Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

единиц мощностью менее 1 см. Следовательно, основное различие меж-

ду понятиями — в масштабе явления. Пейи пересмотрел общепринятые

термины, применяемые к пластам, а именно листоватый, сланце-

ватый, плитчатый и массивный, и установил для каждой

разновидности пределы мощности. Мак-Ки и Уир [144] сделали попыт-

ку различить термины, применяемые к пластам в зависимости от их

мощности, и термины, определяющие спосбиость расслаивать-

ся. Как и Пейн, Мак-Ки и Уир [144] называют единицы мощностью

менее 1 см слойками, а те, что больше 1 см, — слоями (beds).

Слои от 1 до 5 см считаются очень тонкими, от 5 до 60 см —

тонкими, от 60 до 120 см — толстыми, а свыше 120 см дается опре-

деление толстослоистые. По характеру расслаивания при той же

мощности отдельных единиц порода может быть листоватой, слан-

цеватой, плитчатой и массивной соответственно. Более тон-

кие отложения называются слойчатыми (laminated), а при мощ-

ности слоя менее 2 мм — тонкослойчатыми.

Отго [163] попытался дать определение двух значащих единиц,

а именно седиментациоиный элемент (unit) и слойча-

тость (lamination). Седиментациоиный элемент определяется как

«мощность осадка, который отложился в преимущественно постоянных

физических условиях». Поток по своей природе никогда ие бывает со-

вершенно однородным, поэтому, например, ие встречаются осадочные

породы, сложенные частицами одного размера. Фактически существует

некоторое преобладающее течение, откладывающее частицы определен-

ного размера. Это течение характеризуется средьей скоростью и отла-

гает материал некоторого среднего размера на протяжении значительного

отрезка времени. За этот промежуток времени и отлагается седпмен-

тяционнмй элемент разреза. Когда течение резко меняется и устанав-

ливаются новые условия (в иное время), то будет формироваться новый

осадочный элемент разреза. Конечно, наблюдаются отдельные колеба-

ния скорости потока, которыми объясняется образование слоезатости

или фаз [15], незначительно отличающихся друг от друга. Например,

косой слой песка представляет из себя седиментациоиный элемент.

Его образование происходит в преимущественно выдержанных условиях.

Течение, отлагающее песок, выдерживает более или менее постоянное

направление и скорость потока. Косые слойки регистрируют местные

и непродолжительные колебания скорости отлагающего течения. Второй

косослоистый элемент, залегающий над первым, обнаруживающий слои-

стость в том же самом или другом направлении, является отдельным и

четким седиментациоиным элементом и несет в себе запись нового и

отличающегося эпизода осадконакоплеиия.

Разница между седиментациоиным элементом и слойками, по мне-

нию Отто, состоит не в различной мощности. Годичные слои в ленточ-

ных глинах плиоценовых постледичковых озер, как правило, по мощ-

ности больше 1 см, но могут быть и меньше этой величины. Представ-

ляется неоправданным называть одни из них слоями или пластами,

а другие слойками. Все они являются маломощными седимснтаци-

онными элементами. Поскольку алезритистые или песчанистые участки

отдельных более мощных годичных лент обычно слоезатые, необходи-

мо различать слойки и годичные слои, а следовательно, слои и слойки

на другой основе, нежели предопределенное и спорное понятие мощ-

ности.

Несмотря на очевидную пользу понятия седиментациоиный эле-

мент, его трудно применить к некоторым типам пород, и во многих

133-

ситуациях оно больше подходит к грубообломочным Отложениям, не-

жели к породам чисто химического или биогенного происхождения

Большое внимание уделяется внешней форме и геометрии элемен-

тов слоистости, а также характеру и роли плоскостей, разделяющих

эти элементы. Слои описываются как плоские, если ограничивающие

их поверхности параллельны в пределах обнажения, илиизовидные,

Рнс. 4-1. График мощности градационных слоев построенный на логарифмической ве-

роятностно» бумаге. По [202].

А —

лрхеЛскпе отложении. pnfton озера Мнпннтакн. западная часть провянцнн Онтарио. Канада.

Б —

илсПстоцеповые ленючные UCCKH и алевролиты, Патагония;

—архейские отложения вблизи

Тампере, Финляндия

Рис. 4-2. График мощности слоев, построенный иа логарифмической вероятностной бу-

маге Г1о Шварцахеру [189].

Косослонстыс осадо

ные здементы а меловых нссчлшклх, Англии

если они сливаются друг с другом. Ограничивающие поверхности мо-

гут быть неровными. Такие термины, как вол и иста я илн желвако-

вая и конкреционная текстуры характеризуют породы, которые

выклиниваются илн раздуваются, или даже распадаются иа неясные

лннзы и желваковые тела. Законо-

мерность строения слоистого разреза

можно охарактеризовать постояист-

ством мощности от слоя к слою и вы-

держанностью мощности и состава

отдельных слоев по простиранию.

Выделяется четыре класса слоев:

1) слои равной или почти разной мощ-

ности, состав и мощность которых вы-

держаны по простиранию; 2) слон

неравной мощности, выдержанные

по простиранию; 3) слои неравные

по мощности, прослеживаемые по

простиранию, но переменной

мощности и 4) слон неравные по

мощности, иевыдержаивые по

мощности и прерывистые по про-

стиранию.

Слоистость можно измерять, поэтому главные ее параметры в опре-

деленной степени могут получать количественную оценку. Установлено,

что значения мощности отдельных слоев многих разрезов, особенно

разрезов турбидитовых отложеиип и чепловых накоплений, нодчння-

Рис. 4 3. График мощности и мсднлн

ного размера зерен в косослоистом

осадочном элементе песчаников мело-

вого иозрасто, АНГЛИЯ

134-

ются логнормальному распределению [189, 76] (рис. 4-1 и 4-2). В це-

лом, хотя далеко ие всегда, грубость облсмоч.юго материала и мощ-

ность осадочного элемента связаны между собой (рис. 4-3). Эта связь

наблюдается даже з косослоистых отложениях [189] и в песчаниках из

разрезов турбидитовых отложений [76, 172]. В турбидитовых песчани-

ках и отложениях вулканического пепла как размерность зерен, так и

мощность слоев сокращается вниз по течению [187]. Следовательно,

характер слоистости в этих отложениях четко указывает на фации вер-

ховья и низовья потока, формировавшего эти отложения. Не имеет

значения, наблюдается логнормальная закономерность изменения мощ-

ности слоя или нет; асимметричность в распределении мощностей по

отношению к маломощным слоям выражена очень четко. Бокман [26]

и предложил θ-шкалу, которая должна упорядочить первоначально

асимметричное распределение мощности аналогично тому, как Ф-шкала

регулирует распределение гранулометрического состава.

Давно известно, что поверхности наслоения, вероятно, отмечают

этапы перерывов в осадконакоплении, а в некоторых случаях, возмож-

но, и размыв. Подобные перерывы получили название диастемы

[23, с. 794] и по времени, вероятно, отвечают более длительным отрез-

кам, чем время накопления слоя.

Внутреннее строение и текстура слоев

Массивная слоистость

Редко встречаются слои, лишенные какого-либо внутреннего строе-

ния или текстуры. IIo те, которые не обладают явно выраженной тек-

стурой, получили название массивных. IIa рентгеноструктуриых

снимках слоев, кажущихся однородными, во многих случаях заметна

внутренняя слоезатость [92]. Следовательно, истинно массивные слои

встречаются вероятно очень редко.

Тонкая слоистость (слойчатость)

Во многих слоях обнаруживается внутренняя слойчатость опреце-

лснного типа. В некоторых из них эти слойки располагаются парал-

лельно плоскостям, ограничивающих слой. В других случаях слойки

наклонены к плоскостям раздела под небольшими углами (1—10°) или

расположены под более крутым углом (10—35° и выше). В послетнем

случае слойчатость называется косой слоистостью, которая характерна

для песчаных отложений. Слойки в таких образованиях просто реги-

стрируют переходные фазы или мелкие случайные колебания скорости

потока, образующего осадок.

Слойчатость наиболее характерна для мелкозернистых отложений,

в особенности алевролитов и глинистых сланцев. Она выглядит как

более или менее четкое чередование материала, отличающегося по гра-

нулометрии или составу. Обычно мощность слойков колеблется ог 0,5

до 1,0 мм. Они бывают выдержанными и четкими, либо прерывистыми

и неясными. Примерами слойчатосги могут служить чередования гру-

бых и тонких частиц, т. е. алеврита, мелкозернистого песка п глины (см.

рис. 8-3), темных и светлоокрашенных алевритовых слоев, в которых

содержится различное количество органического вещества (см. рис.8-4),

и чередование известняка и алеврита.

Причинами для образования подобной слойча-ости являются коле-

бания в скорости переноса различных материалов, которые объясняют-

135-

ся случайным смещением отлагающего лотока, климатическими причи-

нами (особенно циклическими изменениями, связанными с суточными

или ежегодными ритмами), а также апериодическими штормами или

наводнениями. Условия для образования и сохранения годичных слоев

и критерии их распознавания рассмотрены в детальных работах Брэдли

[34] я Руби [183].

В некоторых разновидностях глинистых сланцев ярко выраженная

слойчатость отличительная черта, для других характерно отсутствии

этой текстуры. ТИПИЧНЫМ примером тонкослоистых глин являются озер-

ные отложения. Менее всего слойчатость выражена в массивных илах

и подобных им наземных отложениях; четкой слойчатостью характери-

зуются карбонатные осадки приливных равиин. В консолидированном

состоянии эти отложеиня называются ламинитами.

Четкость выраженности и степень сохранности слойчатости отчасти

являются приближенной мерой спокойствия водной среды, в которой

накапливались отложения. Даже незначительное донное течение при-

ведет к разрушению любой слойчатости, образовавшейся ранее. Поэто-

му слойчатость отвечает осадконакоплению в зоне ниже уровня волне-

ний. Выраженность слойкоз в глинах может быть связана с соленостью

воды. Определенные электролиты, из которых самым типичным являет-

ся раствор хлористого натрия, вызывают хлопьеобразозаиие или сме-

шение (symmixis), которое приводит к перемешиванию алевритовых

и глинистых частиц и образованию практически однородной, а не слои-

стой глины. Вполне возможно, что микрослоистость осадков могут раз-

рушать огранизмы, поедающие органическое вещество в дойных илах.

В конечном результате это приводит к переработке осадка и к частич-

ному или полному разрушению слойчатости. Поскольку такие явления

наблюдаются практически повсеместно, сохранение слойчатости указы-

вает на высокую скорость накопления осадков нлн на придопные усло-

вия, неблагоприятные для жизнедеятельности бснтосиой фауны. В по-

следнем случае могут образоваться отдельные микрослои не толще ли-

ста бумаги, прослеживаемые на расстояние в несколько километров

[12, рис. 9].

В общем виде, чем тоньше слойки, тем медленнее скорость накопле-

ния осадка. Справедливость этого положения очевидна из сопоставле-

ния двух слойков, образовавшихся с разной скоростью за равные отрез-

ки времени, например за год.

Внутреннее строение и текстура

Вслед за основными параметрами — мощностью и латеральной про-

тяженностью— внутренняя текстура слоя — это наиболее важное его

свойство (рис. 4-4). Выделяются два основных типа внутренней тек-

стуры: косая и градационная

слоистости. Хотя эти текстуры

наиболее характерны для песча-

ных слоев, оии могут устанавли-

ваться как в грубообломочиых,

так и в мелкозернистых отложе-

Рнс. 4-4. Слоистость течения (а) н гра-

дационная слоистость (б). По Бей-

ли [19]

136-

ниях, включая многие известняки обломочного происхождения. Бсйли

[18] отмечал, что этн текстуры являются взаимоисключающими и, по

всей вероятности, отвечают двум прямо противоположным обстановкам

осадконакопления.

Косая слоистость и знаки ряби

Косая слоистость и знаки ряби обычно рассматривают как явления,

не связанные друг с другом. Косая слоистость считается внутренней

чертой слоя, а знаки ряби принято считать поверхностными Жаками

или текстурами на плоскости наслоения. На самом деле они тесно свя-

заны и представляют собой две стороны одного явления. Косая слои-

стость образуется при миграции могаряби или песчаной волны; знаки

ряби образуют мелкомасштабную косую слоистость (слоистость рчби)

при миграции.

В общем виде знак ряби — элемент мелкомасштабной текс

уры

Длина волны равняется нескольким сантиметрам, а высота ее измеря-

ется миллиметрами. В определенных условиях, однако, широко распро-

странены гигантские знаки ряби. Такая мегарябь имеет длину золиы,

изменяющуюся метрами и в некоторых случаях — десятками метров, и

амплитуду в несколько десятков сантиметров. Рябь таких размеров

описана в приливных каналах [208, 161] и реках [211, с. 270]. Возни-

кает вопрос, являются ли эти крупные образования знаками ряби? Их

часто называют дюнами, или песчаными волнами [40, с. 17]. Склон

знаков, ориентированный вверх по потоку, обычно пологий (1—2°), и

мегарябь зачастую бывает осложнена знаками ряби обычного размера.

Несмотря на некоторое родсгво мелкомасштабных знаков ряби

с крупными песчаными волнами (илн дюнами) по общим морфологиче-

ским признакам и по образованию косой слоистости при миграции

обоих знаков, здесь они рассматриваются раздельно. Это частично объ-

я:няется тем обстоятельством, что знаки ряби, образующие мелкомас-

лтабиую текстуру, довольно часто встречаются в геологическом разрезе

иа поверхностях слоистости, а крупные песчаные волны — наоборот.

Кроме того, разница между нимн может быть связана с кардинальными

различиями физических процессов их образования [5]. С тем, чтобы

подчеркнуть эги различия, мы применяем термины рябь к мелко-

масштабным формам слоистости, песчаная волна, или дюча —

к крупным формам, в целом термины слоистость ряби к косой

микрослоистости, образованной миграцией ряби, н косая слои-

стость—к текстуре, образованной миграцией крупных песчаных волн.

Косая слоистость, или косая слойчатость вызывает

больший интерес, чем все остальные осадочные текстуры вместе взятые.

Это явление поддается количественной оценке и чрезвычайно полезно

при реконструкции палеотечений.

Косая слоистость — это текстура, характерная для песков, рыхлых

зернистых материалов независимо от их состава. Она известна и под

другими названиями: косая слойчатость, слоистость течения, диаго-

нальная слоистость, ложная слоистость; точно определить эту текстуру

трудно. Для некоторых исследователей косая слоистость означает толь-

ко наклонную слоистость, т. е. под крутым начальным углом. В нашем

понимании она применяется ограниченно к внутреннему наслоению,

называемому передозой слоистостью, наклонной к основной поверхности

накопления в пределах одного седиментационного эле-

мента. Такое определение, которое рассматривает косую слоистость

137-

как внутреннюю текстуру слоя, исключает наклонную слоистость дру,-

гого происхождения, как, например, пляжевую слоистость, дельтовьи

передовые слои и слоистость латерального наращивания. Приведение·

определение ие зависит от масштаба явления. Косослоистый пласт мо

жет колебаться по мощности от 3 до 30 м

Определение, приведенное выше, используется довольно широко Я

применимо к большинству случаев, когда выделяется косая слоистость^

Рнс. 4-5. Дна главных типа косой слоистости:

α илогконлрэллеIbIiQfl с прямыми контактами: б— мчльдооСпазиая (ι ли фестончатая По По"

тору н Петтилжону [171], с разрешения издательства «Шпрпнгер».

Стрелка указывает направление течении

Рнс. 4-6. Крупномасштабная косая слоистость в отложениях

песчаника Нава.\о (юра), Национальный парк Снон, штат

Юта, США. Фото Хамблпна

Мак-Ки и Унр [1-14, с. 382] определяют пласт передовых слоев к£

«косой пласт», а косослоистый элемент разреза «набор косых пла

стов». Онн проводят различие между косой слоистостью, у котор<|

мощность передовых слоев больше 1 см, и «косой слойчатостьк», j iq

торой мощность передовых слоев меныне 1 гм.

Классификация косой слоистости затруднительна потому, что ой

резко изменчива но форме и размеру, и отчасти из-за недостаточна

обнаженности разрезов, отчего существующие сложные схемы класср

фикацин трудно или невозможно применить на практике. Имеетси на

главных типа косой слоистости (рис. 4-5). Первый тип это плоскоп!

раллельная слоистость, в которой наблюдаются плоские передовн

слои. Второй тип представлен мульдообразным набором косых слоЗ

контуры передовых слоев в которых искривлены. Даже два KOHTpaq

138-

пых типа трудно различить в мелких, неполных или неблагоприятно

ориентированных разрезах. Легче всего их различать иа открытой для

наблюдения поверхности напластования. Контуэы передовых ..лоев

в первом случае представляют собой прямые лш ни, во втором случае

они заметно изогнуты и обращены вогнутой стороной вниз по течению.

Направление течения потока указывает биссектриса. Мак-Ки и Уир

1144] и Аллен [6] выделили и описали множество разновидностей этих

основных типов косой слоистости.

Рнс. 4-7. Мелкомасштабная косая слоистость в алевролитах

свиты Мартинсберг (ордовнк), район Мидлтаун, штат Нью-

Йорк, США. Фото Мак-Бранда [136], натуральная величина

Простая плоская косослоисгая серия характеризуется масштабом,

наклоном и азимутом. Масштаб отвечает мощности косослоистого

элемента, которая, как упоминалось, может колебаться от 1—2 см до

многих метров (рис. 4-6 и 4-7). Большинство косых серий по мощности

меньше 1 м. Наклон оз-

начает падение передовых

слойков. Обычно он отвеча-

ет телесному (или двугран-

ному) углу между плоско-

стями передовых слоев или

наклону плоскости касатель-

ной к передовому слою вме-

сте максимального наклона

к истинной слоистости.

Предполагается, что послед-

няя была горизонтальной

в момент отложения оса ι-

ков—допущение правиль-

ное, но не совсем точ-

ное. Наклон обычно о-о-

ждеств чается с «углом откоса», к которому он действительно при

ближается. Хотя считается, что угол естественного откоса составляет

33—34°, средний наклон косослоистых серий вероятно колеблется

от 15 до 20°. В некоторых случаях наклон бывает чрезмерно крутой и

зо •

20 •

зо •

20 ·

irk

12 24 36 40

Барабу

J=I

12 24 36

Ла<райет V

Ряс. 4-8. Частота распведеления наклонов косой

слоистости в докембрнйскнх кварцитах Барабу

(слева) и в плиоцен-плейстоценовых отложениях

свиты Лафанет

139-

в исключительных случаях даже перевернутый (рис. 4-8), Ясно, что его

результат постседиментациониой деформации. Азимут косой слои-

стости представляет собой горизонтальный угол между меридианом я

горизонтальной проекцией линии падения передовых слоев. Иначе го*

зоря, это направление течения потока. Когда косослоистый элемент

отличается от простого плоского вытянутого тела, необходимо уточнить

приведенные понятия. Геометрическое строение мульдообразной косо-

слоистой серии лучше всего характеризовать понятиями ширниы и

глубины мульды Отношение ширины к глубине является доста-

точно постоянным даже при широких

колебаниях значения параметров [5.

с. 215] (рис. 4-9). Размеры мульд ко-

леблются от нескольких сантиметров

до 30 м по ширине н от долей санти-

метра до 10 м и более по глубине.

Горизонтальные контуры передовых

_лоез заметно изогнуты и обращены

вогнутой стороной вниз по течению

(см. рис. 4-5).*

Рисунок на поверхности напла-

стования, представляющий мелкомас-

штабную мульдообразнуюкосую слои-

стость, различными авторами опреде-

лялся по-разному. Например, Стоке

[200] называл его «ребристо-борозд-

козым» (riv-and-furrow), Хачблин

91Г «мнкрокосослоистостью» и Герих

85] «косой дугообразной слоисто-

стью» (SchragschichtungsbSgen) (рис.

4-10).

Несмотря на то что в большин-

стве случаев контуры передовых слоев

имеют прямую форму и пересекаются с верхней и нижней поверхно-

стями плоского косослоистого элемента под одним и тем же углом,

в иных случаях их контуры представлены изогнутыми линиями и рас

полагаются по касательной к подошве слоя.

Хотя слои, залегающие над косослоистой серией и подстилающие

ее, получили специальные названия кровельных и подошвенных,

эти понятия неподходящие. Обычно передовые слои не переходят ин

в одни, ни в другие. Косая слоистость не образуется в результате разви-

тия микродельты, как можно заключить из применяемых понятий. Пе-

редовые слои определяются термином «срезанные», за которым стоит

предположение об участии в их образовании процесса эрозии; эта кон-

цепция тоже, вероятно, ошибочна.

Происхождение косой слоистости получило несколько объяснений.

По определению, принятому в настоящей книге, косая слоистоть не-

сомненно образуется в результате миграции песчаной волны, размеры

которой π определяют масштаб косой слоистости. При миграции дюн

возникает крупномасштабная косая слоистость, а миграция ряби форми-

рует мелкие косослонстые образозания. Происхождение плоскопарал-

лельной косой слоистости хорошо видно на рнс. 4-11. Здесь косослои-

стый элемент характеризуется начальным падением вверх по течению,

передовые слои падают вниз по течению. Начальные падения в первом

случае очень незначительные, обычно 1—2°, и они ие видны в единнЧ-

5 ю

ирииг

1000

Рнс. 4-9. Соотношение шнрниы и

глубины мульдообразных прогибов

в косослонстых сериях.

—

Ριιο-Гранле IIItirnics and Falinstock.

19651: 2 Рсд-Ривер 1031:

3 —

Kacnep

IKnIghI. 1929):

4 —

Солт-Уош |2Ш>1;

6 —

Мксснсагн !McDowell, 19631

140-

лом обнажении. Также как масштаб косой слоистости определяется

высотой дюны, морфология косослоистого элемента определяется строе-

нием ряби в мелкомасштабной косой слоистости и строением дюны

(песчаной волны) в крупной коеослоистой текстуре [6]. Правильные

линейно вытянутые знаки ряби или песчаные волны образуют простую

плоскопараллельную косую слоистость. Действие извилистых волн при-

водит к образованию мульдообразной косой слоистости.

Значимость косой слоистости также была предметом длительной

дискуссии. Косая слоистость располагается ие беспорядочно, а обнару-

" Течение

Ί i i

О л —

Рис. 4-10. Ребрнсто-бороздковые знаки, показывающие направление течения. По [206].

Пвчка Солт-Уош, свита Моррисоп (юра), горы Каррнзо, штат Аризона, США

Рис. 4-11. Образование косой слоистости. По Шоттеиу [1937].

А — общая картина; Б — стадии образовании слоистости (/, 2, 3)

живает строго направленную ориентировку в пределах изучаемой свиты

(рис. 4-12). В аллювиальных отложениях косая слоистость ориентнра-

вана вниз по палеосклону. В морских отложениях значение косой слои-

стости менее определенное, хотя, как правило, наблюдается направлен-

ная ориентировка. Противоположные азимуты слоистости, отвечающие

течениям в высокую и низкую фазы прилива, встречаются достаточно

часто, и в отдельных обнажениях удается наблюдать характерную для

таких отложений текстуру типа «рыбьего скелета» (herringbone). Косая

слоистость эолового типа отражает преобладающие направления вет-

ров, не обязательно планетарного масштаба. До настоящего времени

не удается установить конкретный тип или масштаб косой слоистости,

характерный для определенной обстановки или агента переноса, однако

крупномасштабная косая слоистость, вероятно имеет скорее эоловое

или морское происхождение, чем речное.

Масштаб косой слоистости (и песчаной волны, приводящей к ее

образованию) в субаквальных отложениях связан с глубиной водоема

[6] (рис. 4-13). По наблюдениям Кари и Келлера [40], размер дюн

или песчаных волн реки Миссисипи пропорционалеч увеличению расхо-

да воды (и, следовательно, глубины) в периоды пэловодья. Даже при

беглых полевых наблюдениях заметна приуроченность крупных песча-

ных волн и, следовательно, большая мощность косослоистыч серий

к крупным, а не мелким водотокам. Исследования Аллена [6, с. 198]

соотношения высоты песчаной волны с глубиной воды показали линей-

ное увеличение высоты с увеличением глубины. Полученное соотноше-

ние позволяет исследователям оценивать глубину водоема по резуль-

141-

тэтам изучения масштаба косой слоистости в древних отложениях Jiff,

с 2121

Знаки ряби как наиболее распространенное образование иа !.бере-

менных песчаных равнинах и на подошвенных плоскостях ископаемых

песчаников привлекали внимание ие только геологов, ио и физиков,

изучающих волновые процессы. По этому вопросу имеется много Пу-

бликаций.

Большое внимание уделялось знакам ряби как явлению на границе

двух сред. Когда скорость потока над песчаным ложем достигает опре-

деленного значения, песчаные частицы приходят в движение, и иа по-

IOOr

Группа Ли

Лафайаг

Барабу

ft'

°л

о° ·Οο

г · ·

°<Р

0.01 0.1 I

Средняя высота ряби, м

Рнс. 4-12. Азимутальное направление косой слоистости в кварцитах Барабу (докемб-

рий); группе Ли (пенспльваннп); свите Лафайет (плиоцен — плейстоцен). По Бретту

[19551 и Поттеру [1955]

Рис. 4-13. Соотношение между глубиной водоема и высотой ряби, последний показа-

тель определяет масштаб косой слоистости. По Аллену [5].

Залитые кружки — морские бассейны и эстуарии, яезалнтые соответствуют рекам

верхиости песка появляется рябь. Значительная часть ранних работ бы-

ла направлена на изучение этого процесса и характера образующейся

ряби. Среди первых наиболее обстоятельных геологических исследова-

ний этой проблемы следует отметить статьи Бухера [37] и Ки,1дла

[113], которых также интересовали ископаемые песчаники со знаками,

рябп.

Исследователи знаков ряби обрашали внимание иа два аспекта

этого явления. Первый из них— это палеогеографическое значение зна-

ков, особенно их ориентировки, примером чего может служить статья

Хайда [107], посвященная знакам ряби з песчанике Береа (миссиси-

пий) в Огайо. Второй аспект проблемы связан с изучением внутренних

текстур песчаных и алевролитозых слоев, образованных наложенными

ipvr на друга мигрирующими знаками ряби. Это текстуры, которые

Хамблин [91] называл микрокосослоистостью, или слоистостью ряби,

хорошо различимой в вертикальном разэезс и образующей знакомый

«ребристо-бороздковый» рисунок иа поверхностях напластования. В по-

следнее время появилось много публикаций, посвященных явлению, из-

вестному под названием «набегающей ряби» (climbing Hpple

), и

образованной ею слоистости [217, 219, 6, 142, 143]. Наиболее обстоя-

тельные современные работы, рассматривающие знаки ряби со все*.

142-