Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

23. Bdelman

С. H., and Doeglas

D. /., 1931, Reliktslrukluren fietrltischei Ругойад:

und Amphibole: Min. Pet. Milt., v. 42, pp. 482—490.

24. £tm/w, P., Hayman, R. I., and Majeed, M. A, 1033, The graph c representatiMi.

of heavy mineral analyses: Proc World Pelrol. Congr., 1933 (London)

v. I

25Z

Folk R. L., 1968, Petrology of sedimentary rocks: Austin, Тех., Hemphill's^

26. Falrbairn, H. 1943, Packing in ionic minerals: Bull. Geol. Soc. Amer., ν Bi

pp. 1305—1374. ... . , .... ,,

27. Friese, F. W., 1931, Unlersuchungen von Mineralan auf Abnutzbarkeit bei Ver-

irachtung im Wasser.: Min. Pet. Mitt., v. 41, n. s., pp. 1—7· ....

28. Garner, H. F., 1959, Stratigraphic-sedimentary significance of contemporary

climate and relief in four regions of the Andes Mountains: Bull. GeoL Soc. Amer»

v. 70, pp. 1327—1366. „ „ , _ , , ^

29. Glbbs

R. /., 1967, The geochemistry of the Amazon River System. Part I. The

factors Uiat control the salinity and the composition and concentration of the suspended,

solids: Bull. Geol. Soc. Amer. ,v. 78, pp. 1203—1232.

30. Goldich, S. S., 1938, A study in rock weathering: Jour. Geol., v. 46, pp. 17—58.

31. Gruner, I. W., 1950, An attempt to arrange silicates in Ihe older ol reaction,

energies at relatively low temperatures: Amer. Mineral., v. 35, pp. 137—148.

32. ten Haaf, E., 1964, Flysch formations of the northern Apennines, in Turbidities.

Developments in sedimentology v. 3 (Bouma, A. H., and Brouwer, A., eds): Amsterdam,

Elsevier, pp. 127—136.

33. Heald, M. T., and Larese, R. E., 1973, The significance of the solution of feld-

spar in porosity development: Jour. Sed. Petrology, v. 43, pp. 458—460.

34. Kennedy, W. Q., 1951, Sedimentary dillerentiation as a factor in Moine-Torri-

donian correlation: Geol. Mag., v. 88, pp. 257—266.

35. Krynine, P. D., 1935, Arkose deposits in the humid tropics. A study in sedimen-

tation in southern Mexico: Amer. Jour. Sci., ser. 5, v. 29, pp. 353—363.

36. Krynine, P. D., 1940, Petrology and genesis of the Third Bradford Sand: Bull.

Pennsylvania Slate Coll. Min. Ind. Expt. Sta. 29, 134 pp.

37. Krynine, P. D., 1942a, Provenance versus mineral stability as a controling:

factor in Ihe composition of sediments (abstr.): Bull. Geol. Soc. Amer., v. 53,

pp. 1850—1851.

38. Krynine, P. D., 1942b, Differential sedimentation and its products during one

complete geosynclinal cycle: An. Primer Congr. Panamericano Ing. Minas Geol., pL

v. 2, pp. 537—561.

39. Krynine, P. D., 1946a, Microscopic morphology of quartz types»: Au. Segundo

Congr. Panamericano Ing. Minas Geol., v. 3, pp. 35—49.

40. Krynine, P. D., 1946b, The tourmaline group in sediments: Jour. GeoI., т. 54,.

pp. 65—87.

41. Krynine, P. D., 1948, The megascopic study and field classification of sedimen-

tary rocks: Jour. Geol., v. 56, pp. 130—165.

42. Krynine, P. D., 1949, The origin of red beds: Trans. New York Acad. Sci., ser. I

v. 11, pp. 60—68.

43. Leith, С. K, and Mead, W. /., 1915, Metamorphic geology: New York, HolU

Rinehert and Winston, 337 pp.

44. Mackie, W., 1896, The sands and sandstones of eastern Moray: Trans. Edin-

burgh Geol. Soc., v. 7, pp. 148—172.

45. Marsland, P. S., and Woodruff, J. G., 1937, A study of the effect of wind trans-

portation on grains of several minerals: Jour. Sed. Petrology, v. 7, pp. 18—30.

46. Milner

H. B., 1940, Sedimentary petrography, 3rd ed.: London, Murby, 666 pp-

47. Payne, T. G., 1942, Stratigraphical analysis and environmental re!onstruction:

Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 26, pp. 1697—1770.

48. Peitiiohn

F. /., 1941, Persistence of heavy minerals and geologic aire: Jour

Geol., v. 49, pp. 610—625. β β β

-ZD''Γ?'

ZJL

1963

' E

°,L

zoned

ioclase

as an indicator of provenance-

Jour. Sed. Petrology, v. 33, pp. 380—386. *

50. Plumley, ^/-J 948. Black Hills terrace gravels: a study in sediment trans-

port: Jour. Geol., v. 56, pp. 526—577.

220 p

РЫуП0

'·

1937, Cy

)e 0f

Bering (

Muir

- trans.): London, Murby,

. ,.52-

°<[

· f-

ryor

- Yr

1961, Dispersal centers of Paleozoic and later

ν 72,

pp° 11

-V

er Miss,ssippi Valley and ad

acent areas:

Bull. Geol Soc Amer^

<632

53. Pryor W. Α., 1961, Pelrography ol Mesaverde sandstones in Wyoming, In Sym-

posium on Late Cretaceous rocks, 16th Ann. Field Conf. Wyoming Geol. Assoc.,

pp. 34—46.

54. Reiche, P., 1950, A survey of weathering processes and products, rev. ed.:

Univ. New Mexico Publ. Geol., no. 3, 94 pp.

55. Rimsalte, /., 1967, Optical heterogenity of feldspars observed in diverse Cana-

dian rocks: Min. Pet. Mitt. Schweiz., v. 47, pp. 61—76.

56. Robelen, P., 1974, pers. commun.

57. Ross, C. S., Miser, H. D., and Stephenson, L. W., 1929, Water-laid volcanic

rocks of early Upper Cretaceous age in southwestern Arkansas, southeastern Oklahoma,

and northeastern Texas: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 154-F, pp. 175—202.

58. Russell, R. D., 1937, Mineral composition of Mississippi River sands: Bull. Geol.

Soc. Amer., v. 48, pp. 1307—1348.

59. Russell, R. D., 1939, Effects of transportation on sedimentary particle:,, in Re-

cent marine sediments (Trask, P. D., ed.): Tulsa, Okla., Amer. Assoc. Petrol. GeoL,

pp. 32—47.

60. Russell, R. D., and Taylor, R. E., 1937, Roundness and shape of Mississippi

Hiver sands: Jour. Geol., v. 45, pp. 225—267.

61. Shukrl, M. N., and El-Ayouty, M. K., 1954, The mineralogy of Eocene and later

-sediments in the Angabia area — Cairo-Suez district: Bull. Fac. Sci., Cairo Univ.,

no. 32, pp. 47—61.

62. Sindowskl, F. K- H., 1949, Results and problems of heavy-mineral analysis in

Cermany; a review of sedimentary-petrological papers, 1936—1948: Jour. Sed. Petrololy,

v. 19, pp. 3—25.

63. Sloss, L. L., and Feray, D. E., 1948, Microstyloliles in sandstone: Jour. Sed.

Petrology, v. 18, pp. 3—13.

64. Smithson, F., 1939, Statistical methods in sedimentary petrology: Geol. Mag.,

•v. 76. pp. 417—427.

65. Smithson, F., 1941, The alteration of detrital minerals in the Mesozoic rocks of

Yorskhire: Geol. Mag., v. 78, pp. 97—112.

66. Smillison F., 1942, The Middle Jurassic rocks of "Yorkshire: a penological and

palaeogeographical study: Quart. Jour. Geol. Soc. London, v. 98, pp. 27—59.

67. Smithson, F., 1950, The mineralogy of arenaceous sediments: Sci. Prog., v. 149,

pp. 17—21.

68. Steidtmann, E„ 1908, A graphic comparison of the alteration of rocks by wea-

thering with their alteration by hot solutions: Econ. Geol., v. 3, pp. 381—409.

69. Stow, M. H., 1938, Dating Cretaceous-Eocene tectonic movements in Big Horn

Basin by heavy minerals: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 49, pp. 731—762.

70. Suttner, L. /., 1969, Stratigraphic and petrographic analysis of Upper Jurassic-

Lower Cretaceous Morrison and Kootenai formations, southwest Montana: Bull. Amer.

Assoc. Petrol. Geol., v. 53, pp. 1391—1410.

71. Thiel, G. A., 1940, The relative resistance to abrasion of mineral grains of sand-

Jour. Sed. Petrology, v. 10, pp. 103—124.

72. Thiel, Ο. A., 1945, Mechanical effects of stream transportation on mineral

-grains of sand size (abstr.): Bull. Geol. Soc. Amer., v. 56, 12G7 pp.

73. Thoulet, /., 1913, Notes de lithologie sousmarine: Ann. Inst. Oceanog., v. V,

tasc. 9.

74. Todd, T. W., and Folk, R. L., 1957, Basal Claiborne of Texas, record of Appala-

chian tectonism during the Eocene: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 41, pp. 2545—2566.

75. Tyler, S. A., Marsden, R. W., Grout, F. F., and Thiel, G. A., 1940, Studies of

1he Lake Superior pre-Cambrian by accessory-mineral methods: Bull. Geol. Soc. Amer.,

v. 51, pp. 1429—1538.

76. Vitanage, P. W., 1957, Studies of zircon types in the Cevlon pre-Cambrian

•complex: Jour. Geol., v. 65, pp. 117—128.

77. Voll, G., 1960, New work on petrofabrics: Liverpool and Manchester Geol.

Jour., v. 2, pt. 3, pp. 503—567.

78. Walker, R., and Pettiiohn, F. /., 1971, Archaean geosynclinal basin: anelysis of

•the Minnitaki Basin, northwestern Ontario: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 82, pp. 2099—2129.

79. Weaver, C. E., 1958, Geological interpretation of argillaceous sediments: Bull.

Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 42, pp. 254—271.

80. Webb, W. M., and Potter, P. E., 1969, Petrology and geochemistry of modern

detritus derived from a rhyolitic terrain, western Chihuahua, .Mexico: Bol. Soc. Geol.

Mexicana, v. 32, pp. 45—61.

81. Willman, H. B., Glass, H. D., and Frye, J. C., 1966, Mineralogy of glacial tills

and their weathering profiles in Illinois: Illinois Geol. Surv. circ. 400, 76 pp.

633-

ГЛАВА 14. ПАЛЕОТЕЧЕНИЯ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ

Введение

Интерес к палеотечениям, т. е. к течениям, которые были в дале-

ком прошлом, но оставили отпечаток своей деятельности в породах,

впервые был проявлен еще Сорби [109], который писал: «...изучение

современных морей, эстуариев и рек показывает, что существует от-

четливая связь между их физической географией и течениями, кото-

рые в них существуют; течения оставляют столь отчетливые следы в

осадках, которые откладываются под их влиянием, что можно опре-

делить характер ранее существовавших течений, изучая древние по-

роды. Следовательно, в известных пределах можно предполагать, ка-

кова была физическая география бассейнов прошлого». Сегодня мы

называем это палеогеографической реконструкцией.

Несмотря на столь раннее признание связи между палеотечения-

ми и палеогеографией, в последующие 100 лет очень мало сделано в:

этом направлении. Сам Сорби, сознававший целесообразность заме-

ров ориентировки текстур течения [110], не составлял карт палеоте-

чений. Такие карты не составлялись никем до 1897 г., когда Руде-

манн [94] закартировал ориентировки колоний рабдосом (граптоли-

тов) в ордовикских глинистых сланцах Утика в штате Нью-Йорк^

В 1911 г. Хайд [42] опубликовал карту ориентировки волноприбойиой

ряби формаций Береа и Бедфорд (миссисипий) на юге штата Огайо-

Позднее Руби и Басе [93] закартировали косую слоистость в русло-

вых песчаниках мелового возраста в округе Рассел, штат Канзас.

Однако до Бринкмана [9] объекты и методы исследования палео-

течений не были четко сформулированы. Бринкман первый отчетлив»

понял, что систематическое картирование косой слоистости может

дать существенные сведения о палеогеографии и что такой подход при-

меним и к другим признакам осадочных пород, например, таким, как

зернистость, ориентировка ископаемых остатков, мощность и т. п.

Вслед за Бринкманом, который изучал косую слоистость бунтзанд-

штейна (триас) в Центральной Европе, аналогичные исследования

проводились Шоттеном [106] для песчаников нижнего Бунтера в Анг-

лии и Райхе [89] для пермских песчаников Коконино в Аризоне. Осо-

бо следует отметить работу Поттера и Олсона [85] о пенсильванских

песчаниках Кейсивилл и Мэнсфилд в Иллинойском бассейне.

Затем как в Европе, так и в Северной Америке появились много-

численные статьи, посвященные анализу косой слоистости [86]. В то

же время возобновился интерес к текстурам течения, называемым «по-

дошвенными знаками» (sole marks) наблюдаемым на нижней стороне

многих песчаных слоев, в особенности во флишевых фациях. Эти текс-

туры, описанные Хэллом еще в 1843 г. [32], долгое время не привле-

кали к себе особого внимания, вплоть до появления монографическо-

го исследования Вассоевича [115] и основополагающих статей Рича

[90], Кюнена [60, 59], Дзулииского и Радомского [20], а также Kpoy-

элла [11], которые осознали потенциальные возможности этих тексту»

при исследовании палеотечений.

<634

Другие ориентированные текстуры оказались менее эффективны-

ми, чем косая слоистость и подошвенные следы, и поэтому являются

второстепенными критериями. К ним относятся: волиоприбойиая рябь,

линейность течения на плоскостях напластования, ориентированные

ископаемые остатки, а также упаковка гальки и зерен. Оии либо не-

характерны, либо их замеры требуют слишком больших затрат вре-

мени, что не оправдывается полученными результатами. Однако при

отсутствии иных критериев для суждения о направлении течения и эти

признаки могут быть полезными. Исключение составляет, по-видимо-

му, структура ледниковых отложений, которая оказалась важным

лризнаком для изучения движения ледника.

ху справа показан класс максимальных размеров

Направление течения потока может быть определено и на осно-

вании других характеристик осадочных пород: помимо первичных

текстур течения можно упомянуть о гальке или минеральных зернах,

заведомо происходящих из уникальных источников сноса; такой под-

ход применяется при изучении ледников, когда нужно идентифициро-

вать и эакартнровать моренные гряды. Менее известен метод иденти-

фикации и картирования «конусов рассеяния», основанный на опреде-

лении ассоциаций тяжелых минералов в песчаниках аллювиального

происхождения [25, 26].

В дополнение к этим характеристикам состава геологи использу-

ют скалярные свойства, из которых наибольшее значение имеет раз-

мер обломков (он обычно уменьшается вниз по течению), позволяю-

щий определить не только направление, ио и расстояние транспорти-

ровки (рис. 14-1). Практика показала, что наиболее эффективно кар-

тирование максимального размера гальки и валунов в древних кон-

гломератах.

635-

В настоящей главе кратко обобщены вопросы внализа палеоген*

ннй и его применимости при расшифровке геологической исторй^

особенности при анализе палеогеографии. Детали,

тодике полевых исследований, а также к методике статистической и

графической обработки результатов, читатель может найти в других

работах, таких, как «Палеотечения и палеогеография» Псттиджона

[80] и в особенности «Палеотечения и анализ бассейнов» Поттера и

Петтиджона [86]. .

Как отмечалось выше, анализ палеотечений имеет очень большое

значение для палеогеографических реконструкций-. Он помогает уста-

новить направление сноса осадочного материала, положение палео·

склонов, выявить направление перемещения береговой линии, а также

положение границ осадочного бассейна и их перемещения, короче пн

воря, —изучить соотношение между системой палеотечений и архитек-

турой или геометрией бассейна. Этот метод помогает оконтурить ис-

(

точник сноса и бассейны осадконакоплеиия. Несколько менее важным,

но также существенным результатом анализа палеотечений является

установление связи между палеотечениями, контурами, или конфигу-

рацией, отдельных песчаных тел, а также карбонатных рнфов н рас-

пределением обломочного материала, ведущего от них свое проис-

хождение.

Как отмечалось выше, существуют различные подходы к аналвзу

палеотечений. Однако все оии базируются на результатах картирова-

ния. Это требование обусловливает необходимость проведения в боль-

шом объеме полевых работ, измерений и их графического оформления

в виде карт. Признаки, которые подлежат картированию, включают

первичные текстуры течения, скалярные свойства (такие, как размер

обломков), характеристики состава и фации осадочных пород. Рас-

смотрим их по порядку.

Ориентированные текстуры и структуры

Ориентированные признаки — это те главные черты, которые при

их визуальном рассмотрении показывают, как было направлено тече-

ние, несущее осадок, в определенный отрезок геологического времени.

Они присутствуют во всех видах осадков, но наиболее характерны для

песчаников, хотя некоторые известняки (например, калькарениты, ко-

торые являются карбонатными песками) обладают теми же чертами.

Мы относим сюда косую слоистость (продукт мигрирующих знаков

ряби и дюн), подошвенные знаки, вызванные эрозионным действием

течения или обломков, переносимых течением, а также взаимное рас-

положение зерен, преимущественную ориентировку обломочного ма-

териала илн ископаемых остатков.

Косая слоистость, знаки ряби и палеотечения

Косая слоистость любого масштаба — ценный признак палеоте-

чения. Требуется лишь систематически замерять и картировать ее

ориентировку. Вопросы методики картирования и статистического

обобщения результатов изложены в многочисленных статьях и круп-

ных работах [86]. Для того чтобы восстановить систему палеотечений,

превалирующих во время отложения какого-либо песчаного пласта

нли другой стратиграфической единицы, требуется лишь достаточное

число замеров азимутов падения передовых слоев, а также нх доста-

636-

точно частое и равномерное распределение как по площади, так и ао>

вертикали. В плоскослоистых системах такие замеры проводятся лег-

ко. Более сложными являются замеры желобковой или фестончатой

слоистости, требующие определения азимута оси желобка. В разрезе-

поверхности напластования он соответствует биссектрисе волнистого'

следа на передовом слое.

Практика показывает, что азимуты потоков, определенные на ос-

новании косой слоистости, ориентированы не беспорядочно. Если изоб-

разить их в виде розы течений (см. рис. 4-12), то намечается явная

преимущественная ориентация с азимутами, попадающими в один,

квадрант, и с четко определимой модой. Более того, во многих песча-

никах преимущественная ориентация сохраняется как по вертикали,

так и по площади. Даже следующие в разрезе друг за другом песча-

ные пласты характеризуются сходными узорами диаграмм и общ-

ностью ориентировки (см. рис. 14-12), что свидетельствует о большой

стабильности палеотечений на протяжении длительного геологическо-

го времени [87]. Это в особенности справедливо для песчаных нано-

сов, образованных реками и в результате эоловой деятельности. Ис-

ключение составляют некоторые типы морской косой слоистости, ха-

рактеризующиеся бимодальным распределением азимутов, причем

главная мода противоположна по направлению малой моде, так что*

они образуют так называемый «бантнковый тип» диаграммы (см.

рис. 10-52). Предполагается, что это связано с переменой течение

вследствие приливов и отливов.

Поскольку ориентировка косой слоистости—это функция направ-

ления потока, изменчивость — функция других факторов, таких как

стабильность системы течений в коротких интервалах времени. В слу-

чае речных систем изменчивость может быть связана с извилистостью·

русла. Чем сложнее система меандр, тем больше изменчивость, кото-

рая, в свою очередь, может быть связана с градиентом реки. Поэтому

можно ожидать, что изменчивость будет возрастать вниз по течению-

реки по мере того, как уменьшается градиент [9, 43, 33].

Изменчивость может также отражать изменения условий осадко-

накопления. В большинстве аллювиальных осадков 2/3 азимутов те-

чения обычно лежат в секторе между 90 и 120° [43]; в морских усло-

виях влияние регионального палеонаклона сказывается меньше и из-

менчивость может быть значительнее, а в некоторых, правда редких,.

случаях ориентировка азимутов может приближаться к случайной.

Эоловые отложения, по-видимому, по своей изменчивости не очень от-

личаются от речных [86] (см. также табл. 4-2).

Связь между косой слоистостью и первоначальным наклоном во-

время осадконакопления — основа региональной интерпретации. Такой

наклон называется палеосклоиом. Его направление перпендикулярно-

к простиранию осадка во время его накопления, которое обычно при-

нимается субпараллельным к береговой линии. Термин палеосклон^

применяется по отношению к морским или речным осадкам, но не

имеет никакого смысла для эоловых образований. Совершенно ясно,

что водные потоки в прошлые времена стекали вниз по склону точно-

так же, как и теперь, так что косая слоистость находится в простой

и очевидной зависимости от палеосклона. Поэтому средний азимут

косой слоистости указывает на направление вниз по склону. В прок-

симальных условиях вблизи края бассейна — неморская косая сло-

истость может обнаруживать некоторые отклонения, которые связаны

с аллювиальными конусами выноса. Азимуты течения радиальио рас-

638-

годятся здесь от некоторых центров вершин конусов выноса (си,

рис. 15-8, [38]). Связь между косой слоистостью морских осадков 6

подводным склоном менее ясна. В некоторых случаях косая слоистость

•морских осадков связана с

приливно-отливными

или другими прнб-

-режными течениями, которые могут происходить в различных направ-

лениях, и том числе и почти параллельно береговой линии, а следо-

вательно, и контурам бассейна. Исследования некоторых дреиних мор-

ских осадков показывают регионально выдержанную систему течений,

у которых преобладает азимут, нормальный к береговой линии и нап-

равленный винз по склону [101]. Петтиджон склонен считать это по-

ложение в общем справедливым, хотя и недостаточно доказанным.

Считается, что косая слоистость эоловых песков является «клю-

чом» к направлениям палеоветров. Так оно и есть, однако, неясно,

отражают ли эти направления планетарную систему или же это ло-

кальные отклонения, связанные с орографическими или какими-либо

другими чертами. Некоторые исследователи использовали предполо-

жительно эоловую косую слоистость для реконструкции планетарной

системы и определения на базе этой реконструкции положения полю-

сов Земли [75].

Наблюдения за региональной ориентацией знаков волиоприбойиой

ряби проводятся сравнительно редко. Хайд [42] уже давно обратил

внимание на преобладающую ориентировку волнистой (симметричной)

-ряби в миссисипских песчаниках Береа, развитую по всей территории

штата Огайо; 149 замеров на протяжении 185 км показали порази-

тельное постоянство этой ориентировки. Бретт [8] обнаружил, что

знаки ряби в докембрийских кварцитах Барабу в штате Висконсин в

^основном перпендикулярны к направлению течения, определенному на

•"основании косой слоистости. Асимметричная рябь, как можно предпо-

лагать, должна быть ориентирована поперек направления потока; это

подтверждается теми немногочисленными данными, которыми мы рас-

полагаем. Среднее простирание ряби совпадает поэтому с простира-

нием осадкоиакопления. Факторы, влияющие на ориентацию симмет-

ричной ряби, недостаточно изучены. Хайд [42] считал, что рябь в пес-

чаниках Береа параллельна древней береговой линии. Гребни воли

имеют тенденцию к рефракции и независимо от направления ветра

-становятся параллельными берегу, поэтому можно ожидать, что зна-

ки ряби, порожденные этими иолнами, параллельны береговой лиинн

[44, 102]. В одной из работ, посвященной современным знакам рябн,

ютмечается нх параллельность подводному склону, а следовательно,

Ή субпараллельность береговой линии [116]. Для ископаемых знаков

ряби также предполагалась их ориентировка параллельно береговой

линии, но из других соображений [77].

Подошвенные знаки и палеотечения

Большое число разнообразных знакон обнаружено иа контактах

песчаных пластов с подстилающими их глиннстыми сланцами. Из-за

дезинтеграции глин под действием выветривания эти текстуры при-

сутствуют только в подошве песчаников и поэтому получили название

«подошвенных знаков» (нх определение, описание и иллюстрации по-

мещены в гл. 4).

Как правило, вышеописанные подошвенные знаки широко разви-

ты лишь во флишевых фациях. Они рассматриваются как продукт

действия мутьевых потоков. Поэтому предполагается, что они ориен-

<638

тированы параллельно направлению течения, которое, будучи течени-

ем под действием силы тяжести, должно проявляться как подводный

лоток тяжелой жидкости, перемещающейся вниз по подводному скло-

ну морского бассейна. В некоторых случаях такие течения характери-

зуются достоянным направлением, выдержанным на большой терри-

тории (рис. 14-2). Некоторые даииые современных наблюдений ие сов-

сем согласуются с этой концепцией н иногда даже вызывают сомне-

ния в турбидитовом происхождении текстур и слоев, в основании ко-

торых обнаружены подошвенные знаки [74, 67]. Хотя многие рифле-

ные отпечатки желобков н отпечатки выемок на подошве пластов ха-

рактеризуются поразительной выдержанностью ориентировки, сохра-

няющейся при переходе от пласта к пласту, другие обнаруживают

хаотическое разнообразие ориентировок даже на подошве одного к

того же пласта. Очевидно, что если одни из этих по-разному ориен-

тированных знаков указывают на направление наклона, то другие не-

имеют к нему никакого отношения. Этн аномалии позволяют предпо-

ложить, что либо уклон дна оказывал мало (или вообще ие оказывал)

влияния на подводное течение, либо дио моря ие имело выраженного·

наклона, а направление течения контролировалось другими факторами

[61], либо этн текстуры вообще не связаны с мутьевыми потоками.

Вопрос еще более усложняется тем, что, согласно результатам

наблюдений, направление движения, предполагаемое на основании

анализа складок оползания, находится в противоречии с направлением

течения, определяемым по подошвенным следам. Как замечено Кам-

минсом [13], «оползание... контролируется силой тяжести и поэтому

должно происходить вниз по склону». Во многих местах создаетсг

639-

.впечатление, что оползание происходило в направлении, перпендику

ляриом к направлению течения [13, 74, 30, 91, 103, 40]. Эти Соотно

шения объясняются £70] смещением оползающего материала с боко

вых склонов бассейна, поставляющих грубый «дикий флиш» в его 6οί

лее глубокие зоны, где преобладают продольные мутьевые потовд

.Как отмечалось Лажуа [62], использование осей складок оползаиш}

з качестве критерия для определения уклона может привести к ошн>

бочным выводам, поскольку наблюдаемые оси имеют различную

ориентацию даже в пределах одного оползня; аналогичное наблюде-

лие было сделано Кроуэллом с соавторами [12].

Некоторое время большой интерес вызывало соотношение межд^

•системой течений и тектоническим простиранием. Многие исследова-j

ния [30, 13] показали, что система палеотечений обычно параллельна

тектоническому простиранию. Кюнен [59] считал, что во многие вы-

тянутые в длину бассейны впадали главным образом крупные реки,*

дренирующие субконтинентальные пространства, и что поступление

осадков происходило в основном у одного из концов такого бассейна*

Однако другие исследователи полагают, что незначительные по площа-

ди тектонически приподнятые участки суши, вытянутые вдоль бортов

бассейна, могли поставлять в него значительное количество осадков

£39, 19] н что потоки, стекающие в него с боковых склонов, по дости-

-жении осевой части трога, где происходило осадконакопление, стано-

вились продольными.

Результаты изучения глубоководных бассейнов и нх краевых зон

лозволяют предполагать поступление мутьевых потоков через глубо-

кие подводные каньоны. Материал, приносимый с побережья, поступа-

ет в иерховья этих каньонов, которые заходят далеко в пределы шель-

•фовых участков, откуда он перемещается либо периодическими мутье-

выми потоками, либо потоками, более устойчивыми, несущими более

грубый материал * и, по-видимому, образующими глубоководные ко-

нусы выноса. Направления течения в пределах последних, очевидно,

радиально расходятся от вершин конусов [11, 86] (см. также

рис. 5-13). Такие течения должны иметь, как правило, поперечную к

•оси бассейна ориентировку. Вопросы о мутьевых потоках, оползаниях и

контролирующем влиянии бортового склона рассмотрены Уолкером

[118]. По поводу интерпретации систем палеотечений, реконструируе-

мых по данным подошвенных знаков, мы отсылаем читателя к послед-

ним монографическим сводкам [62, 5, 6, 21].

Структура и папеотечения

Ориентир овкэ линейных элементов в породе обусловливает ориеи-

тированность ее структуры, и, если они определяются течением, то

•структура представляет собой критерий для определения его направ-

ления. Хотя уже давно известно, что при налнчнн плоской или диско-

образной !альки в результате деятельности потока часто образуется

черепитчатая структура,—этот факт практически не использовался

при картировании систем течения. В последние годы структура галеч-

ликов, в особенности ледниковых, изучалась весьма тщательно и ис-

пользовалась для определения направления потоков. Понятия об оса-

дочной структуре, симметрии и типах осадочных структур в связи с

• Автор употребляет здесь термин «зерновой поток» (grain flow) в отличие от

ыутьевого потока (turbidity flow). —Π ρ и м. перев.

<40

вопросом о соотношении между структурой н осадкообразующимн те-

чениями изложены в гл. 3. Здесь же мы рассматриваем проблемы

картирования и интерпретации осадочных структур.

Систематическое картирование осадочных структур производилось

весьма редко. Большинство опубликованных карт палеотечений, бази-

рующихся иа структуре, составлены для ледниковых, главным обра-

зом плейстоценовых, отложений (рис. 14-3). Сюда относятся исследо-

вания Вирккала в Финляндии [117], Уэста и Доннера в Юго-Восточ-

ной Англии [121]. Одним из немногих исследований доплейстоцеио-

вых ледниковых отложений являет-

ся работа Лнндсея [65], аакарти-

ровавшего ориентировку продолго-

ватых галек докембрийской фор-

мации Гуаганда в Канаде. Еще

меньше исследований посвящено

ориентировке песчаных зереи в

тнллях. В качестве исключения

можно назвать работу Знферта

[107], который провел картирова-

ние зернистой структуры тиллей се-

верной части ФРГ. Во всех перечис-

ленных работах отмечалось, что

длинные оси моренных валунов н

песчаных зерен параллельны на-

правлению течения ледника.

Известно очень мало примеров

картирования песчаной или гра-

вийной структуры иеледниковых

отложений. Возможно, это объяс-

няется тем, что направление пале-

отечения легче определить по дру-

гим его признакам, таким, как, на-

пример, косая слоистость.

Наиболее значительная работа

по картированию зернистой струк-

туры была проведена Копштейном

[46] для кембрийских отложений

Харлех-Доум в Уэльсе. Копштейн считал, что зернистая структура яв-

ляется первичной структурой осадконакоплеиия, хотя другие иссле-

дователи тех же пород [2[ не разделяют этой точки зрения. При

исследовании отложений, смятых в складкн, следует проявлять осто-

рожность, поскольку ориентировка зерен здесь может быть вызвана

деформацией. При благоприятных условиях можно выделить влияние

текюнической ориентировки и воссоздать первичную осадочную

структуру [22]. Картирование ориентировки длинных осей эоцеиовых

калькареиитов в некоторых районах Италии, проведенное Сестини

[105], позволило установить в иих систему палеотечений. Эти отложе-

ния и ориентировка в них зерен связываются с мутьевыми потоками.

Сестини удалось реконструировать систему палеотечений и установить

источник сноса карбонатного обломочного материала. В Англии, в

графстве Девоишир, картирование черепитчатой структуры галек в

фангломератах Нью-Ред Сэндстоуи проводилось Леймингом [64].

Осадочная структура, если бы ее можно было легко и уверенно

определять, могла бы стать наиболее полезным критерием для опре-

\ ^ __

Λ г,

l^ri/cv .

JiRj

\ N *

ν-*

O 5 ни

Рнс. 14-3. Структура н штриховка тил-

лей в районе Тампере, Финляндия. По

[117] с упрощением

641-