• Следовательно, если S1 > S 2 , то U2 > U1 р - плотность жидкости, S-площадь поперечного сечения, «-ско-
рость
ся наблюдателя (рис. 5.3). Как будет показано ниже, линия тока,
ближайшая к границе раздела потока1 и твердого вещества, является очень важ-
ной. О н а называется донной (граничной) лt*
нией тока. Эту линию можно проследить на основании борозд растворения, образую*-
71
Поток жидкости и транспортировка осадков
быть предсказаны с помощью теории
идеальной жидкости.
При движении реальной жидкости в ре-
зультате внутреннего трения возникают
зоны замедления потока, приближенные
к постоянным границам потока (см.
рис. 5.7-5.9). Эти зоны замедления, откры-
тые немецким физиком П рандтлем в 1904 г.,
известны как граничные слои. Граничный
слой представляет собой зону, где происхо-
дит падение скорости и где силы вязкости
приводят к напряжению сдвига. Вблизи
стенки русла или твердой границы потока
имеется слой, где молекулы жидкости при-
липают к твердому веществу (слой абсорб-
ции). При течении жидкости скорость стре-
мится к нулю вблизи твердой границы, так
как слой абсорбции не приходит в движение.
Вязкое замедление потока постепенно схо-
дит на нет с удалением от границы. В неко-
Рис. 5.3. Различные схемы расположения линий торой точке потока, где это происходит,
тока при (а) обтекании потоком неподвижного круглого в сечении цилиндра (показана только половина поля потока) и (б) при движении цилиндра в жидкости, причем жидкость в удалении от
скорость не изменяется и поэтому нет напряжений; поток называется свободным.
Там, где жидкость не перемещается, на
цилиндра находится в покое Заметим, что в случае а линии тока представляют собой также траектории частиц и струек жидкости, так как схема движения не изменяется. Смыкающиеся линии тока позади цилиндра очерчивают область
нее действуют только статические силы, обусловленные ее весом Если жидкость движется, должны в соответствии со вторым законом Ньютона действовать дру-
ламинарного разделения (см. разд. 5к) Расположение линий в случае б-мгновенное. Если изображение будет иметь неограниченные размеры, все линии тока замкнутся. Линии тока здесь не идентичны траекториям частиц или движению
гие силы в дополнение к статическим. Мы увидим далее, что силы, вызывающие движение, связаны с различным давлением на элементы жидкости. Когда жидкость пере-
струек [830]
мещается с постоянной скоростью, силы,
вызванные трением и вязкостью, действуют
щихся на моделях из алебастра (рис. 8.5). в направлении, противоположном давле-
Они дают ценнейшую информацию относи- нию. Эти силы трения точно уравновеши-
тельно линий тока над донными формами вают силы давления. Таким образом, в по-
(гл 8)
стоянном потоке потеря энергии, вызванная
трением, должна сопровождаться падением
5г. Трение, изменения давления и баланс давления.
энергии. Для упрощения математического Рассмотрим теперь баланс энергии в дви-
анализа в области гидродинамики часто жущейся идеальной жидкости. Потенциаль-
принимается, что жидкости являются ная энергия представляет собой энергию по-
идеальными. Это означает, что жидкость ложения, и ее можно рассматривать как рассматривается как несжимаемое веще- запасенную в данном объекте работу отноство, не оказывающее сопротивления тече- сительно некой поверхности. Если объект нию, т.е )i = 0; жидкость не испытывает имеет массу т , сила, направленная вниз, со-
внутреннего трения. С ф о р м у л и р о в а т ь ма-
тематические законы гидродинамики с помощью таких упрощений гораздо легче. Но многие существенные явления в жидкостях, имеющие седиментологическое значение, не находят при этом объяснения и не могут
ставляет т д ньютонов, а работа, которую нужно произвести, чтобы поднять объект на высоту h относительно поверхности, соста-
вит mgh джоулей. Кинетическая энергия
жидкого объекта-это энергия, заключенная в нем в момент движения и равная работе,
72
Часть 2
которая нужна для приведения его из состояния покоя в состояние движения. Если объект с массой т подвергается ускорению а, чтобы из состояния покоя перейти в движение и достичь скорости и на расстоянии s, то его ускорение можно вычислить по формуле
U2 = Ias,
(5.1)
и сила, вызывающая ускорение, равна
/=WW = -
(5.2)
2s
Работа, проделанная над объектом, равна силе, умноженной на путь:
1
(5.3)
2s
2
Это является формулой кинетической энергии. Закон сохранения энергии гласит, что сумма потенциальной и кинетической энергий представляет собой константу. Таким образом, потенциальная энергия падающей массы постоянно преобразуется в кинетическую энергию.
Третий тип энергии в жидком объектеэнергия давления (р), которая вызывает проведение работы посредством создания давления жидкости, как в пневматических системах.
Закон сохранения энергии в применении к потоку жидкости выражается знаменитым
уравнением Вернулли:
T1 pw2
+ P = суммарная энергия
кинетичес- потен- общее
кая энер- циаль- давление
гия на
ная
жидкости
единицу энергия
объема на еди-
ницу
объема
const (вдоль потока).
(5.4)
рения скорости в отдельных точках с помощью специального прибора -трубки-
датчика давления. По существу, уравнение Бернулли, как бы-
ло уже сказано, строго справедливо лишь для нашего старого друга-«идеальной жидкости». Раньше упоминалось, что в реальной жидкости происходит потеря энергии вниз по течению за счет трения. Поэтому суммарная энергия не является постоянной, а снижается за счет рассеяния энергии.
Рассмотрим полезную формулу, описывающую поведение потоков в целом в руслах и трубопроводах. Рассмотрим перепад давлений h между двумя точками, расположенными на расстоянии I друг от друга в трубопроводе диаметром d. Согласно уравнению Дарси - Вайсбаха,
Aflu3
И =
(5.5)
dig '
где и-средняя скорость потока;/-коэффициент трения, зависящий от шероховатости стенок трубопровода, который можно определить экспериментально.
Рассмотрим открытое русло (рис. 5.4) с постоянным однородным потоком, уклоном sin а, длиной I и средней глубиной h. Пусть р-плотность воды. Направленное вниз по течению воды напряжение сдвига т, действующее на единицу площади, составит
X0 = pgfftsUl OL
(5.6)
Формула (5.6) представляет собой уравнение напряжения влечения, впервые выведенное Дюбуа. Уравнения Дарси-Вайсбаха и Дюбуа можно объединить:
X0 = 8
(5.7)
Уравнение Бернулли выведено в приложении 1 к данной главе. Для седиментологии исключительно важное значение имеет ряд следствий из этого уравнения, относящихся к давлению и изменению скорости. Мы их рассмотрим в разд. 5к и в гл. 6. Но возможно, читатель уже заметил одно важное следствие (подсказка: что будет, если скорость возрастает вниз по течению?). Уравнение Бернулли является также основой для изме-
(формула Шези), (5.8)
где Sgff-коэффициент Шези; R-гидравлический радиус, который приближенно равен средней глубине (в широких естественны* руслах).
Приведенная выше формула полезна при определении средних параметров потока; Факторы трения в турбулентных потока^
73
Поток жидкости и транспортировка осадков
рость преобразования потенциальной энергии в кинетическую по мере передвижения по уклону (5):
П = P^QS,
(5.10)
где б-полный расход потока. Общее количество доступной энергии в столбе жидкости на единицу площади дна тогда составит
П
^gQS
ширина потока ширина потока
= pgdSu—тм
(5.11)
Давление столба воды на единицу площади дна при нулевом уклоне, pgi
с учетом определения т в формуле (5.6). Понятие о доступной энергии потока очень важно, поскольку Бэгнольд широко использовал его в своей теории транспорта осадков (гл. 6).
5.4. Число Рейнольдса. В 1883 г. Осборн
Рейнольде измерил падение давления
Транспортирующее усилие при уклоне а,
Pgk sine
в трубопроводе, через который с разной скоростью пропускали через кран воду
Рис. 5.4. Образование транспортирующего придонного напряжения сдвига в однородном постоянном потоке воды по уклону, р-плотность воды
(рис. 5.5). Как уже было показано, снижение скорости объясняется потерями при трении, когда реальная жидкость проходит по системе трубопроводов. Рейнольде установил,
что потеря давления в трубопроводе на едизависят от числа Рейнольдса и относитель- ницу длины возрастает по мере роста скороной шероховатости стенок русла (см.
разд. 5д и 5з). В гл. 6 будет показано, что
различные донные формы имеют радикаль-
(а)
но отличные значения /. Следует различать
Поступление воды
Отток воды
трение, вызываемое действием лежащих на
дне зерен (шероховатость частиц), и трение,
вызванное донными формами, такими, как
рябь и г р я д ы (шероховатость донных форм).
МанометР Jj-Hanop
В повседневной речи мы можем опреде-
лять поток как медленный или быстрый,
слабый или сильный. В практике исследова-
ний существует немало параметров, взаим-
но заменяющих друг друга, которые можно
использовать для более точного определе-
ния размеров и мощности потока. Нам уже
встречались понятая средней скорости
и приграничного напряжения сдвига. Про-
изведение этих параметров дает величину
силы потока (со), приложимую к единице
площади дна потока (Бэгнольд, 1963, 1966b):
V=UT0 (размерность M T " 3 )
(5.9)
Скорость
В русле наличное количество энергии (Q) на единицу длины представляет собой ско-
Рис. 5.5. Установка Рейнольдса и график снижения давления в трубе в зависимости от скорости течения.
74
Часть 2
сти; но с некоторого момента потеря растет быстрее. До этой точки или, скорее, переходной области график имеет вид прямой, соответствуя выражению
Ap = Ic1 и,
(5.12)
где Ap-потери давления; Ic1 -постоянная величина.
Выше переходной области
Ap= к2 и",
(5.13)
где и колеблется от 1,75 до 2,0, а к2-постоянная величина, отличная от k t .
Предположив, что течение развивается по какой-то иной схеме, Рейнольде проверил это в опыте, введя в поток окрашенную струйку в прозрачном трубопроводе (рис. 5.6). При малых скоростях окрашенная струйка протягивалась внутри трубопровода по прямой, а поток получил название ламинарного или вязкого. С возрастанием скорости окрашенная струйка распадалась на вихри и в конце концов окрашивала весь
, поток. Это был турбулентный поток Ы)
Рис. 5.6. Эксперименты Рейнольдса по визуальному наблюдению потока, в которых применялись стеклянные трубки и окрашивание потока Были установлены а) ламинарный, б) турбулентный типы потока (см. также рис 5 5)
Принципиальное выделение двух типов режима потока явилось одним из важнейших достижений в области динамики жидкостей. Повторение экспериментов в трубопроводе с разными жидкостями и с различными диаметрами трубопровода позволило выявить, что критическая скорость перехода к турбулентному режиму неодинакова в каждом опыте. Применив методи-
ку количественного анализа (см р а б о т у
[575]), Рейнольде установил, что смена ламинарного режима турбулентным происходит при определенных количественных
показателях, определяемых выражением
рdu Ud И
(5.14)
где м-средняя скорость потока; р, ц-плотность и вязкость жидкости (v = ц/р); d-внутренний диаметр трубопровода. За Re за-
крепилось название числа Рейнольдса в
честь первооткрывателя явления. Можно рассматривать число Рейнольдса
(безразмерную величину) как отношение двух сил, действующих на жидкость. Силы вязкости оказывают сопротивление деформации жидкости, причем чем выше молекулярная вязкость, тем больше сопротивле-
ние. Силы инерции о л и ц е т в о р я ю т сопроти-
вление жидкости ускорению. Число Рейнольдса можно вывести из первых принципов, как это показано в приложении 5 2. Когда преобладают силы вязкости, как, например, в потоке глицерина или сиропа, число Рейнольдса мало и режим потока ламинарный. Когда преобладают силы инерции (в атмосферных потоках воздуха или в большей часта водных потоков в реках), число Рейнольдса будет велико, а режим-турбулентным. Для потоков в трубопроводах и каналах критическая область располагается между 500 и 2000. Следует, однако, с осторожностью подходить к определениям ламинарноста потока в вязких жидкостях. Критерий Рейнольдса определенно зависит от четырех параметров, а не только от одного. Следовательно, очень малая вязкость или очень низкая скорость течения могут дать тот же результат, что и высокая вязкость. Например, тела, перемещающиеся в воздухе, обычно вызывают турбулентность, но тело очень малых размеров (как пылинка или муха) может встретиться с характеристиками вязкости. Поэтому Шапиро [744] в своей классической работе отмечает: «...следует скорее говорить об очень вязкой ситуации, чем об очень вязкой жидкости». Потоки с одинаковым числом Рейнольдса
н а з ы в а ю т с я динамически подобными. Э т а
характеристика часто используется в экспериментах по моделированию.
Нужны некоторые пояснения по поводу линейного масштаба для расчета критерия Рейнольдса. Для трубопровода за основу принимается диамеф, но для русла реки
75
Поток жидкости и транспортировка осадков
или любого другого открытого русла это 5/к. Ламинарные потоки. В естественных по-
средняя глубина потока. Для ветрового по- токах ламинарный режим распространен
тока линейный масштаб определить слож- меньше, чем турбулентный. Ламинарными
нее. В аэродинамической трубе им служит ее являются потоки льда и глинисто-обло-
высота (диаметр. -Яерев.\ но для атмосфер- мочных масс, хотя эти вещества относятся
ного потока приходится принимать мощ- к неньютоновским.
ность граничного слоя. При вычислении На рис. 5.7 показано ламинарное течение
критерия Рейнольдса для зерен в качестве ньютоновской жидкости (воды) по твердому
линейного масштаба принимается средний недеформируемому дну. Как было отмечено
диаметр (точнее, средний размер зерен.- выше, силы межмолекулярного взаимодей-
Ред.).
ствия заставляют жидкость у границы
5е. Число Фруда. В разд. 5д и в приложении 5.2 дано определение и вывод безразмерного критерия Рейнольдса. Второй относительный безразмерный параметр-число Фруд а - применяется для ламинарных или турбулентных потоков со свободной поверхностью или с внутренней границей, в которых для возникновения течения существенную роль играет сила тяжести. Число Фруда определяется отношением
с дном прилипать к нему и оставаться в неподвижности Однако вышележащие «слои» жидкости будут скользить относительно подстилающих со скоростью, определяемой величиной молекулярной вязкости. Возникает перепад скорости Рассмотрим прямоугольный элемент жидкости (abed), расположенный между линиями тока. В единицу времени форма этого элемента изменится, и он превратится в параллелограмм (a'b'c'd'). Деформация сдвига возникает в ре-
сила инерции рРи2 и2 и
зультате течения, поскольку скорости в точ-
сила тяжеста р 1ъд Ig |/Ц '
где р-плотность жидкости; /-длина, и-скорость.
ках а и b превышают скорость в точках с и d на величину Su Таким образом, вязкое натяжение сдвига, или градиент скорости,
Это отношение названо по имени Уилья-
5u du
ма Фруда, кораблестроителя и теоретика, который впервые предложил его.
Другой способ оценки значения числа Фруда-это понимание выражения ylg как скорости (скорости перемещения) малой
^ Sу dy'
а вязкое напряжение сдвига т представляет собой произведение молекулярной вязкости на вязкое натяжение сдвига, т.е.
гравитационной волны в спокойном мелко-
водном бассейне (см. приложение 18.1) Чис-
ло Фруда-это отношение скорости течения
к скорости малой волны, возникающей в по- Это простое соотношение впервые было
токе. Если число Фруда меньше единицы, то предложено Ньютоном, и, как указано вы-
скорость волны больше скорости течения.
Следовательно, волны от камешка, брошенного в воду, могут перемещаться против течения. Такой поток называется спокойным.
" - и + б ы57и7" —
а Ъ
а' Ь
При значении числа Фруда более единицы поток является бурным.
>~l I г > Г ~ 7 ~
с d и С' d'
Для потоков плотной жидкости вычис-
ляется денсиметрическое число Фруда (гл. 7 и 19) по формуле
Градиент скорости=d—y=T
где Ap - разница в плотности между слоями; P-средняя плотность.
Рис. 5.7. Ламинарное течение жидкости по твердому дну. Силы молекулярного притяжения заставляют жидкость у дна оставаться неподвижной Вышележащие слои жидкости скользят относительно нижележащих с ускорением, зависящим от вязкости жидкости. При этом возникает граничный слой (объяснения см в тексте).
76
Часть 2
ше, те жидкости, в которых вязкость под действием возрастающего натяжения не испытывает изменений, называются ньютоновскими.
Мы подошли к такому моменту, когда необходимо рассмотреть некоторые вопросы распределения скоростей и мощности граничного слоя жидкости. Как уже упоминалось, граничные слои возникают из-за тормозящего эффекта трения жидкости о стационарную твердую или жидкую поверхность. Практически кривая графика изменения скорости на глубину асимптотически приближается к перпендикуляру, опущенному на поверхность. Исходя из этого, можно весь поток отнести к граничному слою. На практике мощность граничного слоя определяется расстоянием, на котором скорость достигает 99% скорости свободного потока. Рассмотрим распределение скорости в ламинарном потоке, расположенном между двумя стенками, как в канале (рис. 5.8). Замерив скорость в отдельных точках в сечении потока, получим характерную параболическую кривую Такая кривая описывается простой теоретической формулой, исходящей из сбалансированности сил давления и вязкости (приложение 5.3).
трение о большую площадь вызывает замедление движения жидкости и рост граничного слоя до равновесного состояния Связав возрастание толщины граничного слоя с расстоянием от края пластинки, мы можем получить выражение для напряжения сдвига или влекущей способности жидкости на поверхности пластинки.
Свойства граничных слоев или уже турбулентных граничных слоев (разд. 5з) приводят к ряду важных для седиментологии
Внешний край граничного слоя
0,99 и
Рис. 5.9. Рост граничного слоя при прохождении потока над жесткой пластинкой. Зона свободного потока начинается при и = 0,99«
следствий Особенно существенный момент возникает, когда мы рассматриваем распределение скоростей в ламинарном потоке неньютоновской жидкости, например течение глинисто-обломочного материала или лавовый поток. Скорость и в данной точке в ламинарном потоке можно выразить как среднюю скорость м на расстоянии у от дна потока при мощности потока, равной 2Y:
(516)
что приводит к параболической форме, упоминавшейся ранее. Для неньютоновской жидкости
-ет-ап
ТЛ777777777777777777777777777777777777777777777777777777777
*"»
Рис. 5.8. Сравнение общей формы кривых рас- где п ( < 1) является параметром, опреде-
пределения скоростей в открытом лотке, вид ляющим неньютоновское поведение жидко-
сверху.
сти. Если п — 1, жидкость является ньюто-
новской. Как показано на рис. 5.10, сниже-
Рассмотрим рост граничного слоя при прохождении потока над тонкой плоской пластиной, ориентированной параллельно течению (рис. 5.9). Когда текущая жидкость касается поверхности пластинки, начинает формироваться граничный слой вязкости, обусловленный трением По мере движения от верхнего по течению края пластинки вниз
ние п приводит к появлению лопатообразного в плане распределения скоростей. При крайнем пороговом значении п = 0 скорости одинаковы по всему поперечному сечению потока. Лопатообразная форма линии распределения скоростей при и = V3 позволяет предположить, что неньютоновский поток будет состоять из ряда четко оконтуренных лапатообразных языков материала, ко-
77
Поток жидкости и транспортировка осадков
торые будут наползать на границу сдвига зана с нуждами авиации Вряд ли случайно
граничного пласта у контакта с твердой по- применение «современного» анализа ги-
верхностью. Градиент скоростей, а следова- дродинамических явлений (Рейнольде,
тельно, и величина напряжения в граничных Прандтль) совпадает с датой первых робких
слоях неньютоновской жидкости гораздо попыток человечества освоить управляемый
выше, чем в ламинарных потоках ньюто- полет. Восемьдесят лет спустя человек смог
новской жидкости; остальные показатели фотографировать турбулентные течения
одинаковы. Языкообразные потоки пре- в атмосфере Земли, находясь на поверхно-
обретают ряд особенностей, представляю- сти Луны! Постараемся в остающейся части
щих интерес для седиментологии (гл. 7). этой главы и в следующей главе выделить
те основные физические идеи и результаты
с о
77777ТГ//;/М»
в области турбулентных явлений, которые
5
П=
1 ^Ламинарный
S поток ;
имеют значение для седиментологических исследований.
Si
\
/ /
\
? Введение в турбулентный поток чувстви-
\ £ тельных датчиков позволяет получить за-
х А \ ^ \
? пись пульсации скоростей во времени
(рис. 5.11). Скорость в данной точке опреде-
пластичний\ поток \
£ лится как средняя скорость (м) плюс откло-
Z
W
Ламинарный
V
1L/ V к-: Турбулентный
(б)
S1111
I I I I V'
Ширина (сечение) потока
Рис. 5.10. Кривые распределения скоростей для ламинарного потока ньютоновской жидкости (п 1, параболическая кривая), псевдопластичного потока неньютоновской жидкости (п = 4/з > языкообразная кривая) и предельная линия при п = 0 [466] Объяснение см. в тексте «-локальная скорость, н-средняя скорость.
Мгновенные пульсации и' Время -
r-Л / " Л ,(—\
V/
5з. BfieioHKC в теорию гурб).1енпюети. В процессе переноса осадков на поверхности Земли преобладают турбулентные потоки, так как воздушные и водные потоки имеют турбулентную природу. Анализ эффектов турбулентности сталкивается с немалыми физическими и математическими трудностями. Одним из крупнейших (и пока не завершенных) достижений физики жидкостей в XX столетии является преодоление многих сложностей теории турбулентного движения в слоистых потоках с помощью эксперимента и смелого приложения физических и математических гипотез. Основная потребность в понимании турбулентности свя-
А" л n„m/V _/\„
Рис. 5.11. а-ламинарный и турбулентный потоки, показанные в виде векторов. Постоянный ламинарный поток в некоторой точке представляет собой единичный вектор скорости, длина которого равна и Постоянный турбулентный поток той же величины представлен как вектор средней скорости «, к которому добавлены пульсирующие скорости и', Vt и w', которые за достаточно длинный промежуток времени усредняются до нуля; б-другой способ изображения постоянного турбулентного потока-показать график скорости в некоторой точке в зависимости от времени Каждая составляющая (u', vf, w') показана отдельно. Составляющие и', и' и w' за длительный промежуток времени усредняются до нуля
78
Часть 2
нение от средней в настоящий момент (и'), ленным вязкостью жидкости. Таким обра-
и = й + «'
(5.18)
зом, закон Ньютона для ламинарных потоков
Таким образом, в случае турбулентного потока можно говорить только о характери-
T1=,^
(5.19)
стике одномоментной скорости, связанной со средней через параметр времени.
Использование приборов (электромагнитных датчиков), позволяющих измерить
в турбулентном потоке заменяется на
Xt
=
(ЦН-
л)
d и dy
(5 20)
одномоментную скорость и ее пульсации в трех декартовых координатах, позволило установить, что турбулентные «вихри» трехмерны, и поэтому в любой отрезок времени
Здесь вихревая вязкость -дополнительный фактор, позволяющий учесть сопротивление сдвига, связанное с вихревым движением жидких масс. В отличие от р. т^- пере-
и — и +и'
V — V + v' VV = W + W
(при измерении вдоль оси
менная величина, которая зависит от размера и скорости вихрей. Обычно она значи-
х, параллельной направле- тельно больше, чем \i Формула (5 20) может
нию течения),
быть записана в другом виде:
(вдоль оси у, перпендику-
лярной плоскости XZ), (вдоль оси Z).
du __
^t = H"d, у
puv
(5 21)
Значения v и w обычно малы по сравнению для случая двумерного потока, где напряже-
с величиной м для большинства эродирую- ние вязкости незначительно.
щих потоков, представляющих интерес для Очень любопытная картина выявляется,
седиментологии. По определению средние
значения м', и' и w', измеренные за дли-
тельный отрезок времени, равны нулю. Трехмерная природа случайных турбу-
лентных пульсаций имеет очень важное следствие Локальные градиенты скорости
если измерить величину турбулентных пульсаций поперек течения. Они имеют максимальные значения очень близко к границе раздела, но в непосредственной близости к границе преобладает вязкое напряжение (рис 5.12). Как мы увидим ниже (разд. 5и),
возникают в потоке дополнительно к явлениям вязкости, которые ранее описывались для ламинарных потоков. Локальные изменения скорости создают локальные напря-
у UtZv
I 210 410 601 801 1010 1210—1410-1
I Общее напряжение ,т
I
жения, которые работают в направлении, ориентированном против градиента средней скорости потока, вследствие чего часть энергии потока теряется. Локальные напряжения создают турбулентную энергию, ко-
I / Напряжение
А / Рейнольдса,-PtTtJ
L
•J \ Напряжение вязкости,
vTy
\
\
торая в конечном итоге благодаря вязкости
1 г I X— IS-J
рассеивается при турбулентных пульсациях.
Теперь легко объяснить резкое возрастание
У/ 5
потерь энергии в опытах Рейнольдса с пото- Рис. 5.12. Распределение общего напряжения
ком в трубопроводе по сравнению с лами- сдвига (т), напряжения Рейнольдса ( - puv) и вяз-
нарным течением. Величина локальных напряжений, полу-
чивших наименование напряжений Рей-
кого напряжения \i{du/dy) в турбулентном потоке (Ke = 7-IO4). Обратите внимание на изменение масштаба (в три раза) по оси абсцисс в точке у/5 = 0,05 Единственное усилие, действующее не-
нольдса, очевидно, будет зависеть от величины мгновенных пульсаций скорости. Напряжения Рейнольдса имеют форму р Jfvrt или р UrWt или р и'2. Их следует рассматривать как дополнительные напряжения по отношению к вязким напряжениям, обуслов-
посредственно на дно,-вязкое С удалением от дна турбулентность возникает при все возрастающей роли напряжений Рейнольдса [830]. Xw-напряжение у стенки; 5-глубина потока; у-высота над дном, м^-срывающая скорость; V-вязкость. Вязкий подслой простирается до точки у « t / v = 11,5
79
Поток жидкости и транспортировка осадков
эта особенность легко объясняется, если тальные данные, нанесенные в полулога-
принять вполне определенную структуру рифмическом масштабе, дают прямую ли-
турбулентного потока.
нию. Можно убедиться, что кривая распре-
Обратимся теперь снова к распределению деления скорости пересекает ординату над
средней скорости течения по высоте в турбу- поверхностью; это позволяет предполо-
лентных потоках на гладкой поверхности. жить, что на небольшом расстоянии от дна
Замеры скоростей в отдельных точках по- жидкость кажется неподвижной. Это можно
стоянного потока (турбулентный поток счи- объяснить присутствием слоя вязкости, по-
тается постоянным, если й является кон- скольку логарифмическая кривая фактиче-
стантой в течение некоторого отрезка ски переходит в прямолинейный отрезок
времени) показывают, что вблизи нижней графика зависимости скорости от высоты
границы идет почти линейное возрастание на этом отрезке, а затем, при нулевом значе-
скорости по высоте. Но потом, в переходной нии высоты, пересекает нулевую ординату.
зоне, происходит замедление этого возра- Если поток протекает над поверхностью,
стания в виде некоторой функции энергии. сложенной крупнозернистым песком, высо-
Самая нижняя зона линейного возрастания та пересечения кривой скорости с ординатой
получила название ламинарного подслоя, не изменяется при возрастании скорости.
однако, поскольку ее природа не чисто ла- Если шероховатая поверхность не деформи-
минарная, правильнее называть ее подслоем руется, тогда высота точки начала всех раз-
вязкости В этом тонком слое напряжение личных графиков скорости (рис. 5.13, точка
передается поверхности дна исключительно к) примерно соответствует */зо диаметра
посредством сил молекулярной вязкости. элементов, создающих шероховатость.
Выше подслоя вязкости скорость пропор- Теперь следует дать определение и объясциональна логарифму высоты. Это легко нить значение количественного фактора , видеть (рис. 513), так как эксперимен- известного как срывающая скорость, или
скорость волочения. м„, имеет размерность
скорости и определяется следующей форму-
лой:
т е . 5.13. Графики изменений скорости по мере
роста высоты над твердым ложем для двух воз-
душных потоков а-изменения скорости пока-
=
(5-22)
заны с использованием линейного масштаба на
P
ординате Из-за того, что в нижней части кривые
прижаты к нулевой линии, считывать с них данные неудобно; б - т е же графики с логарифмическим масштабом по ординате Графически определять значения здесь легче. Объяснения см
где т0-напряжение сдвига жидкости; р-плотность жидкости
прямо пропорциональна темпу нара-
в тексте [41]
стания скорости течения с ростом высоты (в
(*)
Скорость ветра , м-с"'
80
Часть 2
логарифмическом масштабе) и поэтому Если увеличивается скорость турбулент-
пропорциональна наклону кривых на графи- ного потока и одновременно или без связи
ке рис. 5.13. Величина пропорциональности в самой нижней части граничного слоя равна 5,75. Таким образом, и+- это скорость, величина которой является мерой градиента
со скоростью снижается вязкость, вязкий подслой должен утоняться. Экспериментальные измерения показали, что мощность вязкого подслоя (5) определяется как
скоростей жидкости. На рис. 5.13 тангенс угла наклона линии
5 = 11,5 V/M,.
(5 25)
графика скорости равен АС/СВ. Тогда и# Это приводит нас к существенному мо-
равна (АС/СВ)/5,75. Выбрав точки А и В так, менту. Те поверхности, где элементы шеро-
чтобы высота А была в десять раз больше, ховатости, создаваемые осадочными части-
чем высота В, получим логарифм высоты цами, полностью скрыты в вязком подслое,
CB как Iog1010 - Iog101 = 1; в этом случае называются гладкими (рис. 5.14). Когда чам„ = АС/5,75. Поскольку напряжение сдвига стицы выступают за границы этого подслоя,
жидкости относительно твердой поверхно- они, как указывалось выше, вызывают обра-
сти определяется как
зование мелких вихрей. Тогда поверхность
т = pul
(5.23)
называется транзитной или шероховатой (рис. 5.14). График на рис. 5.15 построен для
то разница в скоростях на двух уровнях, где S как функции силы водного и воздушного
высота одного в десять раз больше высоты потоков относительно зерен песка; график
другого, составляет 5,7 5иф; отсюда определяется т.
Относительно рис. 5.13 следует еще отме-
тить, что, если известны Ut и константа шероховатости к, можно определить скорость
и на любой заданной высоте z следующим
образом. Пусть скорость и равна DE. По со-
отношению DE = (АС/СВ) • EO показано
выше как 5,75ы#ЕО. Но EO представляет собой разность (log z — log к) между ло-
гарифмами высот E и О. Записав log z —
Рис. 5.14. Гладкая и шероховатая границы На гладкой границе d/6< 1, значения числа Рейнольдса для зерен dutv<5. Переходная граница-при значениях du J*v от 5 до 70. Шероховатая
— Iogk как log z/fc, получаем
граница - при значениях dj5 около 14, a du^ /v > 70.
или
м= 5'751/уlogT'
(5-24)
Формула (5.24)-это известное уравнение Прандтля для логарифмического распределения скорости в турбулентном потоке; оно применимо к нижним 10-20% мощности потока над тонким подслоем вязкости. Константа 5,75 следует из теории Прандтля — Кармана о турбулентном смешивании «длин». Последние представляют собой среднее расстояние, которое масса жидкости проходит до того, как она соединится с другой массой жидкости на новом уровне. Теоретический вывод этой теории дан в приложении 4.
составлен таким образом, что критическая скорость и0 соответствует порогу трогания зерен (см. гл. 6). В воде, например, нижняя граница потока прекращает гладкое воздействие на поток у порогового значения скорости, соответствующего троганию зерен, диаметр которых больше 0,6 мм. Как будет показано в гл. 8, из этого факта следуют очень важные следствия для седиментологии.
5и. Структура турбулентных потоков. ^ 0 " следние пятнадцать лет привели к значительному прогрессу в наших представлениях о строении турбулентных потоков. Хотя математические основания гипотезы турбулентности пока не вполне разработаны, в настоящее время стали возможны прямые наблюдения и анализ турбулентной структуры. Для этого применяется разрабо-
81
Поток жидкости и транспортировка осадков
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6
Срывающая скорость в жидкости , м*с" 1
Рис. 5.15. График зависимости срывающей скорости от размера зерен и мощности вязкого подслоя Кривые 5 и dc для воздуха ( ~ 0,5 мм) и воды ( ~ 0,6 мм) пересекаются, обусловливая нарушение гладкой поверхности у порога перемещения ([145]. См также гл 6 и 8).
мельчайших пузырьков H2 через очень правильные промежутки. Интенсивное освещение и съемка скоростной кинокамерой позволяют проследить поведение этих групп пузырьков при их движении в потоке Благодаря этому возможны выявление структуры потока и прямые замеры мгновенных скоростей на всю глубину потока. До настоящего времени получены результаты для средних скоростей потока <Д20м-с"1.
Рассмотрим вначале данные, полученные при экспериментах. На рис 5.17 показано плановое расположение групп пузырьков в плоскости Xz на четырех уровнях глубины потока. На каждом снимке виден отдельный слой групп пузырьков, сформированных на определенной глубине, поскольку остальная часть платиновой проволоки была изолирована.
Вблизи гладкого дна лотка, в вязком подслое, видна удивительная правильность строения. Вниз по течению, с довольно правильными промежутками в поперечном (к течению) направлении, протягиваются вытянутые волнистые струи-«пряди». Замеры скорости показывают, что эти струи состоят из жидкости, движущейся с довольно малой скоростью При наблюдении сбоку, в пло-
Пульсирующее электрическое напряжение на платиновой проволоке. ~ve
Напряжение на diiodnoii rutare , + v
танная в Станфордском университете методика визуальногр изучения потока с применением водородHbut пузырьков [459]. Исследования по проблемам, прямо относящимся к седиментологии, осуществленные сотрудниками Университетского колледжа в Лондоне, пролили свет на ряд интересных проблем [314, 866].
Методика применения водородных пузырьков использует электролиз воды (рис. 5 16) с помощью очень тонких платиновых проволочек, установленных перпендикулярно или параллельно дну, чтобы получить мельчайшие серии пузырьков H2. Плюсовые напряжения подаются на анодную плату, размещенную на стенке лотка, а отрицательные-на платиновую проволочку Проволочки покрыты прерывистой изоляцией, поэтому ток пульсирующего напряжения вызывает образование групп
6-9!
У
Lz
Поверхность потока
Растягивающий вес
Ътиновая проволока
Фотокамера
lt^ Прерывистая 1 Возникновение изоляция В пузырьков H2
Необязательный
опытный
Дно
X" образец
Источник света
Второе дно
Рис. 5.16. Установка для получения серий водородных пузырьков для достижения возможности визуального наблюдения потока. Течение либо от зрителя, либо к нему [866]
83
Поток жидкости и транспортировка осадков
скости ху (рис 5 18), видно, что струи характеризуются более низкой скоростью, чем средняя скорость потока Видно, что они колеблются и пульсируют, время от времени попадая в основной турбулентный граничный слой (рис 5.19). Эти заходы медленно движущейся жидкости названы прорывами (bursts). Они ассоциируются со скоростями более низкими, чем средняя (н) скорость, и с положительными (т.е направленными вверх) скоростями v Замедленно движущиеся струи в вязком подслое поперек течения чередуются с областями больших скоростей и, ассоциирующихся с отрицательными (направленными вниз) скоростями V Заходы быстро движущейся жидкости непосредственно над кровлей вязкого подслоя названы заметами (sweeps) Графическое изображение явления замета дано на рис 5 17, д. Это вид дна лотка в плоскости xz Интенсивно освещенные песчинки размером 0,1 мм играют здесь роль трассеров. Стрелки показывают прорыв фазы замета, которая энергично перемещает песчинки вперед и в стороны в процессе своего движения по дну Песчинки выглядят как черточки из-за большой скорости их движения. По краям фазы замета песчинки видны в виде точек, что говорит о наличии струй медленного движения, перемежающихся поперек потока с внедрениями заметов.
Рис. 5.17. а-д- моментальные фотоснимки серий пузырьков H 2 , снятые сверху в направлении дна, поле зрения - в плоскости xz, течение направлено от верха кадра книзу Платиновая проволока с прерывистой изоляцией, где образуются пузырьки H 2 , расположена вверху каждого снимка Группа кадров а-г представляет ряд все более высоких положений проволоки относительно дна а-хорошо видны струйки пузырьков в потоке, каждая струйка представляет собой фазу движения с низкой скоростью в вязком подслое, б-струйки перепутываются и становятся хуже различимыми по мерс перехода в логарифмическую часть турбулентного граничного слоя, в-г ~ в краевых частях потока серии не нарушены, но на других участках видны макротурбулентные образования [459], д - вязкий подслой, структура которого выявлена с помощью песчинок диаметром 0,1 мм, перемещаемых по гладкой черной поверхности Серия кадров, разделенных интервалом времени Viг с> с выдержкой 7зо с Видно развитие явлений прорыва или замета (показано стрелками) = 21,3 мм с " 1 [314]
б*
По мере удаления от дна струйное строение становится менее заметным Струйки с низкими скоростями из прорывов становятся «спутанными», поднимаясь вверх сквозь граничный слой (рис. 5 17 и 5 19) Выше по потоку, в «логарифмической зоне», создается впечатление случайной турбулентности, а в самой верхней зоне (так называемый регион кильватера) турбулентность перемежающаяся и гораздо более крупномасштабная, чем во внутренних слоях Турбулентные узлы достигают поверхности в виде «вскипаний», вызывая местный подъем поверхности воды (рис 5.17)
По данным этих визуальных наблюдений легко прийти к заключению, что турбулентная структура пространственно организована Размеры струй (Я«) определяются эмпирической формулой
h u j v ^ 100,
(5.26)
где ut-срывающая скорость; v-кинетическая вязкость. Следовательно, при постоянной V X уменьшается при возрастании иф Скорость прорывов медленных струй возрастает с ростом Uif. Нужно иметь в виду, что процесс образования струй-квазициклический (новые струи формируются и переформировываются в поперечном сечении)
Обратившись к измерениям групп пузырьков (рис. 518), видим, что минимальные продольные скорости и прямо коррелируются с положительными вертикальными скоростями и и обратно Это дает основание считать, что миграция элементов жидкости с дефицитом кинетической энергии обеспечивает большой положительный вклад в местные напряжения Рейнольдса Фазы заметов также увеличивают напряжения Рейнольдса, но наибольший эффект при этом наблюдается вблизи стенок лотка. Отсюда следует, что почти все напряжения Рейнольдса ( ~ 70%) в турбулентных потоках связаны с процессом формирования прорывов и заметов и что большая часть этих напряжений возникает вблизи стенок
Для седиментологии значительный интерес представляют результаты экспериментов явлений прорывов/заметов на твердом дне с искусственно созданной шероховатостью [314] Она обеспечивалась наклеенными на дно лотка в один ряд обло-
84
Часть 2
мочными частицами. Переходная граница дне, гораздо менее заметно в потоках с пере-
создавалась путем использования крупных ходным и шероховатым дном. Быстрая по-
песчинок диаметром 2 мм, грубошерохова- теря ускорения жидкостью в фазе замета,
тая-путем использования гальки диаме- связанная с началом волочения зерен, при-
тром 9 мм. Скорости были значительно ни- водит к отмеченному выше понижению про-
же пороговых для свободных частиц такого дольной (ы) и вертикальной (и) турбулентной
диаметра. Анализировались три типа гра- интенсивности. Возрастает и напряжение
ничных условий для потоков с постоянным Рейнольдса («V) в связи с увеличением ше-
числом Рейнольдса, т. е. при ы, v и Л, равных роховатости около стенки лотка.
константе. Увеличение шероховатости дна, На основании вышеприведенного можно
как и следовало ожидать, приводило к росту сделать ряд вйводов, разделив граничный
среднего напряжения сдвига у дна Данные слой турбулентного потока на две раз-
по интенсивности турбулентности соизме- личные зоны: а) внутреннюю близкую к дну
римы с ил независимо от условий шерохова- зону, верхняя граница которой находится
тости для h/d >0,2 (рис. 5 20). Это позволяет между переходной и логарифмической
предположить, что за пределами некоторой областями граничного слоя турбулентно-
высоты интенсивность зависит исключи- сти, и б) внешнюю зону, простирающуюся
тельно от размеров границы и напряжения до свободной поверхности потока Внутрен-
сдвига, но не зависит от условий, вызываю- няя зона определяется следующими особен-
щих напряжение сдвига. Ближе к дну графи- ностями*
ки расходятся, продольная интенсивность 1) в ней сосредоточивается образование
снижается, а вертикальная-возрастает основной части турбулентности;
(рис 5.20). Замеры среднего напряжения Рейнольдса коррелируются с линейным распределением среднего напряжения сдвига, стремясь к нулю вблизи свободной поверхности потока.
2) в ней располагаются чередующиеся струйки жидкости с высокой и низкой скоростями движения;
3) струйки с низкой скоростью в областях с большой величиной напряжения сдвига
Можно предположить, что вязкий гра-
ничный подслой и жидкость, заключенная
между элементами шероховатости, представляют собой «пассивные» резервуары жид-
Рис. 5.18. Примеры выявления с помощью пузырьков H2 структуры потока, движущегося по
кости, имеющей низкий потенциал кинети- гладкому дну (фанера) Зарисовки а и в сделаны
ческой энергии; эта жидкость втягивается в движение в моменты прорывных фаз. Очень существенно, что струйное строение вязкого подслоя, наблюдаемое на гладком
с моментальных фотографий, зафиксировавших соответственно прорыв и замет; б-графики изменения скоростей х и у, замеренных на таких фотографиях, и графики средней скорости, замеренной на ряде фотографий [314]
Скоростьй в направлении у, мм*с"1
0
50 100 J 50
Скорость и в направлении JC1 мм*с"
85
100
50
0
100 h
50
0
100
¥
50
0
Поток жидкости и транспортировка осадков
(а)
не и могут достигать поверхности в виде
«вскипаний».
Эти выводы прямо относятся к генезису
ряда осадочных текстур и к турбулентному
взвешиванию (гл. 6, 8).
5к. Разлеление потока и вторичные течения.
(б)
Представим себе поток, который вниз по те-
чению расширяется и далее имеет постоян-
ную ширину (рис. 5 21) В идеальной жидко-
сти линии тока будут расходиться, а затем
пойдут параллельно. Исходя из принципа
неразрывности, поток замедлит течение
(в)
в расширяющейся части русла и вновь при-
обретет постоянную скорость далее вниз по
течению. Обратившись к уравнению Бер-
нулли (разд 5г), мы можем заключить, что
давление возрастает в расширенной части
потока, но останется постоянным выше
и ниже по течению. Давление и градиент
скорости должны при этом соответствовать
условию
dp/dx > 0, du/dx < 0.
В реальной жидкости с граничными слоями перепады давления, возникшие в этих условиях, окажут наибольшее воздействие на медленно движущуюся жидкость вблизи
Рис. 5.19. Рост единичного прорыва (я-d), на-
блюдавшегося по поведению окрашенной струй-
ки, впрыснутой в поток со дна Преобладающую
часть времени струйка медленно смещалась вниз
по течению (направление х) как целое, причем
каждая струйка очень медленно расширялась
Достигнув высоты, соответствующей h = 8 — 12,
струйка начинала пульсировать (б и в) Пульсация
разрасталась и затем завершалась резким «про-
рывом», переходящим в изгибание и растяжение {е. г, д) h + - безразмерная величина, выражаемая
в масштабе
где ft-высота от дна,
иш-срывающая скорость жидкости, v-кинемати-
ческая вязкость [459]
вблизи верхней границы поднимаются вверх
Внешняя зона: 1) является источником быстро движущейся жидкости в фазе замета вблизи своей нижней границы, это, возможно, провоцирует цикл прорыва; 2) образует водовороты вблизи зоны прорыва, которые рассеиваются во внешней зо-
Гладкое дно о Шероховатое дно ж
СГ
(V*)2/U*
Интенсивность
продуцирования -А-А—А—А—
турбулентности
uv'j и*2
Напряжение Рейнольдса _
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
Hfd
Рис. 5.20. Графики, иллюстрирующие влияние
шероховатости на интенсивность образования
турбулентности и напряжения Рейнольдса в тур-
булентных потоках при близких значениях числа
Рейнольдса (Re = 6700), обратите внимание на
рост интенсивности вертикальной турбулент-
ности (и' 2)1121иь зонтальной (х)*
и снижение интенсивности горитурбулентности (u'2)1/2/"t вблизи
дна при переходе от гладкой (полированное дере-
во) к шероховатой (галька диаметром 9 мм) по-
верхности Интенсивность турбулентности не за-
висит от шероховатости при h/d > 0,2 (h - высота
над дном, d-глубина потока) [314]
86
Часть 2
верхности, вызывающий сильное снижение
подъемной силы и потерю скорости
На практике и ламинарный, и турбу-
лентный граничные слои отрываются, при-
чем первый отрывается легче. Однако для
целей седиментологии нас больше интере-
сует отрыв турбулентного потока. Присмо-
тревшись пристальнее к завихрению отрыва
у отрицательной ступени, напоминающей
нижний (по течению) склон ряби, мы можем
в ы д е л и т ь вихревые (водоворотные)
завихре-
ния, возникающие, когда ступень образует
с направлением течения угол менее 45°,
и волновые завихрения при углах более 45°.
Линии тока в волновом завихрении предста-
вляют собой замкнутые петли, в водоворот-
ном-геликоидальные спирали Это можно
проиллюстрировать с помощью линий тока
поверхности, как на рис 8 5. Очень важные
Рис. 5.21. Отрыв потока а - н а отрицательной ступени, моделирующей гребень ряби в природных условиях, б - в расширении русла, которому в природе соответствует дельтовая протока в, г - с х е м ы распределения скорости и линии тока для сечений, аналогичных X3 Y3 Объяснения см в тексте р-давление, S - м е с т о отрыва
явления наблюдаются в начале завихрения у его сочленения с главной струей потока жидкости Здесь происходит относительное перемещение между двумя течениями, вызывающее сильное турбулентное вихреобразование вдоль неустойчивой поверхности раздела Вдоль границы этой поверхно-
стенки в расширяющейся части потока Эта жидкость будет гораздо легче притормаживаться обратным перепадом давления. При некоторых обстоятельствах перепад давления прижмет жидкость ближе к стенке в направлении против течения, как показано на
сти до места причленения наблюдается очень сильное образование напряжений Рейнольдса Они могут в три раза превышать интенсивность напряжений на прилегающей сверху (по течению) плоской части дна до начала ступени (рис. 8 4). Вывод для
р и с 5 21. Отрыв граничного слоя м о ж е т
произойти в точке S, называемой точкой
отрыва, а ниже по гечению происходит присоединение потока. Между точкой отрыва S и местом присоединения образуется замкнутое вращающееся в обратном направле-
3 X . 9P V4 \ ч
\
х5р/[в Л- Эксперимента жх _ __ ная при
/ Re = -~= 30 00
н и и з а в и х р е н и е , и л и водоворот отрыва.
\ / ХТеоретическая
Отрыв граничного слоя происходит так- Реальная жидкость _ 3 г
же вокруг сферических или цилиндрических
Xw/
для идеальной жидкости = I- 4 sinz0
тел, помещенных в поток, или в месте отри-
цательной ступени или небольшого наруше-
Рис. 5.22. Поток, обтекающий цилиндр, расположенный длинной осью перпендикулярно тече-
ния поверхности дна (рис. 5.22-5.24), В пер- нию Вверху слева-теоретические «идеальные»
вом случае отмечается обратный перепад линии тока для жидкости, в которой вязкость от-
давления позади шара или цилиндра, где расходятся линии тока, во втором случае перепад давления связан с резким расшире-
сутствует Внизу слева-реальная картина при Reg = 3 IO45 с отрывом потока и вихреобразованием. На графике показаны теоретические и экс-
периментальные кривые распределения давления
нием потока. Оба случая представляют (безразмерная величина, по ординате) на поверх-
большой интерес для седиментологии (гл. 6 ности такого цилиндра Фактически замеренное
и 7) Большее практическое значение имеет
давление меньше теоретического, так как позади тела нет разделения потока, которое могло бы
отрыв граничного слоя на верхней части вернуib жидкости ее первоначальную скорость
сильно наклоненной аэродинамической по- [275]
87
Поток жидкости и транспортировка осадков
седиментолога напрашивается сам собой, мальных напряжений Рейнольдса ы'2 и w'2
присоединение отделенного ранее гранично- Математический аппарат такого доказа-
го слоя приводит к усиленному размыву. тельства довольно сложен [232].
Как будет показано в гл. 8 и 9, эта тенден- Вдоль линии присоединения вторичных
ция к усилению эрозии удовлетворительно течений наблюдается усиление размыва или
объясняет происхождение нескольких раз- перемещения осадка и общее выбрасывание
личных донных форм и связанных с ними частиц от линий тока поверхности присое-
осадочных текстур.
динения к линии раздела. В следующей гла-
Последний рассматриваемый тип не- ве мы покажем, что с действием вторичных
устойчивости течения широко распространен в естественных турбулентных поюках
Течение
и охватывает веерообразные движения, на-
кладывающиеся на основное течение Эта
движения приобретают формы сменяющих
друг друга попарно спиральных водоворо-
тов, распространяющихся поперек течения Каждая пара водоворотов включает возвратно-поступательные вращающиеся водовороты и может оказывать воздействие на значительную часть всего граничного
Завихрение
Точка присоединения
Рис. 5.24. Разрез через завихрение, показанное на рис 5 23. Видны усредненные по времени линии тока и схема распределения скоростей
слоя Линии раздела и воссоединения напра-
влены параллельно главным линиям тока течений связано несколько типов донных
Эти спиральные вихри получили название форм в водных и воздушных потоках
вихрей Тейлора - Гертлера и наблюдаются
почти во всех природных турбулентных по- 5.1. Выволы Потоки жидкости обладают
токах. Они являются причиной чередования граничными слоями, обусловленными вяз-
быстрых и медленных дорожек влекомого ким торможением. Их природа-ламинар-
ная или турбулентная - определяется чис-
лом Рейнольдса. Преобладающая часть
воздушных и водных потоков, имеющих
значение для седиментологии, являются
турбулентными. Все потоки жидкости вызы-
вают напряжения сдвига, локализованные
Отрии.ие 1ьнля ступень
у твердой границы потока и в самом потоке. Произведение среднего напряжения сдвига
у дна на среднюю скорость потока дает
среднюю силу потока, приходящуюся
в жидкости на единицу площади дна. Турбу-
лентный поток имеет довольно четкое
строение, причем источник образования
Рис. 5.23. Схема образования завихрения вследствие отрыва потока и его присоединения у отрицательной ступени, моделирующей нижний по течению склон ряби в природе [12]
максимальной турбулентности находится вблизи вязкого подслоя В этой зоне, близкой к дну, турбулентное движение проявляется в форме заметов (sweep) и проры-
вов (bursts). Прорывы жидкости, переме-
ветром песка, часто наблюдаемых в песчаных пустынях и на сухих пляжах, и знакомого каждому явления ветровых полос на поверхности воды, подвергающейся действию ветра. Теоретический анализ уравнения Навье-Стокса для турбулентного движения показал, что вторичные течения являются результатом дисбаланса нор-
щающейся сравнительно медленно, периодически поднимаются к поверхности в виде крупных турбулентных водоворотов. И в ламинарных, и в турбулентных потоках обнаруживаются явления отрыва потоков в зонах неблагоприятного перепада давлений, например, при наличии западин дна или расширений русла
88
Часть 2
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Математические сложности гидромеханики нередко отпугивают студентов (и преподавателей) от этого важного раздела современной седиментологии Наиболее ясное и просто изложенное введение в механику жидкостей можно найти в работе Шапиро [744] Освоив эту небольшую книгу, можно перейти к более сложным руководствам, в которых к проблеме подходят с точки зрения простых законов ньютоновской физики с минимальным использованием высшей математики (например, [422, 539, 275, 294]) Авторы этих и многих других книг, включая ставшую классической работу Эвальда и др [250], стремятся дать вводные сведения о гидромеханике студентам инженерных специальностей Приводимые в них примеры нередко не связаны с интересами специалистов в области наук о Земле. Насколько это известно автору данной книги, единственной работой, рассматривающей эти вопросы с «геофизической» точки зрения, является книга Триттона [830]. Этот труд требует знания высшей математики и содержит изложение многих аспектов геофизических потоков Фундаментальный справочник по турбулентным потокам для более подготовленных студентов-книга Таунсенда [827] Оффен и Клайн [617] дали хороший обзор процесса «прорыва» в турбулентных потоках
тяжести в направлении движения составит dz
-dAdspgsin9 = d^dspg — = -pgdAdz. ^5
Тогда сумма этих двух сил равна массе, умноженной на ускорение:
di du ds_ du т — pdsd4, и а •
dr ds dt ' ds*
та - pud/ldu.
(5 29)
Тогда уравнение приобретает вид - (dpd/1) - (pgdAdz) = pwd^du
(5 30)
Делим на - pgdA•
dp —
, + dz +
udu
= 0л
РЯ
(5.31)
Интегрируем, принимая, что в несжимаемой (т.е. не газообразной) жидкости р не изменяется с изменением р
P
и
. ЖТ
— + z + — = const = Н,
P 9
2д
(5 32)
где H-общий напор, р/рд-напор статического давления, г-потенциальный напор, и2/2д-ско-
ростной, или кинетический, напор
dA
„ P + dp _
Приложение 5.1
Уравнение Бернулли (по Гэсьореку и Картеру [294])
Это важное уравнение можно вывести, применив второй закон Ньютона к движущимся элементам жидкости Рассмотрим элементарный объем жидкости, показанный на рис 5 25 и характеризующийся площадью сечения d.4, длиной ds, моментальной скоростью и, плотностью р и ускорением а. Мы рассматриваем «идеальную» жидкость, на которую действуют только давление р и гравитационная сила тяжести (д) или вес Напряжения сдвига, связанные с действием вязкости, мы полностью игнорируем Приняв во внимание только силы, действующие в направлении движения, результирующую силу давления на концах элементарного объема можно определить как
PdA = (р + dp) dA = - dpdA,
(5 27)
если рассматривать направление движения как величину положительную. Составляющая силы
^v1гШ
: dz
tv
Z
Ось для отсчета
Рис. 5.25. Вывод уравнения Бернулли [294]. Объяснение буквенных значений см в тексте.
Каждый член уравнения выражается в единицах длины. Умножение на рд приводит нас к формуле (5 4), где члены выражаются в единицах энергии на единицу объема
Приложение 5.2 Число Рейнольде а (по Гэсьореку и Картеру [294])
Рассмотрим кубический объем жидкости с вязкостью ц, плотностью р, площадью сечения 82 и длиной 5 (рис 5 26) Пусть верхняя поверхность движется относительно нижней со скоростью и, а разница в скорости связана с проявлением сил вязкости Движение может так-
89
Поток жидкости и транспортировка осадков
же обусловить действие сил инерции, когда рассматриваемый объем жидкости претерпевает ускорение или замедление.
Усилие преодоления вязкости равно напряжению сдвига, умноженному на площадь; так как напряжение сдвига равно n(dM/dy), согласно закону Ньютона (формула (5 15)), в этом случае
усилие
преодоления
вязкости =
-ц1-—«5—2 -
. цоы.
б
(5 33)
Сила инерции равна массе, умноженной на ус-
корение (второй закон Ньютона) Масса равна плотности, умноженной на объем* рб3, ускорение
Прилагаемая сила, обусловленная различием в силах давления на границах объема, равна этой разнице, умноженной на площадь поперечного сечения объема. Следовательно, сила равна
PlIly — р2'2у, или (P1 - р2)2у, или Др2у (5.36)
Сила сопротивления связана с напряжением сдвига I, действующим на поверхностях, параллельных потоку. Заметив, что скорость измеряем от центра в стороны, а градиент скоростей величина отрицательная, получаем
т2/ = — ц 21 d у
(5 37)
Уравниваем
Ap2y=-V^-Il dy
(5 38)
dи - _ y d y
(5.39)
Рис. 5.26. Определение числа Рейнольдса [294] Интегрируя, получим Объяснение буквенных обозначений см в тексте
(5 40)
u/t = и2/8, поскольку и =b/t и г = Ъ/и, следова-
тельно,
сила инерции =
p6V
и
== p S V
- скорость на поверхности объема на расстоянии у от осевой линии
Чтобы определить С, примем у = Ь/2 и u = О, тогда, согласно фopмvлe (5 40), при и — 0
Преобразуем эти две силы в виде отношения
сила инерции _ р52и2 _ рц5 _
усилие преодоления цы5
ц
вязкости
- число Рейнольдса,
(5 35)
где 8-линейные размеры любого потока, как описано в тексте
Приложение 5.3
8ц/ Заменив С в формуле (5 40), получаем
и - (Ь2 - у2)A8цL/
ь _р>. 2у
i_
(5 41) (5 42)
Распределение скоростей в вязком потоке в канале (по Гэсьореку и Картеру [294])
Рассмотрим постоянный вязкий поток между двумя стенками (рис 5 27) Пусть объем жидкости между стенками имеет длину Iy единицу ширины, мощность 2у, причем у измеряется от осевой линии потока; в-ширина канала Давление на верхней по течению границе объема Рь на нижней-р2, причем P1 > р2 Так как это однородный постоянный поток, давление и силы вязкости, действующие на объем жидкости, должны находиться в равновесии Вязкость примем равной ц.
Рис. 5.27. Вывод уравнений вязкого потока [294] Объяснение буквенных обозначений см
Это доказывает, что распределение скорости в поперечном сечении потока является параболическим Максимальная скорость-в осевой линии, где у ~ 0-
Др
(5.43)
8ц/'
\ УГ
90
Часть 2
Средняя скорость в поперечном сечении (без вывода) составляет
= Ь2 Ap 12 цГ
(5 44)
а напряжение сдвига, обусловленное вязкостью, составит
бцн
(5 45)
казанных с обеих сторон завихрения, скорость составляет l/2/du/dy, с этой скоростью масса жидкости, равная apl/2/dw/dy, передается за единицу времени из быстро движущегося слоя к медленному. Каждая единица массы жидкости меняет свой потенциал на величину Idujdy, так что общее изменение потенциала в обоих цилиндрах равно
(5.46)
Приложение 5.4
Вывод закона Кармана - Прандтля для турбулентных потоков (по Фрэнсису [275])
В турбулентных потоках вихревые движения приводят к смешению жидкости с высокой и малой скоростями движения как по направлению течения, так и поперек В идеализированном вращающемся водовороте (рис 5 28) и средняя скорость в его центре по отношению к границам потока, a dujdy- мгновенный градиент скорости поперек этого вихря Скорость верхнею слоя равна и + l/2/dw/dy, нижнего с л о я - W - \IHdujdy Движение водоворота поперек потока составляет долю от среднего перемещения, равную \'Hdujdy
В цилиндрах в зоне поперечного сечения, по(а>
Быстрый слой
Поперечное движение
Теперь силы должны действовать так, чтобы сохранить разницу в скорости, потому что в противном случае быстрый и медленный слои перемещаются и образуют спокойный поток со средней скоростью Следовательно, напряжение сдвига т' должно противостоять тенденции передачи потенциала с целью ликвидации градиента скорости.
Тогда
т'2 а
(5 47)
(5.4В)
Примем т', / и d«/dy в качестве среднего напряжения сдвига, длины водоворота и градиента скорости соответственно Чтобы при такой операции сохранить равенство частей, введем константу k, тогда
,1 (.du
(5.49)
Медленный слой
(б)
u •.+21—.Ldd—yu—
У
[_Л
I
Площадь
течения в
позиции (о) <=4/
_ L/ ii2 dу
Рис. 5.28. Вывод уравнения Кармана-Пращпля [275]. Объяснение буквенных обозначений см в тексте
Теперь можно решить это дифференциальное уравнение, если принять- а) т = T0 - граничное напряжение сдвига, б) по экспериментальным данным установить, что количественная величина Icl пропорциональна расстоянию от границы, т е размер завихрения прямо зависит от глубины Записав уравнение (5 49) в виде
( Г - Ф 'V"2/£d у
(5 50)
и приняв по экспериментальным данным, что (kj2)lf2l = 0,4у, получаем
К ? ) "VVd*
Интегрирование дает
ы = ( у ) 1 ' 2 o^-Dog. Л + const
<5 52)
91
Поток жидкости и транспортировка осадков
Записав константу интегрирования
В десятичных логарифмах
Vp J 0,4 Ёе C1
где C1-другая константа, придаем уравнению (5 52) вид
«-(тУ'й108-^108-^} (5 53)
н = 5,75^у/2Iog10
(5 55)
В обозначениях, принятых в основном тексте, эта запись (см уравнение (5 24)) выглядит так
u-5,75
(5 56)
или
"=ЧтTloe't
(554)
В заключение следует заметить, что формула (5 56) применима только к нижним 10-20% граничного слоя Иногда ее называют «законом стенки»
Транспортировка зерен осадка
ба. Введение. Установив в гл. 5 основные принципы движения жидкостей, обратимся теперь к взаимодействию перемещения жидкости и зерен осадка. В 1960-е годы Бэгнольд назвал эту область исследований гидравликой подвижной границы, чтобы отделить ее от более привычного анализа движения чистой жидкости Мы различаем, собственно, два типа размываемого ложа потока, со свободными зернами и со связанными зернами Первый тип включает все границы раздела, на которых располагаются дискретные твердые зерна, удерживаемые в контакте друг с другом только гравитационными силами. Второй тип наблюдается в случае агрегатов глинистых минералов в илистых толщах, где мельчайшие чешуйки глинистых минералов взаимно притягиваются электролитическими силами, которые во многом сравнимы с гравитационными (гл. 9).
бб. Зерна в неподвижной жидкости, у зерен, падающих в стоячей воде или в воздухе, Vffloro общего. Если мы поместим шарик с плотностьюCTв жидкость, плотность которой равна р, при условии, чтост> р, он приобретет начальное ускорение при падении в жидкости. Ускорение будет уменьшаться до того момента, когда будет достигнута
постоянная скорость, которую называют
установившейся скоростью или скоростью
падения (Fg) Проведя скрупулезные эксперименты с большим набором разнообразных по диаметру сферических зерен, мы сможем нанести результаты на график, показывающий взаимосвязь скорости падения и диаметра зерен (рис 6.1) На графике хорошо видно, что скорость падения возрастает с ростом диаметра зерен. Однако прирост скорости уменьшается.
Рассматривая исключительно сопротивление вязкой жидкости, можно вывести теоретическую формулу такой взаимосвязи, выражающую скорость падения как функцию свойств зерен и жидкости (вывод ее приведен в приложении 6.1)*
Qd2 (CT-P) 18ц
(6.1)
Формула (6 1) известна как закон Стокса, названный в честь первооткрывателя Закон Стокса точно предсказывает скорость падения частиц, для которых число Рейнольдса (для зерен) - u^dp/ц ~ менее 0,5 Это соответствует частицам алевритовой и более тонкой размерности с плотностью, равной плотности кварца, при падении в воде. Почему этот закон неприменим к зернам лю-
92
Часть 2
IO"2
Itr1
IO0
IO1
JDUiaMeTp сферических зерен кварца ,мм
Рис. 6.1. График, иллюстрирующий зависимость скорости падения от диаметра зерен (сферические кварцевые зерна при температуре воды 20°С) Для сравнения показаны расчетные значения скорости падения в той же системе единиц по формуле Стокса и по формуле столкновения (уравнение Ньютона) [296]
бого размера? Ответ легко найти, вспомнив о тенденции к отрыву слоев жидкости в граничной зоне (разд. 5к). Поэтому на зерно, падающее с повышенной скоростью, действуют инерционные силы жидкости, не принятые во внимание в законе Стокса. Они приводят к большому росту тормозящего или замедляющего действия жидкости на сферическое тело. Ньютон вывел выражение для скорости падения в условиях преобладания сил инерции, которое известно как фор-
мула столкновения
/4 сг-р
T3 q P
(6.2)
Практически формула Ньютона не дает удовлетворительного схождения с экспериментальными данными (рис. 6 1), так как цифровая константа принята на основе недостаточно четко определенных предположений о действии воды на падающее сферическое тело и не учитывает отрыв потока.
До сих пор мы рассматривали падение единичной сферической частицы с гладкой поверхностью. В реальных случаях обычно возникают усложнения. Во-первых, естественные осадочные зерна не обладают совершенной сферической формой и хорошо обработанной поверхностью. Природные частицы силикатов алевритовой и песчаной размерностей по форме наиболее близки к сферам, и поэтому обычно можно считать, что их конечная скорость падения такая же, как и у сферы того же диаметра (табл. 4 2) Для прямого экспериментального определения конечной скорости падения конкретного зерна требуются очень тщательные исследования. Серьезные трудности возникают при работе с частицами биогенного происхождения или химическими осадками Например, пески-ракушечники состоят из плоских зерен, при движении которых вниз сквозь толщу воды наблюдается маятникообразное качание в направлении, перпендикулярном вектору скорости падения, напоминающее движение падающих листьев. Понятно, что для подобных частиц нельзя установить какие-то общие законы или экспериментальные зависимости Для каждого образца нужно определить соответствующие соотношения в эксперименте [114]. Кроме того, почти все природные образцы включают популяции частиц, падение которых носит групповой характер. Взаимные помехи частиц и усиление торможения приводят к снижению скорости падения по сравнению с жидкостью, свободной от зерен осадка. Было высказано предположение [679], что конечная скорость падения сферической частицы Vgi падающей в совокупности с другими, изменяется как
vi = vq(\ - С ) " ,
(6.3)
где Vg-конечная свободная скорость падения единичного зерна (в жидкости, где другие зерна отсутствуют); С-объемная концентрация зерен в их движущейся совокупности, «-показатель степени, колеблющийся в пределах от 2,32 до 4,65 и зависящий от числа Рейнольдса для зерен Это отношение показывает, что скорость стесненного падения (падение в среде, содержащей совокупность зерен) будет меньше, чем скорость свободного падения, и сильно зависит от концентрации зерен. Для тонкого осадка,
93
Поток жидкости и транспортировка осадков
когда п - 4,65, и при высоких концентрациях скорость возрастает, и для поддержания ра-
(С около 0,5) Vg может составить всего 2-3% венства давления в соответствии с уравне-
от Vg Эти данные имеют большое значение нием (5 4) давление над зерном должно снидля понимания условий аккумуляции зерен зиться. Изящные измерения Чепила [151]
из плотных перегруженных материалом потоков (таких, как мутьевые потоки, гл 7).
6в. Условия грогання частиц со дна. Когда поток жидкости оказывает сдвигающее воздействие на выровненную поверхность дна, сложенную зернами, наступает критический момент, когда зерна, увлекаемые потоком,
(рис. 6.3) и более новые данные не оставляют сомнения, что подъемная сила сравнима с силой волочения, пока зерно находится на дне Когда зерно поднимается над дном, подъемная сила быстро исчезает, а скорость волочения быстро растет.
Направление ветра
*
начинают перемещаться. Понятию критиче-
ского порога трогания зерен уделялось боль-
шое внимание, так как это практически
важный параметр для решения инженерных
задач (каналы, ирригационные сооружения,
экспериментальное моделирование). Знание
порога трогания частиц разного типа и раз-
личных размеров имеет особое значение для
седиментологии
Перед тем как привести результаты экспе-
риментальных исследований порога трога-
ния, рассмотрим силы, которые в потоке действуют на зерна, лежащие на дне
(рис. 6.2). Сила волочения, обусловленная
Рис. 6.3. Схема примерной разницы давления на точке х на макушке шара (7,5 мм) и на других точках на поверхности сферы в потоке воздуха На шар действуют и подъемная сила, и сила волочения Подъемная сила резко снижается с высотой, а волочение растет из-за прямого давления ветра Скорость ветра на высоте 20 мм над поверхностью равна 7,7 м - с ~ S срывающая скорость составляет 0,98 м • с ~ 1 Длина линий в контурах вокруг зерен показывает относительные различия в давлении воздуха [151]
Рис. 6.2. Схема сил, действующих на зерно, лежащее на дне, которое сложено такими же зернами и подвергается действию потока жидкости, проходящего над ним
градиентом скорости у дна, действует на каждое зерно. Если т0-среднее напряжение сдвига у дна (рассчитанное по формулам (5 6) и (5 7)), то средняя сила волочения на одно зерно выразится как F0 = T0 /л, где п -число частиц на единицу площади дна. Существует также подъемная сила. Линии тока над выступающим зерном изгибаются,
Обе рассмотренные силы в жидкости стремятся привести в движение зерна, лежащие на дне. Им оказывает сопротивление сила тяжести зерен, направленная нормально (рис. 6.2). Теоретически определить критическое напряжение сдвига, необходимое для смещения зерен, оказалось невозможно, хотя первоначально казалось, что перспективен подход с применением понятия «момента силы». Это связано с необходимостью использовать большое число переменных, не говоря уже об оценке роли подъемной силы Поэтому критические условия для срыва частицы со дна необходимо определять экспериментальным путем. Для того чтобы обеспечить максимальную генерализацию, любой график экспериментальных результатов должен быть применим к широкому разнообразию жидкостей и частиц. Как седиментологи, мы больше
94
Часть 2
всего интересуемся природными минеральными зернами в воздушной и водной среде; но эти системы следует рассматривать как частные случаи более общих приложений теории
Исходя из первоначальных принципов, мы можем считать, что критические условия для движения частицы Cc будут зависеть от силы тяжести (д), размера зерен {d\ массы погруженной в жидкость частицы (сг - р), кинематической вязкости (v) и придонного напряжения сдвига (т0) Следовательно,
C W W f f ( O - P ) l v, T0).
(64)
Теперь для большей генерализации лучше сгруппировать эти количественные (размерные) характеристики и две безразмерные группы для применения их при интерпретации экспериментальных данных (полный обзор см. в работе [575]) Вот эти группы*
I1 I I I I Illl 1 M I Illll 1 I
1 IIIIIII
о» ' ' ^ '4111 I I I I Mil , . I I , III
IO"2
ю-1
10°
IO1
(I1 мм
' Illlll 10J
-/(-А
(6.5)
g,d{o-p)
\ VJ
Выражение в левой части известно как безразмерное придонное напряжение сдвига 9 Выражение в правой части нам уже знакомо (в слегка видоизмененной форме) и представляет собой число Рейнольдса для зерен Reg График зависимости 0 от Reg (известный под названием диаграммы Шильдса) для жидкостей показан на рис. 64, в Заметен большой разброс точек, поскольку использованы многочисленные серии опытов, а точно определить, когда будет достигнут порог трогания, затруднительно. Оказывается, что 9 близко к постоянной (составляя примерно 0,05) для большого ряда диаметров зерен, вплоть до значений числа Рейнольдса (для зерен) примерно около 1,0 При малых значениях числа Рейнольдса для зерен 9 постоянно растет, достигая примерно 0,3. Такой рост, надо полагать, должен быть связан с менее шероховатой поверхностью дна, когда зерна целиком помещаются в пределах вязкого подслоя, где градиент скорости и мгновенные пульсации скоростей меньше, чем в нижней части турбулентного граничного слоя. Читатель должен помнить, что многие линии графика, проведенные разными авторами по экспериментальным точкам, имеют малую стати-
=—Г* 1 TiTTTTI ILIiH- iI 1 I I IIH—HH1IIII I
-ГП1Г£
=
I
•Ы, •
. I 111Ш11 JJILM.U I LlIiIIII .-LI !Illlll '
10"г
10_I
IO0
IO1
IO2
I
:
I
I .IJ-IIIIU
IO3 IO4
Рис. 6.4. Графики порога трогания а-зависимость порога трогания зерен, имеющих плотность кварца, от диаметра (d) и скорости потока на высоте 1 м над дном, температура воды 20°С [576]; б-зависимость диаметра d от напряжения сдвига х, необходимого для трогания зерен (плотность зерен как у кварца, температура воды 20°С) [576]; в-зависимость безразмерного параметра напряжения сдвига 0 от числа Рейнольдса для зерен различных типов при температуре воды 20°С (диаграмма Шильдса, по работе [576]).
стическую надежность. Так, наклон линии в интервале Re9 от 100 до 10 нельзя считать достоверным, если внимательно изучить очень полные данные на рис. 6 4, е.
«Проблема порога трогания» в воде дополнительно проясняется, если рассматривать начало движения зерен как результат взаимодействия между двумя статистическими распределенными переменными
95
Поток жидкости и транспортировка осадков
[313]. Первую переменную можно определить как характеристику начального движения данного придонного материала в жидкости данной вязкости и плотности. Следовательно, можно считать, что каждое зерно, лежащее на дне, подвергается действию мгновенного местного напряжения, поскольку форма, размер, масса и размещение отдельных зерен случайны, такое т0, обозначаемое как тс, имеет вероятностное распределение. Вторая переменная-локальное мгновенное напряжение сдвига у дна, вызванное явлениями прорыва и замета (разд. 5з). Эти напряжения имеют вероятностное распределение, которое зависит от х, плотности жидкости и условий вязкости и шероховатости дна потока В начале трогания зерен наиболее податливые частицы (с наименьшими значениями критического напряжения сдвига) смещаются теми напряжениями сдвига из числа передаваемых от по-
Рис. 6.5. Схематические диаграммы порога трогания зерен, показывающие, что он определяется степенью перекрытия между распределением действующих на зерно мгновенных напряжений сдвига, связанных с турбулентностью, и фактическим распределением напряжений, необходимых для трогания конкретной изучаемой совокупности зерен (подробности см в работе [313]) а-перекрытие невелико, движение незначительно, б-перекрытие больше, общий порог превышен Различия в степени перекрытия, по определениям разных исследователей, объясняют частично перекрытие на графиках порога трогания (см рис 6 3,а-в) ([313], с изменениями)
тока ко дну, которые имеют максимальную величину. Результаты экспериментов с пузырьками позволили для каждого случая составить гистограммы (рис. 6.5). Они показывают, что критическое напряжение сдвига, необходимое для перемещения зерен, возникает, если распределения т перекрываются в некоторой области, размеры которой постоянны Значительная часть разброса точек на графике Шильдса как раз и связана с различной оценкой наблюдателями размеров такого перекрытия.
Для воздушных потоков Бэгнольд [42] выделил два типа порогов При значениях критических скоростей воздушного потока, недостаточных для срыва зерен с помощью одного напряжения сдвига, можно спровоцировать смещение зерен и поддерживать его, просто бросая зерна на поверхность дна От сюлкновения остальные зерна подпрыгивают и подхватываются воздушным потоком; после падения и соударения они вызывают новое движение, и далее это продолжается по направлению ветра. Движение зерен прекращается, если перестать добавлять зерна. Критическая скорость ветра, необходимая для такого процесса, получила название порога удара. Дальнейшее возрастание скорости ветра заставляет зерна двигаться под прямым его действием при нормальном, или потоковом, пороге (скорости). Такая способность природных зерен песка подталкивать и подбрасывать другие песчинки после столкновения противоположна поведению зерен в воде. Это связано с различной вязкостью воды и воздуха (разд. 56),
Распределение моментального
придонного напряжения
t
сдвига, обусловленного жидкостью
pOO
T
I А
р(т)
J /"X4
Измеренное распределение, Ы)
придонного напряжения
сдвига, необходимого
для трогания
(
совокупности зерен
ttV
' ' V , ' " .''-X
- i f ! - ; -"J-filS„
L ''!''Vi •*- /С -
(б)
; -(J Z ~
96
Часть 2
что обусловливает сопротивление движе- Перекатывание
Непрерывная сальтация
нию и большую разность соотношения
плотностей в паре кварц-воздух (2000:1)
и кварц - вода (1,65. \). Как мы увидим даль-
ше (гл. 8), типы ряби тесно связаны с этими
факторами. Для большинства песчинок Непрерывная сальтация с Прерываемая сальтация с
в воздушных потоках критическая скорость частичным взвешиванием частичным взвешиванием
является функцией квадратного корня из
размеров частицы.
Столкновение зерен
В заключение можем отметить, что значе-
ния напряжения сдвига или срывающей ско- Прерываемое взвешивание Непрерывное взвешивание
рости ( u j выше порога движения могут быть выражены как отношение этой вели- ^Mсета столкновений
чины к критическому пороговому напряже-
нию или скорости (ы,с) для рассматри-
Вихрь в жидкости"""
ваемых зерен. Это показатель интенсивно-
сти транспорта1 [276], который выражает-
Рис. 6.6. Схематическое рий зерен во влекомых
изображение траектои взвешенных осадках
ся как
[495].
. Kc
\y.VJJ лась полностью случайной последователь-
ностью импульсов, направленных вверх, ко-
6г. Траектория перемещения зерен. Как торые обусловливаются вихревыми тече-
только достигается порог смещения, зерна ниями турбулентного потока, движущимися
начинают движение вниз по течению, пере- вверх относительно дна». Однако зерно мо-
мещаясь тремя основными способами жет испытывать направленное вверх ускоре-
(рис. 6.6). Перекатывание легко определить ние, находясь на нисходящей ветви траекто-
как движение при сохранении постоянного рии сальтации, когда на сальтационное
соприкосновения с дном, причем сюда же движение начинает действовать турбулент-
относится редко наблюдаемое «скольже- ность. Хотя такие случаи считаются приме-
ние» Сальтация (от лат. saltare-прыжок) - рами взвешивания, видимо, правильнее на-
движение, состоящее из серии баллистиче- зывать их начальным взвешиванием.
ских скачков или прыжков, для которых ха- Обычно непросто проследить траекто-
рактерен крутой подъем (под углом более рию пути движущейся песчаной частицы,
45°) от дна на высоту нескольких диаметров в особенности среди массы других зерен.
зерна, переходящий в пологий (более 10°) Только в последние годы благодаря приме-
спуск обратно ко дну. Такая траектория не нению изощренной фотографической мето-
является, как правило, симметричной пара- дики стало возможным получить полное
болой, которую легко представить по рас- представление о различных типах траекто-
четному пути артиллерийского снаряда или рий зерен. Фотометодики с применением
стрелы, при вычислении которых не учиты- многократной экспозиции [276,1] показали,
вается сопротивление среды. Суспензионное что а) соотношение отрезков времени, в те-
(собственно, «взвешенное») движение типич- чение которых зерна в воде находятся в каж-
но для зерен, перемещающихся по более дом из трех указанных выше состояний,
длинным и неправильным траекториям, на прямо зависит от показателя интенсивности
большей высоте от дна, чем при сальтации транспортировки; б) статистические харак-
Как указывал Бэгнольд [48], полностью вы- теристики прироста длины и высоты саль-
раженное взвешенное движение требует, тирующих и первоначально взвешенных зе-
чтобы «масса твердой частицы поддержива- рен являются функцией показателя ин-
тенсивности транспортировки (рис. 6.7);
1 Судя по смыслу понятия, которое обсу- в) средняя скорость поступательного переждается ниже, так переведен термин transport мещения зерен является прямой функцией
stage, использованный в оригинале-Прим ред. средней скорости потока (рис. 6.7).
97
Поток жидкости и транспортировка осадков
нюдь не похожа на прыжки мячика. Съемки с многократной экспозицией показывают это вполне убедительно. Поэтому первоначальный подъем зерна в воде должен быть
результатом подъемной силы Бернулли, а не подталкивания другими зернами.
Появление полностью развитого взвешивания можно грубо оценить, приняв, что среднеквадратичные пульсации придонной скорости, направленные вверх, превышают скорость сальтирующих зерен, т.е
транспортировки
Рис. 6.7. а-график зависимости усредненной скорости жидкости U от срывающей скорости жидкости ит для зерна кварца диаметром 1,3 мм [495], первичные данные заимствованы из работы [1J; б-график зависимости усредненной максимальной высоты сальтации у от показателя интенсивности транспортировки для зерен диаметром 8,3 мм; в-график зависимости средней длины сальтации L от показателя интенсивности транспортировки ([111 ], с изменениями). Показатель интенсивности транспортировки м. с , где ит с -критическая срывающая скорость, необходимая для трогания зерен.
Наблюдаются существенные различия в механизмах сальтации в воздухе и в воде. В воздухе зерна значительно менее плавучи, поскольку разница в плотности между частицей и средой очень велика. Как уже было отмечено выше, падающие зерна имеют достаточный момент движения, чтобы сдвинуть и вытолкнуть вверх другие частицы из маленьких кратеров удара. Крутой и изменчивый первоначальный угол взлета полностью обусловлен этим процессом (рис. 6.8). Относительно небольшое сопротивление воздуха, являющееся следствием его малой вязкости, позволяет зернам достичь большой высоты (примерно до 500-100 диаметров зерна). Этот процесс усиливается благодаря отражению при соударении с гальками на поверхности (рис. 6.9). В воде зерна больше подвержены действию плавучести. При столкновении на дне зерен размерностью вплоть до мелкогравийной соседние зерна не приходят в движение, и, что особенно важно, соударения не побуждают их совершить новую сальтацию [1]. При ударе зерна о дно линейный момент не сохраняется, и поэтому сальтация в воде от-
Ug ^ J Z S t .
(6.7)
Поскольку известно, что выражение, вклю-
чающее t/, достигает максимум 1,2«,, мы
можем записать примерный критерий пол-
ного взвешивания в виде
и* <0,8.
(6.8)
Этот критерий хорошо объясняет появление эффекта полного взвешивания, который мы наблюдаем в многокадровых фотофиксациях. Существенным следствием из этого критерия является то, что тонкие донные осадки {d < 0,1 мм) должны переходить во взвешенное состояние немедленно по достижении порогового значения.
Описанные выше типичные траектории зерен возможны лишь в тех случаях, когда
зерна не действуют друг на друга в процессе
движения, т.е. когда простые траектории
<
о
Рис. 6.8. Схема, показывающая зависимость траектории «выбитого в воздух» сальтирующего зерна от угла столкновения с неподвижными зернами на поверхности [151]. Эффект отражения не имеет значения в водных условиях, где подъемная сила жидкости вызывает движение зерен вверх от дна.
7-91
98
Часть 2
в высоте, достигаемой зернами при сальтации в воздухе, над поверхностью, сложенной гальками и песком, вследствие различной «отражательной способности» этих субстратов [41]
сальтации не прерываются в результате столкновения зерен или их отклонения Такие помехи скорее возникают в воде, чем в воздухе, поскольку область сальтации в первом случае менее мощная. Когда показатель интенсивности транспортировки водного потока возрастает, все больше зерен вовлекается в движение, и поэтому их концентрация в потоке будет возрастать Соударения зерен станут неизбежными На основе простой динамики столкновений, базирующейся на кинетической теории, можно показать, что простая сальтация не будет возникать при значении ступени транспортировки около двух, когда зерна в придонной части начнут двигаться как концентрированное зернистое множество, в котором преобладает соударение зерен или взаимоотражение [495].
Мы подошли теперь к подходящему моменту для того, чтобы дать рациональные определения типов транспортируемых наносов
Влекомые (донные) наносы (bedload) включают перекатываемые, сальтирующие и «прерывно-сальтирующие» (в результате столкновений) зерна. Последняя разность
присутствует только в водных потоках. Зерна, входящие в состав донных наносов, передают момент движения неподвижной поверхности дна благодаря ударам твердого тела о твердое. Степень ускорения этого момента движения должна быть равна весу частиц донных наносов в воде. Наше определение донных наносов, следовательно, отражает и их положение в потоке, и динамику [48].
Взвешенные наносы (suspended load) включают все зерна, перемещаемые в жидкости благодаря турбулентности, так что сила тяжести взвешенных зерен уравновешивается передачей направленного вверх момента турбулентных вихрей. Этот процесс имеет большее значение в водных потоках, чем в воздушных
«Мутность» (washload)-очень широкий термин, охватывающий частицы глинистой размерности, которые находятся в водных потоках более или менее постоянно во взвешенном состоянии. Для воздушных потоков наиболее подходящий эквивалент -пылъность (dustload) Глинистые частицы очень медленно осаждаются на дно, если течение потока прекращается
Транспортировка донных наносов может оказать заметное воздействие на распределение скорости жидкости по высоте потока от дна Хороший пример представляет собой случай ветрового потока, где с помощью очень точной аэродинамической трубы можно измерить скорость в зоне движения донных наносов и сразу над нею [41]. По мере того как сила ветра переходит порог влечения, наблюдается отчетливое снижение скорости потока воздуха в центре тяжести зоны донных наносов Замедление достигает 20% по сравнению с расчетной скоростью по формуле Кармана-П рандтля (гл 5) для турбулентных потоков, не несущих твердых зерен Отклонение графиков скорости по данным замеров от расчетной прямой объясняется ожидаемым эффектом передачи момента от жидкого тела к твердому в верхней части траекторий сальтации, где движение частиц ускоряется Аналогичные явления должны наблюдаться в водных потоках [48], но они с трудом поддаются измерению, так как мощность зоны донных наносов в этом случае невелика.
Заключительную часть этого раздела по-
99
Поток жидкости и транспортировка осадков
святим объяснению перегибов и прямолинейных отрезков на графике распределения гранулометрии зерен водных осадков, построенном в логарифмическом масштабе (рис 6 10, см. гл. 4) В последнее время было доказано, что два наиболее грубых по размеру компонента на этой кривой соответствуют моде донных наносов и промежу-
f
i
1
1 II
/
j "Разрыв"
! I 1_J I I 1 I
-2—1
OJ
2 34 5
Диаметр зерен, ф
Рис. 6.Х0. Анализ гранулометрии (кумулятивная кривая) типичных влекомых и взвешенных осадков в современных осадках реки Бернадильо шт Нью-Мексико Данные составлены на основе усреднения всех проб, отобранных в 1958 г Пунктир отмечает «разрыв» гранулометрических свойств, который интерпретируется как граница между популяциями влекомых и спорадически взвешиваемых частиц
6д. Передача напряжений !вердыми телами. До сих пор мы считали, что напряжение сдвига, действующее на дно при осадкообразовании, полностью обусловлено движением жидкости. Как установил Бэгнольд [40, 42, 46,48], подобная ситуация при перемещении донных наносов не сохраняется, так как движущаяся частица при ударе о дно передает ему момент движения от потока и вызывает дополнительные напряжения, передаваемые твердыми телами Рассмотрим, например, сальтирующую частицу с массой т , ударяющуюся о дно со скоростью С/, с траекторией под углом к поверхности дна Если происходит эластичное соударение, то, пренебрегая трением, можно считать, что в направлении, нормальном к поверхности дна, ему будет передан момент величиной 2т (У s i n а тангенциально-момент 2т U cos £ Если не происходит эластичного отскакивания, а зерно после удара катится, передача момента уменьшается в два раза
Величину момента, передаваемого твердыми телами (T и Р), измерить в условиях эксперимента трудно (впрочем, см. работу [42]) из-за скорости изменения тангенциального и нормального моментов Можно предположить, что при перемещении донных наносов напряжение сдвига, прилагаемое ко дну, должно включать компоненты сдвига как жидкого, так и твердого вещества. Следовательно,
T=
Xs
+ Т.
общее прила- сопротивле-
сопротивле-
гаемое
ние сдвига
ние сдвига
напряжение жидкости
твердого
сдвига
материала
(69)
точной моде взвешивания, описанным выше [573] Эти рассуждения основаны на критерии взвешивания, также рассмотренном выше Перегиб в наклоне кривой между двумя популяциями в общем соответствует диаметру, близкому к критическому значению, необходимому для перехода во взвешенное состояние в соответствии с формулой (6 8) Миддлтон утверждает, что дифференциальная сортировка зерен, размер которых меньше такого значения, обусловлена взвешиванием, а сортировка более грубых зерен происходит в процессе волочения.
1*
В реальном эксперименте, применяя соосный вращающийся барабан, Бэгнольд [40] сумел измерить величину T и нормально передаваемого напряжения P Результаты эксперимента показывают, что сопротивление сдвига в смесях из жидкой и твердой фаз сильно возрастает по сравнению с чистой жидкостью Удалось выделить две области поведения, определяемые безразмерной величиной, которую теперь именуют числом Бэгнольда В вязкой области при низких значениях напряжений и/или малой концентрации зерен отношение T' P оказалось константой со значением, близ-
100
Часть 2
ким к 0,75. В этой области влияние зерен периментальная и теоретическая работа Ее
друг на друга выражается в отталкивании результаты, надо полагать, прольют свет на
при приближении, еще до того как происхо- ряд фундаментальных проблем теории дви-
дит соударение твердых тел. В области жения осадков и теории донных форм.
инерционного поведения при высоких значе-
ниях напряжений сдвига и/или высокой кон- бе. Теория движения осадков. Интенсив-
центрации зерен отношение T : P постоянно ность транспортировки осадков, которая
и составляет около 0,32. В этой области пре- может быть достигнута в отдельной систе-
обладают столкновения зерен друг с дру- ме потоков, зависит от ряда переменных.
гом
Величина такой интенсивности имеет
Применяя эти выводы к природным потокам, Бэгнольд выдвинул следующие постулаты*
а) В воздухе благодаря «цепной реакции», описанной выше как пороговое состояние, среда передает сальтирующим зернам такую часть момента, что сопротивление сальтации почти равно прилагаемому напряжению сдвига. Следовательно, почти мгновенно устанавливаются условия, при
огромное практическое значение для решения множества задач прикладной гидротехники и охраны окружающей среды. За последнее столетие было предложено множество уравнений, описывающих транспортировку осадков, причем многие из них были выведены на основе результатов измерений в экспериментах на лабораторных русловых установках. Часто они имеют обобщенную форму [21]:
которых T = T.
z = f (м Merit)"»
б) В воде, где отношение плотности твер-
(6.11)
дого компонента к плотности жидкости не- или
велико, значение T постепенно возрастает с ростом показателя интенсивности транс-
i~f(*0 - w .
(6 12)
портировки. Когда весь слой зерен, ранее где (-интенсивность перемещения осадков,
неподвижный, приходит в движение в каче- выраженная в размерности массы частиц,
стве влекомых наносов при высоких значе- погруженных в жидкость; м-средняя ско-
ниях показателя интенсивности транспорти- рость потока; t^nt-средняя скорость потока
ровки, T T по утверждению Бэгнольда. в момент достижения порога перемещения,
в) Нормальное напряжение P, которое т0-среднее напряжение сдвига у дна;
называют также рассеивающим, должно на- Tcnt-среднее напряжение сдвига у дна в мо-
ходиться в равновесии с нормальным на- мент достижения порога; п и т-показатели
пряжением, обусловленным силой тяжести степени со значениями больше 1,0. Эти эм-
движущихся влекомых наносов.
пирические соотношения показывают, что
Относительно положения б) следует заме- чем больше мощность потока превышает
тить, что при любых значениях показателя пороговое значение, тем больше интенсив-
интенсивности транспортировки
ность транспортировки Они ничего не до-
T И Tc + Т ,
(6.10)
бавляют к нашему пониманию процесса транспортировки осадков и поэтому не-
где тс - напряжение сдвига жидкости, необ- научны. Бэгнольд предложил две инте-
ходимое для трогания зерен. Расчет значе- ресные теории транспортировки, осно-
ний T по экспериментальным данным [494] ванные на простых физических принципах.
показал, что при высоких значениях показа- Рассмотрим вкратце обе, причем только
теля интенсивности транспортировки T ни с точки зрения влекомых осадков.
в коем случае не растет. Эти результаты пока не находят полного объяснения.
Положение в)-ключевое для теории перемещения наносов, предложенной Бэгнольдом Мы рассмотрим эту проблему в следующем разделе настоящей главы.
Бэгнольд [46, 48] рассматривает водный поток как транспортирующую машину, где общая энергия, поступающая на единицу площади, составляет (гл. 5)
© = pgShu = тм.
(6.13)
В этой важной, но очень трудной для ис- Преобладающая часть этой энергии рассеи-
следования области предстоит большая экс- вается в процессе поддержания потока
101
Поток жидкости и транспортировка осадков
и преодоления сопротивления сил внутреннего трения жидкости; таким образом, фактически действующая энергия меньше этой величины. Интенсивность работы потока жидкости по перемещению осадков может быть выведена следующим образом, пусть вес влекомых осадков в жидкости составляет на единицу площади тъд, а средняя скорость перемещения равна ы. Тогда доля транспортирующей работы составит тъдй. Затем рассчитаем силу действия взвешенного в жидкости веса влекомых осадков, которая будет меньше тъд на величину tg а, полученную по коэффициенту динамического трения. Поэтому интенсивность, с которой жидкость производит работу по перемещению осадков на единицу площади, составит
Wbfirtftga= ib tga,
(614)
где все единицы измерения аналогичны единицам формулы (6 13).
Приравняв выражения (6 13) и (6.14) таким образом, чтобы действующая энергия, умноженная на эффективность, дала интенсивность работы, и введя коэффициент эффективности еь, получим простое уравнение Бэгнольда для интенсивности транспортировки :
Ib = еъсй/tg a.
(615)
Для заданной общей энергии потока коэффициент эффективности еъ обратно пропорционален отношению глубины потока к размеру зерен, так как в глубоких потоках эффективная скорость, оказывающая воздействие на слой влекомых осадков, будет меньше, чем в мелких.
В случае перемещения влекомых осадков воздушным потоком мы не можем использовать, как для водного потока, аналог энергии, так как в воздушном потоке высота потока не поддается измерению. Бэгнольд [41 ] подошел к решению, приравняв интенсивность прилагаемого усилия сдвига воздуха к скорости потери момента движения зернами влекомых осадков Рассмотрим зерно массой т, движущееся из состояния покоя и ударяющееся о дно со скоростью С/, после того как оно прошло расстояние L. Если при ударе вся скорость V потеряна, можно считать, что зерно получило момент величиной mVjL на единицу длины переме-
щения в воздухе. Теперь возьмем массу (¾) одноразмерных песчаных зерен, которые движутся в пределах полосы шириной в единицу длины и проходят через определенную точку за единицу времени, и примем, что скорость потери ими момента движения составит IbVjL. Скорость потери момента имеет размерность силы, поэтому выражение IbVjL является мерой сопротивления, которое испытывает воздух на единицу площади в результате сальтации зерен Обозначив силу сопротивления или сдвига как т, или, согласно изложенному в гл. 5, как рм\, можем записать:
X = P Ul = V0VjL
(6 16)
Теперь установлено, что VjL равно gjv\ где и'-начальная вертикальная скорость сальтирующего зерна. Следовательно,
ъд
= PW?,
Ib = P-"2I ?,
я
(617)
v' должно быть пропорционально M111, так что v' = км„, где к = 0,8 (по экспериментальным данным) После подстановки получаем
ib — —
9
(6.18)
Допустив, что 25% влекомых осадков движутся благодаря подталкиванию ударами сальтирующих зерен, получаем конечное выражение
'ь = 1,1
д*'
(6.19)
которое удовлетворительно соответствует экспериментальным данным.
Обе приведенные выше формулы для транспортировки влекомых осадков в воде и в воздухе принимают форму кубических уравнений относительно скорости. Формулу (6.15) можно записать в виде
IbOCtZ-M?,
(6 20)
102
Часть 2
в то время как формула (6.19) может быть записана как
ibocuJ.
(6 21)
Следовательно, интенсивность транспортировки осадков сильно зависит от прироста скорости течения. Бэгнольд, например, считает, что сильный ветер, дующий со скоростью 16 м с ~ за 24 ч перенесет столько песка, сколько ветер, постоянно дующий со скоростью 8 м • с ~ 1 за 3 недели. Надо заметить, что при больших промежутках времени преимущество будет сохраняться за умеренными ветрами, поскольку их низкая энергия компенсируется их большей частотой и постоянством действия.
6ж. Выводы, при малых значениях числа Рейнольдса для зерен конечная скорость падения зерна определяется законом Стокса. Скорость зерна в группе падающих зерен значительно меньше, чем при опускании в жидкости, свободной от других частиц Определение T c n t затрудняется при возрастании перекрытия распределения значений прилагаемого напряжения и напряжения сопротивления при нанесении данных пороговых значений на безразмерную диаграмму Шильдса. Зерна, перемещающиеся в форме влекомых, сальтирующих и взвешенных осадков, дают в каждой группе свою моду распределения. В состав влекомых осадков входят все зерна, для которых сила, создаваемая их весом (с учетом потери веса при погружении в жидкость), находится в динамическом равновесии с моментом движения, передаваемым дну движущимися зернами. Взвешенные осадки включают зерна, движущиеся как бы на плаву под воздействием турбулентности. К теории транспортировки осадков можно подойти на основе энергии (водные потоки) и на основе потери момента движения (ветровые потоки).
пересмотренная для случая влекомых осадков [48, 49], представляет собой фундаментальную основу для всех аспектов теории транспортировки Многие начальные вопросы теории транспортировки осадков можно найти в работе [575].
Приложение 6.1
Вывод закона Стокса
Фундаментальное уравнение гидродинамики, выведенное как упрощение полных уравнений движения Навье-Стокса, гласит, что в жидкостях должно существовать равновесие между силами местной вязкости и давления Решение этого уравнения «ползучего» движения для потока с низким числом Рейнольдса, обтекающего сферу, приводит к следующему выражению, связывающему радиус сферы а, скорость Vg, вязкость ц и поверхностную силу торможения D.
D = 6n\\aV%
(6.22)
Для безразмерного коэффициента торможения Cd (Cd = P У\А, где р - плотность жидкости, А -площадь проекции сферы на нормально расположенную поверхность) уравнение (6 22) можно записать как
CD=6*/Reg=24/Keg,
(6 23)
где iteg-число Рейнольдса для зерен, определяемое как pVga/ц Безразмерное отношение подтверждено экспериментально, но только для значений числа Рейнольдса <0,5
Во время непрерывного опускания зерна в жидкости с таким малым числом Рейнольдса необходимо, чтобы сила поверхностного торможения и общая сила Архимеда, действующие на зерно, были уравновешены действующей на него силой тяжести Следовательно,
mgd = D + mrg,
где mg, mf-массы зерна и жидкости соответственно, или
4
Yna3PgQ =
4
+ Jica3Pfff.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Превосходная книга Бэгнольда [41] д о сих пор сохраняет свое значение как основа для изучения эоловой транспортировки. В работах [661] и [884] рассмотрены проблемы, требующие более глубокой подготовки. Статья Бэгнольда [46],
Преобразовав уравнение и решив его относительно Kgj получаем закон Стокса:
Ve = I h - I L g a * .
* 9 Ji
(624)
Отсюда видно, что Vg пропорциональна квадрату радиуса зерна в любой системе жидкостей и зерен
103
Поток жидкости и транспортировка осадков
7
Гравитационные потоки осадочного материала
7а. Введение. В гл. 6 мы рассматривали перенос осадков водой и ветром. Разберем теперь, как совокупности зерен перемен щаются сами по себе под действием силы тяжести, без влияния перекрывающей их постоянно среды. Все гравитационные потоки должны преодолеть сопротивление, вызываемое трением частиц друг о друга. Укажем четыре обобщенных типа потоков, в которых это достигается различными способами (рис. 7.1).
Сыпучие потоки. Д л я них характерны столкновения зерен друг с другом в процессе смещения наподобие лавины. Никакого снижения трения в таких потоках нет, поэтому они могут возникать только на крутых субаэральных и субаквальных склонах, угол склона которых превышает угол естественного откоса для зерен, участвующих в дви-
жении. Грязекаменные потоки-потоки разжиженной глинистой массы, в которую погружены, не соприкасаясь, обломки размером от алеврита до глыб. Эта основная масса обладает достаточной транспортирующей и выталкивающей способностью, позволяющей ей поддерживать зерна на плаву (хотя они могут и сталкиваться) и служить смазкой при соприкосновении неров-
ностей обломков. Поэтому такие потоки могут возникать на очень пологих субаэральных и субаквальных склонах. Потоки разжижения (миксотропные потоки)-рассеяние очень концентрированных скоплений зерен в воде, возникающее при сотрясении плотных агрегатов зерен, подвергающихся воздейс гвию повторяющихся сотрясений. Зерна как бы взвешиваются в воде, заполняющей поры между ними, и осаждаются ниже по уклону, образовав новую, более плотную упаковку, причем поровая вода удаляется. Межзерновое трение благодаря разжижению значительно уменьшается. My-
тъевые (суспензионные, турбидитные) потоки образуются благодаря тому, что частицы поддерживаются в толще воды в плавучем состоянии под действием турбулентного взвешивания. Взвешиваемые частицы обусловливают большую, чем у обычного потока, плотность, и вся взвесь стекает по уклону. Легко себе представить, что между этими четырьмя типами должны существовать промежуточные разности. Конечно, тот или иной механизм, обеспечивающий «всплывание» зерен, не присущ какому-нибудь одному типу потока.
76. Сыпучие потоки. Если емкость, содержа-
Сыпучий поток
Грязекаменный поток
щую объем сухих зерен, ногок разжижения МутъевоЙ поток которым углом, то при
наклонять под некаком-то критиче-
•• ч V • •t* • • • ч•• • • •
. * *T
Ш
ском угле наклона G1 часть зерен начнет двигаться по наклонной поверхности зерен наподобие лавины или сыпучего потока (рис. 7.2). Остальные зерна на поверхности
Столкновения зерен
Сопротивление
основной массы н плавучесть
Плавучесть
Турбулентность
Рис. 7.1. Четыре основных типа гравитационных потоков Заметим, что возможно «перекрытие» между этими крайними типами и механизмами
будут оставаться в положении покоя, сохраняя некий угол наклона 9r, который на 5-15° меньше, чем Oi. Если опыт провести под водой, результат будет тот же. Пытаясь объяснить это явление, стоит сначала обратить
отложения осадков
внимание на то, что движение массы зерен
104
Часть 2
После обрушения по склону скопления зе-
рен образовавшийся в результате этого по-
ток будет состоять из множества зерен, на-
ходящихся выше базальной плоскости сдви-
га. Для соблюдения принципа равновесия
сил требуется, чтобы усилие, создаваемое
весом зерен, испытывало сопротивление со
стороны равного ему и противоположно на-
правленного усилия, создаваемого переда-
чей момента движения от движущихся зерен
поверхности смещения (приложение 7 1)
Это последнее известно как рассеивающий
стресс [40]. На основании анализа механи-
•ас,*'- ки сыпучего потока можно установить, что
график изменения скоростей имеет почти
параболическую форму; при этом наблю-
даются тонкие полоски, или языки, сло-
женные зернами, не испытавшими переме-
щения по поверхности [523]. Эти зерна
могут пассивно перемещаться на активно
сдвигающихся зернах непосредственно вы-
ше плоскости срыва (приложение 7.1). Очень
важен вытекающий отсюда вывод [523], что
сыпучий поток не может превышать (для зе-
рен песчаной размерности) нескольких сан-
тиметров по мощности. Поэтому отдельные
мощные песчаные слои, не имеющие вну-
тренней текстуры, а точнее, имеющие мас-
Рис. 7.2. Сыпучие потоки на крутом подветрен- сивную или беспорядочную текстуру, не
ном склоне песчаной дюны в пустыне Обратите внимание на крутой уступ вблизи гребня дюны и морщинистые, веревкообразные поверхности сыпучих потоков, указывающие на пассивно сме-
могли образоваться таким способом.
Последней характерной особенностью осадков сыпучих потоков является часто
щенные языки осадка по активной поверхности в с т р е ч а ю щ а я с я перевернутая слоистость.
сдвига. Сахара, Мали (фото Дэвидсона).
Для ее объяснения предложены две гипо-
вниз по склону требует расширения всего тезы. В первой [40] отмечается, что рассеи-
объема с момента смещения. Такое расши- вающий стресс сильнее проявляется вблизи
рение называется дилатацией и требует за- поверхности срыва и что более крупные ча-
трат энергии [692, 45]. Очевидно, при угле стицы испытывают большее давление, чем
O b н а з ы в а е м о м углом первоначального сме-
щения (углом естественного откоса, или углом текучести), должна достигаться дилатация, которая необходима для перемещения одних зерен по другим в зоне потенциального сдвига. Такое явление не наблюдается при угле 9Г, называемом углом
мелкие. Поэтому более крупные зерна перемещаются вверх по толще потока, благодаря чему перепад напряжения уравнивается. Вторая гипотеза кинетической фильтрации утверждает, что мелкие зерна просто фильтруются при столкновении с крупными зернами в промежутки между ними; этот про-
остаточного сдвига [15]. Значения G1 (сильно зависящие от пористости, которая определяется типом упаковки зерен) могут колебаться от 40° для природных песков с плотной упаковкой до 30° для песков с более свободной упаковкой. Важной переменной является также форма зерен.
цесс прекращается, когда мелкие зерна останавливаются у плоскости срыва [570]. Простейшим способом проверки этих конкурирующих гипотез был эксперимент с использованием одноразмерных зерен разной плотности. Было установлено, что зерна, плотность которых больше, действительно
105
Поток жидкости и транспортировка осадков
поднимаются к поверхности потока. Хотя это подтвердило правильность гипотезы рассеивающего стресса, все же нельзя считать доказанным, что в потоках с частицами разного размера не может проявляться кинетическая фильтрация.
7в. Грязекаменные потоки. Субаэральные потоки обломочного материала присутствуют в большинстве климатических зон. Их движение обычно связано с сильными дождями. Особенно велико их значение в вулканических районах, где проливные дожди часто следуют за извержением, вызывая катастрофические оплывания на вулканических склонах. Менее известны оплывания на подводных склонах, хотя их причиной, вероятно, являются оползни, вызываемые сейсмическими толчками (см гл. 24).
Устойчивость к смещению грязекаменного материала зависит от пластичности основной массы и от трения между обломками, которое добавляется к «вязкости» основной массы [426]. Внутреннее напряжение сдвига в движущемся грязекаменном потоке можно записать в следующем виде.
Т=с +
пластичность (начальное напряжение сдвига)
FNtg6 +
трение между обломками
\idu/dy,
(7.1)
ньютоновское сопротивление сдвигу (только для ламинарного потока)
а для момента начала течения
T ^ c + FNtgGds
(7.2)
где с-пластичность (начальное напряжение сдвига); FN-нормально направленная сила веса; Gd-угол динамического внутреннего трения (¾ Gr, описанному ранее); ц-вязкость, du/dy-градиент скорости.
Рассмотрим выражение (7.1). Если первые два члена в правой части стремятся к нулю, то выражение сведется к напряжению сдвига для любой ньютоновской жидкости Уравнение (7.1) можно упростить:
T = к + \isdu/dy; 7 > к (для потока).
начальное бингемовская
напряжение
вязкость
(7.3)
Уравнение (7 3) известно как пластичная модель течения Бингема. Оно показывает, что для того, чтобы началось течение, нуж-
но превысить начальное напряжение сдвига. Форма графика изменения скоростей в плане для пластичного течения бингемовского типа имеет трапециевидную форму (du/dy = = 0). Большие значения напряжения сдвига располагаются узкими полосками по краям (рис. 7.3). Такие потоки обычно являются ламинарными, хотя известны и турбулентные потоки.
Обломки внутри грязекаменного потока поддерживаются на плаву скорее благодаря силе сопротивления основной массы и собственной плавучести в этой массе, чем рассеивающему стрессу, как это наблюдалось
-Борта лотка-
" 0,40 S 0,20
Зона равномерного движения (нулевой перепад скоростей)
мм 10 20 30 40 50 60 70 80 90
Рис. 7.3. Распределение скоростей, измеренных поперек грязекаменного потока. Вид сверху. Обратите внимание на трапециевидную форму графика с отчетливой зоной нулевого прироста скорости, что типично для бингемовских грязекаменных потоков [426].
в случае сыпучего потока. Сопротивление основной массы вызывает образование закраин по бокам потоков. Широко известно, что такне потоки могут переносить очень крупный материал (валуны) и приходить в движение на очень пологих склонах. Эти свойства обусловлены примесями (иногда менее 1% по объему) разжиженного водой глинистого материала. Такая паста переносит алеврито-песчаные обломочные зерна в составе грязекаменного потока и служит смазкой, снижающей нормальное трение между зернами и вызванные им силы внутреннего сопротивления. Опыты показали, что, если обломочный материал составляет в сумме менее 60% объема, угол трения G1 остается очень малым. При возрастании концентраций увеличивается взаимодействие частиц и возрастает обусловленное этим нормальное напряжение, что ведет к быстрому росту угла G1. Возможно, что в жарких семиаридных условиях проникно-
106
Часть 2
вение путем инфильтрации диагенетических глинистых минералов (гл. 28) представляет существенный механизм образования пластичной основной массы грязекаменных потоков Далее мы покажем, что подводные грязекаменные потоки вниз по уклону могут переходить в мутьевые потоки в процессе своего быстрого перемещения (рис. 7.4)
Рнс. 7.4. Схематическое изображение экспериментального подводного грязекаменного потока (черное), показывающее возникновение облака турбулентности (крап), образующегося вследствие разделения потока в нижней (по течению) части грязекаменного потока. Такие явления, вероятно, приводят к образованию мутьевых потоков при смешении грязекаменного потока с вмещающей жидкостью [333]
7г. Потоки разжижения. Процесс разжижения песчаной толщи в подводных условиях показан на рис. 7.5 и подробно разобран в гл 11. В песках, не имеющих плотной упаковки частиц, при периодических сотрясениях происходит мгновенное взвешивание зерен в воде, заполняющей поры между ними Такой разжиженный песок превращается в концентрированное скопление зерен, внутреннее трение в котором ничтожно. Поэтому он может течь по очень пологим склонам. Поток разжижения скоро должен «успокоиться», когда зерна вновь приходят в соприкосновение, а вода выжимается вверх. При этом песок приобретает более
Вода
Вода
Разжиженный песок
Разжиженный
\ICCOK
ifte^emfloStaar Ш. ИЙО* rrecjduc 'Haif
' кой
Рис. 7.5. Схематическое изображение осаждения и отжимания воды в разжиженных субаквальных песках [23]
плотную упаковку Эксперименты показали, что внешняя граница успокоившейся части зерен (рис 7.5) поднимается в осадке, захватывая разжиженную толщу зерен, причем скорость такого перемещения определяется скоростью падения зерен разжиженной части (см. уравнение (6.3)). Поток разжижения движется всегда, как бы стремясь обогнать время, поскольку внутри его толщи снизу вверх перемещается фронт консолидации, ниже которого частицы теряют подвижность.
Во многих потоках разжижения выжимание поровой воды вверх идет неравномерно и может сосредоточиваться в жерлах, где скорость выталкиваемой жидкости бывает достаточна для того, чтобы увлечь с собой зерна или тонкие частицы. В результате образуются блюдцеобразные и столбчатые текстуры в толще слоя (см. гл. 11), а на его поверхности могут образоваться песчаные вулканы. Процесс перевода зерен во взвешенное состояние и их перемещение вверх называется флюидизацией. Флюидизацию следует отличать от разжижения.
7д. Мутьевые потоки. Если воспользоваться устройством, показанным на рис. 7.6, и открыть запорную дверцу, образуется волна более плотной жидкости, перемещающаяся по дну емкости. Это -плотностное течение. В данном эксперименте плотность волны обеспечивается тем, что течет соляной раствор. Но в природе тот же эффект достигается, если поток обогащен частицами осадка. Такие потоки, образовавшиеся благодаря турбулентному смешению осад-
ков и воды, известны как мутьевые потоки. В эксперименте плотностные потоки
имеют хорошо развитые «головные» и «хвостовые» области. «Голова» потока обычно в 1,5-2 раза толще, чем «хвост». Но эти мощности почти уравниваются, когда глубина вмещающей жидкости и глубина плотностного потока близки. Эксперименты [449] показали, что скорость перемещения (мь) головной части определяется следующим выражением:
щ-0,7
(7.4)
где Др- разница в плотности между потоком и вмещающей жидкостью; р-плот-
107
Поток жидкости и транспортировка осадков
ность вмещающей жидкости; Л-мощность потока в головной части. Константа в выражении (7.4) не зависит от изменения уклона
Рис. 7.6. Серия фотокадров, иллюстрирующих развитие в лабораторных условиях плотностного потока (раствор соли, подкрашенный чернилами) в результате «паводка» Обратите внимание на отчетливо выраженные «голову» и «хвост» потока (е) Длина емкости 2,5 м.
Если внимательно рассмотреть головную часть потока (см рис. 7.8), видно, что она делится на чередующиеся серии впадин в виде трубы и лопасти-выступы в виде луковиц [19, 760] Вмещающая жидкость в западинах входит внутрь жидкости потока и смешивается с нею, разбавляя ее. Изнутри область головы потока представляет собой картину сильно расходящихся струй (рис. 7.7), что создает турбулентность, кото-
108
Часть 2
(а}
(6)
—
3 31$),
Рис. 7.7. Характер движения внутри и вокруг головной части мутьевого потока а -движение относительно ложа, т е наблюдатель неподвижен, б-движения относительно перемещающейся головной части, т е наблюдатель движется с той же скоростью, что и голова потока [570, 16]
рая необходима для перехода осадков во взвешенное состояние [569].
Непрерывное движение головы потока вперед с постоянной скоростью требует постоянного подтока более плотной жидкости из хвостовой в головную часть потока, чтобы компенсировать смешение обеих жидкостей в головной области. Постоянная картина такого поступления создается в тех потоках, где идет почти непрерывный во времени приток плотного раствора Такие явления могут наблюдаться в течение некоторых отрезков времени в местах впадения перегруженного осадками речного потока в водный бассейн, когда поток некоторое время движется по дну в виде непрерывного подводного течения Эксперименты показали, что для компенсации потерь энергии, вызванных трением, нужен уклон всего около 1° [448].
Мутьевые потоки, имеющие характер паводковой волны (surge), должны терять скорость, так как поступление более плотной жидкости не бесконечно Конечно, головная часть уменьшается, пока окончательно не распадется (ср, однако, с описанием аутосуспензирования ниже и в приложении 7.2). Быстрый распад также наблюдается в случае впадения потока, ограниченного стенками русла, в широкий резервуар (рис. 7.8) Такие явления объясняют образование подводных конусов выноса.
Экспериментальное изучение мутьевых потоков со специально подобранными по плотности частицами позволило разделить их на две категории [571] В потоках с низкой концентрацией (С < 0,3) выпадение осадков начиналось сразу же позади головы потока, на небольшом расстоянии от нее. За медленным осаждением взвесей следовало широкое перемещение донных осадков и затем быстрое выпадение взвешенного мате-
Рис. 7.8. Вид сверху на струю плотностного потока (окрашенный чернилами раствор соли), которая втекает в широкий резервуар Подводные конусы на концах подводных каньонов образуются именно таким образом, когда расширяющийся поток быстро теряет скорость Обратите внимание на лопасти и протоки, образующиеся вокруг края течения Площадь квадрата сетки 50 х 50 мм
109
Поток жидкости и транспортировка осадков
риала. В конце концов происходило оЧень медленное осаждение взвесей из хвостовой части потока. В результате формируются отложения течений с хорошей сортировкой, четко выраженным утонением гранулометрии зерен в сторону кровли слоя и с серией осадочных текстур, отражающих уменьшение скорости течения во времени. В потоках
высокой концентрации (С > 0,3) за первона-
чальным отложением осадка следует широко развивающееся торможение потока с образованием разжиженного водой осадка, по верхней поверхности которого развиваются волны неустойчивости, вызывающие кольцевые деформации сдвига, проникающие глубоко в толщу осадка. Когда разжиженный осадок стабилизируется (этот процесс описан ранее), образуется плоская поверхность, на которую, как на дно, осаждаются наиболее тонкие осадки из хвостовой части потока. В результате образуются потоковые осадки с плохой сортировкой материала, неясным распределением материала по вертикали и без внутренних седиментационных текстур (хотя могут присутствовать текстуры разжижения).
В природе мутьевые потоки могут формироваться в результате подводных оползаний осадков, вызванных сейсмическими толчками (см гл 25). Начало мутъевым потокам могут дать также потоки разжижения и грязекаменные потоки после возникновения явлений оползания. Однако природа механизма перемешивания, который преобразует эти вязкие ламинарные потоки в турбулентную взвесь осадков, пока не выяснена [333]. Эксперименты тем не менее показывают, что у подводных потоков обломочного материала формируется головная зона, вследствие чего в потоке образуется наложенная турбулентность (рис. 7 4)
В заключение следует заметить, что в турбулентном потоке может возникать состояние аутосуспензирования [43, 624]. При этом идет непрерывный процесс перехода осадков во взвешенное состояние без потери внутренней энергии (приложение 7 2).
7е. Отложения гравитационных потоков. Обсуждение характера отложений отнесено в конец этой главы, с тем чтобы можно было провести сравнение между различными
(а) Сыпучий поток
(6) Грязекамеиный поток
AniПлоская кровля
Неровная кровля 1 Массивная текстура
Массивная текстура
Плохая сортировка осадочного материала Слабая сортировка
по разрезу
Признаки обратной сортировки по разрезу
О о ° Неупорядоченное строение основном массь Базалькая зона сдвига I Ш>[ Широкие борозды
кии штриховка
(в)
Поток
разжижения
(г)
E
ПОселбсочлнаенкчаыаютеощстваьуяпкэны
Сложный турбиднт
Гшны-DnLnBeppeniT.-IJOiHBJKиieг
щи
Трубки выжимания воды Столбчатая и блюдцео бра зная
№ текстура по разрезу Плохая сортировка Текстуры нагрузки
,В Горизонтальная слончатость Массивная rckcrypj
А (нет сортировки или грубая сортировка
в хвоитовон части) Иероглифы в поло шве
слоя (только В/С)
Рис. 7.9. Схематические разрезы, иллюстрирующие основные особенности отношений гравитационных потоков [574].
типами потоков и их отложениями (рис. 7.9)
Отложения сыпучих потоков образуются чаще всего при осыпании материала на склонах дюн и подводных гряд. При этом возникает перекрестная слоистость малого и крупного масштаба (гл. 8). Слойки обнаруживают хорошую сортировку, причем в ряде случаев наблюдается укрупнение материала снизу вверх Внутренние текстуры отсутствуют, отдельные зерна могут давать ориентировку параллельно течению потока.
Мощность грязекаменных потоков колеблется в пределах от нескольких дециметров до нескольких метров. В основной массе мелкозема размещаются обломки, размерность которых колеблется от песчаной до валунной. Мелкозем представлен глинистыми и алевритистыми частицами, которые могут составлять до 1% по объему. Слоистость развита слабо, сортировка плохая, ориентировка зерен не наблюдается. В базальной зоне сдвига может образоваться слабая сетка над погребенными царапинами, оставленными валунами, двигавшимися в основании потока. Грязекаменные потоки могут занимать русла, выработанные текучими водами, но сами не могут
их с о з д а в а т ь В потоках разжижения пре-
обладают текстуры выжимания воды, аналогичные конволютной тонкогоризонталь-
IlO
Часть 2
ной листоватости трубок «водяных взры- жду зернами Сыпучие потоки приходят
вов», блюдцеобразные текстуры и др в движение, когда угол склона превышает
(гл 11). Отложения Afymbfebix потоков пре- угол естественного откоса. Грязекаменные
терпевают изменения с удалением от места потоки движутся благодаря массе мелкозе-
образования и по мере перекрытия ими раз- ма, снижающего трение и содействующего
личных поверхностей седиментации на под- плавучести зерен Мутьевые потоки прихо-
водных конусах выноса Толстослоистые дят в движение на склонах, когда их плот-
осадки мутьевых потоков-грубозернистые, ность больше, чем у окружающей жидкости,
сравнительно плохо сортированные, имеют за счет взвешенных осадков Движение при-
плохо выраженную слойчатость, в них от- водит к развитию турбулентности, а это вы-
сутствуют базальные борозды движения; зывает дальнейшее поступление взвесей,
иногда наблюдается руслообразная форма вследствие чего вопреки гравитации сохра-
в плане Тонкослоистые турбидиты - тонко- няется повышенная плотность; так возни-
зернистые, имеют хорошую сортировку кает аутосуспензирование
и слойчатость, широко распространены на
площади и имеют базальные борозды дви- Литература, рекомендуемая
жения В них выделяется такая «идеализиро- для дальнейшего чтения
ванная» последовательность текстур. А-массивный слой, В - горизонтально-тонкослоистый слой; С-слой с мелкой косой слоистостью, D-переслаивание алевритов глин, E - однородные глины и алевриты Такая последовательность отражает снижение
В работе [574] дается четкое общее представление о гравитационных потоках и их отложениях В книге [426] предложен физический разбор движения грязекаменных потоков, предназначенный для подготовленного читателя Фундаментальный справочник по механизму движения зер-
силы потока во времени, когда донные нистых потоков-работа [40] В работах [569,
формы приспосабливаются к снижению ско- 570, 571] изложены экспериментальные исследо-
рости течения (см гл 8) Применяя индекса- вания мутьевых потоков, имеющие большое зна-
цию этой последовательности Боума, отме- чение для седиментологии Изящная аналитиче-
тим, что в толстослоистых турбидитах ская модель мутьевых потоков предложена
преобладают слои А и В при подчиненном значении пластов C - E ; в тонкослоистых
в работе [624], где показано и современное состояние проблемы аутосуспензирования
турбидитах наблюдается обратная картина. Приложение 7.1
Толстослоистые турбидиты образуются Рассеивающее давление
в потоках высокой концентрации, а тонкослоистые-в потоках низкой концентрации
и сыпучий поток [40, 523]
с развитыми донными осадками (Учитывая Динамику сыпучих потоков проще всего понять
последний анализ, приведенный в работе [610], следует отказаться от использования терминов «проксимальный» (proximal) и «дистальный» (distal), для обозначения толсто- и тонкослоистых турбидитов.)
на основе кинетической теории Рассмотрим емкость, наполненную воздухом и закрытую герметично подвижным поршнем Поршень поддерживается в равновесии давлением воздуха сила его тяжести уравновешивается силой выталкивания, обусловленной ударами беспорядочно движу-
В заключение необходимо подчеркнуть, щихся молекул воздуха Сила тяжести действует
что существует перемежаемость и взаимо- в одном направлении, уравновешивающая сила,
связь между оползневыми отложениями грязекаменных потоков - толстослоистыми и тонкослоистыми турбидитами Как указывалось ранее, грязекаменные потоки, вероятно, дают начало турбидитным потокам, по мере того как окружающая жид-
обусловленная столкновением молекул,- в противоположном
В сыпучих потоках, где преобладают соударения зерен, нормальный стресс P должен уравновешиваться давлением веса W на каждом уровне Бэгнольд [40] нашел, что P меняется в соответствии с зависимостью
кость все более и более смешивается
с движущимся потоком
P = ICCTX2D2 (d Ufdy)2 c o s ос,
(7 5)
7/к Иыво li.i Скопления зерен могут образовать поток, если преодолено трение ме-
где к-константа, о-плотность зерен, X-линейная концентрация зерен (гл 4), D - диаметр зерен, dU/dy- приращение напряжения в потоке,
Ill
Поток жидкости и транспортировка осадков
17-скорость движения твердых частиц в потоке, дочного материала В мутьевых потоках течение
а - у г о л динамического трения ( = 0Г в разд 76) возникает благодаря взвешенным осадкам, обес-
W получаем из выражения
печивающим повышенную плотность всей массы
W- Cg (а — р) {Y — у)cos р,
жидкости, что и приводит к движению вниз по (7 6) склону под действием силы тяжести. Возникает
где С-средняя концентрация зерен (по объему) выше точки у в потоке, У-мощность потока, у - расстояние от дна потока, р-местный уклон дна
Так как при состоянии равновесия P - W , выражения (7 5) и (7 6) можно приравнять и решить равенство относительно dU/dy с ограничениями при U = Q и у — 0, что дает
U = 2 / Q(Cr-P)COS P V^2 I
_
3 V
P&COSOE
/
XD
эффект обратной связи, когда взмучивание осадка вызывает движение, которое в свою очередь приводит к турбулентности, а та вызывает взвешивание Это и есть состояние аутосуспензирования [43, 44]
С точки зрения сил, действующих в потоке, аутосуспензирование может возникнуть, когда сила течения ш превышает силу щт, расходуемую на преодоление трения о дно Следовательно, ш ^ (от Выразив это в терминах производительности суспензированного осадка, получим, что доля которая может быть использована для
~{У-У)Ъ!2)~]
(7 7)
Решая уравнение, получаем значения U для различных расстояний от дна (С, X, а принимаются
взвешивания осадков, должна превышать силу
о>\, необходимую для поддержания их во взвеси Следовательно, ^xcot ^со^, где е х ~ Ф а к т о Р эффективности Комбинируя эти два критерия и прове-
в каждой точке постоянными) и можем по- дя многочисленные подстановки (полный вывод
строить профиль распределения скоростей, на ко- см в работе [624]), получаем следующее выраже-
тором видна мощная сдвиговая зона, перекрытая ние для аутосуспензирования
поверхностным «пиком» зоны, где сдвига нет
Бэгнольд [40] установил, что TjP - tga Таким
образом, для начала движения сыпучих потоков
t g P ^ t g a . Так как для зерен кварца tga равен 0,5-0,6, можно считать, что сыпучие потоки возникают при углах склона более 25-30°
где р-уклон дна, U$-скорость перемещения взвешенного материала (¾ скорости потока), Vs-скорость падения взвешенных частиц Для аутосуспензирования благоприятны высокие по-
Приложение 7.2
казатели уклона, скорости течения и тонкозернистость осадочного материала
Заметки об аутосуспензировании в мутьевых потоках
Решив уравнения движения для двумерного мутьевого потока, Пантин [624] показал, что мутьевые потоки должны либо терять скорость
Взвешенные осадки удерживаются в потоке бла- и отлагать свои осадки, либо увеличивать ско-
годаря турбулентности, генерируемой у дна рость и выходить в поле аутосуспензирования,
В обычном речном потоке движение жидкости по когда осадки могут отлагаться лишь при умень-
уклону возникает под действием силы тяжести шении уклона Отсылаем читателя к изяцщой
Турбулентность в свою очередь поддерживает во статье Пантина [624], где дан полный разбор
взвешенном состоянии определенную массу оса- этой проблемы
3
Донные формы и осадочные текстуры
Деревья дают телесную форму ветру, Волны посылают силу жизни луне
Из Ценринкюсю
Фото 3. В этом выходе выветрелого песчаника (высотой IO м) виден целый набор крупномасштабных серий косой слоистости (некоторые запрокинутые серии передового склона видны прямо под врезанным руслом), массивные слои и хорошо выраженное русло, заполняющий его материал отличается тонкослоистой (неясно выраженной) или массивной текстурой Предполагают, что эти отложени сформировались в разделенном на протоки речном русле (песчаник Фелл, Нортумберленд, Англия,.
113
Донные формы н осадочные текстуры
Тема. Транспортировка зерен осадка часто сопровождается формированием так называемых донных форм. Большая часть рыхлых осадков на поверхности Земли образует такие формы-от скромных и широко распространенных знаков ряби (различного происхождения) до гигантских гор пустынных песков, известных под названием «драа». Тот интерес, который человек издавна питал к этим образованиям, в последнее время получил подкрепление благодаря достигнутому сейчас удовлетворительному уровню понимания механизма их формирования и перемещения Для геологических исследований особенно важна роль донных форм в образовании осадочных текстур, столь часто присутствующих в геологической летописи. Правильное понимание происхождения и взаимоотношений осадочных текстур можно получить только при использовании знаний по динамике системы зерна-жидкость, которые были изложены в части 2. Другие аспекты донных форм и текстур рассмотрены в части 5.
8
Донные формы и текстуры в зернистых осадках
8а. Лонные формы и текстуры, сформированные однонаправленными водными потоками. Движение осадков сопровождается организацией зерен в морфологические элементы, известные под названием донных форм Экспериментальные данные по русловым потокам показали, что есть ряд донных форм, которые существуют только в интервале определенных значений силы
п о т о к а . Э т и фазовые состояния донных
форм занимают четко выделяющиеся поля на графиках, отражающих взаимосвязь транспортирующей способности потока и диаметра зерен для хорошо сортированных кварцевых песков (рис. 8.1). Хотя
фазовые диаграммы донных форм (такие, как
показаны на рис. 8.1) широко используются, мы дальше покажем (разд. 8.2), что использование в качестве показателя транспортирующей способности придонного напряжения сдвига, являющегося ординатой графика, имеет определенные недостатки. Напомним читателю, что относительно номенклатуры донных форм среди исследователей имеются большие разногласия. Ниже мы
приведем некоторые термины, имеющие альтернативное применение. Нет уверенности также и в том, можно ли переносить данные опытов в экспериментальных лотках, где образуются мелкие (глубиной менее 0,5 м) потоки, на более глубокие природные потоки (дискуссию см. в работе [575]). Эксперименты, проводимые в настоящее время с соблюдением подобия [775], должны будут дать результаты, с помощью которых этот неясный вопрос может быть решен.
Обращаясь к рис. 8.1, рассмотрим сначала различные состояния дна, образующиеся при воздействии транспортирующей силы потока на тонкий донный материал.
Рябь течения (current ripples)-это стабильные донные формы, образующиеся прежде, чем достигнут порог трогания на искусственно выровненной поверхности дна, сложенного тонким песком, при относительно слабом течении. Она может возникнуть также за счет первичных неровностей дна задолго до достижения порога гладкого дна. Рябь течения не образуется в песках, где размеры зерен больше 0,7 мм. Эти донные
8-91
114
Часть 2
формы имеют в сечении ху, параллельном направлению течения, грубо треугольную форму. Их склоны, направленные вверх по течению (stoss side),-пологие; иногда наблюдаются выровненные площадки вблизи гребня. Нижний по течению (Iee) склон имеет крутизну 30-35° (рис. 8.3). Высота этих неровностей дна колеблется в пределах 0,005-0,03 м, длина (измеряемая как длина волны)-в пределах 0,05-0,40 м; типичный
индекс донной формы (отношение д л и н ы
к высоте) колеблется в пределах от 10 до 40 [12] Размеры этих донных форм возрастают с ростом транспортирующей способности потока, но их величина не зависит от глубины потока. Длина меняется в зависимости от диаметра зерен, составляя примерно 1000<i9 хотя на графиках виден большой разброс точек. Линия гребня имеет в плане
прямую, волнистую или языкообразную форму (рис. 8.2, 8.3, а, б). Такое возрастание сложности наблюдае1ся, когда скорость потока растет при сохранении постоянной глу-
Рнс. 8.1. Фазовая диаграмма донных форм. Видны поля устойчивости различных подводных донных форм, образованных однородным постоянным потоком; дно зернистое Данные экспериментов в прямолинейном русловом лотке Обратите внимание на области перекрытия (крап) между различными полями, частично это обусловлено расхождениями в терминологии у отдельных авторов. Переходные формы обозначены крестиками. Использованы пересчитанные данные из работ [171]-F, G, Н, I, К, [324] - В, С, D, Е, J, [534]-А, [ 8 6 5 ] - L (по Лидеру [49б]) х рассчитано по формуле (5.6) (т = = pgh sin 0).
115
Донные формы н осадочные текстуры
бины и сопровождается усилением действия продольных вихрей (гл. 5).
Картирование линий тока, зафиксированных на алебастровой модели ряби [12], позволило выявить места отрыва потока на гребнях форм и точки его присоединения в межгребневых ложбинах. У нижнего по течению склона донной формы постоянно сохраняется работающий бурун вращающейся жидкости (рис. 8.4, 8.5). Зерна, перемещающиеся в составе донных наносов, движутся по верхнему пологому склону донной формы и, достигнув гребня, сваливаются с него или рассеиваются в месте отрыва потока, а потом накапливаются на крутом склоне довольно высоко по его поверхности. Периодически эти скапливающиеся зерна теряют устойчивость, когда угол аккумулирующегося материала начинает превышать угол естественного откоса (гл. 7). В этом случае образуются небольшие оплывания массы зерен, задерживающиеся у подножия склона; в результате этого к склону причленяется единичный слоек обрушения Перемещение донной
Рис. 8.2. Классификация типов линий гребня ряби и гряд. Вид сверху, поток направлен во всех случаях снизу вверх [12].
формы вследствие аккумуляции на нижнем
склоне приводит к тому, что точка присое-
динения потока смещается дальше на верх-
нюю часть расположенного ниже по тече-
нию гребня. Здесь усиливается размыв из-за
усиления эрозионной деятельности турбу-
лентности, генерируемой в точке присоеди-
нения. В результате этого гребни ряби по-
стоянно смещаются вниз по направлению
потока, сохраняя свою равновесную форму,
с довольно постоянной скоростью, завися-
щей от транспортирующей способности
потока.
Разрезы, сделанные через донные формы
по плоскости ху (параллельно направлению
течения), выявили последовательно причле-
няющиеся слойки обрушения, которые обус-
ловливают формирование мелкой косой
слоистости (small-scale cross lamination).
В разрезе, перпендикулярном течению (в
плоскости xz\ косые слойки могут выгля-
деть, как горизонтальные и параллельные,
о б у с л о в л и в а я плоскопараллельную
косую
слоистость (planar cross lamination), или как
троги, обусловливая перекрестную (трого-
еую) косую слоистость (trough cross
lamination) (рис. 8.6). Прямые (tabular) косые
слойки возникают при перемещении донных
форм с прямой линией гребня, трогоо-
бразные-в результате смещения изви-
Прямой поперечный
Прямой скошенный
ч
Извилистый поперечный
Извилистый поперечный , фазы не совпадают
Цепной поперечный
Цепной поперечный, фазы не совпадают
Цепной скошенный
Языкообразный поперечный, фазы ие совпадают
Лалаллл
ллАллпл
Языкообразный, фазы совпадают
Лунообразный (барханоподобный)
V W WV/ A/VVWV4,
\JX/\/\J\J%/\J
117
Донные формы н осадочные текстуры
листых и языкообразных форм в округлые, пых форм, как гряды. Длина гряд обычно
в форме пятки, понижения, выработанные колеблется от 0,6 до 10,0 м или больше.
изолированными вихрями отрыва потока В отличие от ряби у гряд отмечается взаи-
(рис. 8.6). Если в какой-либо точке накопле- мосвязь длины X и высоты Я с глубиной по-
ние осадка идет только в составе отдельных тока у (рис. 8.10). Аллен [16] на основании
донных форм, то косая слоистость форми- экспериментальных и полевых наблюдений
руется исключительно внутри гребней ряби. вывел для интервала 0,1 м > у < 100 м сле-
Когда идет суммарное накопление осадка, дующую зависимость:
гребни отдельных форм должны при перемещении приобрести кроме горизонтальной
% = 1,16)?1'55
(8.1)
еще и вертикальную составляющую и
(рис. 8.7). В таком случае могут сформироваться косослоистые серии, разграниченные
Я = 0,86у1,19,
(8.2)
поверхностью размыва. Мощность серий хотя вдоль линии регрессии может наблю-
прямо пропорциональна скорости верти- даться большой разброс. В плане форма
кального перемещения. В разрезе видно, что гребней гряд напоминает форму гребней ря-
границы серий «поднимаются» под углом би, описанную выше; у гряд дополнительно
к горизонтали (рис. 8.7). Подобная текстура наблюдается луновидная (барханоподоб-
н а з ы в а е т с я наклонно-косой
слоистостью ная) форма. Характер потока над грядами
(climbing-ripple cross lamination). Большие аналогичен его поведению над рябью, при-
углы наклона, с сохранением слойков, обра- чем отрыв и воссоединение потока хорошо
зовавшихся на верхнем по течению склоне, выражены В нижней части зоны стабильно-
свидетельствуют о высокой скорости сум- сти на грядах развита рябь, что позволяет
марного осадконакопления. Последнее ха- ввести представление об иерархии донных
рактерно для потоков, скорости которых форм Аналогичным образом малые гряды
снижаются, как, например, у паводков на могут усложнять верхний по течению склон
пойме или у мутьевых потоков [20].
более крупных грядовых образований. Воп-
Если транспортирующая способность по- рос о том, является ли такое усложнение
тока растет, возникают гряды (dunes). Эти грядовых явлений результатом действия
крупные донные формы (рис. 8.8, 8.9) похо- равномерного потока или отражает колеба-
жи по форме на рябь течения, но динамика ния его транспортирующей способности,
их формирования иная [12]. Это видно и на является дискуссионным (см. работу [24])
графике зависимости высоты от длины, где Если правильно первое предположение, бо-
поля этих форм не перекрываются. Гряды лее крупные донные формы следует отлине образуются в тонких осадках грубоале- чать от обычных. Некоторые исследователи,
вритовой и меньшей размерности (рис. 8.1). придерживающиеся этой гипотезы, назы-
Гряды иногда называют крупной рябью или вают такие формы песчаными волнами
мегарябью, но эти термины не отражают (sandwaves), но этот термин используется
достаточно четко специфичность таких дон- в литературе также для обозначения круп-
номасштабных образований в морской об-
становке.
Перемещение гряд является причиной
Рис. 8.3. а-извилистая и языкообразная (в подчиненном количестве) рябь течения. Направление течения-справа налево; отрезок для масштаба 0,15 м Солуэй-Ферт, Шотландия, б-языкообразная рябь течения Направление течения-снизу вверх Размер пачки сигарет 0,1 м в длину Эстуарий реки Северн, Англия, в-крупный врез пересекает слоистость. Направление течения-на наблюдателя Размер ручки молотка 0,30 м Древний красный песчаник; Уэлш-Бордерс, г-ныряющие серии крупной косой слоистости с крутым падением слойков. Отрезок для масштаба 0,1 м Песчаник Фелл, Нортумберленд, Англия.
о б р а з о в а н и я крупной косой слоистости к а к
параллельного, так и перекрестного типа (рис. 8.3, в); способ образования аналогичен описанному для ряби. Косое примыкание отдельных косых слойков к границе раздела серии облегчается наличием сравнительно маломощных бурунов, вихрей, работающих в месте отрыва потока на нижнем по течению склоне гряды, и тем, что значительная доля частиц выпадает, отлагаясь из взвеси, на этом склоне. Рябь противотечения
118
Часть 2
(counterflow ripples) [92] образуется под действием придонного течения, вызванного вращением буруна в месте отрыва потока, которое относит зерна назад, к нижнему краю основания гряды. Равномерно наклоненные косые серии часто могут срезаться поверхностями размыва (см. обзор в работе [429]). Это объясняется размывом гребней гряд во время спада паводка и в межень.
Э т и поверхности реактивации (reactivation
surfaces) [167] сохраняются внутри мигрирующей гряды, когда во время подъема паводка и в половодье возобновляются нормальные процессы оползания материала. Иногда между следующими друг за другом «поверхностями реактивации» может заключаться косая слоистость меньшего масштаба. Такое сочетание известно как ны-
ряющая ( к р у т о п а д а ю щ а я ) косая слоистость
(downward-dipping cross stratification) (рис. 8.3, г). В этом случае мелкие гряды мигрировали вверх по обращенному против течения склону материнской гряды и вниз по пологому противоположному склону, где они сохранились в виде косых серий [56].
Если транспортирующая способность возрастает еще больше, гряды сменяются
верхней фазой гладкого дна (рис. 8.9, б), ког-
да осадки интенсивно перемещаются по практически ровной поверхности дна. При детальном изучении выявляется, что поверхность гладкого дна покрыта системой низких линейных гребней, ориентированных параллельно течению, высота которых соответствует нескольким диаметрам зерен [8] (рис 8.9,6). Положение гребней на поверхности дна постоянно изменяется. Эти гребни, длина которых соответствует тысячам или сотням диаметров частиц осадка,
разделены плоскими понижениями. Такая характерная микротекстура параллельных течению гребней и понижений получила на-
звание первичной штриховки течения
(primary current lineation). Первичная штриховка течения является прямым следствием наличия подслоя вязкости, рассмотренного в гл. 5. Ударяющиеся о дно «заметы», действующие параллельно течению, отбрасывают зерна в стороны, где они и образуют тонкие гребни, разделенные широкими трогообразными понижениями (рис. 8.9,6; см. также рис. 5.17,д). Важно подчеркнуть, что существование первичной штриховки течения не ограничивается режимом верхней фазы гладкого дна; она может возникать на обращенном к течению склоне ряби и гряд Пространственное распространение первичной штриховки течения совпадает с измеренным распространением струек жидкости («прядей») с пониженной скоростью течения на гидравлически гладкой поверхности (рис. 5.25). С переходом к грубопесчаным наносам первичная штриховка течения исчезает, поскольку в этом случае пространственно организованная система высокои низкосортных струй жидкости последовательно разрывается, так как песчинки разрушают подслой вязкости, который сменяется зернистым рассеянием [25].
Рис. 8.4. Графики средней скорости (и) и показателя интенсивности турбулентности (MV) на неподвижной и на покрытой песком поверхности экспериментальной модели ряби. Обратите внимание на вращающийся бурун у нижнего по течению склона ряби и на большую интенсивность турбулентности в месте присоединения потока ([753], в соответствии с данными, приведенными в работе [661]).
И, C M - C " 1
о 30
Kt^CMs-C"3
0 9
, Уровень воды
119
Донные формы н осадочные текстуры
ников, должны образовываться в результате пульсации суммарного осадконакопления на гладкой поверхности дна. Взаимоотношения этого процесса с циклом заметов — прорывов неясны (гипотезы см. в работе
[П9]). Теперь нам осталось рассмотреть два по-
следних типа донных форм, которые не показаны на диаграмме фазовых состояний (рис. 8.1). Первый из них-синусоидальные формы, совпадающие по фазе с волнами водного зеркала. Их не совсем удачно называют антидюнами (рис. 8.9, г, д). Антидюны
- —^ Линии тока Присоединение потока по линии А Рис. 8.5. Распределение линий тока в основании потока (средняя скорость 0,22 м - с - 1 , глубина 0,095 м) над дном с рябью течения. Течение направлено снизу вверх. Гребни ряби являются линиями отрыва потока. Крутые участки обрушения обозначены крапом [15].
Режим верхней фазы гладкого дна обус-
л о в л и в а е т тонкогоризонтальную
слои-
стость (planar lamination) с мощностью
слойков от 5 до 20 диаметров зерна
(рис. 8.9, в). Такие слойки, с которыми свя-
заны плитчатые текстуры некоторых песча-
Рис. 8.7. «Взбирающаяся» вверх косая слоистость, полученная в эксперименте. Вид в разрезе, параллельном течению Возрастание угла наклона слоистости определяется ростом скорости суммарной аккумуляции по вертикали, связанной со скоростью перемещения ряби [20].
Рис. 8.6. Блок-диаграмма, иллюстрирующая образование параллельной и перекрестной слоистости в процессе миграции донных форм с прямой (а) и с извилистой (б) линией гребня [16]. Обратите внимание, что для сохранения последовательно сменяющихся серий косых слойков необходимо преобладание общей аккумуляции. Поэтому большая часть слойков «взбирается» вверх от местного уклона дна (см. рис 8.7)
обычно наблюдаются в очень быстрых потоках с малой глубиной, с числом Фруда (см. гл. 5) больше 0,8. Следовательно, в первом приближении антидюны являются индикатором быстроты (надкритического состояния) потока. Длина антвдюн (измеряемая как длина волны) приблизительно зависит от квадрата средней скорости потока, согласно уравнению, приведенному в работе Кеннеди [440]:
X = и2д/2п.
(8-3)
121
Донные формы н осадочные текстуры
Антидюны обычно встречаются в виде к верхнему по течению борту западины
длинных серий Их форма в поперечном раз- слойки, перемещающиеся, как в антидюнах,
резе может приобретать большую крутиз- против течения (см выше) Известен лишь
ну; они могут перемещаться против течения один пример стремнинно-западинных тек-
и разрушаться при высоком уровне турбу- стур, сохранившихся в разрезе в осадках
лентности, после чего процесс возобно- вулканогенного базального паводка по
вляется Миграция против течения окраинам вулканических кратеров типа
(рис 8.11) обусловливает образование маар [707].
косых серий, наклоненных против течения, Снова обратившись к рис. 8.1, подчерк-
с малыми (менее 10°) углами наклона косых нем несколько иную последовательность
слойков [568] Эти серии сохраняются в раз- смены донных форм по мере развития пото-
резах плохо, если в сумме не преобладает ка над дном, сложенным более грубыми пе-
аккумуляция, так как любое снижение ско- счаными осадками. Как было мимоходом
рости потока вызывает разрушение анти- замечено раньше, рябь не образуется
дюнной слоистости. Даже если слойки со- в грубых песках с диаметром зерен более
храняются, они очень неясные, потому что 0,7 мм В таких осадках выше порога трога-
миграция антидюн против течения не со- ния на искусственно выровненном дне фор-
провождается явлениями обрушения и обус- ми руе 1ся I ладкое дно равновесия вместо ря-
ловленной ими сортировкой слоистого ма- би. О н о называется гладким дном нижней
териала (гл. 7). В тех редких случаях, когда фазы. На нем видны мелкие борозды и узкие
антидюны сохраняются на поверхности на- неправильные желобки глубиной от поверх-
пластования, становится возможным пря- ности в 2-3 диаметра зерна [496] При пре-
мое определение скорости палеопотока на обладании накопления осадков в нижней
основе формулы (8 3), если X поддается фазе гладкого дна должна образоваться
измерению.
грубогоризонтальная слоистость благодаря
Если скорость потока, формирующего ан- заполнению глубоких борозд, но ее убедитидюны, возрастает еще больше, образуют- тельные примеры в геологической летописи ся стремнинно-западинные (chute-and-pool) еще предстоит отыскать
текстуры Стремнины представляют собой Если течение усиливается, то на гладком
мелководные быстротоки или надкритиче- дне нижней фазы возникают грядоподобные
ские потоки с большими уклонами; они без образования -бары (bars) (или песчаные вол-
перехода сменяются западинами, где глу- ны некоторых авторов). Длина волны силь-
бины больше, а состояние потока спокойнее но колеблется [171]. Отношение длины
(субкритическое). Впадение стремнины в за- к высоте высокое (рис 8.12) Линия гребня
падину, у верхнего края которой вода вры- у этих форм прямая; обрушение осадков по
вается с разрушительной силой, предста- крутому склону приводит к образованию
вляет собой род гидравлического удара. горизонтальных серий крупной косой слои-
В этой же зоне происходит преобразование стости У баров не наблюдается западин
кинетической энергии в тепловую, что вы- вдоль крутого «подветренного» склона,
глядит как замедление течения. Аккумуля- обусловленных работой слабо выраженных
ция осадков может происходить в относи- вихрей отрыва у этих склонов В есте-
тельно спокойной области западины, где ственных условиях на барах могут разви-
образуются наклонные, прислоненные ваться наложенные гряды. Корреляция
длины и высоты с глубиной потока для ба-
ров не отмечается Из этого краткого рас-
смотрения ясно, что бары надо рассматри-
Рис. 8.8. а-гряды или бары с прямой линией вать как особую донную форму, отличную гребня и наложенной языкообразной рябью, от гряд, на которые они внешне похожи.
образовавшейся во время спада отливного течения, б-сильно извилистая линия гребня с хорошо выраженными западинами вырезания Обе фотографии любезно предоставлены Т. Эллиотом и А Гардинером Эстуарий реки Лугор,
Возможно, что бары возникают как особая форма поверхности дна в среднезернистых песках, поскольку в нижней части поля устойчивости гряд (рис 8 1) сами «гряды»
Суэнси, Уэльс
имеют более высокое отношение длина вы-
122
Часть 2
123
Донные формы н осадочные текстуры
сота и были поэтому названы «переходными растянутыми грядами» [647].
При дальнейшем возрастании ipaHcnopтирующей способности потока в грубозернистых песках образуются гряды, а затем— гладкое дно верхней фазы; если число Фруда >0,8, формируются антидюны.
86. Дополнительные данные по фазовым диаграммам донных форм. Описанные выше донные формы обычно делят на две большие группы [759]. Рябь, нижняя фаза гладкого дна, бары и гряды возникают при нижнем режиме потока, когда сопротивление потока относительно велико и когда профиль поверхности воды и крупные водовороты на ней не совпадают по фазе с профилем поверхности дна. Верхняя фаза гладкого дна, антидюны, стремнинно-западинные структуры возникают при верхнем режиме потока, когда сопротивление потока относительно невелико и когда профиль поверхности воды совпадает по фазе с профилем поверхности дна. Как мы уже знаем, для ряби и гряд характерны явления отрыва и присоединения потока. При этом генерируется энергия турбулентности, вызывающая значительное сопротивление потоку со стороны дна. Донные формы нижнего режима имеют, как правило, коэффициент трения, в 2-5 раз превышающий расчетные коэффициенты для донных форм в верхнем режиме. Но при гладком дне нижней фазы, когда сопротивление потоку обусловлено только расходом на перемещение зерен, а не сопротивлением донных форм, этого не наблюдается.
0,5 1
5 10
Средняя глубина потока ft ,
Рис. 8.10. График зависимости длины волны (усредненные значения для группы гряд) от средней глубины потока. Однонаправленные русловые и приливно-отливные потоки. Для каждой точки усреднялось минимум пять следующих друг за другом гряд [414].
Рис. 8.9. а - в и д на извилистый гребень, обнаруживающий западину вырезания и веер знаков ряби на пологом склоне следующей вниз по течению гряды. Длина карандаша 0,5 м Эстуарий peiot Jlyrop, Суэнси, Уэльс, б-первичная штриховка течения в тонких песках [8]; в-гладкие поверхности верхней фазы Длина ножа 0,15 м Песчаник Сент-Биз, Камберленд, г-серия антидюн (длина волны я 0,3 м) в быстром мелководном потоке приливно-отливной ложбины Эстуарий реки Бормут, Уэльс; д-серия перемещающихся против течения антидюн с бурунами в приливноотливной ложбине. Течение слева направо Длина рукоятки лопаты 20 см. Солуэй-Ферт, Шотландия
Рис. 8.11. Разрушение стоячей волны и образование слабо выраженной слоистости, направленной против течения [568].
124
Часть 2
I Гряды (п-32)
20 16- Бары ( п = 52) Cd 12 8 ёо 4 ET 0
представить себе положение, когда одна и та же величина напряжения сдвига может быть получена при медленном течении по очень шероховатому (т. е. покрытому грядами) дну или при быстром течении по очень гладкому дну (т. е. по гладкому дну верхней фазы). Такое явление частично объясняет перекрытие полей гряд и гладкого дна верхней фазы на рис. 8.1. Это затруднение можно преодолеть [774], строя фазовые диаграммы как зависимость средней скорости потока от его глубины для различных диаметров зерен или как зависимость средней скорости от диаметра зерен для различной глубины потока (рис. 8.13, 8.14).
Причины появления подводных донных форм и условия их устойчивости довольно плохо выяснены. Введение в эту проблему
теории донных форм д а н о в п р и л о ж е н и и 8.1.
_ Рябь течения (л = 122)
30
50
70
90
110 130
Индекс "ряби" (длина волны/ высота)
Рис. 8.12. Гистограмма отношений длина, высота (индекс ряби) для ряби течения, баров и гряд, сформировавшихся в экспериментальном русле [171] Обратите внимание на широкий разброс данных для баров по сравнению с рябью течения и грядами.
Эти замечания по поводу коэффициентов трения позволяют затронуть важную проблему использования фазовых диаграмм донных форм, подобных приведенной на рис. 8.1, в которой придонное напряжение сдвига или энергия потока используется как характеристика транспортирующей способности потока. Поскольку прилагаемое напряжение сдвига жидкости можно записать в виде т = р/м2/8 (уравнение (5.7)), где / - коэффициент трения Дарси - Вайсбаха, р-плотность жидкости, й-средняя скорость потока, легко видеть, что напряжение сдвига является прямой функцией коэффициента трения. Поскольку коэффициент трения сам по себе зависит от типа образовавшихся донных форм, придонное напряжение сдвига также можно считать функцией типа донных форм [774] Можно, следовательно,
8в. Донные формы и текстуры, связанные с волнениями (см. также гл. 18) Распространено ошибочное мнение, будто волны представляют собой водяные бугры, перемещающиеся по поверхности. На самом деле в любой неподвижной точке вода просто
>
[ I I 'T--1IM
I I1
0,6
0,5
О О kAAA•А • • • D t /
0 А
j
:
03
О О L AA •J• а аашт* — * J
s Движения нет J
IS0 ' 2
Бары /Гряды
О OjA AA АМЛ
"Г
0,1
I Рябь
J течения
: -
0,08
о Laaa
0,06
0,04
I
I i l Ii
Iiiii
0,2
0,3 0,4 0,5 0,60,70,81,0
Скорость, м-с"1
Рис. 8.13. Фазовая диаграмма донных форм в координатах глубина-скорость для песков с диаметром зерен 0,49 мм. Эксперименты в русловом лотке [171]
125
Донные формы н осадочные текстуры
Рнс. 8.14. Фазовая диаграмма донных форм в координатах скорость - глубина для песков с диаметром зерен 1,14 мм. Эксперименты в русловом лотке Обратите внимание на отсутствие ряби течения и ее замещение при малых скоростях течения гладким (плоским) дном [171]
поднимается и опускается (рис. 18.2 и 18.14), перемещается только энергия волнения. Каждая отдельная частица воды, вовлеченная в волновое движение, охватывающее воду до некоторой глубины, совершает законченное кругообразное движение по мере прохождения волны (подробнее это рассмотрено в гл 18). На мелководье это кругообразное движение превращается в эллиптическое, направленное вниз, так что на поверхности воды в результате действия волн происходит постоянное движение туда и обратно (рис. 18.2). Если глубина воды достаточно велика, такое движение может полностью исчезнуть. На мелководье такое движение может вызвать напряжение сдвига, которое должно действовать на поверхность слоя осадков.
Результатом воздействия на дно этих напряжений сдвига, вызванных колебательными движениями воды, является стимуляция перекатывания зерен при некотором крити-
ческом состоянии волнового движения на первоначально плоском дне. Это обусловливает формирование симметричных (ос-
цилляционных) знаков ряби волнения; их
гребни отличаются выдержанностью в боковом направлении, но обладают характерной способностью раздваиваться. Рябь волнения отличается большими колебаниями размеров, поскольку зависит исключительно от величины волн на поверхности. Длина колеблется от 0,009 м до 2,0 м, высота-от 0,003 до 0,25 м, индекс (отношение длина .высота)-от 4 до 13. Такая рябь может образоваться на глубине до 200 м в пределах континентального шельфа (гл. 22).
Когда достигается порог трогания, перекатываемые зерна стремятся скопиться вдоль гребней, задерживаясь на дне, пока не превышен угол естественного откоса. При небольших значениях придонного напряжения сдвига гребни невысокие, с широкими, плоскими или слегка вогнутыми понижениями, в которых перемещения зерен не происходит. Эта рябь является устойчивой формой и получила название ряби перекатывания зерен (rolling grain ripples) [39]. Когда придонное напряжение сдвига возрастает, гребни донных форм достигают критической высоты, что приводит к образованию вихрей (см. превосходную работу [377]) с обеих сторон гребня ряби (рис. 8.15) во время возвратного перемещения воды [39]. Вихри вымывают песок из понижений между рябью, наращивают высоту гребня и сильно понижают индекс ряби. Рябь, образовавшаяся таким способом, называется вихревой (vortex ripples) [39]. Это обычная симметричная рябь волнения, которую можно увидеть на любом пляже. Ее длина, составляющая X = 0,65d0, получена экспериментально [577]. Разрезы через осцилляционные знаки ряби выявили их внутреннюю текстуру, образованную слойками, напоминающими нашивки на мундире и последовательно присоединяющимися к каждой стороне гребня ряби во время последовательных перемещений вихря (рис. 8.16). Усиление энергии волнения приводит к тому, что вся рябь размывается и устанавливается гладкое дно (рис. 8.17).
На мелководье вблизи волноприбойной зоны наблюдается суммарное перемещение водных масс в сторону суши, накладываю-
126
Часть 2
Только волновое движение Волновое движение + течение
Осиилляционная рябь
Рябь волнового течения
Однонаппавленное
Орбитальные движения Орбитальные движения воды воды
Вихрь
течение
Л
Взвешенные ч* песчаные частицы
си, и песчаными слоями, сформированными при миграции донных форм, существует полная гамма переходов. Можно выделить 4 типа слоистости, удобные для использования* полосчатую (streaky), линзовидную
(lenticular), волнистую (wavy) и флазерную (flaser)1. Такая слоистость (рис. 818, 8.19) образовалась в обстановке осадконакопления, когда чередовались условия течения и застоя воды или когда поступление осадков имело ритмичный или периодический характер, как на авандельтах или речных поймах Отложившиеся глинистые прослои обладают повышенной способностью к переходу в ископаемое состояние, так как им свойственна способность к сцеплению и небольшому, но существенно раннему уплотнению сразу после отложения осадка Такие прослои могут сильно повысить шансы любой донной формы на сохранение в ископаемом состоянии, если, например, рябь будет «одета» плащом глины
Нормальная сортировка по слою ( n o r m a l
grading)-от грубого осадка внизу слоя к тонкому вверх-связана со снижением ско-
Рис. 8.15. Зависимость между транспортировкой песка по дну, покрытому рябью, и действием орбитального движения воды с участием и без участия однонаправленного течения ([468], первичные данные из работы [412])
Рябь В01Н0В0Г0 течения Однонаправленные косые слойки,
иногда противоположно направленные
Покровный слой
Осиилляционная рябь Шевронообраэные прослойки
щееся на любую схему волнения на поверхности (гл. 18, 21). Это приводит к формиро-
в а н и ю а с и м м е т р и ч н о й ряби волнового тече-
ния (wave current ripples) (рис. 8.15). При этом образуется мелкая косая слоистость, похожая на слоистость ряби потока. Захороненные формы можно распознать по индексу ряби [674], так как рябь волнового течения редко имеет индекс выше 15 (в то время как у потоковой ряби индекс достигает 40), а также на основании того, что у потоковой ряби редко наблюдается раздвоение гребня. В обстановках, где действуют и чисто осцилляционный поток, и периодические волновые течения в сторону берега, может образоваться сложная слоистость с чередованием разных типов слоистости (рис. 8 16).
8г. Грубая и тонкая слоистость и сортировка по слою. На рис. 8.18 видно, что между слоями глины, отложившимися за счет взве-
Неровный, волнистый контакт
( Параллельная слоистость , образованная в условиях
максимального приложения придонного напряжения сдвига
Рнс. 8.16. Некоторые диагностические признаки внутреннего строения ряби, образовавшейся под действием волнений [657]
роста потока, когда частицы большей массы выпадают первыми Как уже отмечалось (разд. 76), сортировка по слою очень чувствительна к концентрации частиц в потоке. Потоки с высокой концентрацией редко дают хорошую сортировку по слою. Мы отмечали также наличие обратной сор-
1 Флазерная текстура-своеобразная волнисто-слоистая и линзовидно-слоистая текстура, где отдельные желваки и линзочки разделены тонкими волнистыми глинистыми прослойками и прожилками. Более подробное подразделение дается по количеству, морфологии и взаимоотношениям глинистых прослоев-Ярым. ред.
127
Донные формы н осадочные текстуры
I 11 М1| IIM
IO0
Гладкое дно
И5 5
Sg
1 Sjor-
<и я:
S3 оо
CL X
Кривая
Осцилляциоиная рябь порогового состояния E
Движения нет
HllIlOl "1
IO0
IO1
Диаметр зерен d, чм
Рис, 8.17. Фазовая диаграмма донных форм для осцилляционных потоков, обусловленных волнением [468].
тировки по слою в некоторых сыпучих потоках (разд. 76).
8д. Донные формы и текстуры воздушных потоков. Пустынные донные формы, вероятно, одно из наиболее впечатляющих и могучих потоковых образований, созданных из рыхлого материала. Большая мощность граничного слоя в атмосфере (до 3 км) позволяет существовать поистине гигантским донным формам, таким, как драа в песчаных морях Сахары, достигающим в высоту 100 м. Как в донных формах водных потоков, так и у эоловых донных форм, видимо, имеется четкая иерархия [871]. Эксперименты в ветровом туннеле показали, что типичная длинная рябь с прямым гребнем, очень небольшой асимметрией и высоким отношением длины к высоте сменяется по мере возрастания транспортирующей способности потока более крутыми донными формами, которые представляются идентичными подводной ряби течения с извилистой линией гребня [41]. В конечном итоге все виды ряби сменяются гладким дном, когда интенсивность транспортировки песка становится очень большой (показатель интенсивности транспортировки 3). В результате образуются песчаные осадки с параллельной слоистостью. Однако эксперименты в туннеле не могут по размаху и разнообразию сравниться с крупными эоловыми донными формами, существующими в природе. Построив зависимость между размерами зерен в самой крупной фракции, составляющей верхние 20% в гранулометрическом спектре песка, и длиной донных форм, мы можем выделить на таком графи-
ке три отчетливо разделяющиеся группы форм [871]. Эти группы получили названия
ряби, дюн и драа. Отсутствие переходных форм доказывает, что эти группы не образуются в результате постепенного роста (т.е. не представляют собой детское, юношеское и зрелое состояния). К этому выводу мы пришли раньше, рассматривая водную рябь течения и гряды. Кроме того, наблюдается наложение ряби на дюны и драа, дюн на более крупные дюны и дюн на драа
Эоловая рябь (рис. 8.21, а, 8.22) и м е е т дли-
ну волны от 0,01 до 20,0 м и высоту от нескольких миллиметров до 1 м. Индекс ряби падает на интервал 12-50. В разрезе, проведенном параллельно направлению ветра, рябь обнаруживает изменчивую асимметрию У нее часто короткая, четко выраженная первоначальная подветренная поверхность с наклоном, равным углу естественного откоса для песка ( ~ 30°). Этот склон переходит в более пологую поверхность, соединяющуюся с впадиной между валиками ряби Внутренняя косослоистая текстура
Косая слоистость
Простая
Расщепляющаяся Флазерная слоистость
Волнистая
Волнистая расщепляющаяся
Волнистая слоистость
Часто взаимос]
Линзовидная _ слоистость
Мощные линзы
Маломощные линзы I Мощные линзы |
Редко взаимосвязанные Маломощные линзы I
Полосчатая слоистость
Рис. 8.18. Классификация флазерной и линзовидной слоистости. Черное-илы, белое-песок [672]
128
Часть 3
в эоловых формах часто отсутствует (рис. 8.22). Этим они отличаются от водных донных форм, поскольку мигрируют не столько благодаря обрушению материала на подветренной стороне, сколько в результате сальтационной бомбардировки (см. ниже). В плане гребни ряби нередко имеют устойчивое простирание, перпендикулярное направлению ветра; однако довольно широко распространены извилистые линии гребней. Языкообразная рябь, аналогичная описанным ранее донным формам, образуется под действием ветров большой скорости на очень тонкие пески.
Что касается происхождения эоловой ряби, то здесь важно осознать, что за внешним сходством ее формы с подводной рябью скрывается принципиальная разница в механизме формирования [41]. Как отмечалось выше, сальтирующие зерна в воздухе значи-
тельно тяжелее, чем сальтирующие зерна в воде, поскольку отношение плотностей твердого тела и транспортирующего агента здесь значительно выше. Поэтому на поверхности раздела воздуха и поверхности земли обстановка определяется падением и отскакиванием зерен, а не струйками в вязком подслое, которые определяют движение на поверхности подводного дна.
Рассмотрим твердую поверхность разде-
Рис. 8.19. а-образец керна, в котором видно чередование неслоистых глинистых алевролитов с полосчато-, линзовидно-, волнисто- и изогнутоелоисты ми алевролитами; б-образец керна, в котором слоистость прорезана норками роющих организмов Оба образца из вестфальских отложений угленосного бассейна Ноттингемшир, Англия
129
Донные формы и осадочные текстуры
Рис. 8.20. Поля эоловых форм на графике зависимости размера зерен от длины волны донных форм Полевые данные по Сахаре [871]
ла между воздухом и землей, где присутствуют мелкие понижения, обусловленные механизмом выбивания зерен с поверхности или другими причинами (рис. 8 23). Поскольку сальтирующие зерна приземляются под малыми, примерно постоянными углами в конце своей траектории сальтации, то значительная часть впадин, расположенных выше по ветру (А-В), защищена от ударов этих зерен. Отсюда следует, что с отрезка В «стартует» большее количество зерен, чем приземляется на склоне на отрезке AB. Таким образом, впадина на отрезке В углубляется. Примем, что длина пути сальтации может быть охарактеризована средней или характерной длиной L для сравнительно хорошо сортированных песков и заданной силы ветра. Тогда на расстоянии от А до В, равном L, на площади появится слабый отрицательный уклон, который будет оказывать воздействие на образование следующего склона, и т.д. Наблюдения показывают, что для начала этот процесс стимулируется на исходно ровной поверхности наличием случайно распределенных неровностей. В ходе времени отдельные впадины расширяются в боковом направлении и соединяются с другими. Постепенно вся поверхность земли покрывается системой устойчивой ряби. Этот процесс очень похож на слияние и рост углублений, вызванных действием струек в подводной обстановке, за счет которых образуются возвышения благодаря наличию неправильностей поверхности дна, что и обусловливает формирование ряби течения.
Если приведенная выше гипотеза справедлива, эоловая рябь должна иметь длину волны, примерно равную характерной длине пути сальтации. Поскольку эта величина растет с возрастанием силы потока и разме-
$-91
ра зерен, длина волны ряби также должна
отражать эту тенденцию. Эксперимен-
тальные данные [41 ] хорошо соответствуют
этим предпосылкам (см. рис. 8.21, а). Рябь
в тонких песках, образовавшаяся с по-
мощью описанного механизма, называется
ударной (impact) и л и
баллистической
(ballistic) В зоне высокой аккумуляции осад-
ков рябь может «взбираться» по склонам,
как это было описано для подводных усло-
вий. В результате образуется наклонная по-
верхность, очерчивающая границы серий
[402].
Существуют все возможные переходы между баллистической рябью и крупными образованиями, которые называют хребти-
ками (ridges) или гравийной рябью (granule
ripples). Эти крупные формы часто сложены грубозернистыми песками или гравием, слишком крупными для перемещения сальтаций [41]. В них может присутствовать грубая внутренняя косая слоистость вблизи гребня хребтика. Ключ к пониманию генезиса этих крупных форм в том, что пески часто имеют бимодальную сортировку и включают как грубые, так и тонкие фракции. Тонкие частицы перемещаются сальтацией, и при соударениях их кинетическая энергия такова, что они могут подталкивать более крупные частицы (размеры которых больше диаметра ударяющих частиц в 6 раз), вызывая их прерывистое перекатывание или сползание, известное под названием крипа (creep). Рябь, возникающая в ходе этого процесса, имеет большую длину волны, поскольку длина сальтационного прыжка тонких частиц возрастает, если они ударяются о более крупные зерна (разд. 6г). Неровности поверхности при этом увеличиваются, однако крупные зерна на гребнях валиков не могут быть сдвинуты с места. Поэтому, раз образовавшись, гравийная рябь имеет тенденцию расти в высоту в ходе времени.
Эоловые дюны имеют разнообразный морфологический облик. Однако возможна простая их классификация на два типа: поперечные и продольные относительно направления ветра [870]. В системах дюн присутствует и тот, и другой тип. В районах, где песок имеется в изобилии, распространены дюны поперечного типа с извилистой линией гребня (рис. 8.21,6), получившие назва-
131
Донные формы н осадочные текстуры
Прослой перекрытия
Ядро валика ряби
Рис. 8.22. Зарисовки закрепленных пропиткой образцов, на которых видно внутреннее строение баллистической ряби Неясная внутренняя текстура может иногда быть выявлена случайным прослоем тонкого песка, отложившимся на под-
ходит твердый субстрат, интенсивность переноса песка выше, поскольку действие межзернового трения на соударения вследствие сальтации здесь ниже. В результате
ветренном склоне валика при слабом ветре [746]. возникают «крылья» барханоподобного
ние аклё. У этих дюн отсутствует фронтальная поверхность обрушения, ориентированная перпендикулярно локальным векторам ветров и располагающаяся с подветренной стороны. Благодаря им возникают внутренние системы косой слоистости. Под действием изменений в направлении ветра и преобразования формы дюн формируют-
образования; это приводит к тому, что поверхность обрушения на внутренней (подветренной) стороне приобретает вогнутую форму (если смотреть по направлению ветра). Внутреннее сложение бархана показано на рис. 8.24. Дюны типа домалъ (domal), у которых поверхность обрушения не очень хорошо выражена, образуются при деградации барханоподобных дюн в длительные пе-
ся поверхности реактивации и ныряющие риоды преобладания слабых ветров. Как
(крутопадающие) слойки косой слоистости. и следовало ожидать, внутреннее строение
Барханы (рис. 8.21, в) - более впечатляющий барханов характеризуется сложной структу-
и широко известный тип дюн. Барханы воз- рой, сочетающей несколько типов косой
никают только там, где песка недостаточно. слоистости.
Дюны этого типа отделяются одна от другой либо выходами твердых пород, либо неподвижными скоплениями гальки -остаточными (lag) отложениями. По бокам барханоподобных песчаных холмов, где вы-
Продольные дюны часто называют дюнами типа сейф (seif). В пустыне Симпсон в Австралии отдельные такие формы можно проследить на расстоянии до 200 км. Высота их достигает 50 м, а расстояние между
дюнами в ряду равно примерно 500 м.
Слияние дюн приводит к образованию
форм в виде двузубых вил, причем развилок
Рнс. 8.21. а-баллистическая рябь. Видно, что длина волны определяется крупностью материа-
всегда обращен против ветра [268]. У некоторых дюн типа сейф наблюдаются изви-
ла Мелкая рябь слева сложена более тонким пе- листые в плане гребни (рис. 8.21, е) или спо-
ском, подвергшимся действию более слабого ветра, направленного под углом 90° к ветру, который не затронул более грубый песок справа [872], б-аэрофотоснимок дюн типа аклё (масштаб неизвестен) в шт Юта [170]; e - д ю н ы бар-
радические взгорбления. Последняя форма образуется в тех случаях, когда барханы подвергаются действию ветров, дующих в двух направлениях под острым углом друг
ханного типа, наступающие на галечную отмоет- к другу. У бархана удлиняется одно крыло,
ку Ла-Джойя, Южное Перу [170]; г-драа, включающее наложенные дюны типа аклё, высота драа а 30 м Западный Эрг, Алжир Фото Дэвидсона; д - аэрофотоснимок барханоподобного
которое затем становится ядром образования нового бархана, когда ветер принимает прежнее направление. В результате обра-
драа (примерно 50 м высотой) с наложенными зуется ожерелье дюн-сейф [41], у которых
дюнами Сахара, Алжир [572]; е-аэрофотоснимок «меандрирующих» дюн типа сейф, перемещающихся по остаточным отложениям грубозернистых песков. Эдейенубари, Ливия [872]
длинные оси ориентированы параллельно результирующей двух азимутов ветра. Внутреннее строение дюн-сейф характеризуется
9*
132
Часть 3
Рис. 8.23. а-первоначальные неровности обрисовывают зоны «ветровой тени», защищенные от ударов зерен, приземляющихся после сальтации почти под постоянными углами траектории. Углубление понижений, образующихся у подножия теневых зон, приводит к образованию баллистической ряби, б-длина волны баллистической ряби совпадает со средней длиной прыжка сальтации [41]
бимодальной косой слоистостью, возникающей в результате причленения обрушившегося материала, наращиваемого с обеих сторон гребня (рис. 8.25).
При определении генезиса эоловых дюн не вызывает особого сомнения роль завихрений. Отчетливо ввдно, что воздействие продольных вторичных завихрений у дюн типа аклё минимально, но зато в дюнах типа сейф может образоваться дюна вдоль оси столкновения двух вихрей, вращающихся в противоположных направлениях. Тонкие песчинки, склонные к сальтации, выносятся в широкие коридорообразные промежутки между дюнами внутрь массива. Здесь происходит аккумуляция и начинает расти дюна в равновесии с ветровым потоком. Наиболее существенно то, что, раз образовавшись, дюна затем усиливает образование вторичных воздушных вихрей. Генезис простой
дюны типа аклё пока еще не полностью понятен, хотя часто ссылаются на гипотезу нестабильности, согласно которой необходимы крупные исходные песчаные холмы, возникшие как постоянные объекты или связанные с завихрениями потока. Возможно, что длина волны эоловых дюн связана с «глубиной» потока (т.е. мощностью граничного слоя), как в подводных грядах Вполне вероятно (хотя наблюдений, подтверждающих это, пока нет), что длина волны таких дюн контролируется расстоянием между точками возможного проявления «прорыва», охватывающего всю мощность граничного слоя ветра, как это, видимо, имеет место для подводных гряд
Наконец, мы переходим к гш ангским формам драа (см. работы [870, 556]), у которых длина волны достигает 650-4000 м, а высота-400 м. Драа-составные формы, образующиеся при слиянии наложенных дюн (рис. 8.21, г, d). В плане драа могут напоминать тип аклё или барханы, часто давая звездчатые (звездообразные) формы, известные под названием рур, которые образуются под воздействием переменных ветров и конвекционных воздушных масс. Для образования драа требуются большие отрезки времени. Условием их возникновения
Рис. 8.24. Внутреннее строение барханоподобной дюны из Уайт-Сзндс, игг Нью-Мексико [555]. Обратите внимание, что внутренние «ныряющие» серии позволяют предположить рост формы от начального ядра, представляющего собой низкие дюны на пологом склоне песчаного холма
133
Донные формы н осадочные текстуры
является также достаточно мощный песчаный покров, за счет которого может образоваться исходное ядро. У некоторых драа есть гигантские фронтальные поверхности обрушения высотой до 50 м, у других они отсутствуют, а вместо них с подветренной стороны развита довольно пологая поверхность, покрытая мигрирующими дюнами. Дальнейшие сведения о динамике и внутреннем строении драа приведены в гл. 19.
8е. Явления отставания донных форм. Многие утверждения, высказанные в этой главе, основываются на допущении «равновесного» состояния дна, соответствующего постоянному потоку. Однако естественные потоки, как водные, так и воздушные, на протяжении разных отрезков времени не являются постоянными. Так, приливно-отливные течения непостоянны при измерении на протяжении нескольких часов, ветровые-нескольких месяцев и недель ([21]) Подводные гряды, которые образуются в результате действия постоянного потока, могут сохранить свой облик на протяжении некоторого времени после того, как поток, ослабев, может поддерживать лишь существование ряби. В области устойчивых гряд при изменении глубины потока во время подъема и спада паводка изменения длины волны и высоты гряд могут не поспевать за
изменениями характеристик потока. Данные по колебаниям высоты и длины гряд в зависимости от расхода воды показаны на рис. 8.26. Обратите внимание на четко выраженное явление отставания, или гистерезиса, благодаря которому максимальная длина волны грядовой формы достигается много позже пикового расхода.
Можно представить эту проблему в идеализированной форме (рис. 8.27), изобразив ход изменений у и z в виде графика, где они являются также функцией времени, у можно уподобить длине волны гряд, х-расходу. Отставание на рис. 8.27, а достигает крайних значений в 90° (ср. рис. 8.26), в то время как на рис. 8.27, б отставание имеет промежуточное значение.
Широкое распространение гистерезиса в природных обстановках означает, что следует очень осторожно относиться к полевым натурным измерениям размеров донных форм в связи с существующими в данный момент условиями потока Необходимо изучить также критерии равновесия донных форм. Одним из примеров, не вызывающих в этом отношении сомнений, является уравнение, связывающее длину волны и высоту донной формы с глубиной потока (см. выше, рис. 8.10). Большой разброс значений в большой мере объясняется явлениями гистерезиса, так как фактический материал был собран и обработан до того, как значение отставания было широко уяснено.
Рис. 8.25. Внутреннее строение дюны типа сейф из Ливийской Сахары, по данным шурфовки
[557].
2м
8ж. Выводы. Донные формы, обусловленные действием водного потока на дно, сложенное зернистым материалом, обра-
134
Часть 3
S 35
+14
I 30
fr 25
I 20
s 15 I 10
I 00 +2+3
- I I I L.
65
75
85
95
105
115 125
Расход ВОДЫ X IO3 M3 • с"1
Рис. 8.26. Зависимость колебаний средней
длины волны гряды от расхода воды за период
в 19 сут. Река Фрезер, провинция Британская Ко-
лумбия, Канада. Обратите внимание на четко вы-
раженный гистерезис [21].
зуют определенную последовательность, связанную с ростом транспортирующей способности потока. Рябь течения, гряды и гладкое дно нижней фазы образуются в тонкозернистых осадках и являются причиной соответственно мелкой косой слоистости, крупной косой слоистости и грубогоризонтальной слоистости. Рябь течения не формируется в песках, размер зерен которых превышает 0,7 мм; в них последовательность донных форм включает гладкое дно нижней фазы, бары, гряды и гладкое дно верхней фазы. Антидюны образуются в осадках любой размерности, если число Фруда достигает критического значения (¾ 0,8). В настоящее время в литературе господствует разнобой по вопросу номенклатуры гряд и баров. Этот разнобой усугубляется вопросом об иерархии донных форм и гистерезисе. Донные формы, связанные с волнениями, включают осцилляционную рябь и гладкое дно. Сочетание течений и волнений дает гибридные формы. Неустойчивость потока и изменения высоты волн во
Промежуточное Наибольшее
времени вызывают чередование тонкой и грубой слоистости. Донные формы воздушных потоков включают баллистическую рябь, гладкое дно, дюны и драа. Последние два типа формируют очень крупные образования, давая начало сериям и сочетаниям серий крупной косой слоистости (см. дальнейший разбор в гл. 13). Теория донных форм переживает период становления и испытывает затруднения в связи с обилием фактического материала, накопленного в результате экспериментов в небольших русловых лотках и воздушных туннелях, который существенно противоречит данным, собранным при изучении естественных потоков. Серьезные затруднения при исследованиях в природных условиях возникают из-за явлений неустойчивости потоков и гистерезиса донных форм.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Дойные формы и текстуры осадков рассмотрены Алленом [12, 16]. Связям донных форм с турбулентностью посвящены интересные статьи [866, 416], а также соответствующие главы ряда работ [661, 884]. Диаграммы донных форм приведены в работе [774]. Вводные данные по теории волн можно найти в гл. 18 настоящей книги. Донные формы и текстуры эоловых песков рассмотрены Бэгнольдом [41] и Мак-Ки с соавторами [557]; в работах [870, 871, 872] великолепные обобщения сочетаются с прекрасными фотографиями из космоса Лучшее введение в проблему гистерезиса донных форм можно найти у Аллена [21]. Многие типы осадочных текстур описаны и великолепно иллюстрированы Петтиджоном и Поттером [634], а также Коллинсоном и Томпсоном [168]. Разнообразные методы изучения осадочных текстур в уплотненных и рыхлых осадках см. в работе [104].
Приложение 8.1
Замечания по теории донных форм водных потоков
Рис. 8.27. Общая картина колебаний значений х как функции такого же значения у, если обе величины являются функцией времени [21].
B качестве введения в эту область рассмотрим четыре простых вопроса.
1. Почему рябь формируется вблизи области пороговых условий потока? В этом важную роль играют мгновенные серии прорывов-заметов в вязком подслое [866]. Срыв зерен во время прорыва сменяется их отложением, когда жидкость замедляет свое движение во время замета По всей поверхности песчаного дна, искусственно
135
Донные формы н осадочные текстуры
сглаженного перед началом эксперимента, образуются незначительные неровности благодаря скоплениям отложившихся зерен высотой в 2-3 диаметра зерна. Некоторые из этих скоплений начинают действовать на структуру потока, обусловливая на своих нижних по течению склонах явления отрыва и присоединения потока. Эти скопления увеличиваются в размерах и разрастаются вниз по течению, так как турбулентность в месте присоединения потока (гл. 5) начинает размывать больше материала, чем поток может унести. Поэтому ниже по течению образуются новые скопления, что в свою очередь приводит к отделению потока и т.д. Так образуется маленькая рябь, которая срастается и взаимодействует по всей поверхности дна. Через час или два возникает ассоциация знаков ряби, находящаяся в равновесии с потоком. Причины, обусловливающие размер ряби, образующейся в равновесном состоянии, остаются неизвестными
2. Почему рябь не образуется в грубых песках? Пределы образования ряби течения (крупность примерно 0,6 мм) совпадают с исчезновением условий для существования гладкого дна у порога трогания (гл. 6). Рябь не может образоваться при значениях шероховатости от переходных до больших из-за слабого развития исходных явлений формирования разноскоростных струек и подавления явлений отрыва потока при грубой шероховатости [496]. В таком случае исходно выровненная поверхность сохраняет устойчивость.
3 Почему рябь и гряды различаются по физическому масштабу? Популярна гипотеза о том, что рябь течения контролируется непосредственно условиями потока в вязком подслое (см. выше), в то время как гряды обусловлены процессами, действующими во всем турбулентном слое [884, 415]. Главным доказательством в пользу этой гипотезы является корреляция длины волны у гряд со средней глубиной потока (рис. 8.10). Это доказывает, что расстояние, через которое вновь повторяется гряда, как-то связано с длиной распада крупномасштабных «прорывов» турбулентности при их движении вниз по течению через всю мощность водного потока.
4. Что определяет устойчивость гладкого дна верхней фазы? Утверждалось, что существует некая критическая концентрация зерен в слое влекомых наносов, которая заметно снижает турбулентность потока вблизи дна, поскольку известно, что присутствие значительного количества зерен снижает турбулентность. Из-за этого становится невозможным отрыв потока у небольших неровностей дна, который мог бы обусловить образование ряби или гряд. Это продолжается до момента, когда концентрация зернистой составляющей в смеси жидкость-зерна упадет ниже критического значения (около 0,1). Тогда турбулентность в месте присоединения потока начинает активно размывать зерна, а это приводит к разрастанию небольших неровностей в рябь и гряды [25].
9
Донные формы, обусловленные эрозией связанных осадков
9а. Водная эрозия связанных осадков. Осадки, сложенные материалом глинистой размерности, обладают связанностью; связи между частицами глинистых минералов обусловливаются наличием адсорбированной пленочной воды. Кроме того, в свежеотложившихся илах связанность часто вызывается и электростатическими силами притяжения. Глинистые частицы несут электрический заряд, возникающий в результате обменной реакции при замещении иона Al3 + ионом Mg2 + . Аналогичным образом в каолините может происходить замещение
иона Si4 + ионом Al3 + . Силы притяжения между глинистыми частицами в некоторой степени зависят от существования небольшого положительного заряда на ребрах глинистых пластинок. Если частицы расположены очень близко друг к другу, благодаря зарядам, существующим на ребрах и плоских поверхностях глинистых частиц, образуются цепи электростатического типа (рис. 11.1). Соотношение между силами отталкивания, обусловленными отрицательными зарядами на плоских поверхностях частиц, и силами притяжения Ван-дер-
136
Часть 3
Ваальса приводит к коагуляции или диспергированию (гл. 11).
Для этих явлений существенное значение имеет большая площадь поверхности глинистых минералов (гораздо большая, чем, например, у кварцевого песка того же объема). Глинистые минералы часто ведут себя как коллоиды, где силы притяжения имеют не очень большое значение. Коагуляционный эффект возрастает при повышении содержания электролитов, увеличении валентности, повышении температуры и при уменьшении диэлектрической постоянной, размеров гидратированных ионов или значения рН. Ориентированное давление, приложенное к тонкодисперсной глине, может передаваться с помощью электрических сил, так что при этом между частицами не будет существовать непосредственных контактов. В коагулированном глинистом материале частицы контактируют друг с другом, и ориентированное давление реализуется так же, как в зернистых агрегатах. Поведение природных глин обычно носит промежуточный характер между этими двумя состояниями (гл. 11).
Весь вышеизложенный материал говорит о том, что эрозия глинистых осадков представляет собой сложный процесс. Так, например, следует ожидать, что критическая скорость эрозии для глинистых осадков должна в значительной степени зависеть от концентрации электролита. Это подтверждается экспериментами с добавлением NaNO3 разной концентрации в лишенную ионов поровую воду чистых каолинитовых илов. Добавление соли значительно увеличивает критическое значение эрозионной силы [662]. Большую роль играет консолидация, приводящая к увеличению связанности осадков с глубиной; таким образом, эрозия поверхности осадка, обусловленная течением, на большей глубине в бассейне может сменяться стабильными донными формами. Дать общее заключение о значениях критической эрозионной силы невозможно без предварительной информации о составе глинистого осадка и флюидов, истории осадконакопления. В частности, экспериментальные данные по пресноводным глинистым илам едва ли приложимы к морским обстановкам.
Как только критическая величина эро-
зионной силы будет превышена, начинается эрозия каолинитовых глин плоского ложа с образованием трех типов форм по мере увеличения интенсивности потока [14]. Не-
б о л ь ш и е продольные бороздки и гребни
имеют среднюю длину 0,5-1,0 см. На хорошо изученных примерах было установлено, что гребни отличаются заостренной формой и чередуются с широкими бороздками, характеризующимися круглыми очертаниями в поперечном сечении. Мельчайшие бороздки, образовавшиеся при расширении потоком следов воздушных пузырей в глинистом осадке, говорят о структуре придонного потока, о существовании пары противоположно направленных завихрений, характерных для нижнего вязкого слоя (гл. 5). Размер текстурных форм согласуется с расчетными данными, полученными по уравнению (5.26). При небольшом увеличении скорости потока продольные бороздки сменяются «меандрирующими»} что говорит о поперечной неоднородности давления, действующего на нижележащие слои. Эти бороздки приводят к образованию глубоких штопорообразных эрозионных отпечатков и могут постепенно превратиться в характерные ложкообразные углубления, называемые следами выемок (flute marks) (рис. 9.1). Выемки могут образоваться также из-за дефектов поверхности ложа или представлять собой следы ударов (рис. 9.2). Они возникают в результате разделения потока на краю первичной впадинки (рис. 9.3). Воссоединение потока создает высокое тур-
Рис. 9.1. Морфология идеализированного отпечатка выемки в связанном субстрате [18].
137
Донные формы н осадочные текстуры
Рнс. 9.2. Слепки показывают, как из первичного мелкого дефекта поверхности ложа развивается выемка (б-з). а-образования, сформировавшиеся в результате воздействия водного потока (средняя скорость 0,4 м/с) на глинистый осадок ложа [18].
138
Часть 3
булентное давление (гл. 5), обусловливаю- образовались в результате воздействия
щее углубление и удлинение выемки. В зре- крупных вторичных потоков (гл. 5).
лой выемке наиболее глубокая часть нахо-
дится несколько выше по течению от точки 96. Следы предметов. Обломочный мате-
воссоединения потока, там, где происходит риал может переноситься потоком, остав-
циркуляция водяного пузыря. Формы вые- ляя разнообразные следы ударов на связан-
мок бывают самые разнообразные (рис. 9.4) ном субстрате, или же волочиться по дну.
[18].
Иногда удается определить, каким предме-
Следует отметить, что все рассматриваю- том оставлен след, как, например, в случае
щиеся эрозионные формы могут формиро- сальтации вытянутых прямых раковинок,
ваться в результате только воздействия дав- перекатывания раковин аммоноидей или во-
ления воды; но в образовании их лочения стебля. Сохранившиеся слепки
в природных условиях, по-видимому, предметов могут служить индикаторами па-
принимают участие и взвешенные частицы, леотечений, что особенно важно в тех слу-
и материал твердого стока, и первичные де- чаях, когда первичный след подвергался бо-
фекты поверхности ложа.
лее поздней эрозии; в некоторых случаях
В лабораторных экспериментах оказалось следы предметов могут оказаться причиной невозможным воспроизвести такие удиви- образования таких форм, как шевронные тельные образования, как крупные про- знаки.
дольные борозды, называемые следами про-
моин (gutter marks). Их протяженность
может достигать одного метра и более при
глубине до 20 см. На склонах этих образований могут наблюдаться выемки или следы предметов. Пространство между ними бывает совершенно плоским и почти не несет
Рис. 9.3. Линейный рисунок, образующийся в результате поверхностного трения на слепке крупной модели идеализированного отпечатка выемки. а, е - в плане; б, г - в и д сбоку. Обратите внимание на разделение струй потока и на линию
следов эрозии. Следы промоин, возможно, их воссоединения [18].
139
Донные формы н осадочные текстуры
Crpym
Рое подобные
у W "
Продольное ытяну-
и<у 7bie^
Диагон^альнтоывыет^яну-
V,
^KJ
щ ^OO
воздействия турбулентного потока с участием или без участия переносимых зерен. Выемки, следы предметов и продольные борозды разного размера сохраняются в виде слепков в результате их последующего заполнения крупнозернистым материалом.
Дисперсные скоплешш
Иирокопара •Уэкопарабо- Веретенооб- Кометооб- Асимметрии
болические лические ,pa3Tl1U
^ ^ые V /
—' W
^ J V и (У^
J и ^
у
^
г ^
Рис. 9.4. Основные типы скоплений и морфологии отпечатков выемок в природных условиях
[18]
9в. Выводы. Формы ложа в связанных осадках образуются в результате эрозионного
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Аллен [18] приводит результаты теоретических и экспериментальных исследований происхождения эрозионных форм ложа как в илистых осадках, так и в литифицированных отложениях и дает их характеристики (эта работа содержит также раздел по фестончатым формам пещер). Много превосходных иллюстраций по эрозионным формам ложа в илистых осадках имеется в работах Дзулински и Уолтона [229] и Петтиджона и Поттера [634].
10
Краткое введение в биогенные и органогенно-осадочные структуры и текстуры
10а. Строматолиты. Слоисто-водорослевые структуры, называемые строматолитами, в настоящее время наиболее широко распространены в очень мелководных морских и неморских обстановках осадконакопления. Они характерны для мелководных сублиторальных и супралиторальных зон морских тропических и субтропических карбонатных обстановок, хотя в последние годы их все чаще обнаруживают вдоль береговых линий, сложенных кремнисто-кластическим материалом [729,322]. Микроморфолошчески поверхность строматолитовых построек разнообразна и зависит от слагающих их водорослей и от занимаемых ими экологических позиций на данной площади [514, 454]; никаких общих закономерностей, которые можно было бы использовать при сравнении различных площадей их распространения, не обнаружено. Положение крупных строматолитовых построек отно-
сительно уровня моря зависит от степени их увлажнения, частоты обнажения над поверхностью воды и интенсивности волновых течений. Текстуры, сложенные водорослями, могут быть пластинчатыми, пузырчатыми, полигональными, сферическими, сильно выпуклыми, столбообразными и утолщенными на одном конце (рис. 10.1, 10.2).
Внутреннее строение строматолитов дает диагностические признаки слоистости, которая может близко соответствовать наружным поверхностям роста (рис. 10.1, а). Слоистость создается за счет связанного и уловленного осажденного карбонатного вещества и кальцитизированных или органических нитевидных сине-зеленых водорослей [581, 626]. Современные морские строматолиты преимущественно мягкие и нелитифицированные, а многие озерные пресноводные формы целиком или частично кальцитизированы [581, 340]. Связывание
141
Донные формы н осадочные текстуры
осадочных частиц происходит в основном сталлического арагонита и доломита [190,
за счет ниточных сине-зеленых водорослей 295].
Schizothrix при наличии других родов. Су- Строматолитам в широком смысле мож-
точные ритмы роста, периодические фазы но дать следующее определение: «Слоистые
осушения, штормов, приливов и отливов отражаются в наложении контрастных слойков, состоящих часто из обогащенных минеральным веществом и обогащенных водорослями слойков.
Включение осадочных частиц в стромато-
структуры, сложенные специфическим осадком и(или) осажденным карбонатным веществом, образовавшимся в процессе роста организмов, метаболизма и растрескивания наслаивающихся водорослевых пленок или корок» [511, 493].
литы может быть крайне избирательным Хотя все современные строматолиты оби-
процессом. Избирательность процесса, тают в очень мелководных условиях, вполне
а также характер осаждающихся карбо- вероятно, что в геологическом прошлом,
натных частиц, образовавшихся почти одно- и особенно в докембрии, они занимали на-
временно с осаждением или на очень ранних много более широкий спектр экологических
диагенетических стадиях, обусловливают ниш. Этот вывод следует из данных фа-
резкое отличие строматолитового строения циального анализа и их способности к кон-
от текстуры подстилающих или латерально куренции. В настоящее время можно согла-
сменяющих их эквивалентных детритовых карбонатных осадков1. Раннедиагенетические процессы, часто способствующие бактериальному выщелачиванию под строматолитовой поверхностью, могли привести к растрескиванию и уплотнению водорослевого настила [626] и осаждению микрокри-
ситься с тем, что обитание водорослевых строматолитов ограничено наиболее благоприятными приливно-отливными зонами морских обстановок, поскольку на водорослевом илистом грунте обитают такие многоклеточные хищники, как гастроподы. Никаких подобных хищников не может быть обнаружено в докембрии, и, следова-
тельно, водоросли могли развиваться во
всем диапазоне морских обстановок осадко-
н а к о п л е н и я в пределах эвфотической зоны
Рнс. 10.1. а-гладкие правильнослоистые водорослевые строматолиты из нижней приливно-отливной зоны побережья Омана. Переслаивание обогащенных водорослями (темные) и минеральным веществом (светлые) слойков Деление масштабной линейки равно 10 см (фото Р. Тилла); б-пузырчатые водорослевые строматолиты из средней и верхней приливно-отливной зоны побережья Омана (фото Р. Тилла); в-крупноразмерный полигональный водорослевый мат с приподнятыми ребрами и участки роста пузырчатых водорослей, побережье Омана (фото Р. Тилла), г-срез гладкого водорослевого мата, нарушенного полигональными трещинами усыхания. Показаны приподнятые ребра в многоугольниках и периодическое «залечивание» трещин (фото Р. Тилла); д-литифицированные строматолите вые столбы, асимметричные в направлении моря, залив Шарк, Западная Австралия (фото Р. Харриса); е-литифицированные строматолите вые ребра в обнаженной высокоэнергетической приливно-отливной зоне в заливе Шарк, Западная Австралия. Ребра разделены скелетными карбонатными песками и вытянуты параллельно направлению распространения воли (фото Р. Харриса)
[293]. Другая гипотеза (Клемми, личное сообщение) базируется на том, что основная перестройка типов строматолитов происходит между морскими и озерными обстановками. Многие докембрийские морские строматолиты представляли собой кальцита зированные корковые формы; при этом нет никаких свидетельств наличия осадков, захваченных или связанных студенистыми однониточными водорослями. Однако в настоящее время многие озерные и речные строматолиты кальцитизированы, а морские нет. Таким образом, потенциал сохранности строматолитов благодаря их кальцитизации изменялся в геологическом прошлом.
106. Следы ископаемых и скорость осадконакопления. Следы ископаемых имеют большое преимущество перед обычными ископаемыми организмами в том, что они обычно встречаются на месте образования.
1 См. сноски в гл. 23 к разд «Багамские водоросли».
При прочих равных факторах интенсивность нарушения первичных осадочных тек-
143
Донные формы н осадочные текстуры
стур возрастает в результате активности зарывающихся организмов при уменьшении скорости осадконакопления. Это лучше всего видно при сравнении быстро накапливающихся осадков литоральных кос с редкими следами ходов (см. гл. 21) с соседними, намного медленнее накапливающимися осадками приливно-отливной отмели, сильно биотурбированными. Биотурбация легко устанавливается в четких тонкослоистых осадках, но может быть недооценена в гомогенных осадках или в осадках, испытавших интенсивную биотурбацию, в результате которой первичный тонкослоистый осадок полностью превратился в гомогенный. В последних случаях установить первичную слоистость помогает рентгеновский анализ.
Быстрое осадконакопление может быть установлено в осадочном разрезе по ходам бегства, которые представляют собой вертикальные ходы, оставленные погребенными под осадком животными, когда они поднимались обратно к разделу осадок-вода. Яркие примеры встречаются в штормовых горизонтах дальней зоны прибрежья Гельголандского залива Северного моря. Здесь мелкие гастроподы рода Hydrobiat обитающие в литоральной зоне, были вынесены в море штормовой волной и засыпаны слоем песка толщиной в несколько сантиметров. Пробоотборниками теперь обнаружены их штопоровидные следы бегства, доходящие обратно до раздела осадок-вода (рис. 10.3). Вскоре последовала их трагическая гибель, поскольку гастроподы вынуждены были покинуть свою экологическую нишу в приливно-отливной зоне [676].
Седиментологи, как правило, мало обращают внимания на периоды эрозии в осадочном разрезе. Тонкое взаимодействие
Рнс. 10.2. а-единичная литифицированная строматолитовая «голова» с пузырчатыми формами роста водорослевой пленки. Голова сложена нитевидными водорослями и скелетными обломками, сцементированными арагонитом (современная форма из залива Шарк, коллекция Ван-дерГраафа); б-плоскость напластования, занятая наклоненными вбок куполовидными строматолитами, динант, Чиппинг-Содбери, Сомерсет, Англия, в-срез через наклоненный вбок куполовидный строматолит, формация Сахароним (юра), антиклиналь Рамон, Израиль
Рнс. 10.3. Диаграмма, на которой показано различное местоположение гастроподы Hydrobiai обитающей в приливно-отливной зоне, как основного компонента горизонтов, образованных штормами и находящихся в дальней зоне прибрежья [676].
сменяющихся периодов эрозии и осадконакопления хорошо видно на ископаемых следах движения вверх и вниз, как, например, на U-образной формы ходах зарывающейся в грунт Diplocraterion уоуо (рис. 10.4). Загнутые вверх слойки {утолщения), образованные в основании трубки, отмечают последовательное положение основания хода, и вместе с эрозионными поверхностями они дают много информации о периодах эрозии и осадконакопления [306].
Идентификация ископаемого следа как хода сверления, проделанного в литифицированном осадке, дает ценную информацию относительно времени литификации. Такие структуры широко распространены в зонах ранней диагенетической цементации в известняках, называемых хардграундом. Срезание ходов сверления может свидетельствовать о периоде эрозии хардграундов после литификации (гл. 29).
10в. Выводы. Нарост водорослевых пленок на поверхности осадков создает внутрен-
144
Часть 3
Эрозия
\У/
V^/
2
Эрозия
Осадко накопление'
Осадконакопление
Эрозионная . поверхность
1¾
V*
" Покрывающие песчаники Конечная эрозионная поверхность
2 3
1 Ia 2 3
(Свободный) (Свободный )
нюю слоистость осадков и наружные формы роста, которые образуются в соответствии с экологическим положением, физико-химическими и биологическими факторами Кальцитизированные слоистоводорослевые текстуры имеют особенно высокий потенциал сохранности. Строматолиты наряду с другими свидетельствами характера осадконакопления (см. гл. 23) могут дать ценную информацию об обстановках осадконакопления в прошлом.
Отложившиеся осадки, особенно фанерозойские морские осадки, представляют собой благоприятный грунт для зарывающихся и обитающих на поверхности беспозвоночных животных, которые в результате жизнедеятельности биотурбируют его. Ископаемые следы дают ценную информацию о скорости, а также об обстановках осадконакопления
Рис. 10.4. Диаграмма, на которой показано, как колония Diplocraterion уоуо реагирует на периоды эрозии и осадконакопления Последние ходы и образованные внизу ходов утолщения дают достаточно информации для реконструкции истории образования осадка [306]
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Фундаментальный труд по строматолитам представляет собой монография под редакцией Вальтера [847]. Багамские строматолиты ярко описаны в работах Монти [581] и Харди [340]. Строматолиты Тракийского побережья в Персидском заливе описаны Парком [625, 626] и Кинсманом и Парком [454], а эффектные комплексы в заливе Шарк-Логаном и др [514, 515].
В данной главе не дана полная характеристика ископаемых следов; ее можно найти в работах [175, 176, 278]. Наиболее полное описание ископаемых следов в аспекте фациального анализа содержится в работах [739, 700].
11
Текстуры деформации нелитифицированных осадков
Па. Уменьшение прочности осадка. В нормальных условиях зернистые осадки ведут себя как «твердый» агрегат и сохраняют присущую им прочность, пока величина угла наклона поверхности осадконакопления не превысит значения, при котором начинается пластичное течение (гл. 7). Такой материал способен оказывать сопротивление прилагаемому сдвиговому напряжению. В противоположность этой ситуации обста-
новка плывучести-это та, где сдвиговое
усилие отсутствует, а вес зерен определяется давлением порового флюида. Таким образом, колебания земли, возникающие при землетрясениях, или изменение давления в связи с движением волн (гл. 24) приводят к уплотнению водонасыщенных песков и уменьшению их объема, так как зерна осадка стремятся к плотнейшей упаковке [737]. Если поровые воды не могут быть
145
Донные формы н осадочные текстуры
удалены из осадка или же мигрируют медленно, то давление их возрастает (рис 111). Как только возрастающее давление поровых вод достигнет величины давления на-
грузки, происходит разжижение песка (гл 7). Разжижение песка возможно только в тех случаях, когда осадок первоначально обладал неплотной упаковкой. Пески с плотной упаковкой при сдвиговом напряжении обнаруживают тенденцию к расширению (известный процесс расширения при деформации -дилатация; см. гл. 7). Разжижение песков происходит при землетрясениях с магнитудой 5,5-5,8 (по шкале Рихтера), причем пески могут находиться в сотнях километров от эпицентра. Если пески имеют связь с поверхностью, после разжижения неизбежно начинается отжимание воды. По мере уплотнения разжиженного осадка удаляемая вода поднимается вверх, обычно концентрируясь в вертикальных ходах и фонтанируя высоко в воздух в случае высокой скорости движения.
Разжижение глинистых осадков также является результатом стрессовых напряжений, приводящих к более плотной упаковке частиц осадка, но процесс этот гораздо более сложен, чем в песках. В структурах свежеотложенных морских глин часто отмечаются признаки коагуляции (рис. 11.1) с контактами между глинистыми частицами по схеме ребро-плоская поверхность. Существованию таких открытых пустот способствует присутствие в глинистом осадке кварцевых зерен алевритовой размерности [764]. Быстрый переход структуры глинистого осадка от открытой, с признаками коагуляции, с высокой пористостью и высоким содержанием воды, к более плотной, дисперсной (рис. 11.1) сопровождается увеличением порового давления и возрастанием способности к разжижению. Такие изменения строения осуществляются как реакция на кратковременную нагрузку или толчок; они возможны только в тех случаях, когда на глинистый осадок с коагулированной структурой предварительно воздействовали пресные растворы, которые «вымывали» ионы, обусловливающие связи частиц в коагулированном осадке. К такому типу образований относятся известные плывучие глины, создающие серьезные проблемы в инженерной геологии.
M
Глинистый минерал
jL \
^
(б)
Квари алевритовом размерности
^
Ipf
(в)
(г)
/
W
H
Ж
(ж}
JL JL
-
JiSvV г ni Tl V C V^
Давление воздействует на глинистый (коагулированный)
осадок
Давление воздействует на поровые воды после
Рис. 11.1. Схематическое генерализованное изображение микроструктур глинистых суспензий а-коагулированной; б-дисперсной. Схематические детальные зарисовки следующих структур в-дисперсной, без признаков коагуляции; г агрегатной, но без признаков коагуляции; д-дисперсной, с признаками коагуляции (контакты частиц по схеме ребро-плоская поверхность); е-с элементами коагуляции (контакты частиц по схеме ребро-ребро); ж-агрегатной, с элементами коагуляции (контакты частиц по схеме ребро — плоская поверхность); з-агрегатной с элементами коагуляции (контакты частиц по схемам ребро-ребро, ребро-плоская поверхность); (частично по ван Олфену [620]), на рис. И 1,м, к показано, как давление передается через структуру глинистого осадка поровым водам в процессе разжижения.
Описанные процессы разжижения являются необратимыми. Но многие природные свежеотложенные илы и искус-
10-91
147
Донные формы н осадочные текстуры
ственные вещества обнаруживают признаки метров до метра. Слоистость, существовав-
обратимого разжижения, называемого тик- шая в разжиженном осадке, определяет рас-
сотропией. Тиксотропные вещества разжи- пределение силы трения, возникающей
жаются только при встряхивании или пере- в результате воздействия удаляемой воды
мешивании. Некоторое время спустя они на разжиженный песок. Зерна, взвешенные
полностью восстанавливают свою «проч- в поднимающейся воде, могут выноситься
ность». К тиксотропным веществам, хоро- на поверхность осадка и образовывать пес-
шо известным в повседневной жизни, отно- чаные вулканы диаметром до 1 м и углом
сятся майонез и эмульсионные краски. склонов до 16° [299]. Песчаные вулканы со-
Многие зыбучие пески, встречающиеся сре- храняются только в спокойной субакваль-
ди глинистых песков, обнаруживают при- ной обстановке. Большей частью они из-
знаки тиксотропного поведения. После раз- вестны на верхней поверхности турби-
жижения тиксотропные илы постепенно дитных слоев и подводных оползней.
теряют свою воду. Этот процесс, известный О б р а з о в а н и е блюдцеобразных и столбпод названием синерезиса, сопровождается чатых текстур (рис. 11.2, в) теперь также сжатием, уменьшением объема осадка под объясняют механизмом удаления воды из пленкой отжимаемой воды (см разд. tie). осадка [524, 522]. Блюдцеобразная текстура
представляет собой тонкие, субгоризон116. Разжижение и текстуры удаления воды. тальные, плоские или выпуклые вниз проВода, удаляемая из уплотняющегося осадка, слойки глинистого материала среди алеври-
движется вверх по ходам, образуя бесструк- тов и песков. Столбчатые текстуры образо-
турные трубки обезвоживания (рис. 11.2). ваны вертикальными или почти верти-
Их длина варьирует от нескольких милли- кальными усеченными столбиками
и пластинами песков. Оба типа текстур
являются постседиментационными, по-
скольку они секут первичные осадочные тек-
стуры. По-видимому, они образуются сле-
Рис. 11.2. а-трубка обезвоживания и прилегаю- дующим образом. В процессе обезвожива-
щие запрокинутые слойки. Обратите внимание на усеченную верхушку трубки (стрелка), что говорит о более поздней эрозии (? возможно, разрушившей песчаный вулкан). Длина масштабной линейки равна 0,2 м Нижний карбон, Киркбин,
ния осадка, наступающего вслед за разжижением, менее проницаемые горизонты играют роль барьера по отношению к восходящему потоку; такой барьер отклоняет
Шотландия, б-структура обезвоживания с наложенной конволютной слоистостью; срезается более поздней эрозией (стрелка). Верхний карбон, Ноттингемшир, Англия; e-блюдцеобразная текстура, образованная слойками, обогащенными
направление течения, вода перемещается в горизонтальном направлении, пока снова не появится возможность для восходящего движения. По мере просачивания воды
глинистым материалом По направлению к верхней части разреза возрастает роль столбчатых текстур, кульминация развития которых отмечается в верхней зоне, сложенной песками. Группа Джекфорк, Оклахома, США [524]; г-слепки
вверх мельчайшие зерна, такие, как хлопья глинистых частиц, отфильтровываются и скапливаются в поровых пространствах. В результате образуются блюдцеобразные
нагрузки на подошвенной поверхности грубозернистого турбидитного песчаника (вакка). Обратите внимание на неправильные, неориентированные выпуклости, отвечающие слепкам нагрузки, и на разделяющие их узкие отпечатки
прослойки, обогащенные глинистым материалом, которые впоследствии могут оказаться деформированными по краям восходящим потоком Столбчатые текстуры
пламенной текстуры Верхний карбон, Мам-Тор, Дербишир, Англия, д-пламенная текстура илистого осадка, интрудировавшего в приподошвенную часть грубозернистого проксимального турбидита Песчаники Анно, Прованс, Франция;
образуются при больших скоростях движения удаляемой воды, как это отмечалось для трубок обезвоживания, и являются просто их мелкомасштабной разновидностью.
е-шаровые песчаники, образовавшиеся в резуль-
тате периодического обрушения и погружения ряби течения в разжиженный глинистый осадок Обратите внимание на косую слоистость и горизонтальную слоистость в верхней части разреза
Пв. Разжижение и текстуры, связанные со сдвиговыми напряжениями. Если разжижение охватывает субаквальные грядовые дон-
Верхний карбон, Ноттингемшир, Англия.
ные формы, начинается интересная пере-
ю*
148
Часть 3
стройка, так как напряжение сдвига действует теперь на разжиженный материал [23]. В такой системе сдвиговое напряжение будет закономерно уменьшаться по направлению к более глубоким частям разжиженной гряды (рис. 11.3). Кроме того, уплотнение разжиженного слоя происходит снизу вверх (гл. 7), а следовательно, в нижних частях гряды время воздействия сдвигового напряжения будет меньше. В конечном результате первичная косая слоистость в пределах гряды испытывает сдвиг по параболической кривой, сопровождаемый образова-
нием опрокинутой косой слоистости (иногда
называемой текстурой омлета). Разжижение обычно не нарушает внутреннюю слои-
Водкый поток
>
диапиров, называемых глиняными куполами, которые могут подниматься на поверхность с глубины порядка 150 м. Различие в плотностях, необходимое для образования глинистых диапиров, уменьшается с глубиной в связи с уплотнением осадков, приводящим к обезвоживанию осадка и диагенетическим изменениям. Такого изменения не происходит при переслаивании соли с другими отложениями. Скорость течения соли (ползучесть соли или крип) увеличивается с глубиной, пока не будет достигнута критическая точка, при которой верхняя поверхность соляного слоя деформируется и расширяется (процесс, известный как галокинез). Образование одного поднимающегося диапира или соляной подушки часто приводит в движение соседнюю структуру и т. д. Одно из следствий этого - относительно одинаковые расстояния между соляными куполами в каждом районе. Преобладающая длина волны для двумерной модели может быть рассчитана теоретически:
Рнс. 11.3. Диаграмма, иллюстрирующая воздействие сдвигового напряжения водного потока на верхнюю границу разжиженного слоя песка (слева) Если в песке существует косая слоистость, сдвиговое напряжение приводит к запрокидыванию слойков (справа), что происходит одновременно с консолидацией разжиженного песка ([23], с изменениями).
стость, так как латеральная составляющая движения частиц очень мала. Следовательно, различия зернистости, обусловливавшие первичную слоистость, сохраняются.
11г. Диапиризм и текстуры дифференциальной нагрузки. Если легкая жидкость находится ниже более тяжелой, система будет гравитационно неустойчивой, причем более легкая жидкость всегда стремится вверх. Это явление, называемое неустойчивостью Рэлея-Тейлора, приводит к образованию трубкообразных или гребневидных интрузий более легкой жидкости в более тяжелую. Такие интрузии называются диапирами. Образование диапиров характерно для двух осадочных систем-для переслаивания глин с песками и солей с другими осадочными отложениями. В первом случае дифференциальная нагрузка приводит к образованию
4ИШ"'
где X преобладающая длина волны или
расстояние
между
диапирами;
Zi2-мощность соленосных отложений (предполагается, что она гораздо меньше мощ-
ности перекрывающих отложений);
H1-вязкость перекрывающих P2-вязкость соли (P1 > \l2).
пород;
В некоторых районах соляные диапиры
поднимаются по вертикали на 5-6 км, иног-
да достигая поверхности в виде соляных
глетчеров, как, например, кембрийские со-
ляные диапиры в Южном Иране и Персид-
ском заливе. Известны также диапиры
пермских солей в Мексиканском заливе
и Северном море.
К явлениям такого же типа, но меньшего
масштаба относятся инъекции разжиженно-
го глинистого материала в песчаные слои,
д а ю щ и е пламенные текстуры (рис. 11.2, г,
д). Они встречаются в ассоциации с более
крупными текстурами на подошве песчано-
го пласта, направленными вниз, в гли-
нистый осадок,-с так называемыми пес-
чаными подушками или слепками нагрузки.
Форма этих текстур и длина их волны опре-
деляются плотностью, вязкостью и мощ-
149
Донные формы н осадочные текстуры
ностью, точно так же, как это отмечалось выше для диапиров. Впечатляющий пример текстур деформации, образовавшихся в результате давления базальтов на водонасыщенные пески, известен в среднепротерозойских отложениях Австралии, где подушки лавы достигают 250 м в поперечнике [603].
В некоторых случаях песчаные подушки погружаются в разжиженные глинистые осадки, образуя отдельные песчаные шары с характерной деформированной внутренней слоистостью (рис. 11.2, д и 11.4). Иногда слоистость внутри отдельных песчаных шаров отражает рябь течения, погребенную в разжиженный глинистый осадок (рис. 11.2,е; см. также работу [673]).
Конволютная слоистость-типичная текстура глинистых осадков, тонкозернистых
0 1
50I
1I00мм
песков и алевритов. Она образована узкими вертикальными запрокинутыми слойками, часто срезанными на верхней поверхности, разделенными более широкими синклинальными депрессиями с длиной волны в несколько сантиметров или дециметров. Эти текстуры особенно характерны для условий быстрого осадконакопления, о чем свидетельствует их ассоциация с поперечными слойками знаков ряби в отдаленных турбидитах (гл. 15) и с отложениями пойменных фаций. Есть данные о том, что конволютная слоистость возникает в результате перестройки структуры после гравитационных обрушений и выравнивания покрытой знаками ряби поверхности осадконакопления в процессе разжижения (JIenпард, устное сообщение). Характерна также ассоциация этой текстуры с трубками обезвоживания.
Пд. Оползни, конеедиментацнонные разрывы и подводные оползни. Для наклонных поверхностей осадконакопления, крутых склонов и дорожных выемок в связанных илистых осадках характерно образование ротационных сбросов; при этом форма поверхности оползания приближается к дугообразной (рис. 11.5). Ротационные, или вра-
щающиеся, оползни часто н а б л ю д а ю т с я в илистых осадках, слагающих косы в придивно-отливных зонах и в выемках берегов
АНТИКЛИНАЛЬ обратного волочения^.Дугообразная форма поверхности
окооклВоонычс!ташунпижя-"н-"е^го.^-^^*-^---/
Z ~ " J=-- - - - - - - - z T : — разрыва
разрыва
. ^
-
- -^-"Ротационным сброс
Рис. 11.5. Образование ротационного сброса и связанные с ним элементы строения, возникающие в водонасыиценных илистых осадках.
Рис. 11.4. Образование песчаных шаров в лабораторном эксперименте в результате погружения песчаного слоя в разжиженный илистый осадок (черный) [451].
[124]. Особенно важную роль они играют
в строении крупных дельт. Эти оползни,
медленно скользящие по поверхности раз-
рывного нарушения, обусловливают обра-
зование кластических клиньев, вдающихся
в передовые отложения дельты, предста-
вленные илистыми осадками [172]. Ак-
тивные разрывные нарушения называются
конседиментационными
разломами
(рис. 11.5, 11,6, а, б). Слои на опущенном
крыле обладают большей мощностью, так
как осадконаконлению благоприятствует
151
Донные формы н осадочные текстуры
прогрессирующее прогибание. Связанные стороне песчаников (рис. 11.6,е) и могут
с оползнями антиклинали обратного воло- иметь самые разные размеры; чем больше
чения (гл. 31) могут представлять собой ло- мощность высыхающего слоя, тем глубже
вушки для углеводородов, как, например, и шире трещины этой системы. На поверх-
в третичных отложениях дельт Нигера ностях глубоких трещин часто наблюдают-
и Миссисипи [857].
ся перистые отпечатки (рис. 11.6,d). На на-
Оползание с элементом вращательного клонных поверхностях, например на берегах
движения по слабо наклонным поверхно- озер, трещины усыхания располагаются
стям на континентальных склонах и фрон- перпендикулярно друг другу (рис. 11.6,г;
тальных частях дельт (гл. 19) приводит см. также работу [154]). Обезвоживание
к образованию крупных подводных ополз- маломощных покровов, сложенных илисты-
ней. Возникновение оползней может быть ми осадками, приводит к образованию
спровоцировано землетрясениями, когда иловых кудрей. Они плохо сохраняются, рас-
толчки воздействуют на водонасыщенные падаясь в последующем под действием во-
глинистые осадки в условиях отсутствия дных потоков на отдельные обломки В ре-
дренажа. Образующиеся луковицеобразные дких случаях благодаря отложению эо-
тела оползней с чешуйчатым строением ловых песков иловые кудри сохраняются на
и текстурами расплющивания могут пере- месте образования.
мещаться по поверхности отрыва на боль- Трещины усыхания могут возникать
шие расстояния даже при малых углах на- и под водой в результате синерезиса, приво-
клона ( ~ 3°). Такие оползни могут привести дящего к уменьшению объема глинистых
к образованию настоящих обломочных по- осадков. Это могут быть одиночные удли-
токов и в конечном результате к мутьевым ненные трещины «глазковой» формы или
потокам, если вода будет перемешиваться трехлучевые трещины, отходящие от одной
с осадками оползневого тела (гл. 7).
центральной точки и не соединяющиеся
с соседними трещинами (рис. 11.6, ж). Оди-
Не. Текстуры усыхания н синерезиса. Широ- ночные трещины часто обнаруживают
ко известно такое явление, как образование полигональных трещин усыхания в результате сокращения объема увлажненных связанных осадков при их выходе на земную поверхность (рис. 11.6, в). Эти суживающиеся книзу трещины обычно сохраняются в породах в виде слепков на подошвенной
ориентировку [215]. Подводные трещины усыхания сохраняются благодаря их выполнению песком или алевритом, но материал выполнения впоследствии оказывается сильно деформированным в результате уплотнения, что видно в разрезах, перпендикулярных поверхности накопления. Сложность условий сохранности подводных тре-
щин усыхания приводит к тому, что они
обычно встречаются в мелководной озер-
ной обстановке и являются характерным
Рис. 11.6. а, б-конседиментационные разрывы в триасовых песчаниках и аргиллитах в скальных
признаком таких условий [155].
обнажениях фиорда на Шпицбергене Обратите
внимание на выполаживание разрывов вниз по Пж. Выводы. После отложения осадок мо-
падению Фотографии Эдвардса; см также [231]; в, г -гигантские многоугольники высыхания (максимальная ширина 2,5 м) в озерных отложениях (поперечник около 50 м) на брошенных открытых медных разработках в Китве, Замбия. Обратите внимание на прямоугольники, образованные трещинами усыхания вдоль склонов берегов; д- перистые отпечатки на поверхностях трещин усыхания, показанных на рис. 11.6, в, г; е-слепки прямоугольников высыхания в среднеюрских пойменных фациях в Скарборо, Йорк-
жет снова испытать мобилизацию в результате разжижения, наступающего под воздействием землетрясений или изменения давления, оказываемого движением волн. После разжижения начинается удаление поровой воды из осадка, что приводит к образованию текстур обезвоживания. Разжиженный осадок может подвергаться воздействию движущегося потока, что приводит
шир, Англия, ж-звездчатые и трехлучевые (слева от коробка) трещины синерезиса в озериых фациях формации рудных сланцев, Медный пояс Замбии.
к образованию запрокинутой слоистости; кроме того, он может интрудироватъ в вышележащие неразжиженные с юи с образо-
152
Часть 3
ванием диапировых структур. В быстроотложившихся илистых осадках, перекрытых песками, в передовой части дельты или на ее склонах часто образуются вращающиеся оползни, подводные оползни и конседиментационные разрывы. Высыхание увлажненных илистых осадков приводит к образованию трещин усыхания, а растрескивание илистого осадка в процессе синерезиса-к
образованию подводных трещин усыхания.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Вопросы о прочности осадков рассматриваются во всех работах по механике грунтов, в качестве вводного курса рекомендуется внимательное изучение работы Ламбе и Уитмена [479]
Анализ обстановок осадконакопления и фаций
Она приоткрыла мне дверь прошлого... Его магический свет, Его небесные вершины Ты увидишь, когда сделаешь всего лишь шаг вперед1
Харди. «Она приоткрыла мне дверь. .»
Фото 4. Полевая партия, изучающая складчатые осадочные породы (в том числе юрские и меловые известняки на заднем плане) в Гельветских Альпах в Швейцарии Фациальный анализ в таких районах дает возможность создать палеогеографические реконструкции, которые в свою очередь позволяют понять тектоническую историю и историю осадконакопления на континентах и в океанах
154
Часть 3
Тема. Все осадочные породы, встречающиеся в геологических разрезах, образовались в соответствующих условиях осадконакопления. За неимением машины времени седиментолог в своей работе вынужден ограничиться фациальным анализом и дедуктивным методом, чтобы решить вопрос, в каких условиях и как образовались породы. Примерно за последние 20 лет изучения осадконакопления в этом аспекте чистая одержимость немногочисленных седиментологов, ориентированных на геоморфологические исследования, сменилась на чистую прикладную седиментологию-один из наиболее важных аспектов научных исследований в области древних осадков. Фациальный анализ обладает элегантностью и сочетает в себе все аспекты исследования седиментологии.
12
Общее введение в фациальный анализ и обстановки осадконакопления
12а. Предмет изучения и философская основа. Vнaлиз обстановок осадконакопления особенно большое значение имеет для седиментологов, изучающих осадки с геологических позиций. При изучении стратиграфического разреза метод дедукции в руках опытного специалиста может соперничать с методом, прославившим Шерлока Холмса. Применение этого анализа на практике требует глубоких знаний процессов осадконакопления, широкого знакомства с литературой, касающейся современных обстановок осадконакопления и накопленного опыта в решении ранее существовавших проблем. Особая привлекательность такого анализа заключается в том, что он играет главенствующую роль в объединении взглядов, выработанных в седиментологии и ее отраслях, смежных со многими другими геологическими и геоморфологическими дисциплинами. Анализ обстановок осадконакопления особенно важен в экономическом аспекте (см. гл. 31). Слабый аналитик обстановок-это негибко и узко мыслящий догматик, мышление которого часто подчинено какой-либо простой обобщенной гипотезе, в рамках которой он концентрирует свои усилия на ограниченных объектах наблюдения. Часто такой аналитик с насмеш-
кой относится к попыткам привлечь к его работе методы количественной оценки, отговариваясь тем, что природные процессы слишком «шумные» для подобных упражнений.
Философская основа современного научного подхода к анализу обстановок осадконакопления традиционна в том смысле, что «ключ к пониманию прошлого» геологических разрезов, сохранившихся в геологической летописи, дают современные обстановки осадконакопления. Однако часто забывают, что современные обстановки осадконакопления можно понять, лишь зная соответствующие происходящие здесь физические, химические и биологические процессы. Это особенно важно помнить, если мы имеем дело с докембрийскими породами, когда многие константы (например, д, Pco2» Po2) могли значительно отличаться от современных. Поэтому в последующих главах мы будем рассматривать каждую отдельную систему осадконакопления с четырех позиций:
а) описательная характеристика соответствующей обстановки и ее физиография;
б) анализ основных физических и (или) химических процессов в обстановках осадконакопления;
155
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
в) характер современных осадочных пов осадков определенной зернистости, оса-
толщ, образующихся в подобной обстанов- дочных структур и морфологии Затем вме-
ке осадконакопления;
сте с информацией, тщательно собранной
г) краткое обсуждение примеров анализа по находкам флоры и фауны в биоценозах,
обстановок осадконакопления древних оса- относительно легко устанавливается ряд
дочных толщ, которые, как предполагается, критериев, по которым можно охарактери-
откладывались в соответствующей обста- зовать обстановку осадконакопления. Та-
новке.
ким образом, набор характерных признаков
Что касается последнего пункта, то здесь позволяет создать стандартную модель фа-
сразу же возникает мысль, что практически ций какой-либо обстановки осадконакопле-
должно существовать бесконечное число ния для части или всей системы осадочного
стратиграфических примеров, которые мож- бассейна. Термин «фации обстановок осад-
но было бы анализировать подобным обра- конакопления» в этом контексте относится
зом. Однако обстановки осадконакопления ко всему ряду характерных признаков, выде-
настолько многообразны и сложны, что по- ленных для осадков определенной обстанов-
чти каждый пример позволяет выдвинуть ки, например оолитовые фации дельт при-
несколько новых точек зрения на модель ливных зон, фации илистой отмели литора-
осадконакопления. Отдельные исследовате- ли. В этих случаях обычно можно увязать
ли с подавляющей тенденцией к обобще- осадки непосредственно с причиной, обусло-
ниям могут от этого прийти в уныние, одна- вившей их образование.
ко такие выводы дают стимул анализиро- Чтобы лучше понять все вышеизложен-
вать обстановки осадконакопления с еще ное, попытаемся объяснить, как геологу, ко-
большей энергией.
торый должен исследовать стратиграфиче-
ские разрезы осадков или осадочных пород,
126. Осадочные системы и фации. Осадкона- следует подходить к этому исследованию.
копление происходит в широком диапазоне В этом случае, очевидно, нет прямых свиде-
обстановок осадконакопления на поверхно- тельств условий обстановок осадконакопле-
сти Земли. Обстановки осадконакопления ния. Наш геолог должен взять на себя роль
подразделяются на четыре крупные катего- Шерлока Холмса и начать с детального из-
рии* континентальные, прибрежные, шелъ- учения пород во всех аспектах, таких, как
фовые и глубоководные морские. Геологу по- слоистость, тенденции изменения размерно-
рой может оказаться достаточным опреде- сти зерен, осадочных текстур и т. д. Обычно
лить, к какой из этих крупных категорий геолог переносит полученную информацию
относятся интересующие его породы, одна- на вертикальные и латеральные разрезы, ис-
ко в большинстве случаев требуется более пользуя методику Боума (рис. 12.1). Теперь
детальная классификация (табл. 12.1). В на- характеристика осадочных пород может
стоящее время анализ обстановок осадкона- быть определена как чисто описательные
копления достиг такого совершенства, что литофации. В этом случае литофациям мож-
он, например, позволяет сделать вывод, что но дать подходящее определение как неко-
когда-то, свыше 300 млн. лет назад, отложе- торой толще пород с определенными, свой-
ния, обнажающиеся сейчас в лощинах, мел- ственными ей характерными признаками,
ких водоемах и лужах, находились на по- отличающими ее от других толщ пород, на-
верхности кос меандрирующих рек!
пример, фации отложений, укрупняющихся
Каждая обстановка осадконакопления вверх по разрезу по зернистости осадков (от
действует (или действовала в прошлом) как тонкодисперсных пород до песчаников), или
ловушка, сохраняя продукты транспорти- оолитовые грубокосослоистые фации. Седи-
ровки осадков для потомства. Анализиро- ментологи, изучающие отложения в геоло-
вать осадочные толщи можно с двух проти- гическом аспекте, должны теперь сравнить
воположных позиций.
описательные фации непосредственно с фа-
Изучение современных процессов в опре- циями современных обстановок осадкона-
деленных средах ведет к пониманию того, копления. Это можно сделать в том случае,
как флюидальный поток и (или) химические если позволяют навыки и опыт, поскольку,
реакции образуют характерную серию ти- только овладев детальным знанием совре-
156
Часть
3
Габ.iiiua 12.1. Сводка обстановок осадконакопления на поверхности Земпи (неполная)
Ассоциации
Обс1ановки
nfv I ли о но к.
осадкопакопле-
oc.i чмчгакоп !спим пня
Субобстлионки HJIH иарпантЫ оСхланопок оеадконакогмемня
Континентальная
11 рнорс/кноIiic и фс-ная
< )кеаническая
Пустыня
Эрг, вади, шлейф эрга, междюнная, плайя твердая корка
Аллювиальный Вершина аллювиального конуса выноса, проксимальная
конус выноса
область конуса выноса, дистальная область конуса выноса,
впадины на поверхности конуса Bbiiioca
Аллювиальная
Ветвящееся русло, меандрирующее русло, прирусловой вал,
равнина и речной надпойменный конус, паводковая область, озера
конус
Онера
(Соленые, умеренно стратифииироваиные, тропические страти-
фицированные, тедниковые, дельтовых долин) щерные терра-
сы, береговой склон, бассейн, де тьта
Гляииальная и Супрагляциальная (флюидальная валунная 1лина), субгля-
неригляпиальная циальная (скопление валунной глины морены), интрагдяциаль-
ная (проталины безморенной глины), моренный комплекс,
зандровый веер, ледниковое озеро, зекер или оз Цакже лед-
никово-морская)
Делы ы
Русло делыового рукава, приливно-огливное русло, поймен-
ное болото, залив, бар в устье реки, нродельга
Эстуарии
Эстуариевое русло, окраинная равнина, приливная де 1ьм
Л и ней н о вытяну- Пляж, прибрежная юна, внешняя юна прибрежья, береговой
тые побережья с бар, лагуны, приливно-о гливпая оiмель, приливно-ог швнаи
терригенным
дельта, приливная протока береговые 'ю говые люнм
осадконакоплени-
ем
Побережья, шель- Себха, водорослевый марш, приливно-огливная Oiмель, пляж,
фы и бассейны с лагуна, приливная деды а, край пла! формы краевые поы рой-
к а р б о н а ! но-JBa- ки (рифы, биогермы, банки), глубоководный бассейн, з а п о -
лориговым осад- ри говый бассейн
конакоплением
Шельф с герри- (Воздействие атмосферы и приливов огливов) Различные при-
генным осадкона- ливные тонные формы песчаные юнгы, шнейиовьпинутые
к or г л ей нем
приливные I ребни, песчаные волны, мелководные отступаю-
щие I ряды, погребенное русло, уступы
Пассивный край KoHTmieHiajIbHbm склон, континентальное поднятие, абиссальная равнина, подводный конус выноса, подводный канал
Ak 1 ивный край Впадина, субдукционный комплекс, висячии бассейн, предои-
роводужный и заостроводужпый бассейн, конус выноса
Океаническая
Срединно-океаничеокии хребет, флашн xpeoia, абиссальная
пела! ическая
равнина (гиперсоленый океан, шкешшыи океан)
менных фаций, геолог может предложить реальную модель для изучаемых им древних фаций. Более того, часто случается так, что исследуемые фации разумно отнести к альтернативным моделям, чтобы избежать догматичных выводов относительно древних обстановок осадконакопления. Было бы несправедливо считать, что никогда нельзя доказать, что древние фации были когда-то отложены именно в данной обстановке осадконакопления.
На рис. 12.1 показано, как можно рационально применить фациальный анализ, используя схему колонок осадконакопления Боума, чтобы сделать соответствующие выводы об обстановке осадконакопления. Следует подчеркнуть, что фациальный анализ всегда легче проводить при хорошей обнаженности пород и особенно в трех измерениях. Когда обнаженность пород плохая, к фациальному анализу следует подходить с особой осторожностью, поскольку изуче-
157
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
ние фаций именно в трех измерениях дает наносами (рис. 12.2). Подобное осадконако-
основную информацию, которая часто по- пление происходит, когда высокоэнергети-
зволяет сделать выводы об обстановках ческое побережье продвигается на площади,
осадконакопления.
характеризующейся интенсивным избы-
Выбор фации-всегда чисто субъективный точным привносом осадочного материала.
процесс. Как и в систематической палеонто- На низкоэнергетическом побережье, однако,
логии и зоологии, фации делятся на «нерасч- при продвижении береговой линии обра-
лененные» н «детализированные». Следует зуются толщи пород с уменьшением зерни-
найти разумный компромисс между этими стости вверх по разрезу.
крайними тенденциями. Слишком грубое Приведенные примеры показывают, что
деление фаций может замаскировать вертикальная смена фаций может предста-
важные тенденции, и в то же время очень влять смену обстановок осадконакопления
дробное деление фаций может воспрепят- по латерали. Иногда подобные выводы со-
ствовать ценным обобщениям. Кроме того, ответствуют закону Вальтера, однако
ничто не приводит читателя в такую ярость, имеется множество исключений из этого
как петляние, скажем, среди двадцати раз- правила Только самые простые трансгрес-
личных типов фаций, выделенных внутри сивные или регрессивные системы отвечают
одной осадочной толщи. Если выделение этому «закону». Особенно трудные про-
большого числа фаций неизбежно, то тогда блемы возникают, когда встречаются кла-
полезно сгруппировать некоторые из них стические фации русла с эрозионным осно-
в ассоциации. Как следует из предыдущего ванием Фации русла, возможно, были
обсуждения понятий фаций современных латеральными эквивалентами тонкозер-
обстановок осадконакопления и древних ли- нистых аллювиальных пойменных или дель-
тофаций, понятие ассоциаций фаций можно товых пойменно-болотистых осадков, или
использовать в обоих случаях. Например, все фации, выделенные в современных дельтах, можно объединить в ассоциацию дельтовых фаций. В толще отложений все пачки, имеющие тенденцию к укрупнению зернистости осадков вверх по разрезу, можно объединить в ассоциацию фаций, где крупность зерен растет вверх по разрезу.
они могли образоваться в результате более поздних, абсолютно независимых процессов, таких, как миграция русла и врезание, вызванных климатическими и тектоническими изменениями в тыловых частях водосборного бассейна [22, 498, 350] При отсутствии очень точного датирования часто затруднительно выбрать однозначное решение.
12в. Последовательность,
сохранность
и анализ осадконакопления. Особенно
важный аспект анализа фаций-выявление
значения смены фаций по латерали и верти-
кали, постепенной или резкой смены пород
по размерности слагающих их зерен
в пределах одной фации. Рассмотрим, на-
пример, серию фаций, породы которых сме-
няются на грубозернистые вверх по разрезу
(рис. 12.2). Укрупнение зернистости проис-
ходит постепенно, и это означает, что посте-
пенно происходило приближение к источни-
ку сноса осадков или к «высокоэнергетиче-
ской среде». Такие циклы обычно образуют-
ся в надстраивающейся системе осадконако-
пления, когда места осадконакопления, как,
например, озера или участки моря, посте-
пенно заполняются дельтовыми песчаными
Изучение фаций с эрозионным основанием, например русловых фаций, ведет нас
к гипотезе потенциала сохранности применительно к осадочным толщам. Отложившаяся осадочная толща могла быть частично или полностью эродирована последующими циклами эрозии. Хорошей иллюстрацией сказанному служат тонкозернистые пойменные осадки, образовавшиеся при периодическом разливе рек, когда река намывает или размывает свои берега (см. гл. 15). Если русло периодически мигрирует по всей ширине поймы, то тонкозернистые пойменные осадки будут постоянно разрушаться, и, таким образом, в вертикальном разрезе осадков, образованных в прогибающемся аллювиальном бассейне, будут преобладать в той или иной степени (в зависимости от числа перемен) русловые осадки [9, 122] Единственное оставшееся свидетельство су-
158
Часть 4
3 с- номер фации
(6) Подошва морских известняков
Отложения поименных болот дельты , намывного вала и надпойменных конусов Пышная растительность . но без торфяников
Протокдепъты
Отложения внутридельтового залива
Растительные обломки Покровные песчаники фронта дельты
Алевролиты склона продельты Морские илы продел ьты
Кровля морских известняков
Фауна отсутствует Комплексы современных двустворок Известняковое основание ( с продуктидами)
Ш*
SL 3 «9
TVJIO
Крупнозернистые песчаники Среднеэернистые песчаники Мелкозернистые песчаники Тонкозернистые песчаники Крупнозернистые алевролиты Илы и тонкозернистые алевролиты Илы
Размер зерен -
159 Марши
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
новками осадконакопления и с последующей интерпретацией изменений, имеющих место в фациях и между фациями, н при сопоставлении их с моделями обстановок осадконакопления. Другой подход классический; он включает статистический анализ горизонтов или фаций, в которых частота
Рис. 12.2. Иллюстрация диахронизма диалогических границ и закона Вальтера на примере продвигающегося в сторону моря дельтового комплекса [161].
шествования пойменных отложений-это эродированный межформационный материал на эрозионных поверхностях.
Наиболее важный фактор, контролирующий сохранность осадков- это скорость локального или регионального тектонического прогибания. Поскольку прогибание и поднятие обычно непосредственно связаны с процессами, происходящими в мантии, наблюдается прямая зависимость между осадочными процессами и процессами, происходящими внутри Земли.
Точный анализ обстановок осадконакопления в вертикальных разрезах осадков или в осадочных породах можно провести по двум различным направлениям. Как отмечалось ранее, первое направление анализа-это анализ фаций при непосредственном их сопоставлении с современными обста-
Рис. 12.1. а, б-колонки осадконакопления Боума и ленточные диаграммы интерпретируемых фаций для дельтовых отложений между двумя толщами трансгрессивных известняков в Миссисипском и Нортумберлендском бассейнах. Цифры на рис 12 1, а соответствуют различным ассоциациям фаций: 1 -эрозионное основание и утонение материала вверх по разрезу, 2-отложения, постепенно сменяющиеся более крупнозернистыми вверх по разрезу; 3-переслаивающиеся горизонты Условные обозначения J-крупномасштабная перекрестная слоистость, 2-плоскопараллельная слоистость (верхняя фаза); 3-мелкомасштабная перекрестная слоистость, 4 - косые слойки в алевролитах, 5 - тонкие слойки алевролитов, б - и л ы и тонкие алевролиты, 7-размытая поверхность, S-волнистая слоистость; 9-известняки, iO-корненосный слой [491].
1И 2В
^bI
Мвз и с
BD
Рис. 12.3. Упрощенный цикл Боума речных
осадков толщи древнего красного песчаника из
юго-западного Уэльса (см табл. 121) Фации
А-внутриформационные конгломераты; фации
B1 -грубокосослоистые песчаники; фации B2-тонкослоистые плоскопараллельные песчаники, фации В3-тонкокосослоистые песчаники; фации С-переслаивание песчаников и алевроли-
тов, фации D-алевролиты [824]
повторяемости может быть выражена вероятностью. Таким образом, в мощной толще осадков можно выявить наиболее обычные (или наиболее вероятные) фациальные изменения. И тогда фациальный анализ мо-
160
Часть 3
Таблица 12.2. а. Число фаций, сменяющих данную фацию вверх по разрезу (по данным рис 12 3)
А Bi B2 Вз С
D
BLCI О
А
B1
B2
B3
С
D
Всего
—
1
0
3
0
0
4
0
—
2
2
0
0
4
0
0
-
6
0
0
6
0
1
1
—
3
7
12
0
0
0
0
—
3
3
3
2
3
1
0
--
9
3
4
6
12
3
10
38
б. Матрица вероятностей смен фаций вверх по разрезу (по данным табл 12 2,а) [824]
А
Bi
B2
B3
С
D
Л
—
0,25
0
0,75
0
0
B1
0
—
0,5
0,5
0
0
B2
0
0
—
1,0
0
0
B3
0
0,08
0,08
0,25
0,59
С
0
0
0
0
—
1,0
D
0,33
0,23
0,33
0,11
0
—
жет быть проведен на основе результатов та (х2) для того, чтобы оценить случайность
статистического анализа.
различия результатов, полученных по этим
Рассмотрим второй подход к фациально- двум матрицам. Если найденные значения
му анализу несколько детальнее, следуя вероятностей для толщи с осадками, посте-
в общих чертах рассуждениям Тилла [824] пенно сменяющимися вверх по разрезу на
и Майолла [564]. Рассмотрим толщу фаций, крупнозернистые, окажутся значительными,
представленных на рис. 12.3 в виде колонки метод дедукции тогда позволяет сделать
Боума. В распределении фаций легко выя- вывод, что наличие данной фации зависит
вляются некоторые закономерности. Для в той или иной степени от наличия предыду-
некоторых фаций отмечается тенденция сле- щей фации. Таким образом мы приходим
довать друг за другом, но это не всегда к выводу, что осадочный процесс, контроли-
однозначно. Существует толща с фа- рующий распределение фаций, имеет «па-
циальными изменениями, вызванными со- мять». Такие процессы носят название мар-
бытиями, которые можно охарактеризовать ковских процессов; о н и о п р е д е л я ю т с я как
вероятностью, хотя каждое отдельное собы- «природные процессы, которые имеют слу-
тие представляет собой случайный элемент. чайный элемент и проявляются таким обра-
Мы можем дать количественную оценку ха- зом, что предыдущие события влияют на
рактера изменений фаций, сменяющихся последующие события, но жестко их не кон-
вверх по разрезу, с помощью матрицы ве- тролируют» [337]. Многие осадочные про-
роятности смен фаций вверх по разрезу цессы представляют собой марковские про-
(табл. 12.2). Таблица дает нам вероятность цессы, например продвижение дельты
смены каждой фации другой фацией, и мы в водный бассейн или трансгрессия прилив-
можем в толще пород определить наиболее но-отливной равнины. Анализ Маркова по-
вероятные фации и соответственно провести зволяет определить модальные (наиболее
анализ обстановок осадконакопления. Для распространенные) циклы в осадочных раз-
полной уверенности, что вероятность не резах, но он не может объяснить этой ци-
является результатом чисто случайных осо- кличности. Это может сделать только фа-
бенностей, полезно создать матрицу незави- циальный анализ.
симых проб вероятностей, к о т о р а я п р е д с т а -
вляет собой вероятность каких-либо фа- 12г. Прогибание, поднятие и осадконакопле-
циальных случайных изменений. Затем про- ние. Скорость прогибания земной коры
водится испытание значимости кси-квадра- в большой степени контролирует объем со-
161
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
Рис. 12.4. Диаграмма, на которой показано изостатическое прогибание, сопровождающее морское осадконакопление в бассейне с первоначальной глубиной 4 км. Для удобства изостатическое прогибание показано в определенные моменты, а не непрерывно, как это имеет место в природе [543].
хранившихся осадочных фаций. Причины прогибания бассейна следует искать в процессах, происходящих в мантии и нижней части земной коры, которые вызывают нарушение равновесия коры. Скорость активного прогибания коры, вызванного динамическими силами Земли, такими, как конвекция мантии или «ползучесть» нижней части коры, следует четко отличать от скорости прогибания, вызванной нагрузками от накапливающихся осадков и результирующими изостатическими реакциями. Это особенно касается «глубоководных» бассейнов ( > 200 м% которые постепенно заполнялись смещающейся в бассейн системой осадков. Окончательная мощность толщи, отложенной в таком бассейне, будет в значительной степени зависеть от изостатического состояния, определяющегося нагрузками, создаваемыми отложенными осадками (рис. 12.4, 12.5).
Замеры скорости прогибаний, имеющих место в настоящее время в осадочных бассейнах, осуществляются регулярной нивелирной съемкой и тензодатчиками и дают значения в диапазоне 0,3-2,5 мм/год, а замеры скорости поднятий дают значения порядка 0,2-12,6 мм/год, причем более высокие скорости отмечаются в активных орогенных поясах и на площадях, испытывающих нарушение изостатических сил из-за отступания ледников. Шумм [720] проана-
11-91
лизировал несоразмерность скорости современной денудации и тектонических поднятий и обнаружил, что современные скорости поднятия в 8 раз больше усредненной максимальной скорости денудации.
Косвенное определение скорости прогибания осадочных бассейнов возможно в том случае, если точно известны возраст и глубина осадконакопления какой-либо осадочной толщи по микропалеонтологическим и литологическим данным [367]. Опасно проводить равенство между мощностью осадков и амплитудой прогибания в тех случаях, когда толща не полностью мелководного происхождения, когда отложение осадков не было непрерывным и когда не принято в расчет уплотнение.
Вышеизложенные проблемы возникают при определении скорости осадконакопления. Поскольку осадок может быть частично эродирован в течение некоторого временного интервала осадконакопления, необ-
х о д и м о р а з л и ч а т ь чистую скорость накопления осадков V\ определенную за промежуток времени tf, и локальную кратковременную скорость осадконакопления V, опре-
деленную за промежуток времени t (t« f). За временной интервал f чистая скорость накопления определяется отношением Tjt, где T-мощность осадка. В идеальном случае Г должна быть достигнута при полностью уплотненных осадках до «уплотненной мощности» [630]. Время f, нужное для накопления мощности осадков Т, может быть
прогибание Рис. 12.5. а, б-диаграммы, на которых видно, как поднятие эвстатического уровня моря на 100 м создает изостатическое прогибание на 43 м Накопившиеся осадки могут затем вызвать дополнительное изостатическое прогибание, как показано на рис 124 [543].
162
Часть 3
установлено по радиоактивному распаду или палеонтологическим данным. Г может быть замерена в полевой сезон. Для замеров скорости осадконакопления за короткий период времени существуют многочисленные методы, один из которых особенно пригоден для речных пойм и приливно-отливных отмелей (рис. 12.6). И последний момент, касающийся скорости осадконакопления,влияние человеческой деятельности на скорость осадконакопления и эрозии в континентальных обстановках осадконакопления. Особенно следует обратить внимание на то, как такой эффект можно свести к минимуму
Любая дискуссия по поводу скорости эрозии и осадконакопления неизбежно затраги-
вает вопрос относительного значения аномальных, или катастрофических, событий. Во многих современных работах основное внимание уделяется идентификации отложений, образовавшихся в результате таких событий (например, «штормовые» горизонты в шельфовых осадках, паводковые горизонты в речных фациях), и полученные результаты побуждают некоторых авторов высказать предположение, что катастрофические события оказывают влияние на осадконакопление [2]. Однако стратиграфы и седиментологи, как правило, игнорируют выводы классических геоморфологических исследований Вольмана и Миллера [877], посвященных взаимосвязи амплитуды движений с частотой их повторяемости. Эти авторы указывают, что для многих процессов скорость движения материала может быть выражена как функция сдвигового напряжения пласта (см. гл. 6). С другой стороны, частота повторяемости амплитуд движения близка к логнормальному распределению. Следовательно, объем работы, совершенной в результате этих событий,-производного частоты и скорости-должен достигать
Рис. 12.6. Определение скорости осадконакопления за длительный промежуток времени Небольшой цилиндр с илом вынут из осадков приливной равнины, и выемка заполняется кремнистым порошком (белое). Это место отмечается на поверхности, и через два года в этом месте пробоотборником берется проба и выясняется, имели ли здесь место эрозия или осадконакопление [591].
Рис. 12.7. Схематическое изображение зависимости скорости движения, приложенных сил и частоты приложения усилий (по Вольману и Миллеру).
максимума (рис. 127), а более редкие события большой амплитуды (катастрофы) не могут оказать влияния на большую часть совершенной работы. Эти рассуждения легко можно применить к осадконакоплению
163
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
и эрозии, если предположить, что скорость высокой скорости осадконакопления. При
локального осадконакопления или эрозии, отсутствии «чистого» осадконакопления
связанных с каким-либо событием, также или эрозии и при стабильном уровне моря
пропорциональна проделанной работе.
береговая линия не меняет своего положе-
Можно показать значение отношения ам- ния. Поднятие уровня моря обычно вызы-
плитуды к частоте в седиментологии, про- вает трансгрессию, однако высокая ско-
цитировав образный пример Вольмана рость осадконакопления может изменить
и Миллера [877].
эту тенденцию и вызвать продвижение бере-
«Карлик, человек нормального роста и великан соревнуются в рубке деревьев. Из-за метаболических различий удар каждого индивидуума грубо обратно пропорционален их росту. Карлик работает размеренно и редко отдыхает. Однако
говой линии в сторону моря. Регрессию обычно вызывает падение уровня моря, но превышение процессов эрозии над осадконакоплением может вызвать трансгрессию береговой линии при условии резкого паде-
его работа продвигается медленно, и даже на ма- ния уровня моря [181]. Классификация раз-
ленькие деревья он затрачивает много времени, личных типов трансгрессий и регрессий при-
а большие деревья он не может разрубить своим ведена в табл. 12.3, а один из примеров
топором. Нормальный человек-сильный юно- показан на рис. 12.8.
ша, привычный к тяжелому физическому труду, но он чередует работу с отдыхом Его энергичная упорная работа высокопроизводительна Однако имеются несколько деревьев, которые ему не поддаются, как он ни старается. Великан обладает чудовищной силой, но большую часть своего
Важно отметить, что относительные колебания уровня моря могут быть обусловлены либо поднятием или о гступанием прибрежной зоны, либо поднятием или падением уровня моря. Первый процесс может быть
времени он спит. Когда же он работает, его дви- вызван причинами тектонического характе-
жения спорадичны. Временами он отбрасывает ра или может быть связан с уплотнением
свой топор и неистово набрасывается на деревья, и обычно проявляется в локальном или ре-
ломает их или вырывает с корнями В редких случаях, когда он встречает дерево слишком большое для себя, он со зловещей угрозой призывает всех своих собратьев-самых больших, самых сильных и самых сонливых в мире»
Мы приходим к выводу, что человек срубил больше всего деревьев, а это означает, что при умеренном отношении амплитуда/ частота происходит максимальное накопление осадков в ходе совершаемой геоморфической работы.
гиональном масштабе. Второй процесс, но-
сящий название эвстатических колебаний уровня моря, если он по масштабам глобальный, может быть обусловлен нарастанием и таянием приполярных ледниковых покровов или раздвижением срединно-океанических хребтов. В первом случае общий объем океанических бассейнов остается постоянным, а объем воды меняется. Во втором-общий объем океанических бассейнов меняется, а объем воды остается по-
12д. Трансгрессия, регрессия и лиахронизм. стоянным Осадконакопление при эвстати-
Трансгрессии можно дать простое определе- ческих колебаниях уровня моря, вызванных
ние как процессу миграции береговой линии движением ледниковых покровов, преобла-
какого-либо бассейна в направлении суши. дало в позднетретичное и четвертичное вре-
Регрессия-это обратный процесс [181]. мя. Скорость трансгрессий и регрессий, вы-
Проявление трансгрессии или регрессии мо- званных наступанием и отступанием ледни-
жет быть локальным, региональным или ковых покровов, по геологическим стандар-
глобальным и может быть вызвано раз- там чрезвычайно высокая. Например, при
личными причинами. При продвижении бе- самой последней фландрской трансгрессии
реговой линии и длительном прогибании (вызванной частичным таянием ледников)
земной коры возникает определенная закономерная смена фаций по латерали и вертикали. Более детальную информацию можно получить на графиках зависимости скоро-
средняя скорость колебания уровня моря составляла около 10 мм/год, что намного выше самых высоких скоростей осадконакопления.
сти осадконакопления от скорости измене- Одно из важных следствий быстрых коле-
ния уровня моря. Регрессия может насту- баний уровня моря в четвертичном периоде
пить при падении уровня моря и (или) то, что практически все осадочные системы
164
Часть 3
Таблица 12.3. Развитие трансгрессий или регрессий и их характер как результат соотношения скорости осадконакопления и относительного колебания уровня моря
ОТНОСИТЕЛЬНЫЙ УPOBLHb МОРЯ
Падение уровня моря или поднятие
j
Поднятие уровня моря или прогибание
Быстрое
Медленное
Стабильный
Медленное
Быг трое
вели себя так, как если бы они находились в «неравновесном состоянии». Известно, что ледниковые покровы существовали в различные периоды истории Земли, но, вероятно, никогда ранее они не сохранялись в течение очень длительного периода времени. Это означает, что осадочные отложения, образованные за счет активности ледников в интервале от среднетретичного до четвертичного периода (и образующиеся в настоящее время), часто представляют собой довольно плохие аналоги тех осадков, которые накапливались в прошлые периоды, когда не было оледенений и, вполне вероятно, существовало «равновесное состояние» (см. разд. 12ж).
В древних осадках проявление эвстатических колебаний можно установить эмпирическим путем, поскольку синхронные изменения глубин океана коррелируются глобально [356]. Для этого необходимо знать, каким образом осадочные фации отражают глубину воды, и иметь точную хроностратиграфическую зональную схему. Так распознаются эвстатические циклы в мезозойскую эру; считается, что они связаны с изменениями объема океанических хребтов, зависящими от частичного плавления мантии, вызывающего флуктуации скорости раздвигания морского дна [328, 356]. Скорость поднятия и опускания уровня моря, установленная последним методом, ве-
роятно, имеет порядок 0,01 мм/год, что намного меньше скорости, установленной с помощью вышеупомянутой гляциологической гипотезы.
Еще одно важное следствие трансгрессий и регрессий-это образование диахронных осадочных тел. О диахронизме мы говорим в том случае, когда литологическая толща сечет геохронологические границы (см., например, рис. 12 2) и, таким образом, не может рассматриваться как хроностратиграфическая единица. Достоверные хроностратиграфические единицы, представленные одной литологической пачкой, образовались при выпадении осадка из стоячей водной толщи; примером могут служить пепловые горизонты и некоторые глубоководные океанические илы. Почти все остальные осадочные пачки практически в какой-то степени являются диахронными.
12е. Палеотечения. Многие осадочные текстуры позволяют установить направление палеотечений Тщательные замеры текстур, развитых в какой-либо фации, позволяют
вычислить среднее значение и величину век-
тора (приложение 121), который дает ценную информацию относительно региональной системы палеотечений и их изменения во времени, о направлении распространения осадков данной фации и о местонахождении области питания (только для аллювиальных
165
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
фаций). При интерпретации замеров палеотечений необходимо обсудить три основных момента: природу и значимость систем донных форм, значимость действительных векторов течений и создание «идеальных» моделей палеотечений для основных обстановок осадконакопления.
Даже при беглом изучении донных форм, оставшихся на современных песках приливно-отливной отмели или на высохшем ложе реки, видно, что разнообразие направленных текстур (рис. 12.9) связано с величиной системы поток-донные формы [11]. Таким образом, азимуты потоков, установленных по знакам ряби течения, имеют более широкий диапазон, чем азимуты гряд, поскольку первые при снижении энергии потока или низком уровне воды разрушаются или образуются быстрее, чем гряды, ко-
Рис. 12.8. Диаграмма и разрез гипотетической субдельты реки Миссисипи. 1 -базальная морская трансгрессия, когда при поднятии уровня моря была затоплена прибрежная равнина, 2 и За-продвижение субдельты в сторону моря; 36-оставленная рекой дельта, уплотнение осадков и их эрозия как результат трансгрессии Условные обозначения 1 -пески фазы разрушения, 2 - поверхностный слой ила и песка, 3 - передовые илы продельты; 4 -донные илы; 5-базальные трансгрессивные литоральные пески и илы [181].
торые находились в равновесии с потоком при его максимальной энергии В настоящее время принято считать, что поток с наибольшей энергией воды-наиболее важный индикатор локального направления течения и в случае рек указывает на их палеосклон Мы можем сделать вывод, что наиболее достоверные палеотечения, установленные в исследованиях регионального масштаба-это те, которые сформировались потоками с высокой энергией, и их следует принимать во внимание прежде всего (интересная дискуссия приводится в работе [565]).
Взаимосвязанная с этим тема касается понятия «вектор», используемого при анализе палеотечений. Для физика понятие «вектор» складывается из его величины и направления, векторы приводятся для характеристики скорости, силы, ускорения и момента Замеры направления (азимута) падения пласта горизонта не могут служить вектором, если не приводится номинальное значение величины вектора. Следовательно, применение термина «векторный анализ» ошибочно, поскольку он подразумевает только географическое направление азимута (приложение 121). Однако совершенно очевидно, что осадочные текстуры, образованные силой потока (количественная характеристика вектора), имеют как величину, так и направление. Поэтому для анализа па-
Относительный уровень моря Падение стабильный Поднятие
Медленное Быстрое
Низкая
% оз
I
S Щ Ш
J
ЗЬ •
%
V
I
V
I
I
/
I
I
I
2
•
1
L
0
166
Часть 3
(a;
(6J
(в) .
ковых плейстоценовых циклов даже на тех
площадях, которые значительно удалены от
районов непосредственного воздействия
ледников.
•орма русла \ ^ | Коса | ^
Наша планета находится сейчас еще в ста-
дии восстановления равновесия после по-
следней стадии отступания и наступания
ледника. Такие уже сформированные пусты-
U-Ii4Jj-1 "I
ни, как, например, Сахара, окаймляются обширными площадями современных, еще не
^A 4
сформированных пустынь. Самое последнее
V *
Знаки ряби течения
падение и поднятие уровня моря вызвало
огромные изменения в фациях, отложив-
Рис. 12.9. Гипотетическая система течений, шихся на всех шельфах и прибрежных рав-
а-иерархическая организация донных форм; б-г-определение направления течений по ряду донных форм 1 - форма русла; 2-коса; 3 - гряды; 4 -знаки ряби течения.
нинах, а внутренние зоны стабильных кратонов, как, например, Австралийского кратона, содержат комплексы переслаивания
аридных и гумидных почв и осадочных фа-
леотечений необходимо рассмотреть величину и направление движения потока, оставляющего после себя соответствующие осадочные текстуры. Направление может быть замерено обычным способом, а величина определена по фазовым диаграммам, составленным для донных форм; такие диаграммы приведены в гл. 7.
Результаты исследования палеотечений нельзя расшифровать вне связи с данными об обстановках осадконакопления, полученными при изучении соответствующих фаций, в которых были замерены палеотечения. Например, тщетно было бы ожидать, что палеотечения, установленные в области развития песчаной фации, находящейся в зоне распространения приливов, могут пролить свет на первичные источники сноса пес-
ций. Кроме того, остаточные континентальные ледниковые покровы оказывают еще большое влияние на современную циркуляцию атмосферных и океанских течений.
Все вышеизложенное ни в коей мере не претендует на исчерпывающую характеристику; это всего лишь попытка отметить особенности голоценовых обстановок осадконакопления, наводящая на размышления по поводу различий данных обстановок осадконакопления и обстановок осадконакопления во время эпох, в течение которых не происходило оледенений. Поэтому при прочтении следующих глав мы рекомендуем оценить уместность проведения аналогий между плейстоцен-голоценовыми осадочными отложениями и более древними отложениями.
чаных зерен. Как упоминалось ранее, только
аллювиальные фации могут дать информа- 12з. Анализ бассейнов и тектоника плит. Осо-
цию относительно палеосклонов суши. Кро- бенно тесная связь наблюдается между мор-
ме того, по этим результатам можно уста- фологией края плит и характером бассейна,
новить лишь локальный палеосклон, опреде- выполненного осадочными отложениями.
ление же местонахождения источника сноса На первых стадиях кратонного рифтообра-
осадков путем экстраполяции «вверх по зования формируется ограниченный разло-
склону» может дать ошибочные результаты. мами грабен. Места развития грабенов бла-
Совершенно очевидно, что для разрешения гоприятны для возникновения озер и аллю-
этих проблем следует привлечь петрографи- виальных конусов выноса. Уменьшение
ческие и региональные геологические мощности литосферы и образование новой
данные.
океанической коры ведут к морской транс-
грессии на континенты на стадии рифто-
12ж. Голоцен. В последующих главах будет образования. В низких широтах могут нака-
часто упоминаться тот факт, что современ- пливаться мощные отложения эвапоритов,
ная поверхность Земли и ее осадочный по- которые ограничивают циркуляцию вод
кров несут следы ледниковых и межледни- в новом океане. Непрерывное раздвигание
167
Анализ обстановок осадконакопления н фаций
морского дна сопровождается медленным прогибанием континентального края. Во внутренних частях континентов развиваются крупные дренажные системы, которые находят сток у побережья, где они начинают откладывать мощные аллювиально-дельтовые фации; при этом прибрежные равнины продвигаются в сторону моря. Благодаря прогибанию края континента и накоплению осадков быстро образуются шельфы. В том случае, когда региональный приливно-отливной режим становится устойчивым, образуются широкие шельфовые области.
В зрелых океанах на абиссальных равнинах и срединно-океанических хребтах накапливаются морские пелагические фации. Мощность и состав этих фаций отражают динамику поверхностных и глубинных вод океанского бассейна. Вдоль континентального подножия различные течения перемещают кластические осадки в сторону океана, как, например, придонные турбидитные течения, образующие подводные конусы выноса Когда такой идеализированный зрелый океан начнет замыкаться, будут деформироваться мощные отложения прибрежной равнины, шельфа и континентального подножия и воздыматься в виде Кордильеры. Вдоль оси субдукции океанической литосферы развиваются глубоководные желоба. Обломочный материал транспортируется в направлении океана, образуя подводные конусы выноса, которые в настоящее время денудируют сушу или врезаются в нее, образуя комплекс аккреционного клина. Извержение или внедрение известково-щелочной магмы вдоль Кордильеры или островной дуги является причиной наличия здесь характерных лиТитовых песков, которые перемещаются в преддужные, задужные или котловинные бассейны. Дренажные системы, стекающие с поднятых Кордильер, откладывают речные фации (красноцветные отложения) в виде молассовых толщ во внешних бассейнах или внутренних грабенах.
Это краткое описание процессов, происходящих на краях плит и имеющих большое значение для анализа осадочных бассейнов, можно пополнить чтением работ, посвященных вопросам образования бассейнов на краях континентов [99], образования эва-
поритов и прогибания краев платформ при рифтообразовании [455, 456], сравнения характера толщ и процессов вдоль активных, пассивных и погружающихся по разлому краев плит [579, 580, 54]. Кроме того, значение характера краев плит для формирования океанических фаций будет рассмотрено в части 7.
12и. Выводы. Фациальный анализ подразумевает изучение фаций с различных точек зрения, если они правомочны. Основное различие между современными и древними фациями состоит в том, что для первых процесс осадконакопления можно наблюдать непосредственно. Для древних осадков эти процессы предстоит распознать. Изучение фаций позволяет делать количественные оценки таких трудно уловимых изменчивых явлений, как скорость прогибания коры, скорость чистого осадконакопления, влияние спорадических катастрофических проявлений эрозии и осадконакопления, скорость трансгрессии и регрессии и изменчивость значений векторов палеотечений.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Особый интерес представляют две работы ведущих исследователей фаций-Уокера [841] и Ридинга [666]. Всем студентам рекомендуется прочитать работу сторонника «возрождения» неокатастрофизма - Эйджера [2] Фундаментальный труд Поттера и Петтиджона [644] касается палеотечений и анализа бассейнов.
Приложение 12.1
Статистика векторов для анализа палеотечений
Замеры направлений, например азимутов палеотечений, следует наносить на круг. Среднее значение плотности таких замеров нельзя определять обычным способом суммирования и деления на число замеров (например, среднее 350 и 10° не есть 180°). Если мы имеем дело с серией замеров углов 0, (/= 1, 2, 3, . л), где 9-азимутальное направление (замеренное в северо-восточном квадранте), то их координация на единицу круга будет
х, = cos 0/ и у[ = sin fy,
168
Часть 3
а их среднее значение равно
п X= £ COS 0,/л,
J = i
и
у= X sme./n
I= I
Это среднее значение можно представить в полярных координатах в виде
г = ]/{х2 + у \
COS ё - х/г,
Sin 6 = у / г ,
где 0 - среднее замеров палеотечений, г-оценка разброса значений углов; г-примерное значение плотности поля сгруппированных точек. Среднее угловое отклонение от 0 описывается формулой
5 = 1/(2 (1 - г))
Пример расчета можно найти в работе Тилла [824], из которой заимствована эта теоретическая часть Более детальная характеристика статистических расчетов дана в работах Уотсона [853] и Мардиа [535]
5
Континентальные обстановки осадконакопления и фациальный анализ
Я встретил путника, он шел из стран далеких И мне сказал, вдали, где вечность сторожит Пустыни тишину, среди песков глубоких Об WMOK статуи распавшейся лежит Из полустертых черт сквозит надменный пламеньЖеланье заставлять весь и up себе служить. Ваятель опытный вложил в бездушный камень Те страсти, что могли столетья пережить. И сохранил слова обломок изваянья «Я-Озимандия, я-мощный царь царей Взгляните на мои великие деянья, Владыки всех времен, всех стран и всех морей» Кругом нет ничего... Глубокое молчанье . Пустыня мертвая И небеса над ней
Шелли «Озимандия» (перевод К
Бальмонта)
Фото 5. Аэрофотоснимок районов Боцеман (в центре), Хелм (внизу слева) и Пирл в меандровых изгибах реки Уобаш возле Грейвилла, шт Иллинойс, США Направление течения реки сверху до середины снимка и влево Приблизительный масштаб I . 30000 С внутренней стороны каждой меандры на снимке видны в виде серповидных участков субаэральные косы белого цвета, сложенные песчано-гравийными отложениями В неактивных частях кос на их вершинах видно прогрессивное наступание древесной и кустарниковой растительности, слабые следы прируслового вала, покинутая меандрирующая петля (справа, в центре) и хорошо развитые валы кос в нижнем течении излучины Хелма Фото Департамента сельского хозяйства США Детальное описание см в гл 15 [416].
170
Часть 3
Тема. Терригенные обломочные частицы транспортируются от водосборного бассейна внутренних частей суши вдоль русел рек вплоть до равнин и аллювиальных конусов выноса, где идет осаждение, и далее до бассейнов осадконакопления. «Чистое» осадконакопление происходит в тех случаях, когда оно связано с «чистым» прогибанием коры. Так, некоторая часть осадков навсегда попадает в ловушки, которые расположены ниже прибрежной равнины, или в грабены. В аридных районах мира в низких широтах обломочный материал из приподнятых участков суши перерабатывается ветром в эрговые песчаные покровные отложения, где образуются многочисленные типы форм рельефа. Ориентировка этих более крупных форм отражает направление региональных или континентальных систем ветров. В приполярных аридных районах мира преобладало осадконакопление, связанное с обширными континентальными ледниковыми покровами. Влияние последних распространялось в пределы существования плавающих айсбергов, которые после таяния сбрасывали переносимый ими материал на дно шельфов и океанов. Все континентальные обстановки могут содержать озера-от непостоянных озер междюнной плайи до глубоких пресноводных озер в грабенах, проглядиальных и глубоких гиперсоленых озер Озера действуют как сформировавшиеся осадочные «ловушки», отложения которых дают много информации, касающейся третичных и четвертичных климатических и экологических изменений.
13
Пустыни
13а. Введение. Эоловое осадконакопление является главным процессом осадконакопления на площади, составляющей около 30% территории континентов, лежащей между изогиетами со значением 15 см (рис. 13.1). В этих семиаридных и аридных зонах обломочный материал образуется в результате выветривания и переноса в пониженные области временными потоками вдоль вадей. Материал песчаной, алевритовой и глинистой размерности (последние две градации называются пылью) селективно захватывается ветрами локальных или региональных систем, подвергается сортировке и откладывается в виде различных эоловых форм (гл. 8), которые в совокупности образуют песчаные моря или эрги. В прилегающих районах в результате отложения
принесенной ветром пыли формируются
лёссовые покровы, В огромных пустынях с пассатными ветрами (таких, как североафриканская Сахара или пустыни Центральной Австралии) существует тесная связь между направлениями преобладающих ветров и переноса песка. Уилсон [872] считает, что около 99% всех «активных» эоловых песков находятся в эргах, имеющих площадь свыше 125 км2. На рис. 13.1 показано положение неподвижных, закрепленных или неактивных эргов, окаймляющих площади развития активных эргов. Закрепленные эрги свидетельствуют о том, что пояс пассатов был гораздо шире и ветры значительно сильнее во время широкого развития плейстоценового оледенения. Так, во время последнего оледенения зона активного дей-
171
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
ствия североафриканских пассатов распространялась далеко на юг. (Обширные площади развития плейстоценовых лессовых отложений в умеренных широтах также говорят о более сильных планетарных ветровых системах; существовавших в то время.) Подобные эрги, закрепленные и стабилизированные растительностью в зонах северных саванн [815, 813], свидетельствуют о том, что этот процесс требует длительного времени; кроме того, они дают основание ожидать, что фации эргов сохраняются в стратиграфической летописи.
136. Физические процессы и образование эргов. Выше рассматривались (гл. 8) различные типы эоловых форм и их внутренние текстуры. Здесь мы кратко остановимся на происхождении песчаных образований эргов, их соотношении с континентальными ветровыми системами. Рассмотрим карту Северной Африки, приведенную на рис. 13.2. Метеорологические наблюдения позволяют рассчитать результирующие на-
Рис. 13.1. Карта, иллюстрирующая положение основных активных (современных) и неактивных (четвертичных) эргов. 1 - активные эрги; 2-неподвижные эрги; 3-упрощенный рисунок преобладающих ветров, 4-изогиета 15 см [302, 176].
правления ветров во время песчаных бурь. Эти данные в комплексе с наземными наблюдениями и наблюдениями со спутников за ориентировкой барханных и продольных (копьевидных) дюн и эрозионных линейных форм (ярдангов) позволяют закартировать распределение перемещений песка [569, 530, 529, 556]. В идеале такая карта переноса песка, отражающая результирующие направления в виде линий течения и результирующие величины интенсивности переноса в виде контуров, должна соответствовать карте направлений ветров и распределения давлений. Но доступная в настоящее время информация не позволяет решить эти задачи. Карты переноса песка также близки к картам дренажных систем в том смысле, что они показывают границы разных «дренажных» бассейнов: пики располагаются в постоянных областях высоких давлений, а понижения - между ними. В отличие от водной дренажной системы здесь почти нет прямой связи между рельефом и течениями песка, так как ветер может проходить выше подобных препятствий.
Линии переноса на рис. 13.2 тянутся от эрга к эргу, что говорит о больших расстояниях транспортировки под воздействием ветров и, следовательно, о длительном времени действия процессов эоловой абразии и транспортировки. Доказательства транс-
172
Часть 3
портировки материала от эрга к эргу дают космические снимки, на которых между эргами видны линейные следы эоловой коррозии, параллельные линиям транспортировки песка [529]. В целом карта показывает, что все линии переноса песка возникают внутри самой пустыни, образуя крупную круговую ячейку с движением по часовой стрелке, в первом приближении соответствующую субтропической зоне высоких давлений Обратите внимание на то, что все линии переноса песка в конечном счете ведут к морю. Действительно, огромное перо сахарской пыли простирается на тысячи километров в Атлантический океан, обусловливая постоянный дождь тонкозернистых (от алевритовых до глинистых) частиц в глубины океана.
Другой поразительный пример ориентировки пустынных дюн в соответствии с направлением пассатов отмечается в огромных эргах Центральной Австралии, где мигрирующая область высоких давлений является основным контролирующим фактором движения песка против часовой стрелки, вдоль системы продольных дюн [127]. Рисунок течений песка здесь гораздо проще, чем в Северной Африке, так как он не нарушается влиянием рельефа.
Отдельные эрги приурочиваются к бас-
сейнам вне зависимости от их" абсолютных отметок, но их распространение ограничивается любым сильно выраженным перегибом рельефа Эрги могут образовываться только в тех случаях, если, во-первых, велик объем переносимого ветром твердого материала, а во-вторых, происходит или уменьшение скорости ветра, или столкновение ветров разных направлений. Они могут образовываться в центрах переноса песка, в местах понижения интенсивности транспортировки песка и в локальных участках, обусловленных рельефом. Отложение и дефляция контролируются не только региональной системой ветров, но также опосредованно иерархией форм (гл. 8) поверхности эрга [869].
13в. Современные пустынные фации. Хотя мы и располагаем некоторыми данными о внутренних текстурах эоловых дюн (гл. 8), о текстурах песчаных тел драа и эргов практически ничего не известно. Миграция дюн и драа в песчаных пустынях обусловливает
Рис. 13.2. Карта транспортировки песка в Сахаре [869], пояснения см. в тексте. J-пики; 2-участки пониженных значений; 3-линии перемещения песка, 4 -эрги.
IZ31
И3 •«
173
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
образование целой иерархии косослоистых при незначительном уменьшении скорости
серий и границ их разделов [128] Миграция ветра на подветренной стороне небольших
дюн приводит к образованию крупных ко- неровностей поверхности; в них отмечаются
сослоистых серий, разделенных поверхно- пологие эрозионные поверхности, остатки
стями срезания (рис. 13.3), которые слегка ряби и остаточный гравий.
наклонены по ветру или навстречу ветру. Во многих эргах междюнньге себхи распо-
Брукфилд [128] называет их поверхностями лагаются там, где уровень грунтовых вод
второго порядка. В пределах эргов, которые пересекает междюнные понижения [302].
представляют собой надстройку и/или рас- Испарение приводит к выпадению солей
полагаются в погружающихся осадочных в виде корок и образованию желваков. Ле-
бассейнах, драа могут надвигаться друг на тучий песок, движущийся через такие увлаж-
друга; при этом сохраняются наиболее ненные участки, способствует образованию
мощные косослоистые серии между почти песков с рябью прилипания. В некоторых
горизонтальными поверхностями срезания, местах временные озера могут образовы-
называемыми Брукфилдом поверхностями ваться в междюнных пространствах после
первого порядка. Другую модель происхо- сильных ливней. Такие плайи, располагаю-
ждения этих слабонаклоненных или горизонтальных поверхностей срезания предлагает дефляционная гипотеза Стокса [793],
щиеся между неподвижными дюнами, известны вокруг озера Чад, вблизи Тимбукгу [813]. Отложения высохших пресноводных озер встречаются в пустыне Центральной
Рис. 13.3. Поверхности раздела разных порядков, наблюдающиеся в отложениях пермского эрга, Лохарбриггс, Шотландия Тектонический наклон -14° влево [128] 1 -поверхность первого порядка; 2-поверхность второго порядка; 3 - п о верхность третьего порядка.
согласно которой периоды миграции и формирования дюн с образованием косослоистых серий и поверхностей второго порядка сменяются периодами дефляции с выносом материала до уровня грунтовых вод (рис. 13.4). Формирование эрга или погружение обусловливает сохранность отложений, лежащих ниже уровня грунтовых вод Против этой гипотезы говорит отсутствие в ассоциации с поверхностями срезания цемента, или корок гипса, или каменной соли, или же текстур междюнных себх, т. е. признаков близкого расположения уровня грунтовых вод.
Интересное исследование эрга Великих песчаных дюн в Долине монументов, Колорадо [283], показало, что полого накло-
ненный песчаный покров о т в е ч а е т пере-
ходным фациям между нормальными эоловыми дюнами и неэоловыми отложениями (рис 13.5). Эти отложения образуются
(г)
^ Уровень грунтовых вод
Поверхность срезания 2
(д}
Рис. 13.4. Иллюстрация к гипотезе Стокса, объясняющей образование многочисленных поверхностей срезания в эоловых песчаниках. Механизм связан с периодическим относительным поднятием грунтовых вод (возможно, в результате общего понижения) и последующей дефляцией, в результате которой песок удаляется до уровня грунтовых вод Затем происходит новое формирование песчаных образований и дальнейшее повторение этих циклов [793].
174
Часть 3
Австралии. Соленость этих озер значитель- пространствах, что приводит к формирова-
но повысилась около 25 ООО лет назад в свя- нию сложных стратиграфических разрезов
зи с засушливостью климата, о чем свиде- [815].
тельствует отложение гипса совместно
с глинами Полное пересыхание озер ведет 13г. Древние пустынные фации. Задача иден-
к переработке ветром тонкопорошкового тификации пород эолового происхождения
гипса и глин с образованием эллиптических очень важна; при этом выводы должны
«лунетт», наблюдающихся в настоящее вре- быть достаточно обоснованны. В последнее
мя на подветренных сторонах озер. Затем на время было проведено много исследований,
дно озер надвигались продольные дюны показавших значение крупных косо-
[111]. В краевых частях эргов часто сохра- слоистых серий с углом наклона, отвечаю-
няется интересное переслаивание эоловых
отложений междюнных пространств и во-
дных отложений вадей.
Вертикальные серии перемежающихся эо- Рнс. 13.5. Разрезы отложений предположительловых и неэоловых фаций образуются но краевых частей эргов, б-фации, образованные
в пределах неактивных эргов, когда дюны и драа разрушаются по краям в результате врезания аллювиального конуса. Дюнные псски переоткладываются в междюнных
сменяющими друг друга водными и эоловыми отложениями, формирование таких фаций возможно вблизи водного потока или системы вадей; в-эоловые фации краевой части песчаного шлейфа эрга [283]
Полого наклоненный песчам ый покров (шлейф эрга)
Ветер Вода
Крупномасштабная косая слоистость дюны или драа
Сложное переслаивание отложений с ударной "баллистической" рябью, гребнями. Дефляционными впадинами и остаточным гравием, характерны эрозионные поверхности
175
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
щим углу покоя песка, для диагностики эоловых дюн. Но основываться только на этом признаке тоже опасно, так как в настоящее время известны примеры подобных
Рис. 13,6. Палеогеографическая реконструкция (а), обобщенный сводный разрез (б) и геологическим профильный разрез (в) нижнепермских эргов, которые обрамляли цехштейновое плайяозеро Северо-Восточной Европы Эоловые песчаники являются важным резервуаром для газовых месторождений британского и датского секторов Северного моря Цифры на карте указывают мощность отложений в метрах, общая мощность сводного разреза около 300 м 1 -континентальные терригенные отложения, 2-галит, 3-гипсы и ангидриты; 4-поднятые участки суши; 5-морские эвапориты; б-пустынное озеро; 7-внутриконтинентальная себха, 8-переслаивание обложений эоловых и вади, 9-вади, 10-переслаивание отложений эоловых и вади; 11 -подстилающие отложения; 12-эоловые пески, /3-рябь адгезии; /4-флювиальные пески и загнутые пластинки полигонов усыхания («иловые кудри»); 15- конгломераты, 16 - алевролиты, 17-ангидрит, /S-доломит.
серий в аллювиальных песчаных образованиях [545].
Имеется очень мало детальных региональных работ по изучению древних предположительно эоловых отложений в стратиграфическом разрезе [701, 845, 556]. Одним из наиболее известных примеров являются пермские песчаники (красный лежень) южной части бассейна Северного моря (рис 13.6), к которым приурочены крупные газовые месторождения в британском и датском секторах. Детальный каротаж скважин показал существование сложного песчаного тела ископаемого эрга с мощностью отложений до 500 м, в нем выделяются краевые фации, представленные отложениями вадей, и фации центральных частей, представленные озерными глинами и эвапоритами плай Косослоистые серии (мощностью до 5 м) разделяются горизонтальными или слегка наклонными поверхностями срезания. Внутри каждой серии отмечается постепенное закономерное изменение снизу вверх от субгоризонтальных тонкослоистых серий
З14 З'5
EZI
л д л [ 17
TTI18
(б)
176
Часть 3
к более мощным крутонаклонным (20-27°) Это может отвечать переходу от крутой обваливающейся стороны поперечной дюны к горизонтальным слоистым отложениям междюнных пространств и дюнного основания. Поверхности срезания, по-видимому, отвечают поверхностям второго порядка Брукфилда [128]. Изучение региональных палеотечений показало, что пермские песчаники образовались в результате действия северо-восточных ветров. В разрезе песчаников эрга встречаются тонкие прослои, относящиеся к флювиальным фациям вадей, междюнные эвапориты и рябь прилипания Эти прослои значительно менее проницаемые и менее пористые, чем преобладающие эоловые песчаники, и нарушают пути миграции углеводородов. Красный цвет древних дюнных песков является следствием раннедиагенетического разложения железомагнезиальных минералов (гл 28).
Знание того, что расположение и строение современных эргов континентальных областей регулируются системой ветров, позволяет надеяться, что отложения ископаемых эргов могут быть использованы для воссоздания системы древних ветров. Значительные успехи в этой области были сделаны в последние годы [83].
13д. Выводы. Основные песчаные пустыни мира включают ряд отдельных эргов. В каждой пустыне перенос песка в эргах и между ними осуществляется в соответствии с преобладающим направлением ветров, В эргах формируется ряд форм рельефа-от мелкой ряби до гигантских драа Миграция дюн
и драа отмечается в песчаных отложениях, несмотря на разницу в иерархии этих форм и последующее срезание и выравнивание поверхности Монотонность ландшафта эргов нарушается междюнными себхами, где имеются локальные водоемы, а на краях эргов-эфемерными водотоками и поясом конусов выноса вади. Отложения ископаемых эргов-преимущественно песчаники с крупномасштабной косой слоистостью, перемежающиеся местами с водными отложениями и маломощными фациями себхи.
Эти особенности эоловых песчаников могут иметь важное значение для их характеристики как резервуаров нефти и газа.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Кук и Уоррен [170] дали хорошее обобщение многих особенностей геоморфологии и седиментологии пустынь Гленни [302] сконцентрировал внимание на осадочных фациях и привел много прекрасных фотографий. Полезна также работа Бигареллы [82] Работа Мак-Ки [556] представляет собой современную сводку великолепных, в том числе цветных, космических снимков особенностей эргов и показывает многие аспекты современной и древней седиментации на эргах. Безусловно, можно рекомендовать изящные работы по эргам Уилсона [869, 872], советуем читателю ознакомиться с работами Менге и Канона [530], Менге [529] и Мак-Ки [556] по интерпретации французских метеорологических данных для использования космических изображений при интерпретации форм рельефа Детальные ландшафтные описания эргов и их осмысливание западными путешественниками даны Бэгнольдом [37],Томасом [821] иТесиджером [818].
14
Конусы выноса
14а. Введение. Конусы выноса представляют собой локальные и сравнительно небольшие скопления осадков (рис. 14.1), образовавшиеся при аккумуляции осадков крупных потоков, изливающихся из водосборных площадей на какую-либо понижен-
ную поверхность. Они могут формироваться вдоль линейного фронта гор, вдоль бортов главных долин, по окраинам материковых ледников В геологическом отношении для образования таких конусов наиболее благоприятны седиментационные
177
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
бассейны, ограниченные разломами, где по сегменты средней части конуса (mid-fan линиям нарушений периодически происхо- lobes), д) внутренние сегменты и межрусдят опускания, следствием чего является со- ловые пространства; в) дисталъный веер хранение осадков этих конусов (рис. 14.2). (apron) Как будет показано ниже, в каждом
Сухие конусы выноса о б р а з у ю т с я в семиа- из этих элементов образуются специфичеридном климате, где водный поток на ские элементарные фации. В пределах поверхности конуса является эфемерным увлажненных конусов выноса при движении и где главное значение в транспортировке от вершины к устью наблюдается смена обломочного материала имеют грязека- грубообломочного аллювия разветвленных менные потоки по склонам. Увлажненные конусы выноса образуются в результате действия постоянного потока, главным агентом транспортировки и отложения осадков здесь является водный поток1 Некоторые слабонаклоненные влажные конусы выноса в отличие от сухих занимают очень большие площади. Примером может служить конус или дельта реки Коси в Пакистане (гл. 15)
В состав сухого конуса выноса входят следующие выраженные в рельефе элементы
(рис. 14.3): а) исходная долина в горах
(rockhead valley), б) верховая ложбина или
каньон истоков конуса (fanhead canyon,
trench); в) русла или каналы (fan channels), г)
р Колорадо
ю:
р Коси
= 10
•
Ф Г • • • •t
Рис. 14.2, Типичная ассоциация фаций конусов выноса, связанных с конседиментационными разломами, ограничивающими бассейн осадконакопления. а-третичные отложения конуса выноса, примыкающие к разломам со смещением по простиранию Калифорния [365], б-образование обширного выхода фаций конусов выноса в условиях смещения по системе параллельных разломов растяжения Пермотриасовые отложения Гебридского бассейна, Шотландия 1 -область фундамента-источник сноса; 2 -отложения конусов выноса, 3 -прочие отложения [785],
1
ю
IO3
Лшиа конуса выноса км
Рнс. 14.1. Размеры современных конусов выноса в семиаридной и аридной климатических зонах
[365]
русел более тонким аллювием меандрирующих русел, а затем краевыми осадками половодий и разливов. В данной главе будут рассмотрены в основном сухие конусы выноса (описание увлажненных конусов см. в гл. 15 и 17).
1 «Сухие» конусы выноса, видимо, представляют собой коллювиально-делювиальные и частично пролювиальные, а «увлажненные» -пролювиальные и частично аллювиально-дельтовые образования, причем дельты эти внутренние или континентальные, т е развиваются при впадении притока в основную реку, реки в озеро и т Д-Прим. ред.
12-91
!46. Физические процессы. Форма конуса выноса определяется реакцией осадконакопления на растекание потока после его выхода из врезанного русла на плоскую поверхность. Можно провести аналогию с подводным конусом выноса у устья подводного каньона (гл. 25) и с системой рукавов и свя-
178
Часть 3
К ВО/Ю(-ООр1ГОМу б л . с с н н у
Верховая
JIUAUHIW
/ /Ак*типнаIн
Konvc,: Ьроисннын J ссгмсит
Точка сочлсисния Ссгменг
Профиль верхопой южбины
Рис. 14.3. Типичные элементы морфологии современных семиаридных конусов выноса [365]
занных с ними подводных отмелей выноса в дельтах крупных рек (гл. 19) В последние годы было установлено, что верховая ложбина (каньон) конуса выноса является существенной особенностью, наличие или отсутствие которой контролирует характер и распределение осадков конуса выноса Эта ложбина может образоваться в результате тектонического поднятия, компенсирующего чрезмерное накопление осадков на основной части конуса. Лабораторные эксперименты с увлажненными конусами (Уивер см. [725]) показали, что, если ложбина в головной части прорезала уровень базиса эрозии области сноса, конус выноса срезается эрозией При этом аллювий из долин области сноса выбрасывается, и на склонах долин появляются террасы. Возросшее количество осадков ускоряет заполнение верховой ложбины конуса, а это в свою очередь повышает базис эрозии.
Образование верховых ложбин, смена русел и закупоривание русел обломочным материалом приводят к образованию сегментов конуса и формированию составных конусов выноса (рис. 14.3, 14.4). Во многих случаях область осадконакопления смещается по поверхности конуса, а большие его площади не покрываются осадками, подвергаясь действию выветривания и почвообразования. Цикличность осадкообразования и эрозии на конусах выноса может быть также обусловлена климатическими изменениями, как можно видеть при изучении многих четвертичных образований [813, 814]. Поэтому осадочные циклы в пределах конусов выноса нужно интерпретировать с осторожностью. Основные фазы накопления материала в нижней части конуса могут совпадать с размывом его на вершине. При
этом количество отложившегося материала определяется соотношением между объемом выпавших на месте метеорных осадков и объемом способного к переносу обломочного материала, который к этому моменту накопился в горной области водосбора. Поэтому иногда сильные дожди приводят к выносу небольшого количества материала, в то время как в других случаях вынос очень велик. Количество подготовленного «высвободившегося» материала, скопившегося в водосборной области, можно рассма-
т р и в а т ь как геоморфологический порог, ко-
торый нужно преодолеть для того, чтобы началось существенное осадконакопление в нижней части конуса выноса [725].
14в. Современные фации. Исследования современных отложений конусов выноса выявили ряд особенностей общего строения их отложений. Как правило, наблюдается снижение среднего диаметра частиц осадков вниз по уклону конуса, а также уменьшение мощности слоев и глубины каналов; одновременно возрастает сортировка в том же направлении [66, 86, 131, 207]. Поскольку материал в сухих конусах выноса переносит-
Фронт гор
Рис. 14.4. Схема образования последовательности вторичных конусов выноса в результате образования верховой ложбины и переработки первичного конуса [207].
179
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
ми межрусловыми возвышениями, а на "низ-
менном окаймлении конуса - разливами
в затопляемых низинах. В верхней части ко-
нуса выноса, где отлагаются грубообло-
мочные осадки, значительная часть воды
может просачиваться в подповерхностные
горизонты, а открытые поровые простран-
ства в галечном «скелете» могут заполнять-
ся глинистыми частицами обломочного
происхождения [378]. Такие галечники
с внесенной глиной получили название си-
товых отложений (см. т а к ж е гл. 28).
Отложения исходной горной долины
(rockhead valley) и верховой ложбины пред-
ставлены локальными скоплениями слабо
сортированного угловатого крупного галеч-
ника, в котором связующим материалом
служит песок или основная масса мелкозе-
ма Слоистость выражена слабо. Отложение
обусловлено осыпями, течением коллю-
виальных масс и перемещением обломочно-
го материала в русле. Глубина верховых
ложбин конусов выноса колеблется от не-
скольких метров до нескольких десятков ме-
Рис. 14.5. Схематические разрезы через конусы выноса, образовавшиеся в результате, а) реакции порогового типа, такой, как разрушение и изменение активности сегментов, б) реакции на изменение климата, в результате которой периодически прекращается формирование всей поверхности конуса выноса
тров. В месте сочленения верховой ложбины с общей поверхностью конуса выноса [378] поток, заключенный в ней, распадается на разветвляющуюся систему мелких русел с медленным течением. Основное осадконакопление на конусе происходит ниже точки
ся на небольшое расстояние (рис. 14.1), заметных изменений формы зерен вниз по уклону не отмечается. Некоторые из этих особенностей объясняются значительными изменениями механизма движения потока. Так, сказывается смена (в сухих конусах) склоновых грязекаменных потоков активными русловыми потоками, разделенны-
причленения. В средней части конуса присутствуют осадки и грязекаменных оползаний, и водные отложения. Первые представляют собой пальцеобразно переслаивающиеся тонкие прослойки, нижние контакты которых либо не несут признаков размыва, либо заполняют выработанные водными потоками ложбины (рис. 14.6). У водных отложений нижний контакт-с размывом; они
залегают в русловых врезах и обладают
слоистостью, связанной с перемещением
донных форм или движением влекомых на-
Рнс. 14.6. Разрез через слившиеся конусы выноса четвертичного возраста («альпийского» типа) Видно сложное переслаивание водных и склоновых отложений 1 - грязекаменные склоновые потоки, 2-водные потоки [850]
носов. Уменьшение крупности зерен вверх по разрезу указывает на падение транспортирующей способности потока во время паводка. В некоторых частях средней зоны ко-
Кочшовий и почвы
180
Часть 3
нусов выноса, где периодически отсутствовало осадконакопление, могут развиваться почвенные горизонты. С приближением к окаймляющим конусы затопляемым низинам сеть русел на поверхности постепенно исчезает. Здесь могут присутствовать маломощные слои отложений половодий, развитые на большой площади. Они переслаиваются с озерными или пойменными фациями, окаймляющими массив конуса выноса. Попытки стратиграфического расчленения разрезов осадочных отложений конусов выноса, образовавшихся за некоторый отрезок времени, в основном базируются на гипотетических представлениях о продвижении или сокращении всей системы конусов [365] Как можно предполагать, наступающий конус формирует мощные разрезы, в которых снизу вверх увеличивается крупность материала. Продвижение может быть связано с усилением тектонических движений в области питания (рис. 14.7) или с возрастанием увлажненности климата, что приводит к увеличению жидкого стока
и скорости транспортировки осадков. Отступающая система конуса выноса должна образовать разрез, где крупность зерен вверх по разрезу уменьшается. Если конус образуется впервые вдоль нового уступа и сбросового эскарпа, он также должен дать начало разрезу, в котором крупность отложений возрастает вверх. Аналогичный результат получится, если будет расти активный вторичный конус вследствие глубокого врезания верховой ложбины.
14г. Древние фации конусов выноса. Мощные грубозернистые угленосные отложения стефанского возраста в Кантабрийских горах (северная Испания), по мнению Хьюорда [364, 365], образовались в результате продвижения небольших конусов в озерных условиях (рис. 14.8). Предполагается, что в условиях тропического климата с выраженной
Горы
1 '-ЯВДфед ДОрОДиИ
Конусы выноса
ктивные ^ прорезанные ложбинами
сегменты конуса
Активный сегмент
Рис. 14.8. Упрощенная модель осадкообразования на конусах выноса в стефанских (пенсильванских) угленосных отложениях северной Испании. Обратите внимание на заселение брошенных сегментов растительностью Вертикальные разрезы месторождений подтверждают периодическое продвижение конусов выноса и их остановки в результате сочетания движения по разломам и перемещений сегментов [365]
Рис. 14.7. Карта и схематические разрезы (последние-вне масштаба) Долины Смерти в Калифорнии. Показано формирование конусов выноса как реакции на вертикальные тектонические перемещения. Крупные конусы иа западе в основном неактивны и сильно изрезаны в результате относительного поднятия, на востоке конусы выноса невелики и испытывают сокращение из-за преобладания относительных опусканий [379]
сезонностью растительность имела возможность заселять поверхность заброшенных сегментов конуса: в его краевых частях пласты угля достигают мощности 20 м. Хьюорд приводит данные об общих изменениях обстановки осадконакопления в пределах конуса выноса-от склоновых масс к русловым потокам и от них к отложениям разливов.
181
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
Очень тщательные исследования изменений размера обломков и вертикальной смены фаций в связи с дизъюнктивными дислокациями по окраинам бассейнов проведены для фаций конусов выноса нового красного песчаника на Гебридских островах, Шотландия [787, 785], и для триасовых отложений Южного Уэльса [87].
14д. Выводы. Конусы выноса представляют собой широко распространенные формы рельефа, легко Переходящие в ископаемое состояние по окраинам бассейнов, опускающихся по системе сбросов, и в грабенах. Морфология конусов выноса определяется процессами продвижения или отступания под действием периодических колебаний тектонического режима, климата и развития морфологических уступов рельефа. Процессы осадкообразования на активных сегментах конуса зависят от нерусловых грязекаменных и русловых потоков. Внутренняя
стратиграфия отложений конусов определяется процессами перемещения осадкообразования от его внутренней части к внешней окраине и циклическими колебаниями перечисленных выше факторов.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Лучшим обзором по осадкообразованию на конусах выноса (с широким охватом библиографии) является работа Хьюорда [365], обобщившего огромный литературный материал, в результате он свел его к набору моделей, представляющих интерес для геологов, занимающихся древними фациями конусов выноса Другая полезная обзорная работа-[131] Механизмы осадконакопления в современных конусах выноса обсуждаюгся в pa6oie [378] Механизм перемещения склоновых потоков обломочных масс в конусах выноса описан в гл 7. Концепция морфологических порогов рельефа применительно к конусам выноса разобрана в работах [724, 725]
15
Речные долины
15а. Введение. Реки являются связующим звеном между областями мобилизации осадков на водосборных площадях и областями осадконакопления в прибрежных зонах Многие великие прибрежные низменности располагаются в областях земной коры, подверженных опусканию; поэтому аллювий может сохраняться в стратиграфическом разрезе. Другая важная обстановка осадконакопления-водосборы, где могут формироваться внутренние конусы выноса в устьях рек.
Главные составные части аллювиальной обстановки -русла и поймы, между которыми располагается переходная зона прирусловых валов и проток, представляющих собой пути, по которым идут паводковые воды. Русла на разных своих отрезках могут быть меандрирующими или разветвленными со всеми переходами между ними. В руслах переносится более грубый песчаный или
галечный материал в составе донных форм, распространение которых ограничено бортами русла. На поймы в периоды паводков, превышающих меженный уровень, поступает тонкий материал алевритовой и глинистой размерностей.
Колебания уровня моря в четвертичную эпоху и климатические изменения обусловили сложную реакцию приспособления речных систем, включающую циклы врезаний-расширений, колебаний количества влекомых наносов и изменений морфологии русла.
Такие изменения, дающие ценную информацию по динамике речных систем, в то же время, словно сговорившись, мешают образованию «нормального» стратиграфического разреза в бассейнах осадконакопления, который мог бы образоваться в те геологические эпохи, когда отсутствовали шапки оледенений.
182
Часть 3
156. Физические процессы. Прямые русла, где тальвег меандрирует между береговыми отмелями (рис. 15 1), в природе встречаются редко. Лабораторные эксперименты показывают, что такие русла часто подвергаются преобразованиям (полезную дискуссию см 1 в работе [135]) и начинают меандрировать Однако, если борта русла сложены очень вязкой глиной, оно может сохранять прямолинейность, как это наблюдается в низовьях реки Миссисипи (рис. 15.2 и гл 19). Лабораторные и полевые данные показывают, что прямые русла стремятся образоваться при малых уклонах (рис. 15 2)
Меандрирующие русла всегда манили к себе исследователей Суммарный шаг меандры, A.m, и ширина русла, w обнаруживают почти прямую зависимость друг от друга, выражаемую как
Im
I • S Gл1,3
о 1,2 S 1,1
Меандрирующее\ русло
Разветвленное
1.0-
W русло
Прямое русю
0
0.4
(б)
2,5
0.8 1,2
Уклон, %
1,6
2,0
I 2,0
о п
s 1,5
Xm = 10,9w1,01
(стандартная ошибка ^0,3 логарифмической единицы)
1,0
(15.1)
0,4
0,8
1,2
1,6
2,0
Уклон долины ( х IO4)
Поскольку размеры русла таковы, что они Рис. 15.2. а-взаимосвязь уклонов долины и издолжны обеспечить пропуск обычных па- вилистости по экспериментальным данным,
водков, не вызывает удивления наличие связи Xm и среднего годового стока Q-
^m= 106(50-46
б - взаимосвязь уклонов долины и извилистости по полевым наблюдениям Река Миссисипи между Каиром, шт. Иллинойс, и Хед-оф-Пассис} шт. Луизиана Оба примера взяты из работы [628] Возможна неопределенность из-за выбора
(стандартная ошибка а: 0,05 логарифмической единицы) наилучшей кривой на графике
(15 2) Единицы в формуле (15.2) даны в системе
(б)
>(/у 0 / J J
британского стандарта [142].
Динамика меандрирующего русла (при-
ложение 15.1) приводит к процессу эрозии на
выпуклой (наружной) и к аккумуляции на
вогнутой (внутренней) части меандры. Эро-
зия на подрезаемом борту зависит от строе-
>
ния берега и свойств слагающего его материала, от того, какие породы слагают борт: рыхлые, прочные или их чередование. Подрезание берега рекой ведет к обрушению вдоль трещин, образующихся при усадке грунтов. Глинистые берега обрушиваются по оползням с вращением. В обоих случаях отрыв и падение происходят в период спада
паводка в связи с изменением уровня грун-
Рис. 15.1. Схемы трех основных типов речных русел и их сочетаний а-прямое русло с боковыми прирусловыми валами; б-извилистое русло с изолированными «точечными» отмелями; в-разветвленное русло с осередками, г-разветвляющееся русло, д - расчлененное русло; е - про-
товых вод и снижением давления в порах На внутренней стороне меандр, на при-
русловой отмели происходит боковое отложение осадков как прямое следствие действия системы поверхностных и придонных
точное русло
циркуляционных течений, которые обра-
183
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
Падение придонного напряжения сдвига
вверх по косе
комых наносов зависит от баланса действующих на них сил трения, напора жидкости и гравитации. Для постоянного однородного потока суммарная доля переносимого к внутренней стороне изгиба материала равна нулю, иначе не может формироваться постоянная поверхность дна. Чтобы сбалансировать перенос материала внутри русла, поток формирует склон береговой отмели Это поверхность косы, где зерна перемещаются параллельно усредненному направлению течения вдоль «контуров» поверхности береговой косы [17, 116, 117] Глубины потока в поперечном разрезе береговой отмели рассчитываются по формуле
1L t g a
h
Ш 3 IZl4 Q s
Рис. 15.3. Схема циркуляционной системы течений в пределах излучины меандры, баланса сил, действующих на осадочные зерна, латеральных изменений размера зерен и характера донных форм Пунктирной линией обозначены пути перемещения транспортируемых зерен осадка 1 -косая слойчатость, 2-косая слоистость, 3-размер зерен, 4-линии тока, 5-линии постоянных значений придонного напряжения сдвига [16]
.У = .Углах
(15.4)
где rt-радиус кривой тальвега (глубина которого ушах), a tga-динамический коэффи-
зуются при прохождении потока через излучину русла (рис 15.3 и 15.5, приложение 151). Благодаря этому течению векторы придонного напряжения сдвига отклоняются под небольшим углом 5 от среднего направления потока (рис. 15.4), так что зерна, находящиеся вблизи дна, стремятся переместиться в сторону внутреннего берега. Угол отклонения 5 мал. По теоретическим и экспериментальным данным [693]
tg8 = - ^ ,
Г
0 5 3)
где у-глубина потока в данном месте, г - радиус меандры в данной точке Фактическая траектория перемещения зерен вле-
Поверхность воды
Рис. 15.5. Векторы скорости течения, замеренные на двух изгибах реки Уобаш, шт Иллинойс (см фото 5) Видны поверхностные и придонные составляющие циркуляционной системы течений потока, i-придонная скорость, 2-приповерхностная скорость [414].
циент трения. Размер зерен d в поперечном направлении на прирусловой отмели изменяется следующим образом:
Рис. 15.4. Диаграмма определения направления d= , 3 \ ,
потока в излучине открытого русла [116].
2tg a Дст '
(15.5)
184
Часть 3
где т-придонное напряжение сдвига, Дет-разница в плотности между кварцем и водой. Следовательно, при условии, что присутствует достаточно разнообразный по величине комплекс зерен, изменения d будут прямо связаны с колебаниями придонного напряжения сдвига вдоль косы; происходит общее уменьшение крупности в направлении от головной к хвостовой части косы. Колебания придонного напряжения сдвига приводят, кроме того, к развитию отчетливо выраженных серий донных форм на поверхности косы. Наиболее распространены рябь течения, гряды и бары.
Следы миграции меандр (рис. 15 6) можно изучать на аэрофотоснимках, поскольку после перемещения меандр остаются признаки прежнего, положения в виде заболоченных понижений и валов. Периодическое причленение осадков к косам или распластывание потока ниже по течению приводят к образованию прирусловых валов меандры ([366, 602]; см. фото 4), которые в конце концов сливаются в единый вогнутый вал внутри излучины меандры. Периодические прорывы приводят к тому, что цикл образования меандр возобновляется, сохраняя не слишком отчетливую тенден-
цию к образованию более крутых изгибов [366] (рис. 15 6) Длительное существование меандрирующей реки на какой-либо площади приводит к образованию пояса меандри-
рования.
Динамика ветвящихся русел сложнее, чем меандрирующих. Во время паводка в относительно слабо изогнутых отрезках русла образуются внутри русло вые донные формы, мигрирующие вниз по течению [160]. Спад уровня приводит к распаду донных форм и появлению разветвленного русла. На стадии спада происходит частичный размыв донных форм, взаимное их наложение и в ограниченном масштабе их боковое прислонение и слияние, когда боковые протоки огибают острова-осередки, а при впадении в более глубокие части русел формируют в них свои отмели выноса, покрытые грядовыми донными формами [770, 771]. Изучение ветвящихся русел проводилось в основном в межень, поэтому представле-
Рнс. 15.6. Схематическое изображение смещения меандр по данным, полученным на реке Биттон, провинция Британская Колумбия [366]
^
Направление действия сил, (6J
Направление прирусловых валов
вызывающих смешение русла
(в)
(г)
185
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
ния о циклах эрозии и аккумуляции при спадах и подъемах уровня пока довольно поверхностные.
Причины разветвленное™ или меандрирования русел остаются неясными Хорошо известна зависимость разветвленности от уклонов (рис. 15.2), однако она не может дать всеобъемлющее объяснение, поскольку на меандрирующий или ветвящийся тип русла оказывают влияние устойчивость берегов, изменчивость расходов воды и твердого стока Устойчивые берега, естественно, слагаются более прочно связанными отложениями, например глинами или глинистыми алевритами, а не песками Если река несет большое количество тонких взвесей, то и пойма должна содержать в основном тонкие осадки Определив параметр М, выражающий количество алевритово-глинистых наносов в поперечном сечении русла, Шумм [718, 719] показал, что для рек Великих равнин (США) характерна высокая степень корреляции между M, с одной стороны, и отношением ширины к глубине (w . у) и извилистостью (Р)-с другой*
первоначального паводка могут проникнуть на поверхность поймы через ложбину прорыва, прорезающую прирусловой вал (рис. 15.7), или залить всю затопляемую часть поймы сплошным покровом. Снижение скорости течения этого паводкового покрова обусловливает отложение все более и более тонкого материала по мере удаления от русла. За покрытием поймы полой водой следует медленное стекание воды вниз по долине в виде тонкого покровного слоя Дополнительные выбросы воды из русла приводят к тому, что такой медленный поток становится глубже и движется быстрее Это может привести к ситуации,
W y = 255 M " 1 ' 0 8
(стандартная ошибка = 0,2 логарифмической единицы),
(15 6)
P -0,94 M + 0-25
(стандартная ошибка = 0,06 логарифмической единицы)
(15 7)
Эти уравнения показывают, что на извилистость русла решающим образом влияет характер твердого стока и, следовательно, состав бортов русла Подтверждается это и материалом по речным долинам юго-восточной Австралии [722], где в результате общего уменьшения стока за последние 15000 лет произошла смена ветвящихся и меандрирующих рек с песчаными донными наносами на меандрирующие русла, несущие взвешенные наносы. Возрастание температуры и увлажненности в послеледниковое время вызвало увеличение роста растительности и существенно снизило количество поступающих с водосборных площадей осадков.
П р о ц е с с вертикального наслаивания, иду-
щий на прирусловых валах, в рытвинах прорыва и временных пойменных водоемах, относится к числу наименее изученных. Воды
Рис. 15.7. Простые (а) и сложные (б) ложбины стока, прорезающие прирусловой вал на реке Брахмапутра, Индия. Jf-песок; 2-алевритовая глина, 3-прирусловой вал [160].
показанной на рис. 15 8, и, возможно, обусловить широкое осаждение наносов на прирусловых валах благодаря выпадению из спорадических завихрений, возникающих по краям русла [16]
Суммарное действие процессов, происходящих в половодье на меандрирующей реке, приводит к образованию аллювиального вала, состоящего из прирусловых валов и петель брошенных меандр, возвышающихся над уровнем поймы. Средняя скорость суммарного осадконакопления г на любом расстоянии z от пояса меандрирования описывается выражением
r = a(z+l)-b,
(158)
где а - максимальная суммарная скорость отложения осадков на краю пояса меандрирования,^-экспонента, описывающая ускорение, с которым снижается скорость осадконакопления по мере удаления от пояса
186
Часть 5
Скорость , м-с~1
0,30-0 350,25-0,30
0,15-0,20 <0,15
Рис. 15.8. Схема движения жидкости и распределения скорости в модели речной долины (ширина - 0,45 м) Поток движется по руслу и по примыкающей пойме [16].
меандрирования [722]. Константы в уравнении изменяются в соответствии с такими факторами, как климат, размеры реки и объем твердого стока.
Так как паводки на реках повторяются, отложившийся материал сразу же подвергается действию раннедиагенетических процессов, включая почвообразование Быстрый рост растительности в условиях гумидного климата приводит к образованию пластов торфа, разделенных тонкими прослойками нанесенных потоком глин и алевритов. И почвообразование, и торфонакопление идут активнее, если осадконакопление замедляется. Как правило, отчетливые горизонтальные прослои ископаемых
почв на активных поймах развиты слабо, так как осадконакопление там идет быстро [492].
Последней особенностью крупных преобразований речных долин является смена русла (avulsion) Это явление свойственно и меандрирующим, и разветвленным руслам рек и фиксируется на местности полосами брошенных русел на пойме. Периодичность смены русла равна примерно IO2-IO3 лет. Перестройки обычно имеют постепенный характер, но с точки зрения периода повторяемости их можно считать мгновенными Смена русла наиболее вероятна, когда аллювиальный вал достиг наибольшей высоты, поскольку процесс начинается с просачивания полой воды, которая ищет более благоприятного уклона по сравнению со старым руслом Смена русла может быть связана с высокими (редкими) паводками, но наблюдается также в тектонически активных зонах, где вертикальные движения земной коры вызывают процессы смены русла и управляют ими В этих случаях перестройка часто наблюдается вдоль понижений пойм в связи с опусканием фундамента по разломам
Рис. 15.9. Морфология разветвленного русла и поймы реки Донджек, шт. Аляска Видны различные типы отмелей и русел. Отмели преимущественно продольного типа 1 -остров (обильные заросли ели); 2-заросшая отмель (ивы, кустарник); 3-активные русла и отмели.
Ш1 Ш32 Ш3
187
Континентальное осадконакопление и фациальный анализ
15в. Фации современного равнинного аллювия. За простым делением аллювиальных долин на слабоизвилистые (ветвящиеся) русла, меандрирующие русла и поймы скрывается большое разнообразие типов фаций Рассмотрим многочисленные примеры, иллюстрирующие это разнообразие
Река Донджек, приток Юкона [867], имеет ветвящееся русло, галечный аллювий и ледниковое питание Наблюдается иерархия русел (рис 15 9), образующихся в результате миграций и заполнения брошенных русел тонкими осадками. В активной части ветвящегося русла отсутствует растительность и наблюдаются продольные донные формы, сложенные грубым материалом, и поперечные грядовые донные формы, образованные песками. Более высокие старые русла полностью или частично заросли; постоянный поток с замедленной
Рис. 15,10. Обобщенная схема фаций, образующихся при русловом процессе на реке Саскачеван, Канада. Вертикальные разрезы образовались в процессе развития песчаных площадей и отступания русел Среди фаций преобладают перекрестно-косослоистые серии, образовавшиеся при движении гряд с извилистыми гребнями, и параллельно-косослоистые серии, сформировавшиеся за счет перекатов и «песчаных волн» [141] Обратите внимание на разнообразие последовательности смены литологических типов в разрезе внутри погребенной толщи песков.
скоростью отмечается только в основных руслах На этих уровнях идет процесс вертикального заполнения, следующий за половодьем. Детальную фациальную модель грубообломочных аллювиальных отложений недавно предложил Блак [90].
Ветвящиеся русла с песчаным аллювием характерны для рек Южного Саскачевана [141], реки Платт [770] и Брахмапутры [160]. Большие площади песков, отложившихся на мелководье, в первых двух случаях образовались в расширениях русла перед перекатами. На перекатах формируются мощные серии с параллельной слоистостью, которые заметно отклоняются от главного направления потока, идущего по руслу. Главные рукава обходят эти песчаные площади В них возникают ряды с извилистой линией гребня, за счет которых образуются перекрестно-косослоистые отложения на нижних уровнях аллювиального разреза. Вертикальная фациальная последовательность может быть связана с образованием песчаных площадей или с русловыми процессами (рис 1510).
Ветвящееся русло Брахмапутры характеризуется частыми и быстрыми миграциями русла на расстояние до 1 км год~1 (рис 15.11) Наиболее существенные переформирования происходят во время спада паводка, когда осадки отлагаются на грядах в русле, обусловливая изменение направления потока в данной точке и миграцию
188
Часть 3
тальвега. На стадии подъема паводка наблюдается постепенный рост донных форм от маленьких гряд (0,3-1,5 м высотой) до огромных перекатов (высотой до 13 м) с наложенными грядами (рис. 15.12). Быстрые перемещения стержневой ложбины в таких ветвящихся руслах могут обусловить сложную картину вертикальной смены фациальных типов отложений В этих осадках должны преобладать гигантские серии слабонаклоненной косой слоистости (связанные со смещением перекатов) и ныряющие косые серии (связанные с перемещением гряд по поверхности перекатов в их нижней по течению части) В то же время быстрые боковые перемещения русла не дают сохраниться в большом количестве отложениям надпойменных водоемов с проксимальными русловыми валами и пойменными понижениями.
Последовательное «прочесывание» аллювиальной равнины и дельты ветвящимися потоками хорошо иллюстрируется на примере реки Коси в Индии (рис. 15.13) [309].
Детальные исследования были проведены на меандрирующих реках, характеризующихся преобладанием песчаных и смешанных песчано-галечных наносов (реки Эндрик [88], Уобаш [416], Саут-Эск [120, 121] и Конгари [505]). В каждой из этих меандрирующих рек классические разрезы, характеризующиеся уменьшением крупности осадков снизу вверх (рис. 15.3), которые обусловлены процессом бокового наращивания кос, формируются только в нижней
Рис. 15.11. Сопоставление четырех разрезов через две протоки реки Брахмапутра с перерывом в 11 (а) и 21 (б) месяц. Обратите внимание на преобладание эрозии. 1 - суммарная эрозия; 6-суммарная аккумуляция [160].
часта излучины, где полностью развита система циркуляционных течений (рис. 15.14 и 15.15) Был установлен тот важный факт, что разрезы, в которых осадки по направлению вверх становятся более грубыми, чаще всего формируются в верхней части кос, где циркуляционное течение возникает на изгибе потока (рис. 15.15). Такие разрезы с более грубыми осадками в верхней части имеют мало возможностей перейти в ископаемое состояние, так как при смещении меандр преобладают боковое смещение, сползание и повороты излучин (рис. 15 16), в результа-
Рвс. 15.12. Повторные батиметрические профили переката на реке Брахмапутра. Высота донной формы более J 5 м Замеры через 24 часа Мелкие гряды, наложенные на склоны, не показаны. Обратите внимание на малый уклон нижнего по течению склона переката, который говорит, что внутри его тела преобладают ныряющие серии мелкой косой слоистости, образовавшиеся при смещении мелких гряд по нижнему (по течению) склону переката [160]
•189
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
Рис. 15.13. Дельта реки Коси, шт Бихар, Индия. Цифры 1-10 указывают в хронологической последовательности на положение русла с 1730 г до настоящего времени Обратите внимание на систематическое смещение русел с востока на запад и «прочесывание» ими поверхности дельты [309]
те чего в составе кос сохраняется лишь небольшая по объему часть фаций, в верхах разреза которых преобладают грубые осадки. В пределах петли меандры наиболее типичны промежуточные циклы косовых песков, для которых характерна постоянная крупность зерен примерно на 60% мощности разреза. По поверхности кос перемещаются извилистые гряды, песчаные волны и поперечные валы (термины взяты из работы [416]), обусловливая преобладание крупной перекрестной косой слоистости, наблюдаемой в траншеях, заложенных на поверхности кос (рис. 15.15). Во многих случаях распластывание потока в нижних по течению частях излучин во время паводка приводит к формированию прирусловых валов (фото 5), которые, перемещаясь внутрь косы и против ее уклона, приводят к образованию серии параллельной косой слоистости [416]. Постоянное причленение таких валов обусловливает рельеф поверхности меандровых излучин, представленный чередованием валов и понижений. Настоящие явления отрыва потока в нижних по течению частях меандры отмечаются в небольших речных руслах (см., однако, работу
[602]), а лучше всего видны в эрозионных ложбинах приливно-отливных равнин (гл. 21) Наблюдения в траншеях, прорезавших некоторые косы реки Миссисипи, выявили хорошо развитую косую слоистость, ориентированную против течения потока, которая, очевидно, является результатом работы завихрений отрыва, направленных против основного течения. Течение может начаться на верхней поверхности косы во время максимального уровня паводка и обусловливать развитие отмелей быстротока в нижней по течению части русел с быстрым течением.
Как отмечалось выше, для формирования стратиграфического разреза современного аллювия решающее значение имели плейстоценовые колебания уровня моря и климатические изменения. Так, голоценовые разрезы аллювия, вскрытые на реке Миссисипи, позволили проследить общую тенденцию к уменьшению крупности зерна осадков вверх по разрезу и переход от аллювиальных отложений ветвящегося русла, представленных песками и галечниками, к относительно тонким осадкам пояса меандрирования и поймы (рис. 15 17). Эти вертикальные изменения обусловлены подъемом уровня моря, вызванным отступанием и постепенным исчезновением покровов материкового льда и поступлением более грубых осадков.
В заключение рассмотрим кратко
Течение . — >
50 м
Рис. 15.14. Распределение размеров зерен вдоль меандры на реке Саут-Эск в Шотландии. На косе внутреннего берега видно уменьшение крупности обломков по изгибу косы вниз по течению и увеличение крупности против течения. 1 -гравий; 2-очень крупный песок; 3-крупнозернистый песок; 4-среднезернистый песок; J-тонкозернистый песок [120].
190
Часть 3
главные факторы, контролирующие строение и стратиграфию аллювия Относительная насыщенность разреза русловыми песчанымй осадками и их взаимосвязь друг с другом будут зависеть от.
а) частоты миграций и перемен русла; б) скорости аккумуляции пойменных осадков, которая уравновешивает тектонические опускания; в) отношения ширины пояса русловых блужданий к ширине поймы. Моделирование поведения русла на ЭВМ [122], при котором были введены соответствующие поправки на уплотнение осадков и тектонические движения, позволяет преодолеть некоторые трудности, связанные с четвертичными колебаниями уровня океана и климатическими осцилляциями, упоминавшимися выше. Аллювиальный разрез, полученный с помощью этой методики, может служить неплохим подспорьем при интерпретации погребенного аллювия на нефтяных месторождениях, где пористые и проницаемые русловые отложения заключены в «основную массу» непроницаемых
тонкозернистых осадков пойменного происхождения.
15г. Древние фации аллювиальных равнин. Первым этапом исследования является выделение древнего аллювия и его разделение на русловые и пойменные фации. Для того чтобы выяснить различия между русловым аллювием меандрирующих и ветвящихся русел, необходимо располагать рядом критериев; этот процесс сильно облегчают хорошие, желательно трехмерные обнажения
В береговых обрывах формации Скалби в Йоркшире, Англия [600, 601], в качестве
Рис. 15.15. Колонки, обобщающие вертикальные разрезы по данным выработок а - з о н а полностью развитого потока Обратите внимание на снижение скорости вверх по разрезу, б-область переходного потока (слабое увеличение крупности), в-зона промежуточного потока Река Уобаш, США I -перекрестная косая слоистость, 2 - однонаправленная косая слоистость, 3 - мелкая косая слоистость [416] См также рис 15 16 и фото 5
Размер зерен , ф
•191
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
Расширение
Смещение Смещение с поворотом
•2
Расширение + смещение Расширение с поворотом + смещение
Рис. 15.16. Идеализированная схема условий сохранения фаций осадконакопления при миграции умеренно изогнутых петель меандр (см также рис 1515). J -переходные фации; 2-промежуточные фации, 3-полностью развитые фации [416].
Рис. 15.17. Блок-диаграмма, иллюстрирующая позднеплейстоценовую и новейшую историю реки Миссисипи, а -позднеплейстоценовое врезание до отметки - 130 от уровня моря Река имеет разветвленное русло, гравийные наносы, сток в Мексиканский залив и высокие берега долины, б-расширение долины в голоцене Отметка русла — 30 м, e-голоценовое расширение русла при отметке - 6 м; г-современное меандрирующее русло реки Миссисипи Пески, алевриты и глины Обратите внимание на уменьшение размеров зерен вверх по разрезу [261]
отложений ветвящихся русел, вероятно аналогичных некоторым разновидностям отложений русла реки Брахмапутра, рассматривается базальный пласт песчаников, имеющий региональное развитие. В нем отмечаются крупные серии перекрестной слоистости мощностью до 8 м. Эти отложения перекрыты прекрасно сохранившимися отложениями пояса меандрирования, в которых видны взаимно переслаивающиеся осадки излучин меандр (рис. 15.18). В пределах отдельных серий аллювиального вертикального наслаивания присутствуют многочисленные тонкие алевритистые аргиллиты. В этих горизонтах часты следы биотурбаций и деформации, характерные для разуплотненных осадков. Осадки пояса меандрирования перекрыты 40-метровой толщей пойменных отложений с единичными прослоями русловых осадков, в основном образовавшихся в условиях меандрирования русла, с прослоями бокового наслаивания.
Отложения бокового наслаивания, такие, как на рис. 15.18, априорно служат доказательством осадконакопления на косах. Хотя они, конечно, отражают периодическое поступление порций осадков на поверхность косы (см. также гл. 21), их генезис все же точно не установлен [417]. Примеры, наблюдавшиеся на реке Эндрик [88], встречаются только в тонких отложениях косы. Хорошим их аналогом в древних отложе-
Возвышенности
Долина Миссисипи
Мисснсшш
р Миссисипи
-50 м
Пояс меандрирования Миссисипи
192
Часть 3
ниях являются песчаники кос в третичных толщах Пиренеев [652]. Для определения генезиса отложений бокового наслаивания необходима хорошая обнаженность. Поэтому в условиях слабой обнаженности отсутствие отложений такого происхождения не должно служить аргументом в пользу отрицания происхождения песчаников в условиях меандрирующих русел.
В противоположность описанному выше поясу меандрирования формация Моррисон в шт. Нью-Мексико представляет собой регионально развитый пласт песчаника. Пачка Уэстуотер-Каньон [139] включает пласт песчаника, простирающийся более чем на 100 км в направлении, перпендикулярном палеотечению. Средняя мощность пласта около 60 м (рис. 15.19) Песчаные тела состоят из слившихся систем флювиальных русел, в свою очередь образованных отложениями русел меньшего масштаба. Системы русел достигают в среднем ширины 11 км и мощности 15 м Осадки отдельных русел имеют в среднем 180 м в ширину,
Рис. 15.18. Фотография раскопанных отложений юрской меандры Переслаивание песчаников и аргиллитов Обнажение на побережье к северу от Скарборо, Англия Течение слева направо, что определяется по косой слойчатости в прослоях песчаника Фигура человека в кружке помещена для масштаба [600, 601].
а мощность их равна 4 м. Вертикальный разрез через эту пачку, взятый в любой точке, содержит более 90% песчаников. Это указывает на взаимную связь разных песчаных тел руслового происхождения и позволяет с большой долей вероятности пред-
Ряс. 15.19. Схематический разрез (перпендикулярно палеотечениям) меловых отложений пачки Уэстуотер-Каньон, показывающий многоярусность и трансгрессивное залегание пластов песчаников, образовавшихся, как предполагают, в оставленных рекой руслах, отличавшихся незначительной извилистостью Каждое русловое песчаное тело представляет собой отложения пояса русел, состоящие из индивидуальных прирусловых отмелей [139].
ЮВ
•193
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
положить, что они отлагались в условиях отчленявшихся русел и рукавов реки с ветвящимся типом русла, которые часто перемещались в боковом направлении в пределах пояса руслового ветвления.
Обратимся теперь к анализу флювиальных разрезов в масштабах целого бассейна, уделяя особое внимание изменению типов аллювиальных фаций, связанных с уменьшением уклонов и с условиями аккумуляции. Может быть, наиболее яркий пример ископаемого крупного аллювиального конуса выноса, частью аналогичного дельте реки Коси, представляют собой отложения, выполняющие девонский бассейн Хорнелен
Рис. 15.20. Карта и разрезы девонского бассейна Хорнелен в Норвегии, показывающие характер аллювиальных равнин и дельт с малыми уклонами. Видны окаймляющие конусы выноса, изменения размера зерен и осадочных текстур по течению Рис. 15 20,6 и в относятся к одному из циклов продвижения дельты, которых насчитывается много. Обратите внимание на увеличение размера зерен в мегаразрезах, образовавшихся в результате наступания дельты [788].
в Западной Норвегии [786, 788]. В этой небольшой ( ~ 2000 км ) позднеорогенной впадине (рис. 15.20) располагается потрясающий воображение 25-километровый разрез хорошо обнаженных аллювиальных фаций. Впадина интенсивно заполнялась в продольном направлении благодаря повторяющемуся продвижению вглубь полого наклоненных конусов выноса в соответствии с периодическими движениями по разломам фундамента. По окраинам бассейн оторочен грубообломочным комплексом отложений многочисленных малых конусов выноса (рис. 15.20). Вся выполняющая бассейн толща поразительно четко организована, распадаясь на 200 циклов, прослеживаемых по всей территории бассейна. Их строение характеризуется возрастанием роли грубообломочных отложений вверх по разрезу, мощность составляет 100-200 м (рис. 15.20). В пределах цикла отмечаются латеральные изменения: вниз по течению происходит смена ветвящихся русел с галечным аллювием ветвящимися руслами с песчаными осадками, а затем тонкозернистыми тонкими пластами паводкового
(а)
тн
,зернистые осадки
Поймснно-оэсрные тип,
... •./,: ^
о ° О J^
£ $ i> ' * °
'0 о
. eZ S
/
ж
194
Часть 3
и озерного происхождения (рис. 15.20). Бас- результатом которых является широкий на-
сейн, очевидно, представлял собой внутрен- бор вертикальных ассоциаций отложений
нюю впадину, в которую со склонов стекали Процессы, идущие за пределами русла, ха-
реки. Такие обстановки можно отнести к ти- рактеризуются преобладанием верикально-
пу обводненных конусов выноса (гл. 14), хо- го наслаивания осадков, приносимых павод-
тя, может быть, более правильным является ковыми водами, проникающими за пределы
термин «терминально-речной конус выноса», русла либо при переливании через бере-
предложенный Фрейдом [281] и позволяю- говые бровки, либо по ложбинам прорыва.
щий избежать путаницы с обычными кону- Отложившиеся пойменные осадки подвер-
сами выноса, описанными ранее. Другой гаются действию почвенных процессов. Вер-
пример приведен в работе [282], в ней опи- тикальная смена аллювиальных отложений
саны девонские отложения Шпицбергена. обусловлена блужданиями русел и их сме-
Проделав сложный анализ отложений бас- ной в сочетании с эпейрогеническими опу-
сейна, основанный на полевых исследова- сканиями или выдвижением аллювиальных
ниях в течение целого десятилетия, авторы конусов выноса.
выделили три речные системы, которые не-
сли свои воды на север, в пределы области глинистых равнин. Реки восточной системы -крупные, с направлением течения на
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
север и северо-северо-запад, мало изви- Геоморфологические аспекты изучения речных
листые, с ветвящимися руслами, в аллювии долин рассмотрены в работах [503, 725, 317] Ра-
которых присутствовало большое количе- бота Аллена [9] представляет собой очень важ-
ство обломочного полевого шпата Реки западной системы, которые текли на восток, были небольшими, меандрировали и несли мало полевого шпата. Центральная система имела северное направление стока, но в остальном была сходна с западной.
ное, хотя и не совсем новое, обобщение данных об осадочных процессах в реках и о механизмах, которые ведут к образованию вертикального разреза отложений аллювиальных фаций Майолл [566] дал хорошую сводку смены отложений и текстур в разных типах ветвящихся русел. Изданный под его редакцией сборник [567]-неза-
менимый, самый современный труд с велико-
15д. Выводы. Реки-естественные пути, по которым обломочный материал перемещается из зон выветривания в море. Аллювиальные фации, характеризующиеся нако-
лепным набором нужных статей, в том числе с историческим обзором Полезную сводку причин и результатов меандрирования см в работе [135]
плением осадков, имеют хорошие шансы на
переход в ископаемое состояние как в преде- Приложение 15.1 лах внутриматериковых грабенов, так и на
погружающихся прибрежных равнинах, Поток в речных излучинах.
окаймляющих открытый океан. Русловые Циркуляционная система течений
фации речных долин включают разно-
образный набор отложений галечной и песчаной размерности, транспортировка которых осуществляется в виде движения донных форм. Извилистые меандрирующие русла характеризуются процессами бокового наслаивания. Последние способствуют накоплению отложений, у которых вверх по
При движении воды в излучинах на каждый ее объем действует центробежная сила, стремящаяся отбросить его к внешней, вогнутой стороне меандры У поверхности центробежная сила равна WU2Jgr, где w-вес воды; «-скорость у поверхности воды; г-радиус дуги берега, измеряемый от данной точки к периферии Заметим, что центробежная сила возрастает пропорционально
разрезу наблюдается либо утонение, либо увеличению глубины воды в точке и квадрату
погрубение материала; они залегают на ба- скорости, но убывает пропорционально увеличе-
зальных поверхностях размыва. Слабоизви- нию радиуса дуги
листые ветвящиеся русла отличаются преобладанием процессов бокового, вертикального и продольного накопления материала на косах, прирусловых валах и осередках,
Поверхность воды под действием центробежной силы перекашивается, причем с уклоном в поперечном направлении от внешнего берега к внутреннему Уклон dy/dz направлен перпендикулярно результирующей центробежной силе
195
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
и силе тяжести, следовательно,
dy wu2/gr
d z
w
или
gdz — и2 dг/г,
После интегрирования, приняв, что приращение высоты поверхности у внутреннего выпуклого берега равно нулю, получим
"2 ,
Г2
У
=
— Q
I
o
g
eг -
,
или
U2
Г->
У — 2,3 — 9
I o g г1 0 - ,
где T1-радиус внутреннего берега, г2-радиус внешнего берега Таким образом, небольшое превышение водной поверхности на излучине имеет максимум на внешней ее части
Для достижения равновесия в пределах излучины центробежная сила, действующая вовне, должна быть уравновешена внутренней силой, которую обеспечивает разница в гидростатическом давлении, обусловленная поперечным уклоном водной поверхности. Возникает спиральная, или циркуляционная, система течений (рис 15 3), обязанная своим возникновением разности между двумя силами на глубине Следовательно, дополнительное давление, обусловленное действием центробежной силы, постепенно снижается от поверхности реки к ее дну, где уменьшается скорость в граничном слое. Это приводит к избытку гидростатического давления, под действием которого частицы воды вынуждены перемещаться внутрь на нижние уровни Для компенсации этого на верхних уровнях вода движется в сторо-
ну внешнего края. Так возникает спиральная система течений
Основы этой теории были впервые предложены Дж Томсоном Приведенный здесь вывод уравнений заимствован из работы Лелявского [501]
Приложение 15.2
Палеогидравлика
Выше в этой главе уже говорилось, что форма и размеры русла взаимосвязаны таким образом, чтобы обеспечить наиболее эффективное перемещение по руслу жидкого стока и осадков Эмпирические формулы (15 6) и (15 7) иногда можно использовать для определения размеров русла и расхода воды в палеореках.
В простейшем случае можно подставить в уравнение (15 1) мощность осадка, заполняющего излучину, и получить ряд значений длины (расстояние между крыльями меандры) Подставив эти значения в уравнение (15 2), мы получим ряд вероятных значений величины среднегодового стока.
Подобным же образом можно использовать мощность отложений бокового напластования, приняв ее равной глубине русла, измеренной от бровки до тальвега, а ширину этих отложений считать равной 2/3 ширины русла (от бровки до бровки).
Более сложного подхода требует оценка средних содержаний алеврита и глины в пределах контура берегов русла и в русловых осадках, а затем подстановка этих значений в уравнения (15.6) и (157)
Обзор этих методов и объективная оценка их применимости для реконструкции гидравлики палеорек приведены в работах [723, 490, 246, 118] Выдающийся пример применения палеогидравлики к древним отложениям дал Бейкер [50, 51]
16
Озера
16а. Введение. На поверхности суши встречается поразительное разнообразие озер, начиная от больших, глубоких и длительное время существующих пресноводных (таких, как североамериканские Великие озера, глубокие озера рифтовой долины Восточной Африки) и кончая эфемерными озерами,
13*
подобными тем, что расположены в западной части США и центральном Иране Существует множество типов озер, и к основным из них относятся глубокие пресноводные и глубокие соленые озера (например, Мертвое море), мелкие пресноводные (например, озеро Чад) и мелкие соленые На
196
Часть
3
динамику озерных вод оказывают воздей- волн в озере зависит от величины разгона
ствие следующие факторы (табл. 16.1): ветра. Наблюдения показывают, что ветры
а) климат, от изменения которого зависит постоянного направления вызывают пере-
химия вод, флуктуации береговой линии, ор- кос поверхности воды, так что уровень
ганическая продуктивность и температура с подветренной стороны озера оказывается
воды; б) глубина озера, определяющая выше, чем с наветренной. Можно показать
стратификацию в нем воды и интенсивность [178], что статическое равновесие дости-
течений; в) состав и количество обломочно- гается, когда ветровое давление уравнове-
го и растворенного вещества, поступающе- шивается градиентом уровня, имеющим ве-
го из водосборного бассейна. Многие из личину иJghi где ищ - динамическая скорость наиболее крупных озер Земли расположены ветра и И-глубина. Вот почему данный эф-
в рифтовых долинах (Восточная Африка, фект проявляется слабее в глубоких озерах. Байкал, Мертвое море), где активное опу- Уклон поверхности колеблется от 10 ~ 7 (или скание кристаллического фундамента спо- 1 см на 100 км) до 10" 6 (10 см на 100 км).
собствует формированию глубоководных И хотя эти величины малы, однако резкое
и неподвижных водных масс Озерные отло- усиление или затухание ветра приводит
жения подобных прогибающихся регионов, к колебаниям уровня воды, известным под
как правило, очень хорошо сохраняются. названием сейш. Сейши способствуют пере-
мешиванию поверхностных вод, а также
166. Физические и химические процессы. Движение вод в озерах полностью определяется ветровым волнением и течениями и дополнительно сезонным плотностным перемешиванием (конвекцией). Даже самые большие озера слишком малы для развития в них приливных колебаний, и в то же время ветровые волны способны полностью перемешивать приповерхностные слои воды, а в мелководных озерах порождать прибрежные волновые течения [178]. Динамика
смещают положение линии разрушения волн вблизи берега. В озерах вытянутой формы наблюдаются вихревые течения умеренной скорости (до 30 см • с""4). Такие течения вызваны действием ветра, локализованы в узкой прибрежной полосе (рис. 161) и сопровождаются медленными придонными компенсационными движениями воды ( < 3 см-с" 1J. Подобные течения способны перемещать по дну мелкопесчаный и илистый материал и, несомненно, ответ-
Таблица 16.1. Физические процессы, определяющие динамику озерных вод [761]
Физический ,иент
Ветер Н
Река
~ Солнечное
тепло
Поверхност-
Hofi ^ 0 j i e . ние*
_ Гравита-
ция
Воздействие
Механизм Ответная реакция
Ориентировка, Речной рас- Широта, высота Размер озера
размер, форма и ход, форма местности, глуби-
глубина озера, озер, темпера- на озера
рельеф прилегаю- тура воды,
щей территории, концентрация
сила Кориолиса, осадков, сила продолжитель- Кориолиса ность
Напряжение сдви- Воздействие Плотностиые эф- Градиент дав- Притяжение
га
речной струи фекты
ления
Волны, циркуля- Шлейфы реч- Перемешивание, Сейши
Приливы
ция, апвеллинг, ных отложе- стратификация,
прибрежные тече- ний, плотност- конвекция, внут-
ния, сейши
ные течения ренние волны, ле-
дяной покров
* Незначительный эффект во всех озерах, но заметный в очень крупных озерах
•197
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
ственны за полное перемешивание посту- конвекция), и цикл повторяется. В глубоких
пающего в озеро взвешенного материала. тропических озерах стратификация водной
Во многих озерах умеренного климата хо- толщи в эпилимнионе и гиполимнионе по
рошо выражена температурная стратифи- сезонам не меняется.
кация, когда относительно теплый верхний Поступление в озеро несущих осадочный
слой воды отделен термоклином от более материал речных вод ведет к образованию
глубоких холодных вод Весной вся водная плотностных течений (рис. 16.2) В озерах,
толща не особенно глубоких озер имеет стратифицированных по температуре, та-
температуру около 4°С Верхние слои посте- ких, как озеро Бриенз в Швейцарии, плот-
пенно прогреваются солнцем и перемеши- ность речного потока может оказаться
ваются с нижележащими слоями благодаря
действию ветра. По мере продолжения на-
Дельта
грева положительная плавучесть поверхностных вод увеличивается и, наконец, ста-
Поступление | обломочного материала
новится достаточной для полного прекра-
щения ветрового перемешивания. В резуль-
тате теплые зоды остаются наверху, будучи отделенными от глубинных холодных вод
Дельтовые пески и илы
гермоклином, или слоем скачка темпера-
туры. Таким образом, большая часть тепло-
Сюистые илы и турбнлитные пески
вой энергии поглощается поверхностным
Рис. 16.2. Схематическая модель кластической
седиментации в стратифицированном по темпе-
м
ратуре вод озере при поступлении осадков из
Поток осадков
дельты [800]
Рис. 16.1. а-главные поверхностные течения озера Рудольф Показан поток осадков, поступающий из реки OMO Течения вызваны притоком речных вод и действием юго-восточных ветров [886], б-поверхностные течения на озере Онтарио, вызываемые ветром [660]
слоем, или эпилимнионом. Этот процесс продолжается до тех пор, пока осенью охлаждение с поверхности не приведет к плотностной инверсии и полному перемешиванию (за счет конвекции) эпилимниона с глубинным гиполимнионом. Весеннее таяние льда влечет за собой массовое опускание холодной воды с поверхности (весенняя
больше плотности воды в эпилимнионе, но меньше, чем в гиполимнионе. В таком случае плотностное течение движется вдоль термоклина как промежуточный поток (рис. 16 2) [800]. Таким образом, поток с высокой концентрацией взвешенного материала оказывается локализованным в определенном слое и в дальнейшем разносится по всему озеру за счет ветровой циркуляции. Если же I i J i O i H O C T b воды втекающей в озеро реки больше, чем плотность в гиполимнионе, то ее струи перемещаются вблизи дна. Эти придонные потоки обогащают гиполимнион кислородом и тем самым препятствуют застою воды в глубоководных озерных впадинах.
Химический состав озерной воды в значительной мере зависит от состава растворов, поступающих из водосборного бассейна, а также от интенсивности испарения. Данные по химии озер умеренных широт (таких, как Цюрихское озеро) показывают, что зимой воды на поверхности слегка перенасыщены [436]. Вследствие весенней конвекции перенасыщение уменьшается, так как недонасыщенные придонные воды поднимаются к поверхности, и вся толща становится однородной. Максимальное пере-
198
Часть 3
насыщение наблюдается летом. Оно возникает из-за поглощения CO2 цветущим фитопланктоном и сопровождается незначительным осаждением низкомагнезиального кальцита (рис. 16.3).
По определению озеро называется солен ым, если содержание растворенного вещества в нем превышает 5000 млн "1 [343] Образование соленых озер чаще всего происходит в замкнутых котловинах, ограниченных тектоническими разломами и обрамленных высокими горами. Здесь при сильном дефиците атмосферных осадков накапливается стекающая с гор вода. Кластический материал осаждается в конусах выноса и дельтах, а в само озеро попадает лишь растворенное вещество из рек и грунтовых вод. Вследствие испарения на поверхности соленого озера (плайи) образуется эвапоритовая корка, и поступление растворенного материала может происходить преимущественно с грунтовыми водами. Концентрические структуры, сформированные при периодических колебаниях уровня озе-
Осаждение кальцита кальцитом
Рис. 16.4. Карта фаций и эвапоритовых минералов в плайе Салин-Взлли в Калифорнии Видны почти концентрические границы зон различных солей. 1 - коренное ложе; 2-аллювиальный конус выноса, 3-поле песков, 4 - д ю н ы , 5-гипс; б - г а лит, 7-болото, образованное весенним разливом, 8-засоленная илистая поверхность, 9 - с о ляная впадина, 10 -«весенний» травертин, 11 -гипс/глауберит, 12 - глауберит/галит [339, 343].
Рис. 16.3. Корреляция между различными характеристиками эпилимниона по сезонам (Цюрихское озеро, Швейцария) [436]
ра, обычно хорошо заметны на местности (рис 16.4), а состав выпавшего в осадок материала зависит от характера выветривания на прилегающей территории.
В глубокие длительное время существующие соленые озера (типа Мертвого моря) [605] в значительном количестве поступает речная вода, приток которой уравновешивается испарением. Правда, большая часть растворенного вещества приносится не рекой (в случае Мертвого моря это река Иордан), а небольшими водотоками, берущими начало в разбросанных поблизости соляных источниках. Воды Мертвого моря имеют чрезвычайно высокую соленость (> 300000 млн-1), необычный Na-Mg-(Ca)С1-состав, а также низкое содержание суль-
•197 Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
фатов и бикарбонатов. Из-за различия солености по вертикали это глубокое ( ~ 300 м) озеро стратифицировано по плотности. Из поверхностных слоев озера осаждаются арагонит и гипс Что касается осаждения галита, то сейчас оно не происходит, но приблизительно 1500 лет назад оно, по всей видимости, имело место в глубоководной части озера, когда отношение испарения воды к величине ее поступления было достаточным для пересыщения раствора. (Недавние исследования [604] показывают, что вода Мертвого моря хорошо перемешана и что крупнокристаллический галит, арагонит и гипс осаждаются и сохраняются на его дне.)
16в. Современные озерные фации. Фации стратифицированных по температуре озер умеренных широт можно проиллюстрировать на примере отложений озера Бриенц, расположенного в Швейцарских Альпах, вытянутого на 14 км и достигающего глубины 261 м В озере идет отложение исключительно обломочного материала, который поставляется реками, впадающими в озеро с противоположных концов. Выше уже говорилось о том, что речные осадки, попадая в озеро с сезонной стратификацией, разносятся и осаждаются при помощи поверхностных, промежуточных или донных течений в зависимости от соотношения плотностей речных и озерных вод. Высокоплотностные турбулентные потоки большой мутности образуют донные течения и формируют мощные (<1,5м) градационные песчаные отложения. Образование таких отложений случается 1-2 раза в столетие при катастрофических паводках. Речные потоки небольшой мутности, которые ежегодно во время ординарных паводков втекают в озеро, также дают начало донным течениям Однако в этих случаях осаждающийся песчаный материал имеет мощность порядка 1 см и слабо дифференцирован по вертикали Тонкий материал транспортируется промежуточными и поверхностными течениями и вследствие общей циркуляции разносится по всему бассейну. Постепенно на протяжении лета он осаждается, порождая «летнюю» часть набора варв, или ленточных глин. «Зимний» прослой образуется осенью, когда начинается конвекция, а вместе с ней
осаждение тонких частиц, задержанных ранее на термоклине. Турбидиты, имеющие градационную слоистость, включаю г в себя тонкие темные слои, схожие с «летними» прослоями ленточных глин. Таким образом, турбидиты и «летние» прослои имеют общий источник, однако поступают на дно неодновременно и различными путями. Светлый «зимний» прослой характеризуется одинаковой по всему озеру толщиной и формируется, когда вода в озере полностью перемешана.
В противоположность озеру Бриенц, в котором идет накопление только обломочного материала, в Цюрихском озере (Швейцария) наблюдается осаждение главным образом биогенного и хемогенного материала Причины столь резкого различия заключаются в том, что в начале нынешнего столетия реки, впадающие в Цюрихское озеро, были перекрыты плотинами, которые резко снизили величину твердого стока. В настоящее время осадкообразование в озере идет в соответствии с сезонными биологическим и химическим циклами (рис 16.3 и 16.5). Слоистые отложения накапливаются на дне озерной котловины (глубина более 50 м), тогда как накоплению материала на ее склонах препятствует медленное оползание. Можно провести близкую аналогию между известковыми ленточными отложениями Цюрихского озера и неогеновым мелом озерного происхождения, обнаруженным при глубоководном бурении в Красном море (см. работу [436]), а также гл. 26).
Ленточноподобные отложения озера Туркана в Кении содержат очень мало органического вещества благодаря поступлению большого количества обломочного материала из реки OMO (рис. 16 1) и тому факту, что это относительно мелководное озеро (средняя глубина 35 м) хорошо перемешано, насыщено кислородом и в нем отсутствует стратификация [886]. Тонкодисперсные донные илы содержат в большом количестве монтмориллонит, и это наводит на мысль о развитии новообразований в богатых Mg иловых водах. Озеро Туркана с его преимущественно кластическими осадками может быть противопоставлено многим другим озерам Восточно-Африканской рифтовой системы, в которых преобладает органическая и химическая седиментация.
200
Часть 3
Обломки диатомовых водорослей в этих циями плайи, питающимися морской водой
озерах составляют основную массу донных и расположенными на прибрежных рав-
отложений. Характерным для этих озер нинах. Особенно сложным делом является
является осаждение кальцита, доломита интерпретация дофанерозойских озерных
и сидерита. Последний может осаждаться фаций [155] Отложения, по всей видимости
только при величине отношения Ca: Fe озерного происхождения, широко предста-
меньше 20, как в озере Киву.
влены в древних красных песчаниках (сред-
Фации соленых озер вместе с сопутствую- ний девон) Оркадской котловины на северо-
щими аллювиальными фациями показаны востоке Шотландии. Эти слоистые песчани-
на рис 164. В отложениях как эфемерных, ки содержат следы множества циклов
так и существующих многие годы озер от- осадконакопления [664, 214, 217]. В неко-
мечается характерное переслаивание обло- торых из циклов видны слои (мощностью
мочного материала и эвапоритов, которые 0,1-1 мм) перемежающегося кальцита или
продуцируются вследствие циклического че- доломита, а также обломочного алевролита
редования сильнейших паводков с сухими (иногда с фосфатом) Там, где преобладают
сезонами. Зачастую в результате этого карбонатные слои, мощность кластических
образуется слоистая содержащая галит по- слоев уменьшается до 0,1 мм, причем часто
рода, в которой обломочные слои и эро- они маркированы органикой, как в знаме-
зионные поверхности разделены вертикаль- нитых оолитовых известняках Ачанаррас.
но вытянутыми кристаллами галита, расту- В некарбонатных слоях наблюдается чере-
щими либо на дне, либо на нечетко дование алевролитов и аргиллитов или же
оформленных матах, образованных ворон- крупно- и мелкозернистых алевролитов.
кообразными кристаллами, которые форми- В основании крупнозернистых слоев в
руются на насыщенной солью поверхности
([750, 32]; см. также гл. 23)
16г. Древние озерные фацин. Основной упор при выделении озерных фаций должен быть сделан (и в большей степени, чем в случае иных условий осадконакопления) на весь комплекс условий осадконакопления при специальном внимании к фауне и флоре. Так, например, без достаточных палеогеографических свидетельств невозможно провести грань между изолированными озерными эвапоритовыми фациями и фа-
Рис. 16.5. Схематический разрез, показывающий фациальную модель озерной седиментации в краевой зоне девонского Оркадского озера в северо-восточной Шотландии Вертикальная последовательность отложений, имеющих мощность несколько десятков метров, обусловлена речным вносом осадков, а также сезонным цветением водорослей, совпадавшим по времени с подъемом уровня в озере 1 -слои, обогащенные карбонатом, 2-слои, обогащенные обломочными частицами, 3-карбонаты, 4-аллювиальные фации; 5-коллювиальные фации, 6-фундамент [214].
Уровень озера
эпилимнион теплый, освещенный , пресноводный , продуктивный
Термоклин
( cjoHHue цветение Bonopouiefi в
стратифицированном озере
• * Поступление обломочного материала в
нестратифшшроьанное озеро
•201
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
изобилии присутствуют субаквальные и аубаэральные трещины усыхания. В кровле относительно мощных слоев видны сохранившиеся следы волновой ряби. Еще более мощные песчаники с четким основанием и иногда со следами размыва перекрывают эту 'циклически построенную, характеризующуюся увеличением в циклах крупности зерен снизу вверх толщу, литология которой только что была описана Существует общая тенденция перехода от слоистых толщ к более крупнозернистым песчаникам Палеотечения в Оркадской котловине в основном имели западное до южного направление.
Описанные выше особенности осадков интерпретируются как отложения большого стратифицированного озера и дренирующих его водосборный бассейн рек (рис 16 5) Аллювиальные фации все в большей и большей степени преобладают вверх по разрезу и свидетельствуют об ускоряющемся во времени сокращении озера. По всей видимости, озеро находилось в межгорной котловине, было устойчиво страти-
Рис. 16.6. а - раннетретичные структуры впадины Грин-Ривер и прилегающей территории, б-обобщенная литостратиграфическая схема формации Грин-Ривер и одновозрастных с ней горных пород, показанных на плане (а) / - б о г гатые нефтью сланцы; 2-нефтеносные сланцы, аргиллиты и карбонаты, 3-аллювий, 4-трона [803]
фицировано и в нем никогда не шло образование эвапоритов. Опускание озерной котловины было быстрым, судя по тому, что более 5 км осадков накопилось только за 10 млн. лет
Эоценовая формация Грин-Ривер (наибольшая мощность 950 м) в шт. Вайоминг, Юта и Колорадо (рис 16 6) - одна из наиболее изученных толщ озерных отложений в мире Она дает нам возможность провести интересное сравнение с уже описанными отложениями Оркадской впадины Формация содержит самые большие в мире запасы троны (Na2CO3), а в ее фациях нефтеносных сланцев содержатся потенциально самые большие запасы углеводородов Детальное исследование пачки Уилкинс-Пик в Вайоминге [247] выявило шесть седиментологических фаций, которые, как считают, были отложены в различных озерных условиях от плайевого озера в центральной части до обрамляющих его аллювиальных конусов (рис. 16 7). Фация 1 состоит из галечных конгломератов. Галька имеет сплюснутую форму, сложена доломитовыми аргиллитами и, по-видимому, представляет собой результат переработки в прибрежной зоне водорослевых образований, разбитых трещинами усыхания Фация 2 состоит из известняков, перекрестно-слоистых песчаников со следами волновых знаков ряби и разбитых трещинами усыхания аргиллитов прибрежного происхождения. В фацию 5 входят аргиллиты с трещинами усыхания и прослоями алевролитов, образованные в плайе на
202
Часть 3
Г'фЫ
Конусы выноса
^CTx
Г I H H I H - T J H OtyiJIKd /мвсриюстныи £ ГОК
^ Г Р У Н Г о в ь , е водь.
Доломитовые
И IM
Гровнниыс КОИ)(.Ы
LUCMfHi THpnBdHHbei
KlLlbIIHIOM
Ряс. 16.7. Модель образования фаций формации Грин-PjHBep, слои Уилкинс-Пик [247]
глинистой осушке. Нефтеносные сланцы фации 4 включают в себя богатые органикой прослои доломитов и брекчию нефтеносных сланпев Весьма характерны для этой фации жилы по трещинам усыхания. Органические слои имели студенистую консистенцию и состояли из флокул остатков водорослей и грибов, которые аккумулировались на дне периодически усыхающего водоема. Высокая продуктивность органического вещества указывает на существование эффективной ловушки обломочного материала, препятствующей его поступлению в озеро. Слоистые отложения троны фации 5 состоят из тонких прослоев доломитовых аргиллитов, фация интерпретируется как результат увеличивающейся концентрации эвапоритов на плайе, что и дало начало образованию фации нефтеносных сланцев. Фация б включает в себя песчаники с нечетко выраженной перекрестной слоистостью и часто встречающимися следами деятельности во-
дотоков. Эти песчаники вытянуты от гор Юинта к северу и представляют собой разветвленные покровы аллювиальных отложений.
16д. Выво1ы. На долю озер приходится сравнительно небольшая часть поверхности суши. Вместе с тем в озерах существуют отличные условия для сохранения донных отложений, что обусловлено общим погружением тектонических депрессий, в которых расположены многие озера На динамику озерных вод и осадков оказывает влияние климат, глубина озера и количество поступающего в него обломочного и растворенного вещества, а также сам способ поступления его в озеро Все эти факторы тесно связаны, и их комбинации порождают множество разнообразных фациальных обстановок, начиная со стратифицированных по температуре глубоких озер умеренного пояса и кончая мелководными, однородными по глубине солеными тропическими озерами Древние озерные фации сложно интерпретировать на базе одних только седиментологических материалов. Наилучшие результаты дает использование как седиментологических, так и палеонтологических данных Наибольшие трудности возникают при идентификации дофанерозойских озерных фаций.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Множество интересных сведений о современных и древних озерах можно найти в монографиях [541, 504] Обстоятельным источником информации о физике и химии озер является работа Хатчинсона [405].
17
Ледниковые или гляциальные обстановки
17а Введение. Около 10% поверхности Земли в настоящее время покрыто ледниками, и в них сосредоточено почти 75¾ всей пресной воды нашей планеты. В четвертичное время ледники покрывали приблизительно
30°/ земной поверхности Обширные территории Северной Америки и Европы подвергались эрозионной и аккумулятивной деятельности ледников На всем земном шаре ощущалось влияние оледенения: ледни-
203
Ковлтент&пыюе осадконакопление н фацяальный анализ
ковые шиты оказывали воздействие на атмосферную и океанскую циркуляцию (см. гл. 24 и 26), изменение уровня моря, экологию моря и суши В геологическом прошлом можно выделить по крайней мере четыре ледниковых периода: в раннем протерозое, в позднем докембрии, позднем ордовике и позднем палеозое. Обсуждение причин оледенения выходит за рамки данной книги. Здесь следует сказать лишь о том, что в последние годы было установлено, что периодичность климатических изменений в четвертичное время наилучшим образом объясняется механизмом Ми.тнковича. Согласно его теории, причиной регулярных колебаний солнечной радиации в высоких широтах служат флуктуации орбиты Земли [357].
Основные типы оледенения представлены долинными и предгорными ледниками, а также покровными и шельфовыми ледниками. На каждом леднике устанавливается динамическое равновесие между процессами образования и таяния льда (рис 171) Ледниковые отложения представлены преимущественно разнообразными моренными фациями, а также фациями обширных тндровых равнин. Ледниковые отложения подвержены интенсивному воздействию внешних агентов, и поэтому сохранность их невелика. Исключение составляют случаи, когда накопление ледниковых отложений идет в понижениях рельефа. Наибольшей сохранностью обладают, по-видимому, отложения шельфовых ледников, окруженных широким поясом айсбергов.
176. Физические процессы.
Согласно
данным измерений, медленное ламинарное
течение глетчерного льда (рис. 17.2) имеет скорость 10-200 м • год ~ 1 в долинных ледниках и 200-1400 м г о д " 1 в покровных
Поступление осадков
>«
Аккумуляция
» 4
Абляция
»
0
0.1
0,2
0,3
Горизонтальное смешение , м
Рис. 17.2. Деформация вертикальной скважины в леднике Саскачеван за двухлетний период времени Вероятная ошибка указана для каждого замера, по которым проведена кривая. Деформация показывает хорошо развитый пограничный слой, который простирается почти до поверхности ледника [562].
ледниках [628]. Ледниковый лед состоит из кристаллов, имеющих приблизительно равные размеры. Каждый кристалл деформируется вдоль плоскостей скольжения, параллельных основным плоскостям гексагональной кристаллической решетки (обзор см. в работе [628]). Согласно экспериментам, для скорости сползания ледникового льда справедлива зависимость
^oii
"
XJn Выкис
Внутреннее текло
гС^^^ков
П роеачнвание ^
Рис. 17.1. Ледник как незамкнутая система [239]
^ = кг»,
dy
в которой показатель степени п изменяется между 1,5 и 3,9, к-эмпирический коэффициент и т-напряжение сдвига. На рис. 17.2 и 17.3 показано фактическое распределение скорости в толще ледников. Напряжение
204
Часть 3
сдвига, возникающее вследствие скольжения льда, можно представить в виде
т = pgh sin rL
200 -
где р-плотность льда, Л-толщина льда, а-угол наклона плоскости скольжения.
Следует различать два основных типа течения ледникового льда [101] Так, полярный лед во всей толще имеет температуру ниже точки замерзания На границе 1ед - ложе не существует условий для скольжения, гак как отс> гствует внутриледниKOвый и подледниковый сток. Перемещение полярных ледников осуществляется по этим причинам в форме ползущего движения (ьрипа) Эффективная эрозия возможна IO-IbKO на выступающих неровностях ложа ледника Иные температурные характеристики имеют !ефимки \ меренных широт. В основании лих ледников температура близка к точке плавления льда (рис 17 4, б). Ii ледник скользит по своему ложу. На долю такого механизма приходится свыше 60°/о общего перемещения ледника. Обильное скопление талых вод в базальной зоне ледника вызвано следующими причинами, а) поступлением галых вод с поверхности по трещинам и ледовым туннелям; б) таянием льда за счет внутреннего тепла Земли, в) таянием льда вблизи основания ледника вследствие сильного давления. Для ледников умеренных широт характерна базальная зона, состоящая из обогащенного обломочным материалом режеляционного льда, который образуется при многократном таянни и замерзании (рис. 17 5) Эрозия ложа осущестВ;1яется талыми водами, которые транспортируют мелкообломочный материал. а также путем прямого воздействия ледника на скальное основание (скалывание, дробление, шлифовка).
Обломочный материал поступает в ледник со склонов и в результате эрозии ложа В первом случае неокатанный и разно-
4 N ' ' ' J r r r **J
-
' '
Проюльная скорость ч гол"1
Рис. 17.3. Распределение продольных скоростей течения льда в поперечном сечении ледника Атабаска может служить доказательством скольжения основания ледника [663]
4002 I е00 -
- $00-
1000-
1200 -
-26
22
- 18
M
Ряс. 17.4. Изменение температуры льда с i тубиной а-полярный ледник, скважина Кэмп-Сенчури, Гренландия, 6-ледник >меренных широт, станция Берд, Антарктида [239]
родный материал осыпей аккумулируется в краевой зоне ледника. Часть этого материала по трещинам и туннелям во льду попадает к основанию ледника. Во втором случае имеет место разрушение неровностей коренного ложа и поступление обломков породы в тело ледника Последовательные положения скоплений обломков служат своего рода маркерами сезонных циклов снежной аккумуляции и поступления материала из осыпей (рис 17 6) Процессы транспорта материала подо льдом приводят к взаимодействию между обломочными частицами и способствуют абразии и выработке ложа. Во фронтальной зоне ледника могут появиться внутренние напряжения (рис 177), обусловленные градиентом скорости между малоподвижным основанием и быстро движущимся льдом на поверхности. Под действием этого напряжения обло-
•205
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
Рис. 17.5. а-тонкий слой рефляционного льда с обломками в основании ледника умеренных широт. Скальное ложе ледника на рисунке затемнено Таяние льда вследствие высокого давления происходите верхней по течению стороны от скалистых выступов (точка Р), тогда как с противоположной их стороны (точка R) идет режеляция талых вод, поступивших из точки P в точку R (показано стрелкой), б-нарастание слоя льда с включениями обломочного материала, «-образование плоскостей напора при скольжении с трением фронтальной зоны ледника по поверхности вечной мерзлоты; появившееся в результате сжатие создает напор, благодаря которому обломочный материал из базального слоя поднимается на более высокий уровень [101].
мочный материал из основания ледника во фронтальной зоне переносится на более высокие уровни.
Отложение (скопление) обломочного материала на границе с основанием движущегося ледника (донная морена) идет вследствие сцепления переносимых льдом обломков с глинистым материалом, выстилающим ложе ледников, или с более древними породами. Этому процессу содействует высокое поровое давление, увеличивающее взаимодействие за счет трения. Подобное образование донной морены не может иметь места в полярных ледниках из-за отсутствия в них скольжения льда по ложу. Ориентировка отдельных обломков в донной морене указывает на активность и направленность процессов перемещения. Здесь, как и в ряде случаев перемещения обломочного материала, большая ось (ось а) частиц ориентирована по течению, тогда как малая ось (ось Ь) может быть ориентирована случайным образом. Последняя особенность напоминает свойства донных наносов, перемещаемых качением.
17в. Плейстоценовые и современные ледниковые фацнн. Большое разнообразие осадочных фаций порождается процессами таяния ледников и стока талых вод. Для удобства разделим все эти фации на три следующие группы: а) фации, образованные при течении льда и вытаивании из него обломочных частиц; б) фации, сформированные действием водотоков в зоне контакта со льдом; в) фации, образованные водными потоками на некотором удалении от контактной зоны
Фации первой группы состоят главным образом из несортированных, литологически разнородных отложений, известных под названием валунной глины или морены. Известно множество типов морены. Упоминавшаяся уже донная морена представляет собой результат действия процессов, протекающих на контакте ледник - ложе. Моренные отложения могут иметь вытянутую форму (друмлины) и располагаться на коренных породах. Абляционная морена, или морена вытаивания, образуется при сезонном таянии льда, содержащего обломки горных пород, в ледниках умеренных широт (рис. 17.7) Эта морена, лишенная какой-либо внутренней текстуры или строения, перекрывает донную морену. Флювиогляциалъные отложения (рис. 17.7) образуются в процессе интенсивной аккумуляции обломочного материала, освободившегося при таянии в зоне выклинивания ледника [100]. Этот несортированный материал переносится далее вниз по склону под действием
Рнс. 17.6. Поперечный разрез карового ледника в Норвегии Показаны вычисленные для 10-летнего интервала линии тока льда и последовательные положения зоны скопления обломочного материала, /-линии тока; 2-перемещение поверхностей абляции (расчет) с обломочным материалом [546]
206
Часть 3
(а)
Фпювиогляциальные отложения
Обломочный материал Донная морена
Тающий лед
Донная морена
Флювиогл я анальные отложения Морена вытаивання
процессов, сходных с процессами переноса обломочного материала в русловых потоках (гл 7).
Как показано на рис. 17.7, флювиогляциальные отложения могут перекрывать абляционную и донную морены, образуя вместе с ними характерную трехслойную структуру [102]. В случаях когда край ледника оконтурен предледниковым озером или подходит к морю, образуются подводные флювиогляциалъные отложения и морена (рис. 17.8), которые могут иногда переслаиваться с озерными или морскими отложениями [221, 748]. При разгрузке обломочного материала, который тем или иным способом транспортировал ледник, образуются моренные гряды. Высокие простирающиеся на большую длину гряды соответствуют периодам времени, когда поступление льда в точности уравновешивалось его таянием. Структура типичной моренной гряды, сформированной долинным ледником умеренных широт, показана на рис. 17 9.
Фации, образованные течением воды на контакте со льдом, включают в себя озы, отложения предледниковых озер, а также отложения шельфовых ледников. Озы (рис 17 10) представляют собой вытянутые аккумулятивные формы, сложенные слоистым песчаным или гравийным материалом, который был принесен и отложен пото-
Рнс. 17.7, Образование трехкомпонентного моренного комплекса в результате течения и таяния льда и накопления обломочного материала у разрушающегося фронта ледника [ 102J-
ками талых вод. Эти потоки могут действовать на поверхности ледника, в туннелях, прорезающих его толщу, и в основании ледника. Отложения первых двух из указанных потоков накапливаются прямо на скальном основании, они подвержены действию оползней и связанных с ними разрывных нарушений Считается, что некоторые озы образовались в подводных условиях предледниковых озер при разгрузке в них потоков талых вод. Большинство же озов связывают с ледниками умеренных широт, вблизи
Рис. 17.8. Образование подводной морены вблизи края ледника, граничащего с озером или морем [221]
•207
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
отступающего края которых и формировались озы. В отложениях озов преобладают структуры, созданные потоками воды, часто встречаются следы поперечной ряби и косая слоистость. Все это свидетельствует о высокой скорости осадконакопления (см., например, работы [20, 55]). Полагают, что последовательности озов (четко видные озы)
Рнс. 17.9. Образование морены из флювиогляциального материала, а также материала, транспортируемого по поверхности и в толще ледника а-г-последовательность отложений при наступании и отступании ледника, д-обобщенный разрез толщи моренных отложений, е - образование морены при наступании ледника (2 различных варианта) [103]
образовались благодаря чередованию ускорений и торможений фронта подводных субгляциальных потоков [55]. Фации озов, образовавшихся в подводных условиях, сродни морским или озерным фациям
Предледниковые озера наполняются при сезонном стоке талых вод, потоки которых, вливаясь в озеро, образуют дельту гильбертова типа (см гл. 19) с круто наклоненной авандельтой. Эти дельты сложены грубозернистым материалом, крупность зерен которого уменьшается в направлении авандельты. Более мелкий материал разносится по озеру под действием приповерхностных, промежуточных и придонных течений, характеристики которых зависят от разности плотностей втекающего в озеро и несущего взвесь обломочных частиц потока и озерной
(д) Поверхностная моренз (4) ^Щебнистая осыпь (8) Нарушенные флювиогляциальные ,отложения (6) УГ^Г^- Поверхностная морена (7)
(е)
1 - 2 -последовательные стадии
208
Часть 3
Поверхность воды
Край ледника
Нредледниковое озеро Покров озерных отложений
Поступление обломков вследствие протаивания
ледника вблизи дна
Туннель
зи с этим принято считать, что крупномасштабная косая слоистость и увеличение крупности зерен вверх по разрезу являются результатом заполнения обломочным материалом локальных депрессий, которые образовались при таянии погребенного льда. Многие конусы выноса имеют весьма пологие фронтальные склоны из-за очень малой глубины создавших их ледниковых потоков Довольно типичными для окрестности ледника являются скопления гравия с уплощенной формой обломков, которые перемещаются влечением в придонном слое водноледниковых потоков [699].
Отступание края ледника за год
I
•
17г. Древние ледниковые отложения. Для
Рис. 17.10. Образование четко видных озов у края ледника и как следствие подъем зоны протаивания Торможение водного потока на выходе у подледного туннеля приводит к осаждению обломочного материала [55]
идентификации ледниковых отложений в толще горных пород желательно использовать все имеющиеся локальные и региональные данные о наступании и отступании
ледников, их таянии и общем похолодании
воды (см. гл. 16). Чередование сезонных процессов таяния и замерзания приводит к образованию ленточ ных отложений с характерной внутренней ритмичностью [34].
Достигающие моря покровные ледники иногда порождают шельфовые ледники. От кромки шельфовых ледников отделяются айсберги (рис. 17.11). В зоне моря, примыкающей к шельфовому леднику, имеет мес-
климата (см работу [344]). Горную породу, образовавшуюся из древней морены, принято называть микститом или тиллитому дабы подчеркнуть ее происхождение. При отыскании критериев для распознавания древних морен не следует забывать о большом разнообразии типов морен в современных ледниковых бтложениях (см., например, работу [230]).
то общее уменьшение крупности зерен мате- Одними из древнейших обнаруженных
риала от несортированной донной и абля- ледниковых отложений являются тиллиты
ционной морен до слоистых морских илов Порт-Аскайг в далредской надгруппе Шот-
со случайными вкраплениями обломков из ландии и Ирландии ( ~ 700 млн. лет). Эти
тающих айсбергов (рис. 17.12). В краевых тиллиты перекрываются известняками
проксимальных частях этих обстановок
имеются также субаквальные флювиогля-
циальные отложения.
Среди водноледниковых фаций, встречающихся на некотором расстоянии от края ледника, явно преобладают конусы выноса ледниковых потоков (типа увлажненных конусов выноса, описанных в гл. 14 и 15). Эти бурные сезонные потоки талых вод откладывают здесь крупнозернистый материал (рис. 17.13). Вниз по склону конуса проявляется тенденция к уменьшению крупности зерен материала и одновременно к возрастанию роли русловых форм [95]. На рассматриваемых конусах выноса проявляются своеобразные эффекты, связанные с сезонным промерзанием русел до дна, а также с таянием погребенного льда. В свя-
Рве. 17.11. Схема накопления водноледниковых гли ниCTbtx отложений в основании сидящего на мели айсберга [221]
•209
Континентальное осадконакопление и фацнальный анализ
Рис. 17.12. Гранитный обломок в слоистом аргиллите Заметны деформации и разрывы слоев вмещающей породы Западная Австралия, верхний палеозой, формация Гоуганда Длина линейки 30 см Фото Брайана Джонса
и доломитами с остатками строматолитовых биогермов и вторичными кварцитами. Фактически рассматриваемые тиллиты состоят из более чем 40 отдельных слоев, разделенных алевролитами, доломитами и косослоистыми песчаниками морского происхождения [781]. Ленточные аргиллиты, часто содержащие включения, относят к отложениям предледникового озера. Сами тиллиты интерпретируются как отложения шельфового ледника. По всей видимости, ледник, сформировавший тиллиты Порт-Аскайг, имел планетарное распространение, так как фациальные и палеомагнитные данные указывают на существование оледенения в экваториальных областях.
В ряд других детально изученных древних оледенений входят пермокарбоновое оледенение Гондваны [848, 332, 507] и раннеордовикское оледенение Северной Дфрики [81].
Рис. 17.13. Два самых больших на Аляске конуса выноса ледниковых потоков Хорошо видны изменения крупности зерен материала вниз по склону конусов [95].
17д. Выводы. Устойчивость к действию эрозионных факторов у ледниковых отложений в общем невелика, за исключением случаев, когда они сформированы в обла-
стях общего тектонического погружения.
14-91
210
Часть 3
Образование ледниковых отложений связано с такими процессами, как течение льда, его таяние и движение талых вод. Наиболее характерным продуктом оледенения является морена. Этот обобщенный термин включает в себя донную, абляционную и поверхностную морены, а также различные сочетания этих несортированных отложений. Процесс таяния приводит к образованию флювиогляциальных отложений в форме гигантских зандров и отложений предледниковых озер. В геологическом прошлом выделяются по крайней мере четыре ледниковых периода.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Хороший обзор литературы о гляциальных процессах содержится в работе [239]. Ряд серьезных статей можно найти в сборниках [430, 221]. В работе [628] рассматриваются физические аспекты движения ледников, тогда как работа [101] является важной отправной точкой для исследования зависимости осадочных и эрозионных процессов от термики ледника Дальнейшее развитие темы о динамике льда содержится в сборнике [159]. Развитие идеи о приложении знаний о четвертичном оледенении к исследованию древнеледниковых отложений содержится в работе
[881].
6
Морские берега,
шельф и фациальный
анализ
Серебро прибоя брызг, Что с песком шурша играет, Рассыпается на пляже, Изумрудами сверкает
Бриггфлатс
(Бантинг)
Фото 6. Панорама приливно-отливной равнины со стороны марша Видна кочковатая поверхность марша с галофитной (солелюбивой) растительностью, переходящая на переднем плане в илистую приливно-отливную равнину с разбросанными на ней группами Salicorma и небольшими мелководными западинками Солоноватоводные марши, расположенные в верхней части приливной зоны и в нижней части супралиторали, постепенно выдвигаются в море (Вильгельмсхавен, ФРГ)
212
Часть 3
Тема. Обломочный материал поступает в береговую зону в эстуариях и дельтах рек, морфологические и седиментационные процессы в которых являются результатом взаимодействия между русловыми течениями, волнением и приливами. И хотя немалое количество осадков осаждается в дельтах, значительное их количество перерабатывается волнами и приливами и идет на формирование выровненных аккумулятивных берегов, пляжей, приливно-отливных равнин1, баров, кос и лагун Облака тонкодисперсных взвешенных частиц выносятся из береговой зоны на шельф и на его бровку, где и осаждаются Динамика шельфа определяется сложным взаимодействием между штормовыми волнами и приливными течениями, которые в свою очередь зависят от морфологии дна. На шельфах, где основную роль в седиментогенезе играют приливы, обнаруживаются значительные вариации в крупности осадков и размере донных форм, что связано с пространственной изменчивостью скорости приливных течений. При отсутствии сильных приливных течений распределение осадков на шельфе определяе1ся мощностью штормовых волн, причем интенсивность их воздействия на дно ослабевает в направлении бровки шельфа.
В субтропических и тропических водах (и в меньшей степени в водах умеренных широт), где поступление обломочного материала ограниченно, высокая биологическая продуктивность способствует образованию биогенного карбонатного материала. Местами CaCO3 осаждается в виде арагонитового ила. Эти ортои аллохимические частицы подвергаются затем воздействию волн и приливных течений и образуют сложенные карбонатным материалом пляжи, приливно-отливные отмели, бары, косы и лагуны. Вблизи берега на надлиторали (себхе) многих аридных районов имеет место осаждение эвапоритов, протекающее в изолированных водоемах, а также в приповерхностных слоях отложенного материала при испарении грунтовых вод.
18
Физические процессы в береговой зоне и на шельфе
18а. Введение. Сложность условий в береговой зоне и на шельфе определяется разнообразием химико-биологического и кластического материала, поступающего в систему из различных по особенностям стока рек,
1 Судя по материалам, изложенным в этой главе, подобные элементы рельефа в отечественной морской геоморфологии называются выровненными аккумулятивными берегами — Прим ред
а также широким спектром действующих в ней ветровых и приливных волн. Сравнительно недавний подъем уровня моря в голоцене и связанные с ним эффекты (затопление берегов, реликтовые отложения шельфа) еще больше осложняют ситуацию. По этим причинам совершенно очевидно, что береговые процессы и соответствующие им фации требуют тщательного изучения как в натуре, так и в лаборатории с привлече-
213*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
,нием uejioi о арсенала методов и инструментов
На рис. 18.1 представлен обобщенный энергетический спектр волн на морской поверхности* Термин «волны» включает в себя широкий диапазон движений, периоды которых различаются более чем на восемь порядков Крайними членами этого ряда
Обозначение.
Il
Il
Капил-Ультра-Гравита- Инфра- Дп:
со
и §
Прилив-® I
5 а
лярные гра- ционные гравита- пернодные: ные S1 э
витацнонные
Причина Ветер
ционные
Шторм и землетрясение
I СолнцегиЯi Я
и Луна S
If 8с . IL
10
IO2 IO3 IO4 IO5
Период волны, с
Рис. 18.1. Энергетический спектр волн на водной поверхности [597]
являются, с одной стороны, совсем небольшие капиллярные волны (или водная рябь), а с другой - приливные волны, масштаб которых соизмерим с размером всего океана.
Длина волны X определяется как X — сТ, где с-скорость распространения волны, которую можно выразить через частоту / в виде C = Xft г д е / = 1 /Т
Рассмотрим простую синусоидальную волну на глубокой воде, когда глубина > X. В этом случае волновое движение практически не достигает дна (рис. 18 2). Можно показать (см приложение 18.1), что скорость волны на глубокой воде определяется соотношением
с = \/дХ/2к
08.3)
Коэффициент д/2п является константой, и поэтому
с = 1,25]Д и
(18 4)
T = 0,80 ]/х
(18.5)
Таким образом, видно, что поверхностные волны на глубокой воде являются дисперсионными в том смысле, что скорость их распространения зависит от длины вол-
(а) Волны Эри
(б) Волны Стокса и Герстнера
186. Ветровые волны. В гл. 8 кратко упоминалось о том, что распространение энергии в волне происходит без результирующего перемещения частиц воды. Ветровые волны представляют собой одну из форм гравитационных волн, находящихся под действием сил инерции и тяжести При строгом теоретическом описании волнового движения предполагается, что смещение поверхности можно аппроксимировать кривой той или иной формы. Простейшим из этих движений является гармоническое, которое и положено в основу линейной теории волн (теория Эри)
В простейшем случае гармонического движения смещение частицы воды у описывается уравнением
(в) Кноидальные волны (д)
(г) Одиночные волны
у = a sm cot,
(181)
где а -амплитуда волны, t- время, ©-угловая скорость. В силу того, что со = 2я/Т, где T - период волны, выражение (18.1) преобразуется следующим образом:
2я
у = a sm — t
T
(18 2)
Рис. 18.2. Теоретические профили основных типов волн (а - г) В синусоидальной волне Эри движение частиц воды с горизонтальной скоростью и и вертикальной скоростью со совершается по эллиптическим орбитам с большой осью d и малой осью s (д)
214
Часть 3
ны. В приложении 18 2 показано, что скорость частицы воды в синусоидальной линейной волне на глубокой воде есть величина постоянная, тогда как направление ее движения вращается с угловой скоростью со Радиус такого рода орбит постепенно уменьшается с удалением от свободной поверхности (рис. 18.3).
По мере выхода наших идеализированных синусоидальных волн на мелководье волновое движение охватывает всю толщу воды до самого дна (трение о дно несколько уменьшает энергию волн). Именно эти волны представляют особый интерес для седиментологов Скорость распространения волн на мелкой воде пропорциональна квадратному корню из глубины и не зависит от длины волны или периода.
с = ]/фх.
(18.6)
Направление распространения волн
0Ajc^frW0
\ / / о \ \о - о ' // о \ \ ^o
с
/
е =о
2тг
(б)
с5 '¢^ ¾ ' ¾ 4
ч
'
с5>
4
.
Частицы воды движутся по эллиптическим орбитам, причем с приближением ко дну эллипсы сжимаются и у самого дна вырождаются в отрезки прямых (рис. 18 3). Максимальная горизонтальная скорость частицы воды определяется соотношением
/й
(18.7)
где Я-высота волны. Что касается энергии волн, то в волновом
движении идет ритмичный переход потенциальной энергии в кинетическую и обратно, на чем основаны наши построения в приложении 18.1. Отклонение свободной поверхности от среднего волнового уровня изменяет потенциальную энергию, которая в свою очередь переходит в кинетическую энергию орбитального движения. Полная энергия волны в расчете на единицу площади имеет вид
Е = ±-рдН2.
(18.8)
Следует отметить квадратичную зависимость энергии от высоты волн и ее значение в схемах энергетического воздействия волнения на морские берега. Если допустить, что характерная средняя высота равна 1 м, то полная энергия волн, обрушивающихся на берега всего мира, составит величину
Рис. 18.3. Орбиты, орбитальные скорости и линии тока для волн на глубокой (а) и мелкой (б) воде [560]
около 4,5-IO17 Дж [560]. Поток энергии, или энергия волнения, характеризует скорость распространения энергии волнового движения по лучу волны и определяется зависимостью
w = Ecn = рдН2сп, 8
(18-9)
где п - 0,5 на глубокой воде игс= 1 - на мелководье. Перенос энергии волн на глубокой воде идет не со скоростью распространения отдельной волны, а со скоростью движения целой группы волн, или групповой скоростью, которая равняется приблизительно половине скорости отдельной волны [829].
Кинетическая энергия потока (momentum flux) в волне (или радиационное напряжение) представляет собой тот дополнительный поток энергии, который появляется благодаря волновому движению. Две ненулевые компоненты кинетической энергии потока имеют вид
Sxx = Е{2п - у ) = Е/2 (глубокая вода)
или ЪЕ/2 (мелкая вода)
(18.10)
215*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
волны:
Syy = £ (п - -J-) — 0 (глубокая вода)
Я Д » 1/7.
(18.13)
Теперь перейдем к реальным, наблюдаю-
или Е/2 (мелкая вода),
(18.11) щимся в природе волнам До сих пор про-
должается дискуссия о механизме генерации
где ось х ориентирована по лучу волны, волн Ясно, что основную роль играет эф-
а ось у-вдоль линии волновых гребней. фект воздействия волн на ветровой поток.
Следует отметить, что в линейной теории волн Эри пренебрегается членами второго и более высоких порядков (приложение 18.1). Эти члены принимаются во внимание в теории Cmoxcay и их учет приводит к росту амплитуды гребня и уменьшению амплитуды ложбины волны. В результате волна становится более похожей на реальную волну. Хорошее приближение к природе дают трохоидальные волны (рис. 18.2), однако в силу сложности теории этих волн мы их здесь не рассматриваем.
При воздействии штормового ветра на морскую поверхность генерируется целый спектр волн. По мере выхода волн из зоны действия ветра начинается своеобразная сортировка волн, так как более длинные волны распространяются с большей скоростью (уравнение (18 3)). Однако образование волн идет в различных районах океана не одновременно, и поэтому водномерные посты практически всегда регистрируют какое-либо волнение. Такие статистические величины, как представительные высота и периоду представляют собой средние величины
Теория Стокса имеет одну интересную из одной трети самых больших (по высоте
особенность по сравнению с линейной тео- или периоду) волн, измеренных за неко-
рией, а именно: частицы воды движутся по торый промежуток времени. Энергия подхо-
разомкнутым траекториям, в результате че- дящих к берегу волн (о ней мы говорили не-
го появляется устойчивый перенос воды сколько раньше) может быть определена
в направлении распространения волн. Инте- путем интегрирования спектра волн по все-
ресно отметить, что теория Стокса, таким му диапазону частот.
образом, предсказывает существование
встречного течения, локализованного у дна. Как и в некоторых других типах волново-
Однако последнее утверждение полностью го движения, наложение двух ветровых волн
противоречит данным лабораторного и на- может привести как к усилению, так и к ос-
турного эксперимента [38]. Расхождение лаблению каждой из этих волн в зависимо-
теории с реальностью обусловлено неуче- сти от соотношения их длин. На глубокой
том эффекта вязкости. Введение вязкости воде, где скорость распространения волны
обеспечивает хорошее совпадение теории находится в прямой зависимости от ее
с результатами измерений [518]. Модифи- длины (уравнение (18.3)), суперпозиция
цированное выражение для скорости пере- волн-обычное явление. Группы гравита-
носа воды к берегу («стоксова переноса») ционных волн на глубокой воде разделены
имеет вид
зонами, где волны как бы гасят друг друга
и колебания имеют относительно неболь-
шую амплитуду. Эти зоны распространяют-
ся со скоростью, вдвое меньшей скорости
самих волн. Волны малой амплитуды выхо-
дят из указанных зон и постепенно группи-
Теория волн Стокса может быть использована для объяснения явления разрушения волн. Волны начинают разрушаться, когда скорость частиц воды в гребне становится равной скорости самой волны. Это происхо-
руются. При этом их амплитуда растет. После прохождения через центр группы амплитуда волн начинает уменьшаться, и они вновь попадают в зону слабых волн (уравнение (18.9))
дит, когда угол между передним и задним По мере выхода синусоидальной океан-
склонами гребня равен 120°. Для случая глу- ской зыби в область прибрежного мелко-
бокой воды условие разрушения можно за- водья волны начинают испытывать влияние
писать в терминах предельной крутизны дна, которое проявляется, начиная с глубин
216
Часть 3
l I i - l U длины волны на глубокой воде, и вызывает деформацию волн. Скорость и длина волн уменьшаются, тогда как их высота растет Гребни волн становятся круче, а ложбины положе вплоть до начала разрушения волн Разрушение волн можно подразделить на три основных типа: рассыпание, опрокидывание и вспухание (рис. 18 4). Весьма важным эффектом является рефракция волн, т е. стремление волн на мелко-
большую ширину, крутизна волны увеличивается медленно, орбитальные скорости невелики, а разрушение (точнее, накат волн на берег) идет по типу вспухающего буруна с минимальным обратным потоком. Ячейки разрывных течений на таких берегах не образуются, однако существует устойчивое вдольбереговое течение.
В систему прибрежных течений входят компоненты, отличающиеся от возвратно-
водье распространяться по нормали к изо- поступательных движений в деформирован-
батам (рис. 18.5).
ной волне. Первым примером может слу-
Воздействие берега на динамику волн жить замечательная система циркуля-
определяется уклоном подводного берего- ционных ячеек, которая состоит из разрыввого склона [404]. На крутых берегах при- ных и вдолъбереговых течений [755] бойная зона узка, а орбитальные скорости (рис 18.6) Узкие струи разрывных течений
в волне, резко увеличивающей свою крутиз- осуществляют своеобразный и мощный
ну, достигают больших значений. Волны «слив» воды на многих берегах. Вместе здесь разрушаются преимущественно опро- с тем они представляют опасность для ку-
кидыванием, и можно наблюдать интенсив- пальщиков, так как скорость этих течений
ное взаимодействие между разрушающейся достигает 2 м/с и более. Разрывные течения волной и обратным потоком заплеска. Кро- образуются вследствие вдолъбереговых ва-
ме того, на крутых берегах могут иметь ме- риаций волнового нагона у приглубых бере-
сто циркуляционные ячейки. На отлогих бе- гов [520]. Волновой нагон представляет сорегах прибойная зона имеет сравнительно бой небольшой (порядка сантиметров-де-
циметров) подъем среднего волнового уров-
ня над уровнем спокойной волны, вы-
званный действием волн мелководья
(рис. 18.7). Он возникает из-за того, что
часть кинетической энергии потока Sxx в во-
лне (уравнение (18.10)) должна быть уравно-
вешена градиентом гидростатического да-
вления, который появляется вследствие
переноса уровенной поверхности. Таким
образом, высота волнового нагона находит-
ся в прямой зависимости от высоты разру-
шающихся волн. Данная зависимость озна-
чает существование продольного градиента
давления, который и возбуждает вдоль бере-
говые течения, направленные от зоны, где
разрушаются большие волны, к зонам раз-
рушения относительно малых волн [108,
109]. Эти течения поворачивают в море ли-
бо на участках берега с минимальным наго-
Рис. 18.4. Три основных типа разрушающихся ном, либо в зонах конвергенции вдолъбереволн В волне, разрушающейся рассыпанием (а), говых течений (рис. 18.6).
гребень становится круче, а профиль-асимметричней до тех пор, пока с переднего склона гребня не начнет соскальзывать пенистый бурун На переднем склоне гребня волны, которая разру-
Анализ ячеистой циркуляции опирается на некий механизм (или механизмы), управляющий вариациями высоты разрушаю-
шается опрокидыванием (б), действует мощный, достающий до дна вихрь. На переднем склоне вспухающего буруна (в) крутизна увеличивается так же, как при опрокидывании, однако вихрь не
щихся волн в продольном направлении. Одним из таких механизмов является рефракция волн, поэтому прослеживается отчетли-
образуется [290].
вая связь между существованием циркуля-
217*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
ционных ячеек и рельефом подводного берегового склона (рис. 18 8). Однако в силу того, что циркуляционные, ячейки наблюдаются также вблизи прямолинейных берегов с однородной топографией подводного склона, должен действовать какой-то другой механизм, обеспечивающий вдольбереговые вариации высоты волны Этим механизмом, как считают, являются стоячие
Рис. 18.5. Особенности рефракции и отражения волн с приближением к береговой линии а - отражение волн от крутого клифа, б-рефракция волн на мелководье (вспомним, что скорость волны убывает с уменьшением глубины), в-рефракция над понижением дна или затопленной долиной ( а - в по [16]), г-луч волны, гребень волны и изобаты, d-схема рефракции волн (г -d по [165])
краевые волны, образующиеся на относительно приглубых берегах в результате взаимодействия разрушающихся волн и обратного потока заплеска [403]. Суперпозиция основной системы волн и краевых волн является причиной неоднородности высот разрушающихся волн вдоль берега. Наибольших величин высота волн достигает там, где обе волновые системы находятся в фазе
Вторая группа прибрежных течений связана с волнением, косо подходящим к берегу. (Следует отметить, что такого рода течения могут быть наложены на рассмотренные разрывные течения.) Течения второй группы обусловлены Sxy-компонентой радиационного напряжения, т е. волновым импульсом во вдольбереговом направлении (^-координата), переносимым
\
Изобаты
218
Часть 3
ции волн, или вдольберегового течения или же в результате их комбинации. В этих случаях скорость чистого переноса рассчитывается по формуле
и' i' = kco ,
"max
(18.17)
которая для случая вдольберегового потока имеет вид
Рис. 18.6. Схема циркуляционных ячеек на мелководье (по [755])
Ii = k £ C n c o s а — — .
"шах
(18.18)
в сторону берега (х-координата) Таким образом,
Sx^ = En sin a cos ос,
(18.14)
где а-угол между линией гребней и береговой линией. Лонге-Хиггинс [519] теоретически установил, что скорость вдольберегового течения определяется выражением вида
/ 5л t g B \
Щ =
"max Sin Qt,
(18 15)
Последняя зависимость подтверждается данными измерений в натурных условиях
[469].
Необходимо подчеркнуть, что итоговое вдольбереговое перемещение осадков за большой период времени определяется суммарным действием всех волновых систем, подходивших к берегу за этот период. Про-
(*)
где tg р-уклон дна, С/-коэффициент трения. Однако Комар и Инман обнаружили, что величина щ не зависит от уклона [469]. Несколько позднее Комар предложил считать величину tgp/Cf приблизительно постоянной и переписал зависимость (18.15) в виде
щ = 2,7umax sm a cos а.
(18.16)
Выражение (18.16) хорошо согласуется с результатами натурных измерений в средней части прибойной зоны (рис. 18.9).
Что касается переноса обломочного материала в береговой зоне, то Бэгнольдом была установлена зависимость между количеством переносимого волной песка (вес которого в воде равен ц,) и потоком волновой энергии (мощности) со. Согласно этой зависимости, ib = kco, где к-константа, по данным измерений приблизительно равная 0,28 При возвратно-поступательном движении воды волна просто поднимает во взвесь твердые частицы, без результирующего их перемещения. Перенос появляется при наличии дополнительного течения со скоростью иг типа того, что образуется при деформа-
Нагон '
Уровень спокойной воды *
Теория У
Tr^Wf Экотернлент
(б)
Рис. 18.7. й-отклонение среднего волнового уровня от уровня спокойной воды Деформации уровенной поверхности обусловлены действием радиационного напряжения (потока кинетической энергии) волн, подходящих к берегу (по лабораторным данным), б-экспериментальная зависимость высоты волн от среднего волнового уровня [110]
219
Морские берега, шельф и фацнальный анализ
цессы с большим характерным временем затушёвывают сезонные эффекты и производят сильное впечатление на случайного наблюдателя, оказавшегося на морском берегу и обнаружившего скопление наносов против волнорезов, естественные молы и волноломы вблизи уреза, а также изменения очертаний и ориентации песчаных кос
В заключение сделаем несколько общих замечаний относительно волновых донных форм. Мы уже обсуждали вопрос о деформирующем воздействии чисто колебательного или смешанного потока на сложенное сыпучим материалом подвижное дно (гл 8).
тяготения
Gmtmyi г
(1819)
где F- сила притяжения; G - гравитационная постоянная; ШЕ И ТМ-соответственно массы Земли и Луны; г-расстояние между этими планетами Вследствие вращения в космическом пространстве системы Зем-
1,6
ч %S\
1,2
...
Я1
- , w , - V T . 2 1,7 1.8 2,4 I j L i b L
Рис. 18.8. Разрывные течения у Калифорнийского побережья. Вдольбереговые изменения высоты волн вызваны рефракцией над вершиной подводных каньонов. Высота волн указана в метрах [755].
В береговой и пляжевой зонах моря встречаются разнообразные комбинации колебательного и поступательного потоков воды, причем асимметрия полного потока воды, а вместе с нею и асимметрия донных форм увеличиваются в направлении береговой линии. Можно ожидать, что в береговой зоне существуют значительные сезонные вариации асимметрии донных форм, обусловленные сложными взаимоотношениями, зафиксированными в осадочных текстурах береговой линии и зоны пляжа.
18в. Приливы и приливные волны. Периодические подъем и опускание уровня, хорошо заметные с берега, давно завораживают как ученых, так и людей, отдыхающих у моря. Ньютон первым объяснил механизм приливов на основе своего знаменитого закона
фг.
,4
•
0,2
_| I I [
0,4
0,6
0,8
. sin a cos а (м* с"1)
Рис. 18.9. График, подтверждающий справедливость зависимости в уравнении (18 16) в широком диапазоне натурных условий [469].
ля - Луна каждая частица воды в океане испытывает действие центростремительной силы соответствующей величины и направления. Поскольку величина F изменяется пропорционально (1 /г)2, а расстояние между фиксированной частицей воды и Луной есть величина переменная, то на эту частицу действует изменяющаяся во времени результирующая сила, равная векторной разности между силой притяжения и центростремительной силой (рис. 18.10). Приливный цикл в некоторой степени обусловлен тангенциальной компонентой этой силы (рис. 18.10), причем соответствующее ускорение приблизительно имеет величину
Л ( = 3 тм ^ s j n 2 0 2 BlE г3
220
Часть 3
—*—®
Земля
Луна
(в)
(г)
P^ F А
Z
(d)
Z
(<0
Рис. 18.10. Схема действия прилнвообразующих сил я-вращение Луны вокруг центра масс системы Земля-Луна (G) совершается против часовой стрелки, если смотреть с Полярной звезды, б-центр Земли E и произвольная точка P на ее поверхности описывают окружности с радиусами EG, PG' и т д при вращении вокруг точки G, в-д-отрезок РА, изображенный параллельным отрезку EG, представляет центростремительную силу, необходимую для того, чтобы точка P совершала вращательное движение Величина PA постоянна для любой точки P на земной поверхности Отрезок PB соответствует силе притяжения Луны, которая по закону всемирного тяготения убывает от экватора к полюсу. Сила PB равна сумме сил PA и AB Сила АВ-приливообразующая, направление ее изменяется от экватора к полюсу, е - обобщенная картина направлений придивообразующей силы на поверхности Земли Горизонтальная компонента обеспечивает равенство приливов [829]
Указанная сила невелика, но ее действие проявляется до тех пор, пока она не будет уравновешена градиентом давления в приливной волне. Так называемое равенство приливов обусловлено этой силой и имеет место одновременно в двух пунктах, один из которых расположен прямо «под Луной», а другой-в диаметрально противоположной точке Земли. Из-за вращения Земли в зоне гребия приливной волны оказываются различные точки океанской поверхности, причем каждая точка проходит гребень дважды в сутки. В результате дважды за
каждые 24 ч происходит смена полной и малой воды (полусуточный прилив). Из уравнения (18.20) видно, что величина приливной силы изменяется как sin 20, и, следовательно, она становится равной нулю в точке, расположенной прямо под Луной, а также в точке, расположенной на нормали к первой. Максимальное значение приливообразующей силы, как следует из теории, достигается между указанными точками.
Действие Солнца с его огромной массой ослабляется гигантским расстоянием, и вклад нашего светила в полную приливообразующую силу составляет около 50%1. Совместное действие Солнца и Луны приводит к важному эффекту прохождение обеих планет над данным пунктом океана вызывает максимальный подъем воды (сизигийный прилив), тогда как их расположение с противоположных сторон Земли-минимальный подъем уровня (квадратурный прилив). Сизигии и квадратуры чередуются с периодом в две недели. Вариации этих приливов имеют место вследствие эксцентриситета лунной орбиты. Так, наивысшие сизигийные приливы образуются, когда Луна находится в перигее (новая, или полная, Луна). Другая причина неравенства приливов связана с изменением расстояния между Землей и Луной зимой и летом. Целый ряд затруднений в теории приливов возникает из-за наклона земной оси (23,5°) к плоскости ее околосолнечной орбиты Наклон земной оси по отношению как к Солнцу, так и к Луне приводит к неравенству приливов, так что два последовательных прилива могут иметь различную высоту. Помимо этого на океанские приливы оказывают воздействие и другие длиннопериодные колебания системы Земля-Луна-Солнце.
До сих пор, говоря о приливах, мы в значительной мере опирались на теорию Ньютона. В природе действуют дополнительные усложняющие картину факторы, обусловленные неравномерным покрытием Земли водой, сложностью очертаний береговой линии и рельефа морского дна, действием силы Кориолиса, которая возникает вслед-
1 Придивообразующая сила, вызванная Солнцем, в среднем в 2,16 раза меньше, чем вызванная Луной (БСЭ, т 20), поэтому составляет лишь около 30% суммарных сия-Прим. ред.
221*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
ствие вращения Земли, инертностью водных они распространяются в самых разных на-
масс и тормозящими эффектами.
правлениях. К тому же приливы нередко
Характеристики приливных колебаний су- проявляются в форме стоячей волны, в уз-
щественно зависят от периода собственных лах которой скорость течения воды близка
колебаний данного океанического бассейна к нулю, а в пучностях достигает наиболь-
Так, в Атлантическом океане совпадение ших величин. Во время полной и малой во-
указанного периода с 12-часовым циклом ды эти скорости повсеместно равны нулю,
приливообразующих сил порождает полусу- тогда как при переходе уровня через среднее
точные приливы. Собственные колебания положение скорости максимальны. Ампли-
Мексиканского залива близки по периоду туда приливов является наибольшей в тех
к 24-часовому циклу приливообразующих случаях, когда период собственных колеба-
сил, и это обусловливает суточные приливы. ний бассейна совпадает с периодом океанДля Тихого океана, в котором регулярные ских приливов, т е. приблизительно равен колебания невозможны, характерны сме- 12 ч.
шанные приливы.
Явление резонанса приводит к существен-
С точки зрения неподвижного относи- ному увеличению высоты океанских прили-
тельно Земли наблюдателя приливные во- вов ( ~ 0,5 м). Характерный размер пролива
лны должны распространи гъся с востока на или залива, в котором возбуждаются резо-
запад. Однако в проливах и узких местах нансные колебания с периодом около 12 ч,
находится в прямой зависимости от глу-
бины. В заливе Фанди возбуждается резо-
нансная стоячая волна, узел которой распо-
лагается на входе в залив В результате
высота прилива увеличивается по длине за-
лива от 3 до 15,6 м
Тот факт, что акватории многих морей, по
существу, являются полузамкнутыми, а так-
же действие силы Кориолиса приводят к ро-
тации приливной волны. В Северном полу-
шарии волна движется против часовой стрелки вокруг узловой (амфидромной)1
точки, в которой амплитуда прилива равна
нулю. По мере удаления от амфидромной
точки высота прилива растет (рис. 18 11).
Длина гребня приливной волны соизмерима
с «радиусом» бассейна, в котором происхо-
дит указанное вращение, а сам «радиус»
является линией равных фаз прилива, или
котидалъной линией Концентрические
кривые с центром в амфидромной точке
представляют собой линии равной высоты
прилива. Таким образом, высота прилива
увеличивается по мере удаления от центра
вращения. В некоторых полузамкнутых мо-
рях, таких, как Северное море, имеется не-
сколько амфидромных точек (рис 18.12).
Приливы на шельфе можно в первом при-
ближении классифицировать на высокие (вы-
сота > 4 м), средние (высота 2-4 м) и низкие
(высота < 2 м).
Рнс. 18.11. Движение приливной волны вокруг амфидромной точки в направлении против часовой стрелки [468].
1 Точка, где теоретически отсутствуют приливные течения-Прим ред
222
Часть 3
Совершенно очевидно, что в полузамкнутой морской акватории с вращательными приливными движениями скорость прилива в точке изменяется как по величине, так и по направлению. Изменение вектора скорости во времени удобно представлять в форме эллипса прилива, неравенство осей которого прямо связано с асимметрией векторов приливных скоростей (рис. 18.13).
Из природы приливных эллипсов вытекает важное седиментологическое следствие. Заметная периодичность скорости приливных течений ведет к цикличности движения взвешенного материала, когда фаза перемещения взвеси сменяется фазой выпадения ее из потока В результате такой ци-
Рис. 18.12. Амфидромные точки, котидальные линии и линии равных приливов для шельфа Ceверо-Западной Европы 1 -котидальные линии, ч, 2-высота прилива, футы [468]
кличности формируется своеобразное расслоение (по содержанию взвеси) приливного течения При смене направления течения вновь формируется расслоенность, существование которой наряду с другими факторами наводит на мысль о способности приливов воздействовать на реликтовые морские отложения.
Последнее касается увеличенных (относительно среднего уровня) приливов, которые возникают тогда, когда очень сильный за
Рис. 18.13. а-эллипс приливного течения в южной части Северного моря Внешний эллипс соответствует приповерхностному течению, а внутренний - придонному Эллипс строится путем нанесения векторов скорости для последовательных моментов приливного цикла с интервалом, равным, например, 1 ч. В случае 12-часового приливного цикла соседние векторы отстоят друг от друга на 360/12 градусов Таким образом, скорость приливных течений изменяется во времени как по величине, так и по направлению Вместе с тем может иметь место результирующий перенос (гл. 21) [549]; б-эллипсы приливных течений (в 1 м от дна), построенные для южной части Северного моря [547]
223*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
счет ураганов или циклонов ветер со стороны моря совместно с низким барометрическим давлением приносит к берегу воду и увеличивают высоту прилива на 1000% Восстановление хороших погодных условий ведет к тому, что возникает громадная направленная к морю волна (отливная штормовая волна), которая может перемещать воду с мелководья и выносить в море детрит и фауну с межприливных областей.
1 Si. Выводы. Основную роль в физических процессах береговой зоны и шельфа играют ветровые и приливные волны. Движение воды в ветровых волнах на глубине является чисто колебательным. На мелководье в придонном слое волнового потока действует направленное к берегу переносное течение, которое накладывается на основное колебательное движение. Волны, распространяющиеся из глубоководной зоны, на шельфе начинают взаимодействовать с дном Скорость и длина волн уменьшаются, а их высота растет вплоть до разрушения волн вблизи берега. Помимо возвратно-поступательного движения воды при подходе волн по нормали к береговой линии и вдольберегового течения при косом подходе, в береговой зоне встречаются циркуляционные ячейки, которые образуются вследствие вариации высоты волн из-за рефракции и краевых волн. Часть наносов, переносимых к берегу асимметричной мелководной волной, возвращается в море благодаря действию мощных разрывных течений. Образование приливной волны обусловлено действием и неравенством силы гравитационного притяжения и центростремительной силы, т.е. сил, которые существуют благодаря вращению Луны вокруг Земли и этих двух планет вокруг Солнца Распространение приливной волны над сложным рельефом дна шельфа и береговой зоны сопровождается ротационными деформациями волны и ее усилением По этой причине приливные течения на мелководье чрезвычайно разнообразны как по величине, так и по направлению.
а также Стэнли и Свифтом [782J В работе Триккера [829] приводится теория волновых процессов, основанная на положениях общей физики.
Приложение 18.1
Теория волн на глубокой воде
Начнем с предположений о том, что наша волна гармоническая и ее амплитуда А мала по сравнению с глубиной Тогда смещение у в стационарной волне будет равно (рис. 18 14, а)
у ^ Asmkx,
(1821)
и в силу того, что длина волны X = 2л/к,
у= Asin Ц-х.
(18.22)
Теперь «остановим» нашу волну, искусственно задав встречное течение со скоростью с, равной по величине скорости распространения волны Если бы не это течение, то частицы воды двигались бы по горизонтали вперед в гребне волны и по горизонтали назад в ее ложбине, и это движение являлось бы составной частью орбитального движения. Предположив симметричность движения, обозначим скорости движения вперед и назад символами + и и — и соответственно В подвижной системе координат эти поверхностные скорости будут равны с 4- и и с - и (рис 18 14, д)
Теперь рассмотрим энергетические соотношения применительно к волновому движению. Увеличение потенциальной энергии частицы жидко-
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Очень полные и полезные обзоры по физике береговых процессов составлены Комаром [468],
224
Часть 3
сти при ее переходе из ложбины волны в гребень, т е изменение ее вертикальной координаты на величину 2А, должно быть уравновешено равным уменьшением кинетической энергии, или
откуда О=^
2п
2тдА = y m [ ( c + и)2 - (с - м)2]
(18 23)
Из уравнения (18 23) следует, что
(18.31)
2тдА = 2mcu,
так что
= CU
(18 24)
Проанализируем переход частицы воды через ось х Горизонтальная компонента скорости при этом равна с, а вертикальная-некоторой величине и Полная скорость частицы равна ] / с г +1?2,
а ее кинетическая энергия — т ( с 2 + и2). На основании закона сохранения энергии должно выполняться равенство между кинетической энергией воды выше средней линии и соответствующим уменьшением ее потенциальной энергии-
тдА
—
1
ym
(
c
2 ,
+
,
ir) -
1
—т (с -
ы)2
(18.25)
Полученное выражение представляет собой зависимость скорости распространения волны на глубокой воде от длины волны, из которой следует, что длинные волны бегут быстрее коротких Заметим, что величина скорости не зависит от глубины.
Перейдем к движению частиц воды в волне и рассмотрим точку P на рис. 18.14,6 Принимая во внимание наличие встречного течения, имеющего скорость с, запишем скорость воды на гребне волны как с - и Из закона сохранения энергии с учетом того, что у-координата точки P равна A sin 2-кх/К следует равенство
V2 - (с ~ и)2 = 2дА - s m ^ )
(18 32)
Но так как д А ~ и с , имеем
Из последнего равенства нетрудно найти, что
и2 -
C2 -
2ыс -
и2 -
{ 2wc ( 1 -
2пх \ sin - у — J ,
(18.33)
QA = -
- + НС,
(18 26) или
но так как по формуле (18.24) дА — си, находим, что
U2-W2
(18 27)
Из рис. 18.14,6 следует, что для произвольной точки P синусоидальной кривой, достаточно близкой к оси абсцисс, выполняется условие уfx = 2пА!%, или, в терминах скоростей,
V2 = с2 + и2 -
2кх 2ucsin
Введем обозначение (рис. 1814, в)
2гос 71
и получим, что
(18.34) (18 35)
и __ 2кА с X откуда
2 кАс
U= -
На основании уравнения (18.24)
и = дсл ,
поэтому дА 2пАс
(18.28)
2кх
StD ——— = COS ф .
(18.36)
(18.29) (18.30)
О«2к=онСгч*2а+теUльн-о2uиcмcеoеsмф
(18.37)
Геометрическое толкование полученной зависимости дано на рис. 18.14, в, на котором видно, что величина v включает в себя скорость противотечения с и постоянную величину и По мере прохождения нашей частицы через последовательные точки волны (как формы) величина 2гос/Х убывает. Таким образом, скорость и как бы перемещается по окружности (рис 18.14, в) в направлении часовой стрелки Переходя к неподвижной системе координат, получаем, что в волнах малой
225*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
амплитуды на глубокой воде частицы воды имеют в первом приближении циклические орбиты
Все проделанные выше расчеты заимствованы
из монографии Триккера [829], в которой читатель может найти изящную теорию ветровых и приливных волн, построенную на принципах общей физики
19
Дельты
19а. Введение. Пристальное внимание к седиментации в дельтах вызвано теми колоссальными запасами угля, нефти и природного газа, которые сосредоточены в древних дельтовых отложениях. Интерес человечества к дельтам насчитывает тысячи лет* в историческое время именно в дельтах, таких, как дельты Нила, Тигра и Евфрата, зарождалась цивилизация, складывалась культура земледелия.
Изучение более чем тридцати современных дельт [163] выявило большое разнообразие их строения, обусловленное интенсивностью руслового, волнового и приливного процессов в приустьевой зоне (табл. 19.1, рис. 19.1). Так, в классической по форме дельте Нила (которую Геродот впервые назвал «дельтой» за сходство ее формы с начертанием одноименной греческой буквы) преобладают волновые процессы, тогда как в дельте Миссисипи-русловые. Таким образом, с самого начала
очевидно, что дельта - результат противоборства реки и моря, противодействия между русловой седиментацией и переработкой речных наносов волнами и течениями.
Несмотря на разнообразие строения дельт и действующих в них процессов седиментации, каждая активная дельта включает в себя фронт дельты и собственно дельту. Последнюю составляет субаэральная часть дельты с разветвленными протоками, маршами, болотами и озерами. Фронт дельты включает приустьевые зоны отдельных проток, лагуны, приливные каналы, береговые бары и межпротоковые заливы.
Течение
Таблица 19.1. Факторы, определяющие режим, морфологию и фации дельт [237]
Морфология и седиментацион- Режим дельты ные фации дельты
Величина речного стока
Режим дельты Величина речного стока
Климат, тектоническое погружение, количество осадков, рельеф
Высота волн и приливных течений
15-91
Рис. 19.1. Диаграмма, показывающая качественную зависимость морфологии дельт от типа преобладающего на приустьевом взморье дельты процесса (-ов) Дельты • J - Миссисипи; 2 - По; 3-Дуная; 4 -Эбро, 5 -Нила; б-Роны; 7-СанФранциско; S-Сенегала, 9-Бердекина, 10-Нигера; 11 -Ориноко; 12- Меконга; ]3-Коппера; 14 - Ганга - Брахмапутры ,16- залива Папуа [289, 238]. Преобладающее действие: течений (T), волн (В), приливов-отливов (ПО)
226
Часть 3
196. Физические процессы. Попытаемся выяснить, что происходит с речной водой и осадками после того, как они покидают русло и выносятся в море. Степень их переработки волнами и приливами в общих чертах определяет морфологию всей дельты, а значит, и дельтовых фаций Вначале рассмотрим дельты, в окрестностях которых доминирует русловой процесс. Такого рода дельты формируются в озерах и небольших морях с низкими приливами. Русловым процессам принадлежит господствующая роль и вблизи дельт, имеющих протяженный и отлогий фронтальный (морской) склон, на котором теряется энергия подходящих к берегу волн. Согласно Райту [882], способность вытекающей речной струи транспортировать наносы на приустьевом взморье зависит от следующих факторов: а) энергии и 1урбулентной диффузии, б) турбулентного донного трения, в) силы плавучести.
Струи, динамика которых определяется преимущественно процессом турбулентной диффузии, имеют плотность приблизительно такую же, как и плотность окружающей струю морской или озерной воды, и называются гомопикнальными. Сравнительно высокие значения числа Рейнольдса ( > 3000) на выходе таких струй из русла свидетельствуют об их интенсивной турбулентности На рис. 19.2 показана обобщенная схема растекания турбулентной струи, а также образуемая ею дельта так называемого «гильбертова типа». Подобные дельты встречаются, когда поток с большим градиентом скорости втекает в глубоководное озеро В морях дельты этого типа относительно редки.
Тормозящее действие дна приустьевой области на втекающую в море турбулентную речную струю нередко весьма значительно, поскольку дно здесь имеет малые уклоны. В этом случае струя быстро замедляет свое движение и растекается вширь (рис. 19.3). Там, где преобладает тормозящее действие дна, струя быстро разгружается, а оседающие наносы формируют приустьевой бар, оконтуренный с обеих сторон протоками, с образованием структуры в форме буквы Y. Бары этого типа являются одним из доказательств современного выдвижения отдельных участков дельты Миссисипи.
•• •
Приустьевой J
, / серповидный бар у
(г) Вертикальный разрез
Русло
й а п 4 Вершина бара / ¾ ¾ 0 ^
Рис. 19.2. Растекающаяся речная струя и образованный ею распластанный приустьевой бар «гильбертова типа» [882]
Размер области, внутри которой поведение струи определяется эффектом плавучести, характеризуется модифицированным числом Фруда
а F' =
VeKy'
Здесь й-средняя скорость струи, h'-толщина однородного по плотности слоя, у = = 1 — pf/ps, где рг и Ps-плотности речной и морской воды соответственно. При малых величинах числа Фруда ( F « l ) , когда архимедова сила имеет решающее значение, вытекающая из русла струя распространяется над клином более плотных соленых вод. При этом струя незначительно растекается и может проникать в море на большие расстояния Подобные струи называются гипопикналъными. В дальнейшем, обсуждая седи-
227
Морские берега, шельф и фациальный анализ
ностью осадков служат приустьевые бары большинства проток Миссисипи.
Теперь проанализируем воздействие штормовых волн и течений на структуру и режим дельт. Рассмотрим эти механизмы с помощью простых моделей втекающей в море струи [883].
По мере распространения волн над протяженной областью прибрежного мелководья их энергия заметно уменьшается (гл. 18), и в пределе на чрезвычайно пологом профиле может рассеиваться вся волновая энергия При достаточно сильном волнении втекающая в море речная струя будет разрушена и перемещена Напротив, при относительно слабом волнении главную роль на приустьевом взморье играет действие речной струи (табл 19.2) На долю волн остается лишь перенос песка к берегу и формирование подводных валов вблизи широкого серповидного приустьевого бара. Косоподходящие волны способствуют нарастанию парал-
Рис. 19.3. Речная струя при наличии донного трения и образованный ею приустьевой срединный бар [882]
ментацию в эстуариях (гл. 20), мы будем говорить о том, что наиболее подходящие условия для образования клина соленой воды-это достаточная глубина русла на выходе в море и слабые приливно-отливные движения. На границе пресноводной струи и соленого клина имеет место генерация внутренних волн (рис. 19.4). Последние усиливают вертикальное перемешивание, что в свою очередь приводит к торможению потока и осаждению крупного материала на приустьевом баре. При высоком уровне воды в реке клин соленой воды оттесняется в море, и его граница проходит чуть мористее гребня приустьевого бара (рис 19.5). Здесь же завершается отложение основной массы влекомого материала, отложение более тонкой его разности продолжается на морском склоне бара. Хорошими примерами баров с уменьшающейся в море круп-
Рнс. 19.4. Струя пресной, более легкой, чем морская, воды и ее приустьевой бар [882].
15*
228
Часть 3
(fi)
О
1
2
3 км
Рис. 19.5. Продольный разрез через южную протоку дельты Миссисипи при низком (а) и высоком (б) уровнях воды. Хорошо заметно проникновение клина соленых вод при низком уровне. Осадки, отложенные ниже этого клина, обычно перемываются при высоком уровне воды Числами обозначена соленость воды в промилле [883]
дельных берегу кос и подводных валов (рис. 19.6). Перед устьем образуется обширная система островных баров, которые состоят из песка, принесенного вдольбереговыми течениями.
Как мы уже видели (см также гл 20), приливные течения в приустьевых зонах с высоким приливом стремятся разрушить клин соленой воды. Возвратно-поступательные приливные течения накладываются на однонаправленную речную струю, и в результате устье, во-первых, стремится приобрести воронкообразную форму и, во-вторых, выдвинуться в море вплоть до зоны вытянутых приливных отмелей, образовавшихся из песка эродированного приливом приустьевого бара (рис. 19.7).
Проведенное обсуждение физики явлений в приустьевой зоне позволяет нам вновь обратиться к рис. 191 и объяснить основные черты морфологии дельт с позиций руслового, волнового и приливного процессов.
19в. Современные дельтовые фации. Из всех дельт, развитие которых определяет преимущественно речной сток, наиболее хорошо исследована дельта Миссисипи. На протяжении более чем 50 лет собрано огромное количество данных о характере ее поверхно-
Таблица 19.2. Величины отношения речного расхода к волновой энергии для семи крупных дельт [883] Среднегодовой индекс эффективности расхода определяется как результат деления единичного расхода (полный расход в кубических футах в секунду/суммарная ширина всех проток реки в устье) на удельную мощность волны (полная мощность/длина фронта) Этот не корректный в смысле размерности показатель все-таки дает представление о соотношении «сил» реки и моря. Среднегодовой показатель ослабления волновой энергии определяется как отношение величин мощности волн на глубокой воде и вблизи берега, умноженное на величину коэффициента рефракции (показатель концентрации или рассеивания энергии из-за рефракции). Величина показателя ослабления, равная 1, указывает на отсутствие потерь энергии за счет донного трения. Величина 100 означает, что сохранился только 1% первоначальной энергии волн
т
Дельга
Среднегодовая величина мощ-
ности волн на глубокой воде, фунт-сила-фут/с
Среднегодовая величина мощ-
ности волн вблизи берега фунт-сила-фут/с
_
„
Средний шсход, ф у т >с 1 0
г
Среднегодовой
индекс эффективности рас-
хода
Среднегодовой п £ а з а т е л ь ослаб-
ления
Миссисипи Дунай Эбро Нигер Нил Сан-Франциско Сенегал
237,4 51,7 168,8 152,1
306,2 834,6 351,9
0,03 0,03 0,11 1,48 7,49 22,40 84,60
624,6 222,0
19,5 384,8
52,2 110,2 27,2
5477,0 1171,0 267,8
4,4 3,2 1,3 0,3
7913,3 2585,0 1299,5 202,8
42,5 37,2 4,2
229*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
сти и толще осадков [261, 263, 162, 164] Эту дельту пересекает несколько крупных проток и множество мелких (рис. 19.8). Из-за очень малых уклонов поверхности дельты русла проток близки к прямолинейным (разд. 156) Когда дельта нарастает, в ней часто возникают прораны-протоки ищут новые, с более подходящим* уклоном пути в море С возникновением проранов форма дельты напоминает «птичью лапу»: ее «когтями» являются русла, а «перепонками» — бухты в промежутках между руслами. Эти небольшие солоноватые бухты (соленость в них увеличивается в сторону моря) постепенно заполняются наносами, поступающими из устьев проток, а также во время приливов Со временем они превращаются в марши дельтовой равнины (рис. 19.9). Пространство между нарастающими маршами и протоками занимают отложения с разнообразным изменением крупности зерен по вертикали. На этой территории, по-
бар не является неизменным. Продолжающийся рост дельты служит причиной формирования мощной (50—150 м) толщи глинисто-песчаных отложений приустьевого бара, зернистость материала в которой растет снизу вверх. В некоторых местах в отложения приустьевого бара вклиниваются устьевые пески с характерным для них увеличением зернистости вниз по разрезу. На
устьевой зоны [882]
Рис. 19.6. Воздействие штормового волнения на морфологию приустьевой зоны и седиментацию в ней [882]
крытой густой растительностью, выделяются четкие контуры отложений, зернистость которых убывает снизу вверх и которые являются результатом осаждения наносов в мелких протоках [235] На взморье напротив устья расположены четко выраженные серповидные приустьевые бары. Уменьшение глубины от устья к бару означает, что
фронте дельты накапливаются мощные толщи ила, что способствует развитию здесь разного рода пластических деформаций, оползней, а также сбросовых структур (рис. 19.10).
На протяжении нескольких последних тысячелетий активные части дельты Миссисипи испытали периодические миграции (гл. 15) вдоль берега Луизианы, так как протоки мигрировали в поисках наиболее благоприятных условий стока (рис. 19. U). В результате смещения проток созданные ранее части дельты оказались брошенными рекой [691, 277]. Уплотнение илов в этой части авандельты способствовало ее погружению, а это в свою очередь-переработке дельтовых отложений волнением. Таким образом формируются характерные фации брошенных дельт, располагающиеся в верхней части комплекса фаций лопастных дельт (рис. 19.12). Действует специфический механизм, циклично «переключающий» работу дельт и обусловленный общим тектоническим опусканием дельтовой области (как это происходит в Мексиканском заливе).
Перейдем теперь к анализу смешанного
230
Часть 3
(прилив - волнение) режима на примере дельты Нигера [9, 621], которую рассмотрим для сравнения с дельтой Миссисипи. Для наиболее низкой части дельты характерны прибрежные бары, отделенные друг от друга приливными промоинами (рис. 19.13). Основное русло Нигера (а это седьмая по величине расхода река в мире) разбивается здесь на множество мелких рукавов, каждый из которых подвержен действию приливов. Песчаный материал в дельте, отложенный при отливе, перераспределяется вдоль берега во время штормов, которые достигают здесь большой силы. На фациальной блок-диаграмме (рис 19.13) показано, что на фронте дельты Нигера преобладают отложения, аккумулирующиеся в приливных промоинах, а также пески прибрежных баров. Дальнейшее продвижение дельты может привести к частичной переработке и размыву фаций из верхнего осадочного слоя.
Дельты на побережьях с высоким приливом и умеренным волнением, такие, как дельты Ганга-Брахмапутры [160] и залива Папуа [260], имеют своеобразный набор фаций фронта дельты. Здесь также разбросано множество островков, разделенных приливными промоинами. По мере удаления от берега острова приобретают вытянутые очертания и ориентацию по нормали
Рве. 19.8. Блок-диаграмма строения и основных фаций современной дельты Миссисипи типа «птичья лапа» CU - увеличение крупности отложений снизу вверх. Приустьевые песчаные формы образуются в результате нарастания и выдвижения в море приустьевого бара [263].
I 600м , Залив Гарден-Айленд
0,3 0,6 0,9
0,9
V 'Приустьевой ^
^tb.'- \ ^срединный бар
Рнс. 19.9. Схема меженного приустьевого бара (преобладание трения и торможения, ср. с рис 19 3) перед устьем протоки, впадающей в залив (о. Гарден) [164].
231*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
к береговой линии (рис. 19.7 и 21.3). Выдвижение дельты ведет к тому, что острова разделяют приливно-отливные течения и покрываются тонкозернистыми осадками приливных и надпридивных фаций. Пространства между островами, будучи первоначально приливными промоинами, в конце концов, по мере разрастания дельты, становятся руслами проток.
19г. Древние дельтовые фации. Многие из современных дельт развиваются в условиях погружающихся континентальных окраин, особенно на неактивной в тектоническом отношении континентальной окраине Атлантического океана. Исследования дельтовых толщ при разведке на нефть показали, что многие из них представляют собой окончательный результат очень длительного в геологическом смысле унаследованного процесса выноса твердого материала. Поэтому под современными дельтами залегает толща древних дельтовых отложений большой мощности (2-8 км). Превосходное под-
Рис. 19.10. Процессы подводного перемещения обломочного материала и разломы в осадочной толще вблизи дельты Миссисипи [161]. 1 - периферийные разломы и оползни; 2 - о с и грабенов; j-диапиры (глинистые бугры); 4-выходы газа и грязевые вулканы; 5-мутьевые потоки; 6 - д у гообразные разломы и оползни; 7-глубинные разломы
тверждение этому можно встретить как в Мексиканском заливе (рис. 19.14), так и на атлантическом побережье Нигерии. Детальные электрокаротажные исследования, фациальный и микропалеонтологический анализы помогли понять закономерности строения дельт и их последовательного продвижения. Несколько позже (гл. 31) мы будем говорить о том, что такие крупномасштабные выдвижения дельт приводят к образованию почти идеальных условий для улавливания нефти. Данные электрокаротажа эоценовой группы Уилкокс (гл. 31) позволили провести разделение аллювиальных осадков и отложений дельт, в формировании которых большое значение имели волновые процессы [258, 259]
На основе изучения керна и геологических разрезов угленосных отложений каменноугольного времени в зоне Мидконтинента и в Аппалачах, США, были составлены впечатляющие фациальные карты (рис. 19.15), демонстрирующие широкое распространение дельтовых литофаций [849]. При дальнейшем обследовании бассейнов Покахонтас и Данкард в Западной Виргинии и Пенсильвании [254, 253] была найдена древняя дельта, в формировании которой основная роль принадлежала волновым процессам. Вдоль ее фронта протягивается обширный пояс однородных песчаников, которые образовались из отложений древнего берегового вала (рис. 19.16).
232
Часть 3
1 Сейл-Сайпрмор 2 Кокодри ЗТеч 4 Сен-Бернар 5 Jla-Фурт бПлакмин 7Бэлайз
х&л WrX х&л гон ig~i х&л хил
Наиболее детальное изучение фаций древних дельт проведено на севере Англии: отложения Юрдельского цикла намюрского яруса были описаны Эллиотом [236], а дельты Милстон-Грит (также намюрского яруса)-целой группой геологов [7, 665, 870, 166, 545]. Юрдельский цикл содержит отложения трех лопастей дельт, при образовании которых доминировали русловые процессы.
Рнс. 19.11. «Лопасти» дельты Миссисипи в голоцене [463, 161].
Расшифровка этих толщ стала возможной благодаря маркирующим фациям брошенных дельт (таким, как угли, а также береговые и баровые песчаники), аналогичных островам Шанделур у внешнего края дельты Миссисипи (рис. 19 17)
Комплекс дельтовых отложений «Милстон-Грит» включает в себя две толщи, в основании каждой из которых залегают аргиллиты, которые выше по разрезу замещаются турбидитовыми песчаниками. Последние в свою очередь переходят в песчаники, образовавшиеся в дельтах очень больших рек с почти прямолинейным руслом. Склон дельты пересекался глубокими руслами подводных каналов, по которым обломочный материал транспорти-
Рис. 19.12. Цикличность дельтовых отложений в условиях общего опускания дельтовой области и нарастания берега [162].
233*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Рис. 19.13. Блок-схема позднечетвертичных фации дельты Нигера [621]. Обсуждение см в тексте. 1 - русло реки, 2-приливный желоб, 3-прибрежный бар, 4-солоноватоводные и пресноводные алевриты и глины; 5 - морские алевриты и глины.
ровался вплоть до конусов выноса (рис. 1918). Заметно также некоторое изменение фаций дельты за счет переработки отложений волнением и приливами
В схожих фациях отложений намюрского яруса в западной Ирландии [682] обнаружены разломы (гл. 11).
Аллювиальные фации
Продельтовые и морские глины
Рис. 19.14. Схематический обобщенный разрез через Южную Луизиану, показывающий последовательное нарастание дельты Миссисипи в миоцене на фоне периодических трансгрессий. Заметен диахронизм трех основных фаций [189].
19д. Выводы. Для правильного понимания процессов осадконакопления в дельтах следует помнить о том, что речная струя, выходя на предустьевое взморье, подвергается воздействию: а) тормозящей силы, возникающей за счет диффузии и турбулентности ; б) силы донного трения; в) силы плавучести; г)волн; д)приливов. Взаимодействие этих различных динамических факторов и определяет наблюдаемое разнообразие строения дельт. Дельты и соответственно дельтовые отложения могут быть классифицированы по относительной роли русловых, волновых и приливных процессов. Циклически построенные отложения фронта дельты с характерным увеличением зернистости снизу вверх нарушаются вклинивающимися песчаными отложениями русел и приустьевой зоны (зернистость убывает снизу вверх) или отложениями приливных желобов. Самая верхняя часть клина выдвигающейся дельты включает в себя мелкозернистые
Рис. 19.15. Распределение фаций, связанных с тремя большими комплексами дельтовых отложений группы Марматон (средний пенсильваний), на северо-востоке США [849]. /-морские фацин; 2-дельтовые песчаники; 3-дельтовые аргиллиты; 4-аллювиальные фации; 5-невысокие возвышенности
Рис. 19.16. Разрез через бассейны Покахонтас и Данкард в Западной Виргинии и Пенсильвании, на котором хорошо видны фации дельт и прибрежного бара, развитого на фронте [254]. 1 - аллювиальные фации; 2-фации дельтовой равнины и уголь; 3 -кварцевые пески фации бара; 4-прибрежные фации; 5-морские известняки
235*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Рис. 19.17. Лопасти дельты с сильным развитием русловых процессов (отложения каменноугольного Юрдельского цикла в северной части Англии), а-карта, показывающая три отдельные дельтовые лопасти, б-меридиональный (С-Ю) разрез через центральную лопасть [236].
Рис. 19.18. а-меридиональный ( С - Ю ) разрез через центральную часть намюрского бассейна Пеннин в Северной Англии. Показаны основные литостратиграфические единицы и их общепринятое толкование, б-палеогеографическая реконструкция системы дельт Киндерскот [7, 665, 166, 545, 238]
Дельтовые
Конусы
пески турбндатных песков
236
Часть 3
осадки и торфяники, образовавшиеся в болотах поблизости от края дельты. Относительно крупнозернистые осадки фронта дельты и желобов являются превосходными коллекторами нефти и газа, тогда как в болотах, где мало обломочного материала, формируются отложения угля, обязанного своим происхождением болотным торфяникам.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Предложенная Бейтсом [59] концепция о роли речных струй в жизни дельты удачно развита Райтом [882] Обобщенное описание современных и древних дельтовых отложений дано Колманом [161] и Эллиотом [238] Множество интересных статей содержится в монографиях под редакцией Моргана [587] и Бруссарда [129]
20
Эстуарии
20а. Введение. Эстуарий по определению Д. Притчарда-это «полузамкнутая прибрежная акватория, имеющая свободное сообщение с открытым морем и в которой морская вода в значительной степени смешана с пресной речной водой» [650]. Приведенное определение ограничивает термин «эстуарий» условием взаимодействия морских и речных вод, поэтому ни реки, по которым поднимается приливная волна, ни большие воронкообразные морские акватории (такие, как залив Фанди, губа Северн) к разряду эстуариев не относятся. Следует отметить, что многие приустьевые части рек в дельтах имеют черты эстуариев.
Важнейшим типом современных эстуариев являются затопленные речные долины, которые оказались под водой вследствие раннеголоценовой послеледниковой трансгрессии. Такие эстуарии весьма характерны для приморских низменностей, примыкающих к континентальным окраинам атлантического типа (пассивным). Прекрасные образцы эстуариев можно увидеть в Новой Англии, а также в южной части США на Приатлантической низменности. На побережье Северо-Западной Европы встречается множество эстуариев воронкообразной формы. Та сравнительно заметная роль, которая принадлежит эстуариям на некоторых современных побережьях, а также высокая скорость осадконакопления в них могут дать неверное представление о значении эстуариев в геологическом прошлом. Эстуа-
рии, без всякого сомнения, имели место в геологическом прошлом, однако встречались эти природные объекты значительно реже, чем современные обширные затопленные долины.
206. Динамика эстуариев. Перемешивание пресных и соленых вод в эстуариях порождает специфическую циркуляцию, особенности которой зависят от поля градиента плотности. Осадочный материал здесь может быть как речного, так и морского происхождения, а при осадкообразовании может идти как флокуляция частиц и устойчивое накопление их на дне, так и взвешивание уже осажденного материала [473, 474, 715]
Динамика вод и осадков в эстуариях тесно связана с относительной интенсивностью приливных, русловых и волновых процессов. Фундаментальный подход к динамике эстуариев основан на принципе солевого баланса [649], согласно которому быстрота изменения солености в данной точке определяется двумя процессами- диффузией и адвекцией, т е. латеральным и вертикальным перемешиванием вод. Диффузия ограничена рамками турбулентного перемешивания, тогда как адвекция связана с потоками пресной и соленой воды, входящими в общую циркуляцию, а также с разрушающимися внутренними волнами. По динамическому режиму воды и осадков эстуарии могут быть подразделены на четыре типа, переходящие один в другой [651, 714].
237
235* Морские берега, шельф и фациальный анализ
Для эстуариев типа А характерно господ- ния, которые разрушают поверхность раз-
ство русловых процессов, тогда как роль дела между соленой и пресной водой и бла-
приливов и ветровых волн в них сведена годаря процессам адвекции и диффузии
к минимуму (рис. 20.1, а) Важной частью та- формируют более плавный градиент соле-
кой системы является сходящий на нет ности между дном и водной поверхностью.
вверх по течению клин соленой воды, над Вращение Земли обусловливает небольшой
которым идет сток речных вод. Картина перекос поверхности смешения и отклоне-
в точности повторяет ту, что была рассмо- ние влево (в Северном полушарии) прилив-
трена выше на примере предустьевого ного течения, направленного вверх по реке.
взморья дельты Миссисипи (гл. 19). На чет- Сильное воздействие на динамику осадков
кой границе между соленой и пресной водой оказывают знакопеременные подвижки со-
образуются внутренние волны, которые леной воды в различные фазы прилива [6].
способствуют проникновению в ограни- Так, осадочные частицы речного происхо-
ченных пределах соленой воды в пресную ждения двинутся по различным и сложным
(адвекция), но не наоборот. В зоне выклини- траекториям (обычно типа «мертвой пет-
вания соленого слоя может появиться от- ли») вследствие попадания их в соленый
мель, так как скорость реки в придонном слой и перемещения приливным течением
слое уменьшается, и вследствие этого на- вверх по реке. Таким способом формируется
чинается отложение влекомого рекой мате- максимум мутности, локализованный
риала. Эта зона аккумуляции мигрирует в нижних слоях толщи эстуариевых вод
вверх или вниз по течению в зависимости от (рис. 20.2).
величины расхода воды в реке и в значительно меньшей степени-от приливных колебаний. Таким образом, мелкий донный материал, а также осажденные на дно флокулы взвеси периодически (при высоком уровне воды в реке) размываются и выносятся из эстуария.
Важно отметить, что во многих эстуариях отмечаются переходные типы (А/Б или Б/В) в зависимости от относительной интенсивности русловых и приливных потоков в отдельные времена года.
Эстуарии типа В (рис. 20.1, s) характеризуются вертикальной однородностью вод-
Эстуарии типа Б (рис. 20.1, б) называются ной толщи по всему поперечному сечению,
«частично перемешанными». Заметное вли- поскольку сильные приливные течения
яние на структуру эстуариев этого типа в эстуариях этого типа полностью размы-
оказывают турбулентные приливные тече- вают границу раздела между соленой и пре-
сной водой. Здесь господствуют процессы
продольной и поперечной адвекции, а также
поперечной диффузии. Вертикального гра-
Рис. 20.1. Четыре типа эстуариев [651] Описа- диента солености больше не существует,
ние их см. в тексте.
а общая для всего сечения соленость возра-
238
Часть 3
D "У Зона аккумуляции
- W жидкого HJW __ ^ Ядро мутности
J /S
J I /С 1 I I
ощущается действие приливов, окружены низменно-отливной отмелью с засоленными маршами (мангровыми болотами в тропических эстуариях), пересеченной неболь-
Нулевая точка
шими естественными каналами стока Вы-
движение всего эстуария вместе с прилегаю-
Рис. 20.2. Схематический продольный разрез че- щей приморской низменностью в море
рез частично перемешанный эстуарий; показаны приводит к тому, что донные отложения
ядро мутности и зона аккумуляции жидкого ила вблизи нулевой точки [5].
эстуария перекрываются отложениями приливно-отливных отмелей, крупность мате-
стает вниз по течению. Небольшой горизон- риала которых убывает снизу вверх (гл 21).
тальный градиент солености в поперечном При изучении наиболее ярких представите-
направлении все же имеет место. Как и лей эстуариев типа С, таких, как эстуарий
в эстуариях типа Б, он обусловлен враще- Паркер в Новой Англии, были обнаружены
нием Земли. Динамика осадков находится приливно-отливные желоба и обширные
под контролем мощных приливных течений, дюнные поля, их окружающие [351] Обло-
а также своеобразной циркуляции, которая мочный материал в подобные эстуарии по-
обусловлена поперечным градиентом соле- ступает преимущественно со стороны от-
ности. Во внутренних частях некоторых при- крытого моря. Так, в эстуарии Темзы
ливных эстуариев вблизи дна обнаружены в Англии крупность донных отложений убы-
зоны с чрезвычайно высокой концентрацией вает вверх по течению, а раковины морских
взвешенного осадочного материала, кото- остракод обнаруживаются в 20 км вверх по
рая, по-видимому, обусловлена флокуля- эстуарию от их местообитания [648]. В вер-
цией (см., например,, [648]). В то же время тикальном разрезе можно обнаружить пач-
осаждения материала, связанного с эффек- ки поперечнослоистых отложений, ориенти-
тами на соляном клине, как правило, не про- рованных в направлении приливно-отлив-
исходит в связи с сильным приливным ных течений, которые чередуются с гли-
перемешиванием
нистыми прослоями, осажденными при
Эстуарии типа Г (рис. 20.1, г) завершают размыве смежных участков дна эстуария.
классификацию эстуариев и обнаруживают Существенные фациальные различия от-
как вертикальную, так и поперечную одно- мечаются в тех довольно многочисленных
родность по величине солености. В равно- эстуариях, которые окаймлены со стороны
весных условиях диффузия соли вверх по те- моря барами. Эти бары сложены мелкозер-
чению возмещает ее потери при адвектив- нистым материалом, в том числе с флазер-
ном перемешивании. Движение осадков ной лентовидной и волнисто-слоистой тек-
полностью определяется приливными дви- стурой [386]. Эстуарии типов В и
жениями, и какое-либо осаждение их здесь Г постепенно переходят в приливный шельф
не наблюдается.
с характерными для него грядами
В нашем коротком обзоре, посвященном Вследствие постоянного перемешивания
динамике эстуариев, сделан упор на взаимо- пресных и соленых вод в эстуарии фауна
действие между рекой и приливом. Большая в нем должна быть хорошо приспособлена
часть всех эстуариев относится к типу Б, к пространственно-временным изменениям
и все такие эстуарии имеют «склонность» солености. Для оконтуривания зон с относи-
к аккумуляции осадков, особенно тонких тельно высокой соленостью при фациаль-
фракций. Признавая важность этого эффек- ном анализе отложений эстуариев особенно
та, тем не менее необходимо отметить, что полезны остракоды. Соотношение коли-
адвективные, направленные в море потоки честв раковин пустых и с моллюсками дает
тонкозернистых мелких осадков могут под- к тому же возможность проследить напра-
хватываться приливными и волновыми те- вление результирующего переноса донного
чениями и выноситься далеко на шельф. материала в эстуарии [648].
20в. Современные фации эстуариев. Эстуа- 20г. Древние фации эстуариев. в усл0виях, рии типов Б, В и Г, т. е. эстуарии, в которых когда берег без дельт выдвигается в сторону
239*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
моря, фации эстуариев могут перекрывать и отчасти внедряться в разнообразные прибрежно-морские фации. При такой пестроте фаций успешная идентификация фаций эстуариев зависит от нахождения следов воздействия приливов на отложения, а также от доказательства их образования в условиях промежуточной солености. Деятельность приливов относительно легко устанавливается в обломочных породах. Сведения о величине солености могут быть получены только на основе биологических данных (см., например, [397]). Указанный подход позволяет идентифицировать дофанерозойские эстуариевые фации.
При исследовании эоценовых отложений Лондонского бассейна были выделены два типа фаций древних эстуариев [98] Образование фаций первого типа, которые состоят из илов, в различной степени литифицированных, и включают флазерные, а также ленточные прослои с косой слоистостью, связывается с боковым нарастанием за счет аккумуляции в приливном канале. Второй тип фаций, состоящий из образовавшихся из сложенных илистыми катунками конгломератов с плоскопараллельной косой слоистостью, связывают с выполнением эрозионных промоин. Привести какие-либо доказательства морского приливного генезиса этих слоев не удается из-за отсутствия фауны и редкой встречаемости ходов илоедов Таким образом, осадконакопление в древних эстуариях в принципе было возможно, однако доказать это,. опираясь на имеющиеся данные, пока затруднительно (детальное обсуждение можно найти в работе [308]).
Совершенно иной подход к проблеме дал возможность Кемпбеллу и Оаксу [140] сделать предположение об эстуариевом происхождении нижнемеловой формации ФоллРивер в шт. Вайоминг. Здесь песчаники предположительно эстуариевого генезиса образуют черепитчато перекрывающие друг друга по направлению к морю комплексы, в которых более молодые отложения выполняют эрозионные промоины в более древних отложениях. Эти промоины оконтурены фациями приливно-отливных отмелей или морскими отложениями и внедряются в толщу косослоистых флювиальных песчаников. Залегающие сверху
эстуариевые фации охватывают обширные площади. Эти отложения имеют косую слоистость, тогда как залегающие ниже эстуариевые фации обнаруживают знаки ряби и флазерную внутреннюю слоистость Расположение предполагаемых эстуариевых фаций в мелководных эрозионных промоинах связывается с периодическим отчленением от моря отдельных рукавов эстуария. Эта модель седиментогенеза подтверждается некоторыми палеонтологическими данными. Довольно близким современным аналогом, по-видимому, является приливный эстуарий Нит в Салуэй-Ферт в Шотландии, где периодически наблюдается отчленение эстуария от реки [873]. Такой механизм должен приводить к переслаиванию фаций приливно-отли вной отмели и эстуариево-речных фаций при наличии почти повсеместных донных форм [591].
20д. Выводы. Эстуарии являются полузамкнутыми прибрежно-морскими образованиями, имеющими свободный водообмен с морем. Перемешивание соленых и пресных вод приводит к развитию эстуариевой циркуляции. По степени важности процесса перемешивания все эстуарии могут быть подразделены на четыре типа. Эстуариевые фации, включающие русловые илы, алевриты и пески, формируются под действием сезонных русловых и ритмических приливных процессов. В сторону моря эти фации постепенно замещаются «чисто» морскими отложениями, а в сторону реки-чисто аллювиальными. Обычно эстуарии окаймлены приливно-отливной отмелью, сложенной тонкозернистым материалом с солоноватыми маршами. Фации древних эстуариев следует идентифицировать с помощью остатков чувствительных к изменениям солености фауны и флоры, а также с учетом региональных фациальных тенденций.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Хорошим введением в динамику эстуариев являются работы [714, 728] При дальнейшем изучении проблемы целесообразно обратиться к двухтомному сборнику [863], в статьях которого рассмотрен широкий круг чисто научных и прикладных задач
240
Часть 3
21
Линейно-вытянутые побережья с терригенным осадконакоплением
21а. Введение. Основные обстановки при- роне бара, защищенной от действия штор-
брежного осадконакопления включают: мовых волн, образуется типичная приливно-
а) пляжи и приливно-отливные отмели, отливная отмель
б) бары, косы и лагуны, в) грядово-лож- Грядово-ложбинная пребрежная равнина,
бинные прибрежные равнины-ченирплейны или ченирплейн-это участок приморской
и г) прибрежное мелководье. В природе низменности, занятый глинистым маршем
встречаются сложные сочетания этих обста- и пересеченный протяженными валами, ко-
новок, и все они могут существовать одно- торые сложены створками мелководных
временно в дельтах и эстуариях.
моллюсков и имеют до 3 м в высоту и до
До сих пор нет удовлетворительного 50 км в длину. Классические ченирплейны
определения различий между пляжем и при- можно встретить в шт. Луизиана (США)
ливно-отливной отмелью, но обычно под к западу от современного выступа дельты
пляжем понимают узкую полосу, располо- реки Миссисипи. Периоды нарастания или-
женную между линиями полной воды стой отмели совпадают здесь по времени
и средним уровнем и подверженную актив- с интенсивным выносом илистого материа-
ному воздействию волн. Размер зерен осад- ла из дельты Миссисипи, который разносит-
ков на пляже возрастает в сторону берега. ся вдольбереговыми течениями. Когда же
Напротив, приливно-отливная отмель име- твердый сток реки мал, происходит размыв
ет сравнительно большую ширину, в этой илистой отмели. Волны не только эроди-
зоне преобладают приливно-отливные дви- руют ее поверхность, но и выбрасывают на
жения, а размер зерен материала убывает нее ракушу, формируя характерные раку-
вверх по склону. Приливно-отливные отме- шечные валы, ограничивающие илистую от-
ли характерны для открытых берегов, под- мель со стороны моря.
верженных высоким приливам, а также для
тыльных сторон островных баров в обста- 216. Физические процессы. В общих чертах
новке умеренных приливов.
мы уже обсуждали некоторые особенности
Для образования и поддержания при- динамики волн и приливов (см. гл. 18) Те-
брежных баров необходимо устойчивое по- перь мы остановимся на тех деталях этих
ступление песчаного материала из какого- процессов, которые в первую очередь
либо источника, например реки или вдоль- влияют на морфологию берега. Хейс [354,
берегового течения. На берегах с высоким 355] показал, что изменения морфологии за-
приливом бары не образуются. Бары у бере- висят как от высоты прилива (рис. 21.1), так
гов с низким приливом имеют прямоли- и от энергии волн (рис. 21.2). На берегах
нейные очертания и большую длину. Седи- с высокими приливами действуют сильные
ментационные процессы протекают в лагу- приливные течения. Предполагая наличие
нах на тыльной стороне баров и связаны осадков с разной величиной зерен, получим,
преимущественно с явлением перелива что величина зерен слегка увеличивается
штормовых волн через бар. На берегах в сторону моря на поверхности приливно-
с умеренными приливами бары прорезают- отливной отмели, сформировавшейся в ре-
ся частыми приливными промоинами, на зультате нарастания берега. Теперь энергия
выходе из которых, в лагуне, формируются волн в значительной степени рассеивается
крупные приливные дельты. На тыльной сто- на этой слабо наклоненной поверхности, и,
241*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
кроме того, волны не могут продолжитель- следующее выражение для локальною
ное время разрушаться в одной и той же зо- уклона (tg р) подводного берегового склона:
не приливно-отливной отмели. Таким обра-
зом, эффективность воздействия волн на t g P = t g < | > ( - b ^ , такого рода берегах при наличии высоких
(21.1)
приливов заметно уменьшается. Противо- где ф-коэффициент внутреннего трения; положный вывод можно сделать для случая, с-показатель асимметрии потока энергии когда приливы малы и к берегу подходят
волны с большой энергией. Различные типы
морфологии берегов представлены в обоб-
щенном виде на рис 21 3.
Возвращаясь к более детальному анализу,
кратко остановимся на особенностях под-
водного берегового склона (рис. 21.4). Срав-
нение зимнего и летнего профилей обнару-
живает значительные различия (рис. 21 5).
Летом пологие волны зыби переносят осад-
ки к берегу и образуют бермы. Зимой крутые
штормовые волны выносят осадки в море,
формируя валы внешней зоны. Ячейки раз-
рывных течений зимой наблюдаются вбли-
зи относительно крутых пляжей. Уклон под-
водного берегового склона определяется
ЛинейОстров- Прилив- ные
Приливноотлив- Засо-
Рис. 21.2. Зависимость изрезанности береговой линии от отношения интенсивности волнения и высоты прилива. Зона высокой энергии А соответствует условиям бухты Джеман, зона средней энергии В-условиям бухты Джорджия и зона низкой энергии С-условиям западной части бухты Флорида [352].
Рис. 21.1. Изменение морфологии берега в зависимости от высоты прилива [354].
асимметрией переноса наносов к берегу и от него Вследствие трения и фильтрации волновые движения воды от берега, как правило, несколько слабее, чем к берегу Осадки, таким образом, перемещаются вверх по склону до тех пор, пока не установится динамическое равновесие. Галечные отложения имеют наибольшую проницаемость, а галечные пляжи соответственно-наибольший уклон. Допустив, что сила тяжести противодействуе1 перемещению осадков к берегу, Инман и Бэгнольд [411] нашли
16-91
асимметрия велика (с 0), то tg р tg ф, и уклон приближается к естественному откосу
Увеличение размера зерен осадков в направлении уреза наблюдается почти на всех берегах и объясняется тем фактом, что прямое орбитальное движение воды под гребнем мелководной волны имеет малый период и большую мощность в сравнении с обратным движением [38]. Поэтому движение к берегу для крупного материала оказывается более предпочтительным.
Происхождение и динамика приливно-отливных отмелей зависят от стабильноста поступления осадков, и в первую очередь алеврита и глины, а также от степени волновой активности. Поступление мелкодисперсного обломочного материала в при-
242
Часть 3
Волны
брежную зону контролируется двумя сходными процессами, запаздыванием при влечении твердых частиц и запаздыванием при их осаждении (рис. 21.6) Именно эти процессы контролируют аккумуляцию алевритовых и глинистых частиц на высоких приливно-отливных отмелях. Ограниченное из-за когезии осадков просачивание воды в осадки приливно-отливных отмелей способствует поверхностному стоку по ним и развитию сети приливных желобов. Эти желоба работают подобно артериям и венам, при приливе направляя воду на приливную отмель, а при отливе концентрируя ее сток Кроме того, по желобам идет сток дождевой воды, выпадающей на приливно-отливную отмель при отливе или невысоком приливе [124].
Вопрос об образовании баровых систем до сих пор остается дискуссионным, несмотря на более чем столетние исследования. В ранних теориях предполагалось, что такие системы образуются вследствие роста и выхода на поверхность подводных валов, расположенных первоначально во внешней зоне Однако отсутствие под современными лагунами характерных для внешней зоны фаций ставит под сомнение это предположение, хотя некоторые бары все же имеют именно такое происхождение Подтверждением тому может служить дуга островных баров, образующих острова Шанделур, которые оконтуривают дельту одного из бывших рукавов реки Миссисипи-Сент-Бернард (см гл 19). Время от времени неко-
Рис. 21.3. а-обобщенная морфология идеализированного берега с большими приливами и умеренной волновой активностью Обращает внимание отсутствие островных баров и наличие приливных борозд, б-идеализированный берег со средними по высоте приливами и умеренным волнением Видны бары, приливные промоины и дельты, образующиеся при отливе, в-идеализированная схема берега со слабыми приливами и умеренным волнением Наблюдаются обширные переливы и приливные направленные к берегу дельты, приуроченные к редким приливным промоинам [352]
Зона эаплеска Предфрон- периодически Зона
тальпая запиваемого верхнего
Рис. 21.4. Морфологические элементы береговой зоны.
Образованный зыбью (летний) профиль
Рнс. 21.5. Различия между зимним и летним профилями берегового склона [468]
243
Морские берега, шельф и фациальный анализ
1
3
1
V
о
2
Рис. 21,6. а - запаздывание при влечении Обломочная частица, находящаяся на приливной равнине в точке 1, во время прилива увлекается потоком (водная масса А), скорость которого в этой точке равна Uc Вследствие уменьшения скорости течения до величины 1¾ частица прекращает движение Когда при отливе водная масса А возвращается в точку 2, ее скорость оказывается меньше критической величины Uc, необходимой для перемещения частицы. Эта скорость достигается только в водной массе В, которая при отливе уходит не столь далеко от берега, как водная масса
A. Таким способом осуществляется перемещение частицы из точки 1 в точку 3, б-запаздывание при осаждении. Обломочная частица, находящаяся в точке 1 на приливно-отливной отмели, поднимается во взвесь во время прилива и попадает в водную массу А В точке 2 замедление потока делает невозможным поддержание частицы во взвеси, и частица начинает оседать. При этом горизонтальное перемещение частицы приливным течением продолжается, и в конце концов она достигает дна в точке 3, расположенной ближе к берегу, чем точка 2 Следовательно, при отливе водная масса А уже не в состоянии вновь поднять частицу во взвесь; это проделывает водная масса
B, которая подхватывает частицу и переносит ее в точку 4. Таким способом осуществляется результирующий перенос частицы в сторону берега (из точки 1). Обе схемы заимствованы из статьи [591], которая в свою очередь основана на результатах работы [797]
торые из этих островов размываются при ураганных штормах, однако затем намываются вновь на сохранившихся подводных частях песчаных баров [622] По более поздним воззрениям, бары-результат погружения обычного причлененного пляжа во время трансгрессии [388] Наконец, согласно
концепции, впервые предложенной Гилбертом [297], бары образуются вследствие отчленения и изоляции кос.
Новая комплексная теория, объясняющая локализацию баров, была не так давно разработана на основе детального картирования морского дна вблизи полуострова Делмарва в бухте Делавэр (США) [331]. Эта теория, хотя и ставит целью объяснить происхождение баров, признает роль в современных процессах древнего рельефа, который сформировался при низком стоянии уровня моря" в последнюю ледниковую эпоху Регрессионная стадия оставила после себя сеть водотоков, разделенных водоразделами Когда началась фландрская трансгрессия, на берегах, прилегающих к водоразделам, стали формироваться пляжи, а в приустьевых зонах рек-эстуарии По мере продолжения трансгрессии в зависимости от высоты водоразделов и густоты сети водотоков в различных частях бывшей суши формировались бары, косы, лагуны и приливно-отливные равнины Указанная модель унаследованного развития может быть широко использована при изучении эволюции баров (см также работу [616]).
Совершенно очевидно, что происхождение баров тесно связано с трансгрессией моря, однако менее очевидно, каким способом в системе бар-лагуна поддерживается морфологическое равновесие. Новейшие исследования [658] показывают, что в трансгрессивную стадию развития берега быстрый подъем уровня и небольшое поступление песка способствует пошаговому отступанию бара Постепенно бар отмирает, и лагунные фации оказываются в прибрежной зоне (или даже на шельфе). Одновременно на месте бывшей лагуны образуется новый бар. На берегах, где скорость трансгрессии невелика, а песок поступает в достаточном количестве (например, с суши, имеющей достаточно расчлененный рельеф; см. работу [107]), может образоваться протяженная зона деформации волн и даже произойти нарастание берега.
Приливные промоины в теле бара образуются преимущественно на берегах с приливами средней высоты и имеют важное значение-по ним идет поступление осадков в лагуну, расположенную с тыльной стороны бара, и благодаря им по обе стороны
16*
244
Часть 3
от бара поддерживается динамическое равновесие наносов в поле приливных течений. Бары, расположенные вдоль берегов с низкими приливами, не способны поддерживать такого рода равновесие; основной механизм поступления материала в лагуну связан с переливом воды через бар во время штормов.
21 в. Современные фации линейно-вытянутых побережий.Основные морфологические элементы выровненных аккумулятивных берегов показаны на рис 21.3 Как уже говорилось, вообще на морских берегах имеет место увеличение размера зерен донных отложений в направлении к урезу. Поверхность подводного берегового склона осложнена различного рода валами, «холмами» и желобами, а также образованными волновыми течениями рябью и дюнами (рис. 21.7, 21 8).
Валы внешней зоны встречаются на всех берегах, за исключением берегов с очень высокой волновой активностью, причем их расположение сложным образом зависит от положения линии разрушения волн Высота располагающихся сериями параллельных берегу или же серповидных подводных валов возрастает в сторону моря (и может превышать 1,5 м), что, по всей вероятности, согласуется с глубиной обрушения волн различной высоты В разрезе отложения подводного вала (рис. 21 8) обнаруживают ко-
и меньшей амплитуды, встречаются в зоне заплеска широких песчаных приливно-отливных отмелей, а также на пляже, обусловливая своеобразный рельеф, состоящий из невысоких гряд с промоинами на обращенных к берегу склонах. Характерные для прибрежных условий ячейки разрывных течений иногда распространяются вплоть до внешнего подводного вала и служат причи-
100
200
300 N
I
I
1
Перестройка Деформированные волны Скользящие
волн
буруны
Буруны/прибой
Перестройка волн
— . * — — -—. л
Vf^.
N 4 Внутренний вал
Средний уровень
/\ \
6 --
/
\
\
Внешний вал
WZ=-
Рис. 21.8. Связь седиментационных текстур с морфологией дна прибрежного мелководья и характером волнового процесса [191]
Il Jil 1ЯЯ ЗОНА
ПРИБОЙНАЯ ЗОНА
BonnaiiML про (еесы Воины чыБн
ПрибоПнол Формирование асимметричная и рост волны I волна ! Заштеск
AciiMMdrpHHiLbt. знаки ряби Чирфо шгия jjia
Шероховатое
Серповидные ! Ровное оно] Ровное дно
"ионы
1 Дно 1 1
Рис. 21.7. Соотношение характера поверхностного волнения и донных форм на примере побережья с активными волновыми процессами (шт. Орегон) [156].
сую слоистость с довольно крутым падением слоев в сторону суши Отложения межваловых ложбин имеют мелкомасштабную косую слоистость, обусловленную движением к берегу волновой ряби [191, 192]. Подобные морфологические элементы, хотя
ной образования пересекающих вал промоин (рис. 21 9). В промоинах залегают косослоистые отложения с наклоном слоев в сторону моря.
В случае относительного подъема берега образуются отложения, в которых размер зерен увеличивается вверх по разрезу (рис 21 10) Детали текстур, сохранившихся в донных отложениях подводного берегового склона, зависят от сложного взаимодействия процессов, протекающих при различных волновых условиях Можно ожидать, что основная роль здесь принадлежит процессам, действующим при слабом волнении и зыби, поскольку такие периоды, как мы уже говорили, являются благоприятными для нарастания берегового склона и пляжа
Фациальный разрез выдвигающегося
245*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
в море островного бара в значительной мере схож с рассмотренным выше типичным разрезом пляжа. Индивидуальные особенности связаны с наличием лагуны в тыловой части бара и приливных промоин (это относится к условиям средних по высоте приливов [395]). Фации лагун изменяются чрезвычайно сильно в зависимости от климата, скорости течения в промоинах, стока рек и протяженности зоны штормовых переливов. В регионах с низкими приливами мощные отложения формируются благодаря главным образом штормовым переливам, поэтому лагунные биотурбированные алевриты и глины переслаиваются здесь с прослоями горизонтальнослоистых песков мощностью до 1,5 м. Эти пески приносятся с размываемого штормом обращенного к морю подводного склона островного бара Образующиеся таким способом конусы выноса переливов имеют плоскопараллельную косую слоистость с наклоном слоев в сторону суши [730]. В семиаридном климате в условиях низких приливов в лагунах (например, в лагуне Мадре в Техасе) идет
t^"*" Ячейка "" разрывного течения ^ Ч ^ ^
^P) 1 1
(аМ=
Внутренние валы
Рис. 21.9. Типичное сочетание валов внешней зоны и ячеек разрывного течения (по [468]).
формирование эвапоритов типа себхи, осаждение карбонатов в форме оолитов и рост водорослевых матов [262, 698]. Приливные дельты в таких лагунах возникают с внутренней, а не с внешней стороны промоины вследствие растекания и ослабления приливного потока [355]. Подводная поверхность дельты покрыта мегарябью, «направленной» к берегу Остальная часть лагуны в этих условиях очень напоминает приливную равнину, о чем будет сказано ниже.
Подводя итоги, следует отметить, что перемещение островного бара в море, вызванное особенностями поступления к нему осадочного материала, приводит к формированию толщи отложений, в которых размер зерен увеличивается снизу вверх. Толь-
ко отложения приливных промоин нарушают эту закономерность. Для них характерно уменьшение размера частиц в указанном направлении (рис. 21.10) С течением времени бар может оказаться перекрытым либо лагунными отложениями, либо отложениями приливно-отливных отмелей, что кардинально изменяет тенденцию укрупнения материала снизу вверх. Развитие островного бара во время регрессии моря противоположно его развитию при трансгрессии [472]. В последнем случае лишь немногие из береговых фаций сохраняются в разрезе, и то если трансгрессия идет медленно, а поступление осадков мало. Переработка волнением донных отложений при
(а)
(й)
(в)
Нарастающий бар Трансгрессивный бар Промоина
3 Эоловые дюны
Пляжевая 1 >}эона + дюнь§
J Зона верх-
Перелив
н е г о Ш1ЯЖЗ Зона
' нижнего
Марши |Пер5!Ив ''^^Приливно-
пляжа
отливная
Предфронтал!
отмель
Гная зона пляжа . !риливная 11'/ дельта
Шатуна
' Дюны 1 Teno косы 1 Пляж косы
н Мелкий желоб
\ Глубокий желоб
Рис. 21.10. Три «окончательных» результата процессов, образующих барьерные острова. 1 - биотурбация; 2 - корни/торф; 3 - горизонтальные слои, 4 -плоскопараллельная косая слоистость, 5-корытообразная косая слоистость [677]
трансгрессии приводит к образованию тонкого песчаного покрова во внешней зоне, который по мере продолжения трансгрессии может перекрыть лагунные отложения (рис. 2110, 21.11) [471]. В условиях умеренных приливов лагунные фации могут быть перемещены вследствие миграции приливных промоин [478]. Высокий темп поступления осадков совместно с быстрой трансгрессией может привести к консервации и сохранению островного бара [107].
Как уже отмечалось, в фациях приливноотливных отмелей преобладает тенденция к уменьшению размера зерен донных отложений в направлении к берегу (рис. 21.12)
246
Часть 3
[670,248]. Эпизодически заливаемые приливами маршевые луга с растениями - галофитами постепенно переходят в глинистую приливно-отливную отмель с обильной инфауной Тенденция к росту размера зерен осадков в сторону моря приводит к образованию смешанных песчано-глинистых приливно-отливных отмелей с разнообразной слоистостью, в том числе флазерной (гл. 8). Здесь также наблюдается интенсивная биотурбация благодаря обильной инфауне. Песчаные приливно-отливные отмели вблизи границы низкой воды обнаруживают большое разнообразие донных форм типа обусловленной действием волн и течений ряби, сложно взаимодействующих с теми формами на поверхности дна, которые образовались вследствие гравитационного стока. Если приливные течения достаточно сильны, то могут образоваться крупные донные формы типа дюн. Как отмечалось ранее, на многих приливно-отливных отмелях (особенно на малопроницаемых для воды гли-
Засоленный марш
данные отложения относительно слабо переработаны биотурбацией. В некоторых местах с высоким приливом, особенно на побережье ФРГ и Дании, а также в заливе Фанди, приливные желоба, спускаясь по приливно-отливной отмели, разрастаются в целые каналы с большими донными формами типа дюн, которые мигрируют и сра-
Прнливно- Песчаная Смешанная отливная отмель приливно- прилнвно- Глинистая на островном баре lOTnHBHaflI отливная ' прилив но-отливная Полная
Рис. 21.12. Разрез через комплекс отложений приливно-отливной отмели, сформировавшейся при выдвижении берега 2-песчаная приливноотливная отмель, 2-смешанная приливно-отливная отмель, 3-илистая приливно-отливная отмель, 4-засоленный марш, 5-остаточные отложения, 6-древние отложения [672]
Частичная сохранность Полная сохранность Полный размыв
С
Рис. 21.11. Схема, показывающая степень сохранности трансгрессивных баровых фаций в зависимости от того, был ли подъем уровня быстрым (полная сохранность), умеренным (частичная сохранность) или же медленным (полный размыв) [471]
нистых поверхностях) формируется густая сеть меандрирующих приливных желобов (рис. 21.13) [668, 124]. Водные потоки в желобах перерабатывают отложения приливной отмели и способствуют горизонтальному причленению наклонных слоев алеврита и глины (рис. 21.14). Быстрое отложение на оконечностях береговых валов не способствует сохранению фауны, и поэтому
стаются во время периодических отливов [670, 671]. Зачастую приливные и отливные каналы пространственно разделены, и в косой слоистости песка, устилающего их дно, прослеживается тенденция к преобладанию либо прилива, либо отлива и редко-следы действия и того, и другого. Нетрудно видеть, что на нарастающей в море приливноотливной отмели формируются отложения, в которых размер зерен убывает снизу вверх. На приливно-отливной отмели такая последовательность может нарушаться приливными желобами, а на маршах-отложениями растительных остатков и аккумуляцией торфа (рис. 21 12).
Грядовые пески или ракушечные фации преобладают в местах сильного проявления штормового перелива Они представляют собой слабо наклоненные в сторону суши слои и расположены с тыльной стороны выпуклого берегового вала. Граница с нижележащими отложениями может быть различной. от четкого контакта с фациями маршей на обращенном к суше склоне вала до постепенного перехода к фациям мелководья
247*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
и глинистой приливно-отливной отмели на морском его склоне.
21г. Древние кластические береговые фации.
Идентификация береговых фаций чрезвычайно важна в палеогеографических реконструкциях, так как дает надежные сведения о положении морских границ в определенный период времени. Помимо этого изучение береговых фаций позволяет сделать вывод о величине приливов, об относительной роли приливов и штормов, а также о нриглубости берега В качестве иллюстрации рассмотрим несколько примеров
Клифтон с соавторами [156] провел детальное исследование разреза четвертичных песков и гравия и обнаружил его близкое сходство по своему строению с современными фациями берегов, подверженных воздействию сильных штормов (например, берега шт. Орегон, см. рис. 21.15) Сопоставления юрских отложений из верхних горизонтов так называемой нижней угольной серии на острове Борнхольм в Дании с современными фациями [742] позволяет классифициро-
стость, сохранившиеся фрагменты дюн с «бронирующим» поверхность глинистым покрытием, а также отложения желобов стока, причлененных к береговому валу. Как указывает Селлвуд, раннеюрское море, по общепринятой концепции, было эпиконтинентальным, а согласно Шоу [747], такие
Приливно-отливная отмель на участке между желобами
Рис. 21.14. Схематический разрез через илистоглинистую оконечность вала Хорошо заметно горизонтальное причленение слоев. Показана поверхность размыва (рис 21 14, в) [124].
Рис. 21.13. Меандрирующий приливный желоб на илистой приливно-отливной отмели в Солвей-Фев, Шотландия Видна оконечность вала и отчлененная потоком отмель
вать первые как прибрежно-морские отложения, образовавшиеся при выдвижении в море приливно-отливной отмели (песчаной, песчано-глинистой и маршевой) в условиях преобладания приливно-отливного побережья. Сформированная при этом толща характеризуется уменьшением вверх по разрезу размера зерен и включает в себя волновые, ленточные и флазерные прослои, двунаправленную («елочкой») косую слои-
моря должны были быть бесприливными. Последнее предположение полностью опровергается данными о фациях острова Борнхольм. Более того, Клейном была сделана оценка высоты прилива: в отложениях острова Борнхольм он измерил расстояние по вертикали между отложениями маршей как показателя среднего уровня полной воды, с одной стороны, и приливных желобов как показателя уровня малой воды-с другой [458]. Полученная величина оказалась равной 6-8 м, что явно указывает на условия с высоким приливом
Толщи песчаных отложений древних островных баров благодаря их пористости, проницаемости и динамической устойчивости могут являться важными коллекторами нефти Хорошим примером служат нижнемеловые аргиллитовые песчаники нефтяного месторождения Белл-Крик в шт Монтана (США) [193]. Эллиот дал прекрасное описание развивающейся системы островной бар-лагуна, которая сформировалась на месте погруженного выступа дельты на севере Англии в каменноугольном периоде
[236].
248
Часть 3
-is
U
Горизонтальнослонстые среднедо грубозернистых пески, прослои тяжелых минералов в верхних 60 см, интенсивные локальные бнотурбации в нижних 40 см
Песчаные и гравийные отложения с корытообразной косой слоистостью
Изрытые норами косослоистые пески с галькой
ff00 вп Пески с галькой с пластинчатой косой слоистостью
OMJ
Зона
разруше- Внутренняя
ния
зона
я
х
8 S
Я Со П
Зона действия
(прнбоя)
ванию линейно-вытянутых побережий с их лагунами и приливными промоинами способствует целый ряд факторов. На берегах с низким приливом промоины редки, и весь грубозернистый материал попадает в лагуны при штормовых переливах через бар.
Угли J Алевритовые аргиллиты ^ и глинистые песчаники
отливная отмель
Подприливные лагуны
-} Растительные остатки
Перелив
я Ракушняк-устричник
ГАргиллиты + ракушняк - Подприливные лагуны
устричник
Марши,
приливно-отливные отмели
Рис. 21.15. Стратиграфический разрез четвертичных отложений (Калифорния), которые интерпретируются как прибрежно-морские, сформировавшиеся в условиях высокой волновой активности См также рис. 21 7 [156].
Особенности отложений островного бара во время периодических, а также непрерывных трансгрессий хорошо иллюстрируются фациями группы Месаверде (верхний мел) в шт. Юта и Колорадо [540] и меловыми песчаниками Галлап в Нью-Мексико [138]. На рис. 21.16 представлено детальное толкование фаций бара и промоины на примере формаций Блуд-Ресерв-Сайт-МэриРивер в южной части провинции Альберта [885].
21д. Выводы. Морфология линейно-вытянутых побережий определяется соотношением эффективности приливных течений и волнения В случае преобладания на открытых берегах волновых процессов наблюдается тенденция к выносу тонкого материала в море. Количество подводных валов на таких берегах может быть различным. Защищенные от штормов берега или берега с высокими приливами обрамлены широкой приливно-отливной отмелью. Действие на этой отмели процессов запаздывания при переносе и осаждении обломочных частиц имеет следствием тенденцию к уменьшению размера зерен осадков по направлению к берегу (от песка до глинистых отложений надприливных засоленных маршей). Формиро-
I Тонко среднезернистые
\ песчаники с
j корытообразной 1 косой
!слоистостью
а Ходы Ophioniorpha
Глубокий канал
/Эрозионная поверхность
Верхняя часть
Мелкозернистые песчаники с предфронтальной
параллельной слоистостью,
зоны пляжа
биотурбашж
Средняя часть
Очень мелкозернистые
предфронтальной
песчаники с параллельной и волнистой слоистостью,
зоны пляжа
бнотурбации
Рис. 21.16. Стратиграфический разрез меловых отложений Альберты, которые истолковываются как прибрежно-морские, сформировавшиеся при выдвижении комплекса бар-промоина-лагуна в условиях приливов умеренной высоты [885].
На берегах с приливами средней высоты промоины в теле бара встречаются часто. Их миграции приводят к преобладанию в таких условиях фаций приливных дельт и промоин.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Полезные сведения о физических аспектах процесса седиментации в береговой зоне содержатся в работе [468], а также в монографиях [327, 199, 198] Хороший обзор работ о древних и современных прибрежных фаниях дан в работах [237, 677]. Статьи [672, 300] представляют собой отлично иллюстрированные отчеты о современных фациях. В нескольких главах монографии [489] описаны современные фации островных баров на примере восточного побережья США
249*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
22
Шельфы с терригенным осадконакоплением
22а. Введение. Вероятно, континентальный шельф в большей степени, чем любая другая обстановка, представляет собой пример динамики «потребления и выделения» осадочного вещества. Кластические осадки, выносимые на шельф, должны пройти такие «ловушки» осадочного материала в прибрежной зоне, как эстуарии, заливы, лагуны, дельты и приливно-отливные отмели. Только на шельфе сложно взаимодействуют приливно-отливные течения, волнения, океанские и плотностные течения, разносящие осадочный материал и позволяющие части его транзитао проходить через шельф и поступать в глубоководные океанские бассейны. Для полноты картины следует указать, что 11 тыс. лет назад уровень моря находился примерно на краю шельфа (рис. 22.1) В результате фландрской трансгрессии сформировалась изрезанная прибрежная равнина с локальными участками ледниковых отложений. Таким образом, современные шельфы-это в большей или меньшей степени реликты (рис. 22.2) в том смысле, что они покрыты доголоценовыми осадками, переработанными современными волнениями и течениями Многочисленные свидетельства реликтовой морфологии и прогрессирующего смещения береговой линии находятся на большинстве современных шельфов. В самом деле, особенности строения береговой линии дают возможность проследить следы ее смещения на шельфе в течение фландрского времени вплоть до современного положения. (В гл. 21 уже обсуждались примеры ограниченных барьерными островами берегов.)
Шельфы простираются от мелководной внешней зоны побережья (условно принята десятиметровая глубина) до рельефно выраженного перегиба, являющегося вершиной континентального склона Глубина края шельфа (20-550 мм) и его ширина
(2-1500 км) чрезвычайно разнообразны и в значительной мере зависят от тектонического положения. Шельфы на континентальных окраинах атлантического типа («пассивных»), как правило, более широкие, нежели шельфы андского и тихоокеанского типов. Относительно ровные, спокойные открытые склоны большинства шельфов, по
Рис. 22.1. а-положение береговой линии Атлантического побережья США в настоящее время, 15 тыс лет назад и в будущем, если растают полярные льды; б-обобщенная кривая изменения уровня моря во времени, полученная на основе общемировых данных [241]
250
Часть 3
ng) шельфов Здесь шельфовые отложения отделены от океана положительными формами рельефа, образованными блоковой тектоникой (Тихоокеанское побережье Америки), рифами (Красное море, северо-восток Австралии) или диапирами (Мексиканский залив)
Рис. 22.2. Переход от реликтового к равновесному шельфу, связанный с трансгрессией и установлением равновесия между волновыми и приливно-отливными процессами и новообразованным осадком [182]
сути дела, представляют собой формы, образованные шельфовыми течениями, накоплением осадков и соответствующим прогибанием. Последний фактор особенно важен, поскольку геофизические данные отчетливо показали, что большинство шельфов покрыто очень мощным осадочным покровом, который залегает в ограниченных разломами бассейнах или в более широких зонах прогибания. В большинстве этих шельфовых бассейнов осадки формировались в очень мелководных условиях, и это означает, что шельфы имеют тенденцию к непрерывному спокойному прогибанию
Наиболее обычным типом являются шельфы, где осадочный комплекс имеет в сечении форму призмы, наклоненной в сторону океана. Вместе с тем существуют и важны примеры «подпруженных» (dammi-
226. Динамика на шельфах. Как уже отмечалось выше, гидродинамика и перемещение осадков на шельфах очень сложны. Виды течений на шельфе и их компоненты обобщены в табл. 221 Наиболее важными компонентами являются приливно-отливные процессы и волны, причем последние включают как общий перенос водной массы под действием касательного ветрового давления, так и перенос штормовыми нагонными волнами. Хотя большинство шельфов подвержено воздействию обоих компонентов, в конкретных случаях обычно преобладает один из них Поэтому шельфы можно подразделить на преимущественно приливноотливные и преимущественно связанные с погодными условиями (последний вариант термина предпочтительнее, чем предложенный Свифтом термин «существенно волновые» [805])
Как отмечалось в гл. 18, из-за вращательного характера приливной волны по отношению к своей амфидромной точке векторы течения редко оказываются равными по всем радиусам. При измерениях в какой-либо точке обычно устанавливается эллипс приливно-отливных течений с неравенством между приливом и отливом, вызывающим появление результирующего (разностного) течения со скоростью до 0,5 м• с ~ Так как величина массопереноса осадка является кубической функцией от скорости течения (см. гл. 6), нетрудно понять, что даже очень малое разностное течение может вызвать ощутимый общий перенос осадка в направлении этого результирующего течения [67]. Другое не менее важное соображение вытекает из того факта, что интенсивность турбулентности во время замедляющегося течения больше, чем во время ускоряющегося [549], что связано с большей неритмичностью в перепадах давления (см. гл. 5). Возрастающее тангенциальное напряжение вдоль поверхности дна во время отливного торможения будет, таким образом, увеличи-
251*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
вать перенос осадка по сравнению с переносом во время ускорения, так что направление общего переноса осадка будет составлять некоторый угол с длинной осью приливно-отливного эллипса [549].
В ходе детальных исследований существенно приливно-отливных шельфов Северо-Западной Европы [799, 446, 67] были прослежены пути переноса осадков приливно-отливными течениями (рис. 22.3). Они были закартированы на основании данных измерений поверхностных скоростей приливов и отливов, удлинения и асимметрии эллипсов приливно-отливных течений, ориентировки песчаных волн и полосчатости песков, а также их гранулометрического состава. (Читателям предлагается сопоставить такой подход с методическими принципами, положенными в основу построения трасс переноса песка в больших эргах («песчаных морях») пустыни Сахары и рассмотренными в гл. 13.)
Шельфы, связанные с погодными условиями, обычно характеризуются низкой амплитудой приливов (менее 3 м) и слабыми приливно-отливными течениями (менее 0,3 м с " 1). Господствующим фактором переноса здесь являются зимние ветры, вызывающие появление результирующих течений, складывающихся из ветрового дрейфо-
вого течения, ветрового нагона и штормового прибоя. Воздействие поверхностного волнения на донные осадки состоит просто во взмучивании тонкой фракции и образовании взвеси во всем столбе воды. Эта взвесь может участвовать в общем переносе упомянутыми выше результирующими течениями (рис. 224). На континентальном шельфе побережья, шт Орегон, США [466], волны, вызванные продолжительными штормами, приходящими с юго-запада, поднимают осадки со дна глубиной до 200 м Эта вторичная взвесь затем переносится в поверхностном и срединном слоях воды, минуя шельф, чтобы отложиться на континентальном склоне. Общий перенос осадка в южном направлении, характерный для шельфа южного побережья шт. Техас [756], приписывается главным образом транспортировке разнос гными дрейфовыми течениями, которые служат отражением преимущественно зимней гидродинамической активности. Частые зимние штормы отличаются довольно сильными северными ветрами, которые сопровождают прохождение холодных атмосферных фронтов и являются, по-видимому, главными региональными агентами переноса осадков (рис 22 5)
Ранее указывалось, что поскольку боль-
Таблица 22.1. Компоненты шельфовых течений [805]
Таблица 22 1 Компоненты шельфовых течений [ 80S |
Шельфовые течения
1
Поступающие на шельф океанские течения
Приливно-отливные течения
Метеорологические течения
Плотностные течения
Ререрсионные попеременно направленные в
I
I 1
противоположные стороны
Гидравлические
Направленные к
Внутренние волны
Вращательные
суше донные течения
Циклические компоненты
Остаточные, результирующие
компоненты
Барометрический штормовой нагон
Волновой нагон
Собственно ветровые течения
Циклические компоненты
Результирующие компоненты
Г
Ветровой дрейф
I
1
Ветровой нагон
I
Течения, возникающие за счет разницы уровней воды в заливах или проливах, обусловленной различной в разных местах амплитудой приливов и отливов - Прим ред
Вдольбереговой- _ дрейф и бурные разрывные течения
252
Часть 3
шая часть неорганического глубоководного осадочного материала имеет континентальное происхождение, то прежде чем достичь океана, он должен пересечь область шельфа [717], однако пути и механизмы такого транзитного переноса остаются неясными. Несомненно, значительная часть тонкозернистого материала теряется в процессе транспортировки в мутьевых потоках и струях, которые берут начало в прибрежных приливно-отливных протоках, эстуариях и дельтах (рис. 22.5, 22.6). Следует все же иметь в виду, что даже при пиковом паводковом стоке окисленных терригенных осадков с гор Санта-Барбара в Калифорнии концентрация их во взвеси была недостаточно высока, чтобы обеспечить перенос слоистыми и мутьевыми течениями за пределы шельфа. Установлено, что большая часть этих наносов с характерным обликом была отложена на самом шельфе [219]. Важное значение имеют также диффузионные процессы, связанные с турбулентностью. Действительно, многими исследователями установлено снижение с удале-
нием от берега концентрации взвешенных осадков по широкой экспоненте (см. выводы в работе Мак-Кейва [548]).
22в. Современные шельфовые фации. Распре-
деление осадков по гранулометрическому составу в пределах существенно приливиоотливного шельфа довольно сложно, так как оно зависит от положения конкретной точки относительно приливно-отливных течений, проходящих в данном месте. Существует все же общая тенденция уменьшения размеров зерен осадка в направлении этого течения от крупнозернистых песков до илов, которая связана с падением общей силы течения. Наносы на верхних отрезках трасс приливно-отливных течений, где скорости
Рис. 22.3. Пути переноса песков приливно-отливными течениями на шельфе Северо-Западной Европы 1 -установленные, 2 - предполагаемые, 3 - точки расхождения путей твердого донного стока; 4 - точки схождения путей твердого донного стока, 5-кромка шельфа [799, 446]
253*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
превышают 1 м - с " \ характеризуются раз- Дистальные конечные отрезки трасс при-
витием песчаной полосчатости, прослежи- ливно-отливной транспортировки сложены
вающейся в длину до 20 км и в ширину до изолированными песчаными линзами и не-
200 м при мощности до 0,1 м (рис. 22.7). Эти большими песчаными волнами с многочис-
формы наносов распространены на глуб- ленными знаками ряби и признаками био-
инах 20-100 м и возникают на гравийном турбаций. Пути переноса заканчиваются
субстрате, покрытом разобщенными лента- отложениями илов. Биотурбированные илы
ми крупнозернистых песков. Простые па- с богатой инфауной могут присутствовать
раллельные песчаные полосы своим форми- только в относительно глубоководных
рованием, по-видимому, обязаны парным участках с низкой волновой активностью
проти вовращающимся спиральным водово- и высокой скоростью осадконакопления
ротам (вторичные струи; см. гл. 5). Другой
характерной формой наносов на участках
путей переноса осадков с высокой энергией
приливно-отливных течений являются
крупные дюноподобные песчаные волны
высотой 3-15 м и длиной до 600 м. При до-
статочном количестве поступающего песка
эти формы на участках заметной асимме-
трии с появлением приливно-отливного эл-
липса будут асимметричными, а на участках
расхождения путей донного твердого стока,
где асимметрия отсутствует,-симме-
тричными [547]. На прибрежье, где волно- Рис. 22.5. Участки отложения илов и результивая активность высока, песчаные волны ис- рующие течения в северо-западной части Мекси-
канского залива Отчетливо видно влияние стока
(д) Лето
Поверхностный слои Средний слой Придонный слой
UCLlblIl
СН2рОе-кСриеМзуилсьстиисриупюищ(виоесточтнечаеянчиаяс,ть
схемы) 1 - илы, 5-прибрежные
*
Осадков
дрейфовые течения; 4 - с б р о с реки Миссисипи
Рисунок составлен Мак-Кейвом [548] по данным
работ [180, 29].
'^Биотурбация
(<5) Зима
OOWlbllblU CllD(3C-5 мм в год) и указывают на постоянное выпадение осадка из взвеси, значительная
доля которой образована во время штор-
мов [669, 287]. При изучении полосы рас-
пространения илов в Гельголандской бухте
Рис. 22.4. Характер осадконакопления на шель- (Северное море) [675, 673] были обнару-
фе шт Орегон в сезоны затишья и ветров [477]. жены частые маломощные слои песка и ры-
хлого ракушняка, переходящие друг в друга
и обязанные своим образованием плот-
чезают (рис. 22 8). О внутреннем строении ностным течениям, возникающим при
этих форм наносов известно очень мало, хо- штормовых нагонах, которые переносят
тя можно предположить, что они сложены внутрилиторальные пески и фауну в глубо-
преимущественно однообразными крупны- ководные части открытого моря на расстоя-
ми косослоистыми пачками и противопо- ние до 40 км от берега (см. рис.101)
ложно ориентированными пачками меньше- Весьма примечательная особенность
го размера. Очевидно, в песчаных волнах шельфа южной части Северного моря - мно-
с пологими, падающими по течению скло- гочисленные крупные приливно-отливные
нами будут наблюдаться многочисленные гряды, вытянутые параллельно направле-
косослоистые пачки с внутренними поверх- нию разностных приливно-отливных тече-
нос1ями раздела, также падающими по на- ний (рис 22 9, 22.10). Гряды сложены средне-
правлению течения (см. гл. 8) [669, 12, 56]. зернистыми хорошо отсортированными ра-
254
Часть 3
кушечными песками и имеют протяженность до 60 км, ширину до 2 км и высоту до 40 м. Интервалы между грядами составляют от 5 до 12 км. Форма гряд асимметричная, с крутым фронтальным склоном, падающим под углом не более 6° Внутреннее их строение было выяснено при помощи съемки со вспышкой, которая показала наличие на фронтальных склонах параллельных им пологопадающих передовых слоев, указывающих на направление миграции гряд (рис. 22 10) Хотя системы гряд в настоящее в р е т находятся в равновесии с приливно-отливным режимом, по всей вероятности, они формировались через определенные промежутки времени в качестве прибрежных линейных баров, разделяющих приливные и отливные пути переноса осадков во время фландрской трансгрессии Периодическое обособление гряд от предфронгаль ной зоны пляжей создало комплекс отступающих мелей, который далеко (до 200 км) вдается в Северное море [689, 385, 147, 806].
сам диффузии и транспортировки, вызываемым разностными дрейфовыми течениями; последние генерируются штормами и влияют на потоки тонких фракций, связанные с устьями рек и приливно-отливных проливов. На внешнем шельфе эти тонкозернистые осадки затем перемешиваются с частично переработанными трансгрессивными реликтовыми песками Как уже отмечалось, на шельфе шт Орегон следы во-
Полоса илов
ПрибрсжпаяПолоса илов
полоса на среднем внешнем Продельтовые
илов
шельфе шельфе
илы
Рис. 22.7. Типы песчаных полос существенно приливно-отливных шельфов [445] Объяснение см в тексте
Край шельфа
Рис. 22.6. Места возможной аккумуляции шельфовых илов [548].
Для шельфов, связанных преимущественно с погодными условиями, отмечается тенденция общего уменьшения размера зерен с удалением от берега в соответствии с затуханием силы волн. Она хорошо прослеживается на примере шельфа Берингова моря, побережья шт. Орегон и юго-западной части Мексиканского залива [745, 477, 756]. Илистые отложения обычно формируются вблизи кромки шельфов благодаря процес-
лновой ряби могут присутствовать на глубинах до 200 м, свидетельствуя о возможном распространении ряби среди песчаных отложений многих других удаленных от берега районов. Эта слоистость, возникающая в периоды штормов, может нарушаться илоедами, перерабатывающими осадки в периоды затишья.
Шельф восточного, Атлантического побережья США (рис 22.11) представляет собой наиболее хорошо изученный пример сложно построенного шельфа,- связанного преимущественно с погодными условиями. Для него характерны врезанные доголоценовые речные и эстуариевые русла и дугообразные массивы отступающих мелей, образовавшихся во время трансгрессии около обрывистых выступов суши (см. разд 216) Особенно широко распространены здесь поля вытянутых в северо-восточном направлении
255
253* Морские берега, шельф и фациальный анализ
подводных гряд высотой до 10 м и с углами падения склонов, достигающими нескольких градусов. Сходящиеся в пучки серии таких гряд сливаются под водой с современной предфронтальной зоной пляжей на глубине всего 3 м. С существующей береговой линией эти гряды образуют острые (менее 35°) углы, а сейсмические профили через них выявляют поверхности, полого падающие на юго-восток, в направлении широкого и пологого склона асимметричной в сече-
Рис. 22.8. Песчаная дюноподобная возвышенность в дюнном поле южной части Северного моря /-направление переноса, 2-высота дюны, м [547]
нии гряды. Активные мели пляжной зоны формируются и в настоящее время в результате действия вызванных штормами течений, следующих примерно параллельно гребням. По-видимому, во время фландрской трансгрессии периодически происходило отчленение этих гряд от пляжа, и обособившиеся таким образом гряды продолжают развиваться вплоть до настоящего времени в результате действия штормовых нагонов и ветровых течений [810, 255]. О внутреннем строении таких шельфовых гряд известно немного, хотя можно предположить, что внутренние наклонные плоскости представляют собой поверхности штормовой эрозии. Серии внутренних поверхностей размыва разделяются тонкозернистым осадком с мелкой косой слоистостью во
256
Часть 3
Рис. 22.9. Область распространения приливноотливных песчаных гряд в южной части Северного моря [385]
впадинах песчаных волн, образованных волнением в условиях тихой погоды. Читателю следует иметь в виду, что эти линейные гряды преимущественно волнового происхождения весьма похожи на упоминавшиеся ранее существенно приливно-отливные гряды Различить их только по внутреннему строению бывает очень трудно [427, 428]
22г. Древние пластические шельфовые фа-
ции. Рассматриваемый ниже первый пример древних шельфовых фаций взят из немых толщ верхнедокембрийской Дальредской надгруппы-юрских кварцитов и их страти-
графических аналогов [31]. Как показано на рис. 22.12 и 22.13, в этой мощной почти пятикилометровой толще с широким развитием слоистости течения косослоистые кварциты с редкими горизонтами тонкослоистых песчаников и алевролитов вниз по течению переходят в переслаивание параллельнослоистых и косослоистых песчаников и аргиллитов. Весь разрез интерпретируется как результат аккумуляции осадков вдоль устойчивого пути их транспортировки приливно-отливным течением (аналог ситуации, наблюдающейся на современных существенно приливно-отливных шельфах типа шельфа Северного моря) Исходя из этого, крупнозернистые фации с пластами косослоистых пород мощностью до 4,5 м сопоставляются с осадками подвижных дюн и песчаных волн на высокоэнергетических отрезках путей переноса. Изредка встречающиеся мелкие промоины и устойчиво прослеживаемые по простиранию поверхности размыва, по-видимому, обязаны своим происхождением усилению приливно-отливных течений за счет штормовых нагонов. Мелкозернистые фации с многочисленными признаками ослабленного течения в маломощных (0,01-0,5 м) пластах песчаников с угловатыми зернами принадлежат к отложениям замедляющихся штормовых течений на нижнем конечном отрезке пути транспортировки Илистые прослои в мелкозернистых фациях регистрируют осаждение ила из взвеси при гихой погоде после штормов.
Рис. 22.10. Морфология, течения и предполагаемое внутреннее строение приливно-отливной песчаной гряды ([385], с изменениями)
Направление лриливио-опивного течения, грубо iijpajuieibHoe песчаной гряде
щ и ы » 1 1 "ОД Углом 8 5 ° к г Р е б Н т ^ м г г д г т . г
Более крутой склон (менее 10° ) с небольшими дюнами и раэноориеитироваииыми знаками ряби
257*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
В вертикальных разрезах через отдельные комплексы песчаных волн высотой до 20 м, образованных морскими эоценовыми песчаниками формации Рода в Испанских Пиренеях [611], обнаруживается характерный порядок смены фаций, знаменующих начало, рост и затухание развития форм наносов, образованных приливно-отливными процессами (рис. 22.14). Шельфовое происхождение песчаников, связанных с течениями, очевидно, приливно-отливного характера, хорошо доказывается данными изучения нижнемеловых песчаников Шеннон
Рис. 22.11. а-морфология шельфа Средне-Атлантического побережья США с признаками реликтового и трансгрессивного происхождения; б - профиль через шельф с трансгрессивным барьером и последовательно остающимися песчаными грядами на шельфе I - каналы, выходящие на поверхность, 2-скрытые каналы, 3-предполагаемые каналы, 4 -обрывы; 5-массивы отступающих мелей, б-куэсты; 7-песчаные гряды; 8-пески; P-отложения лагуны; 10-доголоценовый субстрат [810, 806].
и Сассекс в шт Вайоминг [68, 778]. Здесь описаны разрезы, характеризующиеся увеличением размера зерен пород кверху и образовавшиеся при миграции линейных песчаных гряд по течению и по латерали. Они сложены косослоистыми хорошо отсортированными зрелыми глауконитовыми песчаниками с векторами палеотечения, преимущественно расположенными параллельно удлинению тел. Последние имеют мощность до 30 м, ширину 60 м и длину до 160 км.
Интересное сопоставление фландрской трансгрессии с великой лландоверийской трансгрессией в Уэльсе сделано Бриджесом [123]. В последнем случае устанавливается трансгрессивное залегание отложений на твердом и неровном ложе шельфа. Во время штормов здесь формировались многочисленные слои песчаников и ракушняков, переслаивающихся с илами [307]. В ходе нарастания трансгрессии вплоть до ее кульминации прибрежная зона песков, расположенная сначала на востоке, постепенно переме-
17-91
258
Часть 3
*она 1
Рис. 22.12. Блок-диаграмма осадконакопления приливно-отливного шельфа, объясняющая образование серии юрских кварцитов [31] См также рис 22 13
щалась к западу, где представлена илами с маломощными прослоями песка.
Примеры фаций нижнекаменноугольных отложений района Каунти-Корк в Ирландии, имеющих исключительно волновой генезис, приведены в работе Раафа и др. [657] В разрезах снизу вверх увеличивается размер зерен пород и наблюдается полный набор типов волновой слоистости, включая пламенные структуры аргиллитов, линзообразную тонкую слоистость, косую, согласную и пологую косую слоистость песчаников. Эти разрезы интерпретируются как осадки, возникшие при латеральной миграции мелководных береговых баров, которые были образованы главным образом под влиянием волнения.
22д. Выводы. Кластические осадки на шельфе формируются приливно-отливными и волновыми течениями. Окончательное распределение современных шельфовых фаций зависит не только от скорости и направления этих течений, но и от наличия самих осадков, поступающих либо с берега, либо за счет размыва реликтовых континентальных пород, принесенных на шельф в ходе голоценовой трансгрессии. Размещение фаций на шельфах приливно-отливного характера контролируется векторами разностных приливно-отливных течений. Основные изменения размера зерен и форм наносов прослеживаются вдоль трасс переноса осадков этими течениями. На шельфах, связанных преимущественно с погодными условиями, господствующую роль приобретают серии зимних штормов, вызывающих появление результирующих (разностных) течений, которые складываются из ветрового дрейфа, нагона и штормового прибоя. Поднятые со дна в результате взмучивания осадки участвуют в общем переносе течениями и достигают глубин 200 м
Рис. 22.13. Влияние штормов на разрез шельфовых осадков, я-условия затишья, б-штормы умеренной силы частично размывают и уносят песок, в-сильные штормы отмучивают пески из зон 2 и 3 и намного передвигают дюны вниз по течению, г - восстановление обстановки затишья [31].
(P)
(б)
Горизонт отмученных галечников
ТчУч V V ЧЧ УКЧ^ГУ
(г) Эрозионные алевритовые линзы
Крупнозернистые фации
Тонкослоистые ф а ц и и £
,ашш
знаками ряби
Переход крупнозернистых фаций в мелкозернистые
Крупнозернистые фации
259
Морские берега, шельф и фацнальный анализ
20 м
10 0
Основные несогласия Начальные фаиии песчаной волны
I-2 км
Фации
Проксимальные склоновые фации
Дистальные
песчаной волны
склоновые фации
Рис. 22.14. Схематический разрез через идеализированную древнюю песчаную волну формации Рода [611, 428] Объяснение см в тексте
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Многочисленные статьи, посвященные физическим аспектам шельфовых процессов и осадкона-
коплению на шельфе, можно найти в сборниках под редакцией Свифта и др [809] и Стэнли и Свифта [782] В работе Джонсона [428] дан полный обзор современных и древних шельфовых фаций
23
Побережья, шельфы и бассейны с карбонатным и эвапоритовым осадконакоплением
23а. Введение. Хотя большинство мелко- тропических областях Крупные удаленные
водных (непелагических) карбонатных фа- от берега (мористые) банки полностью изо-
ций очень похожи на фации силикатных кла- лированы от источников сноса терригенно-
стических осадков, между ними существуют го кластического материала и представляют
и весьма значительные различия, которые собой как бы отдельные микроконтиненты,
связаны прежде всего с местным биогенным отторженцы континентальной коры, окру-
происхождением многих зерен карбоната женные абиссальными плато и глубокими
(табл. 23.1).
проливами. Примером таких структур мо-
Как видно на рис. 23 1 и 23 2, важнейшим гут служить Багамские банки-одна из
источником карбонатного материала самых крупных и хорошо изученных карбо-
является мелководная, хорошо прогревае- натных платформ.
мая и доступная проникновению света (фо- Уилсон [874] предпринял попытку усо-
тическая) часть сублиторальной зоны, отку- вершенствовать методы изучения карбо-
да штормами и гравитационными течения- натных осадков и горных пород, предложив
ми детритовый материал переносится со- обобщенный схематический ряд стан-
ответственно в надлиторальную зону или дартных фациальных зон (рис. 23.4), в кото-
в зону абиссальных впадин. Высокая орга- ром отражены такие факторы, как положе-
ническая продуктивность мелководного ние на склоне, геологический возраст,
шельфа в тропиках и субтропиках приводит гидродинамическая энергия и климат. Он
к образованию карбонатных платформ показал, однако, что в конкретных случаях
с крутыми шельфовыми окраинами, на ко- современных или древних карбонатных про-
торых формируются органогенные по- винций не обязательно будут представлены
стройки (рис. 23.3). Такие окаймленные все фациальные зоны его ряда.
шельфы характерны для карбонатного Образование древних карбонатных фаций
осадконакопления во многих современных нельзя понять без представления о палео-
18*
260
Часть 3
экологии фауны и флоры, а также о раннем диагенезе карбонатных осадков (гл. 29). Отправной точкой в исследовании древних известняковых фаций может служить схема фациальной зональности, предложенная Уилсоном, но при этом важно учитывать региональные и местные особенности, зависящие от палеогеографических, экологических и климатических условий. Исходя из этого, в следующем разделе мы сосредоточим внимание на современных карбонатно-эвапоритовых фациях
236. Прилнвно-отливные отмели и себхи аридной зоны. Приливные отмели и себхи аридной климатической зоны лучше всего
изучены вдоль южною побережья Персидского залива [453, 249] и по окраинам глубоко проникающих в сушу языков залива Шарк в Западной Австралии [512, 514, 515]. (Химические изменения в диагенезе отложений надлиторальной себхи мы обсудим в гл. 29 и 30.)
Оба упомянутых района характеризуются господством режима испарения, который вызван сочетанием чрезмерной засушливости и высоких среднегодовых температур. Так, сумма годовых осадков в районе залива Шарк приблизительно равна 230 мм, а суммарное испарение-2200 мм В Персидском заливе сумма осадков колеблется в пределах 40-60 мм, а испарение равно
Таблица 23.1. Некоторые различия между карбонатными и силикатными кластическими осадками (в основном по данным Джеймса [418])
Карбонатные осадки
Силикатные кластические осадки
Встречаются главным образом в мелководной тро- Встречаются повсеместно и на любых глуби-
пической обстановке
нах
Осадки преимущественно морские
Осадки как континентальные, так и морские
Размер зерен обычно отражает первоначальный Размер зерен осадка отражает гидродинами-
размер твердых известковых частиц
ческую энергию среды
Наличие известкового ила часто указывает на обилие водорослей, карбонатные компоненты которых являются агрегатами тонких кристаллов иловой размерности
Наличие ила указывает на отложение из взвеси
Тип осадка в соответствии с эволюцией организмов Тип осадка в разные геологические эпохи ос-
меняется во времени
тается неизменным1
Тела мелководных известковых песков первона- Тела мелководных песков образуются при взачально образуются при физико-химической или имодействии течений и волнения биологической фиксации карбонатного материала
Локальный рост органогенных построек не сопро- Изменение обстановки осадконакопления главвождается изменением гидродинамического режи- ным образом вызвано общими изменениями ма, но позже сам меняет окружающую обстанов- гидродинамического режима ку осадконакопления
Осадки обычно цементируются на дне моря
В обстановке отложения и на дне моря осадки остаются рыхлыми
Периодический выход осадка на поверхность в ходе Периодический выход осадка во время отложеего отложения вызывает интенсивный диагенез, и ния на поверхность мало на него влияет, за прежде всего цементацию и перекристаллизацию исключением образования поверхностной кор-
ки
1 В связи с эволюцией в истории Земли состава областей сноса обломочного материала, характера и I 1>бины химического выветривания и других факторов минеральный и петрографический составы о б л о м о ч н о г о материала последовательно изменялись; эволюция тектонического режима ведет также к изменению ассоциаций о б л о м о ч н ы х п о р о д , т е ф о р м а ц и й -Прим ред
261*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
1500 мм. Главное следствие аридности, сказывающееся на литоральных и надлиторальных осадках, состоит в существенном увеличении солености поровых вод этих осадков, что приводит к выпадению эвапоритов и доломитизации.
Литоральное осадконакопление в обоих районах выражается прежде всего в росте строматолитовых водорослей, образующих пластообразные залежи (маты) (см. гл. 10); обнаруживается отчетливая зональность по формам роста, связанная с разницей в освещенности. На оманском берегу Персидского залива зона литоральных водорослевых матов, достигающая ширины 2 км, пересекается неправильной сетью каналов и покрыта прерывистыми мелкими озерками. Штормами на поверхность приливно-отливных отмелей выносятся сублиторальные лагунные осадки и поставляется основная масса пеллетового материала, который задерживается и скрепляется водорослевыми матами. Обрывки захороненных матов, извлеченные через отверстия в ложе наступающей себхи, показывают, что лишь не-
залегают неясно слоистые отложения с пустотами усыхания неправильной формы Преобладающими типами зерен в осадках приливно-отливных отмелей являются пеллеты, измененные скелетные зерна и интракласты, причем последние рассматриваются как обломки, сорванные штормами с участков частично литифицированных осадков, расположенных ниже зоны водорослевых матов верхней части внутрилиторальной зоны. Обстановка более высокой гидродинамической энергии в заливе Шарк существует на северо-западной окраине залива Хатчисон [326]. Здесь литифицированные водорослевые столбики и гряды формируют строматолитовый риф, мощность ко-
3uiu iipiiunota
Зинj мJKLIIMJJJBIIOI о Зина OI рлшчепиш о
к IdiIHMLiKinQMjTcpHJ.tj кj|)0(>Njrin>u|>jjnujiii!H к^фбонатообраэовлшя
11см>\!пиипг1рЛи1траоиашин
Рис. 23.2. Профиль от шельфа к впадине, показывающий рельеф дна, обусловленный высокой скоростью карбонатообразования на сублиторальном мелководье (см. рис 23 1) [563, 874]
Рис. 23.1. Расположение основной области биогенного карбонатообразования [418].
многие поверхностные формы водорослей остаются живыми. Причиной такой низкой степени выживаемости является как кристаллизация гипса внутри погребенных матов, так и уплотнение и бактериальное разложение богатых органическим веществом водорослевых пленок [625, 626].
В обстановке низкой гидродинамической активности в районе залива Шарк (в частности, в заливе Нилема) осадконакопление ведет в основном к образованию непрерывных водорослевых матов. Под участками гладких матов в нижней части внутрилиторальной зоны находятся четко слоистые осадки с мелкими уплощенными полостями усыхания, а под бугристыми матами в средней и верхней частях собственно литорали
торого растет в сторону моря. С этим «рифом» ассоциируются мощные косослоистые моллюсковые ракушечники, образующие береговой вал.
Обширные надлиторальные себхи широко распространены на оманском берегу Персидского залива (рис. 23.5, 23.8). Прибрежная полоса, достигающая здесь ширины 16 км, полого наклонена в сторону залива с градиентом 0,4 м на 1 км. Как описывается ниже, в гл. 29 и 30, на поверхности мелководной себхи появляется доломит и вполне определенная группа эвапоритовых минералов, в числе которых особенно характерны гипс и ангидрит мелкоячеистой текстуры. Изучение четвертичных отложений под поверхностью себхи (рис. 23.6, 23.7) показывает, что полоса песчаной прибрежной пустыни была преобразована в ходе крупной трансгрессии примерно 7000 лет назад [249]. Образованный вследствие этого изрезанный участок береговой линии после незначительного (около 1 м) понижения уровня моря, которое около 3750 лет назад вызвало появление барьерных островов и тем самым ограничило
262
Часть 3
Максимальная волновая энергия
Окраина Карбонатная платформа шельфа
(в)
Окраины шельфа
Шельфовая лагуна )
(Крупная морская банка
на платформе
/
Некомпенсированная
Рис. 23.3. а - карбонатный склон, б-карбонатная платформа, защищенная постройками шельфе вой окраины, в-некомпенсированная впадина и морская банка [874]
циркуляцию воды, превратился в группу лагун и приливно-отливных отмелей Последующее отступление зоны приливно-отливных отмелей в сторону моря повлекло за собой образование себховых низин с их характерным эвапоритовым минеральным комплексом. Теперь они подвержены действию приливов и штормов, которые периодически обновляют состав интерстициальных поровых вод Последовательность смены фаций четвертичной себхи схематически показана на рис. 23.7.
Такие же этапы развития-первоначальная трансгрессия (4-5 тыс. лет назад), падение уровня моря и отступание береговой ли-
нии-фиксируются на литоральных отмелях залива Шарк. По мере расширения площади литоральной полосы концентрация солей в поровых водах достигает уровня, при котором в осадок выпадают арагонит и гипс. Гипс является главным компонентом в верхней части внутрилиторальной зоны и в надлиторальной зоне Схема строения приливно-отливной отмели залива Хатчисон показана на рис. 23.9.
Фации древних себх возрастом до 2500 млн лет описаны во многих районах мира Начало изучению древних себх было положено классической работой Шермана [749]. Хорошо иллюстрированные описания их содержатся в ряде других работ [374, 860, 878, 751, 285]. Некоторые исследователи уделили внимание проблеме «гигантских» древних себх [767, 497, 437].
23в. Гумидные приливно-отливные огмели н марши. Широко развитые на западной подветренной стороне острова Андрос в группе Багамских островов [340] приливно-отливные отмели и маршевые болота служат типичным примером прибрежных низин с характерным отсутствием эвапоритов (рис. 23 10-23 13) Подобные образования встречаются вдоль побережья полуострова Флорида, США. Для этого района характерен тропический морской климат со среднегодовой суммой осадков около
Рис. 23.4. Основные обстановки отложения карбонатных осадков [874].
Гаубоко
Отмученные
Себха,
Впадина 1
Шельф погруженная „
Органо-
открытого I окраина | Передовой генные моря I шельфа I с к л о н постройки
2
3
4
5
пески кромки шельфа
6
Приливно- надпито-
Лагуна 7
отливная отмель
8
рапьные марши
9
Я
I
U л
^
Ч® ®
®^ ^ р^—
I
О
Пе1агичес- Биогенные кие глубо- илы ководные
илы и кремни
Осыпи, Обвальные оползни, глыбы, турбидиты, холмы купола у нижней подножия части склона склона
Купола, рифы
Острова,
ДЮНЫ,
барьерные
Приливноотливные дельты, лагунные
Приливноотливные отмели, каналы,
Ангидритгипс,
шатровая
бары, протоки и
каналы
озера, 1!рирусловые структура,
I шельфовые
Kкafуiaпnоbлiаи,
прнливно-
| намывные iзодорослевые
(валы, озера, j jЕюдорослевьп
маты I
отливные бары
Фациальный | профильный разре
263*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Рис. 23.5. Схема расположения литофаций в районе Абу-Даби, Персидский залив (см также рис 23 8) 1 - кораллы, 2 - оолиты, 3 - известковоилистые пеллеты, 4 - водорослевые маты, J - б е регорой вал [134]
1300 мм (от 650 до 2300 мм). Летние ливни обильно орошают надлиторальные марши и предотвращают развитие на них эвапоритов, характерных для себх Соленость воды в зоне прилива обычно находится в пределах 39-42%0, но после ливневых дождей
Рис. 23.6. Обобщенный профиль через себху Абу-Даби. 1 - надлиторальные фацин с эвапоритами, 2-верхнелиторальные фации со строматолитовыми водорослевыми матами; 3-нижнелиторальные фации с илистыми пеллето-гастроподовыми песками; 4-сублиторальные фораминиферо-двустворковые илистые пески (трансгрессивные фации); 5, 6-плейстоценовые эоловые пески Следует обратить внимание на четко выраженное регрессивное залегание осадков на поверхности голоценовой трансгрессии [249].
она может опускаться до 5%0 Такие периодические «промывания» пресной водой создают «напряженную обстановку» существования биоты на прибрежных низинах и определяют ее ограниченное развитие. Средняя максимальная амплитуда 12-часовых приливов равна 0,5 м, но на нее иногда сильно влияют нагонные штормовые волны Обычно же действие волн не имеет существенного значения, так как эта область находится под прикрытием лагуны Большой Багамской банки Осадки приливно-отливных отмелей в основном представлены пеллетовыми карбонатными илами, содержащими менее 10% скелетного материала (главным образом фораминифер), а также широко развитыми водорослевыми матами Здесь выделяются три фациальные зоны (рис. 23 10) а) морская прибрежная полоса, б) комплекс приливно-отливных отмелей с их каналами, намывными валами и приливными озерками и в) надлиторальные водорослевые марши на суше [758, 340].
Осадки морской прибрежной полосы состоят из илистых пеллетовых песков, претерпевших полную биотурбацию и на поверхности непрочно скрепленных водорослями. Характерны следы ползания каллианасид (ракообразных) В полосе пляжа между входами в приливные каналы развиты террасированные береговые валы с мелкими уступами и намывными конусами. Последние сложены гравием и песками со знаками ряби и хорошо развитой внутренней слойчатостъю. Подобные пляжные фации, но с литифицированными известковистыми песчаниками (бичрок) образуют большую часть береговой линии восточного наветренного берега острова Андрос (гл. 29).
Приливно-отливные отмели, частично предохраняемые береговыми валами, прорезаны густой сетью приливных каналов (рис. 23.11). Они имеют ширину от 1 до 100 м и глубину 0,2-3 м. В отличие от отме-
Нижнелиторалъная Верхнелиторальная
264
Часть 3
Непостоянная соляная корка
Красновато-бурые кварц-карбонатные пески с ангидритом и деформированной слоистостью Ноздреватый ангидрит Современный уровень
грунтовых вод Водорослевые маты с гипсом
Церитидовые пеллетовые пески
Лнтифицированная корка
Арагонитовые илы
Рве. 23.7. Схематический разрез себхи с регрессивной последовательностью, показанной на рис. 23 6 [825]
лей, сложенных силикатными обломками (гл 21), здесь каналы хотя и меандрируют, но не обнаруживают признаков значительных смещений по латерали Каналы содержат остаточный скелетный детрит гравийной размерности, интракласты и обломки плейстоценовых коренных пород, а отложения намывных кос и неподвижных баров, биотурбированных крабами, обрастают мангровыми зарослями и покрыты куполообразными строматолитами. Поперечные сечения через эти купола показывают хорошо сохранившиеся полусферические слои с преобладанием не замещенных карбонатом нитей водоросли Schizothrix calcicola, скрепляющих осадок. Намывные валы каналов во время приливов лишь изредка покрываются водой и покрыты тонкими водорослевыми матами. В разрезах через них видна тонкая (миллиметровая) ненарушенная слоистость, которая в подошве валов все же пересекается трещинками усыхания.
Рис. 23.8. Аэрофотоснимок лагунных песков, приливно-отливного канала, литорального водорослевого мата (черное) и себхи (темно-серое) Район Абу-Даби, Персидский залив (фото P Тилла).
Рис. 23.9. План залива Хатчисон (часть залива Шарк), Западная Австралия Видна литоральная равнина, лагуна и строматолитовые фации 1 - загипсованные глины и эвапориты; 2-водорослевые маты; 3-ветвистые строматолиты, 4 - и н тракластовые грейнстоуны, 5-скелетные грейнстоуны, б-столбчатые строматолиты [326].
Рис. 23.10. Обстановка осадконакопления в районе Три-Крикс, остров Андрос, Багамские острова (см также рис. 23.11). Черным выделены места развития сцементированных поверхностных корок [341]
266
Часть 3
Между соседними каналами лежат широкие приливные озера, граничащие с водорослевыми маршами. Озера регулярно затопляются во время приливов, а их илистый осадок покрыт тонким водорослевым матом, который служит кормом церитидовым гастроподам и полихетовым червям. В разрезах видны неслоистые биотурбированные илы, рассеченные глубокими (до 30 см) трещинами усыхания, которые образуются в зимний и весенний периоды низкой воды. Водорослевые марши, окаймляющие озера, подразделяются на высокий марш со сплошными ковровыми матами, сложенными пресноводным родом Scytonemat и низкий марш с характерной подушечной формой роста этих водорослей Осадки пятнами сцементированы высокомагнезиальным кальцитом и арагонитом, а в разрезах через маты видна хорошо развитая извилистая прихотливая слоистость с великолепными полостями усыхания. Надо полагать, что слоистость, наблюдаемая в осадках приливно-отливных отмелей, обязана своим происхождением спорадическим штормам (вызываемым холодными северными атмосферными фронтами), которые взмучивают лагунные осадки и выбрасывают их на берег.
Надлиторальные водорослевые марши (внутренние марши) залегают на 20 см выше среднего уровня высокой воды, характерного для приливно-отливных отмелей,
дренируемых сетью каналов. Отмеченная ранее зональность с низким подушечным и высоким ковровым типами маршей отмечается и здесь. Беспозвоночные на внутренних маршах, имеющих ширину до 8 км, отсутствуют. Сцитонемовые водорослевые маты часто литифицированы высокомагнезиальным кальцитом и образуют прерывистые участки водорослевых туфов. Высохшие скопления водорослей дают начало характерным полигональным буграм, которые можно рассматривать как попытку залечить окаймляющие их полигональные трещины. На разрезах глубиной до 1,7 м видны слоистые осадки с многочисленными полостями усыхания (см ниже). По-видимому, тонкая слоистость (1-10 мм) этих маршей является следствием катастрофических разливов, периодически затоплявших обширные пространства всего марша и приносивших на них лагунные осадки Осадок каждый раз скреплялся возобновлявшей свой рост водорослью Scytonemai и слоистость таким путем сохранялась. Полости представлены преимущественно горизонтальными трещинами с более редкими вертикальными трещинами в виде «частокола».
Рнс. 23.11. Аэрофотоснимок приливно-отливных отмелей и маршей, пересеченных каналами Остров Андрос, Багамские острова. В правом верхнем углу видна лагуна (фото P Тилла)
267*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Они образовались либо как первичные пустоты из воздушных продушин, либо как вторичные-при бактериальном разложении водорослевых цитей в горизонтальных слоях и вертикальных пучках При литификации матов сохранность этих полостей заметно возрастает. Действительно, замещенные крупнокристаллическим кальцитом пустоты в древних карбонатных отложениях (так называемая структура птичьего глаза) служат хорошим доказательством их образования в верхней части внутрилиторальной зоны или в надлиторальной зоне Поперечный разрез через весь комплекс приливно-отливных отмелей Багамских островов и его стратиграфическая колонка приведены на рис 23.12 и 23 13 Следует обратить внимание на то, что отложения надлиторальной зоны здесь заметно отличаются от осадков тропических себх В первых полностью отсутствуют эвапоритовые минералы, но зато содержатся литифицированные водорослевые туфы, образованные преимущественно в пресноводных условиях маршевых болот. Карбонатизированные нити Scytonema и полости, характерные для туфов, отличают строматолиты от нелитифицированных водорослевых торфяников, распространенных во внутрилиторальной зоне Персидского залива.
Древние аналоги отложений приливно-
Рис. 23.12. Схематический разрез через приливно-отливную отмель Три-Крикс (см рис 23.10) 1 - отложения от тонкослоистых до толстопластинчатых ; 2 - тонкослоистые отложения, 3 - биотурбации [342]
отливных отмелей и маршей багамского типа можно обнаружить в лоферских д и а л о гических циклах триасового возраста в Австрии [256, 340], в девонских фациях Мэнлиус в центральных Аппалачах, США [488], и в докембрии Южной Африки [245].
23г. Лагуны и мелкие заливы. Карбонатным лагунам свойственна относительно спокойная гидродинамическая обстановка, так как они отделены от фаций открытого моря островами дальнего прибрежья, сложенными литифицированными плейстоценовыми известняками (Персидский залив), рифами (Гондурасский залив, Большой Барьерный риф в Австралии) или теми и другими (Флорида, Багамские острова). Гирлянды рифов и островов защищают лагуны от морских ветров и, следовательно, от воздействия волн. Приливные течения проникают в лагуны через узкие проходы между островами и рифами, поэтому здесь наблюдаются высокие скорости течения. Эффективное перемешивание воды во время приливов и отливов способствует сохранению солености лагун, близкой к океанской; вместе с тем в аридных тропических областях вследствие интенсивного испарения соленость воды в этих мелководных бассейнах может достигать 67%0 (например, в районе Абу-Даби на оманском берегу Персидского залива) В гумидных тропических областях, наоборот, лагуны могут существенно опресняться за счет вод, стекающих с приливно-отливных отмелей и тыловых частей прибрежья (западный берег острова Андрос, Флоридский залив). В обоих случаях создается неблагоприятная для биоты обстановка, приводящая к ограниченному ее развитию.
Внутренний водорослевый марш
Зона распространения
Море
Плейстоценовые коренные породы
-2 м
Керн
Тип и особенности слоистости
Обстановка осадконакопления
Венчающая слоистая
часть разреза
Спокойная горизонтальная слоистость с линзами песка
Нарушенная горизонтальная слоистость с тонкими трещинками усыхания и линзами интракластов
Извилистая слоистость с полостями усыхания, литифицированными корками и туфами
Намывной гребень bj л
Обратный склон Ё I
Высокий
1H
водорослевый марш ЯП
>тШЩЦШЩцццПППД Водорослевые туфо-пелоидные прослои с широкими неглу-
Интервал туфов ГтгепПшПиШтРшча'пшщДпстшп бокими трещинами усыхания и карманами интракластов
Неслоистое основание разреза со следами илоедов
Массивные биотурбнрованные пелоидные известковые илы с глубокими полигональными трещинами, следами илоедов, раковинами гастропод и фораминифер
(разнообразие фауны очень небольшое)
Биотурбнрованные пелоидные известковые илы со
следами деятельности полихет, червей и ракообразных,
остатками моллюсков и эхинодермат
(разнообразие фаУны умеренное)
Низкий водорослевый марш
Приливное озеро и наносы канала
Сублиторальная морская лагуна или
открытая банка
Рис. 23.13. Разрез, показывающий вертикальную последовательность, которая могла возникнуть при непрерывном наступании приливно-отливной отмели типа острова Андрос на море [342]
Рис. 23.14. Современные осадочные фации Южной Флориды 1 -коралловые рифы; 2-скелетные илы и известковые пески; 3-биогенные постройки; 4 -известково-илистая банка со строматолитовыми иламн; 5-суша [319]
269*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Лагунные осадки обычно представлены пеллетовыми карбонатными илами, причем по мере возрастания роли волновой деятельности количество ила в осадках уменьшается. Так, перемешиваемые волнением лагуны оманского берега Персидского залива выстланы пеллетовыми песками, а промываемая течениями внешняя Флоридская лагуна-отмученным остаточным гравием, состоящим из скелетных обломков (рис. 23.14). Пеллетовые пески содержат экскременты крабов, церитидовых гастропод и полихетовых червей. Арагонитовые илы во внутренних Флоридской и Гондурасской лагунах имеют в основном водорослевое происхождение, причем в последней присутствует значительная доля кокколитов [542]. По поводу природы арагонитовых илов Багамских островов все еще не утихают жаркие споры (см. гл. 2), но, по-видимому, и здесь большая их часть имеет водорослевый генезис. Подчиненный илам более крупный обломочный материал обычно принадлежит фораминиферам и моллюскам. В большинстве лагун буйно развивается инфауна, особенно крабы, которые сильно разрушают все типы первичной слоистости В лагунах Флориды, Багамских островов и Персидского залива встречается Thalassia («морская трава»). Во внутренней Флоридской лагуне банки, созданные этими водорослями, играют роль уловителей осадка, на которых, как на матрицах, воздвигаются многочисленные спутанно-волокнистые иловые холмы (рис. 23.14). Во многих лагунах присутствуют изолированные рифы, окруженные ореолами грубозернистых рифогенных биокластов. Вариации мощностей голоценовых лагунных осадков зависят от рельефа литифицированных коренных пород плейстоцена, подстилающих отложения лагун Некоторые участки этой поверхности отражают погребенный карстовый рельеф [654] (см рис 23.24).
Карбонатное осадконакопление в небольших заливах и бухтах-элементах изрезанной береговой линии, не окаймленной рифами,-лучше всего проиллюстрировать, вновь обратившись к примеру залива Шарк в Западной Австралии (рис 23.15). Его акватория состоит из серии заливов меньшего размера, а в своем устье весь залив частично
Рис. 23.15. Схематический план залива Шарк, Западная Австралия 1 - надприливная - внутриприливная зона, 2-сублиторальная платформа [513]
отделен от Индийского океана неглубокими подводными грядами и банками. Поступление пресной воды в залив вообще отсутствует, а неполное перемешивание морскими течениями вызывает общее увеличение солености по направлению к суше вплоть до 10%о (рис. 23 16) В частях залива с чрезмерно соленой водой преобладает отложение однообразных рыхлых ракушняков, состоящих из раковин мелкой двустворки Fragum hamelini, невосприимчивой к солености. Эти сублиторальные ракушняки окаймляют зону аридных приливно-отливных отмелей, описанную выше (см. рис. 23.9). Во внешних частях залива с водой промежуточной солености или океанской водой преобладают эффектные карбонатные постройки, скрепленные морской травой (рис. 23.17). Они рельефно выделяются на поверхности дна, не имеют внутреннего каркаса и сложены скелетным карбонатом местного происхождения, образованным из эпибиотных форм водорослей и бентосных организмов, нахо-
270
Часть 3
Рис. 23.16. Схематические профили по линиям AB и CD к рис 23 15, показывающие увеличение солености воды от Индийского океана к внутренним частям залива Шарк [513]
емом среднего уровня приливов. В качестве неполных аналогов описываемых современных карбонатных построек можно рассматривать некоторые древние органогенные купола, например верхнепалеозойские «рифы» Уолсорта в Бельгии, в которых организмами, улавливающими осадки, могли служить ветвистые мшанки или криноидеи, формирующие банки, поскольку водоросли Thalassia появились и развились только в позднемезозойское время.
Древние лагунные фации, перекрытые отложениями эвапоритов фации себх или отложениями приливно-отливных отмелей или теми и другими, описаны Лапортом [488] и Смитом [768]
дящих здесь свое прибежище [194, 326] Разрушение скелетов дает начало большому количеству материала алевритовой и глинистой размерности, который примешивается к более крупному обломочному материалу, возникшему за счет моллюсков, фораминифер и водорослей. Такие постройки могут быть береговыми (окаймляющими), изолированными и барьерными. Вверх по разрезу этих построек наблюдается постепенный переход скелетных, обогащенных илистым цементом известняков (пакстоунов и вакстоунов) в хорошо промытые скелетные зернистые известняки без илистого цемента (грейнстоуны). Эта тенденция возникает вследствие роста банок морской травы за счет добавления новых слоев вслед за подъ-
00
23д Оолитовые пески приливно-отливных дельт и заливаемых отмелей. Между сильными приливно-отливными течениями и образованием оолитов существует тесная связь. Прежде чем попасть и распространиться на окаймленном шельфе или в лагуне, приливные потоки с большой скоростью проходят через узкие протоки в рифовых барьерах или между островами, где дают
Рис. 23.17. Поперечные профили через впадину Хамелин залива Шарк, показывающие развитие карбонатных банок /-хамелиновые ракушняки, 2-внутрилиторальный маломощный покров, 3-сублиторальные наносы, 4 -банки, 5 - б а зальный слой [325] Объяснение см в тексте
0
8 км
271
269* Морские берега, шельф и фациальный анализ
начало подвижным оолитовым мелям с разнообразными формами рельефа.
Многочисленные мели такого рода распространены по всему периметру Багамской банки [407, 653, 53, 347]. Они имеют форму заливаемых лопастей (spillover lobes), ориентированных в сторону внутренних частей банки и указывающих на преобладающую ориентировку приливных потоков и штормовых прибоев (рис 23.18) Отмели имеют длину до 1 км и ширину до 0,5 км По длинной оси проходит канал. Отдельные лопасти заканчиваются постепенно погружающимися мысами и обнаруживают внутреннюю крупномасштабную слоистость в передовых слоях высотой до 1,75 м. На поверхность этих главных форм рельефа наложены более мелкие песчаные струи и языки, свидетельствующие о различной ориентировке приливов и отливов Лопасти покрыты дюнами и знаками ряби течения, ориентированными вдоль длинных осей Крупные мели могут проявлять активность лишь тог-
Рис. 23.18. Аэрофотоснимок оолитовой мели веерной формы, образовавшейся между двумя островами в виде приливно-отливной дельты, Бимини, Багамские острова В верхней левой части видна лагуна (фото P Тилла)
да, когда обычные приливно-отливные течения сопровождаются штормовыми прибоями или ураганными циклонами. Во внутренних частях банки оолитовые мели постепенно отмирают и замещаются литофациями стабильных оолитовых известняков и пеллетовых известняков типа «виноградного камня» (грейнстоуна), перекрытых маломощными сублиторальными водорослевыми матами и порослями морской травы, которые полностью останавливают твердый сток
Такая смена фаций по латерали от края банки к лагуне хорошо иллюстрируется на примере отмели Джоултерс-Ки [347] (рис 23 19). Здесь у наветренного края банки расположена кайма, состоящая из активных кос Косы сложены оолитовыми песками мощностью 4 м. От них в сторону банки простирается широкая полоса измененных ооидов, смешанных со скелетными зернами и арагонитовыми илами Последние сохраняют неподвижность благодаря морской траве и водорослевым пленкам, интенсивно биотурбированы и имеют мощность до I O M B пределах внутренней стабильной части отмели наблюдается тенденция к уменьшению количества ила вверх по разрезу. На многих горизонтах здесь отмечается почти одновременная с осаждением цементация (гл 29) с цементом каемочного типа, пред-
272
Часть 3
| > ° о ° | 2 |<дш>|5
&
Q6
Рнс. 23.19. а-обстановка осадконакопления в окрестностях оолитовой отмели Джоултерс-Ки (оолит Шоал), Багамские острова. Отмель представляет собой мелководную песчаную плоскотину (тонкий крап), пересеченную приливно-отливными каналами и окаймленную со стороны океана косой подвижных песков (крупный крап); б-профиль, на котором видно расположение фаций по вертикали и латерали Следует обратить внимание на увеличение размеров зерен осадка вверх по разрезу и в сторону океана 1 - рифы, скелетные пески; 2-ооидные пески, 3-смешанные ооидные пески; 4-смешанные мелкозернистые пелоидные илистые пески; 5-пеллетовые илы, 6-породы плейстоцена [347]
метрией I ряд, более крутые склоны которых обращены к банке. Знаки ряби и дюны, расположенные на поверхности гряд, также ориентированы в этом направлении. Течение в каналах, разделяющих гряды, следует параллельно длинным осям самих гряд. Таким образом, эти линейные гряды очень похожи на аналогичные структуры кластогенных шельфов, подверженных влиянию приливов и отливов, причем и те и другие, вероятно, имеют такие же внутренние структуры, в частности косую слоистость, падающую под некоторым углом или перпендикулярно длинным осям гряд. На дне каналов между активными оолитовыми грядами может иметь место цементация осадка, практически одновременная с седиментацией.
На оманском берегу Персидского залива оолиты концентрируются в пределах своеобразных приливно-отливных дельт, образующихся в устьевых частях проток между отдельными барьерными островами (рис. 23.20). Очень чистые оолитовые пески отлагаются здесь вдоль кромок дельтовых каналов на намывных косах, где существует постоянное движение материала как в связи с приливно-отливными течениями, так и в связи с прибоем.
Древние оолитовые комплексы подробно описаны в плейстоцене полуострова Флорида [330] и в среднеюрских отложениях Северо-Западной Европы [743, 656].
ставленным игольчатым арагонитом и высокомагнезиальным кальцитом микритовой размерности. Цементация появляется также на стабилизированных участках дна, покрытых водорослевыми пленками.
Другой пример оолитовых отмелей находится в районе косы Скунерс-Ки на северной окраине залива Эскума, Багамские острова [53]. Здесь отмели принимают форму вытянутых приливно-отливных гряд с длинными осями, параллельными преобладающему направлению приливных течений. Отдельные гряды достигают высоты 5 м при длине до 8 км и ширине 750 м. Здесь же присутствуют веерообразные отмели, длинные оси которых параллельны длинным осям линейных гряд. Они указывают на компонент течения, направленный в сторону банки. Это подчеркивается асим-
23е. Открытые карбонатные шельфы. Как
отмечалось во введении, большая часть современных карбонатных отложений образуется на окаймленных шельфовых платформах. Были предприняты также исследования нескольких районов действительно открытого карбонатного шельфа [301], который полностью промывается приливноотливными течениями и подвержен действию волн. Для этого были выбраны в качестве образцов шельфы с низкой продуктивностью осадконакопления, частично реликтовые шельфы Флориды, восточной части Мексиканского залива и полуострова Юкатан. Шельф полуострова Юкатан имеет внутреннюю зону шириной 90-130 км, простирающуюся на глубину 60 м, где вдоль перегиба склона наблюдается полоса реликтовых четвертичных органогенных построек. Современный осадочный чехол
273*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
представлен маломощным слоем (везде менее 1 м) моллюскового детрита. Карбонатные постройки, образующие бордюр на кромке шельфа, ассоциируются с реликтами четвертичных песков с оолитами, пелоидами и литокластами. Глубже эти нескелетные пески все сильнее разбавляются отмученным материалом раковин пелагических фораминифер. Такое пространственное соотношение реликтовых фаций внешнего шельфа и одновременного им обломочного материала моллюсков, принадлежащего к фации внутреннего шельфа, характерно для большинства тропических и субтропических некластогенных шельфов [301]. Это сложное распределение литофаций по латерали может служить надежным показателем трансгрессивных или регрессивных тенденций, существовавших на древних шельфах. Оно также подчеркивает особо важную роль, которую играют в осадконакоплении мелководные сублиторальные области («фабрики по производству карбоната», как образно назвал их Джеймс [418]). В начале этой главы отмечалось, что падение продуктивности по мере углубления водоема способствует образованию окаймленных плат-
Рис. 23.20* Аэрофотоснимок приливно-отливного оолитового дельтового комплекса Абу-Даби во время отлива. Персидский залив (фото Р. Тилла).
форм на изолированных мелководных участках.
Особенно известен своими примерами современного карбонатного осадконакопления дальний шельф Персидского залива [384, 637]. Соленость воды на большей части этой площади колеблется от величин, свойственных нормальной морской воде, до 42%0. В прибрежной мелководной области глубиной 5-30 м накапливаются скелетные грейнстоуны, состоящие из хорошо окатанного и сортированного обломочного материала моллюсков, фораминифер, водорослей и местами кораллов. В более удаленной от берега области с глубинами более 30 м сортировка осадка ухудшается, и скелетные обломки становятся все более угловатыми. Их остроугольные поверхности излома, повидимому, являются результатом механического разрушения in situ. Еще глубже отмечается возрастание примеси частиц алевритовой и глинистой размерности, представленных низкомагнезиальным кальцитом, что приводит к образованию таких структурных разновидностей известняков, как пакстоуны и вакстоуны, а в конечном счете и мергелей. Тонкая фракция этих пород, видимо, представляет собой пылеватые частицы, занесенные ветрами из пустынь и гор центральной части Аравийского полуострова и Ирана, сложенных мезозойскими и кайнозойскими известняками. Хотя в Пер-
274
Часть 3
сидском заливе периодически происходит «вайтинговое» осаждение арагонита (см. гл 2), в удаленных от берега осадках не обнаруживается даже следов этого минерала. Как отмечается в гл. 29, большая часть шельфа Персидского залива покрыта тонкой плотной коркой литифицированных сублиторальных отложений, на которой развивается особая эпифауна, приспособившаяся к неблагоприятным условиям существования на твердом субстрате. Появление этого сцементированного горизонта, таким образом, сокращает органическую продуктивность и обусловливает низкие скорости седиментации на дальнем карбонатном шельфе. Замедленное осадконакопление и отмучивание течениями тонкой фракции в свою очередь активно способствуют цементации и еще больше сдерживают развитие нормальной карбонатобразующей фауны.
В литературе описаны многочисленные примеры древних фаций открытых карбонатных шельфов. Следует упомянуть работу Таунсона [828] по району Портленда в южной Англии, сводную работу Уилсона [874] по формации Смаковер в Техасе и работу Талбота [812] по коралловым карбонатным циклам южной Англии.
Бугристый, или холмовидньш, риф (knoll reef)-то же, но в более глубоководных условиях.
Атолл (atoll)-кольцеобразное органогенное сооружение, окружающее лагуну.
Барьерный риф (barrier reef)-резко вытянутое дугообразное органогенное сооружение, расположенное на некотором удалении от берега и отделенное от него лагуной.
Береговой (окаймляющий) риф (fringe reef)-поле органогенного накопления, непосредственно примыкающее к берегу.
При выработке представлений об образовании карбонатных построек любой геологической эпохи следует принимать во внимание данные об эволюции органических «рифовых» сообществ (рис. 23 21), но так как такой широкий подход к этому вопросу выходит за рамки настоящей работы, мы, вслед за Уилсоном [874], будем выделять три типа окраин карбонатных платформ,
PIHHHB Средний Поэщшй палеозой шлюзов тлеоаой Мезозой Кайнозой
23ж. Рифы и органогенные постройки шельфовых окраин. Как древние, так и современные шельфовые карбонатные платформы часто окаймлены органогенными постройками, которые контролируют окончательное распределение фаций на самих платформах. Уилсон [874] предложил следующую терминологию, которая с теми или иными оговорками используется специалистами, занимающимися изучением рифов:
Карбонатная постройка (carbonate buildup)-в основном органогенное локальное и пространственно ограниченное тело, имеющее положительный рельеф и образованное из местного карбонатного осадка.
Купол (mound)-эллипсовидная или изометричная в плане постройка.
Рифовый пик пинакл (pinnacle)-конический или заостренный кверху купол с крутыми склонами.
Лоскутный риф (patch reef) - округлая изолированная органогенная постройка на мелководье.
Рис. 23.21. Участие различных групп организмов в карбонатных постройках разного геологического возраста [359].
каждый из которых характеризуется присущим только ему набором организмов.
Первый тип платформенных окраин (рис. 23.22) представлен органогенными постройками, спускающимися вниз по склону шельфа и состоящими из карбонатного ила и органического детрита, которые задерживаются улавливающими организмами. Постройки могут иметь форму куполов, линейных бордюров или барьеров и не ограничиваются только фотической зоной. Примерами современных построек лагунных обстановок являются сложенные Thalassm постройки залива Шарк и Флоридского залива, но такие постройки в настоящее время образуются не на всех платфор-
275
273 Морские берега, шельф и фацнальный анализ
менных окраинах. Глубоководные постройки, обнаруженные недавно на флангах Багамской платформы ([608, 594]; см также разд. 23з), по всей вероятности, представляют собой современные аналоги некоторых древних известково-илистых куполов, в частности каменноугольных уолсортских куполов Северной Америки и Европы. На рис. 23.23 показан схематический разрез через такой купол. Улавливающими организмами в разные геологические периоды могли быть губки и водоросли (кембрий — ордовик), мшанки (ордовик-пермь), пластинчатые водоросли (верхний карбон), криноидеи (силур-карбон), рудистовые двустворчатые моллюски (мел) и «морская трава» (третичный период-до настоящего времени). В результате изучения рельефа древних илистых куполов с использованием данных о слагающих их породах, воздушных уровнях, выполненных прозрачными кристаллами кальцита, и расположении обломочных шлейфов по бокам куполов
Рис. 23.22. Три типа окраин карбонатных платформ (шельфов) а - с аккумуляцией илов на склоне, б-пологий склон или платформа с изолированными холмовидными рифами; в-органогенный рифовый гребень [874]
складывается мнение о нетектоническом конседиментационном характере склонов этих построек.
Второй тип окраин (рис. 23.22) представлен линейными поясами каркасных бугристых рифов, расположенных на пологих склонах некоторых шельфовых окраин. Ассоциации организмов на них приспособлены к условиям довольно спокойных течений и состоят из ветвистых и пучковидных колоний кораллов, рудистов, губок и строматопор, которые выше могут переходить в массивные корковые формы. Наблюдается большое количество внутририфового обломочного материала. Примерами таких склонов с бугристыми рифами могут служить большие рудистовые рифы мелового возраста, расположенные в окрестностях Мексиканского залива [874].
Третий тип шельфовых окраин (рис. 23.22) представлен гребневидными каркасными рифами, которые вырастают до среднего уровня воды и, следовательно, попадают в зону наибольшей волновой энергии. Они образуют барьерные или береговые рифы и подразделяются на экологические зоны, параллельные простиранию пояса рифов, с соответствующими формами роста шестилучевых кораллов, которые четко отражают интенсивность света, концен-
(а) Спокойное море
Приливно-отливная отмель
(в) Бурное море
Глыбовый шлейф передового склона. 18*
Платформа с бугристыми рифами
J
Гребень
Лоскутные Песчаные
^ органогенного рифа рифы
бары
Лагунные илы
Приливноотливная отмель
276
Часть 3
Осыпь
Рис. 23.23. Схематический разрез через типичную карбонатную куполовидную постройку [874].
трацию осадка, выход выше уровня моря и гидродинамическую энергию (см. заключение в работе Джеймса и Гинзбурга [421] и последние представления Чаппелла [149]). Склон рифа, обращенный к морю, обычно крутой и покрыт обширными осыпями. В настоящее время такой тип рифов является преобладающим и отражает ведущую роль гляциоэвстатических колебаний уровня океана в эрозии и нарастании рифовых гребней (см. разд. 23з). На Багамской и Флоридской карбонатных платформах каркасные рифы содержат не только многообразные сообщества кораллов, но и пышно развивающуюся эпифауну моллюсков, морских ежей, кораллиновых водорослей и фораминифер. Песчаное окаймление на передовых и тыловых участках рифов в основном сложено обломочным материалом известковых водорослей, так как кораллы служат плохими поставщиками песка. Ты-
ловые части рифов Флориды занимают обширные пространства с лоскутными изолированными рифами и небольшими сублиторальными озерками (образованными при подпруживании воды кораллово-водорослевыми песками), которые постепенно переходят в зарифовые лагуны.
В своей содержательной работе Пурди [654] обратил внимание на то влияние, которое оказывало на рифообразование колебание уровня океана в четвертичное время. Он расширил представления Мак-Нейла [527] об инициирующей роли карста, распространив их на морфологию атолловых и барьерных рифов. В его гипотезе предшествующего карста предусматривается субаэральное обнажение карбонатных платформ, обрамленных относительно крутыми тектоническими или седиментогенными склонами, во время понижения уровня океа-
Рис. 23.24. Образование атолловых и барьерных рифов по гипотезе предшествующего карста В обоих случаях развитие начинается с субаэральной экспозиции карбонатных банок или платформ после понижения уровня моря и заканчивается новой трансгрессией и ростом рифов /-известняки; 2 -некарбонатное основание, 3 - аллювий карстового плато; 4 - морские осадки [654].
Уровень
Атоллы
Растворяющее действие
4IUUUU
атмосферных осад к макс, мин
Барьерные рифы Атмосферные осадки
I I i . 111 i i I ш 1 1 а
Максимальное
[инимальное растворение
Прежний уровень
I моря
Уровень
_моря
Конический карст
Карстовое краевое плато Конический карст
Башенный карст Краевой карстовый уступ
Уровень моря
Уровень __ моря
Уровень моря ^
Лагуна Риф
Шельфовая лагуна
Барьерный риф
Барьерная
платформа
Уровень моря
Ш> О Ш3 О
277*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
на. При этом в центральных частях атолло- ную гипотезу, согласно которой в периоды
подобных мористых банок и на пологих, понижения уровня моря происходила эро-
обращенных к суше склонах барьерных ри- зия, а в периоды его повышения-быстрый
фов происходило растворение известняков. рост кораллов и наращивание поверхности
Образующиеся по краям бордюры и формы рифовой стены. Таким образом, формиро-
башенного карста затем послужили основа- вание рифовой стены рассматривается как
ниями для роста кораллов, по мере того как прерывистый процесс латерального нара-
уровень моря стал подниматься и достиг со- стания с цементацией под водой каждой но-
временного положения. На их месте теперь вой порции, приводящей к смещению плат-
расположены атолловые кольца, гребни формы в сторону моря
барьерных рифов и лагунные конусовидные При исследовании окраин Багамской
рифы (рис 23 24).
платформы и окружающих ее впадин, про-
Данные о древних рифовых фациях систе- веденном в последнее время, был устано-
матизированы Уилсоном [874] и Джеймсом влен ряд интересных особенностей. Так, изу-
[419], в обеих работах содержится полная чение склонов и впадин, граничащих
библиография.
с Малой Багамской банкой и северной
частью Большой Багамской банки
23з. Континентальные склоны и впадины. (рис. 23.25, 23,26) [594], позволило выделить
Сведения о современных склонах платформ следующие факторы, контролирующие
и ассоциирующихся с ними впадинах до- осадконакопление: а) наличие или отсут-
вольно скудны, хотя при изучении древних ствие сбросов по краям банок; б) направле-
карбонатных платформенных комплексов ние и величину сноса осадков с банки; в) со-
по этому вопросу получено много новых отношение пелагического осадкообразова-
данных (см. обзор, сделанный Джеймсом ния и отложений из гравитационных пото-
[419]).
ков; г) характер океанской циркуляции; д)
В своей необычайно интересной моногра- степень подводной цементации; е) наличие
фии, посвященной окраинам барьерных глубоководных органогенных построек.
и атолловых рифов района Белиза, Гонду- Разломы в основании банок, возникаю-
расский залив, Джеймс и Гинзбург [421] вы- щие в ходе рифтогенеза, могут контролиро-
делили четыре фациальные зоны, сменяю- вать первоначальные размеры крупных мо-
щие друг друга от рифового фронта ристых карбонатных банок. Для самих
в сторону моря. Рифовый фронт до глубины глубоководных впадин и их окраин мелко-
70 м представлен крупнозернистыми корал- водные карбонатные платформы играют
ловыми и халимедовыми песками и конгло- роль основных источников сноса карбо-
мератами со строением грейнстоуна. Рифо- натных осадков. С мелководных наве-
вая стена (65-120 м) сложена плотно сце- тренных склонов осадок переносится на со-
ментированными преимущественно корал- седнюю платформу, а по подветренным
ловыми известняками с возрастом в преде- склонам он сносится с платформы в море.
лах 8-15 тыс. лет. Конус предрифовой осыпи В осадкообразовании на склонах банки ве-
состоит из илистых халимедовых песков, дущая роль принадлежит процессам грави-
образующих пакстоуны и вакстоуны. Отло- тационного течения и пелагическому отло-
жения глубоководного бассейна сложены пе- жению. Пелагические карбонатные осадки
лагическими карбонатными илами. Рифо- имеют важное значение лишь в том случае,
генных зерен в осадках не обнаруживается если они не вымываются донными течения-
на расстоянии более 4 км от рифовой стены. ми, не разбавляются осадками гравита-
Цемент известняков, слагающих стену рифа, ционных потоков и не растворяются ниже
обычно сложен высокомагнезиальным уровня карбонатной компенсации. Отложе-
кальцитом и в меньшем количестве араго- ния гравитационных течений приобретают
нитом. Анализы изотопного состава и ре- существенное значение на крутых склонах.
дких элементов доказывают морское проис- Мощные слои ( ~ 0,5 м) карбонатных турби-
хождение этого цемента. Для объяснения дитов с градационной слоистостью развиты
образования окраин платформы Белиза в нижних частях склонов вокруг Малой Ба-
Джеймс и Гинзбург предложили аккрецион- гамской банки, а в виде менее мощных (до
278
Часть 3
0,17 м) слоев присутствуют и во впадинах, где они переслаиваются с глубоководными пелагическими илами. Склоновые брекчии, образованные потоками разнородного обломочного материала, наблюдаются на пологих илистых склонах, тогда как в основании крутых (до 18°) склонов под отвесными краями банок присутствуют потоки материала песчаной размерности. Широкое распространение осадков, связанных с оползнями, потоками обломочного материала и мутьевыми потоками, было недавно обнаружено во впадине Эксума-Саунд на Багамских островах [174]. Древние аналоги таких гравитационных потоков описаны и обсуждены Маунтджоем и др. [590].
Весьма обширные участки подводной цементации расположены на западном фланге северной части Багамского архипелага на
глубинах до 500 м (рис. 23.26). Литифицированные склоны здесь очень стабильны, причем именно цементация способствует сохранению их крутизны. В целом степень цементации по падению снижается от полностью литифицированных твердых пород на глубине менее 375 м через рыхлые илистые отложения с литифицированными включениями в интервале 375-500 м до ры-
Рис. 23.25. Гидродинамика и седиментация вокруг глубоководных окраин банок северной части Багамских островов ] - донные течения; 2-мутьевые течения; J-оползни; 4-потоки обломочного материала; 5-поверхностный перенос взвешенных илов; 6-потоки зернистого материала; 7-выпадение пелагических осадков; 8-хардграунд-твердое дно, 9-органогенные постройки, 10 - вдольбереговой перенос [594].
279*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Уровень моря
30 - 60' - 1
-2 ,Багамский \ уступ
—4 км
Впадина
к • -
• •• \> — - _
<. ~ -
10 км
IZ3»
Sn
Рис. 23.26. Схематические профили через окраины погруженных банок северной части Багамских островов, а, б-окраины наветренного океанского берега; в-окраина подветренного морского берега с контурными течениями 1 -потоки и осыпи зернистого материала; 2-гемипелагические и турбидитные осадки; 3-приплатформенные пески; 4 - пелагические осадки и склоновые брекчии; 5-проксимальные турбидиты; 6-пелагические осадки и дистальные турбидиты; 7-приплатформенные пески; 8 - о т м у ченные пески; 9-литогермы, хардграунды; 70-фации глубоководной впадины [594].
хлых глубоководных илов на глубинах более 500 м [595]. Литифицированные включения сложены несколькими генерациями интрамикритов и интрамикрудитов, сцементированных высокомагнезиальным кальцитом и залегающих в слоях мощностью до 1,5 м Надо думать, цементация не случайно развита вдоль склонов, омываемых Флоридским течением. Это сильное придонное течение усиливает цементацию отложений нижней части подветренного склона Багамской платформы (рис. 23.26, в), непрерывно поставляя неограниченное количество воды с теми ионами, которые образуют цемент [595].
Цементация и придонные течения играют также большую роль в локализации весьма своеобразной узкой полосы глубоководных построек, которая протягивается более чем на 200 км от плато Блейк вдоль западного края Малой Багамской банки до Бимини [608, 594]. Эти литифицированные постройки занимают зону шириной 15 км на глубине 600-700 м. Они возвышаются над дном на 50 м и имеют длину до нескольких сотен метров, ориентируясь преимущественно параллельно глубоководному течению, направленному с юга на север. Наблюдения, сделанные с батискафов, подтверждают их современное происхождение и обнаруживают разнообразные тесные сообщества криноидей, агерматипных кораллов и губок, которые способны улавливать осадки, поставляемые придонным течением. Постройки сооружаются на месте путем цементации микритовым высокомагнезиальным кальцитом последовательно нарастающих слоев уловленных и задержанных осадков.
Приведенные краткие сведения об отложениях склонов платформ и впадин района Багамских островов подчеркивают важное влияние таких факторов, как привнос осадков, параметры склонов и характер горизонтальных течений, на формирование общей структуры осадочного материала (см. также работу по подводному конусу выноса острова Менорка, Балеарские острова [532]). Исследователи древних карбонатных склонов [554] выделяют две основные группы платформенных окраин, которые можно встретить на Багамских островах. Окраины с осадконакоплением характеризуются плавными очертаниями, при этом склоны, погружаясь в сторону моря, сливаются с дном впадин. На «транзитных» окраинах с отвесными склонами осадки, минуя большую часть склона, переносятся сразу из мелководья в глубоководную область по каналам и каньонам. Последний тип среди современных платформ является более распространенным. Наиболее ярким примером такого типа окраин может служить залив Тонг-оф-те-Оушн на Багамских стровах, описанный Шлагером и Чермаком [703]. На рис 23.27 современные впадины Багамских островов сопоставляются с некоторыми хорошо изученными древними бассейнами карбонатонакопления.
280
Часть 3
Доломиты
Мидпенд
Рис. 23.27. Сравнительные размеры глубоководных впадин Багамских островов (в рамке) и некоторых древних бассейнов карбонатонакопления [703].
Отложения древних шельфовых склонов и впадин рассматриваются в ряде работ [554, 243, 380, 590]. В последней дается обзор данных о роли осадков гравитационных потоков, проливающий свет на некоторые вопросы формирования древних платформенных окраин. Морфология и отложения склонов современных рифов и платформ на континентальной окраине Гондурасского залива полно описаны Джеймсом и Гинзбургом [421].
23и. Губаквальные эвалорнты. До тех пор пока в середине 60-х годов не была предложена эвапоритовая модель себхи, обычно считалось, что соли в геологических разрезах являются результатом химического осаждения непосредственно из застойных рассолов Как было рассмотрено в гл. 3, классическая модель образования субаквальных эвапоритов предусматривает наличие отгороженного баром мелководного залива с преобладанием испарения над притоком свежих вод, так что пополнение бассейна возможно только путем одностороннего обмена с открытым морем через барьер. Вследствие этого соленость в пределах залива растет до тех пор, пока не превысится произведение растворимости CaSO4 и не начнется выпадение в осадок гипса. Дальнейшее увеличение концентрации рассола приводит к выделению галита и, наконец, к кристаллизации из остаточно-
го маточного рассола солей калия. Таким путем образуются типичные эвапоритовые седиментационные циклы различного состава и мощности.
Основная трудность в проблеме субаквальных эвапоритов состоит в невозможности объяснить громадные площади распространения древних эвапоритов, если учесть редкость современных крупных эвапоритовых бассейнов. Вопрос осложняется еще недостатком данных об эволюции себх во времени, поэтому просто считается, что в ходе наступайия себх за период до 1 млн. лет образуются бассейны с застойными рассолами, которые вызывают перекрытие ангидритовых фаций собственно себхи фациями субаквальных эвапоритов [497].
Что касается упомянутого несоответствия площадей, то некоторый свет на это может пролить упоминание о ранней эвапоритовой стадии, которую проходят многие расширяющиеся и замыкающиеся океаны. Как будет отмечено в гл. 26, морская трансгрессия в зарождающийся океанский рифт часто сопровождается этапом выпадения эвапоритов из рассолов мелководных и глубоководных бассейнов. Продолжающийся спрединг дна в конечном счете приводит к более эффективному обмену с водами первичного океана; выпадение эвапоритов при этом прекращается, и их мощные серии в основном галитового состава перекрываются обычными океанскими осадками. Точно так же склонны к засолонению смыкающиеся и в связи с этим изолирующиеся от Мирового океана моря. Вероятно, таким путем возникли знаменитые эвапоритовые отложения района Мессинского пролива в западной части Средиземного моря (гл. 26).
Оставляя в стороне рассмотрение отдельных примеров океанских эвапоритовых серий, подчеркнем тот неоспоримый факт, что диагностика древних субаквальных эвапоритов должна быть основана на самых разносторонних данных (рис. 23.28, 23.29). Рассолы морского происхождения могут образовываться в разнообразных местах, в частности в депрессиях на поверхности себхи, в отгороженных барами лагунах, во внутриплатформенных впадинах и в понижениях внутри органогенных построек. Для того чтобы сузить число возможных вариантов, необходимо провести фацнальный
281*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
<fl> . Испарение с поверхности рассола
и рост кристаллов эвапоритов
Jff
Уровень рассола
приливно-отливных течений. При эюм, следовательно, должны возникать первичные формы отложений и первичные осадочные текстуры. В пределах самих эвапоритов будут образовываться кластические структуры, но так же, как и определенные типы слоистости течения, они могут быть полностью разрушены в ходе захоронения и диагенеза, особенно если при этом имел место переход гипса в ангидрит.
б) Поскольку субаквальные эвапориты
почти одновременно с их отложением под-
Мелководный порог вергаются разного рода нагрузкам, в них
Прогибание
Метковошые эвапориты
будут формироваться вторичные текстуры: от текстур осадочной деформации (отпечат-
(в)
ков нагрузки) до текстур оползневых грави-
Периодический перелив
тационных потоков. Так как быстро перемещающиеся гравитационные потоки могут
смешиваться с окружающими рассолами,
возникают слои переотложенных эвапори-
тов с внутренними чертами турбидитов
[712]. Некоторые переотложенные эвапо-
^Мелководные и континентальные эвапориты
Рнс. 23.28. Модели эвапоритового осадкообразования в центральных частях впадин, а-модель глубокой впадины и глубоководного бассейна,
риты, по-видимому, произошли из ранее существовавших эвапоритов, претерпевших поднятие и эрозию.
в) При отложении субаквальных эвапоритов, скорее всего, будет возникать тонкая
б-модель мелкой впадины и мелководного бассейна, в-модель глубокой впадины и мелководного бассейна [437]
слоистость типа слоистости ленточных глин, прослеживаемая на десятки и сотни километров (гл 3).
анализ как в локальном, так и в региональном масштабе. Так, установление фациальной зональности по латерали может дать возможность проследить переходы элементов бассейновых субаквальных эвапоритовых разрезов в одновозрастные береговые фации, для которых доказано мелководное происхождение. В этом случае может проясниться топография бассейна осадконакопления. В этом отношении также могут быть полезны субаквальные неэвапоритовые отложения, подстилающие и перекрывающие разрезы эвапоритов, хотя сам по себе этот факт еще не может служить однозначным доказательством субаквального генезиса эвапоритов. Решающим доводом здесь может быть только характер самих эвапоритов. Ниже кратко рассматриваются отличительные особенности субаквальных эвапоритовых отложений.
а) Мелководные рассолы должны испытывать воздействие прибоя и, вероятно,
г) В субаквальных эвапоритах должны обнаруживаться признаки роста кристаллов на поверхностях раздела рассол-атмосфера или рассол-осадок. На первой образуются скопления ажурных воронкообразных кристаллов галита, а на второй -шевронные елочкообразные формы роста этого минерала с ориентировкой узлов вверх, т. е. противоположно воронкообразным кристаллам [750, 32]. Признаки роста от поверхности осадка вверх, в сторону рассола, наблюдаются также в слоях, состоящих из крупных вертикальных кристаллов гипса (селенита), и выражаются в горизонтальном расположении включений и поверхностей растворения [712]. Надо иметь в виду, что перечисленные формы роста могут подвергаться перекристаллизации во время захоронения эвапоритовых отложений.
На рис. 23.28 и 23.29 сведены три переходящих друг в друга возможных варианта образования субаквальных эвапоритов. Для распознавания каждого из них в конкретном
282
Часть 3
разрезе осадочных формаций требуется тщательное геологическое и специальное литологическое обоснование. На рис. 23.29 показаны вероятные последовательности эвапоритовых комплексов, возникающие в условиях окраин бассейна, мелководного водоема и глубоководного бассейна.
23к. Выводы. Зерна карбоната кальция биогенного происхождения в наибольшем количестве образуются в зоне проникновения света в теплых тропических и субтропических морях. Непрерывное образование карбоната кальция приводит к формированию карбонатных платформ с относительно крутыми краями. Карбонатно-эвапоритовые фациальные зоны, пересекающие платформы, четко отражают энергию волн и приливов, а также состав морской воды и поровых вод осадков. В аридном климате себхи последовательно смещаются в сторону моря. В ходе испарения ионные концен-
трации поровых вод растут, что вызывает формирование характерных эвапоритовых комплексов. Лагунные фации отлагаются позади рифов, растущих на краях платформ, или островов, сложенных плейстоценовыми известняками. Сильные приливно-отливные течения, возникающие на кромках платформ, способствуют развитию ооидных мелей. Обрывистый платформенный склон Багамских банок, обращенный к океану, характеризуется гравитационными потоками, ростом биогермов и различной степенью цементации.
Рнс. 23.29. Гипотетические разрезы (внемасштабные) эвапоритовых комплексов для различных частей эвапоритовых бассейнов [437]
283*
Морские берега, шельф и фациальный анализ
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Как уже отмечалось, для всех, серьезно изучающих карбонатную седиментологию, отправной точкой может служить работа Батерста [64] В ней особенно полно охарактеризованы современные обстановки осадкообразования и диаге-
нез карбонатных отложений. Древние известняковые фации и фациальные модели более подробно рассмотрены в работе Уилсона [874], а критический обзор по этим вопросам сделан Джеймсом (см. [842]) Здесь же содержится обширная библиография, к которой отсылается читатель. Наиболее детальное описание окаймленных шельфовых окраин дано в работе Джеймса и Гинзбурга [421]
Океанская среда и фациальный анализ
Как движется к земле морской прибой, Так и ряды бессчетные минут. Сменяя предыдущее собой, Поочередно к вечности бегут.
В. Шекспир (сонет 60). Перевод С Я
Маршака
Фото 7. Турбидитные песчаники (мощность разреза около 15 м), отложившиеся в средней и нижней (фронтальной) частях подводных конусов выноса, впадавших в глубоководный внутрикратонный бассейн намюрского (нижний карбон) возраста в центральной Англии (Мэм-Тор, Дербишир, Англия).
285
Океанская среда и фацнальный анализ
Тема. Океаны представляют собой объекты, характеризующиеся большим многообразием протекающих в них процессов. Они выступают в роли конечных водоемов стока для компонентов, высвобождающихся в процессе континентального выветривания и переносимых впадающими в океаны реками. В океанах наблюдается глобальная циркуляция водных масс. Она обусловлена планетарным переносом воздушных масс, а также изменениями температуры воды от экватора к полюсам. В районах высокой биологической продуктивности, где вследствие дивергенции или апвеллинга к поверхности поднимаются богатые питательными веществами глубинные воды, образуются имеющие очень большое значение некластические осадки. В настоящее время твердо установлено, что океаническая кора имеет магнитную «память», являющуюся результатом генерации новой океанической коры при спрединге морского дна. Умение реконструировать размеры, форму и глубины мезозойских и кайнозойских океанских бассейнов дает возможность точно определить физические параметры накопления древних океанских осадков. Другой важный параметр обстановки океанского осадконакопления-тектоническое положение континентальных окраин. Тектоническому контролю в значительной мере подвержены распределение, геометрия и характер океанских . кластических фаций. В противоположность пелагическим океанским фациям кластические фации образуют мощные толщи по периферии океанских бассейнов, где пластический материал накапливался под действием турбидитных потоков и систем термогалинных течений1.
24
Процессы в океанах
24а. Введение. Основной прогресс в нашем понимании динамики океана наметился с 1945 г. Он пришел на смену представлениям о том, что океаны и глубокие моря за пределами кромки континентального шельфа являются застойными водоемами, а движение вод в них осуществляется только под действием ветра в поверхностном слое на границе океан-атмосфера. Сегодня океаны рассматриваются как динамические системы с большим многообразием протекающих в них процессов. Поверхностные течения сосуществуют в океанах с глубинными течениями разной силы. Разрез через любой океан позволяет обнаружить отдельные водные массы, Характеризующиеся резкими различиями в температуре, солено-
сти и направлении движения. Изучение сотен кернов, полученных в ходе осуществления Проекта глубоководного бурения, и особенно исследования, проведенные морскими микропалеонтологами и специалистами в области геохимии стабильных изотопов, позволили оценить влияние изменений климата и конфигураций океанов на океанские течения и донные осадки.
В настоящее время известно, что химический состав и сохранность пелагических глубоководных осадков тщательно контролируются глубиной слоя кислородного мини-
1 Течения, обусловленные различиями в плотности воды, которые возникают при изменении ее температуры и солености.- Прим. ред.
286
Часть 3
мума и компенсационной глубиной карбоната кальция Районы же максимального накопления на дне планктонного биогенного материала довольно четко соответствуют районам высокой продуктивности органического вещества в теплых водах1 поверхностного слоя океана, где происходит смешение различных водных масс. С 50-х годов нынешнего столетия считалось, что полоса мощной толщи кластических осадков в областях континентальных склонов и внутренних абиссальных равнин отлагалась турбидитными потоками. Более поздние исследования влияния глубинных океанских течений на процессы эрозии донных осадков, переноса и отложения осадочного материала, а также образования оползней показали, что этот вопрос несколько сложнее. Сегодня известно, что осадкообразование по периферии океана помимо регионального разноса осадочного материала прибрежных равнин и континентального шельфа тесно связано также с типом существующих границ плит.
246. Физические процессы. Выше уже вкратце отмечалось, что океаны не являются просто неподвижными водными массами. В конечном счете главной причиной сложной системы океанских течений служит тепловая энергия Солнца. Непосредственными причинами, обусловливающими существование системы течений, являются касательная сила трения ветра по отношению к воде, а также различия в плотностях воды, обусловленные нагреванием, охлаждением и испарением. Перед рассмотрением общей схемы океанской циркуляции необходимо остановиться на природе сил, действующих в океанах.
Внешние силы обусловлены непосредственным воздействием ветра на поверхностные слои океанской воды; к ним относится также сила Кориолиса. Последняя возникает только в том случае, если в векторе скорости имеется горизонтальная (по отношению к поверхности Земли) составляющая2. Величина горизонтальной компоненты силы Кориолиса вычисляется при помощи выражения 2wsin Uv, где ©-угловая скорость вращения Земли, U-широта, у-горизонтальная составляющая скорости движения объекта. На экваторе горизон-
тальная компонента силы Кориолиса отсутствует, поскольку sin 17 = 0. Сила Кориолиса направлена по нормали к горизонтальной составляющей вектора скорости движения объекта: вправо-в Северном полушарии и влево-в Южном. Таким образом, сила Кориолиса изменяет направление движения любого физического объекта, перемещающегося горизонтально по поверхности Земли. Такому отклонению, в частности, подвержены и сравнительно медленно движущиеся воздушные и водные массы
Внутренние силы обусловлены горизонтальными градиентами давления, а также пограничными эффектами за счет сил трения. Горизонтальные градиенты давления представляют собой результат вариаций высоты уровня поверхности океана относительно некоторого значения.
Таким образом, главными причинами поверхностных океанских течений являются сила ветра, вызывающая дрейфовые течения, и горизонтальные градиенты давления, вызывающие градиентные течения Сила Кориолиса и внутреннее трение действуют как результат движения, возникающего под действием сил ветра и давления. Сами по себе они не могут быть причиной движения водных масс, однако они оказывают сильное влияние на результирующее движение.
Перемещение поверхностных вод под действием силы ветра-более сложный процесс, чем это кажется на первый взгляд. Сопоставление между направлениями движе-
1 Высокая температура поверхностных вод не является обязательным условием высокой биологической продуктивности и скорости накопления биогенного материала на дне. Наиболее ярким примером этому может служить приантарктический пояс кремненакопления - Прим.
перев
2 Под горизонтальной составляющей здесь следует понимать не саму горизонтальную составляющую, а ее проекцию на меридиан. Например, в случае горизонтального движения вдоль параллели сила Кориолиса не возникает. Строго говоря, и вертикальная составляющая вектора скорости приводит к появлению силы Кориолиса. Однако из-за незначительности глубины океана по сравнению с размерами земного шара действие, производимое этой силой, невелико. В целом можно сказать, что сила Кориолиса возникает всегда, когда при движении объекта меняется величина радиуса его вращения относительно оси Земли.-Ярым перев.
287
Океанская среда и фацнальный анализ
ния айсбергов и преобладающих ветров в Арктических морях показало, что движение айсбергов (а следовательно, поверхностных вод) отклонялось от направления ветра вправо на угол 20-40°. Физик Экман дал количественное математическое описание этого процесса при помощи уравнений ускорений вязкости и ускорения Кориолиса. Результаты расчетов Экмана показали, что направление поверхностного течения должно отклоняться от направления действия силы ветра вправо на 45°, причем угол отклонения с глубиной должен возрастать. В самом низу даже появляется небольшое течение в противоположную сторону. Скорость дрейфового течения уменьшается с глубиной экспоненциально, так что ниже некоторой глубины влияние поверхностных ветров на движение воды прекращается. Эта глубина зависит как от широты места, так и от скорости Как показано на рис. 24.1, эпюра скоростей ветрового дрейфового течения имеет форму спирали. В умеренных широтах предельная глубина, на которой эта экмановская спираль еще проявляется, составляет около 100 м.
Важно отметить, что теория дрейфовых течений Экмана предполагает отсутствие в океане горизонтальных градиентов давления. Если же вследствие вариаций плотности или экмановского переноса такие градиенты существуют (дрейфовые течения также являются причиной возникновения градиентов), то в этом случае может встретиться еще один класс градиентных течений. Как показано на рис 24.2, градиентное течение направлено не из области высокого давления в область низкого давления, а параллельно изобарам, подобно тому как это наблюдается с воздушным потоком. Это происходит вследствие уравновешивания силы, вызываемой градиентом давления, силой Кориолиса.
24в. Химические и биохимические процессы. В этом разделе мы должны сконцентрировать свое внимание на двух важных «барьерах», существующих в океанских водах,— границах между водами насыщенными и недонасыщенными карбонатом кальция, а также границах между водами, обогащенными и обедненными кислородом.
Как отмечалось выше (гл. 2), существова-
Рис. 24.1. Экмановская спираль, образованная в результате воздействия ветра на глубокую водную массу
ние компенсационных глубин карбоната кальция для арагонита и кальцита обусловлено увеличением растворимости CaCO3 с глубиной, происходящим вследствие увеличения давления и понижения температуры воды. Компенсационная глубина карбоната кальция в конкретное время зависит от соотношения поставляемых и изымаемых количеств CaCO3, изменения батиметрии, а также химического состава водных масс. Компенсационная глубина карбоната кальция является местной глубиной, на которой скорость поставки CaCO3 на морское дно становится равной местной скорости его растворения. В результате аккумуляция CaCO3 здесь прекращается [115]. На практике компенсационная глубина картируется по уровню, на котором процентное содержание CaCO3 стремится к нулю. Понятие лизоклин было введено Бергером [69], чтобы обозначить отчетливо выраженную в поверхностных глубоководных осадках границу между хорошо и плохо сохранившимися фораминиферами. Лизоклин рассматривается как уровень максимального изменения состава известковых биогенных остатков, обусловленного разным их растворением. Что касается факторов, в конечном счете контролирующих величину компенсационной глубины карбоната кальция [70], то ясно, что между его продуцированием в верхнем теплом фотическом слое океанских вод и растворением в глубинах
288
Часть 3
(а)
(t \
Конвергенция
~
^tr-
1032~мбар~
^^^
1024 мбар
«0
~1016~мбар
ь./
J
У
^^
''^/f*^
"Высокий'урод'ень'"
Jj
Рис. 24.2. Движения вод, связанные с антицихлональными ветрами в Северном полушарии, а - а т мосферное давление, ветры и экмановский перенос вод вправо; б-рельеф, гипсометрия поверхности моря и ассоциирующиеся градиентные течения ниже зоны влияния трения FK - сила Koриолиса; Fr д-сила градиента давления [349].
океана должно существовать соответствие. Охлаждение, увеличение давления и потребления CO2 приводят к образованию придонных вод, недонасьпцение которых достаточно для начала растворения биогенного CaCO3, избыточно поставляемого из теплых поверхностных слоев. Таким путем в конце концов достигается устойчивое состояние. Сказанное прекрасно иллюстрируется событиями на границе эоцена и олигоцена, обнаруженными в колонках глубоководных осадков [444]. Измерения изотопного состава кислорода в глубоководных бентосных фораминиферах показывают, что в это время произошло быстрое падение температуры, явившееся следствием начала деятельности глубинного Антарктического придонного течения. Возникновение глубинной океанской циркуляции (см. ниже) привело к усилению океанского кругооборота, который послужил причиной увеличения продукции биогенного карбоната кальция в центральной части Тихого океана. Непосредственно за этим последовало значительное и} по-видимому, быстрое увеличение компенсационной глубины карбоната кальция (рис. 24.3).
Районы особенно высокой биологической
продуктивности и, следовательно, высоких скоростей седиментации располагаются вдоль восточных окраин океанов, где к поверхности поднимаются холодные богатые питательными веществами воды (см. ниже), а также в областях дивергенций в экваториальном и приполярных поясах.
Второй важный химический «барьер» — граница между богатыми кислородом верхними слоями океана и обедненными кислородом нижними слоями (рис 24.4). В океанскую воду кислород попадает из атмосферы, а также образуется при фотосинтезе. В приповерхностных горизонтах обычно достигается насыщенность океанских вод растворенным кислородом, однако с увеличением глубины до 50-100 м его концентрация обычно падает. Ниже зоны фотосинтеза такие процессы, как окисление органического вещества, уменьшают содержание кислорода. В более глубоких водах содержание кислорода может снова возрасти в том случае, если имеются холодные обогащенные кислородом термогалинные течения. Главным достижением за последние 20 лет было обнаружение в открытом океане обширных участков, в пределах которых в водах на глубинах от 2 до 1000 м наблюдается заметный дефицит кислорода или его полное отсутствие (обзор см. в работах [209, 206]). Не является случайностью то, что все такие участки, обнаруженные в настоящее время, расположены вблизи областей апвеллинга и, следовательно, высокой биологиче-
20
30
Возраст, млн лет
Рис. 24.3. Изменения во времени компенсационной глубины карбоната кальция в Южной Атлантике и экваториальной части Тихого океана [30].
289
Океанская среда и фацнальный анализ
Равновесие с атмосферой
Г
Близка к насыщению
Кислородный максимум
Ir
Процессы перемешивания
Недостаток кислорода
Минимум
I
I
Холодные воды I Отсутствие высоких широт I кислорода
при стагнации
Рнс. 24.4. Схемы распределения концентрации растворенного O2 в океанских водах [382].
ской продуктивности. Отсутствие бескислородных вод в открытых частях Атлантического океана объясняют более эффективным перемешиванием воды океанскими течениями, а также малым содержанием фосфата, лимитирующего величины первичной продукции. Заслуживает внимания крупный участок бескислородных океанских вод, обнаруженный в Аравийском море, поскольку ему сопутствует обогащение донных осадков сероводородом.
Бескислородные водные массы существуют также в водоемах, имеющих ограниченную связь с открытым океаном через мелководный порог. Во многих фиордах и небольших бухтах бескислородные условия существуют периодически. В Черном море бескислородный режим наблюдается постоянно. Во всех случаях отсутствие кислорода обусловлено развитием стратификации в средних слоях воды, возникающей за
счет градиентов солености или температуры, часто в результате плотностных течений соленых вод, вторгающихся в водоем через входной порог. Океанографические исследования выявили периодическое появление бескислородных условий во многих океанах; примеры будут рассмотрены ниже, в гл. 26.
Осадки, отлагающиеся ниже бескислородных водных масс, обычно обогащены органическим веществом и в общих чертах являются современными аналогами некоторых черных сланцев, часто встречающихся в геологических разрезах. Такие обогащенные органическим веществом осадки представляют собой важный потенциальный источник нефти. Высокое содержание органического вещества, по-видимому, обусловлено не низкими скоростями его распада, а в первую очередь увеличением биологической продуктивности, приводящим к формированию бескислородных условий. Значительные количества легких углеводородов продуцируются бактериями, обитающими в осадках ниже зоны бескислородных вод.
24i. Поверхностные течения и циркуляция.
Направление поверхностных океанских течений тесно связано с планетарной системой перемещения воздушных масс, основные черты которой схематично показаны на рис 24.5. Движение воздуха вокруг антициклонических областей высокого давления вызывает экмановский перенос поверхностных вод по направлению к центрам этих областей Этот перенос приводит к тому, что поверхность океана в направлении от центра области высокого давления к ее периферии приобретает уклон. В результате возникают градиентные течения, движущиеся параллельно направлению ветра (рис. 24 2). Таким путем формируются два огромных субтропических круговорота, которые влияют на циркуляцию вод как в Атлантическом, так и в Тихом океане (рис. 24.6). Вдоль внутритропической зоны схождения пассатов наблюдается экваториальное противотечение, направленное с запада на восток. Сложные взаимодействия в этой зоне приводят к образованию мощных дивергенций и заметному перемешиванию океанских вод. Другой очень
19-91
290
Часть 3
„
W
Низкое __
^ ^
' -V У
Низкое
Низкое
У 1
Низкое
'
I Высокое J
Jr
Низкоее ^ Нииззккое
Низкое
^ т-г-т
Л \
Рнс. 24.5. Схематическая картина распределения атмосферного давления и ветров над идеализированным океаном [349].
важный фронт течений распространен вокруг Антарктиды между 50 и 60° ю. ш. Он известен как Антарктическая конвергенция, где холодные плотные воды опускаются вниз под поверхность и образуют промежуточные антарктические воды.
Одной из наиболее поразительных черт вызываемой ветром общей океанской циркуляции является большое множество линий тока вблизи западных окраин океанов. Они проявляются в виде мощных течений западных окраин океанов, таких, как Гольфстрим, Куросио, Агульяс. Асимметрию субтропических круговоротов можно объяснить с точки зрения теории вихрей ([794]; в качестве введения в этот вопрос см. работу [349]). В западных частях океанов это влияние усиливает существующее действие (равное силе Кориолиса) вихревых движений, возникающих под действием ветра, в восточных частях направлено им навстречу.
Рис. 24.6. Диаграмма, показывающая идеализированную циркуляцию поверхностных вод в океане в Северном полушарии [596]
Слабые восточные ветры
—
Полярное течение
j
Циклоны Западные ветры
Субтропические антициклоны
((ОС
I4
чч —
•-N У* ^
'Vt
V'
Субполярный круговорот I
*
}
п S>
t /
Дрейфовое течение западных ветров
f'l
Г
^
4
I J ВJ
I ° f \ P t g Западнbыhеx крhаевые
I if f ,i' I
M }
V t
*
i
.
I
*
т
^ Субтропическим круговорот
S образующийся под
* действием ветра
^
r^4
^—' J
Ifw
' \
\\t! v _ , ' '
1 /С .V
1
14
К
;
)j
\ g ^ *
S
,\ %
1
Пассаты
r
V
Экваториальная штилевая зон
;
Пассаты
w L
г
—
^
t
—».
)
Экваториальное течение.
tf
t
t
Экваториальное противотечение
/
1
t
^
Экваториальное течение^__
"" "
t
i
__
•о
291
Океанская среда и фацнальный анализ
Для достижения устойчивого состояния необходимо, чтобы увеличение общего действия вихрей чем-то ограничивалось. Роль такого ограничителя играют силы трения (пропорциональные квадрату скорости), разрушительно влияющие на вихри. Воздействие трения приводит к тому, что течения западных частей океанов являются исключительно мощными, иногда в десять раз превосходящими течения восточных частей океанов. В последние годы стало ясно, что главные течения западных частей океанов, такие, как Гольфстрим, воздействуют на океанское дно. Так, основные эрозионные явления на плато Блейк были приписаны непосредственно потоку Гольфстрима во время ледниковых эпох, когда это течение имело максимальную мощность [432].
В том случае, если преобладающие ветры дуют параллельно береговой линии, возникают важные эффекты. Рассмотрим вариант, когда северный ветер дует параллельно западной части континента, как показано на рис. 24.7. Воздействие ветра приводит к появлению поверхностного экмановского течения, направленного вправо; поверхностные воды относятся в сторону от побережья, вызывая тем самым понижение поверхности океана, направленное к суше. Такое поверхностное течение компенсируется за счет более глубоких холодных вод. Эти холодные поднимающиеся воды (воды апвеллинга) могут поступать с глубин вплоть до 300 м, принося с собой питательные ве-
Рис. 24.7. Прибрежный апвеллинг в Северном полушарии, а-экмановский и поверхностный переносы вод, вызываемые ветрами, дующими параллельно берегу; б-разрез, показывающий результирующий наклон поверхности моря, а также апвеллинг глубинных вод, замещающих поверхностные воды, перемещаемые от побережья.
щества, которые обеспечивают очень высокую биомассу планктона, поддерживаемую в поверхностных водах. Характерным седиментологическим «следом» апвеллинга служит хорошая сохранность остатков ассоциаций диатомовых и радиолярий, повышенное количество остатков рыб и распространение фосфоритовых зерен (см. гл. 4). Скорость подъема глубинных вод не превышает 1 - 2 м в день, так что донные структуры, образованные течением, здесь отсутствуют. Особенно большое значение имеют апвеллинга в районах побережий Перу, Северной и Юго-Западной Африки, а также Калифорнии.
24д. Глубинные течения и циркуляция. Описанная выше поверхностная циркуляция океана является наиболее явным следом глубинной циркуляционной системы, затрагивающей всю толщу океанских вод (рис. 24.8). Детальные исследования температуры, плотности и изотопного состава вод показали сложную схему распределения холодных относительно более соленых глубинных вод, оказывающих влияние на процессы, происходящие на океанском дне. Ниже уровня воздействия ветра океанские воды далеки от спокойствия. Они находятся в постоянном движении на всех уровнях. Ceдиментационные следствия этой глубинной циркуляции весьма значительны. В некоторых районах, где обычно наблюдаются слабые ( ~ 0,05 м * с ~ 1J термогалинные течения, были зарегистрированы постояннодействующие потоки со скоростями до 0,5 м - с " Слабые течения ускоряются в западных частях океанов и в топографических сужениях.
Основные причины существования активных глубинных океанских течений следует искать в наблюдающихся в настоящее время значительных изменениях темпера-
(*)
Средний
С
экмановский перенос
19*
292
Часть 3
тур от экватора к полюсам. Обширное континентальное оледенение Антарктиды и в меньшей степени ледяной покров Гренландии и Арктики способствуют образованию холодных соленых водных масс, которые опускаются вниз, образуя соответственно антарктические придонные воды и североатлантические глубинные воды. Вследствие эффекта подпора североатлантических глубинных вод в Северной Атлантике за счет рельефа дна основным источником глубинных холодных течений в Мировом океане являются антарктические придонные воды. Последние движутся в северном направлении вдоль западных границ Атлантического океана, а также вокруг Антарктиды на восток, приводя к образованию подповерхностных течений вдоль западных границ Индийского и Тихого океанов. В восточных частях океанов холодные воды поднимаются в область теплых поверхностных вод. Здесь они под действием ветровых течений переносятся назад к полюсам. Таким образом, вся система находится в динамическом равновесии.
Важная роль североатлантических придонных вод вдоль западной окраины северной части Атлантического океана была доказана в последние годы при тщательном изучении системы течений и вызываемых ими седиментологических последствий. Это
течение называется Западным краевым подповерхностным течением. Оно проходит параллельно континентальному подножию и над ним со скоростями до 0 , 5 м - с " 1 (рис. 24.9). Сейсмические исследования и получение колонок в районе осадков, находящемся под воздействием глубинного течения, обнаружили мощные (километры) наносы осадков, представленные тонкими чередующимися слоями очень мелких песков, алевритов и пелитов. Пески и алевриты-тонкослоистые, однородные, хорошо отсортированные. В виде небольших косых слоев в них могут присутствовать россыпи тяжелых минералов [361, 375, 105]. Описываемые отложения были названы контургяпами, т. е. отложениями, формирующимися под действием (термогалинных) подповерхностных контурных течений. Хорошая отсортированность и однородность материала контуритов отличают их от тонких дистальных турбидитов. Однако в последнее время при рассмотрении этого вопроса делается упор на то, что эти два вида отложений трудно различить в древних геологических разрезах. Это связано
Рис. 24.8. Глубинная циркуляция вод Мирового океана [795].
293
Океанская среда и фацнальный анализ
.*/ 'т
бидитных потоков. Некоторые нефелоидные слои могут иметь мощность до 2 км, однако более обычна мощность в пределах от 1 до 300 м [233]. В нефелоидных слоях могут присутствовать взвешенные частицы размером до 12 мкм в количестве 0,3-0,01 м г - л ' 1 [551,636, 807].
<>- ^ б
к.'^•u'V ^
Zi У ' ' / f4 ///
Рис. 24.9. Западное краевое течение, проходящее вдоль континентального подножия Северной Америки 1 -очень сильное течение, 2-краевое подповерхностное течение западной окраины [361]
24е. Оползни, потоки обломочного материала, турбидитные потоки. В этом разделе мы коснемся основных механизмов, посредством которых значительные объемы терригенного кластического материала могут достигать континентального подножия и внутренних абиссальных равнин. Как отмечалось выше (гл. 7), оползни, потоки обломочного материала и турбидитные потоки по мере удаления от источника материала могут последовательно сменять друг друга, постепенно переходя один в другой. Важной проблемой здесь является степень неустойчивости осадков внешнего шельфа
с тем, что были обнаружены также илистые контуриты (обсуждение вопроса см. в работах [796, 552]). Исключительно важны эрозионные воздействия холодных подповерхностных течений. Эрозией контурными течениями объясняют многие стратиграфические перерывы в колонках глубоководных осадков начиная с олигоцена. Обнаружение в последние годы эрозионной деятельности Гольфстрима может значительно осложнить интерпретацию основных черт эрозии и отложения, относимых прежде исключительно за счет воздействий термогалинных течений.
Эрозионной деятельности термогалинных течений отчасти приписывают и последнюю из рассматриваемых черт глубинных океанских вод. Речь идет о явлении увеличения содержания взвешенного материала в придонных водах, обнаруженном при помощи аппаратуры, измеряющей рассеяние света. Такие воды называют нефелоидными слоями (рис. 2410). Придонные нефелоидные водные слои с наибольшим содержанием взвеси могут быть обусловлены взмучиванием океанских илов термогалинными течениями. Но здесь значительную роль, вероятно, играет и илистый материал из разубоженных дистальных тур-
Рис. 24.10. Повышенные содержания взвешенного материала в столбе придонных вод, свидетельствующие о наличии нефелоидных слоев (образовавшихся вследствие термогалинных течений) в глубинах Атлантического океана [84].
294
Часть 3
и континентального склона, в особенности осадков с примесью пелитового материала (см. рис. 25.3). При исследованиях континентального склона северо-восточной часта США [434] в районе с уклонами 3-10°, в значительной мере изрезанном подводными каньонами, были обнаружены отложения, представленные в основном алевритовоглинистым материалом. Полагают, что эти осадки гравитационно устойчивы, однако их высокая водонасыщенность способствует тому, что под действием толчков и аномальных давлений, возникающих при резких землетрясениях и при прохождении внутренних волн, переодически происходит массовое движение осадочного материала. Более низкие величины сдвигающей силы в осадках вблизи подводных каньонов связаны с тонкодисперсностъю этих осадков и повышенными концентрациями в них органического вещества. Некоторые представления о воздействии проходящих поверхностных волн на донные осадки можно получить на основании расчетов Уоткинса и Крафта [851]. Из этих расчетов следует, что крупные штормовые волны, особенно во время ураганов, могут вызывать волновые аномалии давления, причем длины волн составляют около 300 м, а перепад давления-около 7 0 к Н - м ~ 2 на глубинах около 60 м. Несмотря на то что с глубиной размах этих аномалий давления, порождаемых волнами, должен уменьшаться, для осадков кромки шельфа, склонных к оползанию, этот эффект исследователям представляется важным.
При детальном изучении океанских окраин выяснилось, что среди процессов отложения на морском дне потоки обломочного материала, вероятно, играют более важную роль, чем предполагалось ранее [240, 265]. Например, Эмбли [240] обнаружил отложения потоков обломочного материала огромной протяженности. Эти потоки были порождены крупными оползнями осадочного материала на континентальной окраине Северо-Западной Африки в районе побережья Западной Сахары (рис. 24.11). Поток обломочного материала спускался по склону с весьма незначительным уклоном, равным 0,1°, и продвинулся на несколько сотен километров. Отложения, сформированные этим потоком, покрывают пло-
Рис. 24.11. Поток обломочного материала огромной протяженности в Атлантическом океане в районе Северо-Западной Африки. 1 - следы, оставленные потоком обломочного материала; 2-поток обломочного материала, 3-основная область отложения турбидитов; 4 -направление течений [240]
щадь около 30 тыс. км2; источником осадочного материала для них стал массивный оползень объемом 600 км3 в верхней части континентального подножия, где следы оползания имеются и в настоящее время. Обнаружение отложений потоков обломочного материала основано на их типичной геометрии, характерных акустических признаках, галечно-аргиллитовом строении и резко выраженных угловых контактах в колонках, а также волнообразной поверхности на фотографиях дна.
Три десятилетия изучения океанского дна и получение колонок донных осадков подтвердили предварительный прогноз Кюнена о том, что в отложениях турбидитных потоков (турбидитах) вдоль многих континентальных окраин преобладают пласты терригенного кластического материала. До сих пор классическими являются примеры оползня и турбидитного потока, вызванных в 1929 г. землетрясением на Большой Ньюфаундлендской банке (рис. 24.12, 24.13), несмотря на то что с тех пор были получены сведения о многих других оползнях и турбидитных потоках, вызванных как толчками, так и впадением рек [363]. Данные непосредственного измерения волн, идущих вниз по каньону, интерпретировались как указание на наличие медленных турбидитных потоков, скорость которых достигает 1 м - с " 1
295
Океанская среда и фацнальный анализ
скую эволюцию океанских водных масс. Частные фациальные модели для раскрывающихся океанов мы рассмотрим в гл. 26. Здесь же вкратце обрисуем некоторые из принципов, используемых при палеоокеанографических реконструкциях.
Предпосылкой для реконструкции являются некоторые данные по эволюции формы океанов, их размеру и глубине. Возможность реконструировать форму и размеры океанов дают линейные магнитные аномалии океанической коры [766], тогда как провести оценки палеоглубин позволяют модели остывания и погружения океанической коры [732, 733]. Оценка компенсационной глубины карбоната кальция в древних океанах осуществляется при помощи нанесения на график соответствующих скоростей накопления CaCO3 и палеоглубин. После этого положение компенсационной глубины может быть рассчитано из уравнения регрессии как глубина, при которой скорость накопления CaCO3 стремится к нулевому значению [30]. Кривые изменения компенсационной глубины во времени
Рис. 24.12. Распространение турбидитного потока Больших банок в 1929 г. [361].
[754]. Такие потоки могут происходить с незначительными интервалами времени, равными нескольким дням, повсюду, где вблизи верхних частей каньонов осуществляется разгрузка реками в океан значительных количеств осадочного материала. Главной трудностью остается разграничение тонкодисперсных дистальных турбидитов и контуритов, особенно если они представлены материалом пелитовой и алевритовой размерностей [639]. В работе Стоу и Ловелла [796] приведено несколько возможных отличительных особенностей дистальных турбидитов и контуритов; заинтересованного читателя мы отсылаем к этому обзору.
24ж. Палеоокеанография. Океанские осадки и содержащиеся в них остатки фауны представляют собой великолепный банк памяти, который может быть использован для того, чтобы проследить физическую и химиче-
500
1000
1500
2000
2500
20 10 0 10 20 30 40 50 6 0 70 80 90
Расстояние от эпицентра, морские мили
Континентальное подножие Абиссальная равнина
50 0
100
200
300
400
Расстояние от эпицентра, морские мили
Рис. 24.13. а-сейсмический профиль, демонстрирующий оползень, вызванный землетрясением на Больших банках, а также положение подводных кабелей (кружки), разорванных оползнем и турбидиттшми потоками; б-профиль, демонстрирующий скорости турбидитного потока, рассчитанные по интервалам времени между разрывами кабелей [227].
296
Часть 3
очень сходны для всех океанов, что подразумевает контроль со стороны циркуляции глубинных океанских вод (рис 24 3) Свидетельствами бескислородных периодов в океанах служат горизонты широко распространенных черных сланцев, тогда как апвеллинг фиксируется в геологической записи кремнями, фосфоритами и остатками рыб. Большое распространение кремней свидетельствует о высокой продуктивности радиолярий в экваториальной зоне Деятельность контурных течений фиксируется мощными контуритами континентального подножия, тогда как подводные конусы выноса турбидитного происхождения свидетельствуют о росте наземных дренажных систем в континентальных районах, примыкающих к раскрывающемуся океану
В том случае, если вводится поправка, учитывающая запасы океанской воды в форме льда, при помощи изучения изотопного состава кислорода планктонных организмов (главным образом фораминифер) можно получить ценные данные по температурам палеоокеанов (см. обзор Хадсона [400]). Начало деятельности холодных глубинных течений антарктического происхождения в кайнозое [443, 444] документируется изотопным составом глубоководных бентосных фораминифер, который показал снижение температуры донных вод на 5°С в течение примерно 100000 лет на границе эоцена и олигоцена. Кеннетт [442] отметил, что современная циркуляция вод Мирового океана зависит от особенностей эволюции рельефа дна океанских бассейнов, от положения континентов и от климата на земном шаре Циркуляционные течения в океане возникли благодаря появлению после оледенения термогалинных течений и возникновению Циркумантарктического (Южного) океана в результате спрединга. Возникновение Южного океана привело к снабжению других океанов необходимой холодной соленой водой, тогда как появление термогалинных течений позволило осуществить повсеместное рассеяние этой воды в Мировом океане
Основные эффекты возникают в результате возобновления связи с Мировым океаном временно изолированных океанских бассейнов [820] или в результате возобновления связи между соседними полуизолированны-
ми бассейнами [823]. Изолированные бассейны могут поставлять в основные океаны либо сверхсоленые, либо опресненные воды, вызывая главные фациальные изменения осадков и вымирание планктонных и бентосных фораминифер.
24з. Выводы. Океаны представляют собой динамические системы, в которых поверхностные течения сосуществуют с глубинными течениями разной силы. Поверхностные течения возникают под непосредственным действием силы ветра и являются также результатом существования горизонтальных градиентов давления. На результирующее движение воды при этом в значительной мере воздействуют сила Кориолиса и внутреннее трение Вследствие опускания у полюсов холодных плотных вод возникает общая схема глубинных океанских течений Наблюдается обусловленная силой Кориолиса тенденция глубинных течений следовать вдоль западных границ океанов со скоростями вплоть до 0,5 м - с " 1 В результате этого переносятся большие количества осадочного материала, происходят эрозия и отложение вдоль континентальных склонов, особенно в Атлантическом океане. В океанах важными химическими границами служат зоны стыка между областями насыщенности и недонасыщенности вод карбонатом кальция и между областями обогащения и обеднения растворенным кислородом. Кластический осадочный материал, источником которого являются континентальные окраины, поставляется в океаны посредством оползней, потоков обломочного материала и турбидитных потоков С кромки шельфа материал поступает посредством турбидитных потоков Еще одним агентом поставки кластического материала в океан является эоловый перенос. Несмотря на то что динамика океана контролируется поверхностными и глубинными течениями, она в конечном счете зависит от возраста, размера, морфологии, взаимосвязанности и положения раскрывающихся и закрывающихся океанов. Анализ глубоководных колонок в значительной мере пролил свет на эволюцию океанской воды в зависимости от спрединга океанского дна и изменений климата за последние приблизительно 100 млр. лет.
297
Океанская среда и фацнальный анализ
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
С физическими 'аспектами океанских течений можно познакомиться в книгах фон Аркса [33], Грина [316] и Харвея [349]. Более углубленные сведения содержатся в книгах Мак-Леллана
[560], Понда и Пиккарда [643] и в особенно рекомендуемой книге Нейманна и Пирсона [609] Методы и подходы к решению палеоокеанографических задач в интересной, хотя и несвязанной форме приводятся в книге Шопфа [711]. Химия океана и моделирование океанских процессов в общих чертах хорошо описаны в книге Бреккера [125]
25
Условия образования кластических осадков
25а. Введение. Согласно концепции текто- зультате термогалинных течений в за-
ники плит, распределение, геометрия и ха- падных частях океанов. Зрелые раскрываю-
рактер кластических фаций в океане в очень щиеся океаны, такие, как Атлантический,
большой степени контронтролируются ти- имеют широкие континентальные шельфы,
пом континентальных окраин
на которых сильное волновое воздействие
Пассивные континентальные окраины или и приливно-отливные течения перерабаты-
континентальные окраины атлантического вают обломочный материал, источником
типа имеют относительно простую морфо- которого являются «древние поверхности»
логию континентального склона, континен- континентов Поэтому похоже, что мате-
тального подножия и широкой абиссальной риал, достигающий континентального под-
равнины (рис. 25.1) Поступление осадочно- ножия и обширных абиссальных равнин
го материала происходит с шельфа в виде (рис. 25 2), является относительно зрелым
потоков взвешенного вещества, из очень (см гл. 1).
многочисленных подводных каньонов На активных континентальных окраинах
и долин-в виде оползней и турбидитных преобладают процессы субдукции. Здесь на-
потоков, с мест нарушения склонов-в виде блюдаются некоторые или все из следую-
оползней, потоков обломочного материала щих характерных деталей: тыловой дуговой
и турбидитных потоков; с крупномасш- бассейн, вулканическая дуга (островная цепь
табных абиссальных конусов, обращенных или скалистая горная цепь края континента),
к главным речным системам, а также в ре- предцуговой бассейн, желоб и узкая абис-
сальная равнина (рис 25.11). В составе оса-
дочного материала, поступающего в пред-
100 KM
дуговой бассейн и желоб, преобладает
] Осадки
подножие ^-^^^Абиссальная равнина
" "'f''1Qкеанск^кора"^
вулканический материал и(или) материал скалистых горных цепей. Этот материал обычно незрелый (см гл. 1). В некото рых желобах наблюдается очень незначительное накопление осадочного материала, особен-
Рис. 25.1. Схематический разрез континентального подножия в Атлантическом океане в районе Нью-Йорка. Обратите внимание на продвижение в сторону океана осадков континентального подножия, скапливающихся у основания континен-
но в желобах, расположенных вблизи пустынных береговых линий, где поставка материала с континента невелика (например, в районе Перуанско-Чилийских Анд).
тального склона Эти осадки имеют турбидитное и пелагическое происхождение, они также подвержены воздействию глубинного термогалинного подповерхностного западного краевого течения (см рис. 25.4) [361]
Тыловые дуговые бассейны на сторонах, примыкающих к континенту, напоминают пассивные окраины, однако на противоположных , примыкающих к островным дугам
298
Часть 3
сторонах они получают большое количество вулканогенно-кластического материала.
Типичным примером континентальной окраины с активным горизонтальным смещением является Калифорния, где откосы разлома Сан-Андреас и связанных с ним разломой создали в континентальной коре блоково-котловинообразный рельеф. Осадочный материал в прибрежные котловины поступает непосредственно из прибрежной зоны, откуда береговые течения и бурные потоки транспортируют его прямо в верхние части каньонов. В этих котловинах имеются небольшие подводные конусы выноса, тогда как в более удаленные от побережья котловины поступление осадочного материала относительно ограниченно.
Ниже будет рассмотрено современное и древнее осадконакопление в условиях целого ряда таких тектонических обстановок.
Континентальный склон в этом районе имеет уклон от 3 до 10°, он сильно рассечен большим количеством подводных каньонов и долин плейстоценового возраста. Собственно склон четко выражен в диапазоне глубин от 120-140 до 2000 м. В целом структура осадочной толщи склона состоит из мощной смещающейся в океан серии третичных слоев, которые отлагались в соответствии с рельефом склона (рис. 25.1). По мере удаления от активных каньонов района Новой Англии (Вич, Гудзон, Гидрограф), где развиты грубозернистые осадки, вниз по склону наблюдается тенденция к утонению материала осадков от подверженных волновому воздействию песков внешнего шельфа до алевритово-глинистых илов нижней части склона (рис. 25.3). Большие пространства склона подвержены оползанию [434], что подчеркивает роль склона
256. Континентальные склоны и подножия пассивных окраин. Типичным примером континентальных склонов пассивных окраин является хорошо изученная континентальная окраина восточной части США.
Рис. 25.2. Основные абиссальные равнины и подводные конусы в океанах 2-абиссальная равнина; 2-абиссальные конусы; 3-основные места впадения рек в районы абиссальных конусов [361]
299
Океанская среда и фацнальный анализ
как коллектора тонкого осадочного материала, поступающего с шельфа, с одной стороны, и как поставщика осадочного материала (путем переноса через него вещества) к континентальному подножию и на абиссальную равнину-с другой. Вдоль части склона наблюдаются мощные придонные течения (со скоростями до 0,7 м • с " 1X однако их происхождение и влияние на осадкообразование еще недостаточно изучены.
Широкое континентальное подножие восточного побережья США в настоящее время находится под преобладающим воздей-
2 км), слагающего континентальное подножие, и особенно длинных осадочных гряд, обнаруженных на Блейк-Багамском н Антильском хребтах (рис. 25.4), по-видимому, была отложена контурными течениями Более северные поднятия к востоку от Гренландии и вокруг прогибов Роколл и Хеттон также, вероятно, образованы контурными течениями [552]. На этих грядах были заре-
Рис. 25.4. Направление придонных термогалинных течений и положение глубоководных осадочных хребтов (точки) Контуры даны для глубины 4000 м [796]
Рнс. 25.3. Распределение песчаного материала и напряжения сдвига для осадков континентального склона Северной Атлантики [434]
ствием западного краевою подповерхностного течения, которое проходит вдоль подножия от Ньюфаундленда до Блейк-Багамского внешнего хребта и отсюда до Антильских островов к северо-востоку от Южной Америки (рис. 25.4). Измерения скоростей течения дали величины от 0,05 до 0,4 м • с ~ S причем больших скоростей этого диапазона вполне достаточно для переноса течением глины, алеврита и очень мелкого песка. Подтверждением эрозионной и транспортирующей способностей течения являются подводные фотографии эрозионных желобков и вытянутых полос [376]. Значительная часть осадочного покрова (мощностью до
гистрированы огромные илистые волны (см., например, работы [376, 685]) высотой 10-40 м и с длиной волны 1-5 км. Однако о происхождении этих волн мало что известно.
Минералогические исследования дали отчетливые доказательства того, что материал, формировавший эти осадочные образования континентального подножия, поступал с севера. Очень информативная работа Тухолке [833] по Большому Антильскому внешнему хребту показала, что осадки обогащены хлоритом и иллитом, принесенными сюда с северо-восточной континентальной окраины США западным краевым подповерхностным течением. Осадки сами по себе являются тонкодисперсными (< 2 мкм), гомогенными, окрашены в коричневый цвет, обнаруживают цикличные изменения содержания карбоната кальция. В них обычны биотурбация и присутствие марганцевых микроконкреций. Осадки являются
300
Часть 3
слишком тонкими и не могли быть образованы течениями. Они, по-видимому, отложились за счет оседания взвешенного материала в низкоскоростных (<0,1 м - с " 1 ) придонных течениях. Скорости отложения этих осадков находятся в пределах 0,06-0,3 мм -год ~ Мощные осадочные гряды, образованные илистыми контуритами, в других районах, очевидно, формировались при взаимодействии термогалинного придонного течения с относительно неподвижными примыкающими водными массами или даже со смежными течениями противоположного направления [130, 537] Во всех случаях отложение под действием контурных течений активизировалось лишь с середины третичного периода, когда холодные арктические воды стали проникать в западную часть Северной Атлантики.
Типичным примером континентальных подножий с неэнергичной придонной циркуляцией может служить восточная часть Атлантического океана вблизи Африки, где вдали от абиссального конуса реки Нигер может преобладать седиментация из суспензии на склоне и за счет оползней на континентальном подножии. Как отмечалось выше, главные следы оползаний и потоки обломочного материала располагаются именно в этой области.
хождение, включая непосредственную эрозию ложа руслами рек и экстуариями во время понижений уровня моря при оледенениях, эрозию турбидитными потоками, оползание и эрозию сбросовых оврагов. Они служат артериями, транспортирующими в океан грубый осадочный материал посредством оползней, потоков обломочнбго материала и турбидитных потоков. Таким образом, грубые осадки эффективно обходят континентальные склоны, на которых накапливаются преимущественно тонкодисперсные отложения
Подводный веер (или подводный конус выноса - Перев) (рис. 25 5) аналогичен субаэральным аллювиальным конусам (гл. 14). Распространение грубодисперсного осадочного материала по конусу выноса контролируется системой мигрирующих распределительных каналов, разделенных валами
Питающий канал Потоки обломочного
25в. Подводные веера и конусы. На континентальных окраинах структурного типа могут наблюдаться дельтообразные осадочные образования-подводные веера и конусы. Эти образования формируются за счет поставки материала из «точечного» источника, такого, как подводный каньон или долина. Они могут питаться непосредственно осадочным материалом твердого речного стока, как в случае многих крупных абиссальных конусов, таких, как конусы Ганга — Брахмапутры, Нигера и Мйссисипи (рис. 25.2), или за счет поставки материала с шельфа или с берега, как в районах восточного побережья США или Калифорнии соответственно. Примером конуса, питавшегося плейстоценовыми талыми водами (из реки Святого Лаврентия), является Jlaврентьевский конус (см. рис. 25.10). Подводящие каньоны разрезают окраины многих континентов и имеют разнообразное проис-
Новый
Нижний конус вынос»^-^ поверхностный язык конуса
"Дистальные" турбндиты
Плоское дно бассейна
Рнс. 25.5. Схематическая модель подводного конуса выноса (веера) 1 -уменьшение размера частиц сверху вниз и обратно, 2-уменьшение размера частиц снизу вверх; 3-переслаивание слоев с уменьшением размера частиц снизу вверх по слою [843]
и межканальными участками [613, 614]. Верхний конус выноса состоит из главного подводящего канала, ограниченного главными валами. Средний конус выноса представляет собой выпуклое осадочное образование, выглядящее на радиальных профилях как выгнутый вверх сегмент [613]. Главный канал дробится на многочисленные рукава, которые в межканальных участках, ограниченных валами, могут
301
Океанская среда и фацнальный анализ
меандрировать или разветвляться. Как и в случае субаэральных конусов выноса, у подводных конусов также наблюдаются активные и пассивные участки с осадочными лопастями, образующимися в результате перекрытия нижней части среднего конуса и пассивных лопастей поверхностным слоем отложений гемипелагических илов, подвергшихся биотурбации.
В целом для отложений конуса выноса характерно утонение осадков сверху вниз-от мощных турбидитов и потоков обломочного материала с крупнопесчаной или гравийной размерностью обломков в каналах верхнего конуса до маломощных турбидитов с мелкопесчаной или алевритовой размерностью частиц в передовой части нижнего конуса. Валы сложены тонкими турбидитами, тогда как межканальные выровненные участки-подвергшимися биотурбации пелитовыми илами и тонкими алевритами. В разрезах по нормали к оси конуса в средней его части наблюдаются турбидиты с каналами, разделенными тонкими межканальными участками. Полагают, что причиной последовательного сильного погрубения осадочного материала вверх по разрезу является размывание конуса [843]. В этом случае материал все более проксимальных фаций конуса перекрывает материал передовой части конуса (рис. 25.6).
Очень хороший разрез древнего верхнекаменноугольного конуса Кантабрийских гор северной Испании был построен Pyn ке [696]. Конус выноса содержит по крайней мере восемь картируемых осадочных лопастей. В них наблюдается утонение материала в сторону бассейна и изменения характера осадочных процессов вниз по склону (рис. 25.7).
Подводные конусы выноса упираются в континентальный склон и могут разрастаться через континентальное подножие на абиссальную равнину. С голоценовым повышением уровня моря многие конусы стали пассивными, так как верхние части каньонов значительно отдалились от мест непосредственного выноса осадочного материала реками. Крупнейшими в мире и наиболее впечатляющими являются веерные образования, сформировавшиеся при малых уклонах дна. Их называют абиссальными конусами. Они были активными на протяжении
Последовательности
гранулометрического
состава
Интерпретация
Заполнение
FU
каналов
внутреннего
конуса выноса
Материал русел
поверхностных
языков конуса
Материал каналов
Материал
CU
области
выпола-
Материал
Cl)
пологих частей
поверхност-
ных
CU
языков конуса
Материал внешнего конуса выноса
Рис. 25.6. Гипотетическая последовательность накопления слоев осадочного материала, образующаяся при нарастании подводного конуса выноса CT-«классические» турбидиты с подразделениями Боума; MS-массивные песчаники, PS-песчаники с примесью гальки, CGL-конгломераты; DF-отложения потока обломочного материала, SL - оползневые отложения, C U - п о грубение материала вверх; FU-увеличение дисперсности материала вверх [843].
всей истории большинства океанских бассейнов и имеют разные размеры и мощности осадочной толщи (табл. 25.1, рис. 25.8) Абиссальные конусы полого поднимаются вверх по континентальному склону и поэтому значительно видоизменяют обычный характер изобат континентальной окраины (рис 25.8).
25г. Абиссальные равнины. Как видно на рис. 25.1, абиссальные равнины наиболее обычны вдоль континентальных окраин пассивного (атлантического) типа, однако они также встречаются вдоль внутренних флангов тыловых дуговых бассейнов, как, например, в Беринговом, Японском и Южно-Китайском морях. Абиссальные равнины являются наиболее выдвинутыми в океан
302
Часть 3
ловушками осадочного материала конти- удаления от берега они переходят в абис-
нентального происхождения. Поверхности сальную равнину. Очевидно, что турби-
их дна с уклоном менее 1 • 1000 образова- дитные течения после выхода за пределы
лись путем последовательных (слой за каньона поворачивали параллельно конти-
слоем) отложений турбидитных течений нентальной окраине и двигались вдоль юж-
и гемипелагических илов [362, 381, 695] ного склона (рис. 25.9). В проксимальной
Сейсмические исследования показали раз- (непосредственно прилегающей к каньону)
личную мощность осадков (от 100 до части абиссальной равнины встречаются
2000 м). По мере удаления в океан осадки пласты тонких отсортированных песков.
постепенно становятся более тонкими Мощности пластов обычно составляют
и мощность их уменьшается. Мощность пе- 0,5-2 м, однако некоторые пласты могут до-
лагических осадков и вовсе невелика.
стигать мощности 6 м. Уменьшение мощно-
Осадкообразование на абиссальных рав- сти пластов вниз по склону выражено слабо,
нинах лучше всего иллюстрируется на при-
мере равнин Гаттерас и Сом в районе во-
сточного побережья США. Источниками
осадочного материала для этих равнин служат главные подводные каньоны
Абиссальная равнина Гаттерас (рис. 25.9) имеет глубину около 6 км и простирается до
Рис. 25.7. Верхнекаменноугольный подводный конус выноса Песагуеро (северная Испания). Разрез вертикальный, к юго-западу возраст уменьшается Обратите внимание на увеличение дисперсности вниз по простиранию, на последова-
200 км в ширину и до 1000 км в длину. Картины распределения крупности осадков и мощности осадочного покрова свидетельствуют о привносе материала турбидитны-
тельных языках (лопасти) {1 -8) и на радиальных потоках На врезке показана модель 3D фаций конуса триплет фаций (поверхностный слой аргиллита, песчаниковая лопасть, язык конгломерата) представляет полный цикл нарастания глав-
ми течениями из каньонов Гаттерас и Гудзон Веероподобные образования у основания этих каньонов состоят из несортирован-
ного языка конуса После этого за счет перемещения русла формируется новый конус I - конгломераты, 2-арениты, 3-вакки; 4-аргиллиты; 5-палеотечения; б-последовательные лопасти
ного среднезернистого песка По мере (языки) веера [696]
Бискайский залив
Предполагаемый источник материала * • * • Il
Гребень складки
303
Океанская среда и фацнальный анализ
тогда как уменьшение вниз по склону дисперсности осадков вплоть до отсортированных алевритов выражено в значительно большей степени. Вопреки ожиданию оказалось невозможным провести корреляцию турбидитов из колонок, полученных на абиссальной равнине. Это, по-видимому, свидетельствует о том, что отдельные турбидитные потоки локализуются в пределах равнины, возможно, за счет мелких депрессий и возвышений, создаваемых последовательными отложениями турбидитов.
Абиссальная равнина Сом (рис. 25.10) имеет в плане Т-образную форму. Она расположена к югу от Новой Шотландии и Больших банок Равнина простирается к югу от гигантского Лаврентийского конуса О деятельности турбидитных течений конуса в настоящее время уже говорилось выше (гл 24) Многие мощные слои отсортированного и неотсортированного песка залегают близко к поверхности равнины, однако тенденции к изменению дисперсности осадков и мощности слоев не слишком явные, вероятно, вследствие поставки осадочного материала из многих источников. Турбидитные потоки берут начало в заливе Мэн-к северо-западу, в Срединно-Атлантическом канале-к северо-востоку, а также в Лаврентьевском конусе. Недавние исследования Средин но-Атлантического канала [152] показали большую его важность в качестве источника турбидитных потоков. Ве-
роятно также, что отдельные турбидитные потоки огибали многочисленные препятствия, такие, как выступающие подводные горы.
Приведенное выше описание абиссальных равнин Сом и Гаттерас показывает, что седиментация более крупнодисперсных образований может быть осложнена формированием турбидитов из многочисленных источников. Илистые образования, часто слагающие большинство наслоений, произошли за счет турбидитных потоков и нефелоидных слоев, а также имеют пелагическую природу. На Балеарской абиссальной равнине пелагические илы перекрывают илистые турбидиты, залегающие на алевритовых или песчаных турбидитах. В пелагических илах обычно повышены содержания карбоната кальция, представленного панцирями пелагических фораминифер и птеропод песчаной размерности [695].
Распознавание отложений древних абиссальных равнин в значительной мере зависит от встречаемости обширных по площади сравнительно тонких пластов турбидитных песков и алевритов, переслаивающихся с пластами турбидитных или алевритовых илов значительной мощности [843, 598]. Однако вряд ли все турбидитные пески абиссальных равнин морских бассейнов имеют широкое латеральное распространение, как полагают некоторые авторы. Выше мы уже видели, насколько трудно провести
Таблица 25.1. Некоторые характеристики подводных конусов выноса Амазонки, Бенгальского залива и Миссисипи [585]
Подводный каньон или тро[
Конус выноса
Г 1убина верхней части,
м
Глубина нижней тасти
^
Длина, Ширина, Глубина
км
км
основания
м
Площадь, Объем,
IO3 км2
IO3 км3
Амазонки Бенгальского залива
Миссисипи
50 1500
45 1600 75 1200
520 600
3000 1000
350 600
4800
215
5000
3000
3300 и 3500 170
710
10000 85
Мощность осадков, км
Вершина Край
Приблизительный возраст, * Ю6 лет
14
1 8,15
12,5
1 50
9
I 2
3,5- 6
304
Часть 3
корреляцию между турбидитами на современных абиссальных равнинах. Однако не так давно Риччи-Луччи и Вальмори [678] провели корреляцию древних турбидитов, сформировавшихся предположительно на равнине морского водоема, на расстоянии до 300 км вниз по движению потока и 110 км по нормали к потоку. Палеопотоки могли иметь как меридиональное направление, что наблюдается на абиссальной равнине Гаттерас, так и радиальное, как на абиссальной равнине Сом. Фация абиссальной равнины при движении вверх, против направления движения потока, должна постепенно переходить в фацию нижних склонов подводного конуса выноса, причем порою различить эти две фации очень сложно
25д. Желоба и преддуговые бассейны ак-
тивных окраин. На рис. 25.11 показан идеализированный разрез через активную окраину. В морфологическом отношении здесь преобладают желоб и вулканическая дуга. Поднятый пояс с дуговой стороны оси желоба занимает тектонически активная зона субдукции с аккреционным выклиниванием осадков желоба и океанских пелагических осадков. Между аккреционным субдукционным комплексом и вулканической дугой может быть расположен широкий
Рис. 25.8. Батиметрическая карта восточной части Мексиканского залива, на которой виден подводный конус выноса Миссисипи [585]
305
Океанская среда и фацнальный анализ
ми и алевритами, поступившими сюда из подводных конусов выноса (например, Алеутский желоб [640]), дренирующих внутренний склон желоба, или в результате оползней и потоков обломочного материала со стороны субдукционного комплекса (рис. 25.12). Однако многие желоба почти лишены осадочного покрова. В этом случае для желоба характерен расчлененный рельеф и отсутствие плоского горизонтального дна Количество заполняющего желоб материала в значительной мере зависит от привноса обломочного материала из прилегающих горных цепей или субдукционного комплекса, а также от местной скорости конвергенции плит [731]. В случае сочетания косого спрединга и высоких скоростей привноса осадочного материала в желобах образуются мощные осадочные толщи. Примером могут служить районы, подобные северо-западной части США.
Рнс. 25.9. Абиссальная равнина Гаттерас и схема распределения приповерхностных осадков по гранулометрическому составу /-пески, 2-алевриты [381].
предцуговой бассейн, сформировавшийся вследствие погружения части океанической коры, вовлеченной в процесс субдукции [211]. При помощи приведенного на рис. 25.11 разреза от океана в сторону дуги рассмотрим ход процесса седиментации в этих сложных условиях.
Внешнее поднятие является широким вспучиванием, обусловленным выгибанием литосферы по мере приближения к зоне субдукции. На поднятии имеется толща пелагических осадков. Их фациальная изменчивость зависит от истории условий осадкообразования на океанической плите (см. разд. 266). Пологий ( < 5°) внешний склон желоба спускается в собственно желоб. Дно желоба может представлять собой узкую абиссальную равнину желоба, заполненную относительно маломощной (0-700 м) толЩей последовательно накопленных преимущественно кластических осадков. Желоб может быть заполнен турбидитными песка-
Материал осадочной толщи в активно заполняемом желобе должен становиться грубее снизу вверх - от базального пелагического интервала до дистальной, а затем проксимальной фаций подводных конусов выноса. На некотором расстоянии от конусов перенос осадочного материала будет происходить параллельно границе желоба. Минеральный состав осадочного материала зависит от морфологии этой границы. Отсутствие широкого преддугового бассейна будет способствовать привносу незрелого вулканогенно-магматического обломочного материала с вулканической дуги или с прилегающих горных цепей. Наличие преддугового бассейна и приподнятого субдукционного комплекса приведет к переработке осадков, образовавшихся при денудации предшествующего желоба. Внутренний склон желоба может иметь заметные топографические неровности, обусловленные разломами, с небольшими «подвешенными» бассейнами, которые могут быть ловушками оползней, потоков обломочного материала и небольших турбидитных потоков (рис. 25.13). Многочисленные «подвешенные» бассейны могут служить причиной недостатка осадочного материала непосредственно в желобе [586].
В преддуговых бассейнах (там, где они имеются) наблюдаются большие мощности осадков. Преобладают кластические отло-
20-91
Рис. 25.10. Абиссальная равнина Сом и схема распределения приповерхностных осадков по гранулометрическому составу !-наиболее мощные грубые по составу турбидиты, 2-предполагаемый путь турбидитного потока Больших банок в 1929 г , 3 - предполагаемые пути турбидитных потоков, 4-пески; 5-алевриты [381].
Тыловая дуга
Передовая дуга
Желоб
Абиссальная равнина
Вулканическая дуга (островная цепь или кордипьера)
Терраса или трог
Преддуговой бассейн
Перегиб склона
Структурный максимум
Внутренний склон
Внешний склон
Комплекс, подвергающийся Заполнение
Внешний подъем
Рис. 25.11. Генерализованная морфология преД
дугового района [211]
j
307
Океанская среда и фацнальный анализ
IJ
. w*
•
' ,.i*-'
*
Песчаные турбидиты
алеври;товоI^FC П[РеГлТнЧтТоПвПыЧСн ил
Рис. 25.12. Осадкообразование в Алеутском желобе [640]
жения, источником которых является вулканическая дуга или прилегающая горная цепь. Хотя в настоящее время мы не располагаем достаточным количеством данных, по-видимому, можно предположить, что в преддуговых бассейнах существует общая направленность изменения состава осадков снизу вверх-от перекрывающих океаническую кору пелагических осадков до глубоководных островодужных монтмориллонитовых илов и пирокластических отложений. Последние могут выделяться в турбидитных фациях конусов выноса, в которых преобладает обломочный материал вулканических и магматических серий. На своих внутренних краях осадки преддугового бассейна, очевидно, клинообразно переслаиваются лавами, лахарами (грязевыми пото-
Рвс. 25.13. Разрез через желоб Нанкаи в северовосточной части Тихого океана [410].
ками вулканического материала) и потоками пирокластического материала [211].
Распознавание древних континентальных окраин с преобладанием субдукции возможно лишь посредством сочетания регионально-структурного и седиментологического синтезов. На рис. 25.14 показана эволюция континентальной окраины в районе Калифорнии (начиная с мезозоя) в интерпретации Диккинсона и Сили [211 ]. Обратите внимание на важный преддуговой бассейн ГрейтВалли и на его заполнение мощной толщей осадочного материала (и на важные газовые месторождения). Идентификация субдукционных комплексов в значительной мере зависит от распознавания последовательных внедрений и переслаивания отложений фаций желоба и подводных конусов выноса При удалении в океан происходит общее омоложение отложений, в то время как в пределах каждого тонкого слоя возраст осадков убывает в сторону суши. На этой схеме основана очень изящная модель, предложенная для Южных нагорий Шотландии [559].
25е. Выводы. Распределение, геометрия и характер океанских кластических фаций в значительной мере контролируются типом тектонической обстановки океана и его континентального обрамления. Континентальные склоны и подножия пассивных океанских окраин получают тонкодисперсный осадочный материал за счет прибрежно-шельфовых потоков взвешенного вещества; здесь осадочный материал подвержен массовым движениям, приводящим
w Склон Сикоку
308
Часть 3
к турбидитным потокам. Главные осадочные и эрозионные явления вдоль континентальных подножий обусловлены действием термогалинных (контурных) течений. На континентальных окраинах всех типов наблюдаются подводные веера и конусы, которые отмечают распространение в океан осадочного материала, поступающего из «точечных» источников в основании подводных каньонов, в виде турбидитных потоков и потоков обломочного материала. Полагают, что размывание конусов выноса является причиной погрубения осадков вверх по разрезу. Абиссальные равнины наиболее обычны вдоль пассивных окраин, причем их горизонтальное дно формируется слой за слоем посредством последовательного отложения турбидитов и пелагических илов. В желоба и предцуговые бассейны деструктивных окраин осадочный материал поступает за счет конусов выноса, которые в свою очередь получают его из прилегающих горных цепей или субдукционных ком-
плексов. Осадочный материал из прилегающих горных цепей дает достаточно свидетельств в пользу его происхождения из известково-щелочных вулканических и магматических серий. Идентификация субдукционных комплексов в значительной мере зависит от распознавания последовательных внедрений и переслаивания отложений фаций желоба и подводных конусов выноса. По мере удаления в океан общий возраст отложений убывает. В пределах отдельного тонкого слоя возраст осадков убывает в сторону суши
Рнс. 25.14. Схематические диаграммы, иллюстрирующие тектоническую эволюцию преддугового бассейна Грейт-Валли и связанных с ним структур на севере Калифорнии [211]
Раздвнжение структур
Зарождающийся Предгорный сутурный пояс
преддуговой бассейн
лд
Поэднеюрская дуга
(д) Поздняя юра
Hapa щиваемая среднееюктрская островная дуга
^S-AV1 1 1 —
Аккреционное выклинивание Преддуговой бассейн
Ларамийский магматизм
(б) Палеоген
Дуговой массив
Салинский блок
Осадочная толща Наклонный, ограниченФранцискан- Клиплены Офиолиты Грейт-Валли ный сбросами массив ский комплекс
Большой Бассейн
t ^1' I ' M \
Разлом Сан-Андреас
Поднятый субдуцированный
комплекс
25 KMr
преддуговой бассейн
А ,А
(в J Неоген
-1IOOKM
309
Океанская среда и фацнальный анализ
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Взаимосвязь между кластической седиментацией и тектоникой в условиях океана рассматривается в важной статье Митчелла и Ридинга [579], а также в более поздней работе этих же авторов [580], касающейся историко-геологических аспектов проблемы В статье Диккинсона и Сили [211] дан весьма полезный обзор процессов седиментации и тектоники на активных окраинах Наиболее ценным общим обзором современных и древних пластических осадков является работа Рупке [697] Анализ вертикальной последовательности
обстановок подводных конусов выноса и абиссальных равнин хорошо обобщен в работах Уокера и Мутти [843] и Мутти [598] Проблемы и перспективы изучения контуритов рассмотрены в обзоре Стоу и Ловелла [796]. Много интересных статей можно найти в сборниках, опубликованных под редакцией Стэнли и Келлинга [783], Боумы и др. [106], Уоткинса и др. [852]. Особенно рекомендуется последний из них. В статье Нильсена, Уокера и Нормарка [610] дан полезный разбор процессов формирования подводных конусов выноса и рассмотрен вопрос о применении терминов «проксимальный» и «дистальный» по отношению к турбидитам
26
Пелагические океанские осадки
26а. Типы осадков. Красные глубоководные глины (это обычно алевритово-пелитовые илы от шоколадного до красно-коричневого цвета) накапливаются в океане ниже компенсационной глубины карбоната кальция с очень низкими скоростями - в пределах от 0,0001 до 0,001 м м - г о д " 1. Эти осадки сложены преимущественно глинистыми минералами (см. гл. 1), состав которых отражает либо климатические условия континентов (иллит, хлорит, каолинит), либо характер изменения внутриокеанских основных изверженных материнских пород (монтмориллонит) (см. гл. 1). В некоторых районах накопления красных глубоководных глин обычно присутствуют медленно растущие железомарганцевые конкреции (гл 30) В фации красных глубоководных глин в областях, прилегающих к тропическим пустыням, таким, как Сахара, встречается в заметных количествах эоловый материал алевритовой размерности; значительную часть его составляет «пустынный» кварц (с характерным налетом окиси железа). Изучение эолового материала в колонках осадков из северной части Атлантического океана оказалось большим подспорьем в установлении динамики расширения и сужения пустынь в третичном периоде.
Выше компенсационной глубины карбо-
ната кальция на океанском дне преобладают известковые илы. Источником карбоната кальция в них являются кокколитофориды, фораминиферы и птероподы, осаждающиеся в столбе океанских вод в составе фекальных пеллетных агрегатов. Как отмечалось выше (гл. 24), данные картирования распределения известковых илов в толще океанских осадков являются решающим свидетельством в пользу изменения химического состава океанских вод во времени (см. также ниже).
Кремнистые илыу как отмечалось в гл. 3, сложены опаловыми скелетами диатомовых водорослей, силикофлагеллят и радиолярий. Диатомовые илы являются типичными отложениями высоких широт, тогда как радиоляриты шире распространены в низких широтах. Кремнистые отложения обычно встречаются в высокопродуктивных районах океана, характеризующихся либо дивергенцией поверхностных вод (например, в экваториальных регионах), либо прибрежным апвеллингом. В обоих случаях результатом разрушения термоклина и процессов перемешивания глубинных вод являются высокие концентрации фосфатов. Сохранность опала обычно не зависит от глубины, т.е. для кремнезема отсутствует компенсационная глубина. Поэтому кремнистые био-
310
Часть 3
генные осадки служат хорошим индикатором биологической продуктивности поверхностных вод океана. Изучение биогенного кремнезема в кернах буровых скважин, пройденных в осадках Тихого океана, например, показало, что в течение последних 50 млн. лет максимальные скорости накопления наблюдались на экваторе. Это свидетельствует об устойчивости экваториального подъема вод, обусловленного дивергенцией [500]. Однако отложившиеся опаловые скелеты планктонных организмов неустойчивы к раннедиагенетическому растворению под действием поровых вод. При этом значительная часть кремнезема вследствие диффузии возвращается назад, в океанскую воду (гл. 30)
Хотя основная часть карбонатных и кремнистых илов представлена пассивно осажденными из столба океанской воды остатками планктонных организмов, все же встречаются местные переотложения биогенных илов в виде небольших турбидитных потоков, образованных за счет оползания осадочного материала в условиях сильно пересеченного рельефа дна срединно-океанических хребтов с малой скоростью спрединга, таких, как Срединно-Атлантический хребет.
Идеализированное распределение типов осадков в океане показано на рис. 26.1. Положение океанских фаций в координатах глубина - биологическая продуктивность показано на рнс. 26 2.
266. Последовательности океанских фаций. Как отмечалось в гл. 24, вертикальная последовательность океанских пелагических фаций, обнаруживаемых в любом месте, зависит от ряда факторов, в том числе от изменения морфологии океана, глубины и циркуляции вод. Для примера рассмотрим простую систему хребта с изменяющейся компенсационной глубиной карбоната кальция (рис. 26.3). За некоторый период времени будет наблюдаться сложное переслаивание карбонатных и некарбонатных фаций Подобным же образом, если плита движет-
Рис. 26.1. Генерализованные модели океанской циркуляции a - поверхностная циркуляция; б - глубинная циркуляция; в - распределение осадков. 2-терригенные ледниковые осадки, 2 -терригенные осадки, 3 - отложения придонных течений; 4-глубоководные глины, 5-карбонатные илы, б-кремнистые осадки [196]
Преобладающие ветры
•
Океанские течения
CZD
Области конвергенции и (или) апвеплинга (в)
3» ИЗ4
32 IrTxI5
D
"., " 6
311
Океанская среда и фацнальный анализ
ся в зоне высокой биологической продуктивности, в накапливающихся осаДках может прослеживаться максимум скорости седиментации (рис. 26.4). В океанских бассейнах и на поднятых плато на плоскостях эрозии могут наблюдаться значительные временные перерывы в накоплении осадков. По этой причине в неогеновых биогенных илах вокруг Антарктиды [443] и в южной части Атлантического океана [30] существует много несогласий, обусловленных началом действия системы холодных придонных антарктических течений (см. гл. 24).
Для того чтобы понять историю развития осадочной толщи, залегающей сегодня ниже уровня океанского дна, необходимо сделать палеоокеанографические реконструкции, используя некоторые из принципов, рассмотренных в гл. 24. В замечательном исследовании истории осадконакопления в южной части Атлантического океана ван Андел с соавторами [30] для реконструкции изменяющихся во времени параметров, таких, как пространственное и временное распределение литофаций, компенсационная глу-
Увеличение биологической продуктивности -
Птероподовьш нл
(Сапропелит
Диатомовым
Известковый ил
,и терриген-
''^v
_Радиоляриево-
,
фораминиферовый ил
^
Г-К
глина JOKCWIMT) марганца риевьгй ил
Субтропическая I Океанская 1
конвергенция
дивергенция
Район апвеллинга
Рис. 26.2. Главные пелагические океанские фации в координатах глубина-биологическая продуктивность Основано на распределении осадков на востоке центральной части Тихого океана [70]. КГКК -компенсационная глубина карбоната кальция.
карбоната кальция, биологическая продуктивность поверхностных вод, эрозионные события, использовал данные Проекта глубоководного бурения. На рис. 26.5 показано распределение литофаций в стратиграфическом разрезе. Ранний этап рифтообразования привел к возникновению узкой северной котловины с аптскими эвапорита-
ми, отделенной хребтом от более открытой южной котловины с обычными пелагическими осадками. Позднее, в мезозое и раннем кайнозое, между этими двумя бассейнами и Северной Атлантикой осуществлялась свободная циркуляция поверхностных вод. В раннем и среднем мезозое Южная Атлантика представляла собой самостоятельный океан с терригенной седиментацией и двумя
Минимальная КГКК
Современный уровень КГКК
Рнс. 26.3. Накопление карбоната кальция на спрединговом хребте при изменении компенсационной глубины [71] КГКК-компенсационная глубина карбоната кальция
бескислородными фазами черных аргиллитов в альбе и сантоне Последующие геологические события связаны с резким кислородным минимумом в промежуточных водах. В кайнозое распределение пелагических фаций контролировалось увеличением ширины и глубины океана и флуктуациями компенсационной глубины карбоната кальция. Например, быстрое увеличение компенсационной глубины карбоната кальция с примерно 3,75 км до 4,75 км за последние 10 млн. лет (рис. 24.3) соответствует заметному расширению области распространения илов на флангах системы срединноокеанических хребтов (рис. 26.5). Начало действия термогалинной циркуляции холодных антарктических придонных вод на границе эоцена и олигоцена 50 млн. лет назад отчетливо заметно по эрозионным явлениям, резкому увеличению компенсационной глубины карбоната кальция (рис. 24.3), а также по формированию кремнистых илов в Аргентинской котловине. Свидетельством существования прибрежного апвеллинга являются верхнемиоценовые отложения на юго-западе Африки, в которых наблюдаются хорошая сохранность сообществ диатомовых и радиолярий, низкие величины отношения численности планктонных фораминифер к бентосным, повышенные содер-
312
Часть 3
10" 20° ю L
Движение плиты
Известковый Биогенный
ил
опал
Рис. 26.4. Схематическая модель образования изохрон, распределения фаций и мощностей осадков в пределах продуктивной экваториальной части Тихого океана Собственно экваториальные фации-циклы карбонат-кремнезем, приэкваториальные фации-кремнистые илы [71]
жания остатков рыб и присутствие фосфоритовых зерен [213]
26в. Бескислородные океаны и океанские собьнии. Как отмечалось выше (гл. 24), в океанах могут наблюдаться бескислородные периоды, обусловленные развитием слоев кислородного минимума. В этом случае в местах пересечения слоя кислородного минимума либо с краем океана (рис. 26.6) [819], либо с океанскими плато или континентальными шельфами [704] образуются «бескислородные» осадки (обогащенные органическим веществом черные сланцы).
Единственным примером современного крупного водоема, являющегося на глубине бескислородным, служит Черное море [203]. Глубина Черного моря достегает 2200 м, тогда как граница раздела между содержащими кислород и сероводород водны-
ми толщами имеет среднюю глубину около 200 м Соленость в поверхностном кислородном слое составляет 17,5-19%0, тогда как в остальной части водной толщи-около 22%0. Быстрое тектоническое опускание Черного моря около 300 тыс. лет назад превратило древнее мелководное море-озеро в современное глубокое внутреннее море, связанное с океаном. (Скорость опускания в течение этого времени достигала удивительно высоких значений-до 5 мм в год.) Нижнечетвертичные мелководные отложения (рис. 26.7) представлены «макроленточными» глинами (с толщиной слоев 10-100 мм), эвапоритами, известковыми илами (морским мелом) и битуминозными сланцами, образовавшимися в стратифицированной то пресной, то соленой водной толще в условиях, аналогичных описанным для формации Грин-Ривер, рассмотренной в гл. 16 [204] Отложения от верхнечетвертичных до современных (рис. 26 7) представлены преимущественно терригенными турбидитами, накопившимися в окислительных условиях, с пятью прослоями сапропеля (черных сланцев) и известкового ила, отмечающими бескислородные условия Прослои сапропеля имеют мощность от нескольких сантиметров до нескольких дециметров. Содержание органического вещества в них составляет около 10%. Присутствуют хорошо развитые ленточные глины с темными микрослоями, образовавшимися вследствие массовой сезонной гибели планктонных бактерий. Сапропели формировались в течение коротких интервалов (около 5000 лет) в условиях теплого климата, когда последовательные поступления соленых вод из Средиземного моря приводили к подъему уровня плотных соленых вод, который перемещался внутри водной массы. Отложение сапропеля прекращалось^ при постоянстве поверхности раздела вод с растворенным кислородом и сероводородом, когда развивалась постоянная плотностная стратификация, приводящая к томуф что планктонное сообщество приспосабли^ валось к новой стабильной среде обитания? [204]. Стабильные условия в Черном мор$ сохранялись в течение примерно тысяч лет| при этом на верхний, наиболее молодой слой сапропеля откладывались ленточные Ш периодом в один год) кокколитовые ильй
313
Океанская среда и фацнальный анализ
Южная Америка
1 5и 2 I3
^ 5
В
Африка
Поднятие Рио-Гранде 357 22 21
Хребет Уолвис (К3и6т2ов-ый)
363>
Срединно-Атлантический хребет
' Бразильская котловин;
364
363 362
50§
100
Рис. 26.5. а-разрез через Южную Атлантику, показывающий батиметрию и мощности осадков (черное), б-стратиграфический разрез через Южную Атлантику, показывающий океанские фации Пустыми участками обозначены перерывы /-известковый ил, 2 - мергелистый ил; 3 - пелагическая коричневая глина, 4-цеолиты; 5-глинисто-алевритовый (терригенный) ил, 6-турбидиты, 7-биогенный кремнистый ил, S-сапропель-черный сланец; 9-эвапориты [30]
0 2468101417 21
О^мл'л-1 л H2SlMn- -1 Со0л1е0но0сть,
Анаэробные условия
Рнс. 26.6. Схематические разрезы аэробно-анаэробных водных масс в Черном море (<з) и Индийском океане (б) [819].
формирование которых продолжается и в настоящее время.
Периодические четвертичные бескислородные события в восточной части Средиземного моря [823] обнаруживают очень любопытную связь с описанными выше событиями в Черном море. Здесь периодические слои сапропеля характеризуются полным отсутствием остатков бентосных микроорганизмов и наличием необычных планктонных фораминифер, среди которых значительная доля приходится на исключительно устойчивые к соленым водам формы. По всей восточной части Средиземного моря отложение сапропелей было синхронным, а наступление бескислородных условий, по-видимому, вызывалось быстрым притоком сюда пресных вод из Черного моря во время межледниковий, когда имел место необычно мощный поверхностный сток с территории Восточной Европы. Поверхностный приток вод с низкой соленостью приводил к формированию поверхностного слоя, который препятствовал проникновению кислорода в глубинные слои водоема. Существовало ли соответствие между поверхностным притоком пре-
314
Часть 3
Турбидитная
Макролен-
точных глин
> Эвапоритовая
• Битуминозных
;
сланцев
! Морского мела
• Битуминозных сланцев
Морского мела
Брекчия
Глубина „ „
по длине Глубина водоема, м Возраст,
керна, м 0 200
1000 2 0 0 0 млн лет
/
/
о0 L д
072
400
073
/
600
I "Кризис солености" оЗ
800 \
ко
-1000 /\
i3
J -1200 / Трансгрессия
W
—
Рис. 26.7. Схематический вертикальный разрез осадочной толщи центральной части Черного моря (получен при глубоководном бурении) с предполагаемыми глубинами и возрастами [204]
сных вод из Черного моря и его компенсацией отмеченным выше притоком соленых вод в Черное море из Средиземного - вопрос сложный, остающийся пока без ответа. Тем не менее ясно, что проблема развития бескислородных условий в периферических связанных между собой водоемах представляет огромный интерес.
в крупных водоемах океанского типа было накопление эвапоритов в западной части Средиземного моря в миоцене [391, 394] При бурении были вскрыты глубоководные пелагические и гемипелагические океанские осадки, перекрытые толщей ангидритов и галита (рис 26.8) мощностью до 1500 м. При этом наблюдались отчетливые свидетельства осаждения последней в условиях от мелководных плайевых до субаэральных себховых (трещины усыхания, строматолиты, петельчатая, сетчатая структура). Хсю сделал вывод, что в миоцене после тектонической блокады западного выхода в Атлантику (которому в настоящее время соответствует Гибралтарский пролив) Средиземное море полностью пересохло Образовалась гигантская глубокая котловина, расположенная более чем на тысячу метров ниже уровня океана, с потоками и реками, глубоко врезавшими свои долины в ее краевые части. Эвапориты перекрывались глубоководными пелагическими и гемипелагическими осадками, которые свидетельствуют о том, что в раннем плиоцене связь Средиземного моря с Атлантическим океаном восстановилась. По оценке Тирштейна и Бергера [820], в миоценовых эвапоритах Средиземного моря содержится около 6%
26г. Сверхсоленые океаны. После рифтообразования молодые океанские бассейны заполнялись морскими водами, поступавшими из существовавших до этого океанов. Слабая циркуляция в этих протоокеанах при подходящем климатическом режиме способствовала формированию эвапоритов [455, 456] При этом могли образовываться колоссальные по своей мощности эвапоритовые толщи, в особенности галитовые. Например, по данным сейсмических исследований и бурения в краевых частях Красного моря и прилегающей депрессии Данакиль в Эфиопии, мощность миоценовой толщи достигает здесь 3 км. В плиоцене океанская циркуляция активизировалась, что привело к накоплению поверх эвапоритов толщи более обычных пелагических отложений нормальной солености. Как отмечалось выше, эвапориты формировались также в Южной Атлантике на ранних этапах истории ее существования
Вероятно, наиболее эффектным явлением подобного рода из происходивших
Рнс. 26.8. Распределение мессинских эвапоритов в западной части Средиземного моря 1 -карбонаты, 2-ангидрит, 3 - г а л и т ; 4-нефтяные скважины; 5-скважины по Проекту глубоководного, бурения, б-соляные купола [301].
315
Океанская среда и фацнальный анализ
солей Мирового океана миоценового времени Такое массовое извлечение солей, по-видимому, влияло на разнообразие планктонной фауны того времени.
26д. Континентальные обнажения древних пелагических фаций. Идентификация пелагических фаций в континентальных обнажениях как истинно океанских зависит от правильной интерпретации ассоциирующихся основных и ультраосновных изверженных пород как остатков океанической коры Такие древние пелагические океанские фации обычно встречаются как части обдуцированных или субдуцированных офиолитовых комплексов. Одним из наиболее тщательно изученных офиолитовых комплексов является массив Троодос на Кипре-часть бывшего дна океана Тетис Поверх собственно офиолитов здесь залегают пелагические фа-
ции различной мощности (до 800 м) [686, 687, 688]. Непосредственно на неправильной поверхности подушечных лав сохранились обогащенные железом, марганцем и тяжелыми металлами аргиллиты, известные под названием умбр. Умбры, по-видимому, образовались на активных спрединговых хребтах или вблизи них вследствие выщелачивания металлов циркулировавшей морской водой из подушечных лав и базальтов конвекционных ячеек, а также за счет ювенильных флюидов. Современные аналоги умбр встречаются на Восточно-Тихоокеанском поднятии, хребте Карлсберг и Срединно-Атлантическом хребте Поверх умбр залегают радиоляриевые кремни и аргиллиты, переходящие вверх по разрезу в отложения мела с прослоями кремней или без них. Эти пелагические фации являются представителями отложений, обычно накапливающихся выше компенсационной глубины карбоната кальция. Они содержат большое количество переотложенных фрагментов мела (видимо, из подводных подпруживающих хребтов); последние являются участками преимущественного образования кремней.
Хорошие примеры турбидитных прослоев радиоляриевых кремней, образовавшихся, по-видимому, на хребте, встречаются в горах Отрис в Центральной Греции [612] В то же время в кремневых прослоях ордовикских офиолитов Баллантрэ на юге Шотландии наблюдаются складки деформации тонкодисперсных пластичных осадков [89]. Эти складки, возможно, связаны с древним оползанием и формированием меланжа.
Установление «конденсированных»1 пелагических карбонатов, кремней и мергелей, перекрывающих мелководные карбонатные платформы багамского типа, располагавшиеся в позднем триасе-юре в океане Тетис в Европе и обнажающиеся ныне в Альпийской серии, позволило Бернулли и Дженкинсу [79] говорить о важном региональном
Рис. 26.9. Стратиграфические разрезы одновозрастных неконденсированных и конденсированных юрских пелагических последовательностей в восточных Альпах Австрии 1 -железомарганцевые корки; 2-нодулярный известняк, сцементированный яснокристаллическим кальцитом, 3-красные известняки, 4-радиоляриты; 5-аргиллиты с галькой и осадки с вторичной текстурой; б-оползневые горизонты; 7-серые известняки с кремнями [80]
1 Термин condensed означает не только «уплотненные», литифицированные отложения, но чаще характеризует «конденсированное» осадконакопление, когда скорость седиментации мала, что приводит к образованию маломощного, но стратиграфически полного и непрерывного разреза. Соответственно термин expended переведен не как «разуплотненные», а как «неконденсированные» отложения -Прим ред
316
Часть 3
режиме растяжения, связанном с раскры-
тием Атлантики и опусканием европейских
альпийских шельфов. Процессы сбрасыва-
ния и дифференциального опускания затра-
гивали многие карбонатные платформы
(рис. 26.10) и приводили к образованию бас-
сейнов с подводными горами На дне этих
бассейнов отлагались одновозрастные кон-
денсированные и неконденсированные плас-
ты (рис 26.9). Для конденсированных фаций
характерны
скорости
отложения
0,0005-0,007 мм год ~1 (ср с рассмотренны-
ми выше скоростями накопления красных
глубоководных глин) Они частично состоят
из обогащенных аммонитами красных био-
микритовых известняков и железомарган-
цевых корок Более мощные неконденсиро-
ванные отложения включают радиоляриты
и пелагические известняки, окрашенные
в цвета от серого до белого. Оползневые
и турбидитные пласты встречаются
в окраинных частях бассейнов. Здесь как
в пелагических фациях, так и в подстилаю-
щих карбонатах платформ наблюдаются
многочисленные признаки трещинообразо-
вания и заполнения трещин. Современные
океанские хардграунды эрозионного происхождения с железомарганцевыми корками и трещинами, аналогичные описанным выше, были недавно обнаружены на хребте Карнеги в восточной части Тихого океана [533]. Здесь эрозионные поверхности образовались под действием глубинных океанских течений, а также в результате растворения.
Фации, почти идентичные рассмотренным выше мезозойским фациям бассейнов с подводными горами, встречаются в верхней части палеозойской Рено-Герцинской зоны юго-западной Англии и ФРГ [831, 832].
Следует упомянуть о встречаемости пелагических фаций, залегающих в пределах континентальных шельфов. Лучшим приме-
Рис. 26.10. Эволюция континентальной окраины океана Тетис в раннем мезозое. Обратите внимание на возросшую фрагментарность и разрушение мелководной карбонатной платформы в процессе сбросообразования и частичного опускания
[80]
«0
Мелководные карбонаты платформ
Уровень моря ^
Нептунические дайки
Криновден,
(S)
ракушечники, водоросли
Ранняя средняя гора
Красные пелагические известняки Железомарганцевые конкреции
Уровень моря
Красные пелагические известняки Железомарганцевые конкреции
317
Океанская среда и фацнальный анализ
ром здесь могут служить меловые отложения мелового возраста в Северной Америке, Северо-Западной Европе и на Среднем Востоке Во время крупнейшей всемирной трансгрессии в сеномане были затоплены обширные пространства континентальных шельфов и прибрежных равнин Мирового океана Будучи лишено привноса терригенно го материала, меловое море стало высокопродуктивным, с процветающей кокколитовой популяцией в фотической зоне Популяция привела к скоростям осадконакопления порядка 0,01-0,05 мм-год" 1. Эти скорости сравнимы с наблюдаемыми в настоящее время скоростями накопления фораминиферовых илов экваториальной части Тихого океана с высокой биологической продуктивностью поверхностных вод. Источник питательных веществ, поддерживающий столь высокие скорости отложения на дне планктонной биомассы, неизвестен, однако величина биологической продуктивности подразумевает более активную циркуляцию вод мелового моря, чем обычно представляют [286]. Почти во всех разрезах меловых отложений известны крупные перерывы Последние представляют собой почти конседиментационно литифицированные поверхности типа хардграундов (см гл. 29) Они имеют свои собственные экологические группы сверлящих и цементирующих организмов и могут содержать глауконит и фосфатные конкреции.
К возникновению на шельфах бескислородных условий могут также приводить трансгрессии (рис. 26.11).
26е. Выводы. Океанские пелагические осадки представлены красными глубоководными глинами (с железомарганцевыми конкрециями) (гл. 30), карбонатными и кремнистыми биогенными илами. Вертикальные последовательности океанских фаций зависят
Первичная поставка питательных
веществ "^¾¾¾¾^
Вторичный цикл питательных веществ и высокая органическая
продуктивность ^ jj
Богатый киаюродом слон *
Регенерация питательных Г ^
^^^Г
веществ посредством окисления
С
Язык вод, обедненных кислородом
и обогащенных нитатечьными веществами
Рис. 26.11. Возможное образование бескислородной водной массы после шельфовой трансгрессии вследствие окисления большого количества органического вещества, накопившегося на шельфе ниже уровня турбулентного перемешивания. Следствием этого может быть формирование черных сланцев, перекрывающих «нормальные» шельфовые фации [424]
от ряда факторов, включая морфологию океана, его глубину и циркуляцию вод Разрезы океанских фаций являются «летописями» событий геологической истории любого океанского бассейна, когда их изучают совместно с данными по палеоскоростям спрединга и палеобатиметрии. К «ненормальным» событиям в океанах относят развитие сверхсолености, приводящей к формированию на дне океана эвапоритовых свит (солевых исполинов), а также к возникновению дефицита кислорода, что приводит к широкому отложению обогащенных органическим веществом «черных сланцев».
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Древние и современные пелагические океанские осадки описаны Дженкинсом [423]. Много интересных статей можно найти в книге под редакцией Xcю и Дженкинса [393]. Наилучшей иллюстрацией использования данных изучения кернов глубоководного бурения при реконструкции геологической истории океана является работа ван Андела и др [30] Яркое описание пересыхания Средиземного моря в миоцене дано в статье Хсю [391].
Диагенез: преобразование осадка в породу
Отец твой спит на дне морском, Он тиною затянут, И станет плоть его песком, Кораллом кости станут. Он не исчезнет, будет он Лишь в дивной форме воплощен
В. Шекспир. Буря, из песни Ариэля (пер Mux. Донского)
Фото 8. Общий вид и вид близ кромки воды современного отлогого берега в районе восточной области Кпоне в Гане, виден бичрок, перекрывающий сцементированный плейстоценовый эолианит (прибрежную дюну). Эолианит (возраст 4000-4500 лет) содержит спаритовый кальцитовый цемент, характерный для метеорной вадозной и фреатической обстановок. Цементация происходила в линзах пресной воды внутри дюны Затем эолианит обнажился, в нем образовались углубления, он подвергся действию абразии, а также обрастанию морскими организмами при прибрежной трансгрессии Позднее, в течение последних 1200 лет, во время фазы размывания берега поверхность (см нижний снимок) была покрыта пляжевыми песками и галькой. Осадки отлогого берега в течение этого времени литифицировались и образовали бичрок с микритовым и игольчатым арагонитовым покровным цементом, который в некоторых порах эолианита перекрывает более древний пресноводный кальцитовый цемент (Фотографии и описание М. Р. Талбота.)
319
Диагенез: преобразование осадка в породу
Тема. До сравнительно недавнего времени диагенез был самостоятельным разделом седиментологии, обобщения, касающиеся диагенеза, были основаны на данных микроскопических и рентгеновских исследований. Однако развитие современных методов изучения диагенеза в течение последних 25 лет прочно утвердило его в качестве центрального объекта внимания седиментологов. Диагенетические исследования касаются всех аспектов седиментологии, и вполне естественно, что данная книга должна заканчиваться рассмотрением диагенеза Будучи однажды отложенными, зерна осадка в процессе захоронения подвергаются изменениям по мере того, как поровые водЕг постепенно удаляются из области их накопления. Повышенные температуры и давления обусловливают движение пластовых вод в сторону меньших потенциалов. Зерна осадка растворяются, из раствора в виде цемента выпадают новые минералы, при захоронении илы уплотняются, их минеральный состав подвергается изменениям Органическое вещество при преобразовании из тканей до углеводородов также претерпевает химические изменения. Постепенно осадок превращается в породу. Исследование пород, отобранных на обнажениях или из кернов буровых скважин, дает возможность распознавать эти диагенетические изменения. Наряду с фациальным анализом существует и. диагенетический анализ.
Таким образом, все подходы к седиментологии дают возможность седиментологу проследить «путешествие» песчаной частицы или обломка раковины от источника до места отложения и далее, под землю, во время захоронения и опускания и вновь наверх-во время воздымания. Все аспекты диагенеза настолько взаимосвязаны, что требуют от исследователя не только глубоких знаний, но и широкого кругозора.
27
Диагенез: общие вопросы
27а. Определения. Преобразования накапливающегося осадка в породу представляет собой сложный процесс. Диагенезом называют совокупность многих химических и физических процессов, которые воздействуют на осадочные зерна ниже поверхности осадка. Под гальмиролизом подразумевается более ограниченный круг химических преобразований на границе раздела осадок/вода. В конечном итоге при увеличении температуры и давления диагенетические изменения уступают место процессам метаморфической перекристаллизации; однако
четкая граница между этими двумя группами процессов отсутствует (рис 27.1).
Путей, по которым идет диагенез, много, и они варьируют в зависимости от первоначального состава осадка и размеров частиц, среды отложения, температуры и дайления при захоронении, а также глубины захоронения. В процессе диагенеза водонасыщенные пористые осадки переходят в плотные образования из наиболее устойчивых частиц, сцементированных вновь образованными диагенетическими минералами: происходит литификация и превраще-
320
Часть 3
Температура, c C
400
600
Рис. 27.1. Положение области диагенеза относительно областей метаморфизма и анатексиса
[635]
ние осадка в породу Обычно диагенез сопровождается обильным выделением воды, переносимой из уплотняющихся илов в более пористые слои осадков. Этими водами через поры переносятся также и ионы. Если где-либо осуществляется локальное образование минералов из раствора, то в это время его можно установить по составу поровых вод. Из сказанного можно сделать вывод, что диагенетические минеральные реакции происходят преимущественно в условиях открытой системы.
276. Глубинные давления и температуры. За ход диагенетических реакций, включающих как растворение минералов, так и их образование, ответственны повышенные температуры и давления в глубинах Земли. При рассмотрении давлений, вызываемых в осадочных отложениях вышележащими слоями, можно различать общее давление
и поровое давление.
Среднее общее давление, оказываемое вышележащими отложениями на контактах зерен в расчете на единицу площади, определяется по формуле
использовании средней величины общей плотности влажного осадка), однако пористость, а поэтому и общая плотность влажного осадка с глубиной изменяются в зависимости от степени его спрессованности. Для такого расчета давления на глубине H2 от поверхности (h0) необходимо вычислить значение интеграла
ho
Р =
A2
(27 3)
Поровое (или интерстициальное) давление jPp может рассматриваться как давление, оказываемое вышележащими слоями на флюиды, заполняющие поры породы, в расчете на единицу площади Когда поры не связаны между собой, что обычно наблюдается в плотных аргиллитах или сланцах, Pp просто равно общему давлению вышележащих слоев Яь» и его изменение с глубиной пропорционально среднему значению градиента геостатического давления (рис. 27.2). Однако, когда поры сообщаются с поверхностью (несмотря на извилистость путей сообщения), Pp в любой из пор называют гидростатическим давлением (рис. 27.2), которое просто равно весу столба воды над осадком:
Pp = Pgh.
(27.4)
Изменение гидростатического порового давления с глубиной линейно (если прене-
Давление, кг* см"2
100
500
Pb = CTbw • i
(27 1)
где CTbw-общая плотность влажного осадка; А-мощность осадочной толщи над данным местом; g-ускорение свободного падения. Общая плотность влажного осадка, представляющая собой сумму парциальных плотностей «чистой» воды р и «чистого» осадка ст, определяется по формуле
CFbw - PP + ( 1 ~ Р ) 0 ,
(27 2)
где р-пористость. Обычно допускают, что Pb с глубиной увеличивается линейно (при
Рис. 27.2. Градиенты гидростатического и статического давления [148]
321
Диагенез: преобразование осадка в породу
бречь влиянием на плотность воды темпера- та, эти минералы могли бы проявить неко-
туры, давления и растворенных солей), и оно торые или все из следующих черт, которые
определяет средний градиент гидростатиче-
ского давления.
На рис 27.2 показано, что значения Pp и Pb (определяющие соответственно гидростатический и геостатический градиенты)
отличают цементирующие продукты от первоначально отложенных или продуктов перекристаллизации [64]:
а) кристаллы встречаются в поровом пространстве между твердыми зернами от-
ограничивают величины давлений под по- ложенного осадка или внутри пустотелых
верхностью осадка (породы). Величины этих ископаемых;
двух давлений являются важным фактором, б) кристаллы растут перпендикулярно
контролирующим скорости растворения поверхностям зерен;
под действием избыточного давления в) в случае если цемент не полностью за-
(разд. 27ж), а также пути миграции поровой полняет поры или имеет вид колец на их
жидкости (разд. 27е; гл 13)
стенках, кристаллы имеют хорошо выра-
Конвективный перенос радиоактивного тепла от астеносферы Земли в верхние слои литосферы осуществляется главным обра-
зом теплопроводностью. В пористых и проницаемых водонасыщенных породах, находящихся в областях высоких тепловых потоков близ таких источников магмы, как вулканические магматические камеры и срединно-океанические хребты, может также наблюдаться дополнительная конвекция в верхних слоях. Измерения температуры в глубоких скважинах, пробуренных в непроницаемых породах глубже уровня сезонных колебаний температур (h > 300 м), дали возможность определить температурные градиенты. Для континентальных областей типичные значения градиентов находятся в пределах 20-30°С км"1.
женную форму;
г) когда цементирующие кристаллы целиком заполняют поровое пространство, на некотором расстоянии от стенки поры они обычно увеличиваются в размере;
д) поскольку кристаллы цемента растут, конкурируя друг с другом, межкристаллические границы имеют компромиссную, т.е. не собственно кристаллографическую, природу и плоские поверхности раздела,
е) во многих случаях при срастании трех кристаллов один из трех углов равен примерно 180°;
ж) могут существовать две или больше генераций цемента, заполняющих поровое пространство, поэтому порядок осаждения может быть установлен при помощи принципа суперпозиции. генерация цемента, ближайшая к стенкам поры, является самой
27в. Применение петрографии при изучении древней. диагенеза. Основной раздел науки о диаге- Одна из наиболее сложных задач для пенезе - определение и описание структур трографа-осадочника заключается в праи минеральных образований, возникающих вильной идентификации продуктов перекрипод действием химических и физических сталлизации и необходимости отличать их процессов. Вероятно, единственным наибо- от цемента [60, 267] Особенно это важно лее важным аспектом является распознава- при изучении известняков Эта проблема ние истинно цементирующих продуктов, где рассматривается в гл 29 под термином «цемент» подразумеваются Для определения продуктов диагенеза кристаллы, растущие на поверхности частиц могут использоваться как оптические, так и заполняющие свободное пространство ме- и сканирующие электронные микроскопы. жду ними [64] Цементирующие минералы, Применение сканирующих электронных митаким образом, представляют собой мине- кроскопов очень важно при исследованиях ралы, вновь образованные из ионов по- цементации глинистыми минералами в перовых растворов. Их называют аутигенны- счаниках. Это обусловлено тем, что часто, ми. Существует много цементирующих используя традиционный оптический миминералов, однако к наиболее важным из кроскоп, мельчайшие кристаллы глинистых них относятся кальцит, доломит, кварц минералов трудно выделить, и они могут и глинистые минералы. Присутствуя в порах быть разрушены в процессе подготовки преосадка или породы в виде истинного цемен- парата. Современная аналитическая техника
214)1
322
Часть 3
с использованием электронного микрозонда позволяет проводить одновременные измерения морфологии и состава.
27i. Применение стабильных изотопов в исследовании диагенеза. Изотопы данного элемента имеют одинаковый заряд ядра (т.е. тот же атомный номер), но разную атомную массу вследствие неодинакового числа нейтронов в ядрах. Наиболее известны изотопы, ядра которых претерпевают спонтанный распад, приводящий к образованию более стабильных ядер и вызывающий эмиссию частиц и лучей. Однако в природе существует много стабильных изотопов, относительная распространенность которых в химических и биохимических системах мало варьирует вследствие общего характера и условий протекающих химических реакций. Например, кислород имеет три изотопа: 16O, 17O и 18O; их соотношение (в процентах) в атмосфере составляет соответственно 99,759:0,0374:0,2039 [244]. В природе отношение 18O : 16O фактически колеблется в пределах около 10%. Это происходит вследствие различий в химических свойствах соединений, которые содержат 18O и 16O, например H 2 1 6 O и H218O. Влияние величины атомных масс на термодинамические свойства невелико, но существенно.
Изотопный анализ минералов и пород представляет собой очень ценный метод интерпретации условий их формирования и последующего изменения. При изучении осадочных процессов обычно используют отношения 13C-12C и 1 8 O - 1 6 O В обоих случаях нас не столько интересуют абсолютные количества изотопов или их действительные отношения, сколько величины отношений в сравнении с отношениями для какого-нибудь стандартного образца. Такое сравнение делается в единицах 5; например, для стабильных изотопов углерода
чение, а при обогащении легким изотопом отрицательное. 1%-ное обогащение изотопом 13C соответствует значению 613C, равному + 10%о. Обычно при анализе карбонатных пород и минералов как для изотопов углерода, так и для изотопов кислорода в качестве стандарта используют PDB. Этот стандарт был приготовлен из морского белемнита мелового возраста из формации Пиди. Его изотопный состав по определению следующий: S13C = O и S18O = O. Для воды и других минералов, содержащих кислород, используется стандарт средней океанской воды SMOW. Величина S18O SMOW равна - 30,8%о по шкале PDB; коэффициент пересчета между этими двумя стандартами
S18OSMOW = 1,031618O PDB + 30,8.
(27.5)
Рассмотрим вкратце принцип интерпретации величин отношений стабильных изотопов кислорода и углерода в осадочных породах и минералах с особым упором на карбонат кальция. Некоторые из обсуждаемых ниже моментов приведены на рис. 27 3 и 27.4
Изотопный состав кислорода карбоната кальция, осажденного из природных вод, зависит от состава водной фазы и температуры. Поведение изотопов в природных водах определяется тем, что H216O обладает большей летучестью по сравнению с более
Разбавление Морская вода
Испарение
Дождевая вода (зависит от географической широты)
до -20:
Подземные воды, изотопно более тяжелые в зависимости от температуры и концентрации
1 I l l l 1 1 1 75
50 40 30 20 15 30 5 О
'
613С(%0) =
3C/12C (обр.) - 13С/12С(ст) 13C/12C (ст.)
IO3
Так же рассчитывается и 518O. Следует заметить, что при обогащении тяжелым изотопом величина 8 имеет положительное зна-
-12 -10 -8 - 6 - 4 - 2
О
S18Opnn
Рис. 27.3. Факторы, контролирующие изото ный состав кислорода в природных водах. Темп ратурная шкала основана на данных по S 1 8 O ^ (показанных внизу) карбонатов, осажденных морской воды с 6i60SMOW = О (среднее для мо ской воды) [399]
323
Диагенез: преобразование осадка в породу
Изотопно тяжелый углерод CO2 , f
выделяемого при реакциях ферментации
Растворение осаждение
Почвенное ж зыветривание
+ 5
О
-10
Неравновесное А окисление
Изотопно легкий углерод COi» Я ,
выделяемого при окислении метана, образовавшегося за счет ферментадни
Рис. 27.4. Факторы, контролирующие изотопный состав углерода CaCO3, осажденного из природных вод ([399], с исправлениями автора)
тяжелой H218O В настоящее время изотопный состав морской воды колеблется в довольно узких пределах, однако для экстраполяции его в прошлые неледниковые эпохи надо ввести небольшую поправку {~ 1 %0) для того, чтобы учесть объем изотопно легкой воды, находящейся в форме льда Дождевая вода, образующаяся вследствие испарения морской воды, обеднена 18O тем значительнее, чем больше географическая широта или высота местности, и поэтому в целом имеет отрицательные величины 818O, т е состав, сходный с приповерхностными грунтовыми водами, источником которых является дождевая вода И наоборот, рассолы, образующиеся при испарении морской воды, обогащены 18O и поэтому имеют положительное значение 51вО. Глубинные пластовые воды (разд. 27 з) претерпели наиболее сложные изменения с момента их погребения в отложившихся осадках в виде морской воды. Их изотопный состав может варьировать в широких пределах
CaCO3 обогащен 18O относительно воды, из которой он выпадает в осадок. Степень обогащения находится в обратной зависимости от температуры. Это дает возможность построить палеотемпературную шкалу для морских карбонатов, а также
означает, что увеличение температуры, являющееся следствием погребения, приводит к уменьшению величины S18O позднедиагенетических карбонатов (гл. 29).
Процессы биохимического фракционирования, включая фотосинтез, являются главными факторами, контролирующими величины отношения изотопов углерода и отклонение величин S13C от нулевого значения стандарта морского карбоната кальция PDB. Атмосферный CO2 имеет величину б13C, равную — 7%0, однако отношение 13C :12C в растениях приблизительно на 2% меньше, чем в атмосфере, из-за более частых столкновений между фотосинтезирующими системами и более высокоэнергетичными молекулами 12CO2 по сравнению с молекулами 13CO2. Поэтому органический углерод является изотопно легким, среднее значение S13C для реакций на суше составляет около — 24%0. Реакции между таким легким углеродом, находящимся в кислотах органического происхождения, и морскими карбонатами будут давать осадки изотопно легкого карбоната кальция, подобного тому, который встречается в почвенных и морских известняках, прошедших стадию диагенеза в пресноводной зоне (рис. 27.5). Таким образом,
CaCO3
морской
+ H2CO3 Ca(HCO3)2,
CO2 органического происхождения
(27.6)
S13C^O, S13Cis -24, S13Cx; -12.
Дальнейшее взаимодействие Ca(HCO3)2 с углекислым газом, образующимся в почвах, приводит к величине S13C, равной — 24%0, взаимодействие с атмосферным углекислым газом-к величине S13C, равной
-9¾,. Очень легкий углерод с величиной S13C
до — SO%0 образуется в метане (CH4), являющемся продуктом анаэробного бактериального брожения (ферментации) органического вещества в болотах или образующемся в богатых органическим веществом илах морских мелководий Окисление этого метана высвобождает легкий углерод, который затем используется для построения кристаллических решеток карбоната кальция. С другой стороны, после реакции бро-
324
Часть 3
B18OpnB
[212]); в) неопределенность изотопного состава домезозойских океанов (проблема неразрешима).
27д. Применение фазовых диаграмм E h - р Н при изучении диагенеза. В гл. 1 уже вкратце
давались общие представления о Eh-рНдиаграммах Нанесение на такие диаграммы полей устойчивости различных минералов и растворенных ионных фаз дает ценную информацию для понимания стабильности диагенетических и собственно осадочных минералов [292] Для любой окислительно-восстановительной системы может быть написана следующая реакция
восстановленное состояние = окисленное состояние + п электронов
Величина Eh реакции может быть рассчитана при помощи уравнения Нернста. Например, если рассматривается устойчивость воды при температуре 25°С и давлении 1 атм:
Рис. 27.5. Вариации изотопного состава углерода и кислорода карбоната кальция осадков, пород и цементов 1 -цемент с изотопно тяжелым углеродом; 2-глубинные известняки, 3-мелководный цемент, 4-биогенный ил, 5-карбонатный осадок, 6 - м е л ; 7 - пресноводные известняки, S-морские известняки, 9-поздний цемент, 10-плейстоценовые известняки (Бермуды), 11- кальциты почв (Европа); 12- раннедиагенетические конкреции, 13-цемент, образовавшийся за счет метана [399]
жения остается тяжелый бикарбонат. Поj тому осаждающийся в дальнейшем карбонат обогащается тяжелым изотопом углерода [184].
Рассмотренные выше и на рис. 27.3 и 27.5 различные варианты дают ценнейшие критерии для определения мест протекания процессов диагенетического осаждения (дальнейшее рассмотрение этих вопросов дается в гл. 28 и 29).
При исследовании стабильных изотопов возникают следующие проблемы: а) неизвестна степень посткристаллизационной диффузии ионов отдельных изотопов (обычно ею пренебрегают); б) интерпретация отдельных промежуточных минеральных реакций при наличии результатов анализа породы в целом (эта проблема решается в последних исследованиях посредством выделения мономинеральных фракций; см.
2Н20 = 2Н2 + O2,
(27.7)
то это уравнение можно написать на уровне ионов водорода и (или) электронов в виде
2 Н 2 0 = O2 + 4НВодн + 4е
(27.8)
Отсюда на основании уравнения Нернста для равновесия между водой и кислородом при парциальном давлении 1 атм получается соотношение
Eh = 1,23 - 0,059 рН.
(27.9)
На Eh - рН-диаграмме равновесию соответствует прямая линия, имеющая наклон — 0,059 В на единицу рН и отсекающая на оси E h = + 1,23 В (рис 27 6, а).
В качестве других примеров построения фазовых диаграмм E h - р Н рассмотрим устойчивость железа, магнетита и гематита в присутствии воды при температуре 25°С и общем давлении 1 атм Для элементарного железа
3Fe + 4 Н 2 0 = Fe3O4 + 8Н+
железо
магнетит
8е~, (27.10) -
Eh = 0,084 - 0,059рН;
(27.11);
для магнетита
м2аFгнeе3т0и4т
+
H2O
=
3 i
Fемeа2т0ит3
+
2Н+
+ ^
+ 2е~,
(21 Mf
325
Диагенез: преобразование осадка в породу
Eh = -0,221 - 0,059рН.
(27.13)
Обе линии, определяемые уравнениями
(27 11) и (27.13), нанесены на рис. 27.6, а.
Итак, мы определили поля устойчивости во-
ды, гематита -I- вода и магнетита -I- вода
в виде функций значений рН и Eh. Отметим,
что граница между полями устойчивости
элементарного железа и магнетита распола-
гается ниже границы устойчивости воды
при парциальном давлении водорода 1 атм
Это означает, что указанная реакция в при-
сутствии воды не может быть устойчивой,
т е в присутствии воды при сохранении рав-
новесия устойчивость железа не может быть
достигнута.
Теперь очень важно понять, что
рис 27 6, а в дальнейшем будет малоприме-
ним без знания предельного состояния, до
которого разные растворенные ионы железа
могут существовать в равновесии с раз-
личными твердыми минеральными фазами,
такими, как магнетит и гематит. Если актив-
Рис. 27.6. а, б - E h - рН-диаграммы, построенные для системы Fe2 + - F e 3 + - H 2 O ; объяснения см в тексте [292]
ность растворенных ионов при равновесии с данной твердой фазой меньше 10"6, то в этих условиях твердая фаза будет вести себя как устойчивый компонент [292]. Это значение справедливо для вод на границе раздела осадок-вода или выше нее, однако, поскольку в иловых водах ниже границы раздела активности катионов поддерживаются на значительно более высоких уровнях, диагенетическим системам будет больше соответствовать значение 10"3 [186]. Рассмотрим вкратце равновесие иона Fe3 + с гематитом.
Fe2O3 + 6Н+водн = 2Fe3+ + ЗН20
гематит
(27 14)
Константа равновесия для этой реакции может быть определена по термодинамическим данным, которые в конечном счете дают зависимость
Ig[Fe3+] = -0,72 - ЗрН.
(27.15)
Таким образом, в случае равновесия с гематитом логарифм активности иона Fe34" является линейной функцией только аргумента рН, и граница поля устойчивости Fe3+ на рис. 27 6,6 будет параллельна оси ординат.
326
Часть 3
Сходные расчеты для равновесия иона Fe2+ с гематитом и магнетитом (в которых получается, что в уравнении, подобном (27.15), Eh также переменно) дают такие фазовые диаграммы Eh-рН, как приведенная на рис. 27 6, б, на которой определены поля устойчивости растворенных и твердых фаз. Хотя здесь не рассматриваются детали (см. гл. 30), отметим небольшое поле устойчивости Fe3 + и большие поля устойчивости Fe2 + и гематита. Однако проведенные расчеты недостаточно удовлетворительны для окончательного установления фазовых границ и полей устойчивости минералов. Это обусловлено тем, что при расчетах совершенно не учитывалось присутствие двух распространенных и важных анионов-HS" и HCOJ. Действие этих двух анионов будет оказывать дополнительное влияние на диагенетические минералы, присутствие которых можно предполагать [186]. Для большей определенности отметим, что присутствие этих анионов способствует устойчивости соответственно пирита и сидерита (см. гл. 30).
Что касается типичных значений Eh и рН в водах водоемов и поровых водах, то в целом можно сказать, что воды морей обычно являются слабощелочными и характеризуются положительными значениями Eh. В то же время поровые воды близки к нейтральным и характеризуются отрицательными значениями Eh. Разница в величинах Eh особенно важна для понимания характера диагенетических реакций, поскольку ионы и твердые частицы, высвобождающиеся при выветривании в окислительной обстановке, а также образующиеся в морской воде или на границе раздела осадок — вода, по мере отложения почти неизбежно должны быть восстановлены
В заключение можно сказать, что устойчивость природных диагенетических минералов зависит не только от величин Eh и рН,' как подразумевается основным видом фазовой диаграммы, но и от воздействия присутствующих в среде диагенеза растворенных ионов HS~, HC01, а также катионов металлов
цесс, контролируемый давлением. Этот процесс приводит к тому, что со временем центры вышележащих и нижележащих частиц становятся ближе друг к другу. В действительности осадок подвергается чистой деформации под действием приложенного давления. Уплотнение приводит к уменьшению пористости, проницаемости и электрической проводимости и увеличению общей плотности и скорости распространения сейсмических волн. Тонкодисперсные осадки, содержащие органическое вещество и глинистые минералы, уплотняются в наибольшей степени, грубозернистые осадки-в наименьшей. Уплотнение всегда сопровождается выжиманием воды. Эта вода играет важную роль в переносе ионов и органических молекул из «донорных» аргиллитов или известковисто-аргиллитовых пластов в «акцепторные» слои песчаников или известковистых песчаников.
В кернах, полученных при бурении тонких кластических осадков, было проведено большое количество измерений величины изменения пористости с глубиной (рис. 27 7) Хотя и наблюдается значительный разброс кривых, полученных разными исследователями, общая направленность изменения экспоненциальна и может быть описана аналогично скорости радиоактивного распада в виде уравнения
27е. Уплотнение и миграция вод. Уплотнение отложенных осадков представляет собой преимущественно механический про-
Рис. 27.7. Соотношения пористости и глубины, определенные в ряде осадочных толщ, наложена средняя кривая Болдуина [52]
327
Диагенез: преобразование осадка в породу
Р = Р0е~су,
(27.16)
где P - пористость на глубине у;
P0-пористость на поверхности (у = 0); с-константа. Средняя кривая зависимости
пористости от глубины, приведенная на
рис. 27 7, может быть описана полиномом
[122]
P = 0,78-0,043 In (у+ 1 ) — 0,0054 [In (у -1-1)]2.
(2?Л7)
Эта связь, вероятно, также применима
к тонким карбонатным осадкам, поскольку
при лабораторных экспериментах устано-
влено, что скорости их уплотнения сходны
со скоростями уплотнения кластических
глин. Однако при исследовании природных
образцов могут возникнуть осложнения, по-
скольку ранняя литификация карбонатных
илов (гл. 29) будет сдерживать уплотнение.
Геолог должен помнить, что в последова-
тельности переслаивающихся аргиллитов
и песчаников, которые он наблюдает в стра-
тиграфическом разрезе, уплотнения, по всей
вероятности, всегда будут различными.
Рис. 27.8 иллюстрирует сильные изменения, Рис. 27.8. Воздействие уплотнения на форму
возникающие при уплотнении рукавообразных залежей песчаников. В таких слу-
слоистости и мощность а-современная геометрия, б-геометрия до уплотнения [52].
чаях, а также в примерах, где необходима
информация о скорости изменения мощно- шей пористостью, меньшей плотностью, сти осадков, полезно применять методы меньшей скоростью распространения сей-
разуплотнения [630].
смических волн, повышенными скоростью
Известно, что в разных районах мира на бурения, температурой и электрической
глубине существуют зоны недоуплотненных проводимостью и меньшей соленостью по
осадков Такие зоны подвергаются ненор- сравнению с вышележащими и нижележа-
мальному давлению и особенно типичны щими породами, находящимися под дей-
для быстро накапливающихся дельтовых ствием нормального давления (рис. 27.9,
осадков, сохраняющихся в глубоких оса- 27.10). Находящиеся под избыточным давле-
дочных бассейнах. При нормальных усло- нием горизонты представляют сложную
виях давление жидкости в порах породы проблему для нефтяного бурения (вне-
является гидростатическим (разд. 276), т.е. запные выбросы, обрушение стенок) и вызы-
находится в равновесии с давлением столба вают глубинное развитие глинистых диапи-
соленой воды высотой, равной расстоянию ров вследствие аномально низкой плотно-
до поверхности. Если жидкость в смежных сти участков, находящихся под избыточным
порах породы изолирована, то это мешает давлением.
уплотнению и давление является геостати- В дополнение к уплотнению, вызываемо-
ческим. Горизонты быстро отложившихся му избыточным давлением, необходимо
илов, изолированные водонепроницаемыми принимать во внимание следующие три
пластами или характеризующиеся пере- фактора. Первым из них является акватер-
менным уплотнением и цементацией или мальное давление [57], обусловленное увели-
только цементацией, будут находиться под чением давления за счет расширения воды
избыточным давлением и отличаться боль- в замкнутом поровом пространстве при на-
328
Часть 3
гревании Второй фактор -дегидратация ловлено тем, что она мигрирует из уплот-
монтмориллонита [646]. Она имеет место няющихся тонкодисперсных осадков и дви-
только в кластических аргиллитах, в ко- жется согласно перепадам давления По
торых при захоронении и погружении про- сравнению с морской водой реликтовая во-
исходит переход монтмориллонита в иллит да обычно сильно обогащена солями
и в поры поступает вода (гл. 28). Третьим (табл. 27.1) и может иметь плотность фактором является генерация метана [360]. 1100 кг м - 3 . Дальнейшее рассмотрение
На глубинах в поровое пространство посту- процесса, посредством которого происхо-
пает газ метан, генерируемый в ходе биохи- дит это обогащение, можно найти в гл. 28.
мических и термохимических процессов
(гл. 31) Илы, находящиеся под избыточным
Плотность, кг* м - 3
давлением, часто содержат обильные при-
1700
1900
2100
2300
2500
родные газовые пузыри.
Перед тем как окончательно рассмотреть
время и пути миграции поровых вод, необ-
ходимо вкратце обсудить происхождение водной фазы. Термин «формационные воды» является полезным не имеющим генетического смысла термином для обозначения любого вида водной фазы, присут-
Плотность
Пористость Плотность влажного / сухого вещества / вещества
\
ствующей в породах или осадках [862].
Метеорная вода, т.е. вода, недавно вовле-
ченная в атмосферную циркуляцию, по-ви-
димому, присутствует в сравнительно не-
глубоких горизонтах. Реликтовая, или иско-
(а)
{б) , (в)
, ч Давление
I II
1
Песок
10
14
18
22
26
Пористость, %
Рис. 27*10. Резкое увеличение пористости и уменьшение плотности сланцев в верхней части переуплотненного горизонта в Манчестер-Филд, округ Келкейсив, шт. Луизиана, США [705].
Глина
Рис. 27.9. Схематические графики (в условном масштабе), показывающие развитие переуплотнения в чередующихся пористых песчаных и илистых пластах в процессе постепенного {а-г) погружения [148].
паемая, вода была лишена контакта с атмосферой в течение по крайней мере значительной части геологического периода Она представляет собой смесь ископаемой поровой воды и воды, поступившей из соседних осадков. Исходная океанская вода эволюционирует до реликтовой в процессе сложных химических изменений. Это обус-
В начале этого раздела подразумевалось, что уплотнение, а следовательно, и выделение воды представляют собой непрерывные процессы. Однако вероятно, что выделение воды является результатом не только выжимания поровой жидкости, но и сброса вслед*ствие высоких температур при больших глубинах захоронения (когда большая ч а с т поровой воды уже удалена) межслоевой в ды в монтмориллоните (рис. 27.11). Эта BTdJ рая водная фаза в самом начале будет пред-1 ставлена почти чистой водой в противопд* ложность рассолам, образующимся в про| цессе постепенной фильтрации исходно^ морской воды через глинистые частицй§ уплотняющихся аргиллитовых пластов. Щ
Таблица 27.1. Результаты анализа основных химических компонентов некоторых солевых реликтовых формационных вод и океанской воды (для сравнения) [862]
Тип рассола
Океан
Реликтовый
тип
Реликтовый Na-Ca
Реликтовый Na-Ca
Реликтовый Na-ClC)
Реликтовый
NaCK9)
Реликтовый Na-Ca
Реликтовый Реликтовый Реликтовый
Na-Ca
Na-Ca
Na-Cl(?)
SiO2
7,0
Al
1,9
Fe
0,02
Mn
0,01
Ca
400
Mg
1272
Sr
13,3
Ba
0,05
Na
10560
К
380
NH4 HCO3 SO4 Cl
0,07 140 2649 18 980
Br
65
I
0,05
Сумма солей
34475
То же но удельной
электропроводности —
рН (лабораторное
измерение)
8,1
<10 5,4 1,0 2,5 62900 179 320 4 11900 38 <10 24 88 128000 997 3,2 204000
—
6,5
Температура, °С ( - 4 , 0 )
Плотность при 20°С,
кг л" 1
( ~ 1021)
Минеральный оста-
ток (высушенный
при 180°С), млн"1 —
1174 225000
6,9 1,5 5,6 0,2 10100 1920 279 <2 42000 323 42 72 990 90300 347 17 146440
147000
6,2
1112
157000
22 4,1 0,0 2 5750 1070 456 3 31500 585 140 140 180 60400 257 12 100579
109000
6,8
49
1073
106000
52 0,9 6,4 0,3 325 123 21 7,2 6150 136 45 666 4,1 9940 35 20 17 700
25200
7,1
49
1009
17800
47 0,4 1,2 0,08 373 115 82 7,1 5820 132 51 535 1,6 9840 30 23 17100
25 800
7,5
81
1009
18 600
14 0,2 61 2 3040 49 66 8,7 6710 113 51 287 31 15 300 46 29 25900
31800
7,2
81,4
1016
28 500
80 30 2,7 0,2 3400 43 40 1,4 4310 80 23 795 1030 11100
21045
28 500
6,48
89
1016
26800
63 U 0,1 7,0 12200 275 320 110 13 600 404 134 80 16 44000 238 56 71576
—
5,70
104
1054
79100
20 0,6 15,0 0,05 57 23 9 13 6300 11 11 1010 1,1 9690 128 105 17407
27200
7,6
1009
17000
330
Часть 3
Уплотнение толщи однородного кластического или карбонатного ила, а также глинистых осадков будет вызывать перенос удаляемой воды преимущественно вверх; при наличии избыточного давления осуществляется перенос удаляемой воды вниз в соответствии с градиентом давления. Сказанное относится к толщам илов, расслоенных преимущественно в горизонтальном направлении кластическим или карбонатным песком. Миграция жидкости всегда будет происходить по нормалям к поверхностям с одинаковым давлением в соответствии с местным градиентом порового давления (от большего давления к меньшему). В толщах илов, перекрытых карбонатными или кластическими песками, а также содержащих наклонные песчаные пласты, поднимающиеся вверх по направлению к краю бассейна, будет осуществляться перенос воды из илов в проницаемый песчаный пласт, а затем вдоль него вверх по направлению к краю бассейна (рис. 27.12) [528]. В обоих случаях удаляемая вода и рассол будут
ческих и карбонатных пород часто встречаются сутурные контакты зерен. Это указывает на то, что тем или иным путем переотлагались значительные объемы твердого материала. Эффектные примеры подобного рода, но более крупного масштаба представлены в разъеденной гальке конгломератов, а также в горизонтально распространенных стилолитах, наблюдаемых в из-
Водонасыщенность
сланцев
0
100%
- K краю бассейна
Избыточное давление
I ]« Ш > И '
Рнс. 27.12. Схематический разрез, показывающий изменение водонасыщенности глин с глубиной залегания и по направлению к переуплот ненным сланцам, а также пути миграции вод, выжимаемых в процессе уплотнения. 1 -прони цаемые песчаные горизонты; 2-горизонты ила 3 - пути миграции поровых вод (обобщено) [352"
Выделяемая вода
Рис. 27.11. Схематические примеры выделения воды из уплотняющихся илов. а - п о Пауэрсу S6461; б - п о Берету [132], в - п о Перри и Хауэру 632], высокий геотермальный градиент; г - п о 1ерри и Хауэру [632], низкий геотермальный градиент. Зона 1-механическое уплотнение, зоны 2, 3-обезвоживание смектитовых кристаллических решеток (ступенчатый процесс?).
переносить ионы, а также молекулы нефти и газа из тонкодисперсных осадков в проницаемые и пористые горизонты, где может происходить образование диагенетических минералов или улавливание нефти (гл. 28, 29, 31).
27ж. Растворение под действием давления. При исследовании шлифов многих класти-
вестняках. Эти характерные черты не ограничиваются только глубоко захороненными? отложениями, а могут также встречаться в породах, подвергшихся тектоническим на^ пряжениям, где они связаны с метаморфичГ! скими минеральными реакциями и об] ванием зон трещиноватости (кливажа).
Причиной образования вышеуказан] особенностей строения является «pacmeojk
ние под действием давления» или перенс
растворов. Растворение под действием д вления возрастает вследствие того, чт часть твердого материала, находившая! под напряжением, имеет более высокую р0 творимость по сравнению с той, которая н блюдается у материала при отсутствии й пряжения. По этой причине по перимет] зереи, находящихся под нагрузкой, в местз контакта между частицами будут действ вать высокие напряжения, а по перимеТ заполненного жидкостью порового щЗ
331
Диагенез: преобразование осадка в породу
странства-нормальные (гидростатические) напряжения. Возникающий таким путем градиент напряжения вызывает образование химического потенциала. Ликвидация этого градиента происходит вследствие диффузного переноса материала из мест с высоким напряженим в места с низким напряжением [91, 225, 226]. Таким путем растворяется материал, находящийся в точках контакта между зернами, а материал, контактирующий с поровыми растворами, нарастает, т.е. поровое пространство постепенно заполняется. Это приводит к уменьшению пористости и увеличению сопротивления по мере того, как процесс растворения под действием давления ослабевает.
Существуют две теории, объясняющие механизм процесса растворения-осаждения. Согласно теории Батерста, растворение может происходить только в местах, где зерна находятся в непосредственном контакте с поровой жидкостью. Поскольку места контакта зерен друг с другом испытывают высокие сдвиговые напряжения, здесь идет преимущественно выщелачивание, обрушение и в связи с этим разрушение зерен. Небольшие фрагменты частиц также растворяются, и цикл начинается сначала. Согласно теории Уэйла, растворение вызывается не сдвиговыми напряжениями, а нормальными напряжениями сжатия. Поскольку напряжения сжатия действуют только внутри границ контакта зерен друг с другом и вследствие того, что растворенный материал должен иметь возможность достигать поровых растворов, на всей площади контакта зерно-зерно необходимо присутствие слоя адсорбированной воды. Этот слой должен быть достаточно устойчивым, чтобы противостоять изменениям давления, наблюдающимся в зоне диагенеза. Под действием гидростатического давления растворенные ионы через слой адсорбированной воды диффундируют в поровое пространство, где могут вновь осаждаться минералы.
- Теоретические и экспериментальные Д&ные говорят преимущественно в пользу теории Уэйла [91]. Эксперименты, моделиРУЮЩие процессы растворения под дей<таием давления в кварцевом песке, показы-
что а) для растворения под действием Деления необходимым условием является nWcyrcTBHe воды; б) эффективность раство-
рения под действием давления возрастает при увеличении температуры; в) растворение под действием давления не зависит от состава поровых вод; г) растворение под действием давления приводит в свободных поровых пространствах к пересыщению, достаточно высокому для выпадения минералов из раствора. В терригенных кластических осадках диффузия растворенного кремнезема из наиболее сжатых участков контактов зерен друг с другом в поровые растворы определяет скорость процесса растворения под действием давления. Однако существует все же некоторая неопределенность в том, что касается точного маршрута «выхода» для растворенных ионов. Многие экземпляры «разъеденной» гальки вокруг корродированного участка имеют краевую зону, сильно измененную под действием химических процессов. Это явление указывает на то, что через измененную зону происходила диффузия ионов, которой, вероятно, способствовали микротрещины [553].
27з. Области диагенеза. Можно выделить четыре основные области диагенеза, опираясь на характер заполняющей поры водной фазы [269].
Вадозная часть метеорной области, т.е. зоны, где действуют атмосферные осадки, располагается выше уровня насыщения пор водой. Поровые пространства, таким образом, находятся в контакте с атмосферными газами, и в частично заполненных водой порах наблюдается положительное значение Eh. Иногда приповерхностные диагенетические реакции в отложенных осадках могут в значительной степени находиться под воздействием процессов почвообразования, включая и участие биогенных процессов.
Фреатическая часть метеорной области находится ниже уровня наземных вод1. Существует также фреатическая зона приповерхностной морской области. Поровое пространство в зоне постоянно заполнено поровой водой, здесь наблюдается отрица-
1 Вадозная часть соответствует субаэральной обстановке, в то время как фреатическая зона в континентальном секторе охватывает область развития грунтовых вод. Эти зоны, видимо, соответствуют области проявления процессов экзодиагенеза М. С Швецова - Прим. ред.
(
332
Часть 3
тельный окислительно-восстановительный потенциал. Величины давления и температуры в зоне незначительно отличаются от соответствующих величин на поверхности Земли. Движение поровых вод здесь происходит в соответствии с градиентом давления. Это давление образует цикл, включающий выпадение дождя, стекание и просачивание вод, течение вод в пористых породах, их выход на поверхность и испарение Метеорные воды во фреатической зоне характеризуются определенным, хотя и переменным временем пребывания в подземных условиях. В течение этого времени их состав изменяется незначительно относительно состава речной воды до того момента, пока не начнется испарение, что можно видеть на примере план или себховых поверхностей.
Морская область является переходной и находится в контакте с метеорной областью. В этой области, за исключением узкой межприливной зоны, поровые пространства целиком заполнены водами океанского состава. Давления и температуры здесь незначительно отличаются от давлений и температур на поверхности Земли. В очень узкой зоне, находящейся в контакте с океанской водой, наблюдаются положительные значения Eh. В других местах в поровых водах обычно имеет место восстановительная обстановка. На химический состав поровых растворов сильное влияние оказывают процессы бактериального окисления и реакции восстановления. Застойные морские бассейны могут иметь эвксинный характер с мощной толщей воды, в которой преобладают восстановительные условия (гл. 24). В таких прибрежных районах, примыкающих к областям апвеллингов, как побережья Перу и Намибии, преобладает образование фосфатов. В глубоководных океанских областях, особенно в районах, близких к активным центрам спрединга, наблюдается привнос «гидротермальных» флюидов эксгалятивного типа.
Глубинная область (область захоронения
и погружения) представляет собой наиболее глубоко расположенную и наиболее обширную (и наименее изученную) область диагенеза. Контакт верхней зоны этой области с водами морского и метеорного происхождения является постепенным. Как уже
отмечалось, состав вод, присутствующих в этой области диагенеза, существенно отличается от состава пресных или морских вод Это обусловлено тем, что напряжения при уплотнении вынуждали исходную погребенную морскую воду продавливаться через своего рода фильтр, который необратимо изменял ее состав. Глубинные воды не принимают участия в метеорном цикле и подвержены влиянию температур и давлений, которые могут значительно превосходить температуры и давления на поверхно-, сти Земли. В конце концов (согласно^ здравому смыслу) наступает глубина захо*. ронения, на которой начинает происходит^ всеобщая перекристаллизация осадочный минералов, и у диагенеза принимает эста-| фету процесс метаморфизма. Различ между этими двумя процессами дол быть, однако где и почему - вопр спорный.
27и. Выводы. Диагенез представляет соб сумму химических и физических процессор воздействующих на частицы отложен осадков. Будучи захороненным, осадок подЦ вергается воздействию повышающихся тей ператур и давлений. За счет мигрируюп поровых растворов в пределах порово^ пространства осаждаются цементируюп минералы Анализ стабильных изотопов в териала цемента позволяет интерпр ватъ физические и химические условия, | шествовавшие во время постепенного ос дения. Устойчивость диагенетических \ ралов зависит не только от величин Eh и J но и от активностей растворенных ио H S " h HCOз, а также от присутствия в^ ровых водах катионов металлов. Во вр уплотнения илов, а также в результате i исходящего при глубоком погружении i хода монтмориллонита в иллит выде, ся значительные количества воды. Эти i выступают в роли переносчиков Heofi нических и органических ионов, а соединений, образующихся в пр диагенеза.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
В книге Краускопфа [475] можно найти Hei ко разделов по химии продуктов диагенеза^! же этот вопрос рассмотрен в работах
333
Диагенез: преобразование осадка в породу
[74, 77] Лучшее введение в анализ геохимии стабильных изотопов в исследовании диагенеза дается в работе Хадсона [399]. В работе Фора [251] приведено наиболее строгое рассмотрение основных химических принципов, объясняющих
поведение стабильных изо гопов. Книга Гаррелса и Крайста [292] является классической и ценной сводкой по многим аспектам химического диагенеза, включая вопросы правильного использования Eh-рН-диаграмм.
28
Терригенные пластические отложения
28а. Введение. До самого последнего вре- важности диагенетических исследований мени наблюдалась тенденция проводить для обоснования классификации песчанив основном диагенетические исследования ков. Очевидно, что состав литифицирокарбонатных осадков и эвапоритов и лишь ванных песчаников определяется составом небольшое внимание уделялось результа- материала питающей провинции, механизтам, полученным специалистами по минера- мом его переноса, условиями отложения логии глин. Весьма заметный прогресс в по- и диагенетической историей. Исследоватенимании процесса диагенеза терригенных лю, исповедующему совет Блейка: «Видеть пластических осадков наметился в послед- в песчаном зерне мир», следует напомнить, нее десятилетие. Толчком к этому стали что при изучении обнаруживается и матеглавным образом исследования коллек- риал, заполняющий поровое пространство, торных свойств отложений, проводимые и цемент, окружающий песчаные зерна' для нужд нефтяной промышленности, а также применение методов электронной микроскопии, электронного микроанализа (микрозонда) и изучение геохимии ста- 286. Диагенез морских илов. Познание ранбильных изотопов Несмотря на то что был них стадий диагенеза илистых осадков осудостигнут значительный прогресс в наблю- ществляется при помощи исследования придениях и интерпретации результатов, тем не поверхностных отложений, тогда как более менее существенным недостатком остается поздние стадии, когда ил преобразуется отсутствие общей теории диагенеза класти- в безводный аргиллит, должны изучаться ческих отложений. Такое положение дел в геологических разрезах. Не приходится гоявляется следствием не только большой ворить о том, что о раннем диагенезе морсложности процесса диагенеза кластических ских илов известно значительно больше. отложений, но также тенденции исследова- Особенно мы осведомлены в вопросе о протелей продолжать работать по старинке должительности действия механизма диагеи изучать диагенез ради диагенеза. Еще неза органического вещества и образовании ОДИН недостаток многих исследований-че- углеводородов. Эти процессы тесно перересчур резкое разделение процессов диаге- плетаются с диагенезом илов и выделением неза песчаников и аргиллитов Как уже го- флюидов; мы рассмотрим их ниже, в гл. 31. ворилось в гл. 27, такое разделение нельзя Происхождение же диагенетических минесчитать удачным, поскольку при уплотне- ралов железа и марганца в аргиллитах бунии толщ пелитовых осадков выделяются дет рассматриваться в гл. 30 воды и растворенные ионы, которые в ко- На рис. 28.1 и в табл. 28.1 представлена нечном счете должны продавливаться через суммарная общая модель (главным обра, пористые горизонты песчаников и служить зом по Кертису [184]) диагенеза морских причиной цементации порового простран- илов, основанная на существовании ряда ства: И наконец, нужно сказать о большой зон, определяемых глубиной залегания.
334
Часть 3
Скорость выделения диагенетического CO3
деградированные идлиты, например, могут извлекать из морской воды и фиксировать в решетках ион K + , с тем чтобы восстановить свой стехиометрич еский состав.
В зоне 2 преобладают процессы бактериальной редукции сульфат-ионов [304], присутствующих в поровых (иловых) водах и диффундирующих сюда из вышележащих морских вод. Сульфат-редукция осуществляется под действием бактерий рода Desulphovibrio. Зона сульфат-редукции может распространяться вниз на глубину около 10 м, однако наиболее выражена она в верхних 0,5 м или около того. Редукцию сульфата морской воды можно представить в простом виде:
Вследствие восстановления F e 3 + ^ V Вследствие термальной' декарбоксилации
П Ii ММ*
Рнс. 28.1. Выделение диагенетического CO2 в глинистых толщах в пределах зон диагенеза 1-4 Изотопные составы каждой зоны зафиксировались в карбонатных конкрециях (см текст), /-изотопно легкий CO2, 2-изотопно тяжелый CO2 [413]
Зона 1, очень маломощная Здесь в поровых водах вследствие диффузии из вышележащих морских вод сохраняется растворенный кислород. При бактериальном окислении органического вещества выделяется изотопно легкий CO2. Однако обнаружить пересыщенность вод карбонатом мало вероятно вследствие диффузии бикарбоната в вышележащие воды. В этой зоне пористость илов может доходить до 80%. Здесь их структура не нарушена, преобладает хлопьевидное и пеллетовое строение. Важную роль в контроле уровней сульфатной активности в зоне 1 и в нескольких сантиметрах верхней части зоны 2 играет биотурбация. Она может приводить также к физическим изменениям флокуловой глинистой текстуры в агрегатах фекальных пеллет. У глинистых минералов, оказавшихся на морском дне в пределах зоны 1, есть время для установления равновесия с морской водой;
бактериальный
2сн,о + s o r
2СО, +
органиче- сульфат ское вещество
+ S2" + 2Н20
катализатор
изотопно
легкий С ^
(28.1):
сульфид
^
S
Она приводит к образованию изотопно лей ких бикарбоната и сероводорода. С глубж ной сульфат поровых вод постепенно ис щается, и реакция прекращается. Биолог екая сульфат-редукция-процесс бескис родный. Она может наблюдаться в стойных водных массах, однако наибол обычна в диагенетической обстановке. Ц
Сероводород, образующийся в процеГ бактериальной редукции, токсичен для ] дышащих организмов и наряду с дру продуктами бактериального метаболия (CO2, NH3, PO4) является химически тивным. Поэтому диагенетические цессы, такие, как осаждение сульфидов .J таллов, карбонатов, изменение вел рН и образование метана, представляй бой результат бактериальной активно (Перевод растворенного сульфат-и океанской воды в сульфиды отложен главное звено в балансной системе, под живающей содержание серы в океанск дах примерно постоянным. Он комле] руется поставкой сульфат-иона в оЩ с континентов.) Как будет показано в гл. 30, ионы железа со степенью окис + 3 восстанавливаются до степени ок ния -H 2 и формируется пирит, в коне счете образующийся за счет дополнит
335
Диагенез: преобразование осадка в породу
Таблица 28.1. Зоны диагенеза для толщ морских илов AT(0C)-увеличение температуры с глубиной ниже границы раздела осадок-вода в соответствии с градиентом 27,5 0 C - к м - 1 [184]
Глубина Aj;
Пористость,
д и а г е н е з а (формирующиеся минералы)
0,0005
0,01
0,2 80
1,00
28
31
2,50
69
21
7,00
192
9
1 Окисление
2. Сульфат-редукция Пирит, кальциг, доломит (маложелезистые карбонаты, обогащенные 12C), каолинит9, фосфаты9
3. Ферментация Высокожелезистые карбонаты, кальцит, доломит, анкерит, сидерит обогащенные 13C
4 Декарбоксилация Сидери г
5 Образование углеводородов (а) Жидкие-нефть, (б) газообразные-метан, монтмориллонит-»иллит (а) неупорядоченный, (б) упорядоченный
6 Метаморфизм (а) 200jC, хлорит, (б) 300 С, слюда, нолевой шпат, эпидот9
го бактериально продуцированного сульфид-иона При изучении внутренних зон юрских кальцитовых конкреций, по-видимому сформировавшихся в зоне 2, были обнаружены реликтовые пеллетные текстуры с обогащением пеллет пиритом Это отражает высокое содержание органического вещества, необходимого для бактериальной редукции [401]. Результаты анализа изотопного состава кислорода отчетливо показывают, что эти конкреции росли в порах осадков в пределах зоны контакта с морской водой. Легкий изотопный состав углерода свидетельствует о том, что источником бикарбонат-иона было окисление органического вещества, вовлеченного в процесс сульфат-редукции. Отсутствие F e 2 + B некоторых конкреционных кальцитах объясняют низкой его активностью вследствие осаждения нерастворимых сульфидов железа. Однако точная причина отсутствия разделения Fe2 + между карбонатом и сульфидом остается неясной. В других конкрециях количество Fe2 + может быть значительным. Некоторые же конкреции с самого начала могут состоять из высокомагнезиального кальцита вследствие весьма высоких содержаний мапшя (более 2 вес. %).
В зоне 3 сульфат истощается, и осаждение изотопно легкого карбоната в составе конкреции, равно как и образование пирита, прекращается Теперь по мере прекращения сульфат-редукции она сменяется реакциями ^органической ферментации (брожения), ве-
роятно, вследствие того, что бактерии, принимающие в ней участие, не могут существовать в присутствии растворенных сульфид-ионов. Реакции ферментации могут приблизительно выражаться в виде
CH2O
CH4 + CO2.
органическое вещество
метан (изотопно легкий углерод)
диоксид углерода (изотопно тяжелый углерод)
(28.2)
Ферментация характеризуется значительным фракционированием изотопов углерода, приводящим к образованию очень изотопно легкого метана (S13CPDB до-75%0) и изотопно тяжелого диоксида углерода (S13CPDB—H 15%0). Осаждение изотопно тяжелого карбоната в npncyiствии ионов Fe2 + , образующихся при продолжающемся восстановлении железа, приводит к формированию в конкреционных телах таких минеральных фаз, как железистый кальцит, железистый доломит, анкерит и сидерит. Изучение этих конкреций со все более глубоких уровней в глинах киммериджского яруса верхней юры в Англии [413] показало постепенное уменьшение величин S13C от значений, превышающих + 8%0, до - 6%0. Эта направленность обусловлена уменьшением роли реакций ферментации, поскольку зона 3 сходит на нет и возрастает роль абиотических реакций, преобладающих в зоне 4, в результате которых вновь образуется изотопно легкий
336
Часть 8
углерод Полагают, что бактериальная ферментация распространяется вниз до глубины около 1 км. Ниже этому процессу препятствует либо повышение температуры, либо истощение органического вещества подходящего состава.
В осадочных толщах, содержащих вулканиты основного или среднего состава, изменение в неглубоких поверхностных условиях при низких температурах и особенно изменение любых стекол приводят к образованию глинистых минералов группы смектитов, что ведет к обеднению поровых вод магнием и обогащению кальцием. Таким путем с течением времени слои вулканического пепла постепенно изменяются до обогащенных смектитами бентонитов.
Зона 3 находится, кроме того, в таком диапазоне глубин, где из илистых осадков вытесняется значительная часть поровых вод Такой процесс убывает по экспоненте, и на глубинах порядка 1,5-2 км прекращается. На этой стадии плотность ила увеличивается от величины около 1320 до 1960 кг • м " 3, а пористость уменьшается от 70-80 до 10-20%. Однако следует подчеркнуть, что в уплотненных откложениях все же остается до 30 об.% воды, главным образом в виде межслоевой воды глинистых минералов (рис. 28.2). Выжимание поровых вод продолжается в зоне 4, в которой преобладают неорганические процессы, разрушающие оставшееся органическое вещество. Одним из таких процессов является декарбоксилация, которую можно представить в виде
R CO2H
RH + CO2.
(28.3)
При декарбоксилации вновь образуется изотопно легкий диоксид углерода [184]. В большинстве моделей дегидратации глин предполагается, что на таких глубинах (1-2,5 км) основная часть поровых вод уже удалена.
Зона 5 является весьма интересным, но мало изученным глубинным интервалом. Здесь начинают происходить основные изменения глинистых минералов, а также начинает отчетливо проявляться генерация углеводородов. Зона распространяется на глубину от около 2,5 до 5 км или больше (диапазон температур здесь составляет 70-190°С). Исследования кернов глубокого
Жидкая фаза
(г)
P =2570
5%
Рис. 28.2. Изменение объемных соотношений в морских отложениях в процессе погружения и уплотнения а-современные илы; б-после первой дегидратации; в-после второй дегидратации, г-после третьей дегидратации 1 -поровая вода; 2-межслоевая вода, 3-твердая фаза набухающих глин, 4 -твердая фаза ненабухающих глин, 5-неглинистая твердая фаза, р-плотность [132]. См также рис 27 11,6
бурения глинистых толщ на побережье Мексиканского залива США [631, 632, 387] и во многих других районах выявили ряд изме^ нений, включая преобразование смешано* слойных монтмориллонит-иллитовых глй* нистых минералов (содержащих до 80% монтмориллонита) в иллит и обогащенный иллитом смешанослойные глинистые мин^ ралы. Этот процесс сопровождается окончу тельной потерей воды из межслоевых поз! ций, которая, вероятно, служит основ носителем растворяющихся углеводород*! при их первичной миграции (гл. 31). Для j ' занных изменений необходим также К + , I торый образуется при растворении мел® чайших частиц калиевого полевого umaif Предполагаемое уравнение [387] этой ] ции можно записать в виде
смектит + калиевый полевой шпат иллит + Si4+ + Mg2+ + F e 2 ' + - a
(2
337
Диагенез: преобразование осадка в породу
После всего сказанного выше важно понять, что преобразование смектитов в иллиты, влекущее за собой обмен межслоевой воды на K + , не может осуществляться только под действием давления. Главным контролирующим фактором является температура, поскольку при дегидратации глинистых минералов потребляется тепловая энергия. Ее источником должны быть недра Земли. Температуры, необходимые для начала такого изменения, колеблются от 70 до 90°С. В пределах зоны 5 наблюдается также постепенное преобразование иллита из неупорядоченного в упорядоченный, причем степень окристаллизованности иллита, устанавливаемая с помощью дифракции рентгеновских лучей, служит хорошим показателем глубины захоронения [738]. Во многих кернах бурения в зоне 5 наблюдается полное растворение частиц CaCO3 [387]. Неизвестно, почему это происходит, так как большинство раннедиагенетических кальцитовых конкреций в этой зоне, по-видимому, остаются устойчивыми.
В ходе процессов, протекающих в зоне 5, в виде мобильных фаз выделяются H2O, SiO2, Mg2 + , F e 2 + и углеводороды. При уплотнении они могут переноситься вверх в зону 4 или в залегающие между глинами пласты песчаников или известняков, являясь потенциальным источником минералов цемента (разд. 28д и гл. 29).
В следующей зоне 6 протекают истинно метаморфические реакции: перекристаллизация иллита в серицит, а затем, при 300°С, в мусковит, перекристаллизация каолинита в диккит или накрит или образование хлорита в случае соединения с Mg2 + и Fe2 + при температурах свыше 200°С. Самое важное-как можно более точно установить глубинные пределы зоны 6, поскольку наша диагенетическая схема предполагает, что давление полностью определяется нагрузкой. Местные давления, возникающие в результате деформации пород, могут быть причиной реакций метаморфического типа в зонах кливажа на относительно небольших глубинах.
В заключение можно сказать, что, хотя приведенная выше зональная диагенетическая схема является полезной основой для рассмотрения диагенеза глин, границы температуры и давления, а также характер реак-
22-91
ций для каждой зоны следует считать постепенными и приблизительными. Они могут смещаться под влиянием многих местных факторов (см. ниже). Вероятно, наиболее важным является рассмотрение влияния скорости седиментации на характер образующихся глинистых осадков [184]. Это обусловлено тем, что скорость седиментации контролирует длительность временного интервала, в течение которого данный объем осадка находится в пределах конкретной зоны диагенеза (табл. 28.2).
Последний вопрос этого раздела касается роли глин в изменении состава формационных вод, которые постепенно выжимаются в процессе уплотнения [862]. Анализы формационных вод показывают, что глины не в равной степени проницаемы для всех компонентов, поскольку одни ионы имеют большую «подвижность», другиеменьшую. Фильтрующий эффект зависит от различия зарядов, ионных и молекулярных радиусов гидратированных ионов. Соленость формационных рассолов (с плотностью 1100 кг-м ~3) увеличивается с возрастом, и с увеличением солености растет отношение Ca2+ :С1~. Анализ изотопного состава кислорода показывает, что изменение солености не является результатом испарения. Процесс фильтрации должен неизбежно приводить к образованию а) мигрирующих фильтрующихся вод с низкой соленостью и б) удерживаемых вод с высокой соленостью. В диагенетических минеральных реакциях могут принимать участие обе группы вод.
28в. Диагенез пресноводных илов. Несмотря на то что многие диагенетические изменения, о которых говорилось в предыдущем разделе, встречаются также в толщах илов пресноводного происхождения, между ними существует ряд важных различий.
Пресные воды имеют концентрацию сульфат-иона на два порядка меньше по сравнению с морской водой (табл. 2.1). Это служит причиной того, что в диагенетической зоне 2 илистых толщ в пресноводных субаквальных условиях меньше сульфата, доступного сульфат-редуцирующим бактериям. Такое уменьшение сульфат-редуцирующей деятельности способствует тому, что в приповерхностых диагенетичесих зо-
338
Часть 3
нах происходит осаждение не сульфидных минералов, а сидерита, поскольку активность карбонатных реакций остается высокой (гл. 30). О постепенном росте сидеритовых конкреций свидетельствует изучение кернов бурения пресноводных маршевых и озерных илов дельты Миссисипи [368]. Особенно интересные данные по росту сиде-
ритовых конкреций были получены при изучении аргиллитов пенсильванского возраста (средний и верхний карбон) из Йоркшира, Англия [616, 187]. Проведенные совместно исследования нерастворимого остатка, анализ строения и изучение изотопного состава углерода в небольших образцах, отобранных по срезу конкреции
Таблица 28.2. Связь между составом морских осадков и скоростью их захоронения [184]
Н<
IРРРГЧ
Нет
,1
^il
'1
s
339
Диагенез: преобразование осадка в породу
(рис. 28 3), обнаружили, что первоначально сидерит осаждался в виде заполняющей поровое пространство фазы внутри хлопьев, образованных частицами глинистых минералов Этот первоначально осажденный сидерит виден в центре конкреции Он обогащен тяжелым изотопом углерода, что, вероятно, является следствием реакций бактериальной редукции, о чем говорилось выше Таким образом, в пресноводных илах реакции ферментации с участием органического вещества, по-видимому, происходят на меньших глубинах, чем в морских илах Вероятно, это обусловлено отсутствием продуктов сульфат-редукции, пагубно действующих на бактерии. В упомянутых выше
MM
Слане1ц _"О
Iii ^ v X л
H -30
J
IL
I IIIIмII
•
Сланец 0 2 4 6 8 0 20 40 60 80 0,8 0,60,4 0,2 0
®13^PDB , 0 / о о Пористость, % Степень уплотнения
Рис. 28.3. Распределение изотопного состава углерода, пористости и степени уплотнения в сидеритовой конкреции из пенсильванской (вестфал-А) и плотной глины из Йоркшира, Англия [187, 615]. Обсуждение см в тексте
сидеритовых конкрециях из толщ пресноводных илов дельты Миссисипи также наблюдается обогащение тяжелым изотопом углерода (величина S 1 3 C p d b достигает + 7,64%0) В сидерите из внешних слоев конкреции каменноугольного возраста содержится больше обломочного материала по сравнению с внутренними слоями. По мере уменьшения с глубиной бактериальной активности величина S13C карбоната этого сидерита уменьшается.
Еще одна особенность фаций пресноводных илов заключается в том, что отложившиеся в них глинистые минералы и другие частицы могут изменяться под действием выщелачивания и субаэрального выветривания Например, при кислом выветривании слабо дренируемых, обогащенных органическим веществом почв прибрежных топей иллитовые, смектитовые или смешанослойные глинистые минералы изменяют-
22*
ся до каолинита При сходных условиях тонкие слои вулканического пепла будут изменяться до тонштейнов с высоким содержанием каолинита [780]. Кажется вероятным, что тонштейны, которые широко распространены на очень больших площадях в пресноводных угольных болотных фациях пенсильванского возраста в Европе, представляют собой субаэральный аналог бентонитов. С другой стороны, щелочные поровые воды могут способствовать образованию в осадках на небольшой глубине от их поверхности глинистых минералов группы смектита
28г. Классификация алеври гово-глинист ых пород. Уплотненный и литифицированный чисто глинистый кластический осадок называют плотной глиной (claystone). Поскольку тонкодисперсные осадки обычно представляют собой смесь частиц тонкопесчаной, алевритовой и глинистой размерностей, в последние годы обиходным стало употребление более общего термина мадрок
(mudrock), или алевритово-глинистая поро-
да. Однако следует отметить, что строгой номенклатуры, используемой при описании тонкодисперсных осадков, нет. При этом обычным синонимом термина «алевритовоглинистая порода» (mudrock) является термин мадстоун (mudstone). Сланцеватые алевритово-глинистые породы часто называют сланцами (shale), однако и здесь не существует жестких разграничений, поскольку некоторые авторы используют этот термин как еще один синоним термина «алевритово-глинистая порода»1. Ни глины, ни алевритово-глинистые породы не состоят полностью из глинистых минералов. Среднее содержание в них зерен кварца и кремней составляет около 30 вес.% Средняя «глинистая» порода имеет гранулометрический сос-
1 В англоязычной научной литературе термин mudrock, как правило, считается синонимом термина mudstone Иногда они оба соответствуют термину claystone, но в более узком и строгом значении claystone означает плотную глину, возможно, с примесью алеврита, в то время как mudstone - плотная алевритово-глинистая или глинисто-алевритовая порода (в этом значении и использован термин в настоящем переводе) В отечественной литературе термин «глина» относится и к рыхлому осадку (clay), и к плотной породе (claystone) и в этом широком значении используется здесь-Ярим ред
340
Часть 3
тав, соответствующий плохо отсортированному средне-тонкозернистому алевролиту, содержащему примерно одну восьмую часть зерен песчаной размерности, шесть восьмых-алевритовой и одну восьмую — глинистой размерности. Поскольку алевритово-глинистые породы составляют около 75% всех кластических осадочных пород, становится ясным, что основная весовая часть обломочного кремнезема Земли приходится на алевритовую фракцию. Помимо частиц обломочного кремнезема, кремней и глинистых минералов алевритово-глинистые породы могут содержать значительные количества тонкодисперсного органического вещества в виде керогена (гл 31), а также CaCO3. Различные переходные виды между чистыми конечными членами этих составов показаны в табл. 28 3 В алевритово-глинистых породах находится 95% органического вещества кластических осадочных пород, причем его содержание в отдельных образцах изменяется в пределах от 0 до 40 вес.% при общей средней величине около 1%. Обогащенные органическим веществом алевритово-глинистые породы обычно имеют темную окраску. Обогащению алевритово-глинистых пород органикой способствуют высокие скорости седиментации, предотвращающие его окисление в приповерхностной диагенетической зоне 1 (табл 28.2).
Таблица 28.3. Схематическая трехкомпонентная диаграмма, иллюстрирующая номенклатуру и состав алевритово-глинистых пород (в основном по Силли [740])
Происхождение сланцеватости в алевритово-глинистых породах до сих пор остается нерешенным вопросом (см. обзор Муна [583]). Несмотря на то что любое уплотнение приводит к общей ориентировке частиц глинистых минералов параллельно напластованию [188], корреляция между сланцеватостью и глубиной захоронения слабая. Очевидно, для решения этой проблемы важную роль должно сыграть детальное изучение микроструктуры агрегатов частиц. При хлопьевидном строении даже после уплотнения тенденции к развитию сланцеватости наблюдаться не будет. Существует много несланцеватых каолинитовых алевритовоглинистых пород такого типа. Тонкодисперсная структура будет способствовать развитию сланцеватости, особенно в случае присутствия большого количества органических ионов, нейтрализующих поверхностные заряды глинистых частиц и тем самым препятствующих образованию связей типа край-поверхность В выветрелых образцах некоторых сланцеватых алевритово-глинистых пород наблюдается чередование очень тонких светлых и темных слоев. Эти породы похожи на ленточные глины [779]. При выветривании слоев образуется заметная сланцеватость. Такие слои, вероятно, отражают изменение при вноса в осадки органического вещества с течением времени, довольно высокие скорости седиментации и отсутствие биотурбации Возможно, биотурбация является причиной отсутствия сланцеватости у многих первоначально слоистых алевритово-глинистых пород.
Глинистые минералы
28д. Приповерхностный диагенез песков. Осадки, отложившиеся в семиаридном климате (пустыни, аллювиальные конусы выноса и кратковременные речные водотоки), часто на продолжительное время попадают в пределы кислородной вадозной зоны. Это длится до тех пор, пока опускание не приведет к тому, что они окажутся ниже уровня континентальных вод. В течение времени своего пребывания в пределах вадознаЙ,, зоны в крупнодисперсные осадки, которые в этих условиях наиболее распространены^ вносится глинистый минерал, их облог| мочный материал подвергается внутрипла-| стовому растворению, происходит аутиген^ ное минералообразование, а также покрасЙ
341
Диагенез: преобразование осадка в породу
нение под действием железистых пигментов (рис. 28.4) [844, 846]. Важным минералогическим фактором, в значительной мере осуществляющим контроль над вышеуказанными реакциями, является свежесть большой часта отлагающегося в семиаридных районах песчаного и гравийного материала, особенно материала осадков первого цикла, образовавшихся непосредственно за счет изверженных и(или) метаморфических пород питающих провинций.
Инфильтрация глинистого материала на-
блюдается в том случае, когда в паводковых водах в составе взвешенного вещества имеются глинистые минералы, просачивающиеся на аллювиальных конусах выноса вместе с водой через пористые и проницаемые песчаные и гравийные отложения. Вблизи от поверхности глинистые минералы отлагаются на зернах обломочного материала таким образом, что чешуйки глинистых минералов располагаются парал-
Рнс. 28.4. Наблюдаемые и предполагаемые диагенетические изменения в пустынном аллювии первого цикла К - полевой шпат, P - плагиоклаз, H-роговая обманка, Q-кварц [846]
лельно поверхности зерен. Инфильтрованный механическим путем глинистый материал такого вида наиболее распространен над относительно малопроницаемыми горизонтами. Глинистый материал изменяет первоначальную текстуру аллювиальных отложений до такой степени, что она становится похожей на текстуры отложений потоков обломочного материала с высоким содержанием вещества цементирующей среды (гл. 7).
Внутрипластовое
растворение
обло-
мочных минералов отмечается преимуще-
ственно среди тех из них, для которых ха-
рактерна малая устойчивость в ряду Голди-
ча (гл. 1); это такие минералы, как пироксен,
амфибол (рис 28 5, г) и плагиоклазы. Элек-
тронно-микроскопические исследования по-
казывают интенсивную коррозию минера-
лов, обусловленную действием агрессивных
растворов, а также образование пустот рас-
творения вокруг и внутри зерен. Растворе-
ние целых зерен оставляет характерные пу-
стоты, окруженные тонким слоем инфиль-
трационного глинистого материала (рис.
28.5, а), который по отношению к агрес-
сивным поровым растворам оказывается
химически более стойким, чем сами мине-
ральные зерна. Помимо растворения мине-
Стадия 1
Стадия 2
Первоначальное отложение
Инфильтрация глинистого материала, отсутствие значительного изменения
силикатных минералов каркаса
Стадия 3
Значительное изменение пироксенов, амфиболов и кальциевого плагиоклаза
Стадия 4 Полное или почти полное исчезновение пироксенов, амфиболов и большей
части кальциевого плагиоклаза, у других минералов наблюдаются
некоторые изменения, преобразование ранних глинистых ми нералов в
новые их типы
О^^Иифильтрадия^
O r - N О глинистого"
^3h
^
материала
343
Диагенез: преобразование осадка в породу
ральные зерна вдоль плоскостей наимень- ральные фазы встречаются в виде кристал-
шего сопротивления растворению могут in лического цемента, заполняющего наряду
situ замещаться глинистыми минералами с калиевым полевым шпатом каверны и пу-
(рис. 28.5,6). Ими являются смешано- стоты растворения. Кварц также образует
слойные монтмориллониты-иллиты со слу- наросты на ранее существовавших обло-
чайным расположением слоев; наблюдается мочных зернах кремнезема.
80-95% способных к набуханию слоев.
Высвобождение окисленного Fe3 + из же-
Точные механизмы указанных выше реак- лезистых силикатов, таких, как биотит, ам-
ций неизвестны, однако можно предполо- фибол, пироксен и оливин, приводит к окра-
жить, что они сходны с реакциями химиче- шиванию минеральных зерен в красный
ского выветривания, рассмотренными цвет. В описаниях их называют красноцве-
в гл. 1 (разд. Ir и 1 д). При растворении выс- тами. Теперь мы знаем, что подобным пувобождаются следующие катионы: Ca2"1", тем в процессе раннего диагенеза образуютMg2 + , Fe2 + , Si4 + , К + . Эти катионы могут ся многие красноцветные отложения (см.
остаться в растворе или привести к образо- обзор в работе [834]). Однако необходимо ванию в порах породы новых аутигенных время для дальнейшего осаждения Fe34"
минеральных видов. Аутигенные минералы в составе лимонита и преобразования окси-
лучше всего исследовать с использованием да в гематит. Например, в юго-западных
метода сканирующей электронной микро- районах США, в аркозовьгх песчаниках пер-
скопии в сочетании с рентгенофлюорес- вого цикла с возрастом от современного до
центным анализатором (для определения плейстоценового и далее до плиоцен-миоце-
элементного состава) и обычным рентгенов- нового, «покраснение» увеличивается [844].
ским дифрактометром (для идентификации Рассмотренные выше раннедиагенетиче-
аутигенных минералов). Наиболее обычны- ские изменения, происходящие в вадозной
ми аутогенными минералами являются ка- зоне, обобщены на рис. 28.4. Неизвестно,
лиевый полевой шпат (рис. 28.5, в), цеолиты, что случится с диагенетической структурой
смешанослойный иллит-монтмориллонит, в процессе уплотнения и погружения, одна-
кварц, гематит и кальцит. Все эти мине- ко вероятно, что все поровое пространство
будет постепенно заполнено и что аути-
генные и инфильтрованные глинистые ми-
нералы постепенно соединятся в «гли-
нистый цемент» смешанной природы. До
тех пор пока гематитовые ободки не обра-
Рнс. 28.5. Микрофотографии, иллюстрирующие континентальную вадозную зону аридного диагенеза в аллювии первого цикла а-микрофотография шлифа, на которой видно растворенное по периферии зерно плагиоклаза (Pl) с пустотами
стут кварцем или полевым шпатом, они могут быть восстановлены; в этом случае диагенетическая красная окраска уничтожится При уплотнении изменится состав иллита,
растворения (dv) и глинистой поверхностью (cs), отмечающей первоначальные очертания зерна Масштабный отрезок равен 250 мкм Плиоценовый фангломерат, Нижняя Калифорния, б-микрофотография шлифа, показывающая зер-
и в конечном счете, если погружение будет достаточно глубоким или если будет наблюдаться поток кислых поровых растворов, он преобразуется в каолинит.
но плагиоклаза (P), которое неравномерно заместилось глиной (гс). Масштабный отрезок равен 250 мкм. Место взятия образца то же, «-сканирующая электронная микрофотография ярко-
Чистые эоловые пески, сохранившиеся в дюнах, могут также подвергаться диагенетическим изменениям, сходным с описанны-
красного заполняющего поры цемента, состоящего из смеси механически просочившейся глины, аутигенной глины и аутогенного калиевого полевого шпата (AF). Масштабный отрезок равен 5 мкм Место взятия образца то же, г-ска-
ми выше для аллювиальных конусов выноса Образование окрашенной в красный цвет пленки, покрывающей хорошо окатанные зерна кварца, может быть результатом ин-
нирующая электронная микрофотография растворившегося зерна роговой обманки (Но) с хорошо выраженными «иголочками» и пустотами растворения (dv). Масштабный отрезок равен 50 мкм Место взятия образца то же. (Фотогра-
фильтрации после пустынных бурь принесенной ветром пыли. Вслед за пленкой на поверхности зерен могут образовываться эффектные наросты кремнезема (рис. 28.6)
ф и и Т. Р. Уокера [846])
[855, 856]. Образование наростов, имеющих
344
Часть 3
ту же оптическую ориентировку, что и сами зерна, определяется атомной структурой и ориентировкой кристаллов обломочных зерен. Рост начинается с появления многочисленных ориентированных ромбоэдрических и призматических выступов на поверхности зерен Соединение и перекрытия выступов приводят к образованию крупных кристаллических поверхностей, форма которых зависит от первичного расположения выступов по отношению к внутренним кристаллографическим осям; при этом особенно велика скорость роста вдоль оси с Источником вторичного кварца, по-видимому, является кремнистая пыль, образующаяся в процессе эоловой абразии. Полагают, что эта пыль растворяется щелочными грунтовыми водами пустынь, а затем во время испарения из раствора выпадает кремнезем. Такой процесс по своему воздействию на устойчивые дюны, прежде связанные с доголоценовыми системами ветров, сегодня является наиболее эффективным.
Поверхностные и залегающие на небольшой глубине корки, описанные выше, образуют силкреты (см. гл. 30). Если пески пустынь выдуваются ветром до местного высокого уровня грунтовых вод, то галит и гипс могут локально осаждаться в виде цемента. Такое осаждение является частью процесса развития междюнных себх (гл. 17).
Как кремнистая, так и эвапоритовая цементация в эоловых песчаниках может резко ухудшать коллекторные свойства пе-
счаных осадочных тел, служащих при отсутствии цементации прекрасными коллекторами нефти и газа. Однако, с другой стороны, раниедиагенетическое обрастание частиц кремнистым цементом может в значительной степени предотвращать уменьшение пористости при уплотнении
В заключение следует отметить, что в континентальных песчаных и гравийных отложениях в случае глубокого их захоронения в осадочных бассейнах могут встречаться дополнительные фазы цементации и растворения Эти процессы рассмотрены в следующем разделе.
28е. Диагенез песков на (лубипе. Диагенез песков при погружении представляет собой чрезвычайно сложный процесс. Это обусловлено тем, что конечный продукт зависит от первоначального состава песков, среды отложения, характера переслаивающихся осадков, состава формационных вод, а также от глубины погружения Это лишь
Рис. 28.6. Наросты на зернах кварца а-тонкие шлифы монокристаллических и поликристаллических зерен кварца с наростами Обратите внимание на одинаковую оптическую ориентировку наростов с соответствующими субкристаллами в поликристаллических зернах (вид при скрещенных николях), б-совершенные монокристаллические наросты, имеющие форму от бипирамидальной до призматической Обратите внимание на округлые очертания обломочного кварцевого зерна (D) (Все фотографии из работы [855])
Монокристаллические
Поликристаллические
и
(б)
345
Диагенез: преобразование осадка в породу
Рис. 28.7. Сканирующие электронные микрофотографии аутигенных глин, образовавшихся в поровом пространстве песчаников а-пакетные агрегаты каолинита с псевдогексагональными очертаниями отдельных пластинок Эоценовые песчаники Фрио, Техас, б-аутигенный иллит с необычно длинными лейстовидными отростками Пермские ротлигендские песчаники, Северное море, в-сотовые формы роста хлорита в виде покрова на песчаных зернах. Темные пятна на зернах-точки контакта между соседними зернами, из которых некоторые откололись в процессе подготовки образца. Юрские песчаники Hopфлет, Флорида, г-смешанослойный смектит-иллит, имеющий форму кристаллов, очень сходную с формой кристаллов чистого иллита-с короткими лейстовидными отростками. Меловая группа Месаверде, Колорадо. (Все фотографии из работы [876].)
некоторые из всего многообразия контролирующих факторов. Два процесса можно назвать преобладающими: а) изменение, растворение и механическое уплотнение структуры зерен и б) рост (и иногда растворение) в поровом пространстве осажденных из раствора минералов цемента (рис. 28.7). Важным является тот факт, что песчаные горизонты служат каналами миграции для вод, выжимаемых из соседних уплотняющихся иловых толщ (см. рис. 27 11) Следовательно, источник ионов, участвующих в процессе (б) (рис. 28.8), может находиться вдалеке от порового пространства, в котором происходит цементация.
В процессе захоронения зерна полевых
346
Часть 3
шпатов и обломки вулканических пород особенно склонны к изменению и растворению под действием кислых формационных вод [802]. Полевые шпаты разрушаются до иллита и далее до каолинита с высвобождением Si4+ и К + . В скважинах, пробуренных в песчаных отложениях побережья Мексиканского залива, калиевый полевой шпат редко встречается ниже глубины ~ 2,5 км (рис. 28.9). В ходе процесса погружения обломки основных вулканитов разрушаются до смектитов, а вулканические стекла расстекловываются. Позднее из растворов поровых вод могут кристаллизоваться цеолиты Они были использованы для создания шкалы относительной глубины погружения
В глинистых прослоях минералы от смектита до иллита
Обломочный калиевый пей левой шпат и продукты pjjpyuieHHH слюг
0
SO
100
150
200
Температура, 0 C
Рис. 28.8. Схематическая диаграмма, показывающая, каким образом в процессе диагенеза вследствие реакций между межслоевыми кластическими глинистыми минералами и обломочными полевыми шпатами происходит поступление ионов (большие стрелки), участвующих в цементации песчаников [94]
метаморфических зон [351, 623]. Таким образом, у песков, первоначально обогащенных полевыми шпатами или обломочным материалом, значительная доля твердых минералов будет разрушена до мягких агрегатов глинистых минералов, которые в процессе уплотнения будут постепенно образовывать глинистый цемент, резко уменьшающий проницаемость песков. Сходная судьба ожидает первоначально мягкие глинистые интракласты и обломочные чешуйки слюд, которые окружают
обломочные зерна кварца. Формирование диагенетического цемента имеет большое значение с точки зрения проницаемости, классификации песчаников (разд. 28з), а также интерпретации структур [599].
Поступление кремнезема в раствор за счет разрушения калиевых полевых шпатов, а также за счет преобразования смектитов в иллит в ассоциирующихся илах может приводить к образованию осадков из кремневого цемента, а также наростов на ранее существовавших зернах кварца [485]. Такие наросты могут быть внешне идентичны наростам, возникшим в процессе приповерхностного вадозного диагенеза в условиях семиаридного и аридного климатов. Однако формированию наростов при диагенезе на глубине во многих случаях препятствуют раннедиагенетические глинистые пленки на зернах; для вадозных образцов это не характерно. Раннее образование кварцевых наростов резко уменьшает вероятность более поздних сокращающих пористость процессов растворения под действием давления вплоть до глубины захоронения 4-8 км.
Свыше 90% всех песчаников содержат аутигенные глинистые минералы (рис. 28.7), образовавшиеся в порах в процессе диагене* за [876]. Монтмориллонит, смешано* слойные глинистые минералы и хлорит могут отлагаться в поровом пространстве на| самых ранних стадиях диагенеза, вблизи по| верхности раздела морская вода-осадоЦ Особенно подвержены изменению, поч сразу же под поверхностью раздела, пе обогащенные обломками основных вул нических пород. На глубинах захоронен свыше 2,5 км смешанослойные глинис минералы преобразуются в иллиты. этом K + поставляется за счет опис выше разрушения калиевых полевых тов. Если в толще присутствуют кис формационные воды или если в пески в I цессе подъема поступают метеорные во| то глинистый цемент будет предст каолинитом. Последующее погружу и поток щелочных поровых вод могут 1 водить к иллитизации. Во многих нефтя бассейнах британского сектора Северн^ моря миграция нефти происходила раш ' чем последующая иллитизация. Поэт в заполненных нефтью порах присут аутогенный каолинит, тогда как в порах |
347
Диагенез: преобразование осадка в породу
же нефтяной зоны имеется аутогенный иллит [773, 334]. Совершенно очевидно, что нефть «защищала» каолинит от воздействия обогащенных калием формационных вод. Исследования в США на побережье Мексиканского залива [94] показали, что в диапазоне между 3 и 4,5 км с увеличением глубины захоронения содержание каолинита постепенно уменьшается, тогда как содержание хлорита в пределах примерно того же интервала становится больше (рис. 28.9) Такое распределение предполагает реакционную связь между этими двумя минералами, причем необходимый избыток Fe2 + и Mg2 + поступает в результате иллитизации смектитов и смешанослойных глинистых минералов (рис. 28.4).
Песчаники, сцементированные карбонатами,-явление относительно обычное. Часто карбонаты выступают в роли главного цементирующего материала, который сокращает поры и проницаемость во многих пе-
Рнс. 28.9. а, б-изменения содержаний первичнокластической (кальцит, калиевый полевой шпат, каолинит) и диагенетической (хлорит) фаз, наблюдаемых в более чем пятикилометровом разрезе, полученном при бурении морских илов и песчаников олигоцен-миоценового возраста в США на побережье Мексиканского залива [387].
счаных коллекторах углеводородов (см., однако, разд 28ж), имеющих как важное, так и относительно подчиненное экономическое значение. Кальций, железо и магний поставляются мигрирующими поровыми флюидами в результате преобразования смектитов в идлит в смежных уплотняющихся алевритово-глинистых толщах. Обычными минералами карбонатного цемента являются кальцит, железистый кальцит, железистый доломит, анкерит и сидерит. В большинстве случаев они представляют собой довольно поздние фазы. В песчаниках Уилкокс в США на побережье Мексиканского залива [93] кальцит замещается анкеритом на глубинах захоронения свыше 2,5-3 км, что соответствует температурам около 120°С. Анализы изотопного состава (рис. 28.10) показали, что эти анкериты относительно обеднены как изотопом кислорода 18O, так и изотопом углерода 13C. Обеднение 13C, по-видимому, обусловлено тем, что CO2 образуется в результате декарбоксилации органического вещества, присутствующего в смежных пластах алевритово-глинистых пород. Низкое значение S18O указывает на сходство с полем гидротермальных доломитов (рис. 28.10).
Значение илов как «доноров» ионов д л я це-
ментации пористых песчаных отложений
Кальцит
\ Калиевый полевой
^
шпат
IO
20
30
Калиевый полевой шпат (%) - кальцит (%)
348
Часть 3
Кальцит
-
формации Уилкокс
ие -
Анкерит \ . * • \ фор-
-
мации УилкоксЧ' / V
Пресноводный
_ ДОЛОМИТ/-"^
~ Mop- V4V
ские \J "доломиты
.I ( +2 О - 2
S18Op
Низкотемпе^^~--ч
турные гидротер- J мальные " . /
. доломиты
Illl
-10
Рис. 28.10. Содержание стабильных изотопов кислорода и углерода в карбонатном цементе морских и дельтовых песчаников погребенной части формации Уилкокс, эоцен, юго-западный Техас [94]
подчеркивается обычным обогащением карбонатами вблизи контактов алевритовоглинистых пород и песчаников, а также преобладанием карбонатов в большинстве маломощных пластов песчаников, переслаивающихся с пластами алевритово-глинистых пород.
Растворение под действием давления преобразует некоторые границы зерен в вогнуто-выпуклые и микростилолитовые контакты. Образованию микростилолитовых контактов, по-видимому, способствует присутствие на поверхности зерен тонких иллитовых оболочек. Они ускоряют диффузию ионов, которая определяет скорость процесса растворения под действием давления.
28ж. Вторичная пористость и диагенез песчаников. Помимо первичной пористости,
являющейся результатом неполного заполнения минералами цемента имеющегося порового пространства, существует и вторичная пористость. Она может возникать в ходе процесса диагенеза песчаников под действием ряда механизмов (см. обзор Шмидта и Мак-Донадца [706]) (рис. 28.11). Вторичная пористость может образоваться на любой стадии процесса диагенеза, однако, по-видимому, ее развитие наиболее эффективно во время диагенеза при глубоком захоронении вслед за растворением карбонатных цементирующих минералов-кальцита, доломита и сидерита (рис. 28.12, 28.13). Такая декарбонатизация представ вляет собой следствие реакций декарбокси* лации с участием органического вещества; Выделяющийся диоксид углерода, соединяясь с формационными водами, приводи? к образованию кислых растворов. Высвобгё ждающиеся при этом в больших количествах растворенные ионы Mg2 + , Ca2 НСО3 и COf ~ в процессе уплотнения мщ гут мигрировать вверх и вновь осаждаться^ из раствора в составе карбонатов цемент| в более высоко залегающих отложен По-видимому, первичная миграция углей дородов (гл. 31) следует сразу же за циями декарбонатизации. Это обуслов тем, что основное количество углеводор дов генерируется вслед за кульминацией л карбоксилации. Таким образом, тесная i
Рис. 28.11. Схематические рисунки, пок щие происхождение вторичной пористости вЭ счаниках /-карбонат или сульфат; 2-це] 3-зерна кварца; 4 - растворимый замеп материал; J-пористость [706]
Образование трещин
__ \\ \^ ЩШ
\ч < ЖШФ
Растворение
M
цемента
OQ 0 О
Q
LsSa
Уменьшение объема
Растворение зерен
А»
Растворение при
• Ш И — J
*
P
Р>
\
/ '
349
Диагенез: преобразование осадка в породу
социация нефтематеринских пород и породколлекторов благоприятствует накоплению углеводородов во вторичном поровом пространстве. Это поровое пространство создается на глубинах, значительно превышающих общепринятые глубинные пределы эффективной первичной пористости.
28з. Классификация песчаников. Наиболее полезной классификацией песчаников является бинарная, основанная как на среднем составе зерен, так и на структуре песчаников (рис. 28.14). Поэтому при такой классификации состав цемента песчаников не принимается во внимание, однако может быть описан как дополнительный признак Например, песчаник, сцементированный кальцитом, может быть назван известковистым песчаником. Состав песчаников представляют в виде треугольной диаграммы, учитывающей три основных компонента* кварц, полевые шпаты и обломки
Рис. 28.12. Диаграмма, показывающая различные механизмы диагенеза, происходящего при погружении кварцевых аренитов. Величины отражательной способности витринита свидетельствуют о постепенной интенсификации диагенеза (см. гл. 31) [706].
пород [218, 635]. К аренитам относится основная группа песчаников, имеющих в своем составе менее 15% тонкодисперсного вещества цементирующей массы, т. е. арениты сложены хорошо отсортированным материалом. Аркозовые, лититовые и кварцевые арениты обогащены соответственно полевыми шпатами, обломками пород и кварцем. Кварцевые арениты (синоним «ортокварциты») относятся к наиболее зрелой подгруппе песчаников и часто представляют собой мультицикличные отложения (гл. 1). Лититовые песчаники в свою очередь можно подразделить в зависимости от состава содержащихся в них обломков пород.
Вторая основная группа песчаников представлена вакками, в которых на долю цементирующей массы приходится более 15%. «Граувакка»-устаревший общий термин, используемый при описании вакк в целом. Вакки подразделяются на полевошпатовый, лититовый и кварцевый типы, обогащенные соответственно полевыми шпатами, обломками пород и кварцем. Дальнейшее подразделение лититовых вакк возможно в зависимости от состава содержащихся обломков пород. При увеличении содержания тонкодисперсной цементирующей массы вакки переходят в песчанистые алевритово-глинистые породы ( > 50% цементирующей
Витринит
0,4
0,8
J - —J
-L.
I
1,5
3,0
I
Механическое уплотнение
Диагенез кварца |
^^^^^^^^
Осаждение карбонатов ь.
Растворение карбонатов
^SrZ'^Tf?
с-
Декарбоксилация
Образование жидкой углекислоты
Уменьшение пористости '^"^'ЩШ.,,
•'Vf^
350
Часть 3
массы) и далее в алевритово-глинистые породы ( > 75% цементирующей массы).
До сих пор мы не рассматривали термин
цемент, или цементирующая масса. Снача-
ла представим диапазон размера частиц цементирующей массы. Некоторые авторы склонны ограничивать это понятие частицами истинно глинистой размерности (т. е. менее 4 мкм), которые под обычным оптическим микроскопом в основном неразличимы как отдельные зерна. Другие считают верхний предел размеров частиц более высоким, в основном около 20-30 мкм (т е. середина диапазона алевритовой размерности). Последний диапазон размеров частиц, вероятно, является более предпочтительным, поскольку, как отмечалось выше, средний размер зерен алевритово-глинистых пород близок к среднеалевритовому по шкале Уэнтуэрта; кроме того, приведенная выше классификация предусматривает разделение между вакками и алевритовоглинистыми породами.
Дискуссия относительно происхождения материала цементирующей массы в вакках [179] привела к так называемой проблеме граувакк. После появления теории турби-
дитных потоков многие геологи стали отождествлять древние граувакки с песчаниками с примесью илистого материала, отложившимися посредством турбидитных потоков. Несмотря на то что преобладающая часть палеозойских турбидитов действительно имела вакковый состав, позднее было доказано, что некоторые современные и третичные турбидитные песчаные отложения представляют собой арениты с резким
Рис. 28.13. Диаграмма, показывающая связь ме-
жду стадиями диагенеза, происходящего при за-
хоронении кварцевого аренита, и вторичной по-
ристостью, создаваемой за счет выщелачивания
первичных карбонатов и вторичного карбонатно-
го цемента [706], [Эогенез-процессы, происхо*
дящие в период воздействия на осадок поверх-
ностных и приповерхностных агентов, мезоге?
нез процессы, протекающие в осадках и пора-
дах, начинающиеся после эогенеза и продолжаю-
щиеся до тех пор, пока осадки вновь Htf
поднимутся на поверхность, где подвергаются
воздействию поверхностных агентов С опреде*,
ленной степенью условности эогенез соответ*
ствует раннему диагенезу, а мезогенез - позднеЩ
диагенезу и катагенезу (до гипергенеза) советски!
геологов -Прим ред]
-¾
0 Первичная пористость
При механическом уплотнении При химическом уплотнении
'Зогенетичный карбонат7Г*> Вторичная пористость
. Осадочный кварц •
Незрелая
Полузрелая
Зрелая А
Зрелая В
Стадии диагенеза по мере погружения
Сверхзрелая
351
Диагенез: преобразование осадка в породу
Субаркоэовый песчаник
25,
Полевой шпат
Рис. 28.14. Классификация песчаников [218, 635] Обратите внимание на то, что цементирующий материал может иметь первично-кластическую или диагенетическую природу Каким бы ни было происхождение в отдельных случаях, цемент остается основной составной частью рассматриваемого песчаника и поэтому его следует включать в любую описательную классификацию.
дефицитом цементирующего материала. Однако недавние исследования турбидитов в Тихом и Атлантическом океанах показали, что многие из них содержат существенные количества первичного пелитового и алевритового материала цементирующей массы. Можно также показать, что и многие нетурбидитные песчаники являются вакками.
Проблема может быть решена, если допустить, что материал цементирующей массы в вакках имеет диагенетическую природу, о чем вкратце говорилось выше (разд. 28е). Как разрушение и уплотнение обломков ПОРОД и минералов, так и образование глинистых минералов способствуют образованию диагенетического материала цементирующей массы. Различить первичный
и вторичный материал цемента в древних песчаниках чрезвычайно трудно [210].
При рассмотрении состава и структуры древних песчаников, особенно глубоко захороненных, читателю следует быть предельно осторожным в выводах, касающихся их источника и механизма осаждения. Во многих случаях современные свойства песчаников больше расскажут о диагенетической истории, нежели о подлинном источнике или механизме их осаждения. Поэтому при исследованиях, имеющих своей целью установить источник древних пород, следует концентрировать внимание на идентификации сохранившихся «ключевых» зерен-индикаторов источника, а не на абсолютной или относительной распространенности полевых шпатов или обломков пород.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Много полезных статей по различным аспектам диагенеза кластических отложений можно найти в сборнике под редакцией Шолле и Шулгера [710], а также в журнале J. Geol Soc. London, 135, 1978.
352
Часть 3
29
Карбонатные отложения
29а. Введение. На первый взгляд диагенез карбонатных отложений по сравнению с диагенезом терригенных кластических отложений протекает гораздо проще. В отличие от терригенных отложений, обладающих сложным химическим и полиминеральным составом, первичные зерна карбонатного осадка представляют собой просто CaCO3 морского происхождения, и при своем диагенезе они чаще всего будут находиться в растворах, также образованных из морской воды. Можно думать, что постепенное погружение такой диагенетической системы приведет к вполне определенным преобразованиям, зависящим от глубины и обусловленным последовательным фракционированием поровой воды.
Однако за этими рассуждениями скрываются значительно более сложные процессы. Ведь в отличие от кварца карбонат кальция в различных условиях на поверхности Земли и в близповерхностных обстановках легко растворим и так же легко выпадает в осадок. Полиморфные модификации CaCO3-арагонит и кальцит (последний с переменным содержанием MgCO3) в разных диагенетических областях характеризуются разными полями устойчивости. Усвоение или, наоборот, продуцирование CO2 связаны с такими органическими процессами, как фотосинтез и бактериальное разложение, поэтому равновесие карбоната зависит от степени участия органики, в особенности в микролокальной обстановке порового пространства или кавернозности, которые характерны для условий диагенеза ниже поверхности раздела вода-осадок. Выпадение в осадок арагонита управляется кинетическими факторами, а не ионными концентрациями поверхностных и близповерхностных вод, как это должно было бы быть по логике вещей. Во многих осадочных
толщах карбонатные отложения подстилаются или перекрываются пластическими глинами, а также переслаиваются с ними, так что в ходе диагенеза и погружения источник ионов, поступающих в поровое пространство карбонатов, каждый раз мог быть совершенно самостоятельным.
Можно, однако, с уверенностью считать,
что, несмотря на все эти сложности, иссле-
дование диагенеза карбонатных отложений
по ряду причин, которых мы не будем здесь
касаться, продвинулось гораздо дальше по
сравнению с изучением обломочных отло-
жений. Конечно, определенную роль здесь
сыграло привлечение методов изучения изт
вестняков в прозрачных шлифах, примене-
ние методики травления для диагностика
карбонатов, использование стабильных изо?
топов, обнаружение в современных тропиче*
ских областях многочисленных продуктов
раннего диагенеза карбонатов и, наконец^
признание важного значения карбонатного:
цемента в сокращении пористости и прони-
цаемости основных коллекторских свойст!|
известняков.
^
Прежде чем подробно рассмотреть раз| личные обстановки карбонатного диагенез» кратко перечислим основные свойства кащ бонатных зерен, которым предстоит и е н ) тать диагенез в субтропических карга! натных провинциях. Биогенные зерна могШ состоять из низкомагнезиального кальция высокомагнезиального кальцита и арагоДЙЙ та. Одни раковины имеют лишь повешН ностный слой микрита, а другие целюЙИ сложены микритезированным агрегатан В арагонитовых пеллетах отмечается неЩЯ торая литификация как следствие КРИСЗДИ лизации арагонита в микропорах. В арЙИ нитовых осадках, кроме того, видна раздЯИ ная степень внутренней микритизации, I f H j водящей к частичному нарушениюДИ
353
Диагенез: преобразование осадка в породу
первичных внутренних структур -концентрической и радиально-лучистой. Близповерхностные карбонатные илы в обстановке спокойной воды состоят из арагонитовых игл различного происхождения* одни образуются при разложении водорослей, а другие хемогенным путем, при выпадении в осадок из морской воды. Валовой изотопный состав карбонатных осадков приблизительно соответствует б18O = —2 и 813С = + 2 (рис. 27.5), но из-за изотопного фракционирования, связанного с влиянием органики, имеют место определенные его вариации, в частости в микритовом поверхностном слое б13C больше, чем в арагоните самих раковин.
296. Ранний диагенез метеорной области. В результате падения уровня моря, тектонического поднятия или отступания береговой линии морские карбонатные отложения могут быть выведены на дневную поверхность (см. гл. 23). В настоящее время существуют многочисленные районы, где из-за падения уровня моря или поднятия суши испытывают метеорный диагенез плейстоценовые осадки и, частично, литифицированные известняки. Как уже упоминалось, в области метеорного диагенеза выделяются две
зоны: вадозная, или субаэральная, и фреати-
ческая. Субаэралъный диагенез в значитель-
ной степени сводится к растворению и переотложению неустойчивых карбонатных минералов (высокомагнезиального кальцита и арагонита), которые осуществляются водой атмосферных осадков, проникающей сквозь почвенный покров. Эта вода практически находится в равновесии с почвой в отношении содержания CO2, причем парциальное давление CO2 в почвах выше, чем в атмосфере [822] Чтобы достичь этого равновесия, кислые воды растворяют CaCO3. По мере продвижения вниз, в обстановку пониженного парциального давления CO2, из раствора будет выпадать в осадок более устойчивый и менее растворимый низкомагнезиальный кальцит, образующий цемент. Обогащенный изотопом 12C почвенный углекислый газ органического происхождения обусловливает отрицательные значения S13C этого кальцитового цемента. Отрицательные значения S18O определяются равновесием с местными метеорными BO-
M-SI
дами. Хотя, по опубликованным данным, величины этого коэффициента обычно колеблются от — 4 до —10, последние анализы из субаэральной зоны диагенеза острова Барбадос (Малые Антильские острова) показывают, что значения меньше — 6%0 наблюдаются только в образцах карбонатов, непосредственно выходящих на поверхность, тогда как для образцов из керна, взятых далеко от поверхности, они заключены в пределы от — 1 до - 5%0. Таким образом, на графике зависимости S13C от глубины видна устойчивая тенденция к смещению в сторону меньших по абсолютному значению отрицательных величин коэффициента (рис. 29.1).
При детальных исследованиях субаэрального диагенеза (данные Ланда [480], обобщенные Батерстом [64]) плейстоценовых известняков Бермудских островов установлено пять главных стадий изменения первичного карбонатного осадка (рис. 29.2). Первая стадия охватывает образование смеси арагонита, который продуцируют моллюски, кораллы и галимедовые водоросли, и высокомагнезиального кальцита, осажденного фораминиферами, кораллиновыми водорослями и иглокожими.
Вторая стадия включает формирование
rn- G3
CD3
(б)
Jlll I I Illl
-8
- 4
О
6,8Оров.°/оо
I t.. I I I I I I I
-8
-4
О
Б»ЭСр1)В,%0
Рис. 29.1. а-состав стабильных изотопов испытавших диагенез плейстоценовых известняков острова Барбадос (вадозная зона) и голоценовых морских осадков; б-зависимость 13C известняков от глубины (по образцам кериа). J -современные морские осадки; 2-известняки, выходящие на поверхность; 3-известняки из керна скважин [4].
354
Часть 3
,J
,
"Т Т20%
z
— . i
• г
"
I
Аллохтонный цемент
„
щ^.Пористость
Автохтонный*4* цемент
Арагонит
Xl^Mg - кальцит Выщелоченные Mg-кальциты
I
+2+1 О - ] - 2
-3
L 1 IL
-5
-6
-7
Привнос CO3 из почвы с отрицательным 513 С
Рис. 29.2. Зоны метеорного диагенеза (1-5) и их состав; основано на изучении плейстоценовых известняков Бермудских островов [480] и изотопных данных Фридмана [280], обобщенных Батерстом [64]
частично литифицированного, но все еще рыхлого известаяка, в котором в виде интра- и интергранулярного каемочного цемента с умеренно отрицательными величинами S13C и S18O присутствует низкомагнезиальный кальцит. Так как поровое пространство в субаэральной зоне в основном заполнено воздухом, выпадение в осадок карбоната может происходить благодаря дегазации CO2 из капиллярной воды на контактах между зернами. В поровых связках возникает каемочный цемент менисковой формы, а на нижних частях наиболее крупных зерен нарастает цемент типа подвесок Процесс цементации протекает более полно в мелкозернистых отложениях, имеющих максимальную капиллярность [481].
сачивающихся растворов, минуя промежуточную фазу пустот [638]. В субаэральной зоне этот процесс осуществляется через водяные пленки микронной или даже еще меньшей толщины, по одну сторону которых растворяется арагонит, а по другую отлагается кальцит (рис. 29.3). Химический обмен такого элемента, как стронций, с поровыми водами ограничен, поэтому его концентрации в кальците могут возрастать. Структура кальцита кораллов может довольно близко напоминать первичную структуру арагонита, при сканирующей электронной микроскопии продуктов замещения арагонита обильные мельчайшие включения этого минерала обнаруживаются во вновь образованном кальците. Во время четвертой стадии микритовые поверхностные слои раковин (гл. 2) сохраняются в виде устойчивых каркасов, а окаймленные ими арагонитовые части скелета могут быть замещены кальцитом или полностью растворены [62]. В последнем случае микритовые оболочки выступают в роли своеобразных формочек, которые заполняются цементом в более позднюю стадию диагене-
W
Арагонит (тонкоигольчатый)
Калышт (тонкои среднезерннстый)
В третью стадию происходит изменение биогенных частиц, связанное с переходом высокомагнезиального кальцита в низкомагнезиальный. Оно сопровождается лишь незначительной утратой деталей структуры раковины, хотя этот процесс представляет собой полное перераспределение всех ионов кристаллической решетки, а не просто замену Mg2 + на Ca2 + . Это доказывается тем, что кислород и углерод низкомагнезиального кальцита находятся в изотопном равновесии с вадозными диагенетическими водами
и Ионы L
Растворение
Кристаллизация
(б)
•Мел'
Арагонит | | (тонко- S игольчатый) о.
4
1 I
U
Ионная диффузия
Растворение
2 Кальцит I (крупнозврш^и
I
щ
Xjnl Кристаллизацией
Четвертая стадия включает локальное растворение арагонита и переотложение карбоната в виде низкомагнезиального кальцитового цемента, а также кальцитизацию арагонитовых раковин на фронтах про-
Рис. 29.3. а-схема превращения в кальцит посредством мембраны с хороп хранностью коралловой скелетной стру] б - т о же через фазу «мела» с относительна хой сохранностью коралловой скелетной г туры [638].
355
Диагенез: преобразование осадка в породу
цементом и зернами (рис. 29 5). Субаэ-
ральный диагенез такого рода обычно рас-
сматривается как очень быстрый процесс,
до полного завершения которого проходит
всего несколько тысяч лет. Однако во мно-
гих районах высокомагнезиальный кальцит
и арагонит сохраняются в этих условиях
в течение 100000 лет, особенно там, где до-
ступ грунтовых вод ограничивается про-
пластками непроницаемых кластических
или карбонатных илов. Как будет показано
ниже, метеорный фреатический диагенез
протекает гораздо быстрее по сравнению
с субаэральным.
Прежде чем закончить характеристику
субаэрального диагенеза, необходимо крат-
ко рассмотреть процессы, происходящие
в самом поверхностном слое вадозовой
зоны, для которого наиболее типично раз-
витие кальцитизации. При этом на субстра-
те карбонатных пород или осадков обра-
зуется калине-известковый материал вто-
ричной почвенной аккумуляции, который,
со временем проникая все глубже и стано-
вясь более интенсивным, создает свое-
образные мощные разрезы. На поверхности
выходов водонепроницаемых пород или на
их границе с почвой возникает характерная
тонкослойная корка микрита мощностью
до 5 см [348]. Вдоль трещин тонкие про-
жилки и линзочки микрита проникают
в глубь пористого субстрата. Для каличе ха-
рактерны структуры шевронных складок
[35], а для достаточно зрелых разрезов ти-
пично появление субповерхностной зоны
Phc. 29.4. Зарисовки шлифов, иллюстрирующие характер цемента современных карбонатов, а-морской арагонит с волокнистой структурой, образующей равные по толщине каемки (изопахитовой); б-микритовый арагонит или магнезиальный кальцит с равномерной толщиной каемок ; в - внутрилиторальньгй - надлиторальный волокнистый цемент контактного типа; г-внутршгаторальный - надлиторальный волокнистый цемент в виде микросталактитов; д-блоковый кальцит из метеорной зоны и структура растворения; е-метеорная дедоломитизация, ведущая ^образованию вторичных плоскостенных пустот
брекчирования, в которой угловатые или округлые обломки коренных карбонатных пород вмяты в цементирующую массу комковатого микрита. При отложении вокруг таких обломков микритового кальцита образуются вадозные пизолиты диаметром до 10 см (рис. 29.5, д), зачастую имеющие сталактитоподобные наросты в виде микритовых слойков, нарастающих на нижней части пизолитов (рис. 29.4). Вода, просачивающая через вадозовую зону с развитием
каличе, может вымывать обломки кристал-
за или расплющиваются под нагрузкой в хо- ликов вадозового ила и заполнять им поро-
, Де погребения осадка.
вое пространство и пустоты [223, 224]
Пятая стадия завершает образование На некарбонатных подстилающих пороПолностью литифицированной породы дах в условиях полузасушливого климата
f О пористостью около 20% и с преимуще- широкое развитие приобретает калькрет, ственно низкомагнезиально кальцитовым образующий на поверхности протяженные
&
357
Диагенез: преобразование осадка в породу
участки плотных хорошо сохраняющихся корок (duricrust) [310]. Голоценовые калькреты наиболее часто встречаются там, где сумма годовых осадков достигает 100-500 мм и распределяется в течение года более или менее равномерно, без пиков.' Калькреты в основном образуются при отложении карбоната или замещении им других минералов в почвенном горизонте С, в пределах вадозовой зоны, но, как правило, не на поверхности осадконакопления. Преобладающим карбонатным минералом в них является низкомагнезиальный кальцит микритовой и микроспаритовой размерности, хотя в некоторых работах отмечается присутствие и высокомагнезиального кальцита [854]. В шлифах можно наблюдать многочисленные доказательства замещения карбонатом ранее существовавших зерен силикатных минералов, но здесь же могут присутствовать и настоящие структуры цементации и переотложения [854]. По мере объединения отдельных прожилков и мелких стяжений в более крупные мощность калькретового слоя увеличивается. В результате формируется толща, со-
Рнс. 29.5. а-микрофотография шлифа плейстоценового оолитового известняка (эолианита) с частичным растворением арагонита и одновременной кристаллизацией низкомагнезиального кальцита в виде кристаллического цемента в поровом пространстве (николи скрещены) Следует обратить внимание на оставшееся незамещенным поровое пространство (черное) Зона метеорного диагенеза. Бимини, Багамские острова Масштабный отрезок равен 100 мкм (из коллекции Р. Тилла); б-деталь фото 29.5, а, показывающая пустоты растворения во внешнем слое арагонитовых оолитов и выполнение пор кристаллическим низкомагнезиальным кальцитовым цементом; e-необычно мощный (около 12 м), сложенный калькретом разрез, перекрывающий тиллиты Двайка. Богогобе, Ботсвана (фото JL Уоттса); г -хорошо развитый калькрет с удлиненными и изометричными включениями. Нижний древний красный песчаник, Лидией, Глочестершир, Англия; д - гигантский пизолит из четвертичного калькрета. Залив Шарк, Западная Австралия (коллекция Э. Дж. В. Ван дер Граафа); е-фото шлифа вадозных пизолитов, ассоциирующихся с «зарифовыми» фациями рифа Капитан, Уолнат-Каньон, шт. Нью-Мексико, США. Мас^абшлй отрезок равен 500 мкм (коллекция
стоящая из плотного материала с тонкослоистой поверхностной коркой, с вадозовыми пизолитами, признаками брекчирования и разбухания и линзами халцедона. Методом радиоуглеродного датирования доказано, что мощные разрезы калькрета имеют возраст по крайней мере 10000 лет [298]. Многие мощные пласты калькрета (см., например, рис. 29.5, в) представляют собой реликты плейстоценовой эпохи, а другие, по-видимому, фиксируют аккумуляцию карбоната в связи с колебаниями климата в плейстоцен-плиоценовое время.
В отличие от метеорной вадозовой зоны фреатическая зона располагается ниже зеркала грунтовых вод и характеризуется обстановкой с заполнением порового пространства пресной водой. Последняя не представляет собой нечто неподвижное и застойное, так как благодаря просачиванию атмосферных зон, стоку грунтовых вод из области питания к области разгрузки и смешению пресной воды с водой морского происхождения поровые воды находятся в постоянной циркуляции. Как уже отмечалось, вследствие постоянного перемещения больших масс воды фреатический диагенез протекает гораздо быстрее по сравнению с субаэральным диагенезом [481]. Это обусловливает образование более крупнозернистого спаритового цемента, состоящего из низкомагнезиального кальцита с размером кристаллов до 250 мкм. Очевидно, разбавленные фреатические воды по мере дегазации CO2 способствуют медленному непрерывному росту крупных кристаллов кальцита. В отличие от этого эпизодическое появление воды в поровом пространстве субаэральной зоны приводит к быстрому росту мельчайших кристалликов из многочисленных центров кристаллизации. Кроме того, во фреатической зоне толщина каемок цемента по всей поверхности зерен бывает одинаковой (цемент изопахитового типа) (рис. 29.4, 29.6,6, г). Отмечается, что, когда цемент полностью заполняет поровое пространство, зерна конечной порции цемента мозаичной структуры плохо скреплены между собой [481], как это следует из теории и многочисленных петрографических наблюдений. Этот факт не имеет пока объяснения.
Изменение скелетного арагонита во фреа-
359
Диагенез: преобразование осадка в породу
тической зоне протекает иным путем, чем в вадозовой [638]. Между арагонитом и замещающим ею кальцитом в этом случае возникает зона «мелоподобного» арагонита, в которой временно появляется вторичная пористость и откуда из участков растворения диффундируют ионы Ca2+ и COf чтобы отложиться на мозаичном кальците (рис. 29.3,6). Если ионы диффундируют дальше или выносятся грунтовыми водами вообще за пределы системы, образуются крупные каверны растворения, которые видны во многих плейстоценовых, третичных и мезозойских колониях кораллов. Процесс замещения арагонита через «стадию мела» приводит к появлению однородного крупнозернистого мозаичного кальцита, плохо сохраняющего первичную внутреннюю структуру. Содержания Sr2 + в скелетах, замещенных в условиях фреатической зоны, в отличие от вадозовой зоны низкие и равномерные.
При изучении структур, возникающих в ходе марино-фреатического диагенеза арагонитовых илов, обнаруживаются агрегаты относительно крупных зерен микроспаритовой размерности (от 4 до 50 мкм), погруженных в микритовую основную массу [789]. Под электронным микроскопом видно, что эти микроспаритовые кристаллики в действительности являются зернами цемента, выполняющего мельчайшие пустотки растворения, а не результатом перекристаллизации микрита. Следовательно, ранняя цементация арагонитовых илов частично может происходить во фреатической
Рас. 29.6. а-современный литифицированньш бичрок, Бимини, Багамские острова (коллекция Р. Тилла); б-микрофотография шлифа бичрока, на которой видны водорослевые биокласты, сцементированные изопахитовым микритовым и игольчатым арагонитовым цементом каемочного типа. Николи скрещены Масштабный отрезок равен 100 мкм; в-деталь изопахитового каемочного цемента, г - микрофотография шлифа сублиторального хардграунда; видны пеллеты и разрушенные скелетные обломочные зерна, сцементированные бахромками высокомагнезиальвого кальцита, образующего цемент каемочного тала. Николи скрещены. Черное-оставшееся незамещенным поровое пространство. Масштабный отрезок равен 100 мкм. Персидский залив (коллекция Р. Тилла); д-деталь.
зоне, что предотвращает в дальнейшем их уплотнение по мере захоронения осадка. Эта особенность важна при сравнении поведения кластических и карбонатных илов во время захоронения и погружения, а также установления зависимости пористости от глубины (см. гл. 27).
В данном разделе были описаны изменения химического и минерального составов, а также структуры, наблюдающиеся в области метеорного диагенеза. Эта зона является химически «открытой» и допускает вынос ионов Mg2 + и Sr2 + вместе с другими малыми элементами из высокомагнезиального кальцита при его переходе в низкомагнезиальную разновидность, которая кристаллизуется в равновесии с пресными водами.
29в. Ранний диагенез морской области. На
многих литоралях в областях с тропиче-
ским, субтропическим и умеренным клима-
том встречаются участки неправильной
формы литифицированных карбонатных
осадков песчаной и гравийной размерности,
известные под названием бичрока (рис.
29.6, а). Они залегают в виде пластов непос-
редственно под поверхностью осадка или
в форме частично размытых масс на самой
поверхности и обнаруживают такие призна-
ки эрозии, как ямки растворения, расши-
ряющиеся трещины и механически эродиро-
ванные углубления. Неравномерно сцемен-
тированные пласты бичрока обычно дости-
гают мощности нескольких дециметров.
Иногда в них присутствуют уцелевшие
обломки-следы кораблекрушений и воз-
душных катастроф, происшедших с реак-
тивными самолетами, что доказывает обра-
зование бичрока в самое недавнее время;
это подтверждается данными датирования
радиоуглеродным методом карбонатного
цемента. Последний сложен преимуще-
ственно
игольчатым
арагонитом
(рис. 29.6,6, в) и скрытокристаллическим
высокомагнезиальным кальцитом. Цемент
представлен контактовым менисковым
и микросталактитовым типами (рис. 29.4).
В самой простой гипотезе образования бичрока обращается внимание на то, что между поверхностным осадком, испытывающим частое перемешивание, и глубоко залегающим осадком с застойными поровыми водами располагается слой, в котором ме-
360
Часть 3
ханически устойчивые зерна погружены вильных полостей приписывается разложе-
в морскую воду, частично испаряющуюся нию водорослевых пленок, скоплениям газа,
во время отливов и низких приливов с выпа- сжатию при усыхании и литификации (см.
дением в осадок карбонатов [64, 578]. Эта также гл. 23). При условии достаточной
гипотеза игнорирует вполне очевидную раннедиагенетической цементации такие по-
сложность гидродинамики береговой зоны лости могут сохраняться во время уплотне-
(рис. 29.7), где у береговой поверхности на ния при захоронении осадка и выполняться
пересечении зеркала континентальных вод поздними генерациями цемента.
с поверхностью суши присутствуют также Кроме известных многочисленных приме-
метеорные фреатические воды [335]. Пред- ров литоральной цементации в тропических
полагается, что цементация в форме бичро- и субтропических областях растет число
ка возникает в ответ на смешение ме- пунктов, где надежно доказывается разви-
теорных вод фреатической зоны с морскими тие современной сублиторальной цемента-
поровыми водами, но это не подтверждает- ции в мелководных условиях. Образо-
ся ни теоретически, ни экспериментально. ванные таким путем сублиторальные окаме-
В другой гипотезе [335] утверждается, что нелые участки хардграунда лучше всего
цементация вызвана дегазацией грунтовых описаны в Персидском заливе, где на площади около 70000 км2 и на глубине от 1 до
60 м формируются корки мощностью
0,05-10 м с каемочным цементом изопахи-
тового типа, представленным высокомагне-
зиальным кальцитом с примесью арагонита
(рис. 29.6, г, <)) [757]. Обнажающаяся верх-
няя плоскость такой корки обычно гладко
отшлифована и просверлена или инкрусти-
рована организмами, живущими на твердом
субстрате (рис. 29.8, а, б). Нижняя ее поверх*
Рис. 29.7. Схематический разрез через незамкнутый прибрежный водоносный горизонт. Виден подток метеорных вод к морю и зона их смешения с морскими подземными водами [335]. У В В -
ность, как правило, неровная, с многочисленными норами и ходами илоедов, проникающими внутрь пласта снизу. Пласту сцементированных отложений, по-видимо?
уровень высокой воды; УMB-уровень малой воды
му, формируются вследствие объединения! отдельных литифициро ванных гнезд. Ширс^н
ко развитые системы полигональных трёй
вод, обогащенных CO2 и насыщенных кар- щин ясно доказывают наличие поверхносй бонатом, когда они поступают в прибреж- ного расширения, вызванного межзерновоЦ
ную область, накопив достаточное количе- цементацией.
7jf
ство CO2 в результате разложения почвен- При рассмотрении генезиса хардграундй
ной органики. Дегазация CO2 из концентри- обычно прибегают к гипотезе, согласно к<щ
рованных грунтовых вод в атмосферу торой по мере полного затухания процеряй
обусловлена колебаниями их уровня при перемешивания осадка и падения скоро£$Я
приливах и отливах, играющих роль свое- осадконакопления в мелководных тешШИ
образного насоса. Однако хотя из таких тропических и субтропических морях из щ Я
грунтовых вод и в самом деле выпадает низ- твора может выделяться материал меж- я н
комагнезиальный кальцит, нужно еще дока- внутризернового цемента, вьтолняющЩЯ
зать, что этот механизм способен также вы- поры внутри частиц или между ними. Д | Д
звать выделение арагонита и высокомагне- гим обязательным условием является назиН
зиального кальцита.
чие соответствующих карбонатных затаН
Еще одними структурами, обнаружи- вок. Имеются некоторые данные, указыяЯН
ваемыми в межприливных и надприливных щие на важность ряда органических ф а | Я я
осадках, являются «окна», или структуры ров, в частности фотосинтеза, судя по тс^И «птичьего глаза». Появление этих неболь- что величины 8 13C находятся в предетИ
ших (несколько миллиметров) непра- + 3 - + 4%0 Необходима также ЦиркуДОЧН
361
Диагенез: преобразование осадка в породу
поровой воды с тем, чтобы сквозь ходы илоедов могла осуществляться подкачка морской воды. Многочисленные пласты хардграунда, обнаруживаемые в древних известняках, приурочены к горизонтам, фиксирующим площадные перерывы в осадконакоплении. С ними ассоциируется послойная импрегнация глауконита и фосфатов, и они фиксируют переход от рыхлого осадка к литифицированной горной породе через стадию образования отдельных литифицированных стяжений (примеры, относящиеся к глубоководным морям, рассмотрены в разд. 23з).
Упомянутая модель образования хардграунда в связи с замедлением или перерывом в осадконакоплении в последнее время серьезно опровергается находками хардграунда в самых разнообразных вариантах высокознергетической обстановки в районе банки Эльютера на Багамской платформе [220]. Здесь литифицированные корки мощностью до 10 см развиваются на гребнях и по бокам активно перемещающихся донных форм, причем степень литификации от поверхности вглубь уменьшается. Оолиты в пределах этих корок однородны, они корродированы и сильно микритизированы. Цемент сложен арагонитовыми иглами, образующими каймы равной мощности толщиной 10-100 мкм, с подчиненным количеством микрокристаллического высокомагнезиального кальцита. Важная роль водорослей в его образовании доказывается наличием водорослевых нитей, которые скрепляют и цементируют зерна при кальцификации и последующей кристаллизации микрита. Такое явно аномальное возникновение литифицированной корки в обстановке высокой гидродинамической энергии пока не находит объяснения, хотя оно вполне может быть связано с быстрым разрастанием водорослевых колоний в виде пенообразных матов на неправильных размытых участках поверхности подводных донных форм [734]; эти маты предотвращают волочение поверхностных зерен и способствуют выделению карбоната. Дальнейшее развитие взглядов на генезис хардграунда несомненно будет связано с изучением гидродинамики и особенностей переноса осадка путем Золочения на этих подвижных приливно-отливных донньгх формах.
Другими участками, где наблюдается
мелководная подводная цементация,
являются поры и полости в пределах склер-
актиниевых коралловых рифов [713, 526,
420]. При росте кораллов кверху ниже живу-
щих полипов остаются покинутые организ-
мами полости, заполненные тканью, ко-
торые становятся затем местом накопления
очень тонкого осадка с образованием так
н а з ы в а е м о г о геопеталъного
выполнения
(или текстур «плотницких уровней»), верх-
няя плоскость которого всегда горизонталь-
на. При этом формируются разнообразные
типы цементных структур, в частности ра-
диально-лучистые и сферолитовые струк-
туры арагонита и микрокристаллическая
структура высокомагнезиального кальцита.
В таких рифах на цементацию несомненно
влияет распад органического материала,
вызывающий рост щелочности, хотя более
важную роль, по всей вероятности, играет
механизм «подкачки», посредством которо-
го морская вода может циркулировать вну-
три пористого рифового каркаса. Скорее
всего, этот механизм обусловлен приливно-
отливными или волновыми силами, и
в этом смысле особенно важен тот факт, что
максимальная степень литификации обычно
наблюдается в пределах той части рифа, ко-
торая обращена в сторону моря, где сквоз-
ное просачивание и заполнение водой поро-
вого пространства наиболее эффективны
(см. также разд. 23з).
Вместе с многочисленными примерами мелководной морской цементации в последнее время появляется много данных о современной литификации глубоководных океанских пелагических карбонатных осадков (см. также гл. 23). Это особенно справедливо для частично закрытых морских бассейнов, таких, как Красное и Средиземное моря, на дне которых возможно образование сверхсоленых горячих вод, что отчасти связано с близостью к центрам спрединга [578]. Арагонитовые и птероподовые осадки сцементированы здесь волокнистым и скрытокристаллическим арагонитом, тогда как кальцитовые осадки, сложенные раковинами планктонных фораминифер, цементируются высокомагнезиальным кальцитом. В общем же арагонитовый цемент в глубоководных осадках довольно редок из-за того, что выпадение этого минерала сдерживается низкой температурой и относительно низким рН. Интересен пример цементации
362
Часть 3
высокомагнезиальным кальцитом нодулей, растущих в пелагических карбонатных осадках Средиземного моря; причиной этого послужили высокая температура, высокая соленость и низкая скорость седиментации [593]. Такие горизонты часто покрыты корками и пронизаны ходами сверлильщиков, что наталкивает на любопытные аналогии с предполагаемым ростом литифицированных стяжений и объединением их в твердые корки на сублиторальном мелководье (см. выше о хардграунде), а также с древними нодулярными известняками (например, Кнолленкальк и Аммонитико-Россо).
Подводя итоги, можно сказать, что существуют многочисленные примеры почти современной морской цементации карбонатных осадков, начиная от самой берего-
Рнс. 29.8. а-вертикальный разрез юрского
хардграунда. Плоскость напластования непос-
редственно под головкой молотка включает сцементированные остатки устриц Четко видны по-' лые ходы илоедов, которые, вероятно, была
покинуты вскоре после начала цементации. Д а у ^
тинг-Стоун, верхняя часть нижнего оолита»|
окрестности Бристоля, Англия, б-микрофотхк графия шлифа тонкой микритовой корки, образов вавшейся на коррозионной поверхности харда:
граунда сублиторального (?) происхождения^
(динант). Следует обратить внимание на зарожде| ние на этой поверхности кристаллов кальцита^ Масштабный отрезок равен 100 мкм. Ньюкасл^
Камберленд, Англия, в-микрофотография
•
фа крупнозернистого доломитового спари: с обильными порами. Николи скрещены. Bi прозрачные внешние зоны кристаллов. Mi
табный отрезок равен 100 мкм Магнезиалы
известняк, Везеби, Англия; г, д-микритовые вестняки с хорошо оформленными ромбичес ми кристаллами доломита, ядра которых CJ
жены зернистым кальцитом, образованным
частичной дедоломитизации. Обращает на
внимание объединение зерен кальцита в щ скопления. Формация Джубаила, верхняя центральная часть Саудовской Аравии. N
табный отрезок равен 100 мкм (коллекция Р.
дана).
вой линии вплоть до зоны абисса плато. Следует в то же время подчерк что такая ранняя литификация ско| является исключением, чем правилом. видно, что факторы, препятствующие ] дению карбоната кальция в морских
363
Диагенез: преобразование осадка в породу
(отмеченные в гл. 2), в мелких приповерхностных зонах диагенеза проявляются слабее.
29г. Глубинный диагенез с участием формациоиных вод. В данном случае термин «глубинный» относится к области, испытывающей влияние формационных вод, которые в течение определенного времени не вступают в контакт с водами поверхностного гидрогеологического цикла (см. гл. 27). Эти воды, находящиеся в равновесии с возрастающими с глубиной температурой и давлением, не являются ни чисто пресными, ни чисто морскими и могут образовываться на значительном удалении от мест, где они в конце концов должны будут сыграть активную роль в глубинном карбонатном диагенезе. Процессы, происходящие в зоне глубинного диагенеза, приходится изучать главным образом в древних известняках. Это неизбежно приводит к появлению многочисленных гипотез и нерешенных вопросов. Справедливости ради нужно сказать, что процессы глубинного диагенеза остаются все еще слабо изученными.
В области глубинного диагенеза арагонитовые скелеты и фазы раннего цемента подвергаются разнообразным изменениям. Большая часть арагонита, избежавшего изменений при метеорном диагенезе, теперь все активнее вовлекается в процесс перекристаллизации с участием влаги, при котором, согласно упомянутому выше представлению о пленочных растворах, образуется кальцит, хотя иногда арагонит может сохраняться в 1ечение нескольких миллионов лет При этом тонкокристаллические арагонитовые скелеты и их протеиновое заполнение постепенно превращаются в агрегаты крупнозернистого спаритового кальцита, в котором сохраняются следы ранних включений, подчеркивающие первичную текстуру. Благодаря включениям органического материала кальцит иногда обнаруживает псевдоплеохроизм [396]. Новообразованный крупнокристаллический кальцит характеризуется неправильными волнистыми границами между зернами, которые редко сопрягаются по граням кристаллов [64]. Различные особенности такого рода позволяют отличить новообразованные структуры от первичных структур цемента (см. также гл. 27). Хоро-
шей сохранности скелетного арагонита в древних (более 300 млн. лет) породах способствует обычно наличие непроницаемых богатых органическим веществом илов, в которых полярные молекулы аминокислот, по-видимому, образуют вокруг арагонита предохранительный водоотталкивающий мономолекулярный слой, предотвращающий доступ к кристаллам достаточного количества воды [441].
Арагонитовый каемочный цемент замещается таким же кальцитовым цементом обычно до того, как происходит разрушение скелетов под нагрузкой [61]. Это доказывается тем, что на поверхностях трещин раздавленных раковин кристаллизуется только цемент второй, поздней генерации.
В настоящее время считается, что цемент характерной волокнистой радиально-лучистой структуры является результатом замещения кальцитом ранее существовавших игольчатых агрегатов арагонитового или высокомагнезиального кальцитового цемента [439]. Волокнистые радиально-луч истые агрегаты сложены мозаикой кальцитовых кристаллов с изогнутыми двойниковыми пластинками и с плоскостями скольжения; оптические оси кристаллов сходятся с удалением от стенок пустот, а кристаллы расходятся На вторичный замещенный характер этих агрегатов указывают усеченные полости в ранних литифицированных корках (рис. 29.10), «тени» ранних кристаллов, очерченные определенным расположением включений (рис. 29.9), а также непараллельность границ между кристаллами. Замещение ранее существовавшего игольчатого цемента происходит путем продвижения пленочных фронтов от твердых стенок в глубь материала цемента. Различные другие структуры замещения кальцитом игольчатых кристаллов морского арагонита описаны Маццульо [544].
Обломочный скелетный материал, состоящий из высокомагнезиального кальцита, может в неизмененном виде переходить из области морского диагенеза в область глубинного диагенеза, затем по нему развиваются псевдоморфозы низкомагнезиального кальцита с полным воспроизведением всех деталей первичной скелетной структуры и с отложением ионов Mg2 + в виде отдельных микроскопических включений до-
364
Часть 3
Рис. 29.9. Радиально-лучистый кальцит а-расхождение кристаллов от субстрата и изгиб двойниковых пластин в направлении субстрата, б-схождение оптических осей с удалением от субстрата; в-поперечное сечение, на котором видно радиальное расхождение оптических осей соседних кристаллов; г-характер расположения включений вдоль двойниковых швов и границы субстрата, д-расположение включений между кристаллами. Расположение включений не всегда согласуется с существующими границами столбчатых кристаллов [439].
дии метеорного диагенеза [680], однако такие же величины возможны и для более высокотемпературных процессов в области глубинного диагенеза
Перейдем теперь к рассмотрению все обостряющейся полемики по вопросу диагенеза ооидов. Существуют два основных представления, по-разному объясняющие тот хорошо известный факт, что все современные ооиды сложены арагонитом, а почти все древние-кальцитом Согласно первой гипотезе, первоначально все ооиды были сложены арагонитом, но затем при диагенезе приобрели кальцитовый состав [752]. В настоящее время наиболее древние кальцитовые ооиды обнаруживают довольно хорошо сохранившуюся микроструктуру радиально-лучистых кристаллов кальцита, которую необходимо объяснить сторонникам гипотезы замещения. Такая попытка сделана Шерманом и др. [752], предложившими механизм замещения по шаблону и утверждающими, что замещение происходит между внутренними слоями оолита, обога-
ломита [516]. Установлено, что скелетные
обломки, представленные высокомагнезиальным кальцитом, обычно замещаются железистым кальцитом [680]. Это служит
ный цемент
J1L11L117 S
еще одним признаком того, что высокомаг-
незиальный кальцит целиком переходит
в низкомагнезиальную разновидность и что при этом происходит не просто диффундирование ионов Mg2+ из кристаллической
Ходы сверлильщиков
J
Эрозионная поверхность
решетки. Из этого вытекает и другое важное
следствие, касающееся расчета времени про-
текания этих изменений в глубинной обла-
сти. Ионы двухвалентного железа из поровых жидкостей морского происхождения принимают слабое участие в раннем диагенезе, так как восстановление сульфатов ве-
(в)
Последующий осадок Радиально-лучистый кальцит
дет к вовлечению железа в образование
сульфидных минералов. Из этого следует,
что замещение железистым кальцитом вы-
сокомагнезиального кальцита скелетного Ряс. 29.10. Схема образования полости со
обломочного материала может иметь место только во время глубинного диагенеза, когда эти процессы уже не ограничивают привнос необходимого количества железа. Считается, что величина S18O, равная для железистых кальцитов — 5,4%0, указывает на протекание процессов замещения на ста-
занной верхней частью и ее последующее i нение радиально-лучистым кальцитом, алостъ, выполненная внутренним и волокнистым арагонитовым цементом; б - э зия материала выполнения полости и его KOg зия сверлильщиками, «-возобновление накопления, сопровождающееся замен арагонитового цемента радиально-j кальцитом [438]
365
Диагенез: преобразование осадка в породу
Концентрические слои клейкого
вещества
клейкого матрикса Кристаллы кальцита, раздвигающие клейкое
вещество с образованием радиальных герегородок
Рис. 29.11. Схема, иллюстрирующая гипотезу диагенеза ооидов «по шаблону» [752].
щенными органическим веществом, и выражается в растворении арагонита, рассеянного среди органического материала, вслед за которым сразу начинается выделение кальцита, нарастающего радиально на концентрических липких сферических слоях (рис 29 U). Существенный недостаток этой гипотезы состоит в том, что предложенный механизм замещения полностью противоречит тому, что наблюдается во всех остальных арагонитовых аллохемах, которые действительно замещаются кальцитом, а именно крупному размеру кристаллов кальцита, реликтам органики, доказывающим неспособность слоев органического материала определять направление роста кристаллов, и отсутствию признаков четкой ориентировки кристаллов.
Целый рад других петрографических данных указывает, что мнение [777], согласно которому наиболее древние оолиты были сложены кальцитом радиально-лучистой микроструктуры, не может считаться общепринятым [700, 864]. Наблюдения над расплющенными оолитами свидетельствуют о том, что их арагонитовые ядра исчезли, растворившись при раннем диагенезе с образованием полых овальных скорлупок, которые растрескивались в ходе диагенеза захоронения (рис. 29.12). То, что современный кальцитовый состав и его форма являются первичными, подтверждается следующими структурными данными, а) заполнение кальцитом пустот начиналось только после уплотнения, а к этому времени скорлупки были упругими; б) если скорлупки были первоначально арагонитовыми, то почему они не растворились вместе с другими? в) трещинки сжатия в настоящее время
совершенно параллельны кальцитовым радиальным пластинкам, что указывает на то, что к этому времени структура была уже радиальной; г) иногда трещинки отчетливо пересекают кальцитовые пластинки, указывая тем самым на их существование до образования трещин. Поэтому возможно, что такого рода древние оолиты были сложены высокомагнезиальным кальцитом. Изредка современные кальцитовые оолиты также имеют высокомагнезиальный состав (лагуна Мадре, Большой Барьерный риф).
Как отмечалось ранее (гл. 2), преобладание первично-кальцитовых оолитов в докайнозойское время предполагает пониженное отношение Mg: Ca (2:1) в древних океанах. Эта величина, по-видимому, постепенно возрастала и достигла, наконец, современного значения 5:1, при котором в настоящее время в океанах кристаллизуется не кальцит, а арагонит [700] (см. гл. 2). Возможно, это изменение является результатом общего извлечения кальция из океанов в форме планктонных фораминифер и кокколитов, развитие которых претерпело взрыв с позднего мезозоя.
Pnc. 29.12. Диагенез ооидов типа «яичной скорлупы» Видно, как первичная радиально-лучистая структура (а) реагирует на нагрузку при захоронении (б) [864]Г
366
Часть 3
Следующий момент, который мы обсудим, касается происхождения так называе-
м о г о цемента второй генерации. У с т а н о в л е -
но, что после кристаллизации ранних фаз, связанных с метеорным и морским диагенезом, остается около 20% порового пространства. Так как во многих древних известняках обнаруживается минимальная пористость (менее 5%), то для того, чтобы поставлять ионы для остальной части цемента, должен существовать весьма важный дополнительный источник CaCO3. Что это за источник, пока не ясно, но прежде, чем приступить к подробному рассмотрению этого вопроса, следует заметить, что величина в 15% дополнительного объема CaCO3, вытекающая из приведенных выше данных, по-видимому, является завышенной, так как она не учитывает факта обнаружения быстрой цементации во фреатической зоне, в процессе которой пористость при раннем диагенезе существенно уменьшается Часто считается, что источником добавочного цемента второй генерации служит растворение под давлением (см гл. 27), при котором в разбавленной форме непрерывно поступают ионы, в конечном итоге формирующие в оставшемся поровом пространстве крупные изометричные кристаллы кальцита второй генерации [398, 655]. Рост крупных прозрачных кристаллов кальцита, очевидно, пространственно не был ограничен, как это обнаруживается в морской обстановке, где высокое содержание Mg2 + , по-видимому, сдерживало кристаллизацию кальцита в пользу образования арагонита [273]. Как уже отмечалось (гл 27), формационные воды обычно намного беднее магнием (Mg/Ca < 1), и, следовательно, механизм, сдерживающий рост крупных кристаллов кальцита, в этом случае работать не будет. Относительно поздний возраст этого цемента доказывается его взаимоотношением с обломками раковин, уже покрытыми каемочным цементом первой генерации. Тот факт, что большая часть позднего цемента в разрезах глинистых известняков имеет состав железистого кальцита [618], служит еще одним доказательством важной роли процесса растворения под нагрузкой в ходе захоронения. Ионы Fe2 + , вероятно, получаются при восстановлении и растворении Fe3 + , адсорбированного чешуйками
глинистых минералов, причем последние ак-
тивно способствуют процессу растворения
под давлением. Вполне вероятно, что кроме
растворения под давлением важную роль
в процессе цементации играет широкомасштабная миграция ионов Ca2 + , Fe2 + , Mg2 + и C O f - , растворяющихся при уплотнении
глубоко погребенных глинистых толщ. Ра-
нее было показано (гл. 28), что в сланцах по-
бережья Мексиканского залива, содержащих до 20% CaCO3 с S13C^O, количество CaCO3 сокращается до нуля с погружением на глубину 3,5 км. Карбонатные формации
часто переслаиваются с такими сланцами
или располагаются по краям впадин выше
их по восстанию. Поэтому кальцитовый це-
мент в оставшихся порах известняков мо-
жет кристаллизоваться в форме фазы желе-
зистого кальцита на небольших глубинах с S13C, близким к нулю, причем дополни-
тельное количество железа будет поста-
вляться в результате описанного выше пере-
хода монтмориллонита в иллит (гл. 28).
Имеются некоторые данные, свидетель-
ствующие о том, что на глубине более
2,5 км формируемый таким путем желези-
сто-кальцитовый цемент постепенно сме-
няется железистым доломитом и анкеритом, а необходимое количество Fe2+ и* Mg2+ получается опять-таки в результате
перехода монтмориллонита в иллит, вызьь
ваемого погружением пород [93].
i
Заканчивая раздел о глубинном диагенезе: известняков, следует рассмотреть поведешг арагонитовых илов (гл. 2) и их превраще:„ в кальцитовые микритовые известняки. К отмечалось ранее, во фреатических услов участки кальцитового микроспар (3-8 мкм) цементируют еще более тонкоз нистые арагонитовые илы. Это придает dL «упругость», достаточную, чтобы свести^ минимума результат сжатия. Повсе! отсутствие в древних кальцитовых тах следов уплотнения (раздавленных рав вин и т. п.) [64] внушает определенное до! рие к утверждению, что широкое разви цементации тонкозернистых карбона пород во фреатической зоне является пл лом, а не исключением. Объяснение про хождения древних микритов затрудняли вопросом об образовании более кру ^ кристаллов микроспаритового кальц» расположенных в основной массе соГ
367
Диагенез: преобразование осадка в породу
но микритовых кристаллов или зерен. Когда агрегаты микрита полностью окружены микроспаритом, что придает им облик пелоидов, такая структура называется грумелезной (grumeleuse). Агрегаты или «глазки» относительно крупных кристаллов обычно интерпретируются как результат перекристаллизации, при которой крупные кристаллы вырастают за счет мелких [64] Процесс такого рода термодинамически выгоден, так как крупные зерна обладают меньшей поверхностной энергией на единицу массы и, следовательно, могут увеличиваться за счет соседних мелких зерен. Этот
процесс агградационного неоморфизма, т е.
увеличения размеров новообразованных кристаллов, в диагенезе должен протекать при участии жидкости, но детали, кинетика и энергетика этих преобразований остаются невыясненными. Действительно, в настоящее время невозможно определить, сколько явно новообразованных микроспаритовых структур в микритах являются результатом растворения зерен в условиях фреатической и морской зон и переотложения в форме настоящего калыдатового цемента.
В отличие от описанных выше первично арагонитовых известковых илов пелагические отложения мела мелового возраста представляют собой группу первично-кальцитовых известняковых илов, образованных посредством аккумуляции громадного числа мельчайших пелагических кокколитов и скелетов пелагических фораминифер в довольно мелководных ( 2 5 0 м) условиях. Отсутствие структур цементации во многих мелах приписывается недостатку нестабильных арагонита и высокомагнезиального кальцита в первичных осадках. Меловые толщи, погруженные на глубину свыше 2000 м, обычно хорошо сцементированы в результате растворения под давлением и переотложения. Отсутствие цементации в ряде глубоко залегающих меловых отложений обычно объясняется значительным количеством ионов магния в поровых растворах, которые тормозят кристаллизацию CaCO3 вокруг детритовых затравок, сложенных низкомагнезиальным кальцитом [606]. В этом случае мы снова сталкиваемся со «сдерживающим механизмом магния — нашего старого знакомого» (гл. 2). Цемент мела, если таковой имеется, представлен
синаксиальным типом, т. е. это кальцитовый цемент, имеющий ту же оптическую ориентировку, что и покрываемые им детритовые зерна. Некоторые хорошо литифицированные меловые толщи, например в Северной Ирландии, характеризуются величиной б18O, равной - 6%0, И признаками того, что цементация протекала под влиянием метеорных факторов под мощными покровами третичных базальтов [708].
Исключением из общего представления о глубинном характере литификации большинства мелов служит появление в пределах многочисленных меловых разрезов маломощных корок хардграунда. Эти горизонты аналогичны описанным выше типам хардграунда, образующимся при диагенезе в мелководной сублиторальной обстановке. Имеется множество фаунистических доказательств их ранней цементации и сопутствующего ей обмеления; эти два фактора находятся в определенной (но пока не выясненной) связи.
29д. Выводы о диагенезе известняков. Древние известняки на своем пути от поверхности к глубинам проходят через несколько областей диагенеза. Эти сменяющие друг друга диагенетические обстановки ведут к появлению последовательных генераций цемента, поддающихся идентификации при стратиграфических и площадных исследованиях отложений. Генерации цемента устанавливаются на основании изучения формы, структуры и состава. Хотя валовые изотопные анализы конечной породы обычно не отражают внутреннюю сложность диагенетаческих процессов, ясно, что изотопный состав углерода для большинства известняков колеблется в довольно узких пределах, близких к нулю (513С й; 0 (±2%0)). Не зная состава отдельных фаз цемента (см., однако, работы [212, 538]) и их точных количественных соотношений во всей породе, довольно трудно сделать однозначный вывод о том, что большая часть известняков морского происхождения полностью сцементирована ионами COf ~ также морского генезиса, но вполне очевидно одно-заметного добавления легкого или тяжелого углерода при этом не происходило [398].
В заключение этих соображений о диагенетаческих процессах, протекающих в из-
368
Часть 3
вестняках, предлагается реконструкция изменений «идеального» юрского известняка из Англии в образном изложении Хадсона [399]-
«Наш известняк отлагался в юрский период в виде карбонатного песка, представляющего собой смесь ооидов, арагонитовых раковин двустворок и гастропод и кальцитовых раковин устриц Он образовывал прибрежные песчаные волны на глубине 10 м при температуре воды 20° С Вода была нормальной океанской солености и характеризовалась S18O, равным - ISMOW Бассейн был незамерзающим. Осадок имел валовые значения 51вО = — 2 и S13C =
= +2
Во время пребывания осадка на дне моря края многочисленных обломков раковин микритизировались с образованием микритовых оторочек, характеризующихся более высоким S13C, чем валовой состав осадка.
Затем уровень моря понизился, и осадок в течение нескольких тысяч лет подвергался действию пресных вод, стекавших с низких известняковых островов, хотя большую часть времени он оставался во фреатической зоне. Основная масса арагонита растворилась, а небольшое количество нежелезистого низкомагнезиального кальцита выделилось вокруг аллохем, которые таким образом слабо сцементировались. Новообразованный цемент имел 613C = — 5 и S18O = - 4, что отражало его пресноводное происхождение и некоторый привнос почвенного CO2 *
Затем прогибание возобновилось, и известняк постепенно погрузился в неглубокий седиментационный бассейн Осадок немного уплотнился, при этом часть микритовых оболочек и каемок цемента разрушилась.
В стратиграфической колонке под известняками располагались глинистые сланцы. Из них отжималось значительное количество воды, имевшей в своем составе бикарбонат, появившийся в результате растворения арагонита и растворения под давлением раковин вдоль развивающихся микростилолитов Воды содержали в растворенном виде также некоторое количество закисного железа, так как к этому времени создалась восстановительная обстановка Вода, медленно просачивающаяся сквозь известняк и в конечном счете заполнившая все его поры, вовсе не представляла собой простую морскую воду-значительную ее часть составляла вода атмосферных осадков, которая медленно отжималась в нижние части продолжавшей прогибаться впадины; она приводилась в движение гидрогеологическими факторами, действующими на берегу.
Постепенно, шаг за шагом, поры в известняке заполнились железистым кальцитом с S13C = = + 1 и S 1 8 O = - 7 Теперь на глубине 500 м
температура была + 35°С, и для воды S18O =
= - 3,25 Литификация завершилась. Эволюция
изотопного состава закончилась. Но так ли? Од-
ним махом в результате тектонического скачка
наш известняк стал свободным, иными словами,
он вышел, наконец, на дневную поверхность. В
нем появились трещины они заполнились кальцитом с 6 1 3 С = - 10 и S18O = - 7. Современные известняки имеют S13C = + 1,5, S18O = - 6, но раковины устриц, как и прежде, имеют S13C = = + 2, S18O = + 1,2 Когда-нибудь образец это-
го известняка попадет к нам в руки»
29е. Модели доломитизации. Доломитовые породы и частично доломитизированные известняки очень широко распространены в геологических разрезах, хотя в наше время известны лишь два примера первичного выпадения в осадок доломита1. В одном из этих случаев в мелком эвапоритовом озере Дип-Спринг, США, содержится осадок с мельчайшими ( < 1 мкм) идиоморфными кристалликами доломита. Датированием по 14C доказано, что они росли с удивительно малой скоростью-0,09 мкм за 1 млн лет. В большинстве других случаев в условиях дневной поверхности кристаллы с такой малой скоростью роста были бы поглощены другими осадочными минералами и составили бы ничтожную часть накапливающегося осадка.
Другой пример, где предполагается nep-f вичное выпадение в осадок доломита, отно* •> сится к лагуне Куронг в Австралии. Здесь, ^ в системе изолированных озер с периодичс*^ ски образующимися рассолами, доломи*! выпадает из щелочных вод во время засущ-^ ливых периодов. Сама вода этих озер фо]>|| мируется при выходе на поверхность ссЙ леных грунтовых вод. Доломит отлагается^ из пересыщенного рассола в виде желатинфй! подобных пятен, по виду напоминаюодо|| кисломолочную пенку [96, 592], но точвЬЯШ механизм и время его выделения остаютЙ||| невыясненными. Тонкозернистый долом^Ш ассоциируется с водорослевыми матаМШЩ кремнистыми образованиями, затвердевп^Ш ми корками и полигональными трещинашщ усыхания, но в отличие от доломита себхаШ не связан с эвапоритовыми осадками. МШШ дель доломитовых фаций лагуны K y f M g |
1 Еще в 1942 г Д Г. Сапожников описал
ломит в современных осадках оз. БалхЫ
Прим. ред.
, ,
369
Диагенез: преобразование осадка в породу
была использована для объяснения ряда особенностей протерозойской доломитовой формации Северной территории Австралии [592].
Необычайная редкость первичной кристаллизации доломита в настоящее время может привести к выводу, что вода современных морей сильно недонасыщена в отношении этого минерала. Однако этот вывод ошибочен. Рассмотрим следующую обратимую реакцию:
Ca2+ + Mg2+ + 2СОГ ^CaMg(CO3)2.
доломит
Если даже допустить некоторую неопределенность, константа равновесия K^0I и произведение ионной активности в морской воде IAPdoi будут иметь следующие значения:
Kdoi- Ю" 16'7 « [Ca2 + ][Mg2 + ] [ С О П 2 ,
IAPdol ~ 10" 15,°,
показывающие, что морская вода в отношении доломита перенасыщена, и, следовательно, доломит должен из нее выделяться в широких масштабах [389]. Более того, рассмотрев реакцию
Ca2+ + CaMg(CO3)2^Mg2+ + 2СаС03,
доломит
кальцит
откуда К = 0,67 = [Mg2 + ]/[Са2 + ], можно показать [389], что доломит в морской воде оказывается даже более устойчивым, чем арагонит и кальцит. В морской воде [Mg2 + ]/[Са2 + ] = 5,7. Это свидетельствует о том, что обратимая реакция, приведенная выше, протекает спонтанно до достижения равновесия, т.е. что карбонатные осадки в контакте с первичной морской водой должны доломитизироваться.
Несоответствие наблюдаемых данных и теоретического поведения доломита в морской воде породило загадку, названную «проблемой доломита» (см. обзор самых последних данных в работе [888]). Неспособность доломита к выпадению в осадок из морской воды должна быть вызвана какими-то трудностями кристаллиза-
ции, т. е. кинетическим фактором. П о - в и д и -
мому, в случае доломита эти затруднения связаны с чрезвычайно правильным строением кристаллической решетки (см.
24-91
рис. 29.13), состоящей из чередования слоев ионов Ca2 + , C O ^ M g 2 4 , COf" и т.д. Ионы Ca2 + и Mg2 + имеют настолько близкие размеры и свойства (Ca = 1,08 A, Mg = - 0,80 А), что во время кристаллизации они конкурируют из-за места в решетке. При обычных поверхностных температурах при быстром спиральном росте возникает магнезиальный кальцит (рис. 2913, а) [200]. Для роста доломита по типу «слой за слоем» требуются особые условия (рис. 29.13, б). По-видимому, к ним относятся медленный рост и разбавленные ионные растворы (см. ниже).
Попытки выделить доломит в экспериментальных условиях при температуре дневной поверхности приводят к образованию магнезиальных кальцитов, в решетке которых отсутствует упорядоченность, присущая решетке настоящего доломита. Однако в некоторых случаях при определенных условиях в ходе первичной кристаллизации или при изменении ранних арагонита и кальцита может быть получена метастабильная форма доломита. Образованные таким путем протодоломиты правильнее будет определить как «метастабильные однофазовые ромбоэдрические карбонаты, по составу отклоняющиеся от доломита, стабильного в данной обстановке, или являющиеся не полностью упорядоченными или характеризующиеся обоими этими при-
\ , -j Один ион Ca2 + + один ион CO^"
I
IОдин ион Mg2+ + один ион СО!"
Рис. 29.13. а-спиральный рост высокомагнезиального кальцита в растворе бикарбоната, содержащем Ca2 + и Mg2 + ; б - р о с т кристалла по типу «слой за слоем», при котором из того же раствора образуется доломит [201].
370
Часть 3
знаками, т.е отличающиеся от доломита и по составу, и по упорядоченности, но обладающие высокой степенью катионного порядка, что однозначно доказывается присутствием линий упорядоченности на рентгеновских дифрактограммах [288]. В реакциях замещения протодоломиты появляются в качестве предшественников доломита. В действительности же протодоломиты представляют собой кальциевые доломиты с избытком Ca2+ в решетке (Ca105Mg0 95(CO3)2). Для выпадения в осадок чистого доломита в экспериментальных условиях требуются высокие (более 200°С) температуры.
Обсудив различного рода трудности химического характера, с которыми связана непосредственная кристаллизация доломита из морской воды, вернемся к рассмотрению трех основных механизмов вторичной доломитизации, предложенных в последние годы. Для краткости они названы эвапоритовой моделью остаточного рассола, моделью смешения пресных и морских грунтовых вод и моделью формационных вод.
Эвапоритовая модель остаточного рассо-
ла основана на изменениях химического и минерального составов, наблюдаемых непосредственно под поверхностью обширных надприливных низин, широко развитых по окраинам Персидского залива
и называемых себхами (см. гл 23, 30). В осадках себх широко распространена доломитизация, проявляющаяся в замещении арагонитового осадка тонкозернистым протодоломитовым глинистым материалом [408, 453]. Анализы поровых вод из различных пунктов, расположенных выше поверхности себхи (на лагунной внутренней равнине; рис. 29 14), обнаруживают закономерные измерения химизма, указывающие на существенный вынос ионов Ca2 + и S O j в форме гипса, сопровождающийся массовой доломитизацией зерен арагонита, являющихся ранним лагунным осадком. Гипс кристаллизуется в виде гнезд в доломитизированных карбонатах (гл. 30) Химические изменения, завершающиеся доломитизацией, вызваны нарастанием концентрации солей в морской воде за счет испарения (б18O = + 3 — +7) через поры на поверхности себхи [453]. Восполнение поровых вод происходит периодически благо-
Лагуна Водорослевая низина Себха
Рис. 29.14. Зависимость между молярной концентрацией ионов, молярным отношением Mg2+: Ca2+ и концентрацией рассола в себхе. АбуДаби [453].
даря затоплениям себхи во время штормов. Поровое пространство на площадях, наиболее удаленных от лагуны, восполняется реже, поэтому здесь отмечаются самые высокие концентрации Mg2 + .
Из приведенных данных, очевидно, следует, что кинетические препятствия на пути кристаллизации доломита из раствора преодолимы в системах с высокоупорядоченным отношением Mg. Ca, что облегчав^ метасоматическую доломитизацию npejafe шествующего ей CaCO3 Отношение! Mg : Ca в некоторых частях себхи достиг 10 и более Возрастание отношения Mg:( до таких размеров возможно только nfi массовом выносе Ca2 + в форме эвапорито вого гипса и ангидрита. Вероятно, вынд SOj" в любом случае должен быть cyij ственным, так как доломит под действи грунтовых вод, обогащенных SO4, быс растворяется (см. ниже).
Примеры доломитизации из рассолЦ себх широко распространены в геолог ских разрезах разных возрастов, однако \ ле появления рассматриваемой модели Щ чале 60-х годов она без разбора применяться к древним доломитовым < мациям, которые едва втискивались в ; рамки этой гипотезы [887]. Особенно 1 нутыми выглядели представления о n o ^ j ном просачивании или подтоке ра
371
Диагенез: преобразование осадка в породу
с высоким отношением Mg: Ca, которые могли якобы доломитизировать обширные площади вадозной и частично фреатической зоны. Такого рода представления пытались применить огульно даже тогда, когда среди мощных региональных доломитовых толщ наблюдались лишь единичные убогие прослои эвапоритов.
Модель смешения грунтовых вод, при-
званная объяснить доломитизацию, была новым словом в этой области и дала готовое и разумное объяснение многочисленным примерам регионально развитых толщ древних доломитов, что не удавалось сделать с помощью модели себхи. С этих позиций стали понятны очень низкие отношения Mg:Ca, наблюдаемые в формационных водах (обычно от 1 :2 до t : 4). Модель основана в принципе на нелинейности кривых растворимое га при смешении разнородных растворов (рис 29 15) [694].
Экспериментальные данные по растворимости карбоната кальция в зависимости от добавления солей показывают, что смешение растворов, которые отличаются только по содержанию растворенных электролитов, может вызвать либо выпадение осадка, либо растворение. Для доломитизации [336, 482] расчеты показывают, что смешение метеорных грунтовых вод (существенно пресных) с 30% морской воды вызывает недонасыщение в отношении кальцита, тогда как насыщение доломитом непрерывно растет (рис 29.16). Следовательно, при наличии
Концентрация добавленного электролита
Рее. 29.15. Гипотетическая кривая растворимости» показывающая, как смешение вод, недонасыщенных минеральной фазой х ( А - В ) , может привести к перенасыщению (С) и как смешение перенасыщенных вод (D и Е) может вызвать недонасыщение [694].
•
V
"
/
j| Доломитизация I
T
I Перенасыщение
1 -0,2 '^J
о£ -0,4
Недонасыщение
П ^ -0,6
1
I , I I I IIII
20
40
60
80
100
Количество морской воды,%
Рис. 29.16. Смешение атмосферной пресной воды с морской водой может вызвать доломитизацию в зоне (5-30% морской воды), недонасыщенной в отношении кальцита и перенасыщенной в отношении доломита [36]
5-30% морской воды в смешанном растворе может происходить замещение кальцита доломитом или первичное выпадение доломита в осадок [36]. Способность смешанного раствора вызывать образование доломита следует связывать с ионным разбавлением как результатом смешения (рис. 29.17) [273]. Следует, например, заметить, что при разбавлении одной части рассола себхи девятью частями обычной речной воды отношение Mg:Ca уменьшится с 7:1 только до 6*1. Полагают, что такое резкое ионное разбавление вызывает медленную кристаллизацию доломита, способствующую полной упорядоченное ги, необходимой при формировании кристаллической решетки доломита по типу «слой за слоем» [200].
Большое преимущество рассматриваемой модели состоит в том, что с ее помощью удается объяснить широкомасштабное развитие доломитизации на участках, где пресные воды фреатической зоны встречаются с морскими грунтовыми водами. Примеры современной доломитизации такого рода известны в водоносных горизонтах Ямайки и Флориды [482, 336, 659]. Существует, повидимому, множество примеров такой доломитизации в древних отложениях, особенно в горизонтах, связанных с регрессивным осадконакоплением и падением уровня моря. Кристаллы и микрокристаллы доломита (для которого предполагается образование в результате смешения вод),
24*
372
Часть 3
M g Ca
1 30 I 10
13
11
3 1
10 1 3 0 1
Рис. 29.17. Гипотеза Фолка и Ланда [273] о влиянии солености и отношения M g . Ca ыа размер и стабильность кристаллов доломита.
растущие в открытых полостях, имеют правильную форму, прозрачны и идиоморфны. Благодаря медленной и спокойной кристаллизации их состав характеризуется стехиометрией. Они облегчены изотопом 18O и растворяются в разбавленной соляной кислоте гораздо медленнее, чем кристаллы доломита из себхи, которые образуются при быстром неправильном росте, проходя предварительную стадию протодоломита. Фолком и Ландом [273] они были удачно
н а з в а н ы прозрачными доломитами. И н т е н -
сивный вынос Mg2 + из грунтовых вод с образованием этих доломитов частично может обусловить низкое содержание M g 2 + в формационных* водах (гл. 26), хотя для объяснения этого факта можно предложить и другие механизмы.
Последняя модель доломитизации, мо-
дель формационных вод, о т р а б о т а н а е щ е н е
полностью, но, вероятно, она будет иметь некоторое значение для случаев, когда в глубоко погребенные пласты известняков поступают поровые воды, отжатые из аргиллитов. Высвобождение Mg2+ и F e 2 + из монтмориллонитовых глин при их переходе в иллитовые (гл 28) может вызвать доломитизацию или анкеритизацию предшествующих кальцитовых минералов, а также выделение доломитового или анкеритового цемента, если имеется источник ионов Ca2 + и СО3", например, при окислении органиче-
ского вещества. Такой доломит, по-видимо-
му, всегда бывает железистым, а в связи
с участием в его образовании метана, бедного изотопом 13C, или вследствие реакций де-
карбоксилации (гл. 28), вызванных нагре-
вом, сам характеризуется резко отрицательным коэффициентом S13C. Так как
доломит образуется в ходе реакций глубо-
кого погружения, в нем должны проявлять-
ся структурные признаки позднего выделе-
ния из раствора или замещения других
минералов.
Интересный, но относительно редкий слу-
чай доломитизации представляет собой
тонкое переслаивание доломита и кальцита,
имеющее место во многих древних строма-
толитах, где доломит концентрируется
в темноокрашенных преимущественно во-
дорослевых слоях [295]. По-видимому, во-
дорослевые нити предпочтительнее накапливают Mg2 + и, очевидно, не без помощи
бактерий способствуют выпадению в оса-
док высокомагнезиального кальцита. В вос-
становительной среде в пределах отмершей
части строматолита при высоком рН проис-
ходит переход CO2, образованного путем фотосинтеза или распада водорослей, не в
HCOJ, а в СО3". Выпадению доломита^ ,
следовательно, способствует высокая
лочность. Важная роль щелочности в кри-
сталлизации доломита иллюстрируется xo*i
тя бы тем фактом, что и в лагуне Kypomjl
Австралия, и в лагунах Бонэр, Антильский|
острова, образование доломита происходи^!
из рассолов с высоким содержанием C O ^ f I
тогда как в обычной морской воде иощ
HCOJ количественно превосходит HdS
СО3", и поэтому последнего недостаточна
для участия в построении решетки д о л о м и !
та (рис. 2.2).
JS
Этот раздел мы закончим, коснувшись н | | | которых других моментов, связанных с Д Щ ломитизацией. Имея дело с доломитовя! породой в прозрачном шлифе, исследом1| тель должен внимательно искать признШИ замещения, такие, как «теневые структурой или замещенные аллохемы. При образсЯЯ нии доломита в частично закрытой с и с т а И (без привнося COf") в результате замешИ ния известняка и миграции избытка CafMjB должно происходить уменьшение обтайЦ так как плотность доломита больше щ Н ности кальцита (2860 кг м - 3 и 2720 кг'>ЩН
373
Диагенез: преобразование осадка в породу
соответственно). При этом должна появиться характерная межзерновая пористость в объеме около 10%. Признаками многостадийного формирования доломита могут служить линии остановки роста внутри кристаллов (рис. 29.7). Если доломит ранней генерации был железистым, то пленки окислов железа на поверхностях остановки роста будут свидетельствовать о том, что минерал временно находился в окислительной среде. Растворение доломита и замещение его кальцитом-так называемая дедоломитизация (рис. 29.7, г, д)-обычно развиваются там, где доломитовые породы были промыты вадозными атмосферными водами, обогащенными ионами S O j - . Такая обстановка часто встречается под выщелоченными эвапоритовыми толщами, наиболее типичные примеры которых известны в юрских отложениях центральной части Аравийского полуострова и в цехштейне Европы. По всей вероятности, сульфатионы способствовали переводу доломита в раствор и кристаллизации кальцита. Здесь мы имеем дело с обратной стороной отмеченного выше явления, когда речь шла о том, что выделение SOj~ в виде гипса служит предварительным условием доломитизации.
29ж. Классификация. Для известняков в настоящее время предложены две представляющие интерес классификации, несколько отличающиеся друг от друга
Согласно классификации Фолка [266], известняки подразделяются на два главных семейства -микриты и спариты в зависимости от преобладания того или иного структурного типа основной массы породы. Далее, они делятся по преобладающим аллохемам, а названия пород могут дополняться определениями, характеризующими степень уплотнения и сортировки аллохем (табл. 29.1). Эта классификация как таковая не является генетической и не предполагает, что все микриты обязательно представляют собой осадки спокойных вод, так как они иногда могут образоваться при цементации. Надо отметить и другой момент: породы, названные оомикритами, будут встречаться довольно редко из-за необходимости сочетания противоречивых обстановок: с одной стороны, перемешивания осадка, фиксируе-
мого по оолитовым аллохемам, а с другой-спокойных вод* где осаждаются микриты. В этом случае можно предложить несколько решений: например, оолиты были занесены штормами в лагунные илы (гл. 23), микрит переотложен сверху или представляет собой фазу цемента. По всей вероятности, с наибольшим трудом поддается классификации порода с преимущественно неоморфной структурой, в которой спаритовые или микроспаритовые зерна не являются цементом, а образованы из первично-микритовой основной массы. Для того чтобы найти место таким «монстрам» и как-то назвать породу, если это потребуется, по ее первичным особенностям, необходимо детально изучить ее в прозрачных шлифах.
Недостаток классификации Фолка состоит в том, что в ней не учитываются современные карбонатные осадки и частично литифицированные известняки с большим объемом порового пространства.
Эти недочеты преодолеваются во второй, более простой классификации Данема [222] (табл. 29.2). В ней, как мы видим, грейнстоун может быть литифицирован и на 10%, и на все 100%, и от количества цемента название породы не зависит. Таким образом, эта классификация является чисто седиментационной, никак не связана с решением вопроса (зачастую дающимся с трудом) о первичной или вторичной природе основной массы и свободна от влияния этого фактора на название породы. Все же и здесь возникают проблемы, когда требуется сделать заключение о собственно седиментационных структурах древних известняков.
Обе рассмотренные классификации построены таким образом, что для их применения требуется определенная работа в поле с лупой и соляной кислотой. При самом процессе классификации опускается целый ряд нужных сведений об осадочном и диагенетическом периодах истории породы. Для того чтобы получить детальное представление о диагенетических структурах, необходимо исследование породы в прозрачных шлифах.
29з. Заключение. Диагенетические преобразования карбонатных осадков быстро протекают в метеорной и фреатической зонах.
Таблица 29.1. Классификация карбонатных пород по характеру и соотношению известково-илистой основной массы и спаритового цемента заполнения пор [266] Названия пород даны для биогенных зерен, в случае преобладания зерен иного происхождения к названию прибавляются приставки оо-, пел-, интра- и т п , например оомикрит, пелспарит и т п В таблицу включены также термины из более ранней терминологической схемы Фолка
Содержание аллохем
Более 2/3 известково- илистого матрикса
CM %
1-10%
10-50%
>50%
Почти равное количество спарита и известкового ила
Более 2/3 спаритового цемента
Сортировка плохая
Сортировка хорошая
Зерна окатанные и округлые
Название типич- Микрит и Фоссилизиро- Рыхлый Плотный Плохо промытый Неотсортирован- Отсортированный Окатанный
ных представи- дисмикрит ванный микрит биомикрит биомикрит биоспарит
ный биоспарит биоспарит
биоспарит
телей
Название по тер- Микрит и Фоссилизи-
минологии
дисмикрит рованный
Фолка, 1959 г
микрит
I
I
Терригелные кластические аналоги
Глина
Песчаная глина
I
I
Биомикрит
I
I
I I
Глинистый или незрелый песчаник
Недозрелый песчаник
Биоспарит
Зрелый песчаник
Перезрелый песчаник
375
Диагенез: преобразование осадка в породу
Таблица 29.2. Классификация карбонатных пород по первично-осадочной структуре [222]
Первично-осадочная структура может быть установлена
Первично-осадочная структура не м о ж е т быть установлена
Первичные компоненты во время отложения не были скреплены
Содержит частицы глинис- Илистые
той, илистой или мелкоалев- частицы
ритовой размерности
отсутству-
ют, порода
зернистая
Порода скреплена Порода
илистыми частица- скреплена
ми
зернами
Зерен ме-
н е е IOz10
Мадстоун
Зерен
более
10%
Вакстоун
Пакет оун
Грейн-
Ci оун
Первичные компоненты во время отложения были скреплены, что доказывается скелетными формами Кристаллическая карбонатnpopaci ан и я, слоистостью, ная порода не соответствующей на- (Подразделяется далее, согправлению силы тяжести, и ласно классификации, по полостями, выстланными физическим структурам или осадком и перекрытыми по диагенетическим особенорганическим или, ве- ностям) роятно, органическим материалом и слишком крупными для интерстиций
Баундстоун
Метеорный диагенез включает растворение высокомагнезиального кальцита и арагонита дождевыми водами, которые достигают равновесия с окружающим Pco2 в почвах. Затем CaCO3 локально выпадает в осадок в форме устойчивого низкомагнезиального кальцитового цемента. При цементации во фреатической зоне получается крупнозернистый спаритовый цемент, состоящий из низкомагнезиального кальцита, причем низкие концентрации, характерные для вод этой зоны, по мере дегазации CO2 вызывают медленный непрерывный рост крупных кристаллов кальцита. Ранняя цементация арагонитом или высокомагнезиальным кальцитом происходит на границе раздела осадок - вода или вблизи нее во внутрилиторальной зоне и в мелководной части сублиторальной зоны, а также в глубоководной океанской обстановке, характеризующейся низкими скоростями осадконакопления. Во время диагенеза при погружении происходит ряд изменений, в частности растворение арагонита и его переотложение в виде низкомагнезиального кальцита, миграция магния из высокомагнезиального
кальцита, массовая кристаллизация низкомагнезиального кальцита (часто железистого) в качестве цемента второй генерации и неоморфный рост микроспаритового кальцита. Доломит может образовываться как вторичная фаза по отношению к CaCO3 благодаря воздействию рассолов себхи, смешению различных грунтовых вод или формационным водам.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
В качестве обязательной рекомендуется работа Батерста [64]. Последняя сводка Лонгмана [517] содержит интересные выводы о близповерхностном карбонатном диагенезе Лучшим современным обзором по вопросу применения стабильных изотопов в изучении диагенеза известняков является работа Хадсона [399], Шолле [709] особенно ярко описывает разнообразие диагенетических структур Последней работой по проблеме доломита является сборник статей под редакцией Ценгера и др. [889] В этой книге заслуживает особого внимания полный обзор редких элементов и изотопов, сделанный Ландом, а также ряд примеров, касающихся истории формирования древних доломитовых толщ.
376
Часть 3
30
Эвапориты, кремнезем, железо и марганец
30а. Эвапориты. Как уже говорилось в гл. 3, (рис. ЗОЛ). Морская вода просачивается
чаще всего осаждаются такие соли, как га- в подповерхностный слой и смешивается
лит, гипс и группа калиевых минералов с фреатическими поровыми водами на глу-
К ним следует добавить группу солей, выпа- бинах до 1 м. Возможно и такое явление,
дающих из раствора внутри отложившихся когда за счет процесса, называемого эвапо-
кластических и карбонатных осадков на ста- ритовым подсосом, вода грунтового гори-
дии раннего диагенеза. К з гой группе солей зонта, расположенного под поверхностью
относятся ангидрит, магнезит и целестин, себхи, поднимается вверх [392, 558]. При
а также гипс и в небольшой степени галит. увеличении расстояния от лагуны поровые
Обе группы солей в процессе захоронения воды постепенно изменяют свой состав. Это
и погружения могут подвергаться измене- обусловлено постепенным возрастанием
ниям, включающим дегидратацию, пере- концентрации растворов вследствие испаре-
кристаллизацию и пластическое течение. ния, а также диагенетическим минерало-
Подъем ранее глубоко захороненных эвапо- образованием и испарением (рис. 30.2). Оса-
ритов вызывает еще большие изменения, ждение гипса и в небольшой степени
включая вторичную гидратацию, обызвест- арагонита (рис. 29 14) начинается в пределах
кование и растворение. Поэтому образец верхней межприливной зоны неглубоко от
эвапоритов, отобранный на обнажении, мо- поверхности. Продолжающееся в нижней
жет иметь исключительно сложную диаге- части себховой поверхности осаждение гип-
нетическую историю.
са приводит к увеличению в поровых рассо-
Главное открытие в исследовании эвапо- лах отношения Mg :Са до тех пор, пока не-
ритов было сделано в середине 60-х годов будет достигнуто значение порядка 10, прй^
этого столетия, когда установили, что эва- котором первоначально образовавшиеся
поритовые минералы формируются в виде арагонитовые осадки в подповерхностный
диагенетических выделений вблизи поверх- условиях доломитизируются (см. разд. 29еЦ
ности осадка на аридных приливно-от-
ливных равнинах вокруг южного побережья
Персидского залива [749, 453]. Такие рав-
нины аридных зон известны под названием
себх> Это название заимствовано из араб-
ского языка, в котором словом «себха» обо-
значают соляные равнины. Как уже говори-
лось в гл. 23, себхи окаймляют лагуны
и фиксируют в геологической летописи на-
ступание осадков на лагуны, начиная с боль-
шого фландрского повышения уровня моря.
Совершенно ровные себховые равнины под-
вержены сильному испарению, н поэтому
в их поровых водах постепенно повышается концентрация солей. Периодически, во время штормов, обращенные в сторону моря края себхи заливаются водами лагуны
123456789
Расстояние от отметки низкой воды, км
Рис. 30.1. Изменение ионного состава себхов рассолов при удалении от отметки низкой вой [133].
377
Диагенез: преобразование осадка в породу
и в конечном счете образуется магнезит. Из контролируется относительной влажSr2"1", высвобождающегося в процессе до- ностью, и поэтому такие соли, вероятно, ломитизации арагонита, образуется некото- осаждаются лишь в резко континентальных рое количество целестина (SrSO4). При уве- (и, следовательно, имеющих меньшую средличении расстояния от нормального уровня нюю относительную влажность) эвапори-
высоких вод среди диагенетических эвапо- товых бассейнах.
ритов начинает преобладать ангидрит Эвапоритовый диагенез в себхах сильно (рис. 30.3). Он замещает гипс в виде псевдо- зависит от состава рассолов [629]. Обраморфоз и растет как первичный осадок Ан- щенный в сторону моря край себхи питается гидрит встречается в виде характерных но- рассолами морского состава с величинами дулярных сростков и имеет макроячеистое отношения Cl" .Br", меньшими 1000, тогили обломочно-сетчатое (chicken-mesh) да как край, обращенный в сторону суши, строение (рис. 30.5); он встречается также питается рассолами с континента с величив виде изогнутых внутренних литифициро-
ванных слоев. Обе формы срастания свиде-
тельствуют о механизме роста, при котором
велика роль замещения. По мере приближе-
ния к обращенному в сторону суши краю
Рис. 30.3. Распределение ангидрита и гипса в себховых осадках Абу-Даби 1 - > 60% ангидрита, 2- >60% гипса [133 J.
Рве. 30.2. Схематическая карта себхи Абу-Даби, на которой показано хлоридное «плато» (>4 моль кг"1 иона Q - B растворе), современная зона, заливаемая во время штормов, и вероятное распространение зоны заливания 5000 лет назад. 1 - хлоридное плато (концентрация иона Cl" в растворе > 4 моль - кг ~ *); 2-современная зона, заливаемая во время штормов, 3 - зона, заливавшаяся во время штормов 5000 лет назад. BB-современная линия высокой воды [629].
себхи ангидрит под действием рассолов континентального происхождения вновь гиДратируется и превращается в гипс. Галит встречается лишь в виде временных корок на поверхности себхи после действия поверхностного потока морских вод; соли калия полностью отсутствуют. Кинсмен [457] предположил, что химическое осаждение галета и солей калия в значительной степени
нами отношения Cl" : Br ~, большими 5000 (рис. 30.1). В зоне смешанных рассолов в пределах большей части себхи наблюдаются концентрации ионов Cl" не менее 4 мол-кг" Эти рассолы находятся в равновесии с описанным выше типичным подповерхностным ангидритом. Континентальные рассолы имеют сильно пониженные концентрации Cl"", что является причиной перехода ангидрита в п т с (вследствие гидратации). Длительная сохранность ангидрита в нарастающей себхе возможна лишь в том случае, если скорость продвижения ее больше скорости перемещения границы между рассолами континентального состава и смешанными рассолами. Это подтвердили исследования себх района Абу-Даби [629].
Как современные, так и древние себховые эвапориты имеют сложную структуру (рис. 30.4) [371, 373]. Первичный интерстициальный (внутрипоровый) гипс встречается в виде замещающих и вытесняющих ромбовидных кристаллов (часто в водорослевых
378
Часть 3
матах) длиной от сотен микрометров до нескольких миллиметров. Они могут замещаться в виде псевдоморфоз тонкодисперсными ангидритовыми пластинками и гранулами, определяющими афанитовую структуру. Афанитовые ангидритовые зерна часто имеют нежную бело-голубую окраску, сходную с цветом ледников; в случае крупнодисперсной гранулярной или войлочнопластинчатой структуры в зернах может произойти изменение цвета на белый В последней группе длина кристаллов достигает 1,5 мм; здесь встречаются волокнисто-радиальные «снопообразные» агрегаты В интерстициальных ангидритовых пластинках могут наблюдаться возникшие при вытеснении связи с более ранними структурами; их интерпретируют как первичные ангидритовые осадки. Может также происходить перекристаллизация пластинок в гранулы или более крупные пластинки.
Наиболее сложные диагенетические структуры характерны для других эвапоритовых минералов, и особенно для солей калия Это обусловлено действием горьких (сульфатно-хлоридно-магаиевых) рассолов на существовавшие до этого галит и гипс,
а также на их собственные осадки Так, полигалит в цехштейновых эвапоритах Британии [790] встречается в виде тонкодисперсных (1-200 мкм) агрегатов или непра-
Рнс. 30.4. Микрофотографии
эвапоритовых
структур в шлифах Й-рост раннедиагенетиче-
ских кристаллов гипса в пустотах псевдомор-
фозы афанитового ангидрита по гипсу в микри-
товой основной массе Масштабный отрезок
равен 500 мкм. Базальные пурбекские (верхняя
юра) эвапориты, залежь Брайгтлинг, Сассекс, Ан-
глия, б-рост первично пластинчатого ангидрита
в порах без предшествовавшего осажденного щ
situ гипса в тонкодисперсной непрозрачной кар-
бонатной массе Масштабный отрезок равен
250 мкм Базальные пурбекские эвапориты (верх-
няя юра), керн из скважин, Ферлайт, Сассекс;
в-афанитовый ангидрит с несколькими перекри-
сталлизованными пластинками Вид при скре-
щенных николях Масштабный отрезок равен
100 мкм Место взятия образца то же, что
и образца (а), г-афанитовый ангидрит, в значи-
тельной мере перекристалдозованный в крупные
пластинки (справа) и имеющий снопообразную
структуру (слева) Вид при скрещенных николях.
Масштабный отрезок равен 500 мкм. Ангидрит
Биллингем-Мейн (верхняя пермь), рудник Бил-
лингем, компания Durham, Англия (Все фотогра-
фии взяты из работы [373])
379
Диагенез: преобразование осадка в породу
вильных зерен. Зерна могут иметь вытянутую форму, агрегаты-волокнистую структуру. При воздействии обогащенных калием и магнием рассолов полигалит замещает ангидрит и галит Первичный карналлит замещается сильвином, галитом и ангидритом Другие многочисленные замещения, по существу, разрушают любую идеальную структуру первичных сульфатно-магниевых отложений, которую можно было бы предсказать на основании физико-химической теории (см. гл. 3).
Основным изменениям подвержены эвапоритовые толщи, которые погружались на глубины свыше примерно 1 км. Гипс, не подвергшийся раннедиагенетической дегидратации и преобразованию в ангидрит, полностью перекристаллизовывается в ангидрит; при этом объем сокращается до 38% Подобное изменение может преобразовать до неузнаваемости любые первоначальные структуры осадков в пределах гипсовой толщи. Увеличение давления и температуры вызывает пластические деформации большинства эвапоритовых минералов, особенно галита и солей калия Это приводит к образованию диапировых соляных куполов и столбов. Пластическое течение служит причиной формирования в солях слоистой текстуры и может очень сильно нарушать звапоритовые пласты, вызывая тем самым быстрые и непредсказуемые флуктуации мощности и состава Такие эффекты делают разработку калиевых солей исключительно опасной и дорогостоящей [880, 769].
Возвращающиеся вследствие воздымания и эрозии назад к поверхности Земли (или близко к ней) эвапоритовые толщи подвергаются дальнейшим диагенетическим изменениям Хорошо растворимые соли, такие, как галит и соли калия, в зоне метеорных вод могут быстро растворяться. Наблюдается также более медленное растворение ангидрита и гипса Высвобождающийся ион SO обогащает грунтовые воды; взаимодействуя с доломитом, они вызывают дедоломитизацию (разд. 29е). В результате растворения образуются массивные региональные или локальные брекчии обрушения. Большое количество сульфат-редуцируюЩих бактерий может быть причиной обызвесткования ангидрита и образования элементарной серы. Крупные месторождения
серы встречаются в США в районе побережья Мексиканского залива в контактной зоне между ангидритовыми и известняковыми породами кровли и неглубоко залегающими соляными куполами.
Вторичные гипсовые породы, образующие-
ся вследствие приповерхностной гидратации ангидрита, могут быть подразделены на два типа [372]. В многочисленных реликтовых корродированных зернах ангидрита, окруженных равномерно погасающими кристаллами гипса, наблюдается порфиробла-
стовьш вторичный гипс П о р ф и р о б л а с т ы
могут быть эвгедральными и иметь различные формы и размеры. Основная часть вторичной гипсовой породы сложена вто-
ричным алебастром (рис. 30 5, а), присут-
ствующим в форме небольших кристаллических агрегатов, которые при скрещенных николях могут иметь погасание от волнистого до неправильного. Имеется мало структурных доказательств увеличения объема при огипсовании ангидрита; этот процесс, по-видимому, происходит вследствие смены растворения химическим осаждением с переводом избыточного сульфата в раствор Небольшие количества замещающего гипса наблюдаются в жилах с характерной волокнистой формой «шелковистого шпата» (селенита); при этом волокна ориентируются своими длинными осями перпендикулярно стенкам жил (рис 30.5, г).
Окремнение эвапоритов рассматривается в следующем разделе
306. Кремнезем в диагенезе. Как отмечалось выше (гл 4), преобладающее большинство современных кремнистых осадков представлено океанскими пелагическими кремнистыми биогенными илами. Однако в геологических разрезах, в основном в мелководных карбонатных фациях, встречаются также большие количества кремневых стяжений. Эти кремни имеют отчетливую диагенетическую природу и являются по преимуществу замещающими образованиями. Частично или полностью литифицированные океанские кремни и порцелланиты с возрастом от позднемезозойского до кайнозойского к настоящему времени вскрыты в ходе работ по Проекту глубоководного бурения во всех главных океанских бассейнах [136, 683] Основные минеральные фазы
381
Диагенез: преобразование осадка в породу
кремнезема представлены кварцем и опа- [136]). В настоящее время преобразование
лом-СТ, причем последний встречается в ви- опал-СТ кварц рассматривается как ре-
де сферических микрокристаллических агре- зультат процесса растворения-переотложе-
гатов удлиненно-пластинчатых кристаллов, ния, а не как изменение в твердой фазе.
известных под названием леписфер. Опал- Все доюрские кремни полностью сло-
CT, по-видимому, является метастабильной жены кварцем, однако общее представление
промежуточной фазой при преобразовании о постепенном старении со временем (и, сле-
аморфного биогенного опала-А в микро- довательно, с глубиной в данном разрезе) от
кристаллический кварц или халцедон. Пре- мягкого биогенного ила (опал-А) через пор-
образование опал-А -* опал-СТ происходит целланит (опал-СТ) до кварцитового кремня
под действием механизма растворения-пе- усложняется преимущественной встречае-
реотложения, который вследствие частично- мостью порцелланитов в осадках, обога-
го уничтожения остатков радиолярий зату- щенных глинистым материалом, а кварци-
шевывает органогенное происхождение товых кремней-в более чистых карбо-
илов. Таким образом, в процессе раннего натных осадках. Эксперименты показали,
диагенеза кремнезем является весьма мо- что скорость преобразования опала-А
бильным компонентом. Действительно, в опал-СТ в карбонатных осадках намного
концентрация растворенного кремнезема выше, чем в глинистых, и что образованию
в поровых водах океанских осадков выше, леписфер опала-СТ в значительной степени
чем в придонной воде в том же месте. Нали- способствует химическое осаждение ядер
чие градиента концентрации растворенного с гидратом окиси магния [433]. Ассоции-
кремнезема при пересечении поверхности рующийся с глинистыми осадками опал-СТ
раздела осадок-океанская вода указывает с менее упорядоченной структурой, по-види-
на существование потока кремнезема из мому, не так склонен к окварцеванию, как
осадков в вышележащую воду, вызываемо- опал-СТ, формирующийся в чистых карбо-
го как диффузией, так и адвекцией. По рас- натах. Важность ионов магния в этом про-
четным данным, величина этого потока мо- цессе указывает на то, что преимуществен-
жет быть очень большой, и он, как ному окремнению должны подвергаться
и континентальный сток, представляет со- доломитовые карбонаты. Данные отме-
бой важный источник поступления раство- ченных выше экспериментов подтвер-
ренного кремнезема в океаны (см. гл. 3; ждаются не только многочисленными на-
блюдениями в океанских бассейнах, но
и изучением обнажений меловых пород Ан-
глии позднемелового возраста, В этих обна-
жениях в меле, имеющем высокое содержа-
Рис. 30.5. а - обломочно-сетчатая текстура алебастрового гипса (по ангидриту) в красноцветной
ние примеси монтмориллонита, кремневых стяжений (в виде кремневой гальки) присут-
аргиллитовой основной массе. Рэт (верхний ствует немного, однако мел более обогащен
триас), Северн-Бридж, Эвон, Англия, б-обломочно-сетчатая текстура афанитового ангидрита в доломите. Обратите внимание на вторичные белые селенитовые кристаллы гипса, образующие каемки вокруг некоторых стяжений. Анги-
леписферами опала-СТ. В более чистом меле, который чаще встречается, в верхних частях разреза меловой толщи наблюдаются многочисленные стяжения. Сходным обра-
дрит Хит, Дал-Хит, Эр-Рияд, Саудовская Аравия; «-псевдоморфозы доломита по клиновидным кристаллам гипса в слоисто-водорослевых фациях Формация Сахароним (юра), Рамон, Израиль; г-обломочно-сетчатый ангидрит с каем-
зом в мезозойских пелагических осадках Кипра кварцитовые кремни встречаются в чистых известняковых пластах турбидитов, тогда как леписферы опала-СТ и хоро-
ками вторичного селенита и хорошо выраженными гипсовыми жилами, напоминающими шелковистый шпат. Место получения образца то же, что и образца (б); д, е-кремнистые корки (силькреты) типа терразо в поляризованном свете и при скрещенных николях. Третичные отложения Восточной Австралии (коллекция Э.Дж.В. Ван дер Граафа). Масштабный отрезок равен 100 мкм.
шо сохранившиеся радиолярии в больших количествах наблюдаются в тонкодисперсных обогащенных глинистым материалом отложениях [687]. Высвобождение иона Mg2 + в процессе преобразования опал-СТ -> кварц объясняет также присутствие небольших количеств обогащенного
382
Часть 3
магнием глинистого минерала палыгорскита, а также доломита соответственно в более молодых и более древних кремнях
Второе главное местонахождение кремней в породах-их стяжения в морских мелководных известняках. Данные полевых наблюдений и петрографических исследований отчетливо показывают, что эти кремни образовались в результате замещения. Для того чтобы объяснить такие замещения, необходимо установить те условия среды, при которых диагенетические воды одновременно перенасыщены по отношению к кристаллическому кремнезему и недонасыщены по отношению к кальциту. Следует также объяснить тот удивительный факт, что состав стабильных изотопов водорода и кислорода таких кремней свидетельствует о том, что в их образовании принимали участие главным образом метеорные воды [461, 464]. В этом отношении обращает на себя внимание интересная модель, связанная с гипотезой смешения метеорных и морских вод [460] (рис. 30.6, 30.7), в значительной мере сходная с той, о которой говорилось при рассмотрении доломитизации (гл 29).
Кремни несколько необычного характера могут замещать ангидритовые или гипсовые стяжения [859, 272]. Они содержат большое количество слегка удлиненного
Рис. 30.6. Связь растворимостей кальцита и кремнезема в смешанных метеорно-морских грунтовых водах, изолированных от воздействия CO2 со-отношение произведения ионных активностей к произведению растворимости Отрицательные величины указывают на недонасыщение. В показанном на рисунке гипотетическом случае при смешении метеорных и морских вод образуется вода, недонасыщенная относительно кальцита и перенасыщенная относительно кремнезема (опал-СТ/кварц) [460].
Рис. 30.7. Схема зоны смешения, где в карбонатных осадках наступающего на море берега может происходить окремнение [460]
халцедона лютецитной и кварциновой раз-
новидностей. Обычно халцедон обладает
четким волокнистым строением, потому что
при нейтральной и нормальной величине
рН или при недостатке ионов S O т е -
траэдры кремнезема, вероятно, полимери-
зуются в спиральные цепи, которые уклады-
ваются плашмя на поверхности аккумуля-
ции, так что с-оси располагаются по
касательной к поверхности роста [272]. При
высоких значениях рН или в случае «загряз-
нения» ионами SOj" тетраэдры кремнезема
являются одиночными и поэтому оса-
ждаются один за другим с образованием
обьгчной кварцевой ориентировки со слабым удлинением. В кварцевых конкре-;
циях, замещающих эвапоритовые стяжении,
часто наблюдаются многочисленные KpoA
шечные включения эвапоритовых минера™
лов; могут также присутствовать ncevi&J
морфозы кварца по ангидриту или пшсу./|
Указанные особенности наряду с данными-|
изучения общей морфологии кварцевых за^р
мещений должны всегда использоваться ждая
необходимые подтверждения эвапоритзам&||
щающей природы халцедона с неотчет$||
ливым удлинением, так как такой халцед<||9
может встречаться и в безусловно неэвапЦзЩ
ритовых кремнях [153].
Iqg
В Австралии и на юге Африки скошгешиШ кремнезема встречаются в виде твердых njj|gSj верхностных цементирующих к о р о к - с к ^ Ш крет1 [487]. Эти очень устойчивые к р а з | ^ Я шению горизонты мощностью до 5ЗДН
1 Этот термин используется для обозначеШ
конгломератов, гравелитов и песчаников^ jg
мент которых представлен кремнеземом-Яте
ред.
с 1J
У51*;5^v
383
Диагенез: преобразование осадка в породу
образуют плато и плоские холмы-останцы. Они сохраняют резко бросающиеся в глаза остатки поверхностей выравнивания от тре-
о
Значения Kh,лежащие за пределами диапазона, свойственного водам
-0,1
среды отложения осадков
тичного до четвертичного возраста. Счи- -0.2
тается общепринятым, что рассматриваемые корки формировались в теплом и более влажном климате по сравнению с наблюдаемым в настоящее время на большей части внутренних районов Австралии
-O T1 1HS- = a S O 2 " \-0А [-Hi0
-0,5
H3
^Fe5O4
FeS,
F^sfaFe 2^ >10-
и что кремнезем образовывался за счет выветривания силикатных минералов многих видов материнских пород. Некоторые авторы предполагают, что Si4 + поступал в основном за счет латеритизации Для подба-
(f-lIl
-3
-5
-7
IBaHS-WDilBaSO^
0 РС6 , = 1 атм i
-0,1
Морские воды,
зальтовых цементирующих кремневых ко- -0,2
насыщенные СаСОз Fe 203
рок Нового Южного Уэльса имеются геохимические свидетельства выщелачивания кремнезема из базальтов просачивающимися грунтовыми водами [816]. Было
я -0,3 ы -0,4
-0,5 "И,
FeS
IF^O;
0Fe2+ > IO-6
высказано предположение [619], что кремнезем, высвобождавшийся при выветривании, мигрировал как с поверхности, так и с грунтовыми водами. Кремневые цементи-
(¢)
0-2-4-6
" l«a НСОу
рующие корки формируются локально, если кварцевые пески выступают в роли ядер кремнеобразования, или регионально, если обогащенные кремнеземом воды достигают
Рис. 30.8. а-поля устойчивости минералов же-
леза как функция Eh и aHs- - б-поля устойчивости минералов железа как функция Eh и ансо,-
[181].
зон внутреннего обезвоживания, где может
происходить аккумуляция и выпаривание. Хаттон и др. [406] подчеркивают, что кремневые цементирующие корки могут формироваться только как результат длительного почвообразования при стабильных условиях среды Они образуются весьма медленно, и эволюция мощных профилей была возможной лишь при стабильности почвообразующих, геологических, геоморфологических и климатических условий, такой, которая была на значительной части территории Австралии в раннем кайнозое. Смейл [762] подразделил кремневые цементирующие корки на ряд типов, включая терразо (кварцевые зерна или небольшие обломки пород в кремневом цементе; рис. 30.5, д,е) и кварцитовый (наросты аутигенного кварца на
во видно, что лишь гематит и другие минералы, в которых присутствует Fe со степенью окисления +3, могут существовать в равновесии с водами, расположенными над поверхностью раздела осадок-вода, из которых происходит осаждение.
Главным носителем терригенного железа в осадках является гетит, образующийся при выветривании и при почвенных реакциях, включая процесс латеритизации. Fe2 + может входить в состав кристаллических решеток глинистых минералов или в состав адсорбированного комплекса на поверхностях частиц глинистых минералов [143]. В случае осаждения гетит должен достичь равновесия с гематитом посредством реакции дегидратации [72]:
кварцевых зернах). ЗОв. Минералы железа. Характер химических реакций с участием Fe2 + и Fe3 + кон-
2HFe02
гетит
Fe2O3 + H2O.
гематит
вода
Величина AG0 (см. гл. 1) этой реакции всегда
тролируется пятью переменными фактора- отрицательна, причем ее точное значение за-
ми-это Eh, рН, а также активности висит от степени окристаллизованноста гёрастворенных ионов H S " , HCOJ и Fe2 + . тита. Поэтому в условиях диагенеза лимо-
На Eh-рН-диаграммах (рис. 30.8) отчетли- нит всегда нестабилен относительно смеси
384
Часть 3
гематит + вода. Это объясняет полное отсутствие на глубине желто-коричневых лимонит-гётитовых образований. Выше (гл 28) уже говорилось, что вадозный диагенез аридных зон способствует образованию в приповерхностных условиях с течением времени красного гематитового пигмента Гематит может оставаться стабильным до тех пор, пока отсутствуют остатки органического вещества. Наличие же органического вещества будет способствовать восстановлению Fe3 + до Fe2 + и исчезновению красного пигмента.
Пирит-обычный диагенетический минерал железа во многих морских осадках. Как отмечалось в гл. 28, ниже маломощной зоны обогащенных кислородом поровых вод происходит анаэробная бактериальная сульфат-редукция. Выделяющийся сероводород взаимодействует с железом, что приводит к образованию моносульфида железа FeS. Дальнейшее выделение сероводорода способствует тому, что окисляющие серу бактерии образуют элементарную серу. Эта сера годами реагирует с FeS [73], образуя микроскопические (0,5-100 мкм) агрегаты кристаллов пирита, называемые фрамбоидами. Наиболее важным фактором, лимитирующим образование пирита, является наличие органического вещества, которое с помощью бактерий может быть включено в метаболизм. Морские диагенетические поровые (иловые) воды обычно богаты как соединениями железа, так и сульфатами. Поэтому чем больше содержание органического вещества, тем большее количество пирита образуется в зоне 2 предложенной выше (гл. 28) схемы диагенеза. В геологических разрезах богатые органическим веществом морские черные сланцы часто пиритизированы. В неморских диагенетических поровых водах, напротив, в большинстве случаев наблюдаются очень низкие концентрации растворенного SO2-, отчего пирит обычно отсутствует. При быстром осаждении в морских условиях будет отмечаться тенденция к сдерживанию образования пирита, поскольку будет ограничено время диффузии SOJ- из вышележащей морской воды. Захороненные в поровых водах ионы SOj" лишь частично в ограниченном количестве принимают участие в образовании пирита.
Диагенетический сидерит образуется только в том случае, если низкая концентрация растворенного сульфцд-иона сочетается с высокой концентрацией растворенного карбонат-иона, высокой величиной отношения Fe2 + /Ca2 + , низким значением Eh и величиной рН, близкой к нейтральной. Как говорилось в гл. 28, эти условия ограничивают образование сидерита обычно средой неморского диагенеза (низкая концентрация SO2"), где в значительных количествах присутствует ион Fe2 + (тропическое выветривание). Сидерит особенно часто встречается в фации дельтовых болот. Присутствующие здесь сидеритовые конкреции свидетельствуют о продолжительном накоплении минерала в процессе постоянного погружения (гл. 28). Для того чтобы сидерит был устойчив относительно кальцита, необходимо, чтобы концентрация железа превышала 5% от концентрации кальция. В морской воде соответствующая величина составляет менее 0,1%. Наличие сидеритовых горизонтов в некоторых морских алевритистых аргиллитах указывает на сравнительно необычные условия. Смежные бессидеритовые осадки, а также фауна часто свидетельствуют о незначительных перерывах в осадконакоплении [741]. При диагенезе сидерит, по-видимому, формировался из образовавшихся значительно ранее окисных минералов в условиях, когда запас морского SO2" и ионов Ca2+ был израсходован.
Для шамозита наиболее характерно присутствие в форме ооидов и илов с сидеритом; в железных рудах мшеттового типа (оолитовых железных рудах) Сопутствующая?1 фауна свидетельствует об условиях их форЦ мирования в море при наличии волненш^ способствующего росту оовдов. Однако у " ловия среды, необходимые для стабильн! ста силиката железа ( + 2), сходны с усл^ виями, необходимыми для стабильн сидерита. Разница заключается в низкой тивности карбонат-иона и насыщении с] какой-либо активной формой кремне; Это предполагает наличие восстань тельных условий ниже поверхности разд* осадок-вода. Поэтому вероятно, что ООН первоначально строились каким-то ДРК ранее образованным минералом (или N ралами), который впоследствии в продев
385
Диагенез: преобразование осадка в породу
диагенеза преобразовывался в шамозиг. Coрби [776] предположил, что первоначально оолиты были кальцитовыми (см. также работу [452]), однако детальные структурные исследования не подтверждают этого вывода [112]. Возможно, что ооиды формировались в виде обогащенного железом и алюминием геля в подверженных волнению лагунах и что впоследствии, при захоронении в мелководных условиях, гель преобразовался в шамозит [181, 812]. Однако детали этого процесса остаются неясными.
Об образовании глауконита известно мало. Он формируется как морская минеральная фаза в районах с сильно замедленной седиментацией, где заполняет пустоты в раковинах и замещает фекальные пеллеты. Бернер [74] отмечает, что глауконит медленно формируется на поверхности раздела осадок-вода, где он ассоциируется с органическим веществом и обычно положительными, но переменными значениями Eh. По составу глаукониты очень различны-от бедных калием смектитов до обогащенных калием глауконитовых слюд с общей направленностью к обогащению калием со временем.
Обобщенная схема распространения диагенетических минералов железа приведена на рис. 30.9.
ЗОг, Марганец. Как хорошо известно, при глубоководных исследованиях во многих частях Мирового океана были обнаружены залежи марганцевых конкреций Размеры конкреций колеблются от нескольких миллиметров до дециметра или более. Они формировались посредством роста последовательных концентрических колец вокруг ядра, такого, как, например, обломки вулканической породы Конкреции растут исключительно медленно, возможно со скоростями до 3 мм в IO6 лет1 Их наличие на поверхности осадков в районах отложения красных глубоководных глин, накапливающихся со скоростями, превышающими эту
1 Некоторые исследователи полагают, что конкреции растут значительно быстрее См., например, работу И. И Волкова «Железо-марганцевые конкреции» в кн.- «Химия океана», т. 2, серия «Океанология»-M.: Наука, 1979, с. 415-467 -Прим перев.
величину вплоть до тысячи раз, означает, что красные глубоководные глины должны периодически размываться слабыми системами течений. Помимо марганца (в форме MnO2) в конкрециях содержатся значительные количества железа, они сильно обогащены микроэлементами-никелем, кобальтом и медью.
Для осаждения марганца необходимо, чтобы рассеянный нерастворимый Mn4 + в осадках восстанавливался органическим веществом до растворимого Mn2 + и чтобы этот ион затем снова окислялся до Mn4 + Ионы марганца поступают как из вод бассейна седиментации, так и из диагенетических вод. Причем в конечном счете источниками марганца являются ручьи, реки, а также океанский вулканогенный (гидротермальный) привнос, связанный с взаимодействием базальтов с океанской водой (см обзор в работе [234]). Наблюдается миграция марганца за счет процессов диффузии, адвекции и реакций в океанских и поровых водах. Обратите внимание на формы схематических профилей распределения растворенного марганца на рис. 30.10, свидетельствующих о восстановлении Mn4 + и ремобилизации растворенного Mn2 + в нижних горизонтах, а также о выносе Mn2 + за счет адвекции и диффузии и осаждении его в нерастворимой форме (Mn4 + ) в верхних горизонтах.
ЗОд. Выводы. Рост диагенетических образований гипса и ангидрита наблюдается вблизи от поверхности осадка в условиях приливно-отливных равнин (себх) в аридных климатических зонах. Ангидрит формируется как продукт изменения гипса, а также как первичная минеральная фаза. В химически осажденных калиевых солях вследствие более позднего просачивания горьких (сульфатно-хлоридно-магниевых) рассолов, растворения и переосаждения наблюдаются сложные диагенетические изменения. В процессе захоронения эвапориты подвергаются пластическому течению, что приводит к формированию катакластических текстур; гидратированные минеральные виды, такие, как гипс, теряют свою молекулярную воду. Регидратация развивается в том случае, если ангидрит вновь возвращается в приповерхностные горизонты вслед-
25-91
386
Часть 3
Зона выветривания
Болота
Гетит Заливная терраса
Морской бассейн
Прибрежный участок
- U i J i ^Лагуна
Мелководная банка
Гетит (гематит)
Сидерит Шамозит
Пирит
Глауконит
Рис. 30.9. Схематический разрез, показывающий различные обстановки, при которых могут образовываться диагенетические минералы железа [73]. Обратите внимание на то, что гематит образуется в зоне выветривания при семиаридном климате (гл. 28)
ствие воздымания и эрозии, после этого образуются вторичные гипсовые породы.
В процессе захоронения кремнистые илы подвергаются минералогическим изменениям от биогенного опала-А до микрокристаллического кварца или халцедона через метастабильную промежуточную фазу опал-СТ. В основе перехода от опала-А к кварцу лежит механизм растворения-переосаждения; этот процесс активизируется в обогащенных карбонатом илах в присутствии ионов Mg2 + . Образование кремней замещения в мелководных известняках может быть обусловлено смешением метеорных и морских вод во фреатической зоне, что дает возможность поровым водам становиться пересыщенными по отношению к кристаллическому кремнезему и одновременно недосыщенными по отношению к кальциту.
Эвапоритовые стяжения могут часто замещаться халцедоном со слабым удлинением, однако не весь халцедон имеет такое происхождение. Твердые поверхностные цементирующие корки из кремнезема развиваются в континентальных районах на породах, подверженных выщелачиванию в течение продолжительных интервалов времени.
Основной носитель терригенного железа в осадках-гётит, образующийся при выветривании, а также в процессе почвенных реакций. Однако в условиях диагенеза гётит всегда является неустойчивым относительно смеси гематит + вода. Пирит образуется в морских поровых водах с низкой величи-
ной Eh за счет продуктов жизнедеятельности сульфатредуцирующих и сероводородокисляющих бактерий. Сидерит образуется там, где очень низкие концентрации растворенного сульфид-иона сочетаются с высокой концентрацией СО2", большой величиной отношения Fe2 + : Ca2 + , низким значением Eh и близкой к нейтральной величиной рН. Шамозит, по-видимому, образуется в поровых водах с низким значением Eh из захороненных оолитовых !елей, обогащенных железом.
(а)
Морская вода
а№>
(г)
Осадок
И
Рис. 30.10. Схематические профили вертикального распределения растворенного марп в океане а - д л я столба воды А-окислительны условия, В-бескислородные условия; б-для про» имущественно бескислородных осадков; в-л умеренно восстановленных осадков; г - д л я мопц ного окисленного слоя и многочисленных по стилающих окисленных слоев. Цифры 1 2 указывают уровни максимальной ремобили ции марганца [234].
387
Диагенез: преобразование осадка в породу
Ионы Mn2 + поступают на поверхность раздела осадок-вода за счет процессов диффузии и адвекции.
Здесь марганец окисляется и медленно осаждается в виде нерастворимого Mg4 + вокруг ядер, образуя марганцевые конкреции.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Ценной книгой, посвященной всем рассмотренным в этой главе аспектам диагенеза, является работа Бернера [74]. Вопросы диагенеза кремнезема хорошо обобщены Калвертом [136], а также Ричем и Фон Радом [683].
31
Углеводороды
31а. Введение. Вне всяких сомнений, эконо- фикации, в результате чего микроорга-
мический аспект седиментологии играет низмы преобразовали растительный лигнин
важную роль в угольной и нефтегазовой ин- в гуминовые кислоты и нерастворимые
дустрии, которая располагает огромным остатки Из-за отсутствия контрастности
штатом специалистов, в основном сосредо- блеска считается, что нестратифициро-
точенных в нефтяных компаниях. В лабора- ванные сапропелевые угли произошли из
ториях, финансируемых этими компаниями, подводных органических илов, обога-
ведутся наиболее важные научно-исследова- щенных остатками водорослей (богхед) или
тельские работы, и в некоторых странах, растительными спорами (кеннельский
главным образом в США и Канаде, имеется уголь) Увеличение температуры в процессе
полезный контакт компаний с университета- уплотнения осадков-основной фактор
ми. Концентрация органического вещества, в процессе углефикации после первичных из-
из которого образуются угли, нефть и при- менений в близповерхностных зонах за счет
родные газы, представляет собой процесс, микробиологической активности. Угли всех
который охватывает почти все дисциплины типов и возрастов имеют сходный изо-
седиментологии и перекрывает многие дру- топный состав углерода-около 25%0 PDB
гие химические и биологические области Примерно такой же состав имеет современ-
исследований.
ная древесная растительность, что указы-
вает на незначительное фракционирование
316. Состав углей и степень метаморфизма. в процессе углеобразования.
Угли состоят в основном из макроскопиче- Угли содержат разнообразную расти-
ских кусочков растений, которые претерпе- тельную ткань различной степени сохранно-
ли постепенные физические и химические из- сти. Эта ткань представляет собой петро-
менения с течением геологического време- графические составляющие углей и назы-
ни. Из существующего многообразия типов вается мацералом. Различаются три ос-
углей наиболее важные могут быть разде- новные группы мацералов. Гуминит-витри-
лены на типы (или категории) по содержа- нитовая группа, в которой мацералы имеют
нию в них углерода. На рис. 31 1 приведен древесное и гумусовое происхождение. Гу-
основной элементный состав различных ти- минит присутствует в углях низшей катего-
пов углей-от исходного первичного мате- рии, а витринит-в углях средней и высокой
риала до самой высокой категории наибо- категорий. Липтинитовые мацералы (экзи-
лее качественных углей (табл. 31.1). Основ- нит.-Ред.) представляют собой расти-
ной тип углей носит название гумусовых тельные остатки, обогащенные липидами.
углей. Это полосчатые угли, прошедшие Инертинитовые мацералы представляют стадию торфообразования, на которой дре- собой твердые и хрупкие обогащенные углевесный материал подвергся процессу гуми- родом остатки; они включают обломки
25"
388
Часть 3
Водород
Азот
способности органического вещества, пре-
терпевшего диагенез и метаморфизм, для
оценки зрелости пород, продуцирующих
углеводороды, и как сравнительный индика-
тор зон диагенеза (рис. 28.12).
Использование данных отражательной
способности и категорий углей для оценки
глубинных температур хорошо показано на
примера изучения западной части Канадско-
го бассейна в шт Альберта [208]. Здесь
представлена серия углей с постепенным
возрастанием категорий от лигнитов на во-
•••нпаии
1 2
3 4
5 6
7
8
стоке до сильнолетучих битуминозных углей на западе (рис. 31.2). Действительные взаимоотношения между глубиной и кате-
Рис. 31.1. Содержание углерода, кислорода, азо- гориями углей можно получить только
та и водорода в различных углях, гуминовой кислоте и керогенах. 1 -древесина; 2-торф; 3-лигнит, 4-битуминозные угли низкой катеюрии, 5-битуминозные угли высокой категории; 6-антрацит, 7 - г уминовая кислота почвы; 8 - кероген
[202]
в том случае, если известна максимальная глубина их захоронения. Строится график общей зависимости содержания влаги от глубины погребения, на основе чего затем можно получить соотношение между со-
ответствующей категорией углей и макси-
бурых углей и липтинитовые остатки, ко- мальной глубиной захоронения (рис. 31.3).
торые испытали изменения высокой сту- Далее используется диаграмма углефика-
пени.
ции для оценки максимальной температуры,
Петрографическая методика исследова- которая достигается в ходе диагенеза углей
ния, известная как измерение отражатель- (рис. 31 4). Подобные исследования могут
ной способности, позволяет установить ка- также пролить свет на максимальные темпе-
тегорию углей или дисперсного органиче- ратуры образования нефти, поскольку про-
ского вещества (например, спор). Отража- слои аргиллитов могут быть и потен-
тельная способность-это количество света циальными источниками нефти. В этом
(монохроматического зеленого), отраженно- частном случае предел температур образов
го от мацеральной поверхности, по сравне- вания нефти составлял 60-120°С.
*
нию с количеством света, отраженным от Образование метана - важный процесс
стандартной поверхности известного отра- при углефикации. Он начинается и станот
жателя. Коэффициент отражения связан вится наиболее важным с категории средне-^
с категорией углей, содержанием летучих летучих битуминозных углей (отражатель^
компонентов, химическим составом и влаж- ная способность 1,3-1,4%). Крупные место!
ностью компонентов (табл. 31.1). Измере- рождения природного газа образуют "
ния отражательной способности обычно тогда, когда метан захватывается в ловуи
проводятся на компонентах от гуминита до подходящим для этого резервуаром (н
витринита, при этом среднее значение отра- мер, эоловыми песками красного
жательной способности рассчитывается по и песками, покрывающими угленосные <
ряду отдельных замеров. Липтинитовые ма- ложения в южной части района Северно^
цералы имеют относительно низкую отра- моря; рис. 13.6).
жательную способность, которая увеличи-
вается по мере того, как клеточная ткань 31в. Обстановки образования углей. Пот
постепенно импрегнируется и заполняется циальные угленосные площади характ
гуминовым веществом. Гуминовые компо- зуются обстановками с высокой прод
ненты, которые имеют значения отража- ностью растительности, незначительн
тельной способности порядка 0,4%, назы- привносом осадков, ограниченным ок
ваются витринитами. Так же широко ис- нием растительных тканей, Oi раниче
пользуются коэффициенты отражательной биорегенерацией и высоким потенций
389
Диагенез: преобразование осадка в породу
Таблица 31.1. Типы углей и их основная петрографическая характеристика (по Тнссо и Вельте [826])
Тип углей
Коэффициент отражения витринита, %
Основная
* петрографическая характеристика
Содержание С в витри» нитах, %
Торф
S Бурые угли Мягкие бурые угли Матовые бурые угли Блестящие бурые угли
и Твердые угли £ Битуминозные твердые 4 yi ли
Антрацит Графит
-0,3
-0,5 -2,2 11,0
Крупные поры
50
Детальное строение первичного растительно-
го материала еще различается
Целлюлоза в химически свободном виде
Химически несвязанная целлюлоза отсут-
с гвует
Структура растительных гканей еще разли- 60
чима (полости клеток часто пустые)
Отличаются заметным гелифицированием и
уплотнением
Еще частично различимая растительная
структура (полости клеток заполнены колли-
нитом)
75 Экзинит становится заметно более светлым
(«скачок в углефикации»)
Экзинит не отличим от витринита в отра- 90
жен ном свете
Анизотропия в отраженном свете
100
сохранности органического вещества. Мощные толщи современных пресноводных торфяников характеризуются массовой продуктивностью растений при ограниченном поверхностном окислении и повторном вовлечении растительных обломков «лесного сора» в местную пищевую цепь. Необходимые условия для образования мощной толщи торфяников-это, возможно, заболоченная местность, насыщенная водой и удаленная от мест привноса осадков. Во многих горизонтах торфяников может иметь место ограниченное окисление, но под этими горизонтами преобладают горизонты микробиологической активности, в которых образуется разложившееся гумусовое вещество, постепенно проникающее в плотные растительные ткани. С увеличением глубины торфяники изменяются от бурых до черных, повидимому, они имеют гелеобразную консистенцию. При торфообразовании кислоты вызывают значительные изменения в подстилающих осадках, где образуются каолинизированные глины с пиритовыми конкрециями, которые обычно встречаются под многими древними пластами углей.
Фациальный анализ древних угленосных толщ показал, что торфяные формации преобладают в пресноводных сфагновых болотах и на маршах в районах влажных тропических прибрежных равнин. Наиболее важные субобстановки формирования углей-это пойменные болота дельт, низкие аллювиальные равнины и болота за береговыми барами. Флоридские болота служат в какой-то степени современным аналогом многих древних торфяных болот (см. обзорную работу Мак-Ферсона и др. [561], а также работу [158]). Здесь пресноводные, солоноватоводные и морские торфяники были накоплены в прибрежной равнине очень сложного строения.
Другие представляющие интерес аналоги встречаются в болотах Снаггеди на прибрежье шт. Северная и Южная Каролина [784]. Здесь голоценовые песчаники мощностью до 4,5 м накапливались в лагунных депрессиях между плейстоценовыми барьерными островами (рис. 31.5). Эти торфяники протягиваются через соленые марши в виде соединяющихся торфяных островков и образуют регрессивную толщу, покры-
390
Часть
3
вающую тонкозернистые лагунные осадки, размер зерен которых увеличивается вверх по разрезу (рис. 31 5). Эти торфяники часто «расщеплены» тонкозернистыми осадками конусов выноса близлежащих приливно-отливных русловых промоин. Некоторые из этих русел образовались после грандиозных пожаров на торфяниках, вследствие которых возникли локальные пустоты, в которых могли накапливаться осадки. Эти выклинивающиеся отложения можно увидеть в вертикальном разрезе благодаря наличию тонкого базального горизонта обломков древесного угля.
В последние годы было выполнено много детальных исследований осадочных фаций в угленосных отложениях, особенно в Пенсильвании, США [849, 253, Ferm, 1970] (см. гл 19), и в вестфальских фациях Великобритании [735, 350]. Исследования, проведенные Скоттом [735] в Вестфалии, выявили особенно важную связь между осадочны-
ми процессами и реконструкцией флористических сообществ при их экологическом изучении. Исследования M и P Тейхмюллеров [817] месторождений бурых углей в ФРГ интересны в отношении флористических сообществ, однако они не затрагивают осадков.
Практически не осталось сомнений в том, что разведке и эксплуатации угольных месторождений в значительной мере помогают седиментологические исследования. Так, прогнозирование отложений русловых промоин, выполненных песчаниками, и толщ, выполняющих озера и характеризующихся увеличением размера зерен вверх по разрезу,, а также других «расщепляю-
Рнс. 31.2. Местонахождение, глубина залегания и категории меловых (Манвиллских) углей и изоконтуры содержания влаги в близповерхностных углях в западной Канаде [208].
Градация
391
Диагенез: преобразование осадка в породу
щих» угленосную толщу горизонтов имеет большое значение для эффективного извлечения углей как в подземных выработках, так и открытым способом. На площадях развития мощных непрерывных пластов в большинстве случаев эти особенности можно игнорировать, однако для большинства окраинных залежей раннее распознавание «аномальных» осадков в толще углей или рядом с ней имеет важное значение как для проходки шахт, так и для извлечения углей.
в различных пропорциях из протеинов, углеводов, жировых липидов, пигментов и лигнинов (только высшие растения). В процессе диагенеза эти биополимеры, имеющиеся в первичном органическом веществе, изменяются до геополимеров, которые в целом называются керогенами. На ранней стадии диагенеза на исходный материал воздействуют микроорганизмы, которые образуют аминокислоты и сахара. Остатки исходного материала, не используемые ми-
31 г. Нефть и газ-органические вещества, продуцирующие отложения и диагенез. Происхождение нефти и газа связано с биологическим и низкотемпературным термальным разложением рассеянного органического вещества, присутствующего в тонкозернистых осадочных породах. Органическое вещество встречается в количестве 2,1% в углистых сланцах, 0,29%-в карбонатах и 0,05%-в песчаниках (средние значения). Общее количество рассеянного органического вещества, имеющегося во всех осадочных отложениях Земли, составляет 3,8 IO15 т, из которых 3,6-IO15 т содержится в углистых сланцах
4,0 3,0
От 2,0
>я ч
1,0
££О, 0.5
S
£
50
100
150
200
Палеотемпература ,0C
Рве. 31.4. Связь типов углей с палеотемпературами Манвиллских углей [208]. См. рис. 31.2.
1000
2000
Глубина погружения, м
Рнс. 31.3. Соотношение между содержанием влаги в углях, глубиной захоронения и отражательной способностью (R) [208].
[202]. Для сравнения укажем, что общий тоннаж углей составляет 6-1012т, а нефти-2- IO11 т.
Рассеянное органическое вещество, присутствующее в углистых сланцах и илах, происходит из чрезвычайно разнообразных источников, однако, вероятно, большую часть поставляет планктон различного типа Современные растения и животные состоят
кроорганизмами в их жизненных процессах, вновь соединяются путем поликонденсации и полимеризации, в результате чего образуются бурого цвета соединения, подобные малоизвестным фульвиевой и гуминовой кислотам. Считается, что в процессе захоронения и погружения на эти остатки жизнедеятельности микроорганизмов влияет высокая температура, в результате чего образуется инертный кероген и природный газ как бипродукт (рис. 31.6, 31.7). Процесс созревания и изменения изначальных органических веществ, когда отсутствуют всякие углеводороды, необходимые для образования сырой нефти, в которой содержится большое разнообразие углеводородов, очевидно, представляет собой очень сложный процесс, который еще плохо изучен. Детальное изложение этого вопроса интересующийся читатель найдет в работах Дегенса [202] и Тиссо и Вельте [826].
Множество свидетельств, полученных по данным геологического изучения нефте-
392
Часть 3
проявлений и различного рода исследований погребенного органического вещества, показывают, что образование жидких углеводородов начинается при 65°С и заканчивается в интервале температур 135-150°С. Это так называемое «жидкое окно» отвечает средним глубинам порядка 3 км на площадях с нормальным геотермическим градиентом, а образование природного газа происходит в основном при более высоких температурах, в интервале 120-200°С. Если привлечь наше обсуждение вопроса о диагенезе глинистых отложений (гл. 28), то можно сказать, что образование нефти происходит в диагенетических зонах 4 и 5. Многими исследователями установлено, что нефтегазопродуцирующие породы не обязательно должны быть обогащены органическим веществом Основное условие нефтеобразования-отсутствие окисления на самой ранней стадии диагенеза. Это может достигаться быстрой скоростью осадконакопления (сопровождающегося, однако, накоплением органического вещества) или при дефиците O2 в водах на стадиях осадконакопления или диагенеза. Несмотря на вышеупомя-
нутые замечания по поводу содержания органического вещества, очевидно, что наиболее перспективными породами-источниками образования нефти будут те мощные толщи аргиллитов, которые накопились на площадях, характеризующихся высокой органической продуктивностью. Как указывалось ранее (гл. 24), высокая органическая продуктивность впоследствии явится причиной дефицита в илах O2 , что обеспечивает сохранность органического вещества. Таким образом, сформировавшиеся черные сланцы представляют собой источники углеводородов первостепенной важности (см. самый последний обзор о бескислородных обстановках осадконакопления и ге-
Рис. 31.5. Болото Снаггедн в Южной Каролине, США Фациальная карта и разрез, /-песчаные возвышенности (плейстоценовые барьеры); 2-соляное болото; 3-пресноводное торфяное болото, 4-пески, 5-глинистые пески, 6-глины; 7-глинистый торф, S-пресноводный торф; 9-торф соляных озер; 10-корневая зона, 11-раковины устриц [784
EZD4 ИЗ EZ361Д7
600 м 8 I ^zzza 19 [ T J l O I А |ll
393
Диагенез: преобразование осадка в породу
незисе нефтепродуцирующих отложений нослойных глин (см. гл. 27 и 28). Любой по-
в работе [206]).
ристый пропласток внутри толщи уплот-
ненных глин будет вести себя как проводник
31 д. Миграция нефти и газа. Если принять, для углеводородов, присутствующих в дви-
что обогащенные органическим веществом жущихся водах
аргиллиты были погребены на достаточно На вторичную миграцию углеводородов,
большую глубину, необходимую для обра- по данным Тиссо и Вельте [826], влияют
зования углеводородов, то можно считать, три фактора: а) тенденция всплытия нефти
что следующим этапом будет миграция и газа в порах пород, насыщенных водой; б)
углеводородов от источника до пористых
пород резервуара (первичная миграция) и за-
Образование углеводородов
Диагенез Незрелая зона
тем через пористые породы в подходящую ловушку углеводородов (вторичная мигра-
' Биохимический метан
ция), где последние должны быть эффектив-
• Хемофоссилни
но запечатаны. Вероятно предположение,
что во время первичной миграции углеводороды движутся в виде дискретных глобулей,
3 8
коллоидальной суспензии (мицелл) или
в растворенном виде. По-видимому, при
Лигнин
Углеводы
Протеины
Липиды
S В
H S
S
•ея
й
§§§
Метагенез Зона I сухого газа I
•ульвиевая и гуминовая кислота, гумш
!Хемофоссилни
I tceFore"
feggf*
Термальное
л i
разложение Углеводороды с f
1Пнизкой и средней) молекулярной массой о S
Крегинг
Ji
g k
Метан + легкие
«
углеводороды
Остаточный углерод
Рис. 31.6. Источники углеводородов
раз-
личных геологических условиях [826].
различных условиях имеют место все три способа миграции. Углеводороды перемещаются в водной среде под действием дифференциальных сил напряжения, возникающих при уплотнении осадков. Есть предположение [132], что перераспределение углеводородов вдоль потенциальных градиентов потока достигает максимума при высвобождении межслоевых вод из смеша-
Рис. 31.7. Образование углеводородов как функция глубины погружения материнских пород (глубина приблизительная) [826J.
капиллярное давление, которое определяет многофазовый поток; в) гидродинамика движения поровых вод. Нефтяные глобули или пузырьки газа, диаметр которых превышает диаметр пор, должны быть разбиты, чтобы они могли пройти через узкие поры. Поверхностное натяжение на границе между нефтью-газом и водой должно преодолеть капиллярное давление. Нефть, попавшая в ловушку в пористых породах, находится в равновесном состоянии между силами плавучести, гидродинамическими движущими силами и капиллярными силами сопротивления Ловушка должна быть перекрыта непроницаемыми отложениями, диаметр пор которых достаточно мал, чтобы капиллярное давление превышало движущие силы.
Направление движения углеводородов определяется в основном направлением движения потока вдоль локальных или региональных градиентов давления; возможна их миграция вверх, вниз и в стороны в зависимости от конкретных условий. Мигра-
394
Часть 3
ция углеводородов будет продолжаться до тех пор, пока действуют движущие силы. Некоторыми исследователями установлена миграция углеводородов на сотни и более километров. Миграции углеводородов в жидкой фазе под поверхностью земли в значительной степени способствует низкая вязкость горячей сырой нефти и наличие газов в растворе
31 е. Ловушки нефти и газа и изучение резервуаров. В природе встречается большое разнообразие углеводородных ловушек (УВ); наиболее существенные из них показаны на рис. 31.8. Наибольший седиментологический интерес представляют собой стратиграфические ловушки, поскольку они зависят от латерального изменения фаций. Однако изучение 198 самых крупных нефтяных месторождений (максимальная добыча 500-IO6 баррелей нефти из каждого) показало значительное преобладание структурных антиклинальных ловушек [582]. В то же время следует отметить, что такие
носных и газоносных залежей, когда породы не были еще достаточно уплотнены. Утечка могла также проходить по плоскостям разломов (рис. 31.9). Относительно недавняя миграция такого рода называется третич-
ной миграцией.
По поводу изучения резервуаров можно отметить, что здесь наиболее важное значение имеют седиментологические исследования. При определении характера распространения пород, слагающих резервуар, всегда следует руководствоваться фа-
Вторичнын
Рис. 31.9. Схематический разрез через конседиментационный разлом в дельте Нигера, показано положение залежи углеводородов и возможное направление миграции углеводородов. 1 -нефть; 2-вода; 3-газ [857].
Рис. 31.8. Различные ловушки нефти и газа. 1 - нефть, 2 - газ; 3 - вода [370].
месторождения относительно просто обнаруживаются под землей и что все большее внимание привлекают более сложно выявляемые стратиграфические ловушки, особенно в районах, где ведется интенсивная разведка, например в США [861]. Ловушки обычно покрыты непроницаемой толщей уплотненных аргиллитов или эвапоритов, хотя утечка нефти и газа могла происходить на ранних стадиях образования нефте-
циальными изменениями, а также результатами диагенетических процессов, когда благодаря цементации образуется экранирующая зона. Наиболее благоприятные породы для резервуара-это широко распространенные хорошо сортированные осадочные отложения-от песков до гравийно-галечниковых отложений. Они включают пластовые песчаники разветвленных русел ре®# пустынные пески эргов, литоральные и сублиторальные карбонатные породы и кластические пески водоемов, пески фронта' ? дельты, шельфа и водоема, рифы и рифовую- j осыпь, а также проксимальные отложенй^Э подводных конусов выноса. Каждая фациф имеет свою собственную обстановку осад3^ конакопления (см. гл. 12-26), которую моЖ^| но распознать и интерпретировать по кервз^ и каротажу. На большинстве обнаруженньвЩ нефтяных месторождений проводилось Д&^д]
395
393 Диагенез: преобразование осадка в породу
тальное изучение фаций, что позволило лучше оценить продуктивность данного резервуара и методы эксплуатации. Хотя большинство нефтяных месторождений представляют собой структурные ловушки, нефть встречается только там, где благоприятный резервуар накладывается на антиклиналь
Рис. 31.10. Местонахождение нефтяных и газовых месторождений по отношению к фациям осадконакопления в нижней части группы Уилкокс, Техас, США. 1 - дельта, 2-береговая равнина, S-барьерный бар, 4-шельф; 5-край шельфа; 6-месторождения в Нижнем Уилкоксе [259]
Блестящие примеры приведены Хармсом [345] и для большей площади (рис 31 10) Фишером и Мак-Гоуэном [259]. Примеры развития ловушек по разлому в дельтовых фациях, по данным исследований группы Shell, показаны на рис. 31.9 Стратиграфические ловушки в нерифовых карбонат-эвапоритовых фациях, по данным исследований Иллинга и др. [409], изображены на рис. 31.11 Фациальные исследования приобретают особо важное значение для вторичного извлечения нефти, где условия закачки воды зависят от детального знания строения резервуара. Таким образом, для таких исследований приобретает большое
396
Часть 3
Доломитовые аргиллиты и сланцы
2 км
Ангидрит-доломито • вые глины
и глинистые сланцы непроницаемые
подстилающие породы
0)
Триасовые ^расноцвётные
• *
породы •
Зона ангидритиэации
Водонефтяной контакт на разных уровнях
2 Jcm
Низкопроницаемые
мелоподобные известняки,
подстилающие резервуар,
сложенный скелетно- -i
водорослевыми 20 J
известняками
™
Рис. 31.11. Стратиграфические ловушки, образовавшиеся за счет фациальных изменений а-в фациях себхи -лагун; б - в карбонатных резервуарах под границей несогласия со вторичной ангидритизацией Это типичные примеры из района Миссисипи в Саскачеване и Северной Дакоте; подобные ловушки встречаются на Ближнем Востоке
[409]
значение проблема взаимосвязи русловых песчаников [122], упомянутая в гл. 15 [837].
Последний аспект изучения резервуаров касается роли диагенеза в образовании и изменении проницаемости и пористости. Минералы, содержащиеся в цементе пород, имеют тенденцию закупоривать первичное пористое пространство, особенно поровые каналы, что ведет к уменьшению пористости и проницаемости. Таким образом, в цементированные породы потенциальных ловушек не поступают углеводороды, а из частично цементированных резервуаров нельзя эффективно извлечь содержащуюся в них нефть. Самый распространенный цемент-это диагенетические глинистые минералы (гл. 28) в песчаных резервуарах и карбонатный цемент в известняковых. Как мы
видели ранее, все пористые осадки имеют тенденцию подвергаться цементации, когда они погребены, и поэтому важно, чтобы миграция нефти происходила как можно раньше, до процесса цементации. Данные, полученные на многих месторождениях, показывают, что если резервуар обладал пористостью, то углеводороды препятствуют дальнейшей цементации. Хорошие примеры
имеются в пористых известковых песках
зоны Араб-резервуарах в Саудовской Аравии, Катаре и Абу-Даби. Здесь заполненные нефтью поры окружены лишь тонкой каемкой цемента, в то время как в соседних обнажениях и в погребенных отложениях, не содержащих нефти, поры почти выполнены вторичным кальцитовым цементом.
Процесс, известный под названием диаге-
нетического запечатывания [868], может
происходить в результате цементации ниже контакта нефть-вода в стратиграфических ловушках, сложенных как карбонатными, так и обломочными породами. Это имеет важное значение в случае вторично наклоненных ловушек, а также для разработки программ вторичного извлечения нефти,
В некоторых резервуарах благодаря их пористости протекают вторичные процессы
растворения или перекристаллизации. Ранее мы обсудили пример вторичного образования пор в песчаниках (разд. 28ж) Другие примеры связаны с растворением доломитовых или эвапоритовых минералов в порах и пустотах и с растворением арагонита. Оба этих процесса имеют место, когда метеорные воды попадают в карбонатно-эвапоритовые породы. Большая пористость де^
вонских рифогенных отложений Канадй'
связана именно с этим процессом. Друто£г
классический способ образования вторич-
ной пористости-доломитизация из
ков в замкнутой системе. Этот процесс
дет к уменьшению объема пород и, следо
тельно, к увеличению пористости, дек
гающей максимум 10%.
\
Другой вид пористости связан с об нием трещин в породах на относите поздней стадии Трещиноватость пород жет быть результатом плавного прогиб" уже полностью цементированного резе ра, и в этих случаях трещины могут о^ чить более эффективное сообщение
изолированными порами. Многие
397
Диагенез: преобразование осадка в породу
вуары в карбонатных породах на Ближнем Востоке, например в Иране и Ираке, имеют именно такой трещинный тип пористости. Интересные примеры встречаются также в меловых породах меловой системы, развитых в районе Северного моря. Эти породы обычно сильно пористые, но при этом они чрезвычайно малопроницаемы. На месторождении Экофиск микротрещиноватость меловых пород, залегающих на соляном куполе, явилась причиной образования обширного резервуара с высокой проницаемостью.
31 ж. Битуминозные пески. Термин «битуминозные пески» относится к таким отложениям, из которых тяжелая нефть не может быть извлечена обычными методами добычи. Это густая, сильновязкая и окисленная нефть, которая просто прилипла к порам резервуара. В таких отложениях содержатся практически безграничные запасы тяжелой нефти. Подсчитано, что только в 16 месторождениях битуминозных песков заключено столько же нефти, сколько ее находится во всех месторождениях, которые можно осваивать традиционными способами [205] Таким образом, битуминозные пески представляют собой важный резерв нефти для ее добычи в будущем, когда усовершенствуются методы ее извлечения. Битуминозные пески долины Атабаска в западной Канаде имеют запасы, превышающие более чем в 4 раза запасы самого крупного разрабатываемого нефтяного месторождения Гхавар в Саудовской Аравии.
Битуминозные пески образуются, когда низкотемпературные ( < 90°С) обогащенные кислородом и бактериями метеорные воды приходят в соприкосновение с жидкой нефтью средней плотности Вода вымывает более растворимые лепсие фракции углеводородов, особенно ароматические группы. Нормальные парафины удаляются в результате бактериальной биодеградации. Остающиеся тяжелые смолы начинают формировать «озокеритовый настил» в контактовой зоне нефть-вода и постепенно заполняют весь резервуар. В процессе биохимических реакций образуется легкий углекислый газ, который нетрудно обнаружить изотопным анализом. Битуминозные пески обычно встречаются в краевых частях нефтеносных
бассейнов или в близповерхностных ловушках, где трещины позволяют метеорным водам просачиваться через породы кэпрока.
31з. Нефтяные сланцы. Было подсчитано, что все нефтяные сланцы содержат в 600 раз больше нефти, чем известные в настоящее время месторождения жидкой нефти Эти огромные ресурсы ожидают еще своей очереди, хотя значительный объем нефти уже сейчас ежегодно добывается из этих сланцев в Китае и Советском Союзе (в Эстонии). Проблема заключается в высокой стоимости добычи и загрязнении окружающей среды; при этом нефть может быть извлечена только при подогреве ее до температур свыше 500°С.
Нефтяные сланцы-это обогащенные керогеном глины, в которых высокое содержание органического вещества обусловлено остатками водорослей Эти водоросли представляют собой планктон, периодически появляющийся в относительно спокойных водах озер или в обстановках мелководного шельфа. Образованные таким образом водорослевые илы предохранены от окисления благодаря бескислородным условиям вод в зоне осадконакопления, или на разделе осадок-вода, или, наконец, вследствие наличия слоя рассолов ниже верхнего эвфотического кислородсодержащего слоя. Как обсуждалось в гл. 16, самые крупные запасы нефти в нефтяных сланцах содержатся в формации Грин-Ривер на западе США. Здесь нефтяные сланцы залегают как на поверхности, так и на глубине на большой площади. Они образовались как фация в обстановке озерной низменности, которая периодически то расширялась, то сокращалась (рис. 16.7) Эти и большинство других нефтяных сланцев имеют тонкую ленточную слоистость (как обогащенные, так и обедненные водорослями осадки). Ленточными прослойками из кокколитов сложены морские нефтеносные сланцы, как, например, кимериджские глины, развитые в Северо-Западной Европе. При глубоком захоронении нефтяных сланцев высвобождается большое количество жидких углеводородов, и большая часть запасов нефти в северной части Северного моря имеет именно такое происхождение-из кимериджских продуцирующих пород.
398
Часть 3
31и. Выводы. Твердые углеводороды, такие, как угленосные серии, образуются при постепенном термальном диагенезе органических торфяников. Категория у1лей оценивается по данным измерения отражательной способности и в основном определяется глубиной захоронения и тепловым потоком. Угли встречаются в разнообразных прибрежных и аллювиальных литофациях, но чаще всего в обстановках пойменных болот древних прибрежных равнин и дельт.
Жидкие и газообразные углеводороды образуются при биогенном и низкотемпературном диагенезе рассеянного органического вещества (биополимеров), преобразующегося в геополимеры-кероген. Изучение отражательной способности и геологического строения показало, что образование нефти происходит при температурах в диапазоне 65-150°С. Первичная миграция от источника к пористым осадочным породам происходит в водных фазах, когда при уплотнении осадков в ходе их обезвоживания вытесняются как связанные, так и молекулярные воды. Воды движутся благодаря градиентам давления до тех пор, пока не попадут в структурные и стратиграфические ловушки. Резервуарные породы в ловушках отличаются большим разнообразием; в их числе можно упомянуть аллювиальные отложения русел, отложения пустынных дюн, фронта дельты, баров, шельфов, подводных
конусов выноса, рифов и карбонатов окраин платформ. Количество углеводородов и скорость миграции зависят от проницаемости и пористости резервуара. Диагенетическое осаждение цементирующих минералов и уплотнение осадков уменьшают значение этих параметров. Миграция углеводородов часто происходит на ранней стадии, а растворение цемента и зерен при погружении осадков (вторичная пористость) может увеличить пористость и проницаемость пород до необходимого уровня.
Литература, рекомендуемая для дальнейшего чтения
Самые последние работы по геологии, связанной с углеводородами, хотя в них рассматриваются в основном метаморфизм органического вещества и миграция вод,-это работы Тиссо и Вельте [826] и Дегенса [202], они содержат разделы, посвященные диагенезу органического вещества. Вопросы нефтяной геологии рассматриваются в работах [148, 370] Описание седиментологического подхода в конкретных случаях изучения нефтяных и газовых месторождений можно найти на страницах Бюллетеня Американской ассоциации нефтяников-геологов примерно за последние 20 лет. Интересная серия статей по разным аспектам нефтяной геологии, включая хороший обзор, Магары по миграции вод и Тиссо по геохимическим исследованиям органического вещества1 в процессе диагенеза, приведена в работе под ре^ дакцией Хобсона [369].
Литература
1. Abbott J. Е, Francis J. RD. 1977. Saltation and suspension trajectories of solid grams m a water stream. Phil Trans R Soc Lond. (A) 284, 225-254.
2. Ager D.V. 1973 The nature of the stratigraphical record. London Macmillan.
3. Alexandersson E T. 1976 Actual and anticipated petrographic effects of carbonate undersaturation in shallow seawater. Nature 262, 653-657
4 Allan J. R., Mathews RK. 1977 Carbon and oxygen isotopes as diagenetic and stratigraphic tools: surface and subsurface data, Barbados, W. Indies Geology 5, 16-20.
5 Allen GP 1971. Deplacement aisonniers de la lentille de wGreme de Vase" dans Testuarie de la Gironde Comptes Rend, de 1'Acad Sci Pans 273, 2429-2431
6 AUen GP, SauzayG., Castamg P. 1976. Transport and deposition of suspended sediment in the Gironde estuary, France In Wiley (1976), 63-81
7. Allen J.R. L. 1960 The Mam Tor sandstonesa "turbidite" facies of the Namurian deltas of Derbyshire, England. J Sed. Petrol 30, 193-208.
8. AllenJ R.L. 1964. Primary current lmeation in the Lower Old Red Sandstone (Devonian), Anglo-Welsh Basin. Sedimentology 3, 89-108.
9 Allen JRL 1965 A review of the origin and characteristics of recent alluvial sediments Sedimentology 5, 89-191
10. Allen J R L. 1965 Late Quaternary Niger delta and adjacent areas sedimentary environments and lithofacies Bull AAPG 49, 547-600.
11 .Allen J.R. L. 1966. On bedforms and palaeocurrents Sedimentology 6, 153-190.
12 Allen J.R. L 1968. Current ripples. Amsterdam: North-Holland.
13. Allen J. R. L 1969 Some recent advances in the physics of sedimentation. Proc Geol Ass. 80,
14. Allen J R.L. 1969 Erosional current marks of weakly cohesive mud beds. J. Sed Petrol. 39, 607-623.
15. Allen J.R. L. 1970. The avalanchmg of granular solids on dune and similar slopes. J. Geol 78, 326-351.
16 Allen J.R.L 1970. Physical processes of sedimentation London- George Allen & Unwm.
, 17. Allen J. R. L. 1970. Studies in fluviatile sedimentation a comparison of fining-
upwards cyclothems, with special reference to
coarse-member composition and inter-
pretation J Sed Petrol 40, 298-323
18 Allen J R.L 1971. Mixing at turbidity current
heads, and its geological implications. J. Sed
Petrol. 41, 97-113.
19 Allen J R.L 1971 Transverse erosional marks
of mud and rock- their physical basis and
geologic significance Sed. Geol. 5, 167-385
20 Allen JRL
1972. A theoretical and
experimental study of climbing-ripple cross-
lamination, with a field application to the
Uppsala esker Geog. Annlr 53A, 157-187
21 Allen J.R L. 1973. Phase differences between
bed configuration and flow in natural
environments, and their geological relevance.
Sedimentology 20, 323-329.
22 Allen JRL 1974 Studies in fluviatile
sedimentation, implications of pedogenic
carbonate units, Lower Old Red Sandstone,
Anglo-Welsh outcrop. Geol. J 9, 181-208
23. Allen J R. L1 Banks N L. 1972 An interpretation and analysis of recumbent-folded
deformed cross-bedding. Sedimentology 19,
257-283.
24 Allen J.R L, Collinson J.D. 1974 The supe-
rimposition and classification of dunes formed
by unidirectional aqueous flows Sed. Geol. 12,
169-178
25 AllenJRL, Leeder M. R 1980. Critena for
the instability of upper-stage plane beds.
Sedimentology 27, 209-217
26. Allen P. 1967. Origin of the Hastings facies in
north-western Europe. Proc Geol Ass. 78,
27-105
27. Allen P. 1972 Wealden detntal tourmaline
implications for north-western Europe. J.
Geol. Soc. Lond. 128, 273-294
28 Allen T. 1968. Particle size measurements.
London Chapman & Hall.
29 AndelTH, van, Curray J R. 1960. Regional
aspects of modern sedimentation m northern
Gulf of Mexico and similar basins, and
paleogeographic significance In. Recent
sediments: N.W.Gulf of Mexico, F P
Shepard, F B. Phleger & Т.Н. van Andel (eds),
345-364, Tulsa, Okla. AAPG
30 Andel Т.Н., van, Thiede J., Sclater J. G, Hay-
WW \971. Depositional-history of the S.
Atlantic Ocean during the last 125 million
years. J. Geol 85, 651-698.
31. Anderton R. 1976. Tidal shelf sedimentation,
an example from the Scottish Dalradian.
Sedimentology 23, 429^58.
400
Лиггературя
32 Arthurton R S 1973 Experimentally produced
halite compared with Triassic layered
halite-rock from Cheshire, England
Sedimentology 20, 145-160
33 ArxWS, von 1962 An introduction to
physical oceanography. Reading, Mass
Addison-Wesley
34 Ashley G M 1975 Rhythmic sedimentation in
glacial
Lake
Hitchcock,
Massa-
chusetts-Connecticut
In
Jophng
& McDonald (1975), 304-320
35 Assereto RLAM7 Kendall CG St C 1977 Nature, origin and classification of pentidal
tepee structures and related breccias
Sedimentology 24, 153-210
36 Badwzamam K. 1973 The Dorag dolo-
mitisation model-application to the Middle
Ordovician of Wisconsin J Sed. Petrol 43,
465-484
37 Bagnold R. A 1935. Libyan sands London
38 Bagnold RA 1940 Beach formation by
waves some model experiments in a wave
tank J Inst Civ. Engrs 15, 27-52
39 Bagnold R A 1946. Motion of waves in
shallow water interactions between waves and
shallow bottoms Proc R Soc Lond (A) 187,
1-18
40 BagnoldR A 1954 Experiments on a gravity-
free dispersion of large solid spheres in
a Newtonian fluid under shear. Proc R Soc
Lond (A) 225, 49-63
41 Bagnold RA 1954 The physics of blown sand
and desert dunes, 2nd edn. London Chapman
& Hall
42 Bagnold RA 1956 The flow of cohesionless
grains in fluids. Phil Trans R Soc Lond (A)
249, 335-397
43 Bagnold R.A 1962. Auto-suspension of
transported sediment turbidity currents. Proc
R Soc Lond (A) 265, 315-319
44 Bagnold R A 1963 Mechanics of marine
sedimentation In* The sea, MN Hill (ed),
507-523 New York Wiley
45 Bagnold R A 1966 The shearing and dilation
of dry sand and the "singing" mechanism
Proc R Soc Lond (A) 295, 219-232
46 Bagnold R A 1966 An approach to the
sediment transport problem from general
physics USGS Prof Pap, no 422-1
47 Bagnold R A. 1968 Deposition in the process
of hydraulic transport Sedimentology 10,
45-56
48 Bagnold R A 1973 The nature of saltation
and of "bed-load" transport in water Proc. R
Soc Lond (A) 332, 473-504.
49 Bagnold RA 1977 Bedload transport by
natural rivers Water Resources Research 13,
303-312
50 BakerVR 1973 Paleohydrology and se-
dimentology of Lake Missoula flooding in
eastern Washington, Geol. Soc Am Spec
Pap, no 144
51 Baker VR 1974. Paleohydraulic interpretation
of Quaternary alluvium near Golden,
Colorado Quat Res 4, 94-112.
52 Baldwin B 1971 Ways of deciphering
compacted sediments J Sed Petrol. 41,
293-301
53 Ball M M 1967 Carbonate sand bodies of
Florida and the Bahamas. J Sed Petrol 37,
556-591
54. Ballance P F, ReadingHG (eds) 1980 Se-
dimentation in oblique-slip mobile zones
Spec Publ Int Ass Sed, no 4.
55 Banerjee I, McDonaldBC 1975 Nature of
esker sedimentation In Jopling & McDonald
(1975), 132-154
56 Banks N L 1973 The origin and significance
of some downcurrent-dipping cross-stratified
sets J. Sed Petrol 43, 423-427.
57 BarkerC 1972 Aquathermal pressuring-role
of temperature in development of
abnormal-pressure zones Bull AAPG 56,
2068-2071
58 Basu A S.t
Young W,
Suttner L. J.,
JamesWClMackGH
1975 Re-evaluation
of the use of undulatory extinction and
polycrystallinity in detrital quartz for
provenance interpretation J Sed Petrol 45,
873-882.
59 BatesCC 1953 Rational theory of delta
formation Bull AAPG 37, 2119-2161
60 Bathurst RGC 1958 Diagenetic fabrics in
some British Dinantian limestones Geol. J 2,
11-36
61 Bathurst RGC 1964 The replacement of
aragonite by calcite in the molluscan shell
wall In- Approaches to paleoecology, J
Imbrie & N D. Newell (eds), 357-376. New
York Wiley
62 Bathurst R.G C 1966 Boring algae, micrite
envelopes and Iithification of molluscan
biosparites Geol J 5, 15-32
63 Bathurst RGC 1968 Precipitation of ooids
and other aragonitic fabrics in warm seas. In:
Recent developments m carbonate
sedimentology in Central Europe, G Muller
& G M Friedman (eds), 1-10 Berlin Springer.
64. Bathurst R G C. 1975 Carbonate sediments
and their diagenesis, 2nd edn Amsterdam:
Elsevier
65 Beard D. C1 Weyl P K 1973 Influence of texture on porosity and permeability of
unconsolidated sand Bull AAPG 51, 349-369. ,
66 Beaty CB 1963 Origin of alluvial fans, White\
Mountains, California and Nevada Ann. Ass. ^
Am Geogs 53, 516-535.
'T;
67 Belderson R H , Johnson M A , Stride A. Hs:** 1978 BedIoad partings and convergences atr.v
the entrance to the White Sea, USSR and
between Cape Cod and Georges Bank, USA. ^
Mar Geol 28, 65-75
<*
68 BergRR 1975 Depositional environment of*4
Upper Cretaceous Sussex Sandstone Hous$*"
Creek Field, Wyoming Bull. AAPG 59$
2099-2110.
•
69 Berger WH 1971 Sedimentation of PlanMir
tonic foraminifera Mar Geol It, 3 2 5 - 3 ¾
70 BergerWH 1974. Deep-sea Sedimentati j In The geology of continental mar'"
C A Burk & C L Drake (eds), 213-141 I
York Springer
401
Лиггературя
71 Berger WH, Winterer E.L. Plate stratigraphy and the fluctuating carbonate line In. Hsu & Jenkyns (1974), 11-48.
72 Berner R A 1969. Goethite stability and the origin of red beds. Geochim Cosmochim Acta 33, 267-273.
73 Berner R A. 1970 Sedimentary pyrite formation. A. J. Sci. 208, 1-23
74. Berner R. A 1971 Principles of chemical sedimentology. New York McGraw-Hill
75 Berner R. A 1975 The role of magnesium in the crystal growth of calcite and aragomte from sea water. Geochim. Cosmochim. Acta 39, 489-504
76 Bemer R A 1976. The solubility of calcite and aragonite in seawater at atmospheric pressure and 34.5 X0 salinity Am J Sci. 276, 713-730
77 Berner R A. 1980. Early diagenesis a theoretical approcach. Princeton, NJPrinceton Univ Press.
78 Berner R A., Westrwh J. T1 Graber R.r SmithJ., Martens C.S. 1978. Inhibition of aragonite precipitation from supersaturated seawater. A laboratory and field study Am J Sci. 278, 816-837.
79 Bernoulli D., Jenkyns H. C. 1970 A Jurassic basin, the Glasenbach Gorge, Salzburg, Austria. Verh. Geol. BundesansL Wien 1970, 504-531.
80 BernoulliD., Jenkyns H.C. 1974. Alpine, Mediterranean and Central Atlantic Mesozoic facies in relation to the early evolution of the Tethys In Modern and ancient geosynclmal sedimentation, R H. Dott & R. H. Shaver (eds) 129-160. SEPM Spec. Pubn no 19
81. BeufS., Biju-DuvalB., de CharpalO., RognonPl Oariel O , Bennacef A. 1971 Les gres du Palaeo2oique Infeneur au Sahara. Pans: Ed. Technip.
82 Bigarella J J. 1972 Eolian environments* their characteristics, recognition and importance. In: Recognition of ancient sedimentary environments, J K. Rigby & WK Hambhn (eds), 12-62. SEPM Spec Pubn no. 16.
83. Bigarella J. J. 1973 Paleocurrents and the problem of continental drift Geol. Runds. 62, 447-477.
84 Biscaye PE. Eittreim S.L. 1977 Suspended particulate loads and transports in the nepheloid layer of the abyssal Atlantic Ocean Mar Geol. 23, 155-172.
85 Blatt H, Middleton G. K Murray R 1980 Origin of sedimentary rocks, 2nd edn. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall.
86. Bluck B.J. 1964. Sedimentation of an alluvial fan in southern Nevada. J. Sed. Petrol. 34, 395-400.
87 Bluck B J 1965. The sedimentary history of some Triassic conglomerates in the Vale of Glamorgan, South Wales. Sedimentology 4, 225-245.
88.Bluck B J. 1971. Sedimentation in the meandering River Endnck Scott J. Geol. 7, 93-138.
26-91
89 Bluck B.J. 1978. Geology of a continental margm the Ballantrae Complex. In: Crustal evolution in NW Britain and adjacent regions, D.R Bowes & B.E.Leake (eds), 151-162. Geol. J Spec Issue, no. 10.
90 Bluck B J. 1979 Structure of coarse-grained braided stream alluvium Trans. R. Soc Edinb. 70, 181-221
91. De Boer A. B. 1977. On the thermodynamics of pressure solution -interaction between chemical and mechanical forces. Geochim Cosmochtm. Acta 41, 249-256
92 Boersma J R. 1967. Remarkable types of mega crossstratification m the fluviatile sequence of a subRecent distributary of the Rhine, Amerongen, the Netherlands. Geol. Mijn. 46, 217-235.
93 Boles J. R. 1978 Active ankente cementation in the subsurface Eocene of Southwest Texas. Contrib. Mineral. Petrol. 68, 13-22.
94 BolesJ R., Franks S.G. 1979. Clay diagenesis in Wilcox Sandstones of SW Texas: implications of smectite diagenesis on sandstone cementation J Sed. Petrol 49, 55-70
95 Boothroyd J. C., Ashley G.M. 1975. Processes, bar morphology and sedimentary structures on braided outwash fans, northeastern Gulf of Alaska In* Joplmg & McDonald (1975), 193-222
96 BorchC., von der, LockD 1979. Geological significance of Coorong dolomites. Sedimentology 26, 813-824.
97 Borchert H., Muir R 0. 1964. Salt deposits. London- Van Nostrand Reinhold.
98. Bosence D.W.J 1973 Facies relationships m a tidallyinfluenced environment: a study from the Eocene of the London Basin. Geol. Mijn. 52, 63-67.
99 Bott M.H P 1976. Formation of sedimentary basins of grabcn type by extension of the continental crust. Tectonophysics 36, 77-86.
100 Boulton G S 1968. Flow tills and related deposits on some West Spitsbergen glaciers. J Glaciol. 7, 391-412
101 Boulton G S 1972. The role of thermal regime m glacial sedimentation. Spec. Pubn Inst. Bnt. Geogs 4, 1-19.
102 Boulton G S. 1972. Modern ArcUc glaciers as depositional models for former ice sheets Q. J. Geol Soc Lond. 128, 361-393.
103 Boulton GS1 Eyles N. 1979. Sedimentation by valley glaciers: a model and genetic classification. In: Moraines and varves, C. Schluchter (ed), 11-24. Rotterdam BaIkema
104 Bouma A H. 1969 Methods for the study of sedimentary structures New York: Wiley (reprinted by Kneger, NY, in 1979).
105 Bouma A. H., Holhster C.D. 1973. Deep ocetn basin sedimentation. In: Turbidites and deep water sedimentation, 79-128. SEPM Short course Anaheim
106 Bowna A H., Moore G T, Coleman J. M. (eds). 1978. Framework, facies and oil-trapping characteristics of the Upper Continental
402
Летерятура
Margin. Tulsa, Okla. AAPG (Studies m Geology, no 7)
107 Bourgeois J. 1980 A transgressive shelf sequence exhibiting hummocky stratification the Cape Sebastion Sandstone (U. Cretaceous) SW Oregon J Sed Petrol 50, 681-702.
108 Bowen A J 1969 Rip currents, 1 theoretical investigations. J Geophys. Res 74, 5467-5478
109 Bowen A J , Inman DL 1969 Rip currents, 2laboratory and field observations J Geophys Res. 74, 5479-5490
110. Bowen A.J, InmanD L, Simmon V. P. 1968 Wave "set down" and "set up" J Geophys Res. 73, 2569-2577
111 Bowler J M 1977. Aridity in Australia age, origins and expression in aeolian landforms and sediments Earth Sci Rev. 12, 279-310
112 Bradshaw M J., James S J TUrner P 1981 Origin of oolitic ironstones-discussion. J Sed Petrol 50, 295-299
113 Braithwaite C J R 1968. Diagenesis of phosphatic carbonate rocks on Remire, Amirantes, Indian Ocean. J Sed Petrol. 38, 1194-1212
114 Braithwaite C J. R 1973 Settling behaviour related to sieve analysis of skeletal sands Sedimentology 20, 251-262.
115 Bramlette M.N. 1961 Pelagic sediments In Oceanography, M. Sears (ed.), 345-366 Pubn Am. Assoc. Adv. Sci, no 67.
116. Bridge J S. 1976. Bed topography and grain size in open channel bends. Sedimentology 23, 407-414
117. Bridge JS 1977 Flow, bed topography, gram size and sedimentary structures in open channel bends a three dimensional model Earth Surf. Proc. 2, 401 ^tl 6
118. Bridge J. S. 1978. Palaeohydraulic interpretation using mathematical models of contemporary flow and sedimentation in meandermg channels In. Miall (1978), 723-742
119.Bridge JS. 1978 Origm of horizontal lamination under turbulent boundary layers Sed Geol. 20, 1-16.
120 Bridge J. S., JarvisJ 1976. Flow and sedimentary processes in the meandering River South Esk, Glen Clova, Scotland. Earth Surf. Proc. 1, 303-336.
121. Bridge J. St JarvisJ 1982. The anatomy of a river bend a study in flow and sedimentary processes, Sedimentology, in press.
122 BridgeJ S1 Leeder M R. 1979. A simulation model of alluvial stratigraphy Sedimentology 26, 617-644.
123 Bridges P. H 1975. The transgression of a hard substrate shelf- the Llandovery (L Silurian) of the Welsh Borderland. J. Sed. Petrol. 45, 79-94.
124 Bridges P H., Leeder JVf. R 1976 Sedimentary model for intertidal mudflat channels with examples from the Solway Firth, Scotland Sedimentology 23, 533-55Z
125 Broecker W.S. 1974. Chemical oceanography. New York* Harcourt Brace Jovanovich.
126 Broecker WS, TakahashiT 1966. Calcium
carbonate precipitation on the Bahama Banks,
J. Geophys. Res. 71, 1575-160Z
127 Broolfield M. 1970 Dune trends and wind
regime in Central Australia Z. Geomorph,
supp. no. 10, 121-153.
128. Broolfield M E 1977. The origin of bounding
surfaces in ancient aeolian sandstones
Sedimentology 24, 303-330.
129 Broussard M L. (ed). 1975 Deltas- models
for exploration Houston* Geol. Soc. Hous-
ton.
130 Bryan G M. 1970 Hydrographic model of the
Blake Outer Ridge J Geophys Res. 75,
4530-4545
131 BullW.B. 1972. Recognition of alluvial fan
deposits ш the stratigraphic record In-
Recognition of ancient sedimentary en-
vironments, J. K. Rigby & W. K. Hambhn
(eds), 63-83 SEPM Spec. Pubn, no. 16.
132 BurstJF 1969. Diagenesis of Gulf Coast
clayey sediments and its possible relation to
petroleum migration. Bull. AAPG 53, 73-93
133 Bush P 1973. Some aspects of the diagenetic
history of the sabkha in Abu Dhabi, Persian
Gulf In The Persian Gulf, B H Purser (ed.),
395-407 Berlin* Springer.
134 Butler G P 1970. Recent gypsum and
anhydrite of the Abu Dhabi sabkha, Trucial
Coast an alternative explanation of origin In:
Third Salt Symposium, J L Rau & LF
Dellwig (eds), 120-152 Cleveland. Northern
Ohio Geol Soc
135. Callander R. A 1978. River meandering. Ann.
Rev. Fluid. Mech. 10, 129-158.
136 Calvert S. E 1974. Deposition and diagenesis
of silica in marine sediments. In: Hsu
& Jenkyns (1974), 273-300
137 Calvert S E. 1977. Mineralogy of silica phases--
m deep-sea cherts and porcelanites. Phil ;
Trans R Soc Lond (A) 286, 239-25Z
138 Campbell С. V 1971 Depositional mo- ^
del-Upper Cretaceous Gallup beach %
shoreline, Ship Rock area, NW New Mexica -
J Sed. Petrol 41, 395-409
/,¾
139 CampbeUCV 1976. Reservoir geometry of;*
a fluvial sheet sandstone Bull. AAPG Й5Ч
1009-1020.
140 Campbell С. V, Oakes R Q. 1973. Estuarin^i
sandstone filling tidal scours, Lo
Cretaceous Fall River Formation, W y o m i n g !
J Sed Petrol. 43, 765-778.
141 Cant D.J, Walker R. G. 1978 F l u v u ®
processes and facies sequences in the sand|lr||
braided South Saskatchewan Sedimentology 25, 625-648.
River,
Can' a7dJiJ|lj|i|
142 Carlston C.W. 1965. The relation of & Я Н
meander geometry to stream discharge and ЩШ
geomorphic implications Am. J. Sci.
864-885.
-Щ
143 CarrollD 1958. Role of clay minerals ill t g t g l
transportation of iron Geochim. Cosmochim||||
Acta 14, 1-27.
-ШШ
144 Carroll D 1970 Rock weathering New У о о Щ |
Plenum.
]э|В
145. Carson M.A 1971. The mechanics of erosjj|gH
London. Pion
щи : ; | | H |
403
Литература
146. Carver R.E. Procedures in sedimentary petrology. New York: Wiley.
147 Caston VN. D 1972 Linear sand banks in the southern North Sea. SedimentoIogy 18, 63-78
148. Chapman R.E. 1976. Petroleum geology a concise study. Amsterdam. Elsevier.
149. Chappell J. 1980 Coral morphology, diversity and reef growth. Nature 286, 249-252.
150. Chave K E., Suess E 1970. Calcium carbonate saturation in seawater. effects of organic matter. Limnol & Oceanogr 15, 633-637.
151 Chepil WS. 1961 The use of spheres to measure lift and drag on wind-eroded soils Proc Soil Sci Soc Am. 25, 343-345.
152 ChoughS., HesseR 1976. Submarine meandering thalweg and turbidity currents flowing for 4000 km m the NW Atlantic Mid-Ocean Channel, Labrador Sea. Geology 4, 529-533.
153 Chowns TM., Elkms J. E. 1974. The origin of quartz geodes and cauliflower cherts through the sihciflcation of anhydrite nodules. J. Sed. Petrol. 44, 885-903.
154 Clemmey H. 1976 Discussion. In Donovan & Archer (1975)
155 Clemmey H 1978 A Proterozoic lacustrine interlude from the Zambian Copperbelt In* Matter & Tucker (1978), 259-278.
156. Clifton H. E., Hunter R.E., PhilhpsR.L 1971 Depositional structures and processes in the non-barred, high energy nearshore. J. Sed. Petrol. 41, 651-670.
157 Cloud P. E. 1962. Environment of calcium carbonate deposition west of Andros Island, Bahamas. USGS Prof. Pap., no 350
158 Cohen A. D, Spackman W 1977. Phytogenic organic sediments and sedimentary environments in the Everglades mangrove complex Part II. The origin, description and classification of the peats of S. Florida. Palaeontographica (B) 162, 71-114.
159 Colbeck S.C. (ed.). 1980. Dynamics of snow and юе masses. New York: Academic Press
160. Coleman J M. 1969. Brahmaputra Riverchannel processes and sedimentation. Sed. GeoL 3, 129-239.
161. Coleman J.M. 1976 Deltas: processes of deposition and models for exploration. Champaign, 111.: Continuing Education Publishing
162 Coleman J.M, Gaghano S.M. 1964. Cyclic sedimentation in the Mississippi river delta plain. Trans Gulf Coast Assoc Geol Socs 14, 67-80.
163 Coleman J. M., WnghtLD 1975 Modem river deltas, variability of processes and sand bodies. In: Deltas, models for exploration. M L Broussard (ed.), 99-149. Houston: Houston Geol. Soc.
164. Coleman J. Af., Gaghano S M, Webb J E 1964. Minor sedimentary structures in a prograding distributary. Mar. Geol. 1, 240-258.
165 Collins J I. 1976. Approaches to wave modelling In. Davis & Ethington (1976), 54-68.
26*
166 Collmson J.D. 1969. The sedimentology of the Grindslow Shales and the Kinderscout Grit: a deltaic complex in the Namurian of northern England. J. Sed. Petrol. 39, 194-221.
167. Collmson J.D. 1970 Bedforms of the Tana River, Norway. Geog Ann. 52A, 31-56
168 Collinson J.D., Thompson D B. 1982 Sedimentary structures London: George Allen & Unwm
169 Cooke R. U 1979. Laboratory simulation of salt weathering processes in and environments. Earth Surf. Proc 4, 347-359.
170 Cooke R t / , Warren A. 1973 Geomorphology m deserts London: Batsford.
171 Costello W R. 1974. Development of bed configurations in coarse sands. Cambridge, Mass.. Earth & Planet Sci. Dept, MIT, Rept 74.1
172 Crans W., Mandl G, HaremboureJ 1980. On the theory of growth faulting: a geomechanical delta model based on gravity sliding. J Petrol. Geol. 2, 265-307.
173. Creager J S, Sternberg R. W. 1972. Some specific problems in understanding bottom sediment distribution and dispersal on the continental shelf In: Shelf sediment transport: process and pattern, D J. P. Swift, D.B. Duane & О.Я. Pilkay (eds), 333-346. Stroudsburg Pa: Dowden, Hutchinson & Ross.
174 Crevello P. D., SchlagerW 1981. Carbonate debris sheets and turbidites, Exuma Sound, Bahamas. J. Sed. Petrol. 50, 1121-1148.
175 Crimes TP. (ed.) 1970. Trace fossils. Liverpool- Seel House Press.
176. Crimes TPj Harper J.C (eds). 1977. Trace fossils, 2. Liverpool: Seel House Press.
177. Crowell J. C. 1973. Ridge Basin Southern California, sedimentary facies changes in Tertiary Rocks California Transverse and Southern Coast Ranges. Soc. Econ. Pal. Mineral field trip guide 1-7.
178 Csanady G.T. 1978. Water circulation and dispersal mechanisms. In: Lerman (1978), 21-64.
179 Cummms W A. 1962 The greywacke problem Geol. J 3, 51-72.
180 Curray J R. 1960. Sediments and history of the Holocene transgression, continental shelf, Gulf of Mexico. In- Recent sediments, NW Gulf of Mexico, F. P. Shepard, F B. Phleger & Т.Н. van Andel (eds), 221-266 Tulsa, Okla • AAPG
181 Curray J. R. 1964. Transgressions and regressions In: Papers in marine Geology, R. L Mitter (ed.), 175-203. New YorkMacmillan
182 Curray J. R. 1965 Late Quaternary history, continental shelves of the United States. In: The Quaternary of the United States, H.E.Wright & D.G.Fry (edsX 723-735. Princeton, NJ. Princeton Univ. Press.
183 Curtis CD. 1976. Stability of minerals in surface weathering reactions: a general thermochemical approach. Earth Surf. Proc 1, 63-70
184 Curtis CD 1977 Sedimentary geochemistry
404
Лиггературя
environments and processes dominated by
involvement of an aqueous phase Phil Trans
R Soc Lond. (A) 286, 353-372.
185 Curtis CD. 1978 Possible links between
sandstone diagenesis and depth-related geo-
chemical reactions occurring in enclosing
mudstones J Geol Soc Lond. 135, 107-117,
1978
186 Curtis C Dt Spears D A. 1968 The formation of sedimentary iron minerals Econ. Geol 63,
257-270
187 CurtisCDt PetrowskiCt OertelG 1972 Stable carbon isotope ratios within carbonate
concretions: a clue to time and place of origin
Nature 235, 98-100
188 Curtis C D, Lipshie S. R.t Oertel G, Pearson M.J. 1980 Clay orientation in some U.
Carboniferous mudrocks, its relationship to
quartz content and some inferences about
fissihty, porosity and compactional history
Sedimentology 27, 333-340
189 Curtis D M. 1970. Miocene deltaic sedimenta-
tion, Louisiana Gulf Coast In Morgan (1970),
293-308.
190 Dalrymple D W. 1966 Calcium carbonate
deposition associated with blue-green algae
mats, Baffin Bay, Texas. Publns Inst Mar Sci
Univ Tex. 10, 187-200
191 Davidson-Arnott R G D, GreenwoodB 1974.
Bedforms and structures associated with bar
topography m the shallow water wave
environment, Kouchibougvac Bay, New
Brunswick, Canada J Sed Petrol 44,
698-704
192 Davidson-Arnott R G.D.t Greenwood B. 1976. Facies relationships on a barred coast, Kou-
chibougvac Bay, New Brunswick, Canada In.
Davis & Ethington (1976), 149-168.
193 Davies D. Kt EthridgeFGt Berg R R. 1971 Recognition of barrier environments Bull
AAPG 55, 550-565.
194 Davies GR 1970 Algal-laminated sediments
Gladstone embayment, Shark Bay, Western
Australia. Mem. AAPG 13, 169-205
195 Davies P Jt Bubela Bt Ferguson J 1978 The formation of ooids. Sedimentology 25,
703-730
196 DaviesT A, Gorsline D.S 1976. Oceanic
sediments and sedimentary processes In
Chemical
oceanography,
J. P Riley
& R. Chester (eds), 2nd edn, 5, 1-80. London
Academic Press.
197 Davis K St Day J A 1964 Water: the mirror of science. London. Heinemann.
198 DavisRA., EthingtonRL 1976 Beach and
nearshore sedimentation SEPM Spec. Pubn,
no 24 Tulsa.
199 Davis R A (ed.) 1978. Coastal sedimentary
environments. New York* Springer
200 Deelman J C 1975. Dolomite synthesis and
crystal growth Geology 3, 471-472.
201 Deelman J. C. 1978 Experimental ooids and
grapestones: carbonate aggregates and their
origin J Sed Petrol. 48, 503-51Z
202 Degens E. T. 1965. Geochemistry of sediments
Englewood Cliffs, NJ. Prentice-Hall.
203 Degens E T, Ross D A (eds) 1974 The Black
Sea-geology, chemistry and biology Mem
AAPG, no. 20
204. Degens E.T, Staffers P 1980 Environmental
events recorded in Quaternary sediments of
the Black Sea J Geol Soc. Lond. 137,
131-138
205 Demaison G J 1977. Tar sands and supergiant
oil fields Bull. AAPG 61, 1950-1961
206 Demaison G J.t Moore G T 1980. Anoxic environments and oil source bed genesis Bull
AAPG 64, 1179-1209
207 Denny C S. 1967 Fans and pediments. Am J
ScL 265, 81-105
208 Deroo G,
Powell T G,
Tissot B.t
McCrossan R. G. 1977 The origin and
migration of petroleum in the Western
Canadian sedimentary basin, Alberta Bull.
Geol. Surv. Can. 262
209 Deuser W G 1975 Reducing environments
In. Chemical oceanography, J.P.Riley
& G Skirrow (eds), 1-60, London: Academic
Press
210 Dickmson W R. 1970 Interpreting detntal
modes of graywacke and arkose J Sed.
Petrol. 40, 695-707
211 Dickmson Wt R.t Seely D.R. 1979. Structure and stratigraphy of fore-arc regions. Bull.
AAPG 63, 2-31.
212 Dickson J. A D, Coleman M L 1980. Changes
in carbon and oxygen isotope composition
during limestone diagenesis Sedimentology
27, 107-118
213 Deeter-Haas L, SchraderHJ 1979 Neogene
coastal upwelling history off NW and SW
Afnca Mar Geol. 29, 39-53.
214. Donovan RN 1975 Devonian lacustrine
limestones at the margin of the Orcadian
Basin, Scotland J Geol Soc. Lond. 131,
489-510
215 Donovan R. N., FosterRJ 1972. Subaqueous
shrinkage cracks from the Caithness flagstone
senes (Middle Devonian) of Northeast
Scotland J. Sec. Petrol. 42, 309-317.
216. Donovan R N, Archer R 1975 Some sedimen-
tological consequences of a fall m the level of
Haweswater, Cumbna Proc. Yorks. Geot
Soc. 40 547-562.
217 Donovan R N, Foster R J., Westoll T S 1974/
A stratigraphic revision of the Old Rett-
Sandstone of northeastern Caithness. Trans Rb
Soc Edinb 69, 167-201.
Щ
218 DottRL 1964. Wacke, greywacke and| matrix-what approach to immature5
sandstone classification? J Sed. Petrol.
625-632
г
219. Drake D. E., Kolpack R. Lt Fischer P.J. 1972? Sediment transport on the Saoi
Barbara-Oxnard shelf, Santa Barb^
Channel, California. In- Shelf sedim*
transport,
DJP Swift,
D.B Dt
& O H. Pilkey (eds), 307-331. Stroudsbut
PA' Dowden, Hutchinson & Ross.
220 Dravis J 1979 Rapid and widespi
generation of recent oolitic hardgrounds
a high energy Bahamian Platform, Eleuth „
405
Лиггературя
Bank, Bahamas J Sed Petrol 49, 195-208. 221 Dreimanis A 1979 The problems of waterlain
tills In: Moraines and varves, C. Schlucher (ed.), 167-178. Rotter dam Balkema.
222 Dunham R J 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture In' Classification of carbonate rocks, W E. Ham (ed), 108-121 Tulsa, Okla.: AAPG.
223 Dunham R.J 1969 Early vadose silt in Townsend mound (reef) New Mexico In Depositional environments in sedimentary rocks, G Friedman (ed), SEPM Spec. Pubn, no 14, 139-181. Tulsa
224 Dunham R. J 1969. Vadose pisolite m the Capitan Reef (Permian), New Mexico and Texas. In. Depositional environments in sedimentary rocks, G. Friedman (ed) SEPM Spec Pubn 14, 182-191
225 Durney D. W. 1972. Solution-transfer, an important geological deformation mechanism Nature 235, 315-317
226 Durney D.W. 1976. Pressure-solution and crystallisation deformation Phil Trans R Soc. Lond. 283, 229-240
227 Duxbury A.C. 1971 The Earth and its oceans Reading, Mass Addison-Wesley
228 Dyer K.R 1972. Estuaries a physical introduction Shichester Wiley
229. Dzulynski 5., Walton E.K. 1965. Sedimentary features of flysch and greywackes Amsterdam* Elsevier.
230 Edwards M B. 1975 Glacial retreat sedimentation in the Smalfjord Formation, Late Precambnan, North Norway SedimentoIogy 22, 75-94.
231. Edwards M.B. 1976. Growth faults in upper Triassic deltaic sediments, Svalbard Bull AAPG 60, 341-355
232 Emstem H.A, Li H. 1958. Secondary currents in straight channels Trans. Am Geophys Union 39, 1085-1094
233 EittreimS., Biscaye P. E., Amos A. F 1975 Benthic nepheloid layers and the Ekman thermal pump. J. Geophys Res. 80, 5061-5067.
234 Elderfield H. 1976 Manganese fluxes to the oceans. Mar Chem 4, 103-132
235 Elliott T. 1974 Interdistributary bay sequences and their genesis. Sedimentology 21, 6П-622
236. Ellwtt T. 1975. The sedimentary history of a delta lobe from a Yoredale (Carboniferous) cyclothem. Proc Yorks. Geol. Soc. 40, 505-536.
237a Elliott T. 1978. Clastic shorelines In Reading (1978), 143-177.
238b. Ellwtt T. 1978. Deltas. In: Reading (1978), 97-14Z
239 EmbletonC 1980 Glacial processes In: Process in geomorphology, C. Embleton & J. Thornes (eds) 272-306 London* Edward Arnold.
240. EmbleyR W. 1976. New evidence for occurrence of debris flow deposits in the deep sea. Geology 4, 371-374
241, Emery K 0. 1969. The continental shelves Scient Am. 221, 106-122.
242 Emery K O 1978. Gram size in laminae of
beach sand. J. Sed. Petrol. 48, 1203-1212
243. Enos P. 1977. Tamabra limestone of the Poza
Rica trend, Cretaceous, Mexico In: Deep
water carbonate environments, H.E Cook
& P Enos (eds), 273-314. SEPM Spec Pubn,
no 25, Tulsa 244 Epstem S. 1959. The variations of the O i 8 / 0 1 6
ratio in nature and some geological
implications In: Researches m geochemistry,
PHAbelson (ed), 217-240 New York
Wiley.
245 Eriksson K A. 1977 Tidal flat and subtidal
sedimentation in the 2250 Ma Malmam
Dolomite, Transvaal, South Africa Sed. Geol
18 223—244
246 EthridgeFGi
Schumm S. A
1978
Reconstructmg paleochannel morphologic and
flow characteristics methodology, limitations
and assessment In Miall (1978), 703-721
247. Eugster H. P,
Hardie LA
1975
Sedimentation in an ancient playa-lake
complex, the Wilkins Peak Member of the
Green River Formation of Wyoming. Bull
Geol Soc Am 86, 319-334
248 Evans G. 1965 IntertidaI flat sediments and
their environments of deposition m the Wash.
Q.J. Geol. Soc. Lond 121, 209-245
249 Evans G, Schmidt V, Bush Pi Nelson H 1969 Stratigraphy and geologic history of the
sabkha, Abu Dhabi, Persian Gulf. Se-
dimentology 12, 145-159.
250 EwaldPPt Pusehl T, Prandtl L. 1930. The physics of solids and fluids. London: Blackie
251 Faure G. 1977 Pnnciples of isotope geology
New York Wiley
252. Ferguson J, BubelaB., Davies P.J. 1978.
Synthesis and possible mechanism of for-
mation of radial carbonate odids Chem. Geol
22, 285-308
253 Ferm J C 1974. Carboniferous environment
models in eastern United States and their
significance In Carboniferous of the SE
United States, G. Briggs (ed), 79-96. Geol
Soc. Am Spec Pap, no. 148.
254 Ferm J C, Cavaroe V. V. 1969. A field guide to
Allegheny deltaic aspects m the upper Ohio
valley, with a commentary on deltaic aspects
of Carboniferous rocks in the northern
Appalachian Plateau Pittsburgh and Ohio
Geol Socs, Guidebook for Annual Field Trip
255. Field M.E. 1980 Sand bodies on coastal plam
shelves. Holocene record of the US Atlantic
inner shelf off Maryland J. Sed Petrol 50,
505-528
256. FiseherA G. 1964 The Lofer cyclothems of
the Alpine Triassic In: Symposium on cyclic
sedimentation, D F. Merriam (ed.), 107-149
Bull Geol. Surv. Kansas, no. 169.
257 Fischer A. G. 1975. Tidal deposits, Dachstem
Limestone of the North Alpine Tnassic. In-
Gmsburg (1975), 235-242
258 Fisher W L 1969 Facies characteristics of
Gulf Coast Basin delta systems with some
Holocene analogues Trans Gulf Coast Ass.
Geo! Socs 19, 239-261
406
Лиггературя
259 FisherWLt McGowen J H 1969 Depositional systems m Wilcox Group (Eocene) of Texas and their relation to occurrence of oil and gas. Bull. AAPG 53, 30-54
260 Fisher WL, Brown LF., Scott A.J, McGowen J H. 1969. Delta system in the exploration for oil and gas Austin, Texas- Bureau Economic GeoL
261. Fisk H N. 1944 Geological investigations of the alluvial valley of the Lower Mississippi River Vicksberg, Miss • Miss Riv Comm
262 Fisk H N 1959. Padre Island and the Laguna Madre flats, coastal South Texas. National Acad Sci--Nat. Res. Council, 2nd Coastal Geography Conf, 103-151.
263 Fisk H N, McFarian £., Kolband C R., WilbertLJ 1954 Sedimentaryframeworkof the modern Mississippi delta. J. Sed. Petrol 24, 76-99
264 Flood RD, Holhster C.D. 1974. Current controlled topography on the continental margin off the eastern USA. In: The geology of continental margms, C S Burk & C L Drake (eds), 197-205 New. York Springer.
265 £ Iood R. D , HollisterCD., Lonsdale P. 1979. Disruption of the Feni sediment drift by debris flows from Rockall Bank Mar GeoI 32, 311-334.
266 Folk R L 1962. Spectral subdivision of limestone types. In. Classification of carbonate rocks, W.E Ham (ed.), 62-84, Tulsa, Okla.. AAPG.
267 Folk R. L 1965. Some aspects of recrystallisation ш ancient limestones In: Dolomitisation and limestone diagenesis. LC Pray & R. C. Murray (eds), SEPM Spec Pubn. no. 13, 14-48
268 Folk R. L 1971 Longitudmal dunes of the northwestern edge of the Simpson- Desert, Northern Territory, Australia. 1.: Geomorphology and gram size relationships Sedimentology 16, 5-54.
269 Folk R L 1973. Carbonate petrography m the post-Sorbian age. In* Evolvmg concepts m sedimentology, R. N. Gmsburg (ed.), 118-158. Baltimore: Johns Hopkins Press.
270. Folk R. L 1974. Petrology of sedimentary rocks. Austin, Тех.* Hemphills.
271. FolkRL 1974 The natural history of crystalline calcium carbonate: effect of magnesium content and salinity. J Sed. Petrol. 44, 40-53
272 FolkRLt Pittman J.S. 1971. Length-slow chalcedony, a new testament for vanished evaporites. J. Sed. Petrol. 41, 1045-1058.
273 Folk R L, Land LS. 1975. Mg:Ca ratio and salinity: two controls over crystallisation of dolomite. Bull. AAPG 59, 60-68.
274 FournierF 1960. Climat et erosion. Ia relation entre Terosion du sol par Teau et Ies precipitations atmosphenques. Paris.
275 Francis JR. D. 1969 A textbook of fluid mechanics London. Edward Arnold.
276 Francis J R D. 1973. Experiments on the motion of solitary grains along the bed of
a water stream Proc. R Soc. Lond. (A) 332,
443-471
277 Frazier D. E 1967 Recent deltaic deposits of
the Mississippi delta, their development and
chronology. Trans Gulf Coast Ass Geol. Socs
17, 287-315.
278 FreyR W. 1975 The study of trace fossils.
Berlin. Springer.
279 Friedman GM 1961 Distmction between
dune, beach and river sands from their
textural characteristics J. Sed Petrol. 31,
514—529
280 Friedman G M 1964. Early diagenesis and
Iithification of carbonate sediments J. Sed
Petrol 34, 777-813.
281. Friend P. F 1978. Distinctive features of some
ancient river systems In Miall (1978),
531-542.
282. Friend P F.,
Moody-Stuart M
1972.
Sedimentation of the Wood Bay Formation
(Devonian) of Spitsbergen regional analysis of
a late orogenic basin Norsk Polar. Skr. 157,
1-77
283. Fryberger S G, Ahlbrandt T.S, Andrews S.
1979 Origin, sedimentary features and signi-
ficance of low-angle eohan "sand-sheet"
deposits Great Sand Dunes National
Monument and vicinity, Colorado. J. Sed.
Petrol 49, 733-746
284 Fuller A D 1979. Phosphate occurrences on
the western and southern coastal areas and
continental shelves of Southern Africa. Econ.
Geol 74, 221-231.
285 Fuller J.G.C Mt Porter J.W. 1969. Evaporite formations with petroleum reservoirs in
Devonian and Mississippian of Alberta,
Saskatchewan and N. Dakota. Bull AAPG 53,
909-926.
286 Funnell B.M. 1978. Productivity control of
chalk sedimentation. In: Friedman (ed.), 1, 228
Abstracts, IOth Int Congress of Sedi-
mentology, Jerusalem
287 Gadow S, Reineck H E 1969. AbIandiger sand
transport bei Sturmfluten. Senckenberg. Marit
3, 103-133
288 Games A M. 1977. Protodolomite redefined. J.
Sed. Petrol 47, 543-546.
289 Galloway W.E 1975. Process framework for
describing the morphologic and stratigraphic
evolution of the deltaic depositional systems.,
In: Deltas, models for exploration, M.L
Broussard (ed), 87-98 Houston: Houston
Geol. Soc.
290. Galvin C J. 1968 Breaker type classification
on three laboratory beaches. J. Geophys Res.
73, 3651-3659
291. Garrels R. M, Thompson M. E 1962. A che-
mical model for sea water at 25°C and
one atmosphere total pressure. Am. J. ScL 260,
57-66.
292 Garrels R. Mt ChristCL 1965. Solutions, minerals and equilibrium New York: Harpet
& Row [Имеется перевод. Гаррелс P.M.,
Крайст 4 JI. Растворы, минералы,
равновесия.-M * Мир, 1968].
293 Garrett P 1970 Phanerozoic stromatolites:.
407
Лиггературя
noncompetitive ecologic restriction by grazing
and burrowing animals Science 169, 171-173
294 GasiorekJMt CarterWG 1967 Mechanics of fluids for mechanical engineers London
Blackie.
295 GebelemC D, HofjmanP 1973 Algal origin
of dolomite laminations in stromatolitic
limestone J Sed Petrol 43, 603-613.
296 Gibbs R J, Mathews M.D., Lmk DA 1971
The relationship between sphere size and
settling velocity J. Sed. Petrol 41, 7-18.
297 Gilbert G K. 1885 The topographic features of
lake shores Ann Rept USGS 5, 75-123
298. Gile LH, Hawley J W. 1969 Age and
comparative development of desert soils at the
Gardner Spring radiocarbon site, New
Mexico Proc Soil Sci Soc Am 32, 709-716
299 GillWDjKeunenPH
1958 Sand volcanoes
on slumps in the Carboniferous of County
Clare, Ireland Q J Geol. Soc. Lond. 113,
441-460
300 GinsburgRN (ed) 1975 Tidal deposits
Berlm Springer
301. Ginsburg R.N., JamesNP 1974. Holocene
carbonate sediments of continental shelves. In.
The geology of continental margins,
CA Burkl C. L Drake (eds), 137-155 Berlin Springer.
302 GlennieKW 1970. Desert sedimentary
environments. Amsterdam- Elsevier
303 Glennie KW 1972 Permian Rotliegendes of
northwest Europe interpreted m light of
modern desert sedimentation studies. Bull.
AAPG 56, 1048-1071
304 Goldhaber M B, Kaplan I R 1974. The sulfur
cycle In • The sea 5, E. D. Goldberg (ed),
569-655. New York. Wiley
305 Goldich SS 1938 A study in rock weathering.
J Geol. 46, 17-58
306 Goldring R 1964. Trace fossils and the
sedimentary surface. In • Developments m
sedimentology 1* deltaic and shallow marine
deposits, LMJV
Van Straaten (ed),
136-143 Amsterdam: Elsevier
307. GoldringR., Bridges PH. 1973 Sublitoral
sheet sandstones J Sed. Petrol. 43, 736-747.
308. Goldring R, Bosenee D. J. W., BlakeT 1978
Estuarine sedimentation in the Eocene of sou-
thern England Sedimentology 25, 861-876.
309. Gole С V., Chttale S. V. 1966. Inland delta
building activity of Kosi River J Hyd. Div
Am Soc. Civ. Engrs 92, 111-126.
310. Goudie A. 1973 Duricrusts in tropical and
subtropical landscapes. Oxford Univ. Press.
311 GoudieA.S., Cooke R. U, E v a n s I S 1970
Expenmental investigation of rock weathering
by salts. Area 4, 42-48
312. Grace J. T., Grothaus B. Ti Ehrhch R. 1978 Size frequency distnbutions taken from within
sand laminae. J. Sed Petrol 48, 1193-1202.
313. Grass A.J 1970. Initial instability of fine bed
sand J. Hyd. Div. Am Soc Civ Engrs 96,
619-632
314 Grass A J. 1971 Structural features of
turbulent flow over smooth and rough
boundaries J Fluid Mech. 50, 233-255.
315 GrayWA 1968 The packing of solid particles London Chapman & Hall.
316. Green P 1967. The waters of the sea New York Van Nostrand Reinhold.
317 Gregory K J (ed.) 1977. River channel changes Chichester: Wiley
318. Griffin J. J, WindomH., Goldberg E D. 1968. The distribution of clay mmerals m the world ocean. Deep-sea Res 15, 433-459.
319 Griffith LS, PitcherMG., Rice G W. 1969 Quantitative environmental analysis of a Lower Cretaceous Reef Complex In Depositional environments in carbonate rocks, G.H Friedman (ed.), 120-137, Tulsa, SEPM Spec Pubn, no 14
320 Grim R E. 1968 Clay mineralogy, 2nd edn New York McGraw-Hill
321 Gulbrandsen R.A. 1969. Physical and chemical factors m the formation of marine apatite. Econ GeoI 69, 365-382
322 Gunatilaka A. 1975 Some aspects of the biology and sedimentology of laminated algal mats from Mannar lagoon, Northwest Ceylon Sed Geol 14, 275-300
323 Gunatilaka A 1976. Thallophyte boring and micritisation within skeletal sands from Connemara, W. Ireland. J Sed Petrol 46, 548-554.
324 Guy H P, Simons D B, Richardson E И 1966 Summaiy of alluvial channel data from flume experiments, 1856-1961 USGS Prof Pap, no 462-1.
325 Hagan G M., Logan BW 1974 Development of carbonate banks and hypersahne basms, Shark Bay, Western Australia In. Logan et al (1974), 61-139
326 Hagan G.M, Logan B. W 1975. Prograding tidal-flat sequences Hutchison Embayment, Shark Bay, Western Australia In: Gmsburg (1975), 215-222
327 HailsJ., Carr A. (eds). 1975. Nearshore sediment dynamics and sedimentation London: Wiley
328, Hallam A. 1969 Tectonism and eustasy in the Jurassic Earth Sci Rev 5, 45-68.
329 Halley R B 1977. Ooid fabnc and fracture in the Great Salt Lake and the geologic record. J Sed. Petrol 47, 1099-1120
330 Halley R Д, Shinn E. A., Hudson J. H., Lidz B. H 1977. Pleistocene barrier bar seaward of ooid shoal complex near Miami, Florida Bull. AAPG 61, 519-526
331 Halsey S D. 1979. Nexus* new model of barrier island development In Leatherman (1979), 195-210.
332 Hamilton W., Krinsley D. 1967 Upper Paleozoic glacial deposits of South Africa and Southern Australia Bull Geol Soc. Am 78, 783-800
333. Hampton MA 1972 The role of subaqueous debris flow in generating turbidity currents J Sed. Petrol. 42, 775-793
334 Hancock N.J, Taylor A.M. 1978 Clay mineral diagenesis and oil migration in the middle
408
Лиггературя
Jurassic Brent Sand Formation J Geol Soc Lond 135, 69-72
335 Hanor JS 1978 Precipitation of beach rock cements mixing of marine and meteoric waters vs C02-degassing J Sed Petrol 48, 489501
336 Hanshaw B B., Black W, Deike RG 1971 A geochemical hypothesis for dolomitisation by ground water Econ. Geol 66, 710-724.
337 Harbaugh J. W, Bonham-Carter G. 1970 Computer simulation m geology. New York Wiley
338. Hardie LA. 1967. The gypsum-anhydrite equilibrium at one atmosphere pressure Am Mineral 52, 171-200.
339 Hardie LA. 1968 The origin of the Recent non-marine evaponte deposit of Saline Valley, Inyo County, California. Geochim Cosmochim. Acta 32, 1279-301.
340 Hardie LA (ed) 1977. Sedimentation on the modern carbonate tidal flats of NW Andros Island, Bahamas Baltimore: Johns Hopkins
341 Hardie LA, Garrett P. 1977. General environmental setting. In Hardxe (1977), 12-49
342 Hardie LAi Gmsburg R N. 1977. Layering the ongm and environmental significance of lamination and thin bedding In Hardie (1977), 50-123
343 Hardie LA, Smoot J. P., Eugster H P. 1978 Saline lakes and their deposits a sedimentologjcal approach In: Matter
6 Tiicker (1978), 7-42. 344 HarlandWB., HerodKi Krmsley P H. 1966
The definition and identification of tills and tillites Earth Sci Rev 3, 225-256. 345 Harms J C. 1966 Stratigraphic traps in a valley fill, W. Nebraska. BuU AAPG 50, 2119-2149
346 Harrell J. A., Eriksson К. A 1979. EmpincaI conversion equations for thin-section and sieve denved size distnbution parameters. J Sed Petrol. 49, 273-280.
347 Harris P M. 1979 Facies anatomy and diagenesis of a Bahamian ooid shoal Sedimenta 7 Comparative Sedimentology Laboratory, University of Miami, Fl
348 Harrison R 5 , Stemen R. P. 1978. Subaenal crusts, caliche profiles and breccia horizons* comparison of some Holocene and Mississippian exposure surfaces, Barbados and Kentucky Bull. Geol Soc Am 89, 385-396
349 Harvey J G 1976. Atmosphere and ocean our fluid environments. Sussex Artemis Press.
350. Haszeldme R S, Anderton R. 1980 A braid plain facies model for the Westphahan-B Coal Measures of NE England Nature 284, 51-53.
351 Hay R L 1966 Zeohtes and zeolite reactions in sedimentary rocks. Geol. Soc. Am Spec. Pap., no 85
352 HayesJB 1979 Sandstone diagenesis - the hole truth In* Scholle & Schluger (1979).
353 Hayes M.O. 1971. Geomorphology and sedimentation of some New England estuaries In* Schubel (1971), 1-71
354 Hayes MO. 1975 Morphology of sand accumulations in estuanes In Estuanne research,
LE Cronin (ed.), 3-22 New York. Academic Press 355 Hayes M.O. 1979 Barrier island morphology as a function of tidal and wave regime In Leatherman (1979), 1-27. 356 HaysJDi PitmanWC 1973 Lithosphenc plate motions, sea-level changes and climatic and ecological consequences Nature 246,
18-22
357. Hays J Di Imbrie J., Shackleton NJ 1976 Vanations in the Earth's orbit* pacemaker of the ice ages Science 194, 1121-1132.
358 Heath G R. 1974. Dissolved silica and deep-sea sediments. In* Studies in paleo-oceanography, WW. Hay (ed), 77-93 SEPM Spec Pubn, no 20.
359 Heckel P H. 1974 Carbonate build-ups in the geological record a review. In Reefs in time and space, LF Laporte (ed), 90-154 SEPM Spec. Pubn, no. 18
360 HedbergHD 1974. Relation of methane generation to undercompacted shales, shale diapirs and mud volcanoes Bull. AAPG 58, 661-673
361 Heezen B C., Holhster C D 1963 Evidenceof deep sea bottom currents from abyssal sediments Int Union Geod Geophys 6, 111.
362 Heezen В. C, Laughton A S 1963 Abyssal plains. In* The see, M. N. Hill (ed), 3, 312-364. New York: Wiley.
363 Heezen B C., Holhster CD 1971 The face of the deep. New York. Oxford Univ Press
364. Heward A. P 1978. Alluvial fan and lacustrine sediments from the Stephanian A and B (La Magdalena, Cinera-Matallana and Sabero) coalfields, northern Spain. Sedimentology 25, 451-488
365 Heward A. P 1978 Alluvial fan sequence and megasequence models: with examples from Westphahan D-Stephanian B coalfields, northern Spain In Miall (1978), 669-70Z
366 Hickm E.J 1974. The development of meanders in natural river channels Am. J. SCL 274, 414-442
367. Hmte J. E, van 1978 Geohistory analysis-application of micropaleontology m exploration geology Bull. AAPG 62, 201-22Z
368. HoCiColeman J M. 1969 Consolidation and cementation of recent sediments in the Atchafalaya Basin. Bull. Geol Soc. Am 80, 183-192.
369 Hobson G.D (ed.). 1977 Developments in petroleum geology-1. London: Apphed Science
370. Hobson G.D., Tiratsoo E.N 1975. Introduction to petroleum geology. Beaconsfield * Scientific
371 Holhday D W 1968. Early diagenesis in Middle
Carboniferous nodular anhydrite of Spit-
sbergen Proc Yorks Geol. Soc. 36, 277-29Z
372. Holliday D. W 1970. The petrology of secondary gypsum rocks: a review. J. Sed.;
Petrol 40, 734-744.
373 Holhday D W. 1973 Early diagenesis m nodulaf,
anhydnte rocks Trans Inst. Min MetalL 82,
81-84.
v
374 Holhday D W, Shephard-Thorne E R. \9Щ
409
Лиггературя
Basal Purbeck evapontes of the Fairhght Borehole, Sussex. Rept. Inst. Geol. Sci, no. 74/4.
375. Hollister C.D., Heezen B.C. 1972. Geological effects of ocean bottom currents: western North Atlantic. In: Studies in physical oceanography, A L Gordon (ed.), 37-66. New York: Gordon and Breach.
376. Hollister C.D., Flood R.D., Johnson D A., LonsdalePt Southard J. B 1974. Abyssal furrows and hyperbolic echo traces on the Bahama Outer Ridge. Geology 2, 395-400.
377. Honji H, Kaneko A,., Matsunaga N. 1980. Flows above oscillatory ripples. Sedimentology 27, 225-229.
378 Hooke R. LeB. 1967. Processes on arid-region alluvial fans. J. Geol 75, 438-460.
379. Hooke R. LeB. 1972. Geomorphic evidence for Late Wisconsin and Holocene tectonic deformation, Death Valley, California. Bull. Geol. Soc. Am. 83, 2073-2098.
380 Hopkins J. C 1977. Production of foreslope breccia by differential submarine cementation and downslope displacement of carbonate sands. In: Deep water carbonate environments, H.E. Cook & P. Enos (eds X 155-170. SEPM, Tulsa.
381. Horn D., Ewing Af., Horn B.M., Delach M.N. 1971. Turbidites of the Hatteras and Sohm Abyssal Plains, Western North Atlantic. Mar Geol. II, 287-323.
382 Home R.A. 1969. Marine chemistry. New York: Wiley [Имеется перевод* Хорн P. Морская химия.- M : Мир, 197i\.
383. Horowitz A. S., Potter P. Е. 1971. Introductory petrography of fossils. Berlm Springer.
384 Houboult J J.H.C 1957. Surface sediments of the Persian Gulf near Qatar Penmsular. Thesis, Univ. Utrecht
385 Houboult J. J.H.C. 1968. Recent sediments in the southern Bight of the North Sea. GeoL Mijn. 47, 245-273.
386 Howard J D.y Elders C. A., Heinbotel J. F. 1975. Animal-sediment relationships in estuarine point bar deposits, Ogeechol River-Ossabaw Sound, Georgia. Senckenberg Marit 7, 181-203.
387. Hower J., Eslinger E. Vf Hower M. E, Perry E A. 1976. Mechanism of burial metamorphisra of argillaceous sediment 1. Mineralogic and chemical evidence. Bull. Geol. Soc. Am. 87, 725-737.
388. Hoyt J.H. 1967. Barrier island formation. Bull Geol. Soc. Am. 78, 1125-1136.
389. Hsu K.J. 1966. Ongin of dolomite in sedimentary sequences: a critical analysis Miner. Depos. % 133-138.
390 Hsu K. J. 1967. Chemistry of dolomite formation. In: Carbonate rocks, physical and chemical aspects. G. V. Chilingar H.J Bissell &R.W. Fairbridge (eds), 169-191. Amsterdam* Elsevier.
391 Hsu K. J. 1972, Origin of saline giants: a critical review after the discovery of the Mediterranean evapcrrite. Earth Sci. Rev. 8, 371-396.
392. Hsu K J , Siegenthaler C. 1969. Preliminary experiments on hydrodynamic movement
induced by evaporation and their bearing on
the dolomite problem. Sedimentology 12,
11-25
393 HsH K.J., Jenkyns H.C (eds) 1974. Pelagic
sediments on land and under the sea. Int. Ass.
Sed. Spec. Pubn5 no. 1, Oxford: Blackwell Scientific.
394. Hsii K. J,
Montadert L., Bernoulli D.,
Cita M B., Erikson A.y Garrison R.E., KiddR.Bi MeheresX., Muller C., Wright R. 1977 History of the Mediterranean salinity
crisis. Nature 267, 39^-403.
395 Hubbard D. K., OertelG., Nummedal D. 1979.
The role of waves and tidal currents in the
development of tidal inlet sedimentary struc-
tures and sand body geometry: examples from
N Carolina, S. Carolina and Georgia. J. Sed.
Petrol. 49, 1073-1092.
396 Hudson J D. 1962. Pseudo-pleochroic calcite in
recrystallised shell-limestones. Geol. Mag 99,
492-500
397. Hudson J.D. 1963. The recognition of
salinity-controlled mollusc assemblages in the
Great Estuarine Series (middle Jurassic) of
the Inner Hebrides. Palaeontology 6, 318-
326.
398 Hudson JD. 1975. Carbon isotopes and
limestone cement. Geology 3, 19-22
399. Hudson J D. 1977. Stable isotopes and
limestone lithification Q J. Geol. Soc. Lond.
133, 637-660.
400 Hudson J.D. 1977 Oxygen isotope studies on
Cenozoic temperatures, oceans and ice accu-
mulations. Scott J. Geol. 13, 313-326.
401 Hudson J.D. 1978. Concretions, isotopes and
the diagenetic history of the Oxford Clay
(Jurassic) of central England. Sedimentology 25,
339-370.
402 Hunter R. E 1977. Basic types of stratification
ш small eohan dunes. Sedimentology 24,
361-387.
403. Huntly D. A., Bowen A.J. 1973. Field
observations of edge waves. Nature 243,
160-161.
404. Huntly D.A, Bowen A.J. 1975. Comparison of
the hydrodynamics of steep and shallow
beaches. In: Nearshore sediment dynamics and
sedimentation, J. Hails & A. Carr (eds). New
York: Wiley.
405. Hutchinson G.E. 1957 A treatise on limnology.
1: geography, physics and chemistry. New
York* Wiley.
406. Hutton J. X, Twidale С. R., Milne&A. R. 1978.
Characteristics and origin of some Australian
silcretes. In: Silcrete in Australia, T. Langford-
Smith (ed.), 19-40. Univ. of New England.
407 IllingLV 1954. Bahamian calcareous sands.
Bull AAPG 38, 1-95.
408 IllingLVt Wells A. J., Taylor J. C.M. 1965 Penecontemporaneous dolomite m the Persian
Gulf. In. Dolomitisation and limestone
diagenesis: a symposium, LC. Pray & R. C
Murray (eds), 89-111 SEPM Spec. Pubn,
no. 13. Tulsa.
409. IlluigLV\ WoodG Vt Fuller J. G.C.M. 1967. Reservoir rocks and stratigraphic traps in
27-91
410
Лиггературя
non-reef carbonates. Proc. th World Petroleum Conf. (Mexico) 487-499
410 Ingle J. C., Karig D.E., Bouma A.H. 1973 Leg 31, Western Pacific floor. Geotimes 18, 22-25.
411. Inman D.L, Bagnold R A. 1963. Littoral processes. In. TTie sea, M N. Hill (ed) 3, 529-583. New York. Wiley
412.InmanD-L1 Bowen A J. 1963 Flume experiments on sand transport by waves and currents. Proc. 8th Conf. on Coast Engng, 137-150.
413 ZrwinH., Coleman M., Curtis C D. 1977. Isotope evidence for several sources of carbonate and distinctive diagenetic processes in organic-rich Kimmeridgian sediments Nature 269, 209-213.
414 Jackson R.G. 1975. Velocity-bedform texture patterns of meander bends in the lower Wabash River of Illmois and Indiana. Bull. Geol. Soc. Am. 86, 1511-1522.
415 Jackson R. G 1976. SedimentoIogical and fluiddynamic implications of the turbulent bursting phenomena in geophysical flows. J. Fluid Mech 77, 531-560.
416. Jackson R.G. 1976. Depositional model of point bars in the lower Wabash River. J Sed. PetroL 46, 579-594.
417. Jackson R G. 1978. Preliminary evaluation of lithofacies models for meandering alluvial streams. In: Miall (1978), 543-576.
418 James N P. 1978. Introduction to carbonate facies models. In. Walker (1978X 105-108
419 James N. P. 1978. Reefs. In: Walker (1978), 121-132.
420 James N P., Ginsburg R. N., Marszalek D. S., Choquette P. W 1976. Facies and fabric specificity of early subsea cements in shallow Belize (British Honduras) reef. J. Sed. Petrol. 46, 523-544.
421. James N.P., Gmsburg R.N. 1979. The seaward margin of Belize barrier and atoll reefs. Int Ass. Sed Spec. Pubn, no. 3.
422 John JE. A., Habermann N. L. 1980 Introduction to fluid mechanics. 2nd edn. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall.
423 JenkynsH C. 1978. Pelagic environments. In. Reading (1978), 314-371.
424 Jenkyns H.C. 1980. Cretaceous anoxic events from comments to oceans J. Geol. Soc. Lond 137, 171-188.
425. Johansson C E. 1976. Structural studies of frictional sediments. Geog. Ann. 58, 201-300.
426 Johnson A. M. 1970. Physical processes m geology. San Francisco: Freeman, Cooper.
427 Johnson H D. 1977. Shallow marine sand bar sequences: an example from the late Precambrian of N Norway. Sedimentology 24, 245-270
428. Johnson H.D. 1978. Shallow siliciclastic seas. In: Readmg (1978X 207-258.
429. Jones C.M., McCabe P.J. 1980. Erosion surfaces within giant fluvial cross-beds of the Carboniferous in N. England. J. Sed. Petrol 50, 613-620.
430 Jopling A. V., McDonald B.C. (eds). 1975
Glacioflucial and glaciolacustrine sedimentation. SEPM Spec Pubn, no. 23. 431. Kahle C.F 1974 Ooids from Great Salt Lake, Utah, as an analogue for the genesis and diagenesis of ooids in marine limestones. J Sed. Petrol. 44, 30-39. 432. Kaneps A.G. 1979. Gulf Stream: velocity fluctuations during the late Cenozoic. Science 204, 297-301.
433. Kastner M., Keene J. B., Gieskes J. M. 1977. Diagenesis of siliceous oozes 1- Chemical controls on the rate of opal-A to opal-CT transformation-an experimental study Geochim Cosmochim Acta 41, 1041-1054.
434. Keller G.H., Lambert D.N, Bennett R.H 1979. Geotechnical properties of continental slope deposits-Cape Hatteras to Hydrographer Canyon. In* Geology of continental slopes L.J. Doyle & O.H. Pilkey (eds). SEPM Spec Pubn, no 27, 131-151.
435. Keller W.D. 1954. Bonding energies of some silicate minerals. Am. Mineral. 39, 783-793.
436. Kelts K., Hsu K.J. 1978 Freshwater carbonate sedimentation In- Lerman (1978), 295-321
437 Kendall A.C. 1978. Subaqueous evapontes In: Walker (1978), 159-174.
438. Kendall A. C., Tucker M.E. 1971. Radiaxial fibrous calcite as a replacement after syn-sedimentary cement Nature Phys. Sci. 232, 62-63.
439. Kendall A. C., Tucker M.E. 1973. Radiaxial fibrous calcite: a replacement after acicular carbonate. Sedimentology 20, 365-389
440. Kennedy J. F. 1963 The mechanics of dunes and antidunes on erodible-bed channels. J Fluid Mech. 16, 521-544
441. Kennedy W.J., Hall A. 1967. The influence of organic matter on the preservation of aragonite ш fossils. Proc. Geol. Soc. Lond. 1643, 253-255.
442. Kennett J. P 1977. Cenozoic evolution of Antarctic glaciation, the circum-Antarctic ocean, and their impact on global palaeooceanography J Geophys. Res. 82, 3843-3860.
443. Kennett J. P., Houtz R E., Andrews P. B.t Edwards A R., Gostin V. A., Hajos M., Hampton M. A , Jenkins D G., Margolis S. V., Overshine A. T., Perch-Nielson K. 1974. Development of the circum-Antarctic current Science 186, 144-147.
444 Kennett J. P., Shackleton N J. 1976. Oxygen isotope evidence for the development of the psychrosphere 38 Ma ago Nature 260, 513-515.
445. Kenyon N H. 1970 Sand ribbons of European tidal seas Mar. Geol. 9, 25-39.
446. Kenyon N.H , Stride A H. 1970. The tide-swept continental shelf sediments between the Shetlands Isles and France Sedimentology 14, 159-173.
447. Kerr P F. 1959 Optical mineralogy. New : York- McGraw-Hill
448. Kersey D.G., Hsu K.J. 1976. Energy relations * and density current flows- an experimental^ investigation. Sedimentology 23, 761-790.
449. Keulegan G. H. 1957. Thirteenth p v o g m l report on model laws for density currents. A M experimental study of the motion of saline watery
411
Литература
from locks into freshwater channels US Natl Bur. Stand. Rept 5168. 450. Keunen P H 1964. Experimental abrasion of pebbles, 4: eolian action. J Geol. 69, 427449 451. Ketmen P. H 1965 Value of experiments m geology. Geol. Mijn. 44, 22-36. 452. Kimberley M. M. 1979. Ongin of oolitic iron formations. J Sed Petrol. 49, 111-132. 453 Kinsman D.J.J 1966. Gypsum and anhydnte of Recent age, Trucial Coast, Persian Gulf In Second symposium on salt J. L Rau (ed.), 302-326. Cleveland Northern Ohio Geol. Soc
454 Kinsman D.J J, ParkRK 1976. Algal belt and coastal sabkha evolution, Trucial Coast, Persian Gulf. In. Walker (1976), 421-433
455 Kmsman D.J.J 1975 Salt floors to geosynclines. Nature 255, 375-378.
456 Kmsman D.J J. 1975. Fift valley basins and sedimentary history of trailing continental margins. In. Petroleum and global tectonics, A.G.Fischer & S. Judson (=>тэх), 83-126 Princeton NJ. Princeton Univ Press.
457 Kmsman D J.J 1976 Evaporites. relative humidity control of primary mineral facies. J. Sed Petrol. 46, 273-279.
458. Klein G. de V 1971. A sedimentary model for determining paleotidal range. BulL Geol. Soc. Am. 82, 92.
459. Kline S. J., Reynolds W. C., Schraub F A , Runstadler P. W. 1967 The structure of turbulent boundary layers. J. Fluid Mech. 30, 741-773.
460 Knauth L.P. 1979 A model for the origin of chert in limestone Geology 7, 274-277.
461. Knauth L. P., Epstem S. 1976 Hydrogen and oxygen isotope ratios, in nodular and bedded cherts Geochim Cosmochim. Acta 40, 1095-1108.
462 Kobluk D. R.. Risk M.J. 1977. Calcification of exposed filaments of endolithic algae, micnte envelope formation and sediment production J Sed. Petrol. 47, 517-528.
463. Kolb C. R.t Van Lopik J. R. 1958. Geology of the Mississippi River deltaic plain. US Corps Engrs Waterways Expt Sta. Tech. Repts, 3-483, 3.484.
464. Kolodny Y., Tarabouhs A., Frieslander U 1980. Participation of fresh water in chert diagenesis- evidence from oxygen isotopes and boron a-track mapping. Sedimentology 27, 305-316.
465. Komar P D. 1971. The mechanics of sand transport on beaches. J Geophys Res. 76, 713-721.
466 Komar P D 1972 Mechanical interactions of phenocrysts and the flow differentiation of igneous dykes and sills. Bull. Geol. Soc. Am 83, 973-988.
467. Komar P D. 1975. Nearshore currents, generation by obliquely incident waves and longshore variations in breaker height. In. Nearshore sediment dynamics and sedimentation, J. Hails & A Carr (eds), 17-46. New York: Wiley
468. Komar P. D. 1976. Beach processes and
sedimentation. Englewood Clifls, NJ. PrenticeHall 469. Komar P. D., Inman D.L. 1970. Longshore sand transport on beaches J. Geophys. Res 75, 5914-5927. 470 Komar PD, Neudeck R.H., Kulm L.D. 1972. Observations and significance of deep water oscillatory npple marks on the Oregon contmental shelf. In- Shelf sediment transport: process and pattern, P. J. P. Swft, D. B. Duane &0 H Pilkey (eds), 601-619 Stroudsburg, Pa: Dowden, Hutchinson & Ross.
471 Kraft J. C. 1971. Sedimentary facies patterns and geologic history of a Holocene marine transgression Bull. Geol. Soc. Am. 82, 2131-2158.
472. Kraft J. C.t John C. J. 1979 Lateral and vertical facies relations of transgressive barner. Bull. AAPG 63, 2145-2163
473 Kranck K 1975. Sediment deposition from flocculated suspensions Sedimentology 22, 111-123.
474. Kranck K. 1981. Particulate matter grain-size characteristics and flocculation m a parially mixed estuary. Sedimentology 28, 107-114.
475 Krauskopf К. B 1979. Introduction to geochemistry, 2nd edn. New York. McGraw-Hill
476 Krumbem W.C 1934. Size frequency distributions of sediments. J Sed. Petrol. 4, 65-77
477. Kulm L. D., Rousch R. C, Harlett J. C., Neudeck R H, Chambers D M., Runge E T 1975 Oregon continental shelf sedimentation, interrelationships of facies distribution and sedimentary processes. J. Geol. 83, 145-176.
478. Kumar N., Sanders J E. 1974. Inlet sequences, a vertical succession of sedimentary structures and textures created by the lateral migration of tidal inlets. Sedimentology 21, 491-532
479. Lambe T. W., Whitman R. V. 1969. Soil mechanics. New York: Wiley.
480. Land L.S. 1966. Diagenesis of metastable skeletal carbonates. Thesis Lehigh Univ. Pa.
481 .LandLtS. 1970. Phreatic versus vadose meteoric diagenesis of limestones: evidence from a fossil water table. Sedimentology 14, 175-185
482. Land L. S. 1973. Holocene meteoric dolomitisation of Pleistocene limestones, N. Jamaica Sedimentology 20, 411-424.
483. Land L S 1980. The isotopic and trace element geochemistry of dolomite, the state of the art. In. Zenger et al (1980), 87-110.
484 Land L.S., Epstem 5. 1970. Late Pleistocene diagenesis and dolomitisation, N. Jamaica. Sedimentology 14, 187-200.
485. Land L. S., Dutton S. P. 1978. Cementation of Pennsylvaman deltaic sandstone: isotopic data. J Sed. Petrol. 48, 1167-1176.
486. Langbem W.B.t Schumm S. A. 1958. Yield of sediment in relation to mean annual precipitation Trans Am. Geophys. Union 39, 1076-1084.
487 Langford-Smith T. (ed.). 1978. Silcrete in Australia. Dept. Geography, Univ. of New England.
488 Laporte LF 1971 Palaeozoic carbonate facies
21*
412
Лиггературя
of the Central Appalachian Shelf J. Sed. Petrol 41, 724-740.
489 Leatherman S P (ed.). 1979 Barner islands. New York* Academic Press.
490. Leeder M R. 1973. Fluviatile fining upward cycles and the magnitude of palaeochannels Geol. Mag. 110, 265-276.
491 Leeder M.R. 1974. Touraaisian fluvio-deltaic sedimentation and the palaeogeography of the Northumberland basin. Proc. YorK. Geol. Soc. 40, 129-180.
492 Leeder M.R. 1975. Pedogemc carbonates and flood sediment accretion rates, a quantitive model for alluvial and-zone Iithofacies. Geol. Mag. 112, 257-270.
493 Leeder M.R. 1975. Lower Border Group (Tournaisian) stromatolites from the Northumberland basin. Scott. J Geol. 3, 207-226.
494 Leeder M.R. 1977. Bedload stresses and Bagnold's bedform theory of water flows. Earth Surf. Proc. 2, 3-12.
495 Leeder M.R. 1979. "Bedload" dynamics: grain-grain interactions in water flows Earth Surf. Proc. 4 229-240.
496 Leeder M.R. 1980. On the stability of lower stage plane beds and the absence of current npples in coarse sands J GeoI Soc. London 137, 423-430.
497 Leeder M. R., Zeidan A. 1977. Giant late Jurassic sabkhas of Arabian Tethys. Nature 268, 42-44.
498 Leeder M. R., Nami M. 1979. Sedimentary models for the non-marme Scalby Formation (M Jurassic) and evidence for late Bajocian/Bathonian uplift of the Yorkshire Basm Proc. Yorks. GeoL Soc. 42, 461-482.
499 Lees A. 1975. Possible influences of salinity and temperature on modern shelf carbonate sedimentation. Mar. Geol. 19, 159-198.
500 Leinen M. 1979. Biogenic silica accumulation in the Central equatorial Pacific and its implications for Cenozoic palaeooceanography: Summary. Bull. Geol. Soc. Am. 90, 801-803.
501 Leliavsky S 1955. An introduction to fluvial hydraulics London: Constable
502 LeopoldLB.. Wolman M.G. 1960. River meanders. Bull Geol. Soc Am. 71, 769-794
503 Leopold L.B., Wobnan M.G, Miller J.P. 1964 Fluvial processes in geomorphology. San Francisco: W.H. Freeman.
504 Lerman A (ed.). 1978. Lakes: physics, chemistry and geology. New York: Springer.
505 Levey R A. 1978. Bedform distnbution and internal stratification of coarse-grained point bars Upper Congaree River, S.C In: Miall (1978), 105-127
506 LmdhobnR-C., Finkleman R B. 1972. Calcite staining, semiquantitive determination of ferrous iron. J. Sed. Petrol. 42, 239-242.
507 Lindsay J. F. 1970. Depositional environment of Paleozoic glacial rocks in the central Transantarctic mountains Bull. Geol. Soc Am 81, 1149-1171
508 Lippmann F. 1973 Sedimentary carbonate minerals. New York Springer
509 Lisifzin A P 1967 Basic relationships in
distnbution of modern siliceous sediments and their connection with climatic zonation. Int Geol Rev. 9, 631-652.
510. Livingstone DA 1963 Chemical composition of nvers and lakes USGS Prof Pap, no 440G
511 Logan B, Rezak R., Gmsburg RN. 1964 Classification and environmental significance of algal stromatolites. J Geol. 72, 68-83.
512 LoganBW., Davies G. Rf ReadJF., Cebulski D E. 1970. Carbonate sedimentation and environments, Shark Bay, Western Australia Mem. AARG no. 13
513. Logan B. W., Cebulsh D.E. 1970. Sedimentary environments of Shark Bay, W. Australia. In: Logan et al (1970), 1-37.
514. Logan B.W, HoffmanP., Gebelem C.F. 1974. Algal mats, cryptalgal fabrics and structures, Hemelm Pool, Western Australia. In: Logan et al, Mem AAPG, no. 22, 140-194.
515 Logan B. W., Read J. F, Hagan G M., HoffmanP, Brown R. G., Woods P J, Gebelein C D 1974. Evolution and diagenesis of Quaternary carbonate sequences, Shark Bay, W Australia. Mem. AAPG, no. 22.
516 Lohmann K.C., Myers W.J. 1977. Microdolomite inclusions in cloudy prismatic calcites: a proposed criterion for former high-Mg calcites. J. Sed. PeUoL 47, 1078-1088.
517. Longman M. W 1980 Carbonate diagenetic textures from nearsurface diagenetic environments. Bull. AAPG 64, 461^87.
518 Longuet-Higgins M.S. 1953. Mass transport in water waves. Phil Trans R. Soc. Lond. (A) 245, 535-581.
519 Longuet-Higgvns M S 1970. Longhore currents generated by obliquely incident sea waves. J. Geophys. Res. 75, 6778-6801.
520. Longuet-Higgins M. S., Stewart R. W. 1964. Radiation stress in water waves, a physical discussion with applications. Deep-sea Res. 11, 529-563.
521. Loreau J.-P.. Purser B. H. 1973. Distribution and ultrastructure of Holocene ooids in the Persian Gulf. In: The Persian Gulf-Holocene carbonate sedimentation and diagenesis in a shallow epicontinental sea. В. H. Purser (ed.), 279-328. Heidelberg: Springer.
522. LoweD.R. 1975 Water escape structures in coarse-grained sediments. SedimentoIogy 22, 157-204.
523 LoweD.R. 1976. Grain flow and gram flow deposits. J. Sed. PetroL 46, 188-199.
524. Lowe D. R., Lopiccolo R.D. 1974. The characteristics and origins of dish and pillar structures J. Sed. Petrol. 44, 484-501.
525. Lowenstam H. A 1963. Biologic problems relating to the composition and diagenesis of sediments. In: The Earth sciences - problems and progress in current research. TW. Donnelly, (ed.X 137-195. Chicago: Univ Chicago Press.
526 MacIntyre I. G. 1977. Distnbution of submarine cements in a modern Caribbean fi>^ ngrngreef,Caleta Point, Panama. J. Sed. Petrol' 47, 503-516.
527 MacNeil F.S. 1954 Organic reefs and bank*
413
Лиггературя
and associated detntal sediments. Am. J. Sci 252, 385-401 528. Magara K. 1976. Water expulsion from clastic sediments during compaction-directions and volumes. Bull AAPG 60, 543-553. 529 MainguetM 1978 The influence of trade winds, local airmasses and topographic obstacles on the aeolian movement of sand particles and the origin and distribution of dunes and ergs in the Sahara and Australia. Geoforum 9, 17-28
530 MainguetMf Canon L. 1976. Vents et paloevents du Sahara, Tentative d'approche paleoclimatique. Rev. Geog. Phys. Geol dyn 18, 241-250.
531 Majewske D. P. 1969. Recognition of invertebrate fossil fragments in rocks and thin sections. Leiden BnlL
532. Maldonado A., Stanley DJ 1979 Depositional processes and late Quaternary evolution of two Mediterranean submarine fans* a comparison Mar. Geol. 31, 215-250.
533 Malfait В. T., van Andel Т.Н. 1980. A modern oceanic hardground on the Carnegie Ridge in the eastern Equatorial Pacific. Sedimentology 27, 467-496.
534. Mantz P. A. 1978. Bedforms produced by fine, cohesionles, granular and flakey sediments under subcntical water flows. Saiimentology 25, 83-104
535 Mordw К V 1972. Statistics of directional data London. Academic Press
536 Margolis S. V, Krinsley D.H. 1974. Processes of formation and environmental occurrence of microfeatures on detrital quartz grains. Am J Sci. 274 449-464.
537 MarkleR-G., Bryan G. M., Ewmg J I. 1970 Structure of the Blake-Bahama Outer Ridge J Geophys. Res 75, 4539-^555
538 Marshall J. D, Ashton M. 1980. Isotopic and trace element evidence for submarine Iithification of hardgrounds in the Jurassic of E England Sedimentology 27, 271-290
539 Masey B S. 1979 Mechanics of fluids, 4th edn New York Van Nostrand Reinhold
540. Masters C D. 1967. Use of sedimentary structures in determination of depositional environments, Mesaverde formation, William Fork Mountains, Colorado. Bull AAPG 51, 2033-2043.
541 MatterWA., Tucker M.E. (eds.). 1978. Modern and ancient lake sediments Int Ass Sed. Spec Pubn, no. 2
542 Matthews R.K. 1966. Genesis of Recent lime mud in British Honduras J. Sed. PetroL 36, 428-454.
543. Matthews R K 1974. Dynamic stratigraphy Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall,
544. Mazzullo S. J. 1980. CaIcite pseudospar replacive of marine acicular aragonite, and implications for aragonite cement diagenesis J Sed Petrol. 50, 409-422.
545. McCabe P J. 1977. Deep distributary channels and giant bedforms in the Upper Carboniferous of the Central Pennines, northern England SedimentoIogy 24, 271-290
546. McCall J. G 1960. The flow characteristics of a cirque glacier and their effect on glacial structure and cirque formation. In- Norwegian cirque glaciers, W. K Lewis (ed), 39-62. R. Geog. Soc. Res. Ser., no. 4.
547 MeCave I.N. 1971. Sand waves in the North Sea off the coast of Holland Mar. GeoL 10, 199-225.
548. MeCave I.N 1972 Transport and escape of fine-grained sediment from shelf areas. In: Shelf sediment transport* process and pattern, D.J P Swift, D. B. Doane & 0 H. Pilkey (edsX 225-248 Stroudsburg, Pa: Hutchinson & Ross
549. McCave I N. 1979. Tidal currents at the North Hinder lightship, southern North Sea: flow directions and turbulence in relation to maintenance of sand bars Mar Geol 31, IOt-114.
550. McCave I N., Jarvis J 1973. Use of the Model-T Coulter Counter in size analysis. Sedimentology 20, 305-316
551. MeCave I.N., Swift S A. t976. A physical model for the rate of deposition of fine-grained sediments ш the deep sea. Bull. Geol. Soc. Am 87 541 -546.
552. McCave I. N.. Lonsdale P. F, Hollister C. D , GardnerWD 1981 Sediment transport over the Halton and Gardar contounte drifts. J Sed Petrol. 50, 1049-1062.
553 MeEwen T.J 1978. Diffusional mass transfer processes in pitted pebble conglomerates Contr Mm Petrol. 67, 405-415.
554. MeIlreath I. A., James N. P 1978. Carbonate slopes. In: Walker (1978), 133-144
555. MeKee E.D. 1966 Stmcture of dunes at White Sands National Monument, New Mexico. Sedimentolo^y 7, 1-61
556. McKee E.D (ed). 1978 A study of global sand seas. USGS Prof. Pap., no. 1052.
557. MeKee E D., Tibbits G C 1964. Primary structures of a seif dune and associated deposits in Libya. J. Sed Petrol 34, 5-17.
558. MeKenzie J. A, Hsu K.J, Schneider J. F. 1980. Mevement of subsurface waters under the sabkha, Abu Dhabi, UAE, and its relation to evaporative dolomite genesis In: Zenger et al., 1980, 11-30.
559 McKerrow W 5., Uggett J. K., Eales M. H. 1977. Imbricate thrust model of the Southern Uplands of Scotland. Nature 267, 237-239
560 McLellan H.J. 1965. Elements of physical oceanography, Oxford Pergamon.
561 McPherson B.F., Hendrix G. Y., Klem H, Tyas H.M. 1976 The environment of S. Flonda, a summary report. USGS Prof. Pap, no.
1011.
562. Meier M F. 1960. Mode of flow of Saskatchewan Glacier, Alberta, Canada, USGS Prof. Pap., no. 351.
563 Meissner F. F 1972 Cyclic sedimentation in Middle Permian strata of the Permian basin, West Texas and New Mexico. In: Cyclic sedimentation in the Permian basin J.C. Elam & S. Chuber (eds), 203-232. West Texas Geol. Soc, Texas.
564. Miall A. D. 1973. Markov cham analysis
414
Лиггературя
applied to an ancient alluvial plam succession.
Sedimentology 20, 347-364
565. Miall A. D 1974. PaIeocurrent analysis of
alluvial sediments-a discussion of directional
variance and vector magnitude J. Sed Petrol.
44, 1174-1185.
566. Miall A D 1977. A review of the braided river
depositional environment Earth Sci. Rev. 13,
1-62.
567 Miall A. D. (ed.). 1978. Fluvial sedimentology.
Mem Can. Soc. Petroleum Geol., no. 5.
568 Middleton G V. 1965. Antidune cross-bedding
in a large flume. J. Sed. Petrol. 35, 922-927.
569 Middleton G. V. 1966. Experiments on density
and turbidity currents. 1 • Motion of the head.
Can. J. Earth Sci. 3, 523-546
570 Middleton G V. 1966. Expermients on density
and turbidity currents 2. Uniform flow of
density currents Can. J Earth SCL 3, 627-637.
571 Middkton G V 1966. Experiments on density
and turbidity currents 3: Deposition of
sediment Can. J. Earth Sci 4, 475-505.
572 Middleton G. V. 1970. Experimental studies
related to problems of flysch sedimentation In.
FIysch sedimentology m N America, J Lajoie
(ed.), 253-272 Geol Assoc Can. Spec Pap., no.
7.
573. Middleton G.V 1976. Hydrauhc interpretation
of sand size distributions J. Geol. 84, 405-426.
574 Middleton G.V.t Hampton M. A 1973 Sediment gravity flows mechanics of flow and deposition
In Turbidites and deep water sedimentation,
1-38, AGI-SEPM short course lecture notes.
575 Middleton G V,Southard J.B 1978. Mechanics
of sediment movement Tulsa, Okla: SEPM
short course, no. 3.
576. Miller M.C., McCave I N., Komar P. D 1977.
Threshold of sediment motion under
undirectional currents. Sedimentology 24,
507-528.
577. Miller M. C, Komar PD 1980 Oscillation
sand ripples generated by laboratory apparatus.
J Sed. Petrol. 50, 173-182
578. Millmian J. D. 1974. Manne carbonates. New
York. Springer.
579 Mitchell A. H. G., Reading H. G
1969
ContmentaI margins, geosynchnes and seafloor
spreading. J. GeoL 77, 629-646.
580 MitchellA H.G.,
Reading H.G.
1978
Sedimentation and tectonics. In Readmg
(1978), 439-476.
581 Monty C L. V. 1967. Distribution and structure
of Recent stromatolitic algal mats, Eastern
Andros bland, Bahamas. Ann. Soc GeoL Belg.
90, 55-100.
582 Moody J D. 1975. Distribution and geological
characteristics of giant oil fields. In: Petroleum
and global tectonics, A G. Fischer & S. Judson
(eds), 307-320. Princeton, NJ: Princeton Univ
Press.
583 MoonC.F. 1972 The microstructure of clay
sediments. Earth Sci. Rev. 8, 303-321.
584 Moore G T 1979. Mississippi river delta-April
9, 1976-from Landsat 2. BuIL AAPG 63,
660-667.
585. Moore G. Tt Starke G.W, Bonham L. C,
Woodbury H O. 1978. Mississippi Fan, Gulf of Mexico-physiography, stratigraphy and sedimentational patterns. In • Framework, facies and oil-trapping characteristics of the upper continental margin, G. T. Moore & J M. Coleman (eds), 155-191 Studies m Geology, no. 7 Tulsa, Okla: AAPG.
586. Moore J. C., KarigDE 1976. Sedimentology, structural geology, and tectonics of the Shikiku subduction zone, southwestern Japan Bull. Geol Soc. Am. 87, 1259-1268.
587 Morgan J. P (ed) 1970 Deltaicsedimentation modern and ancient SEPM Spec. Pubn, no 15
588. Morse J. W, Berner R. A. 1972. Dissolution kmetics of calcium carbonate in seawater II: A kinetic ongm for the lysocline. Am. J. Sci 272, 840-851.
589 Moss A. J1 Walker P. H, HutkaJ 1973 Fragmentation of granitic quartz in water. Sedimentology 20, 489-512.
590. Mountijoy E.W, Cook H E., Pray L.C. 1971 Allochtonous carbonate debris flows-worldwide indicators of reef complexes, banks or shelf margins. Proc 24th Int Geol Cong. 6,172-189.
591 Mowbray T. de 1980. Sedunentary processes of recent intertidal channels Unpubl. PhD thesis, Univ. Leeds.
592. Muir M., Lock D., Von der Borch C. 1980. The Coorong model for penecontemporaneous dolomite formation in the middle Proterozoic McArthur Group, Northern Territory, Australia In Zenger et al. (eds), 1980, 51-67.
593 Muller J, Fabncius F. 1974 Magnesian-calcite nodules in the Ionian deep sea: an actualistic model for the formation of some nodular limestones. In Hsii & Jenkyns (1974), 235-248
594 Mullms H. T., NeumannAC 1979. Deep carbonate bank margin structure and sedimentation in the northern Bahamas. In: Geology of continental slopes, JL Doyle & D.H. Pilkey (eds), 165-192 SEPM Spec. Pubn, no. 27.
595 Mullins H. T. Neumann A. C., Wilber R. J., Boardman M R. 1980. Nodular carbonate sediment on Bahamian slopes* possible precursors to nodular limestones. J. Sed. PetroL 50, 1:17-131
596. Munk W.H 1950. On the wind-driven ocean circulation. J. Meteorol. 7, 79-93.
597. Munk W.H 1950 Origin and generation of waves. Proc. 1st Conf. Coast Engng 1-4. Berkeley, Ca* Council on Wave Research.
598. Mutti E. 1977 Distinctive thin-bedded turbidite facies and related depositional environments in , the Eocene Hecko Group (south central Pyrenees, Spam). Sedimentology 24, 107-132
599. Nagteqaal P.J C. 1978. Sandstone-framework instability as a function of burial diagenesis. J. Geol. Soc. Lond. 135, 101-105
600 Nami M. 1976 An exhumed Jurassic meander, belt from Yorkshire. GeoL Mag. 113, 47-52
601. Nami M., Leeder M R. 1978. Changmgchannel morphology and magnitude in the Scatty. Formation (M. Jurassic) of Yorkshire, England." , In* Miall (1978X 431-440.
602 Nanson G C. 1980. Point bar and floodplam.
415
Лиггературя
formation of the meandering Beatton River, northeastern British Columbia, Canada. Sedimentology 27, 3-29 603 Needham R.S. 1978. Giant-scale hydroplastic deformation structures formed by the loading of basalt on to watersaturated sand, Middle Proterozoic, northern Territory, Australia Sedimentology 25, 285-296.
604. Neev /).1978 Messinian and Holocene gypsum deposits of relatively deep water Abs 1 Oth Int Cong. Sed., Jerusalem 2, 459.
605. Neev D., Emery K O 1967. The Dead Sea depositional processes and environments of evapontes. Israel Geol Surv. Bull. 41, 1-147.
606. Neugebauer J 1974 Some aspects of cementation in chalk In HsU & Jenkyns (1974), 149-176.
607 Neumann A. C., Land L.S. 1975. Lime mud deposition and calcareous algae in the Bight of Abaco, Bahamas, a budget. J. Sed Petrol 45, 763-786.
608 Neumann A. C., Kofoed J. W., Keller G.H. 1977 Lithoherms in the Straits of Florida. Geology 5, 4-10.
609 NeumannG., Pierson W.J. 1966. Principles of physical oceanography Englewood Clifls, NJ* Prentice-Hall.
610 Nilsen Т.Н., Walker R. G., Normark W R. 1980. Modern and ancient submarine fans: discussion and replies. Bull. AAPG 64, 1094-1113.
611 NtoS-O 1976 Marine transgressions as a factor in the formation of sand wave complexes. Geol. Mijn 55, 18-40.
612. Nisbet E.G, Price I. 1974. Siliceous turbidites: bedded cherts as redeposited ocean ridge-derived sediments. In- Jenkyns & HsQ (1974), 351-366
613 Normark W.R. 1970. Growth patterns of deep-sea fans. Bull. AAPG 54, 2170-2195.
614. Normark W.R., Piper D. J. W. 197Z Sediments and growth pattern of Navy deep-sea fan, San Clemente Basin, California Borderland. J. Geol. 80, 198-223.
615 Oertel G. E., Curtis C D. 1972. Clay-Ironstone concretion preserving fabrics due to progressive compaction. Bull. Geol. Soc. Am. 83, 2597-2606
616 Oertel G. F 1979. Barner island development during the Holocene recession. SE United States. In. Leatherman (1971), 273-290.
617. Offen G R., Kline S.J. 1975. A proposed model of the bursting process in turbulent boundary layers. J Fluid Mech. 70, 209-228.
618. Oldershaw A E, Scoffh TP. 1967 The source of ferroan and non-ferroan calcite cements in the Halkin and Wenlock Limestones Geol J. 5, 309-320
619 Olher C. D. 1978. Silcrete and weathering In Silcrete in Australia, T. Langford-Smith (ed.), 13-18. Univ. of New England.
620. Olphen H., van 1963. An introduction to clay colloid chemistry. New York. Wiley.
621. Oomkens E. 1974. Lithofacies relations in the Late Quaternary Niger delta complex Sedimentology 21, 195-222
622 Otvos E.G. 1979 Barrier island evolution and history of migration, North Central GulfCoasL In: Leatherman (1979), 291-319. New York: Academic Press
623. Packham G.H., ' Crook K A. W. 1960. The principle of diagenetie facies and some of its implications J Geol. 68, 392-407.
624. Pantin H. M 1979. Interaction between velocity and effective density in turbidity flow: phase plane analysis, with cnteria for autosuspension. Mar. Geol. 31, 59-99.
625 Park R.K. 1976. A note on the significance of lamination in stromatolites. Sedimentology 23, 379-393.
626 Park R.K. 1977. The preservation potential of some recent stromatolites. Sedimentology 24, 485-506.
627. Passega R. 1964 Grain size representation by C M. patterns as a geological tool. J. Sed Petrol. 34, 830-847.
628. Paterson W.S.B. 1969. The physics of glaciers. Oxford: Pergamon.
629. Patterson R J, Kinsman D.J.J. 1977. Marine and continental groundwater sources in a Persian Gulfcoastal sabkha. 381-397 Studies in Geology 4, Tulsa, Okla: AAPG.
630 Perrier R., Quiblier J. 1974. Thickness changes in sedimentary layers during compaction history; methods for quantitive evaluation. Bull. AAPG 58, 507-520.
631 PerryE., HowerJ 1970 Bunal diagenesis in Gulf Coast pelitie sediments Clays and Clay Mineral. 18, 165-177.
632 PerryEA.. Hower J. 1972. Late-stage dehydration in deeply buried pelitie sediments. Bull. AAPG 56, 2013-2021.
633. Pettijohn F J 1975. Sedimentary rocks, 3rd edn. New York* Harper & Row.
634 Pettijohn F.J, Potter P E. 1964. Atlas and glossary of primary sedimentary structures. Berlin: Springer.
635 PettijohnF J, Potter P. E., Siever R. 1972. Sand and sandstone New York: Springer.
636. Pierce J. W 1976 Suspended sediment transport at the shelf break and over the outer margin In. Stanley & Swift (1976), 437-458.
637 Pilkey 0. H.. Noble D. 1976. Carbonate and clay mineralogy of the Persian Gulf. Deep-sea Res. 13, 1-16.
638. Pingitore N.E. 1976. Vadose and phreatic diagenesis: processes, products and their recognition in corals. J. Sed. Petrol 46, 985-1006
639. Piper D. J W. 1978. Turbidite muds and silts on deep sea fans and abyssal plains. In: Stanley & Kelling (1978), 163-175.
640. Piper D.J. W., Von HeuneR., Duncan J.R, 1973. Late Quaternary sedimentation in the active eastern Aleutian Trench Geology 1, 19-22.
641. Pittman E.D. 1969. Destruction of plagioclase twins by stream transport J. Sed Petrol. 39, 1432-1437.
642. PlummerLN., MaekenzieF T. 1974. Predicting mineral solubility from rate data-
416
Лиггературя
application to the dissolution of magnesian
calcites. Am. J Sci. 274, 61-83.
643 PondS., Pickard G. L 1978. Introductory
dynamic oceanography. London: Pergamon
644 Potter P.E., Pettijohn F.J 1978 Paleocurrents
and basin analysis. New York: Academic Press
645 Powers M.C. 1953 A new roundness scale for
sedimentary particles. J. Sed Petrol. 23,
117-119
646. Powers M.C. 1967. Fluid-release mechanisms
in compacting marine mudrocks and their
importance in oil exploration Bull. AAPG 51,
1240-1254.
647 Pratt C J 1973. Bagnold approach and bed-
form development J. Hyd. Div A.S.C.E 99,
121-137.
648. Prentice JE,
Beg I R.. Colleypriest C.,
Kirby R , Sutcliffe P. J. C., Dobson M.R., (Toil-
er B., Elvines M. F., Kilenyi T Lr Maddrell R. J . PhinnTR 1968. Sediment transport in
estuarine areas. Nature 218, 1207-1210
649 Pritchard D W. 1955. Estuarine circulation
patterns. Proc Am. Soc. Civ. Engrs 81, 1-11.
650. Pritchard D. W. 1967. What is an estuary:
physical viewpomt In: Estuaries, G.H Laujf
(ed) Am. Assoc Adv. Sci
651 Pntchard D. W, Carter H. H. 1971. Estuanne
circulation patterns. In Schubel (1971), 1-17.
652 PutgdrfabrigasC., Van VleitA 1978
Meandering stream deposits from the Tertiary
of the Southern Pyrenees. In: Miall (1978),
469-486.
653 Purdy E. G 1963 Recent calcium carbonate
facies of the Great Bahama Bank 2:
sedimentary facies J Geol. 71, 472-497
654 Purdy E. G 1974 Reef configurations: cause
and effect. In. Reefs in time and space,
L. F Laporte (ed.), 9-76. SEPM Spec. Pubn, no
18.
655. Purser B. H 1978. Early diagenesis and the
preservation of porosity in Jurassic limestones
J Petrol. GeoL 1, 83-94.
656. Purser B. H 1979. Middle Jurassic
sedimentation on the Burgundy Platform.
Symp. Sed. Jurass W. Europe, A S.F. Pubn, 1,
75-84.
657 Raaf J.F M, de, Boersma J. R, Van Gelder A
1977. Wave-generated structures and sequences
from a shallow marine succession. Lower
Carboniferous, County Cork, Ireland
Sednnentology 24, 451-483.
658. Rampmo M. R., Sanders J E. 1981 Evolution of
the barner islands of Southern Long Island,
New York Sedimentology 28, 37-48.
659. Randazzo A. F.,
Hickey E. W.
1978.
Dolomitisation in the Floridan aquifer. Am J.
Sci 278, 1177-1184.
660 Roa D.B, Murty TS. 1970 Calculation of the
steadystate wind-driven circulation m Lake
Ontario. Arch. Meteor Geophys Bioklim. A19,
195-210
661 Raudkivi A.J. 1976. Loose boundary hydrau-
lics Oxford. Pergamon.
662 Raudkivi A. J.. Hutchmson D L. 1974 Erosion
of kaolinite clay by flowing water. Proc. R. Soc
London (A), 337, 537-554
663. Raymond C F 1971. Flow in a transverse
section of Athabaska glacier Alberta, Canada.
J Glaciol. 10, 55-84.
664 Rayner D.H. 1963. The Achanarras Limestone
of the middle Old Red Sandstone, Caithness,
Scotland. Proc. Yorks. Geol. Soc 34, 117-138
665. Reading H.G. 1964. A review of the factors
affecting the sedimentation of the Millstone
Grit (Namunan) in the Central Pennines In
Deltaic and shallow marine deposits, L
M.J. U. Streaten (ed), 26-34 Amsterdam.
Elsevier.
666. Readmg H. G (ed.). 1978 Sedimentary
environments and facies. Oxford BlackwelL
667 Reading H G. 1978. Facies. In: Reading (1978),
4-14.
668. Reineck H. E 1958. Longitudmale schragschit
im Watt Geol Rdseh. 47, 73-82
669. Remeck H.E. 1963. Sedimentgefuge in Berreich
der Sudlichen Nordsee. Abh. Sebck. Natur-
forsch Ges. 505, 138 pp.
670 Reineck H E. Layered sediments of tidal flats,
beaches and shelf bottoms of the North Sea. In
Estuaries, G. D. Louff (ed), 191-206 Washing-
ton DC* Am. Ass. Adv. Sci
671. Reineck H.E. 1972 Tidalflats In Recognition
of ancient sedimentary environments,
J. K. Rtgby & W.K. Hamblm (eds), 146-159.
SEPM Spec. Pubn, no 16.
672 Reineck H.E, Singh I.B 1973. Genesis of
laminated sand and graded rhythmites in
storm-sand layers of shelf mud Sedimentology
18, 123-128.
673 Remeck H.E, SmghLB 1980. Depositional
sedimentary environments 2nd edn. Berlin:
Springer.
674 Reineck H.E., Wunderlich F. 1968. Zur unter
scheidung von asymmetnschen oszillation-
nppeln und StromungsrippeIn. Senck Leth. 49,
321-345.
675 Reineck H.E ,Gutman W.F.,Hertweck G 1967.
Das schlickgebiet sudlich Helgoland als Beispiel
rezenter Schelfablagerungen. Senck Leth. 48,
219-275.
676. Reineck H E., Dorjes J, Gadow S, Hertweck G1 1968. Sedimentologie, Founenzonierung und
Faziesabfolge vor der Ostkuste der inneren
Deutschen Bucht Senck. Leth. 49, 261-309.
677. Reinson G E. 1978. Barrier island systems. In:
Walker (1978), 57-74
678. Ricci-Lucci F., Valmori E. 1980. Basin-wide
turbidites in a Miocene, oversupplied deep-sea
plain: a geometrical analysis. Sedimentology 27,
241-270.
679. Richardson J. F, Zaki W. N. 1958. Sedi-
mentation and fluidisation. Trans Inst. Chem.
Engrs 32, 35-53
680 RichterDK., Fuchtbauer H. 1978. Ferroan
calcite replacement indicates former magnesian
calcite skeletons. Sedimentology 25, 843-860,
681 Richter-Bernberg G. 1955 Uber salinaire
sedimentation 2 Dtsch Geol. Ges. 105,
593-596.
682 Rider M.H. 1978 Growth faults in Carbonifer-
оus of Western Ireland. Bull. AAPG 62,,
2191-2213.
^
417
Лиггературя
683. Riech V., Von Rad XJ. 1979 SilKa diagenesis in
the Atlantic Ocean: diagenetic potential and
transformations. In: Af. Ewing Series, 3 Am.
Geophys. Union 315-340.
684 Riggs S.R. 1979. Petrology of the Tertiary
phosphorite system of Florida Econ. Geol. 74,
195-200.
685. Roberts D. G., Kidd R.B. 1979. Abyssal
sediment wave fields on Feni Ridge Rockall
Trough: long-range sonar studies. Mar. Geol.
33, 175-191.
686. Robertson A.H.F. 1975 Cyprus umbers,
basalt-sediment relationships on a Mesozoic
ocean ridge. J Geol. Soc Lond 131, 511-531.
687 Robertson A H.F. 1977. The origin and di-
agenesis of cherts from Cyprus. Sedimentology
24, 11-30
688 Robertson A H F., Hudson J.D 1974. Pelagic
sediments in the Cretaceous and Tertiary
history of the Troodos Massif Cyprus In : Hsii
& Jenkyns (1974), 403-436.
689 Robinson A H. W. 1966 Residual currents in
relation to sandy shoreline evolution of the East
Anglian coast Mar. Geol. 4, 57-84
690. Rodine J.D., Johnson A. M. 1976. The ability of
debris, heavily freighted with coarse clastic
materials, to flow on gentle slopes.
Sedimentology 23, 213-234
691 Rouse L. Jt
Roberts H.H.,
Cunning-
ham R.H W. 1978. Satellite observation of the
subaenal growth of the Atehafalaya Delta,
Louisiana. Geology 6, 405-408.
692. Rowe P. W. 1962 The stress-dilitancy relation
for static equilibrium of an assembly of particles
in contact. Proc R. Soc Lond., A269, 500-527
693 RozovskiiIL 1963 Flow m bends of open
channels. Jerusalem: Israel Programme for
Scientific Translations.
694 Rtmnells D.D 1969 Diagenesis, chemical
sediments and the mixing of natural waters. J.
Sed. Petrol 39, 1188-1201.
695 Rupke N A. 1975. Deposition of fine-grained
sediments in the abyssal environment of the
Algero-Balearic Basin, W Mediterranean Sea
Sedimentology 22, 95-109.
696. Rupke N A. 1977. Growth of an ancient
deep-sea fan. J. GeoL 85, 725-744.
697 Rupke N A. 1978. Deepclastic seas. In Reading
(1978), 372-411
698 Rusnak G A. 1960. Sediments of Laguna
Madra, Texas. In * Recent sediments, NW Gulf
of Mexico, F. P. Shepardl F B PhXegert T H van Andel (eds), 153-196 Tulsa, Okla: AAPG.
699. Rust B. R. 1975. Fabric and structure in glaciof-
luvial gravels. In. Jophng & McDonald (1975),
238-248
700. Sandberg P A. 1975 New interpretations of
Great Salt Lake ooids and of ancient
nonskeletal carbonate mineralogy. Sedimen-
tology 22, 497-537.
701 Sanderson LD. 1974. Sedimentary structures
and their environmental significance m the
Navajo Sandstone, San Rafael Swell, Utah.
Brigham Young Univ. Geol. Studies 21,
215-246.
702 Schafer W. 1972 Ecology and palaeoecology of marine environments. Edmburgh: Oliver & Royd.
703 Schlager W., Chermak A. 1979. Sediment facies of platform-basin transition, Tongue of the Ocean, Bahamas. In: Geology of continental slopes, L. Doyle & 0. H Pilkey (eds), 193-208 SEPM Spec. Pubn, no. 27.
704 Schlanger S 0., Jenkyns H.C 1976. Cretaceous oceanic anoxic events: causes and consequences. Geol. Mijn. 55, 179-184.
705. Schmidt G W. 1973. Interstitial water composition and geochemistry of deep Gulf Coast shales and sandstones. Bull. AAPG 57, 321-331.
706. Schmidt V., MacDonald D A. 1979. Texture and recognition of secondary porosity m sandstones. In: Scholle & Schluger (1979), 209-225.
707. Schmmke H V., Fischer R. V., Waters A. C 1975. Antidune and chute-and-pool structures in the base surge deposits of the Laacher See area, Germany Sedimentology 20, 553-574
708. Scholle P. A. 1974. Diagenesis of Upper Cretaceous chalks from England, N Ireland and the North Sea. In. Hsd & Jenkyns (1974), 177-210
709 Scholle P. A. 1978. A color illustrated guide to carbonate rock constituents, textures, cements and porosites Mem. 27, Tulsa, Okla: AAPG.
710 Scholle P. A., Schulger P. R. (eds). 1979. Aspects of diagenesis. SKPM Spec. Pubn, no. 26
711 Schopf T.J. M. 1980. Palaeoceanography Cambridge, Mass: Harvard Univ. Press
712 Schreiber B C., Friedman G M., Decima A , Schreiber E. 1976. Depositional environments of Upper Miocene (Messianian) evaponte deposits of the Sicilian basin. Sedimentology 23, 729-760.
713 Sehroeder J H 1972 Fabrics and sequences of submarine carbonate cements m Holocene Bermuda Cup reef Geol Rundsch. 61, 708-730
714. Schubel J.B. (cd), 1971a. The estuanne environment Washington DC American Geol. Inst.
715 Schubel J. R 1971b. A few notes on the agglomeration of suspended sediment m estuaries. In. Schubel (1971a), X1-X.29.
716 SchiAel J.R. 1971c Estuanne circulation and sedimentation In: Schubel (1971a), VI. 1-17.
717. Sehubel J R, Okabo A. 1972. Comments on the dispersal of suspended sediment across the continental shelves. In: Shelf sediment transport, process and pattern, D.J. P. Sw ft, D.B.Duane, OH. Pilkey (eds), 333-346 Stroudsburg, Pa: Dowden, Hutchinson & Ross
718 Schumm S. A. I960. The effect of sediment type on the shape and stratification of some modern river deposits. Am. J. Sci. 258, 177-184.
719 Schumm S. A. 1963. Sinuousity of alluvial channels on the Great Plams. Bull. Geol Soc Am. 74, 1089-1100.
720. Schumm S. A. 1963. Dispanty between present rates of denudation and orogeny. USGS Prof. Pap, no 454.
721. Schumm S. A. 1968. Speculations concerning
418
Лиггературя
paleohydrologic controls of terrestrial sedimentation. Bull. Geol. Soc. Am. 79, 1573-1588.
722 Scliumm S. A 1968 Riveradjustmenttoaltered hydrologic regimen-Murrumbidgee River and paleochannels, Australia. USGS Prof. Pap., no. 598
723 Schumm S. A. 1972 Fluvial paleochannels: In. Recognition of ancient sedimentary environments, J K. Rigby & W. K. Hamblin (eds), 98-107. SEPM Spec. Pubn, no 16.
724 Schumm S. A. 1973 Geomorphic thresholds and complex response of drainage systems. In Fluvial geomorphology, M. Morisawa (ed.), 299-310. London: George Allen & Unwin.
725 Sehumm S. A 1977, The fluvial system. New York: WUey
726 ScAwnm S- A., KhanH.R. 1971. Experimental study of Channel patterns. Nature Phys Sci 233, 407-409.
727 Schumm S.A, Stevens M A. 1973 Abrasion in place: a mechanism for rounding and size reduction of coarse sediments in rivers. Geology 1, 37-40.
728 Schumm S. A., Khan H R.. Wmkley B. Rtf Robbms L. G. 1972. Vanability of river patterns. Nature Phys Sci 237, 75-76
729 Schwarz H-U., EinseleG.. Herm D. 1975 Quartz-sandy, grazing contoured stromatolites from coastal embayments of Mauntania, W. Africa Sedimentology 22, 534-561.
730. Schwartz R.K. 1975 Nature and genesis of some washover deposits. Tech. Mem. U.S. Army Corps. Engrs Coastal Engng Res. Centre 61, 98 pp.
731 Schweller W.J, Kulm L.D. 1978. Depositional patterns and channelised sedimentation in active E Pacific trenches. In. Stanley & Kelling (1978), 311-324.
732. SclaterJ G.. Anderson R N., BellM L. 1971. Elevation of ridges and evolution of the central eastern Pacific. J. Geophys. Res. 76, 7888-7915
733. Sclater J. G.. HellingerS., Tapscott C. 1977. The paleobathymetry of the Atlantic Ocean from the Jurassic to the present. J Geol. 85, 509-552.
734. Scoffin T P 1970. The trapping and binding of subtidal carbonate sediments by marine vegetation m Bimini Lagoon, Bahamas. J. Sed. Petrol. 40, 249-273.
735. Scott A. C. 1979 The ecology of Coal Measures floras from N. Britain. Proc. Geol. Ass. 90, 97-116.
736. Sedimentation Seminar 1981. Comparison of methods of size analysis for sands of the Amazon-Solimes rivers, Brazil and Peru. Sedimentology 28, 123-128.
7 3 7 . S e e d H B . . LeeKL 1966. Liquefaction of saturated sands during cyclic loading. J. Soil Mech. Found. Div., A.S.C.E., 92, 105-134.
738 Segonzac Dunoyer, de. 1970. The transformation of clay minerals during diagenesis and lowgrade metamorphism. a review. Sedimentology 15, 281-346
739 Seilacher A. 1967. Bathymetry of trace fossils. Mar. Geol. 5, 413-428.
740. Selley R C. 1976. Introduction to sedimentology. London. Academic Press.
741. Sellwood B W. 1968. The genesis of some sidentic beds in the Yorkshure Lias (England). J. Sed. Petrol 38, 854-858.
742. Sellwood B. W 1972 Tidal flat sedimentation in the Lower Jurassic of Bornholm, Denmark. Palaeogeogr Palaeochmat. Palaeoecol. 11, 93-106.
743. SellwoodB.W., McKerrow W.S 1973 Depositional environments in the lower part of the Great Oolite Group of Oxfordshure and North Gloucestershire. Proc Geol. Ass. 85, 189-210.
744 Shapiro A. H 1961 Shape and flow: the fluid dynamics of drag. New York. Doubleday (London. Heinemann).
745. Sharma G. D , NaiduAS., Hood D W. 1972. Bristol Bay: a model contemporary graded shelf Bull. AAPG 56, 2000-2012
746. Sharp R. P. 1963 Wind ripples J. Geol. 71, 617-636
747 Shaw A. B. 1964. Time in stratigraphy New York: McGraw-Hill.
748. SAowJ., Archer J. 1979. Deglaciation and glaciolacustrine sedimentation conditions. Okanagan Valley, Bntish Columbia, Canada. In* Moraines and varves, C. Schluchter (ed.), 347-356. Rotterdam: Balkema.
749 Shearman D J. 1966 Origin of marine evaporites by diagenesis Trans Inst Min. MetalL 75B, 208-215.
750 Shearman D.J. 1970 Recent halite rock, Baja California, Mexico. Trans Inst. Mm. MetalL 79B, 155-162.
751 Shearman D.J, Fuller J. G C.M 1969. Anhydnte diagenesis, calcitisation and organic laminites, Winnipegosis Formation, M. Devonian, Saskatchewan. Bull. Can. Petrolm GeoL 17, 496-525.
752 Shearman D.J., Twyman J., Karimi M.Z. 1970. The genesis and diagenesis of oolites. Proc. Geol. Assoc. 81, 561-575
753. Sheen S.J. 1964 Turbulence over a sand ripple. M Engng thesis, Univ. Auckland
754 Shepard F. P 1979. Currents in submarine canyons and other types of sea valleys. SEPM Spec. PubL, no. 27, 85-94.
755 Shepard FP, lnman D.L. 1950. Neaishorc circulation. Proc. 1st Conf. Coast. Engng, 50-59. Berkeley, Ca. Council on Wave Research
756. Shideler G L. 1978. A sediment-dispersal model for the South Texas continental shelf, NW Gulf of Mexico. Mar. Geol. 26, 284-313.
757 Shtnn E A. 1969. Submarine hthification of Holocene carbonate sediments in the Persian Gulf. Sedimentology 12, 109-114.
758 Shmn E. A.. LloydKM., Gmsburg R.N. 1969. Anatomy of a modern carbonate tidal flat, Andros Island, Bahamas. J. Sed. Petrol. 39, 1202-1228.
759. Simons D.B., Richardson E. V., Nordin C.F. 1965. Sedimentary structures generated by flow in alluvial channels. In: Primary sedimentary structures and their hydrodynamic
419
Лиггературя
interpretation, G. V. Middleton (ed), 34-52. SEPM Spec. Pubn, no. 12 760. Simpson J. E 1972. Effects of the lower boundary on the head of a gravity current. J. Fluid Mech 53, 759-768.
761 Sly P. G. 1978. Sedimentary processes in lakes In. Lerman (1978), 166-200.
762. Smale D. 1978 Silicretes and associated silica diagenesis in southern Africa and Australia In Langford-Smith (1978), 261-280.
763 Smalley I. J. 1966. Formation of quartz sand Nature 211, 476-479.
764. Smalley I.J. 1971. Nature of quickclays Nature 231, 310.
765 Smalley I. J., MoonC.F. 1973 High voltage electron microscopy of fine quartz particles Sedmientology 20, 317-322.
766. SmithAG., Briden J. C. 1977 Mesozoic and Cenozoic palaeocontinental maps. Cambridge: Cambridge Univ. Press.
767 Smith D. B 1973 The origin of the Permian Middle and Upper Potash deposits of Yorkshire, England' an alternative hypothesis Proc. Yorks. Geol. Soc 39, 327-346
768. Smith D. B. 1974 Sedimentation of Upper Artesia (Guadalupian) cyclic shelf deposits of northern Guadalope Mountains, New Mexico. BuU AAPG 58, 1699-1730
769 Smith D B, Crosby A. 1979. The regional and stratigraphical context of Zechstein 3 and 4 potash deposits in the British sector of the southern North Sea and the adjoining land areas Econ. Geol. 74, 397-^08.
770. Smith N.D. 1971. Transverse bars and braiding m the Lower Platte River, Nebraska Bull. Geol. Soc Am. 82, 3407-3420.
771. Smith N D. 1974. Sedimentology and bar formation in the Upper Kicking Horse River, a braided outwash stream J. Geol 82, 205-224.
772 SneedE-D., Folk R.L 1958 Pebbles in the lower Colorado River, Texas: a study m particle morphogenesis. J. Geol. 66, 114-150.
773. Sommer F. 1978 Diagenesis of Jurassic sandstones in the Viking graben. J. Geol Soc. Lond. 135, 63-68.
774. Southard J. B. 1971. Representation of bed configurations in depth-velocity-size diagrams. J. Sed. Petrol. 41, 903-915
775. Southard J. B., Boguehwal L A., Romea R D. 1980. Test of scale modelling of sediment transport m steady unidirectional flow. Earth Surf. Proc. 5, 17-24.
776. Sorby H.C. 1856. On the origin of the Cleveland Hill ironstone. Proc. Yorks Geol. Soc 3, 457-461.
777. Sorby H.C. 1879 The structure and origin of limestones. Proc. Geol. Soc Lond. 35, 56-94.
778 Spearmg D.R. 1976 Upper Cretaceous
Shannon Sandstones: an oflshore,
shallow-marine sand body. Wyoming Geol. Ass.
Guidebook 28th Field Conf., 64-72.
119. Spears D A. 1976 The fissility of some
Carboniferous shales. Sedimentology 23,
721-726.
Ш. Spears D. A., Kanaris-SotmousR.
1979
A geochemical and mineralogical mvestigation of some Bntish and other European tonsteins. Sedunentology 26, 407-425, 781. Spencer A.M. 1971. Late Precambrian glaciation in Scotland. Mem. Geol. Soc. Lond., no. 6. 782. Stanley D.J., Swtft J. J. P. (eds). 1976. Marine sediment transport and environmental management. New York: Wiley.
783. Stanley D. J, Kellmg G. (eds). 1978. Sedimentation in submarine canyons, fans and trenches. Stroudsburg, Pa: Dowden. Hutchmson & Ross.
784 StaubJR., Cohen A D. 1979 The Snuggedy Swamp of S. Carolina: a back-barrier estuarme coal-forming environment J Sed Petrol. 49, 133-144.
785. Steel R.J. 1974. New Sandstone floodplain and piedmont sedimentation in the Hebndean province, Scotland. J Sed Petrol. 44, 336-357.
786 Steel R J 1976. Devonian basins of western Norway-sedimentary response to tectonism and varying tectonic contrast Tectonophysics 36 207-224.
787 SteelRJ., Wilson A. C. 1975. Sedimentation and tectonism (?Permo-Tnassic) on the margin of the North Minch Basm, Lewis. J Geol. Soc Lond 131, 183-202.
788. Steel R. J., Aasheim S M. 1978. Alluvial sand deposition in a rapidly subsiding basin (Devonian, Norway) In. Miall (1978), 385-412.
789 Steinen R P. 1978. On the diagenesis of lime mud. scanning electron microscopic observations of subsurface material from Barbados, WI J. Sed. Petrol 48, 1139-1148.
790. Stewart F H. 1949. The petrology of the evaporites of the Eskdale No. 2 boring. East Yorkshire. Part Г The lower evaporite bed. Mm. Mag. 28, 621-625.
791. Stockman K.W., Gmsburg R N., Shinn E A. 1967 The production of lime mud by algae m South Florida J. Sed. Petrol. 37, 633-648.
792 Stoddart DR. 1971 World erosion and sedimentation. In* Introduction to fluvial processes, R.J Chorley (ed.), 8-29. London: Methuen.
793 Stokes W L. 1968. Multiple parallel-truncation beddmg planes-a feature of wmd deposited sandstone formations. J. Sed. PetroL 38, 510-515.
794. Stommel H 1948 The westward intensification of wmd-dnven ocean currents. Trans. Am. Geophys. Union 29, 202-206.
795 Stommel H. 1957. The abyssal circulation. Deep-sea Res 4, 149-184.
796 Stow D. A V., Lovell J. P. B. 1979 Contourites • their recognition in modern and ancient sediments Earth Sci Rev. 14, 251-291.
797 Straaten L. M.J. U., van, Keunen P. H. 1957 Accumulation of fine gramed sediments in the Dutch Wadden Sea. Geol. Mijn. 19, 320-354.
798. Strakhov N.M. 1967. Principles of Iithogenesis, 1 Edinburgh: Oliver and Boyd.
799 Stride A. H. 1963. Current swept floors near the southern half of Great Britain. Q J. Geol Soc Lond. 119, 175-199.
420
Лиггературя
800. Smmi M., Matter А. 1978. Turbidites and varves in Lake Bnenz (Switzerland): deposition of clastic detritus by density currents. In* Matter & Tucker (1978X 145-166.
801 SuessE, Futterer D. 1972. Aragonitic ooids experimental precipitation from seawater ш the presence of humic acid. Sedimentology 19, 129-139.
802 Surdam R. C , Boles J. R 1979 Diagenesis of volcanic sandstones. In: Scholle & Schluger (1979), 227-242
803. Surdam R.C., Stanley К. O 1980. Effects of charges in drainage-basin boundaries on sedimentation in Eocene Lakes Gosiute and Uinta of Wyoming, Utah and Colorado Geology 8, 135-139.
804 SverdrupH Ut Johnson M W., Flemmg R. H 1942 The oceans their physics, chemistry and general biology. New York. Prentice-Hall
805 Swift D.J. P. 1972 Imphcations of sediment dispersal from bottom current measurements, some specific problems in understanding bottom sediment distribution and dispersal on the contmental shelf a discussion of two papers In Shelf sediment transport, process and pattern, D.J. P. Swftt Duane D.B., Pilkey O H (eds), 363-371. Stroundsburg, Pa. Dowden, Hutchinson & Ross.
806 Swift D.J. P. 1974. Contmental shelf sedimentation. In. The geology of contmental margins, C A. Burkl Drake C.L (eds), 117-135. Berlin Springer.
807 Swift D J. P. 1976 Contmental shelf sedimentation In: Stanley & Swift (1976), 311-350
808 Swift D.J. Pt Stanley D. J., Curray J. R. 1971. Relict sediment on continental shelves: a reconsideration. J. Geol. 79, 327-346.
809 Swift D.J.P., DuaneDB., Pilkey O H. (eds) 1972 Shelf sediment transport: process and pattern. Stroudsburg, Pa: Dowden, Hutchinson & Ross
810 Swiyi D.J P., Duane D Bt McKmney T F. 1973. Ridge and swale topography of the Middle Atlantic Bight, North Amenca: secular response to the Holocene hydraulic regime Mar. Geol. 15, 227-247.
811 TakahashtT 1975 Carbonate chemistry of seawater and the calcite compensation depth in the oceans. Cushman Found Foram. Res Spec Pubn, no. 13, 11-26
812 Talbot M. R. 1973. Major sedimentary cycles m the CoraIhan Beds PaIaeogeog., Palaeoclim., Palaeoecol. 14, 293-317
813 Talbot M R. 1980 Environmental responses to climatic change in the West African Sahel over the past 20000 years. In: The Sahara and the Nile, M A J. Williams & H. Faure (eds), 37-62 Rotterdam Balkema.
814 Talbot M.R1 Williams M A.J 1978. Erosion of fixed dunes in the Sahel, central Niger. Earth Surf. Proc. 3, 107-113.
815 TalbotMR., Williams M. A. S. 1979. Cyclic alluvial fan sedimentation on the flanks of fixed dunes, Janjan, Central Niger. Catena 6, 43-62
816 TaylorGt Smith IE. 1975 The genesis of
sub-basaltic silcretes from the Monaro, New South Wales. J Geol. Soc. Austral 22, 377-385. 817 ТекЬтйОег M., TeichmUlkr R. 1968. Canozoic and Mesozoic coal deposits of Germany In: Coal and coal bearing strata, D Murchison & T.S Westoll (eds), 347-377. Edinburgh: Oliver & Boyd.
818. Thesiger W. 1964. Arabian sands London: Longman (Penguin edn, 1974)
819 ThiedeJ., van Andel T. H 1977. The paleoenvironment of anaerobic sediments in the late Mesozoic South Atlantic Ocean Earth Plan. SCL U t t 33, 301-309
820. Thierstein H. R., Berger W H. 1978. Injection events m ocean history. Nature 276, 461-466.
821 Thomas B. 1938. Arabia Felix, across the empty quarter of Arabia. London. Readers Union
822 Thorstenson D. C.t Mackenzie F. T, Ristvet B. L. 1972. Experimental vadose and phreatic cementation of skeletal carbonate sand. J. Sed. Petrol 42, 162-167.
823. Thunell R. C., Williams D F, Kennett J. P 1977. Late Quaternary palaeoclimatology, stratigraphy and sapropel history in eastern Mediterranean deep-sea sediments. Mar. Micropal. 2, 371-388.
824. Till R. 1974. Statistical methods for the Earth scientist. London: Macmillan
825. Till R. 1978. And shorelines and evaporites. In. Reading (1978), 178-206.
826 Tissot B. Pt WelteDH 1978. Petroleum formation and occurrence. Berlin. Springer.
827 Townsend A. A. 1976. The structure of turbulent shear flow. Cambridge: Cambridge Univ. Press.
828. Townson W.G. 1975. LithostraUgraphy and deposition of the type Portlandian. J. Geol Soc. Lond. 131, 619-638.
829. Tricker R A. R 1964. Bores, breakers, waves and wakes. London* Mills & Boon (New York: Elsevier).
830. Tritton D.J. 1977. Physical fluid dynamics. London. Van Nostrand Reinhold.
831. Tucker M.E. 1973 Sedimentology and diagenesis of Devonian pelagic limestones (Cephalopodan kalk) and associated sediments of the Rheno-Hercynian Geosyncline, West Germany. Neues Jb. Geol Palaont Abh. 142, 320-350.
832 Tucker M E. 1974. Sedimentology of Palaeozoic pelagic limestones: the Devonian Gnotte (S. France) and Cepphalopodan kalk (Germany). In: HsU & Jenkyns (1974), 71-92
833. Tucholke B.E. 1975. Sediment distnbution and deposition by the western boundary undercunenf the Great Antilles Outer Ridge. J. Geol 83, 177-207
834 TurnerP 1980 Contmental red beds. Amsterdam Elsevier
835. Valloni R.t Maynard J.B. 1981. DetntaI modes of recent deep-sea sands and their relation to tectonic settmg: a first approximation. Sedimentology, 28, 75-84
836. Valyashko M.G. 1972 Playa lakes-a necessary stage in the development of a salt-bearing basin. In: Geology of saline deposits, ; G Rwhter-Bernberg (ed.), 41-51. Paris: Unesco. „
421
Лиггературя
837. Veen F.R., van 1977. Prediction of permeability trends for water injection m a channel-type reservoir, Lake Maracaibo, Venezuela. Society of Petroleum Engineers, American Institute Mining Metallurgy & Petroleum Engineering 6703, 1-4.
838. Visher G.S. 1969. Grain size distributions and depositional processes. J. Sed. Petrol 39, 1074-1106.
839. Wahbtrom E.E. 1948. Рте-Fountain and Recent weathering on Flagstaff Mountain near Boulder, Colorado. Bull. Geol. Soc. Am. 59, 1173-1190
840 Walker R.G. 1966 Shale Grit and Grmdslow Shales: transition from turbidite to shallow water sediments m the Upper Carboniferous of northern England. J. Sed. Petrol 36, 90-114.
841. Walker R.G. 1978. Facies and facies models: general introduction. In: Walker (1978), 1-8
842 Walker R. G. (ed.). 1978. Facies models Toronto* Geol. Ass Canada.
843 Walker R. G., Mutti E. 1973. Turbidite facies and facies associations In. Turbidites and deep water sedimentation, 119-157 SEPM Short Course, Anaheim.
844. Walker T.R. 1976. Diagenetic origin of continental red beds In- The continental Permian of central, west and south Europe, H. Falke (ed.), 240-282. Dordrecht* Reidel.
845. Walker T.R., Harms J. C. 1972. Eohan origin of flagstone beds, Lyons Sandstone (Permian) type area, Boulder County, Colorado Mountam Geol. 9, 279-288.
846. Walker T.R., WaughB., CroneAJ 1978. Diagenesis in first-cycle desert alluvium of Cenozoic age, southwestern United States and northwestern Mexico Bull GeoL Soc. Am. 89, 19-32
847 Walter MR. (ed). 1976 Stromatolites. Amsterdam: Elsevier.
848. Wanless H. R , Cannon J R. 1966 Late Paleozoic glaciation. Earth ScL Rev 1, 247- 286.
849. Wanless H. R., Baroffio J R., Gamble J. C , Home J. C, Orlopp D. R., Rocha-Campos A., Souter J E., Trescott P. C., Vail R. S., Wright C.R 1970 Late Palaeozoic deltas in the central and eastern United States. In: Morgan (1970), 215-245.
850. Wasson R. J. 1977. Late-glacial alluvial fan sedimentation in the Lower Derwent Valley, Tasmania. Sedimentology 24, 781-799.
851. Watktns D. J., Kraft L.M 1978. StabUity of continental shelf and slope off Louisiana and Texas geotechnical aspects In* Bouma, Moore & Coleman (1978), 267-286.
852. Watkms J S., Montodert L, Diekerson P W (eds). 1979. Geologrcal and geophysical mvestigations of continental margins Mem AAPG, no 29.
853 Watson G.S. 1966. The statistics of orientation data. J. Geol. 74, 786-797
854 Watts N. L 1980. Quaternary pedogenic calcretes from the Kalahari (southern Africa), mineralogy, genesis and diagenesis, Sedimentology 27, 661-686.
855. Waugh B. 1970. Formation of quartz
overgrowths in the Pennth Sandstone (L Permian) of NW England as revealed by scanning electron microscopy. Sedimentology 14, 309-320. 856 Waugh B. 1970. Petrology, provenance and silica diagenesis of the Penrith Sandstone (Lower Permian) of NW England. J. Sed. Petrol. 40, 1226-1240.
857 WeberKJ., Daukoru E. 1975. Petroleum geology of the Niger delta Proc. 9th World Petroleum. Cong Tokyo 2, 209-221. London* Applied Science.
858. WellendorfW., Krinsley D. 1980. The relation between the crystallography of quartz and upturned aeolian cleavage plates. Sedimentology 27, 447-454.
859 West I M. 1964. Evaporite diagenesis in the lower Purbeck beds of Dorset. Proc. Yorks. Geol. Soc. 34, 315-330.
860. West l.M. 1975. Evapontes and associated sediments of the basal Purbeck Formation (U. Jurassic) of Dorset Proc. Geol. Ass. 86, 205-225
861 White D A. 1980. Assessing oil and gas plays in facies-cycle wedges. Bull. AAPG 64, 1158-1178.
862. White D.E. 1965. Fluids in subsurface environments. AAPG Mem no. 4.
863. Wiley M. (ed). 1976 Estuarine processes, vols 1 & 2 Chichester: Wiley.
864. Wilkinson B.H., Landing E 1978. "Eggshell diagenesis" and primary radial fabric in calcite ooids. J. Sed. Petrol. 48, 1129-1138.
865. Williams G P. 1970. Flume width and water depth effects in sediment transport experiments. USGS Prof. Pap., no. 562-H.
866. Williams P.B., Kemp P.H. 1971. Initiation of npples on flat sediment beds. J. Hydraul Div. A.S.C.E 97, 505-522
867 Williams P. F., Rust B.R. 1969. The sedimentology of a braided nver. J. Sed. Petrol 39, 649-679.
868 Wilson HH 1977 "Frozen-m" hydrocarbon accumulations or diagenetic traps-exploration targets. Bull. AAPG 61, 483^91
869. Wilson I.G. 1971. Desert sand flow basms and a model for the development of ergs. Geog J 137, 180-199.
870. Wilson I. G. 1972 Aeolian bedforms - their development and origins Sedunentology 19, 173-210.
871 Wilson I. G. 1972 Universal discontinuities in bedforms produced by the wind. J. Sed Petrol. 42, 667-669.
872 Wilson I.G. 1973. Ergs. Sed. Geol. 10, 77-106. 873 Wilson J. B 1967 Palaeoecologicalstudieson
shell beds and associated sediments in the Solway Firth Scott J. Geol 3, 329-371. 874 Wilson J. L 1975. Carbonate facies in geologic history Berlin: Springer.
875 Wilson L. 1973. Variations in mean annual sediment yield as a function of mean annual precipitation Am. J SCL 273, 335-349.
876 Wilson M. D., Pittman E D. 1977 Authigemc clays in sandstones: recognition and influence on reservoir properties and palaeoenvironmental analysis. J Sed. Petrol 47, 3-31.
877 Wolman M. G, Miller J. P 1960. Magnitude
422
Лиггературя
and frequency of forces in geomorphic processes J. Geol 68, 54-74. 878. Wood G. V., Wolfe M.J. 1969. Sabkha cycles in the Arab/Darb Formation off the Trucial Coast of Arabia Sedimentology 12, 165-191. 879. Woods P J., BrownR.G. 1975. Carbonate sedimentation in an and zone tidal flat, Nilemash Embayment, Shark Bay, Western Australia In- Ginsburg (1975), 223-233. 880 Woods P.J. E 1979 The geology of the Boulby mine. Econ Geol. 74, 409-418. 881. Wright A E, Moseley F. 1975. Ice ages, ancient and modern. Geol. J. Spec. Issue, no 6. 882 Wright L D 1977. Sediment transport and deposition at river mouths* a synthesis. Bull. Geol Soc Am. 88, 857-868 883 Wright L.D., Coleman J. M 1973 Variations in morphology of major river deltas as functions of ocean wave and river discharge regimes. Bull. AAPG 57, 370-398.
884. Yalin M.S. 1977. Mechanics of sediment transport, 2nd edn. Oxford: Pergamon.
885 Young F. G, Remson G E 1975. Sedimentology of Blood Reserve and adjacent formations
(Upper Cretaceous), St Mary River, S. Alberta. In Guidebook to selected sedimentary environments in SW Alberta, Canada, M.S. Shawa (ed.), 10-20. Can Soc. Petrolm Geol.
886 Yuretieh R F 1979. Modern sediments and sedimentary processes m Lake Rudolf (Lake Turkana) eastern Rift Valley, Kenya Sedimentology 26, 313-332
887 Zenger D. H. 1972 Significance of supratidal dolomitisation in the geologic record Bull. Geol Soc. Am. 83, I-IZ
888 Zenger D. H., Dunham J. B 1980 Conceptsand models of dolomitization-an introduction In* Zenger et al (1980), 1-9
889. Zenger D H, Dunham J B., Ethington R L. (eds). 1980. Concepts and models of dolomitization SEPM Spec. Pubn, no 28. Tulsa
890. Ziegler P. A 1975. North Sea Basm history in the tectonic framework of NW Europe. In: Petroleum and the continental shelf of NW Europe, A W Woodland (ed.), 131-149. London: Applied Science.
Именной указатель
Абботт (Abbott) 97 Александерссон (Alexandersson) 45 Аллан (Allan) 353 Аллен (Allen G.P) 237, 238 Аллен (AUen J.R L) 55, 87, 100, 104, 106, 107, 114,
115, 117-119, 123, 133-139, 148, 157, 165, 183, 185, 186, 194, 207, 217, 230, 232, 235, 253 Аллен (Alien Р.) 24, 25 Андертон (Anderton) 256, 258 Арке (Arx) 297 Артуртон (Arthurton) 200, 282 Ассерето (Assereto) 355
Бадиоцамани (BadiozamanO 371 Банерджи (Baneijee) 207, 208 Банкс (Banks) 118, 253 Баркер (Barker) 327 Барндорфф-Нильсен (Barndorflf-Nielsen) 65 Басу (Basu) 23 Батерст (Bathurst) 34, 37, 39, 41, 47, 283, 321, 353,
354, 360, 363, 366, 367, 375 Батлер (Butler) 263 Бейкер (Baker) 195 Бейтс (Bates) 236 Беланс (Balance) 167 Беддерсон (Belderson 250, 251 Берг (Berg) 257 Бергер (Berger) 47, 287, 311, 312, 314 Бернер (Berner) 28, 31, 34, 35, 47, 48, 53, 333,
383-387 Бернулли (Bernoulli) 315, 316 Берет (Burst) 330, 336, 393 Бигарелла (BigareUa) 176 Бирд (Beard) 64, 65 Бита (Beaty) 178 Блак (Bluck) 178, 181, 187, 188, 191, 315 Блзтт (Blatt) 50 Болдуин (Baldwin) 326, 327 Болл (BaU) 271, 272 Боле (Boles) 346-348, 366 Борх (Borch) 368 Борхерт (Borchert) 49, 50 Босеис (Bosence) 239 Ботт (Bott) 167 Боулер (BowIer) 97, 174 Боума (Bouma) 134, 292, 309 Боуэн (Bowen) 216, 218 Брайан (Bryan) 300 Брамлетт (Bramlette) 287 Бредшоу (Bradshaw) 385 Брейтуэйт (Braithwaite) 53, 92 Бреккер (Broecker) 29, 33, 46, 47, 297
Бридж (Bridge) 119, 157, 183, 188-190, 195, 327, 396
Бриджес (Bridges) 149, 242, 247, 257 Брукфилд (Brookfield) 172, 173, 176 Бруссард (Broussard) 236 Булл (Bull) 178, 181 Бултон (Boulton) 204-207, 210 Буржуа (Bourgeois) 243, 245 Бутройд (Boothroyd) 208, 209 Буш (Bush) 376, 377
Бэгнольд (Bagnold) 56-58, 63, 65, 73, 79, 91, 95, 96, 98-102, 104, 109-111, 125, 127-129, 131, 132, 134, 176, 215, 218, 241
Валлони (ValIoni) 27 Вальмори (Valmon) 304 Вальтер (Walter) 144 Валяшко 49 Ван Андел (van Andel) 253, 288, 295, 311, 313, 317 Ван Вен (van Veen) 396 Ван Олфен (van Olphen) 145 Вельте (Welte) 389, 391, 393, 398 Вишер (Visher) 57, 65 Вольман (Wolman) 162, 163 Вуд (Wood) 262 Вудс (Woods) 379
Гадоу (Gadow) 253 Галвин (Galvin) 216 Галлвей (GaUoway) 225 Гамильтон (Hamilton) 209 Гаррелс (Garrels) 30, 324, 325, 333 Гарретт (Garrett) 141 Гебелейн (Gebelein) 141, 372 Гейне (Games) 370 Гексли (HuxIey) 9 Ги (Guy) 114 Гиббс (Gibbs) 92 Гилберт (GUbert) 243 Гилл (GiU) 147 Гинзбург (Ginsburg) 248, 272, 273, 276, 277, 280,
283, 314 Гленни (Glennie) 171, 173, 176 Говард (Howard) 238 Голдич (Goldich) 16, 17 Голдринг (Goldnng) 143, 239, 257 Голдхабер (Goldhaber) 334 Голе (Gole) 188, 189 Горовитц (Horowitz) 36, 47 Грасс (Grass) 81, 83-85, 95 Грегори (Gregory) 194
424
Именной указатель
Грей (Gray) 63-65 Грейс (Grace) 58 Грим (Gnm) 28 Грин (Green) 297 Гриффин (GnfTm) 27 Гриффит (Gnffith) 268 Гудье (Goudie) 357 Гулбрандсен (Gulbrandsen) 52 Гунатилака (Gunatilaka) 139 Гэсьорек (Gasiorek) 88, 89
Давидсон-Арнотт (Davidson-Arnott) 244 Даксбери (Duxbury) 295 Далримпл (DaIrympIe) 141 Даием (Dunham) 355, 373, 375 Де-Бор (De Boer) 331 Девис (Davies D. К.) 247 Девис (Davies G. R.) 270 Девис (Davies P.J.) 44 Девис (Davies Т. А.) 310 Дегенс (Degens) 312, 314, 388, 391, 398 Дезер (Deuser) 288 ДемеЙсон (Demaison) 288, 393, 397 Денни (Denny) 178 Дерни (Durney) 331 Деро (Deroo) 388, 390, 391 Джайл (Gile) 357 Джеймс (James) 260, 261, 273, 276, 277, 280, 283,
361 Джексон (Jackson) 123, 134, 135, 169, 183, 188-191 Дженкинс (Jenkyns) 315, 317 Джон (John) 88 Джонс (Jones) 118 Джонсон (Johnson А. М.) 105, 110 Джонсон (Johnson Н. D.) 256, 259 Джошшнг (Jopling) 210 Диккинсон (Dickuison) 305-309, 351 Диксон (Dickson) 324 Дилмен (Dilman) 44, 369, 371 Дитер-Хаас (Deeter-Haas) 312 Донован (Donovan) 151, 200 Дотт (Dott) 349, 351 Древне (Dravis) 361 Дрейк (Drake) 252 Дрейманис (Dreimanis) 206, 208, 210
Зейлахер (Seilacher) 144 Зоммер (Sommer) 347 Зюсс (Suess) 44
Иллинг (Ilhng) 271, 370, 395, 396 Ингл (Ingle) 307 Инман (Inman) 126, 218, 241 Ирвин (Irwin) 334, 335
Йоханссон (Johansson) 64
Калверт (Calvert) 51, 53, 379, 381, 387 Калландер (Callander) 182, 194 Калм (Kulm) 253, 254 Камминс (Cummms) 350
Канепс (Kaneps) 291 Канон (Canon) 176 Кант (Cant) 187 Карвер (Carver) 28, 55, 65 Карлстон (Carlston) 182 Карсон (Carson) 81 Картер (Carter) 88, 89 Кастнер (Kastner) 381 Кастой (Caston) 254 Келлер (Keller) 17, 294, 298, 299 Келлинг (Kelhng) 309 Келтс (Kelts) 197, 199 Кемпбелл (Campbell) 192, 239, 248 Кендалл (Kendall) 262, 281, 282, 363, 364 Кеннеди (Kennedy) 119, 363 Кеннетт (Kennett) 288, 296, 311 Кеньон (Kenyon) 251, 252, 254 Kepp (Kerr) 28 Керри (Curray) 163, 165, 250, 253, 383, 385 Керси (Kersey) 108 Кертис (Curtis) 18, 233, 324, 326, 333, 335-340 Кёйлегаи (Keulegan) 106 Кимберли (Kimberley) 385 Кинсман (Kinsman) 139, 144, 167, 260, 314, 370,
375, 377 Клайн (Kline) 81, 83, 85, 88 Клауд (Cloud) 32 Клейн (Klein) 247 Клемми (Clemmey) 141, 151, 200 Клифтон (Chfton) 244, 247, 248 Кнаут (Knauth) 382 Коблук (KobIuk) 41 Колб (Kolb) 232 Колбек (Colbeek) 210 Коллинс (Collins) 217 Коллинсон (CoIlmson) 118, 134, 232, 235 Колман (Coleman) 159, 184, 185, 187, 199, 225,
229-232, 236 Колодни (Kolodny) 382
К ° 2 4 ? 25?ШаГ) 1 2 7 , 218> 219> 2 2 1 ~ 2 2 3 ' 242> 245> Костелло (Costello) 114, 121, 124, 125 Коэн (Cohen) 389 Краймс (Cnmes) 144, 171 Крайст (Chnst) 333 Крамбейн (Krumbein) 56 Краше (Kranck) 236 Кране (Crans) 149 Краускопф (KrauskopO 15, 28, 30, 47, 53, 332 Крафт (Kraft) 245, 246, 294 Кревелло (CrevelIo) 278 Кук (Cooke) 131, 176 Кумар (Kumar) 245 Кэрролл (Carroll) 17 Кюнен (Kuenen) 61, 149
Ламбе (Lambe) 152 Лангбейн (Langbein) 21, 126 Лангфорд-Смит (Langford-Smith) 382 Ланд (Land) 346, 353, 354, 357, 371, 372, 375 Лапорт (Laporte) 267, 270 Леви (Levey) 188 Левингстон (Levmgstone) 30 Лейнен (Lemen) 310 Лелявски (Leliavsky) 195
425
Именной указатель
Леополд (Leopold) 194 Леппард (Leppard) 149 Лерман (Lerman) 202 Лидер (Leeder) 60, 96-98, 100, 114, 121, 135, 141,
157, 159, 186, 195, 262, 280 Лиццсей (Lindsay) 209 Линдхолм (Lindholm) 47 Липпманн (Lippmann) 34 Лис (Lees) 44 Лисицын 51 Литерман (Leatherman) 248 Ловелл (LoveIl) 295, 309 Логан (Logan) 139, 141, 144, 260, 269, 270 Ломан (Lohmann) 364 Лонге-Хиггинс (Longuet-Higgins) 215, 216, 218 Лонгман (Longman) 375 Лоро (Loreau) 44 Лоу (Lowe) 104, 110, 147 Лоуэнстам (Lowenstam) 37
Marapa (Magara) 330 Маевски (Majewske) 36, 47 Майолл (Miall) 160, 165, 194 Мак-Гоуэн (McGowen) 395 Мак-Доналд (MacDonald) 348-350 Мак-Илрит (McIlreath) 279, 280 Мак-Интайр (MacIntyre) 361 Мак-Кейв (McCave) 175, 222, 232, 235, 250-255,
293, 299 Маккензи (Mackenzie) 35 Мак-Кензи (MacKenzie) 376 Мак-Керроу (McKerrow) 307 Мак-Ки (McKee) 132-134, 171, 175, 176 Мак-Колл (McCall) 204 Мак-Леллан (McLellan) 214, 297 Мак-Нейл (MacNeil) 276 Мак-Ферсон (McPherson) 389 Мак-Юэн (McEwen) 331 Маллинс (Mullins) 275, 277-279 Малфейт (Malfait) 316 Мальдонадо (Maldonado) 279 Мардпа (Mardia) 168 Маркл (Markle) 300 Маси (Masey) 88 Маттер (Matter) 202 Маубрей (Mowbray) 162, 239, 243 Маунтиджой (Mountijoy) 278, 280 Маццульо (Mazzullo) ЗоЗ Мейер (Meier) 203 Мейнард (Majrnard) 27 Мейсснер (Meissner) 261 Менге (Mainguet) 171, 172, 176 Меррей (Murray) 47
Мидцлтон (Middleton) 57, 65, 74, 94, 99, 102, 104, 108-110, ИЗ, 121, 123, 131, 171
Миллер (Miller) 94, 125, 162, 163 Миллиман (Milliman) 360, 361 Митчелл (Mitchell) 167, 309 Монти (Monty) 139, 144 Морган (Morgan) 236 Mocc (Moss) 61 Муди (Moody) 394 Мун (Moon) 340 Мунк (Munk) 213, 290 Myp (Moore) 303-305
28-91
Мутти (Mutti) 303, 309 Мэттьюз (Matthews) 161, 269 Мюир (Muir) 49, 368, 369 Мюллер (Muller) 362
Нагтегааль (Nagtegaal) 346 Нами (Nami) 60, 190, 192 Нансон (Nanson) 184, 189 Нёйгебауэр (Neugebauer) 367 Нёйманн (Neumann) 39, 275, 279, 297 Нив (Neev) 32, 198, 199 Нидхем (Needham) 149 Нильсен (Nilsen) 110, 309 Нио (Nio) 257, 259 Нисбет (Nisbet) 315 Нормарк (Normark) 300, 309
Оакс (Oaks) 239 Олдершоу (Oldershaw) 366 Ольер (Olher) 383 Омкенс (Oomkens) 230, 233 Отвос (Otvos) 243 Оффен (Offen) 88
Пайпер (Piper) 295, 305, 307 Пакем (Packham) 346 Пантин (Pantin) 109-111 Парк (Park) 139, 141, 144, 261 Парсер (Parser) 272, 355, 366 Пассега (Passega) 60 Патерсон (Paterson) 182, 203, 210 Паттерсон (Patterson) 377 Пауэре (Powers) 328, 330 Перри (Perry) 330, 336 Перье (Perrier) 161, 327 Петтиджон (Pettijohn) 26, 28, 54, 55, 134, 139, 167,
349, 351 Пиккард (Pickard) 297 Пилки (Pilkey) 273 Пингиторе (Pingitore) 354, 359 Пирс (Pierce) 293 Пирсон (Pierson) 297 Питтман (Pittman) 24 Пламмер (Plummer) 35 Понд (Pond) 297 Поттер (Potter) 47, 134, 139, 167 Прандтль (Prandtl) 71, 77 Пратт (Pratt) 123 Прентис (Prentice) 238 Притчард (Pritchard) 236, 237, 371 Пурди (Purdy) 269, 271, 276
Рааф (Raaf) 126, 258 Райт (Wnght) 210, 226-229, 236 Рампино (Rampino) 243 Рандаццо (Randazzo) 371 Раннелс (Runnells) 371 Раудкиви (Raudkivi) 101, 118, 134, 136 Рауз (Rouse) 229 Реймонд (Raymond) 204 Рейнек (Remeck) 126, 127, 143, 149, 246, 248, 253 Рейнер (Rayner) 200 Рейнольде (Reynolds) 74, 77
426
Именной указатель
Рейнсон (Reinson) 245, 248 Ренар (Renard) 47 Риггс (Riggs) 52 Ридер (RSer) 233
Ридинг (Reading) 9, 167, 232, 235, 303, 309 Риск (Risk) 41 Рихтер (Richter) 364 Рихтер-Бернберг (Richter-Bernberg) 50 Рич (Riech) 52, 379, 387 Ричардсон (Richardson) 92 Риччи-Луччи (Ricci-Lucci) 304 Poa (Roa) 197 Роберте (Roberts) 299 Робертсон (Robertson) 315, 381 Робинсон (Robinson) 254 Розовский (Rozovskii) 183 Poy (Rowe) 104 Рупке (Rupke) 301, 302, 309 Руснак (Rusnak) 245 Руст (Rust) 208
Таккер (Tucker) 316
Талбот (Talbot) 171, 173, 174, 178, 318, 385
Таунсевд (Townsend) 88 Таунсон (Townson) 274 Тейлор (Taylor) 383 Тейхмюллер (Teichmuller М.) 390 Тейхмюллер (Teichmuller R-) 390 Тернер (Turner) 343 Тесиджер (Thesiger) 176 Твде (Thiede) 312, 313 Тилл (Till) 11, 39, 41, 43, 65, 159, 160, 168, 264 Тирштейн (Thierstein) 296, 314 Тиссо (Tissot) 389, 391, 393, 398 Томас (Thomas) 176 Томпсон (Thompson) 30 Томсон (Thomson) 195 Торстенсон (Thorstenson) 353 Триккер (Tncker) 214, 220, 223, 225 Триттон (Tritton) 71, 78, 88 Тунелл (Thunell) 296, 313
Сандберг (Sandberg) 30, 35, 144, 365 Сандерсон (Sanderson) 175 Сапожников 368 Саутард (Southard) ИЗ, 124, 134 Свердруп (Sverdrup) 30 Свифт (Swift) 223, 250, 251, 254, 255, 257, 259, 293 Сегонзак-Дунойер (Segonzac Dunoyer) 337 Селлвуд (Sellwood) 247, 272, 384 Сердам (Surdam) 346 Сид (Seed) 144 Сили (Seely) 307, 309, 340 Симоне (Simons) 123 Симпсон (Simpson) 107 Склатер (Sclater) 295 Скотт (Scott) 390 Скоффин (Scoffin) 361 Слай (Sly) 196 Смейл (Smale) 383 Смит (Smith A. G.) 295 Смит (Smith D.B.) 262, 270, 379 Смит (Smith N D.) 184, 187 Смолли (Smalley) 145, 365 Снид (Sneed) 62 Сорби (Sorby) 44, 365, 384 Спенсер (Spencer) 209 Спиринг (Speanng) 257 Спирс (Spears) 339, 340 Стауб (Staub) 389, 391 Стейнен (Stemen) 359 Стал (Steel) 177, 181, 193 Стоддарт (Stoddart) 22 Стокман (Stockman) 39 Стоке (Stokes) 173 Стоммел (Stommel) 290, 292 Стоу (Stow) 293, 295, 299, 309 Страйд (Stride) 251, 252 Стратен (Straaten) 243 Страхов 22 Стурм (Stunn) 197 Стюарт (Stewart) 378 Стэнли (Stanley) 223, 259, 309
Такахаси (Takahashi) 33
Уайт (White) 328, 329, 337, 394 Уивер (Weaver) 178 Уилкинсон (Wilkinson) 365 Уилсон (Wilson Н.Н.) 396 Уилсон (WiUonLG) 127, 129, 131, 132, 134, 170,
172, 176, 232 Уилсон (Wilson J. В.) 239 Уилсои (Wilson J.L.) 21, 259-262, 274-277, 283 Уилсон (Wibon M . D ) 345, 346 Уильяме (Williams Р.Е) 81, 134 Уильяме (WiUiams P. F) 187 Уитмен (Whitman) 152 Уо (Waugh) 343, 344
Уокер (Walker) 167, 175, 300, 301, 303, 309, 341, 343
Уолстром (Wahlstrom) 16 Уолтон (Walton) 139 Уонлесс (Wanless) 209, 231, 234, 390 Уоррен (Warren) 176 Уоссон (Wasson) 179 Уоткинс (Watkins) 294, 309 Уотсон (Watson) 168 Уотте (Watts) 357 Уэбер (Weber) 151, 394 Уэйл (Weyl) 65 Уэллендорф (Wellendorf) 61 Уэст (West) 262, 382
Фергусон (Ferguson) 44 Ферм (Ferm) 231, 234, 390 Фидд (Field) 255 Фиск (Fisk) 191, 230, 245 Фишер (Fisher) 230, 231, 267, 395 Фолк (Folk) 28, 41, 59, 62, 65, 131, 321, 331, 366,
371-374, 382 Фон Рад (Von Rad) 52, 387 Фор (Faure) 333 Фрей (Frey) 144 Фрейбергер (Fryberger) 173, 174 Фрейджер (Frazier) 229 Фрейд (Friend) 194 Фридман (Fnedman) 60, 354 Фрэнсис (Francis) 86, 88, 90, 96
427
Именной указатель
Фуллер (Fuller) 53, 262 Фуннелл (FunnelI) 317 Фурнье (Fournier) 22
Хаббард (Hubbard) 245 Хадсон (Hudson) 239, 296, 322-324, 333, 335, 363,
366-368, 375 Халси (Halsey) 243 Ханкок (Hancock) 347 Ханор (Hanor) 360 Хантер (Hunter) 129 Хантли (Huntly) 216, 217 Ханшоу (Hanshaw) 371 Харбо (Harbaugh) 160 Харвей (Harvey) 288, 290, 297 Харди (Hardie) 50, 139, 144, 198, 262, 263, 265,
267, 268 Харленд (Harland)'208 Хармс (Harms) 395 Харрис (Harris) 271, 272 Харрисон (Harnson) 355 Хасельдине (Haszeldine) 390 Хаттон (Hutton) 383 Хатчинсон (Hutchinson) 202 Хауэр (Hower) 330, 336, 337, 347 Хедберг (Hedberg) 328 Хей (Hay) 238, 346 Хейган (Hagan) 265, 270 Хейлс (Hails) 248 Хейс (Hayes J. В.) 241, 242, 330 Хейс (Hayes М.О.) 240, 241, 245 Хейс (Hays) 164, 203 Хеккел (HeckeI) 274 Хелли (HalIey) 272
Хизен (Heezen) 229, 292-295, 298, 302 Хиккии (Hickin) 184 Хинте (Hinte) 161 Хит (Heath) 52, 53 Xo (Но) 338 Хобсои (Hobson) 394, 398 Хойт (Hoyt) 243 Холлидей (Holhday) 262, 377-379 Холлистер (Hollister) 292, 299 Хондзи (Honji) 125 Хопкинс (Hopkins) 280 Хорн (Ноте) 289, 302, 305, 306 Хсю (HsU) 31, 35, 314, 317, 369, 376 Хубулт (Houboult) 254, 256, 273 Хук (Hooke) 179-181 Хьюорд (Heward) 177, 178, 180, 181 Хэмптон (Hampton) 106, 109
Чапман (Chapman) 320, 328, 398 Чаппелл (Chappell) 276 Чейв (Chave) 47 Чепил (Chepil) 93, 97 Чермак (Chermak) 279
Шапиро (Shapiro) 74, 88 Шарма (Sharma) 254 Шарп (Sharp) 131 Шварц (Schwartz) 245 Шварц (Schwarz) 139 Швеллер (SchweUer) 305 Шепард (Shepard) 216, 218, 219, 295 Шиделер (Shideler) 251, 254 Шин (Sheen) 118 Шинн (Shinn) 263, 360 Ширман (Shearman) 200, 262, 281, 364, 365, 376 Шлагер (Schlager) 279, 280 Шлангер (Schlanger) 312 Шмидт (Schmidt) 328, 348-350 Шминке (Schminke) 121 Шолле (SchoUe) 36, 47, 351, 367, 375 Шопф (SchopO 297 Шоу (Shaw) 206, 247 Шрейбер (Schreiber) 281 Шрёдер (Schroeder) 361 Шубел (Schubel) 236, 239, 252 Шулгер (Sehulger) 351 Шумм (Schumm) 21, 22, 61, 161, 178, 181, 185, 186,
194, 195, 239
Эвальд (EwaId) 88 Эванс (Evans) 246, 260, 261, 263 Эдуарде (Edwards) 151, 208 Эйгстер (Eugster) 201, 202 Эйджер (Ager) 162, 167 Эйнштейн (Einstein) 87 Эйттрейм (Eittreim) 293 Эллиот (Elliott) 225, 229, 232, 235, 236, 247, 248 Эльдерфидц (Elderfield) 385, 386 Эмбли (Embley) 294 Эмблтон (Embleton) 203, 204, 210 Эмери (Emery) 58, 249 Энос (Enos) 280 Эпстейн (Epstein) 322 Эрикссон (Eriksson) 267 Эртель (Oertel) 338, 339, 243 Этридж (Ethndge) 195 Эшли (Ashley) 208
Ценгер (Zenger) 369, 370, 375 Чанади (Czanady) 196
Юретич (Yuretich) 197, 199
Ялин (Yalin) 102, 134, 135 Янг (Young) 248
28*
Предметный указатель
Абиссальная равнина 301, 305 Абу-Даби, оолитовый дельтовый комплекс 273 - себха 370, 377 Австралийский кратон 166 Агградационный неоморфизм 367 Агульяс, течение 290 Адвекция вод 236 Адгезия 69, 205 Аддена- Уэнтуэрта гранулометрическая шкала
55 Аддена - Уэнтуэрта классификация осадочных
зерен 54 Айсберги 208 Аклё, тип дюн 131 Алевритово-глинистые породы, классификация
339 Алеутский желоб 305, 307 Аллохемы 45 Алстон, блок 235 Альпийская серия 315 Аммонитико-Россо, известняки 362 Амфидромная точка 221, 222 Анатексис 320 Анаэробное бактериальное брожение 323 Ангидрит 48, 49, 50, 314, 370 Ангольская котловина 313 Анкерит 31 Анно, песчаники 147 Антарктическая конвергенция 290 Антарктическое придонное течение 288, 293 Антидюны 119, 121 Антильский хребет 299 Антрацит 389 Апвеллинг 197, 291 Арагонит 30, 31, 45, 46, 354, 370 Аргентинская котловина 311 Арениты 349, 351 - аркозовые 349, 351 - кварцевые 349, 351 - лититовые 349, 351 - сублититовые 351 Асимметрия распределения зерен 59 Аскригг, блок 235 Ассоциации фаций 157 Атоллы 274, 276 Аутигенез 341 Аутосуспензирование 109, Ш Ачанаррас, известняки 200
Багамская платформа 275, 277, 361 Багамско-Флоридская карбонатная провинция
39
Баланс энергии в движущейся идеальной жидкости 71
Балеарская абиссальная равнина 303 Баллантрэ, офиолиты 315 Банки 259 Баровые системы 242 Барханы 131 Бары 121, 124, 240, 243 - островные 241 - приустьевые 226 Батерста теория растворения 331 Баундстоун 276, 375 Бафлстоун 276 Бермудское поднятие 306 Бермы 241 Бернулли подъемная сила 97 - уравнение 72, 88 Биллингем-Мейн, ангидрит Бингемовские (идеальные) пластичные тела 69,
70 Бингемовского течения пластичная модель 105 Бингемовское поведение жидкостей 69 Биомикрит 374 Биоспарит 374 Биоценоз 155 Бичрок 359 Бишофит 49 Блейк, плато 291 Блейх-Багамский внешний хребет 299 Блуд-Peceрв, формация 248 Богхед 387 Болдуина средняя кривая 326 Бороздки меандрирующие 136 - продольные 136 Боулдер, гранодиориты 16 Боума последовательность 110, 155, 159, 160 Боуэна реакционный ряд 16, 17 Бразильская котловина 313 Бэгнольда уравнение 101 - число 99
Вадозная зона 353, 360 Вайтинг 32 Вайэлин, брекчия 177 Вакки 349, 351 - аркозовые 351 - кварцевые 351 - лититовые 351 - полевошпатовые 351 Вахстоун 270, 273, 276, 277, 375 Вал внешней зоны 241, 244 Вальтера закон 157, 159
429
Предметный указатель
Варвы (ленточные глины) 199 Величина рН 14 - нейтральная 14 Взвешивание начальное 96 - полное 97 Вода, вязкость 13
- метеорная 328 - морская, состав 28 - плотность 13 - поверхностное натяжение 13 - пресная, состав 28 - растворяющая способность 13 - реликтовая (ископаемая) 328 - роль в выветривании пород 12 - температура плавления 13 - уплотнение и миграция 326 Водоворот 87 - отрыва 86 Водородная связь 13 Водорослевые маты 261 - туфы 266 Волновой нагон 216 Волны ветровые 213 - гравитационные 213 - групповая скорость 214 - дисперсионные 213 - длиннопериодные 213 - инфрагравитационные 213 - капиллярные 213 - кноидальные 213 - краевые 217 ~ одиночные 213 - песчаные 253 - представительная высота 215 - представительный период 215 - приливные 213, 219 - разрушение 216 - рефракция 216 - стоячие 123 - ультрагравитационные 213 - энергия 214 Восточно-Африканская рифтовая система 199 Восточно-Тихоокеанское поднятие 315 Впадины 277 Вурамед, водорослевая банка 269 Выветривание, индексы потенциалов 17 - морозное 20 - профиль 16 - солевое 20 - уравнения 18 - физическое 20 Вязкость 68 - вихревая 69, 78 - кинематическая 70
Газ 391 - миграция 393 Галит 48, 49, 314 Галлan, песчаники 248 Галокинез 148 Гальмиролиз 319 Гаттерас, абиссальная равнина 293, 298, 302, 305 - подводный каньон 305 Гебридский бассейн 177
Гематит 383 Геоморфологический порог 178 Геопетальное выполнение 361 Гетит 383, 386 Гидравлический удар 121 Гидрограф, подводный каньон 298 Гидролиз 14 Гиполимнион 197, 200 Гипопикнальные струи 226 Гипотеза кинетической фильтрации 105 - континуума 68 - потенциала сохранности (применительно
к осадочным толщам) 157 - предшествующего карста 276 Гипс 48-50, 262, 370 - порфиробластовый вторичный 379 Гистерезис (отставание донных форм) 133 Гладкое дно 125, 127 - верхней фазы 114, 118 - нижней фазы 114, 121 Глауконит 53, 385, 386 Глины 374 - алевритистые 351 - красные глубоководные 309 - песчаные 374 - плотные 339 - плывучие 145 Глиняные купола 148 Глубина карбонатного насыщения (ГКН) 46 - компенсационная 47 - критическая 46 Голдича ряд 341 Гольфстрим, течение 290, 291 Гомопикнальные струи 226 Гондвана 209 Гоуганда, формация 209 Градиент геостатического давления 320 - гидростатического давления 320 Гранат 24 Гранит-Маунтинс, поднятие 201 Граничный слой 71, 76, 86 Гранулометрические параметры 59 Граувакки 349, 350 Графит 389 Гребни 136 Грейнстоун 270, 273, 276, 375 Грейпстоун 45 Грейт-Валли, осадочная толща 308 - преддуговой бассен 307, 308 Грин-Ривер, впадина 201 - формация 201, 202, 312, 397 Гринслоу, сланцы 235 Группа волн 214 Гряды 117, 124 - переходные растянутые 123 - песчаные линейные 241 - приливно-отливные 253 Гудзон, подводный каньон 298, 305 Гхавар, месторождение 397
Давление ак ватермальное 327 - геостатическое 320 - гидростатическое 320 - общее 320
430
Предметный указатель
- поровое 320 Дальредская надгруппа 256 Данакиль, депрессия 314
Данема классификация известняков 373 Данкард, бассейн 231, 234 Дарси-Вайсбаха уравнение 72 Двайка, тиллиты 357 Движение веерообразное 87
- суспензионное 96 Дедоломитизация 372, 373 Декарбонатазация 348 Дельты гильбертова типа 226
- приливные 240, 241 - птичья лапа 229 - речные 241 Дербишир, блок 235 Джекфорк, группа 147 Джоултерс-Ки, оолитовая отмель 271, 272 Джубаила, формация 362
Диагенез 319, 320, 393 - глубинный 332 - с участием формационных вод 363 - илов морских 333
- пресноводных 337 - карбонатных отложений 352 - метеорной области 331
вадозной части 331 ранний 353 фреатической части 331 - морской области 332 ранний 359 - ооидов 364 - песков на глубине 344 - приповерхностный 340 - песчаников и вторичная пористость 348 - субаэральный 353 - эвапоритовый 377 Диагенетическое запечатывание 396 Диаграммы Eh-рН 14 Диапиризм 148
Диапиры 148 Диахронизм 159, 163 Диахронные осадочные тела 164 Дилатация 104, 145 Димикрит 374 Долины речные 181 Доломит 31, 49, 321, 372
- прозрачный 372 Доломитизация 368 - вторичная, механизмы 370 - модель смешения грунтовых вод 371
- формационных вод 372 - эвапоритовая модель остаточного рассола 370 Домаль, тип дюн 131 Донные формы 113 - фазовые диаграммы 113
состояния 113 Драа 127, 131, 132 Древний красный песчаник 159, 357 Друмлины 205 Дуглас-Крик, свод 201 Дюны 127 - барханного типа 131 - типа аклё 131 - домаль 131 - сейф 131, 133
— эоловые 129 — поперечные 129 — продольные 129
Желоба приливные 242, 246 Жидкость, вязкость 68 - идеальная 71 - неньютоновская 69 - ньютоновская 69, 76 - определение 67 - плотность 68 - реальная 71 - физические свойства 68
Завихрения вихревые (водоворотные) 86 - волновые 86 Закон стенки 91 Заметы 83 Западное краевое подповерхностное течение 292 Зерна биогенные 12 - второго цикла 26 - износ 61 - кластические 12 - облик 61 - окатанность 61 - ориентировка 64 - первого цикла 26 - раскалывание 61 - сферичность 61, 62 - траектория перемещения 96 - удлиненность 62 - форма 61, 62, 63 - хемогенные 12 - черепитчатое расположение 64
Иглокожие 37 Идейл, сланцы 235 Иерархия донных форм 117 Известняки 49 - битуминозные 340 - классификация 373, 374 Иллит 20, 24, 27 - деградированный 25 Иловые кудри 151 Илы арагонитовые 39, 269 - диатомовые 309, 311 - известковые 309, 311 - кремнистые 309 - птероподовые 311 - радиоляриево-фораминиферовые 311 - радиоляриевые 311 Ильменит 24 Индекс донной формы 114 - потенциалов выветривания 17 - ряби 124 Интракласты 39, 41 Инфильтрация глинистого материала 341 Ионная сила 30 Ионные пары 30
431
Предметный указатель
Калине 355 Калькрет 355
Критический порог трогания зерен 93 Куполы 274
Кальцит 30, 31, 45, 46, 49, 321, 354, 372, 381 Куросио, течение 290
— высокомагнезиальный 31
— железистый 31
Кампече, эскарп 304
Канадский бассейн 388 Каолоинит 24, 26, 27 Капитэн, риф 357 Карбонатные платформы 259, 261 Карбонаты океанические биогенные пелагиче-
ские 28
Лаврентьевский канал 306 - конус 300, 303, 306 Лагуны 240, 267 Латеритизация 383 Лед полярный 204 Ледники долинные 203
— хемогенное осаждение 31
- покровные 203
— шельфовые субтропической и тропической зон - предгорные 203
28
- умеренных широт 204
— умеренных зон 28
- шельфовые 203, 208
Карлсберг, подводный хребет 315
Ленточные глины 199
Кармана-Прандтля закон 90
Леписферы 381
Кармана-Прандтля уравнение 90
Лёссовые покровы 170
Карналлит 48, 49
Лигнин 387
Карнеги, подводный хребет 316
Лигнит 391
Катагенез 393
Лизоклин 47, 287
Kayлтера счетчик 55
Линии движения 70
Кварц 23, 321, 381
- равной высоты прилива 221, 222
— поликристаллический 23
- тока 70
— пустынный 309
Литофации 155
Кероген 340, 391
Лландоверийская трансгрессия 257
Кианит 49
Ловушки нефти и газа 394
Киндерскот-Грит, отложения 235
антиклинальные 394
Кинетическая энергия потока 214
выклинивания 394
Кислотность водных растворов 14
линзовидные 394
Классификация карбонатных пород 374
под несогласием 394
Кнолленкальк, известняки 362
приразломные 394
Кокколиты 39
стратиграфические 394
Компенсационная глубина карбоната кальция
структурные 394
47, 287, 311
Логгиперболическое распределение фракций 5
Комплексные ионы Э0
Лондонский бассейн 239
Конвекция 321
Лунетты 174
Конседиментационные разрывы 149
Константа диссоциации 32
Континентальные окраины активные 27, 297
— пассивные 27, 297
Магнетит 24
— склоны 277
Мадрок 339
Контуриты 292
Мадстоун 339, 340, 375
Конусы выноса 176
Манвиллскне угли 390, 391
— абиссальные 301
Марковские процессы 160
— альпийского типа 179
Марматон, группа 234
— ледниковых потоков 208
Марши 262
— переливов 245
- засоленные 241
— подводные 300, 301
Мацералы 387
— сухие 177
- гумииит-витринитовые 387
— увлажненные 177
- инертинитовые 387
— фации древние 180
- липтинитовые 387
современные 178
Меандры 184, 185
— элементы морфологии 178
Мегарябь 117
— предрифовой осыли 277
Мезогенеэ 350
Кориолиса сила 286
Мели отступающие 254
Косослоистые серии 117
Мелкие заливы 267
Косы 240
Мелководье прибрежное 240
Котидальная линия 221, 222
Мергель 273, 340
Коэффициент проницаемости 64
Месаверде, группа 248, 345
Красиоцветы 343
Мессинские эвапориты 314
Кремнезем биогенный 51
Метагенез 393
— в диагенезе 379
Метаморфизм захоронения 320
Крип 129, 204
- контактовый 320
Кристаллы воронкообразные 200
- региональный 320
432
Предметный указатель
Метаморфическая перекристаллизация 319 Метан 327, 388 Методика применения водородных пузырьков
81 Механизм снежного кома 44 Миграция нефти н газа третичная 394 Мидконтинент 231 Микрит 39, 340, 373, 374 - кальцитовый 39 - фоссилизированный 374 Микритовые оболочки 39, 41 Микстит 208 Миланковича механизм 203 Милстон-Грит, комплекс дельтовых отложений
232 Минералы аути генные 321, 343 - глинистые 19, 24, 321, 340 - смешаносдойные 26 - железа 383 - обломочные, внутрипластовое растворение
341 Миссисипский бассейн 159 Модальные циклы в осадочных разрезах 160 Модель унаследованного развития 243 Монтмориллонит 20, 25-27 - дегидратация 327 Морена 205 - абляционная 205 - вытаивания 206 - донная 205-207 - поверхностная 207 Моренные гряды 206 Моррисон, формация 192 Мусковит 26 Мутность 98 Мэм-Тор, песчаники 235 Мэнлиус, фации 267
Навъе-Стокса уравнение 87 Нанкаи, трог 307 Наносы взвешенные 98 - влекомые (донные) 98 Напор общий 88 - потенциальный 88 - скоростной (или кинетический) 88 - статического давления 88 Неньютоновская жидкость 69 Нернста уравнение 324 Нефелоидные слои 293 Нефть 391 - миграция 393 Нижний оолит 362 Нит, приливный эстуарий 239 Нортумберлендский бассейн 41, 43, 159 Норфлет, песчаники 345 Ньютона закон 78 - уравнение 92 Ньютоновская жидкость 69
Обстановки осадконакопления 155, 156 — глубоководные морские 155 - - континентальные 155
- прибрежные 155 - шельфовые 155 - плывучести 144 Объемный диаметр 53 Озера предледниковые 207 - соленые 198 Озы 206 - четковидные 207 Океанский цикл растворенного кремнезема 52 Окислительно-восстановительный потенциал Eh
14 Оксилит 311 Оолиты 43 Оомикрит 374 Опал-А 51, 382 Опал-СТ 381 Оползни 149, 293 - подводные 149 - ротационные (вращающиеся) 149 Ортокварциты 349 Осадки недоуплотненные 327 - нелитифилированные, текстуры деформации
144 - теория движения 100 - уменьшение прочности 144 Осадконакопление, анализ 157 - и поднятие 160 - прогибание 160 - литоральное 261 - последовательность 157 - прибрежное, основные обстановки 240 - скорость 141, 161, 162 - сохранность 157 - трансгрессирующая (надстраивающаяся) си-
стема 157 Осадочные системы 155 - фации 155 Отложения бокового наслаивания 182, 191 - глубоководных бассейнов 277 - карбонатные 260 - кластаческие силикатные 260 - ледниковые древние 208 - ленточные 208 - остаточные 60, 131 - ситовые 179 - флювиогляциальные 203-206, 207 - подводные 206 Отмели быстротока 189 - приливно-отливные 26, 240, 241, 262 Отпечатки выемок 139 Отражательная способность 388 Отставание (гистерезис) донных форм 133 Офиолитовые комплексы 315
Пайсинс-Крик, впадина 201 Пакстоун 270, 273, 276, 277, 375 Палеотечения 164 Паркер, эстуарий 238 Пеллеты 41 Пелоиды 41 Пелспарит 374 Перекатывание 96 Перелив штормовых волн 240 Песагуеро, подводный конус выноса 302
433
Предметный указатель
Пески битуминозные 397 - зыбучие 147 - оолитовые 270 Песчаники 374
- аркозовые 351 - классификация 349 - субаркозовые 351 - турбидитные 284 Песчаные волны 117, 121 - вулканы 147 - подушки 148 - шары 149 Пиди, формация 322 Пизолиты вадозные 355 Пиннакл 274 Пирит 384, 386 Плайя 198
Платформенные окраины 274 - с осадконакоплением 279 - транзитные 279 Пляжи 240 Поверхности второго порядка 173 - первого порядка 173
- реактивации 118 Подслой вязкости 79 Поймы 181
Показатель интенсивности транспорта 96, 97 Покахонтас, бассейн 231, 234 Полигалит 48, 49
Полости усыхания 261 Пористость 63, 64 Порог потоковый (нормальный) 95 - трогания 94 - удара 95 Породы алевритово-глиннстые 339 - гипсовые вторичные 379 Порт-Аскайг, тилли ты 208, 209 Потенциал сохранности 36 Поток энергии 214
Потоки бурные 75 - верхний режим 123
- гравитационные 103, 109 - грязекаменные 103, 105, 109 - динамически подобные 74 - ламинарные 73-78 - мутьевые 103, 106, 108, 110, 111 - - с высокой концентрацией 109
низкой концентрацией 108 - нижний режим 123 - неоднородные 70 - обломочного материала 293 - однородные 70 - постоянные 70
- присоединенные 86 - промежуточные 197 - псевдопластичные 77 - разделение 85 - разжижения (миксотропные) 103, 106, 109 - свободные 71 - спокойные 75 - сыпучие 103, 104, 109, 110 - турбидитные 293 - турбулентные 73, 74, 76, 78 - языкообразные 77 Пояс меандрирования 184 Прандтля уравнение 80
Прандтля-Кармана уравнение 80 Преддуговые бассейны 305 Приливы 219 - высокие 221 - квадратурные 220 - низкие 221 - полусуточные 221 - сизигийные 220 - средние 221 - суточные 221 Принцип солевого баланса 236 - неразрывности 70 Промоины 241 - приливные 243 Проницаемость 63, 64 Прорывы (заходы медленно движущейся жидко-
сти) 83 Протодоломит 35, 369 Прочность 63 Псевдопоры 37 Пыльность 98
Равнины прибрежные грядово-ложбинные 240 - приливно-отливные 211 Радиоляриты 309 Разжижение 145, 147 - песка 145 Распределение размеров зерен 55 - фракций логгиперболическое 58 Растворение под действием давления 330 Растворы с большой ионной силой 30 Регрессия 163, 164 Редокс-потенциал 14 Рейнольдса напряжение 78 - установка 73 - число 73, 74, 88, 89 Рено-Герцинская зона 316 Рио-Гранде, поднятие 313 Рифовая стена 277 Рифовый пик пиннакл 274 - фроит 277 Рифы барьерные 274, 276 - береговые 274 - бугристые 274 - каркасные 275 - гребневидные каркасные 275 - и органогенные постройки шельфовых окраин
274 - лоскутные 274 Рода, формация 257, 259 Розина закон 58 Роколл, прогиб 299 Ротлигендские песчаники 345 Pyры 132 Русла 181 - меандрнрующие 181, 182 - прямые 182 - разветвленные 182 - речные, основные типы 182 Рутил 24 Рэлея-Тейлора неустойчивость 148 Рябь 127 - баллистическая 129, 131 - вихревая 125
434
Предметный указатель
- волнения 125 - волнового течения 126 - гравийная (хребтики) 129 - крупная 117 - осцилляционная 126, 127 - перекатывания зерен 125 - противотечения 117 - течения 113, 117, 124 - ударная (баллистическая) 129, 131 - эоловая 127 Ряд выветриваемости (или устойчивости к выве-
триванию) 16, 17
Салин-Вэлли, плайя 198 Салинский блок 308 Сальтация 96 Сан-Андреас, разлом 298, 308 Сан-Паулу, плато 313 Сант-Мэри-Ривер, формация 248 Сапропелит 311, 340 Сассекс, песчаники 257 Сахароним, формация 381 Сверхсоленые океаны 314 Свободная энергия 17 Себхи 260, 261, 263, 370, 376
- междюнные 173 Сейф, тип дюн 131 Сейши 196 Сент-Биз, песчаники 123 Сигсби, равнина 304 - эскарп 304 Сидерит 384, 386 Сила волочения 93 - инерции 74 - подъемная 93 - потока 73 Сильвин 48, 49 Силькреты 344, 381, 382 Синерезис 147 Скалби, формация 190 Скорость волочения 79 - срывающая 79 - установившаяся (скорость падения) 91 Сланцеватость 340 Сланцы 339 - битуминозные 340 - нефтяные 397 - черные 340 Следы выемок 136 - ископаемых 141 - предметов 138 - промоин 138 Слепки нагрузки 148 Слоистость волнистая 126, 127 - градационная 60 - конволютная 149 - косая 127 - крупная 117 - мелкая 115 - ныряющая (крутопадающая) 118 - опрокинутая 148 - перекрестная (троговая) 115 - плоскопараллельная 115 - линзовидная 126, 127
- наклонно-косая 117 - параллельная 126 - перевернутая 104 - полосчатая 126, 127 -тонкогоризонтальная 119 - флазерная 126, 127 Слой абсорбции 71 - граничный 71 Смаковер, формация 273 Смена русла 186 Соляные глетчеры 148 Сом, абиссальная равнина 293, 298, 302, 303, 306 Сортировка 58 - валовая 58 - нормальная 126 - связанная с отложением или транспортиров-
кой наносов 58 Спарит 373 Срединно-Атлантический канал 303 - хребет 299, 310, 313, 315 Среднеарифметический размер зерен 59 Среднегодовой индекс эффективности расхода
228 - показатель ослабления волновой энергии 228 Средний размер зерен 58 Стабильные изотопы 322 Стагнация 289 Стандартная модель фаций 155 - свободная энергия реакции 17 Стилолиты 330 Стокса закон 91, 102 Стокса и Герстнера волны 213 - теория 173, 215 - формула 92 Стоксов перенос 215 Стратификация температурная 197 Стресс рассеивающий 104 Строматолиты 139 Струи гипопикнальные 226 - гомопикнальные 226 Структура афанитовая 378 - грумелезная 367 - молекул воды 13 - птичьего глаза 360 Сутурные контакты зерен 330
Тальвег 182 Тейлора-Гертлера вихри 87 Текстура блюдцеобразная 147 - дифференциальной нагрузки 148 - омлета 148 - пламенная 148 - связанная со сдвиговыми напряжениями 147 - синерезиса 151 - столбчатая 147 - стремнинно-эападинная 121 - усыхания 147, 151 - флазерная 126 Тектоника плит 166 Теория волн на глубокой воде 223 - турбулентности 77 Теплопроводность 321 Термоклин 197, 200 Терразо 381, 383
435
Предметный указатель
Тетис 315, 316 Течения вдолъбереговые 216 - вторичные 85 - градиентные 286 - дрейфовые 286 - океанские глубинные и циркуляция 291 - поверхностные и циркуляция 289 - плоскостные 106 - разрывные 216 - циркуляционные 182 Тиксотропия 147 Тиксотропные вещества 70, 147 Тиллиты 208 Тоиштейн 339 Торф 389 Точка отрыва 86 Траектория частиц 70 Трансгрессия 163, 164 Трение 71 - внутреннее 71 Трещины усыхания 151 Трона 201 Троодос, массив 315 Турбидиты 199, 294 Турмалин 24 Тяжелые минералы 24
Угли бурые 389, 391 - гумусовые 387 - кениельские 387 - обстановки образования 388 - сапропелевые 387 - сильнолетучие битуминозные 391 - состав и степень метаморфизма 387 - суббитуминозные 391 - твердые 389 Угол остаточного сдвига 104 - первоначального смещения (угол естественно-
го откоса, угол текучести) 104 Уилкинс-Пик, пачка 201, 202 Уилкокс, песчаники 231, 347, 348, 395 Уинд-Ривер, впадина 201 Умбры 315 Уолвис (Китовый), подводный хребет 313 Уравнение напряжения влечения 72 Усилие преодоления вязкости 89 Уэила теория растворения 331 Уэстуотер-Каньон, пачка 192
Фаза докарстовая 276 - карстовая 276 - послекарстовая 276 Фазовые диаграммы Eh-рН 324 Фации аллювиальных равнин древние 190
современные 187 - брошенных дельт 229 - вертикальная смена 157 - дельтовые древние 231 - современные 228 - кластические береговые древние 247 - шельфовые древние 256 - лагунные древние 270
- ледниковые 205 - плейстоценовые и современные 205 - линейно-вытянутых побережий современные
244 - моренные 203 - нерасчленные 157 - обстановок осадконакопления 155 - обширных заццровых равнин 203 - озерные древние 200 - современные 199 - океанские, последовательность 310 - пелагические древние, континентальные отло-
жения 315 - пустынные древние 174 - современные 172 - рифовые древние 177 - шельфовые современные 252 - эстуариев древние 238 - современные 238 Фелл, песчаники 112, 117 Фландрская трансгрессия 163, 257 Флоридская лагуна 269 - равнина 304 Флоридский рифовый пояс 268 - эскарп 304 Флюид 67 Флюидиэация 106 Фолка графический метод 57 Фолка и Ленда гипотеза 372 Фолка классификация известняков 373 Фолл-Ривер, формация 239 Формационные воды 328 Формула кинетической энергии 72 - столкновения (уравнение Ньютона) 92 Фосфат-ионы 52 Фосфаты 51 - аллохимические 52, 53 - ортохимические 52 Фрамбоиды 384 Францисканский комплекс 308 Фреатическая зона 353, 357, 360 Фрио, песчаники 345 Фронт дельты 225 Фруда число 75, 125, 226 Фторапатнт 52
Хамелин, впадина 270 Хардграунд 143, 316, 317, 360 Хеттон, прогиб 299 Хит, формация 50, 381 Хлорит 26, 27 Ходы бегства 143 - сверления 143 Хорнелен, бассейн 193 Хребтики (гравийная рябь) 129
Цемент 350 - второй генерации 366 - изопахитового типа 357 Цементирующие минералы 321 Цехштейновое море 50 Циркон 24 Циркуляционные ячейки 216
436
Предметный указатель
Частицы аморфные комковатые 41 - полигенетичные 45 Частотная кривая, или кривая распределения Ченирплейны 240 Черные сланцы 289
Шамозит 384, 386 Шези коэффициент 72
- формула 72 Шейл-Грит, отложения 235 Шельфы карбонатные открытые 272 - приливно-отливные 250 - связанные с погодными условиями 250 Шеннон, песчаники 257 Шероховатость донных форм 73
- частиц 73 Шильдса диаграмма 94 Шоал, оолиты 272 Штернберга закон 61 Штриховка течения первичная 118
Экмана теория дрейфовых течений 287 Экмановская спираль 287 Экофиск, месторождение 397 Эксума-Саунд, впадина 278 Эндопоры 37 Энергия волнения 214
- давления 72 - кинетическая 71, 72 - потенциальная 71 Эогенез 350 Эолианит 318, 357 Эпилимнион 197, 198, 200 Эпсомит 49
Эрги 170, 171 Эри волны 213 Эстуарии, динамика 236
- типа А 237
- Б 237 - В 237 - - Г 238
Эвапоритовая модель остаточного рассола 370 Эвапоритовый подсос 376 Эвапориты 48, 314, 376 - субаквальные 280 Эвстатические колебания уровня моря 163 Эвфотическая зона 141 Экзинит 387
Юинта, впадина 201 - поднятие 201 Юкатанский шельф 304 Юрдельский цикл 232, 235
Ярданги 171
Географический указатель
Абу-Даби 263, 264, 267, 377 Австралия 267 Австрия 267 Алжир 131, 314 Альберта, провинция 248 Аляска 186, 209 Амазонка, р. 22, 303 Амур, р. 22 Англия 143, 147, 151, 190, 192 Андрос, о. 33, 39, 262, 263, 265-268 Антарктида 290, 292, 311 Антильские о-ва 299 Аппалачи, горы 231 Аравийский п-ов 273 Аравийское море 289 Арктика 292 Атабаска, долина 397 - ледник 204 Атлантический океан 46, 209, 221, 292, 297, 311 Атлантическое побережье США 249
Багамские о-ва 11, 29, 32, 43, 259, 262, 265-267, 271, 278-280, 357, 359
Байкал, оз 196 Балеарские о-ва 279 Балхаш, оз. 368 Барбадос, о. 353 Батон-Руж 232 Белиз 277 Бенгальский зал. 303 Берд, станция 204 Бердекин, р 225 Берингово море 254, 301 Бермудские о-ва 305, 306, 354 Бернадильо, р 99 Берри, о-ва 33 Бимини, атолл 33, 39, 43, 271, 279, 357, 359 Бискайский зал 302 Биттон, р 184 Бихар, шт 189 Блейк, плато 279 Большая Багама, о 278 - Багамская банка 33, 36, 39, 263, 277 - Ньюфаундлендская банка 294 Большое соленое озеро 43, 44 Большой Барьерный риф 267, 365 - Бассейн 308 Бонэр, лагуны 372 Борнхольм, о 247 Боцеман, р-н 169 Брахмапутра, р 185, 187, 188, 225, 230, 300 Бриенц, оз 199 Бристоль 362
Британская Колумбия, пров 134, 184 Бэлайз 232
Везеби 362 Великие озера 195 - равнины 185 Вильгельмсхавен 211 Волга, р. 22 Восточная Африка 195, 196 Восточные Альпы 315
Ганг, р. 22, 225, 230, 300 Гарден-Айленд, залив 230 Гарден, о 230 Гаттерас, подводный каньон 302 Гебридские о-ва 181 Гельветские Альпы 153 Гельголандский залив 143, 253 Географа пролив 269 Гибралтарский пролив 314 Гондурасский залив 267, 277 Грейвилл 169 Гренландия 292, 299 Гудзон, подводный каньон 302
Дал-Хит 381 Даултинг-Стоун 362 Делавэр, бухта 243 Делмарв, п-ов 243 Джеман, бухта 241 Джорджия, бухта 241 Дип-Спринг, оз. 368 Дисс 222 Долина монументов 173 - Смерти 180 Донджек, р 186, 187 Дунай, р 225, 228
Евфрат р 22, 225 Енисей, р 22
Замбези, р. 22
Замбия 151
Западная Австралия 141, 209, 260, 265, 269 357
- Норвегия 193
'
- Сахара 294
Западный Эрг 131
438
Лад, p. 22 Индийский океан 51, 269, 270, 292, 316 Индия 188, 189 Иордан, р. 198 Иран 148, 195, 273 Ирландия 208 Испания 180, 314 Ист-Бей, бухта 230
Йоркшир 151, 190, 339
Натуралиста залив 269 Нигер, р. 22, 151, 225, 228, 230, 233, 300, 394
Нижняя Калифорния 343 Нил, р. 22, 225
Нилема, залив 261
Норвегия 193 Нортумберленд, графство 112, 117 Норфолк, графство 66 Ноттингемшир, графство 128, 147 Ньюкасл 362
Ньюфаундленд, о 295, 299
Каир (шт. Иллинойс) 182 Калгари 390 Калифорния 177, 180, 198, 248, 308 Камберленд, графство 123, 362 Канада 187 Канарские о-ва 294 Кантабрийские горы 180, 301 Кения 199 Киву, оз. 200 Ки-Ларго 268 Кипр, о 315 Киркбин 147 Китва 151 Кокодри 232 Колонья 391 Конгари, р. 188 Конго, р. 22 Коппер, р 225 Коси, р 177, 188, 189, 192 Красное море 199, 314 Куронг, лагуна 368, 372
Ла-Джолла, подводный каньон 219 Ла-Фурт 232 Лена, р 22 Леон 302 Ливийская Сахара 133 Ливия 131 Ладней 357 Лонг-Айленд, о 299 Лотре, протока 230 Лоу, пролив 272 Лохарбригтс 173 Лугор, р. 121, 123
Мадре, лагуна 44, 245, 365 Маккензи, р. 22 Малая Багамская банка 277-279 Малые Антильские о-ва 353 Мам-Тор 147 Меконг, р. 225 Мексиканский залив 148, 191, 221, 231, 232, 253,
254, 272, 304, 347 Мецдипс, район 43 Менорка, о. 279 Мертвое море 32, 36, 195, 196, 198 Мессинский пролив 280 Миссисипи, р. 22, 151, 165, 182, 189, 191, 222, 226,
228, 230, 232, 233, 237, 240, 253, 300, 303, 304, 396 Мэм-Тор 284 Мэн, залив 293, 303, 306
Обь, р. 22 Оман 141 Омо, р. 197, 199 Онтарио, оз. 197 Оранжевая, р 22 Ориноко, р. 22, 225 Остенде 222, 255 Отрис, горы 315
Пакистан 177 Папуа, залив 225, 230 Парана, р. 22 Персидский залив 29, 32, 36, 44, 144, 148, 260,
263, 264, 267, 268, 273, 359, 376 Перт 269 Перуанско-Чилийские Анды 297 Пиренеи, горы 192, 257 Пирл, р-н 169 Плакмин 232 Платт, р. 187 По, р. 225 Портленд 273 Прованс, ист. обл. 147
Рамон 381 Рио-Гранде, р 395 Рона, р 225 Рудольф, оз 197
СалуэЙ-Фёрт 239 Санта-Барбара, горы 252 Сан-Франциско 225, 228 Саскачеван, ледник 203 - река 187 Сассекс 378 Саудовская Аравия 50, 362, 381, 397 Саут-Эск, р. 188, 189 Сахара, пустыня 104, 131, 166, 170, 172, 309 Святого Лаврентия, р 300 Северн, р 117 Северная Англия 235 - Атлантика 235 - Африка 171, 209 - Испания 180 - территория 369 Северн-Бридж 381 Северное море 143, 148, 175, 222, 253, 255, 256,
345, 397 Северо-Западная Африка 294 - Европа 25, 50, 252, 272
439
Географический указатель
Сейл-Сайпрмор 232
Сен-Бернар 232 Сенегал 228 Сикоку, о. 307 Скарборо 151, 192 Скриппс, подводный каньон 219 Скунерс-Ки, коса 272 Снаггеди, болота 388, 392 Солуэй-Ферт 117, 123 Средиземное море 313, 314 Суэнси 121, 123
Хуанхэ, р. 22 Хук-оф-Холлацд 222, 255
Центральная Австралия 170, 173 Цюрихское оз. 197-199
Чад, оз 173, 195 Черное море 312, 313 Чиппинг-Содбери 143
Тексел, о 255 Темза, р 238 Теч 232 Тигр, р 22, 225 Тимбукту 173 Тихий океан 26, 45, 46, 51, 221, 288, 292, 310 Тонг-оф-те-Оушн, залив 279 Тракийское побережье 144 Три-Крикс, отмель 265, 267 Тулонга, плато 265 Туркана, оз 199
Уайт-Сэвдс 132 Уобаш, р. 169, 183, 188, 190 Уолнат-Каньон 357 Уолсорт 270 Уэльс 66, 121, 123, 159, 257
Фанди, залив 221, 246 Ферлайт 378 Флорида, п-ов 11, 29, 262, 267, 272, 345, 371 Флорида-Кис, о-ва 268 Флоридский залив 267, 268, 274 Франция 147 Фрезер, р. 134 Фрейсине, залив 269
Шанделур, о-ва 232, 242 Шарк, залив 29, 141-143, 144, 260-262, 26'
274, 357 Швейцария 153, 199 Швейцарские Альпы 199 Шотландия 147, 173, 181, 208, 247 Шпицберген, о-ва 151, 194
Эбро, р. 225, 228 Эдейенубари 131 Эксума, залив 272 Эндрикс, р 188, 191 Эр-Рияд 381
Юго-Западная Африка 52 Южная Англия 273 - Атлантика 288, 311, 313 - Африка 267 - Флорида 268 Южно-Китайское море 301 Южные нагорья Шотландии 307 Южный Саскачеван 187 - Уэльс 181 Юинта, горы 202 Юкатан, п-ов 29, 272 Юкон, р. 187
Хамелин-ГГул, залив 269 Хатчисон, залив 262, 265 Хед-оф-Пассис 182 Хелм, р-н 169
Ямайка, о 371 Янцзы, р. 22 Японское море 301
УВАЖАЕМЫЙ ЧИТАТЕЛЬ' Ваши замечания о содержании книги, ее оформлении, качестве перевода и другие просим присылать по адресу. 129820, Москва, И-110, ГСП, 1-й Рижский пер., д 2, издательство «Мир»
Майкл Лидер СЕДИМЕНТОЛОГИЯ ПРОЦЕССЫ И ПРОДУКТЫ С т а р ш и й научный р е д а к т о р M E Я к о в е н к о М л а д ш и й научный р е д а к т о р А. В. Швыряева ХУДОЖНИК С С Вотчин. Художественный редактор Л M Кузнецова Технический редактор H И Манохина Корректор | А Я Шехтер] ИБ № 5295 С д а н о в н а б о р 25 01 8 5 П о д п и с а н о к печати 26 12 85. Ф о р м а т 7 0 х 1 0 0 A / i 6 Б у м а г а о ф с е т н а я № 1. Печать офсетная Гарнитура тайме О б ъ е м 13,75 бум. л Усл. печ. л. 35,75 Уел к р - о т т 71,50 Уч изд л 43,95 И з д № 5/3911. Тираж 1,560 экз Зак 91 Цена 7 р 40 к И З Д А Т Е Л Ь С Т В О « М И Р » 129820, ГСП, Москва, И-110, 1-й Рижский пер, 2 Можайский полиграфкомбинат Союзполиграфпрома при Государственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и к н и ж н о й торговли, г. Можайск, ул. Мира, 93