Слоистое залегание

Наиболее распространенной первичной формой залегания осадочных горных пород является горизонтально залегающий слой или пласт (рис.11), т.е. плоское геологическое тело, у которого площадь распространения намного превышает его толщину (мощность). Строго говоря, форма пласта в первичном залегании определяется тем палеорельефом (рис.12), на котором он образовался и еще рядом факторов – скоростью осадконакопления и прогибания, активностью осаждающей среды и др. Кроме осадочных горных пород, слоистое строение характерно для части пирокластических (туфы и др.) горных пород и сохранивших слоистость метаморфических пород. Структуру последних правильнее считать вторичной.

Рис. 11. Модель горизонтального залегание слоев (Stephen J. Reynolds)

Рис. 12. Пример первичного наклонного залегания слоев. Рифовый массив в штате Нью-Мексико (Белоусов, 1986).

Нижний карбон: 1-10 — горизонты сверху вниз

Термин «пласт» содержит дополнительные смысловые значения, которые не позволяют рассматривать его в качестве полного аналога термина «слой»:

§ пласт – слой, содержащий полезное ископаемое или являющийся им. Например, пласт угля;

§ пласт – это несколько слоев, объединенных общим признаком (цвет, состав и т.д.).

Рис.13. Схематический разрез наклонно залегающего пласта.

Виды мощности: АС – истинная, АВ – вертикальная, АD –горизонтальная, а-а –неполная, б-б – видимая

Слой (пласт) ограничивается поверхностями наслоения (напластования). Нижняя поверхность напластования называется подошвой, а верхняя – кровлей. При этом кровля данного пласта играет роль подошвы для вышележащего пласта. Истинная мощность (толщина) – это кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой пласта. Если пласт залегает наклонно (рис. 13), то можно говорить о вертикальной (АВна рис. 13) и горизонтальной (АD на рис.13) его мощностях. Визуально наблюдаемое расстояние между кровлей и подошвой пласта следует называть видимой мощностью (б-б на рис. 13). Неполная мощность (а-а на рис. 13) – расстояние по перпендикуляру от кровли (или подошвы) до любой точки пласта. Этот вид мощности используют, если невозможно определить истинную мощность, например, подошва перекрыта рыхлыми отложениями. В нефтяной геологии выделяют эффективную мощность – суммарную мощность проницаемых прослоев пласта. Слои мощностью менее 3 мм принято называть прослойками. Выдержанный по мощности пласт имеет постоянную мощность. Если мощность пласта постепенно уменьшается в одном направлении вплоть до его исчезновения, то такой пласт определяют как выклинивающийся (рис.14, 15). Линия выклинивания (рис.15)– это линия, за пределами которой отсутствует выкликивающийся пласт.

Рис. 14. Разрез антиклинали (вторичное залегание) с выклинивающимся слоем песчаника (abc), в верхней части которого сконцентрировались нефть и газ (ab),

а нижняя часть (bс) содержит воду (Лахи, 1966)

Слоистость изучается литологией (в описательной ее части) как текстура осадочной горной породы, т.е. на горнопородном уровне организации материи. При таком подходе пласт, сложенный однородной горной породой и обладающий мощностью более какого-то значения (обычно более 1 м), имеет массивную текстуру (массивнослоистые). Структурная геология рассматривает слоистость как на уровне горной породы, так и геологического тела.

а б

Рис. 15. Новопортовское месторождение (Баженова и др.,2000).

Газонефтяные залежи в песчаниках новопортовской свиты: а – в плане, б – в разрезе:

1 – песчаники, 2 – глины, 3 – нефть, 4 – газ, 5 – линия выклинивания

Исследование текстур осадочных горных пород помогает решать задачи структурной геологии, например, выявление нормального и опрокинутого (перевернутого) залегания пластов (рис. 16). В опрокинутом крыле последовательность залегания горных пород обратная, т.е. более молодой пласт перекрывается более древним (на пласте позднепермского возраста залегает пласт, образовавшийся в раннюю эпоху пермского периода и т.д.). Когда относительный возраст пород не известен и форма складки не установлена (на рис. 16 крыло с нормальным залеганием горных пород перекрыто рыхлыми отложениями), определить опрокинутое залегание можно по особенностям строения осадочной толщи (корни окаменелых деревьев, внутриформационные размывы (рис.17), трещины усыхания (рис.18, 19) и др.).

Рис. 16. Схематический разрез опрокинутой антиклинальной складки (вторичное залегание)

Рис. 17. Примеры нормального залегания (Лахи, 1966).

а – положение корней деревьев, б – внутриформационный размыв (выше эрозионной поверхности встречаются обломки, образовавшиеся в результате

размыва подстилающего слоя (одинаковый состав))

Рис. 18. Такыр – дно периодически пересыхающих озер

Рис. 19. Трещины усыхания, образовавшиеся на поверхности глины,

заполнены песком вышележащего слоя (схематический разрез) (Лахи, 1966)

Ниже приведена классификация текстур осадочных горных пород, по В.Т. Фролову (1992).

· А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы.

Ё I. Текстуры наслоения, формирующиеся одновременно с седиментацией.

§ 1. Беспорядочная, неслоистая.

§ 2. Слоистые текстуры со слоистостью:

o 1) горизонтальной,

o 2) волнистой,

o 3) косоволнистой,

o 4) косой: а) однонаправленной и б) разнонаправленной.

Ё II. Текстуры наложенные, ранние, сингенетичные.

§ 1. Биогенные:

o 1) илоядная, ихнитолитовая или биотурбитовая,

o 2) корневая комковатая.

§ 2. Взмучивания.

§ 3. Оползания и оплывания.

§ 4. Гидроразрывные.

§ 5. Элювиальные или сингенетично-метасоматические:

o 1) беспорядочная,

o 2) вертикально расчленяющая.

Ё III. Текстуры наложенные, поздние: диа-, ката-, мета-, эпигенетические, гипергенные, тектонические.

§ 1. Скорлуповатая.

§ 2. Конкреционная.

§ 3. Фунтиковая.

§ 4. Стилолитовая.

§ 5. Замещения.

§ 6. Зебровая.

§ 7. Сланцеватая.

§ 8. Полосчатая.

§ 9. Плойчатая.

§ 10. Кливаж.

· Б. Текстуры поверхностей слоев.

Ё I. Текстуры кровли.

§ 1.Рябь:

o 1) симметричная,

o 2) асимметричная.

§ 2. Трещины усыхания.

§ 3. Мерзлотные клинья.

§ 4. Глиптоморфозы кристаллов солей, льда.

§ 5. Следы капель дождя и града.

§ 6. Следы струй течения и стекания.

§ 7. Следы волочения.

§ 8. Следы ползания.

§ 9. Следы зарывания и сверления.

§ 10. Следы размыва и элювиирования.

Ё II. Текстуры подошвы.

§ 1. Механоглифы:

o 1) язычковые валики – слепки борозд размыва,

o 2) обоюдоострые валики – слепки царапин,

o 3) шевроновые валики – следы волочения,

o 4) одиночные бугорки – следы падения,

o 5) рябь,

o 6) знаки внедрения, диапиры глиняные и др.

§ 2. Биоглифы:

o 1) извилистые валики – следы ползания,

o 2) бугорки одиночные и парные – следы зарывания,

o 3) бугры одиночные – следы сидения и пребывания,

o 4) отпечатки следов ног, лап и др.

Таким образом, все текстуры осадочных горных пород (первичные и вторичные) можно разделить на две группы: текстуры внутренние, присущие всему объему породы (А), и текстуры поверхностей слоев (Б).

В первой группе преобладают слоистые текстуры, которые можно классифицировать либо по морфологическому принципу, как у В.Т. Фролова (1992), либо по генетическому.

Основные морфологические типы слоистости осадочных пород приведены на рисунке 20.

Рис. 20. Основные морфологические типы слоистости осадочных пород (Фролов,2002).

а-б– косая однонаправленная с прямыми (а) и вогнутыми (провисающими, б) слойками и с параллельными серийными швами; в – косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е– косоволнистая (с волнистыми серийными швами) однонаправленная (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е),обычно флазерная; ж-и– волнистая крупная или мульдообразная (ж), мелкая волнистая в основном с симметричной волной (з,показаны две серии) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м– горизонтальная волнистая (горизонтально-волнистая, к),полого косая (косогоризонтальная, л) и строго горизонтальная непрерывная и прерывистая (м)

Рис. 21. Генетические типы слоистости (Михайлов, 1984).

а – градационная, б – седиментационная, в – косая (Н – истинная мощность пласта, h – неправильно измеренная), г – турбидитная, д – оползневая

По генетическому признаку выделяют следующие типы слоистости: градационная, седиментационная, косая, турбидитная и оползневая.

Градационная слоистость (рис.20, а) возникает в результате отмучивания осадочного материала, состоящего из разных по размеру обломков. Такой материал поставляют паводковые выносы рек, пирокластические извержения вулканов и др. По принципу гравитационной дифференциации первыми на дно оседают наиболее крупные обломки, затем более мелкие и т.д. Градационная слоистость характеризуется постепенным переходом от обломков одного размера к другому (неяснослоистая текстура).

Седиментационная слоистость (рис.21, б) выражается в переслаивании тонко-, мелкообломочных пород и хемогенных образований. Поверхности наслоения ровные, параллельные друг другу. Обстановка осадконакопления спокойная – водная среда на глубинах, исключающих воздействия волн на осадок.

Рис. 22. Различные типы косой слоистости (Михайлов, 1984).

а – речных потоков; б – дельтовая; в – морских отложений; г – мелководья; д – эоловая (деятельность ветра)

Косая слоистость (рис.21, в) образуется в водной или воздушной среде при ее направленном движении. В зависимости от обстановки осадконакопления она подразделяется на несколько подтипов (рис.22), которые объединяет одна важная особенность – слои падают в сторону течения (по течению). При подсчете истинной мощности в косослоистостых толщах возможны ошибки (рис.21, в). Такое происходит, если по каким-то причинам мы принимаем косую слоистость за наклонное (вторичное) залегание горных пород.

Турбидитная слоистость (рис.21, г) обязана своим происхождением деятельности придонных мутьевых потоков (взвешенные в воде илистые частицы). Они образуются при землетрясениях (вызывают оползни, а те, в свою очередь, формируют мутьевые потоки), цунами и катастрофическом стоке воды с суши. Для турбидитов характерны плохая отсортировка обломков (от глинистой до валунной размерности) и неровные, плохо выраженные поверхности наслоения.

Толщи нелитифицированных (рыхлых) осадков, насыщенных водой, могут сползать вниз по подводному склону (подводные оползни), образуя горные породы, состоящие из разноразмерных обломков одного состава (обычно неокатаных), сцементированных глинистой массой (брекчиевидная текстура). Кроме того, для оползневой слоистости (рис.21, д) свойственна сингенетическая складчатость течения – на рисунке черные прослои образуют линзовидно-волнистую слоистость. Подобные образования на уровне геологических тел получили название «олистостромы» (осадочный меланж), а крупные (более 5 м в поперечнике) обломки горных пород, которые они содержат – «олистолитов».

Текстуры внутренние, присущие всему объему породы (А, см. классификацию В.Т. Фролова, приведенную выше ), делятся на текстуры наслоения, наложенные сингенетичные (образовались при формировании осадка) и наложенные поздние: диа-, катагенетические и др. С точки зрения структурной геологии к первичным формам залегания следует относить текстуры наслоения, наложенные сингенетичные и наложенные диагенетические, а все последующие преобразования осадочных горных пород (катагенез, тектоника и др.) считать вторичными. Например, диагенетические трещины (трещины отдельности осадочных горных пород (рис.23)), образующиеся, главным образом, при уплотнении осадка (уменьшение объема) – первичная форма залегания, а кливаж (система сближенных параллельных трещин, возникших при тектонических деформациях) – вторичная.

Рис. 23. Карандашная отдельность в алевролитах (Кирмасов, 2001)

Ориентировка диагенетических трещин разнообразна: перпендикулярно, параллельно и косо к поверхности напластования. Густота трещин коррелирует с мощностью пластов: больше мощность – больше расстояния между трещинами, а форма зависит от состава (рис.24). Отличительная особенность диагенетических трещин – они обычно не выходят за пределы пласта.

Рис. 24. Схема расположения первичных трещин в зависимости от состава пород, по А.С. Новиковой

Одной из первичных форм залегания, отражающей внутреннее строение слоя, являются кластические (нептунические) дайки. Они возникают в результате заполнения трещин осадочным материалом, поступающим сверху (рис.25) под действием силы тяжести или нагнетаемым из подстилающего слоя (рис.26) вместе с водой или другой жидкостью.

Рис. 25. Кластическая дайка, заполненная обломочным материалом, поступившим сверху (Лахи, 1966)

Рис. 26. Дайки битуминозного песчаника (точки) в миоценовом сланце (заштриховано) (Лахи, 1966)

Рис. 27. Знаки ряби на кровле пластов.
а,б,в,д,е – асимметричная рябь; г,ж,з,и – симметричная рябь или рябь колебательных движений (в заводях); а – рябь течения с элементами: длиной (Д), высотой или амплитудой (В), с длинным (g₁ или l₁) и коротким (g₂ или l₂) склонами или крыльями; б – эоловая; в – водно-флювиальная; г – волновая; д – почти симметричная водно-флювиальная с низким (+5) индексом; е – эоловая с высоким (+14) индексом; ж – волновая с низким (+5) индексом; з – волновая с высоким (+14) индексом; и – волновая рябь, симметричная с осложняющим мелким гребнем во впадине (из Ф.Дж. Петтиджона, 1981); а-з – из «Справочника по литологии» (1983)

Наиболее известными текстурами поверхностей слоев (Б, см. классификацию В.Т. Фролова, приведенную выше ) являются знаки ряби (рис. 27, 28). Для ее характеристики используют вертикальный индекс (отношение длины к высоте –Д/В) и индекс симметрии (отношение горизонтальной проекции пологого склона к проекции крутого – g₁ / g₂). Симметричная рябь образуется при колебательных волнообразных движениях воды, но, обычно, одно из направлений движения преобладает – это приводит к асимметрии склонов ряби (асимметричная рябь). Асимметричная рябь также формируется при однонаправленном движении транспортирующей среды. По генетическому признаку знаки ряби подразделяются на рябь волнения, рябь течения и ветровую рябь.

Кроме знаков ряби к текстурам кровли (экзоглифы) относят: трещины усыхания, следы капель дождя, следы жизнедеятельности фауны (ползание, лежание, зарывание и сверление), следы струй воды, следы размыва (рис. 17, б) и др.

Текстуры подошвы (гипоглифы) представляют собой знаки-слепки. В зависимости от происхождения выделяют механоглифы (механического образования, например, слепки струй течения) и биоглифы (слепки ног птиц и др.).

Рис. 28. Эоловые формы рельефа (Martin Miller, University of Oregon)

Несогласное залегание слоев

Если осадкообразование идет постоянно, не прерываясь во времени, то говорят о согласном залегании пород, в противном случае залегание считают несогласным. Различают два основных вида несогласий (рис. 29): параллельное (стратиграфическое) и угловое.

Рис. 29. Виды несогласий (схематический разрез) (Белоусов,1986).

а — параллельное; б — угловое

При параллельном несогласии из разреза выпадают слои какого-то возраста (например, С₃, P, T, J₁ и J₂ на рисунке), но поверхности напластования при этом параллельны. Поверхность, по которой контактируют несогласно залегающие пласты, называют поверхностью несогласия (не путать с поверхностью напластования). Скрытое несогласие характеризуется неясно выраженной поверхностью несогласия, например, при одинаковом составе контактирующих пластов.

Угловое несогласие выражается в смятии в складки ранее образованных слоев (С₂ на рисунке) и в их последующем перекрытии горизонтально (в общем случае) залегающими пластами, которые, в свою очередь, тоже могут претерпеть складчатые деформации. В результате, два комплекса пород ориентированны под углом друг к другу. Угловое несогласие образуется при тектонических деформациях, поэтому его нельзя считать первичной формой залегания горных пород. При азимутальном несогласии простирания контактирующих по поверхности несогласия серий пластов не совпадают. Географические несогласия характеризуются очень малым углом несогласия – менее 1^о.

На геологических картах (рис.30) угловое несогласие диагностируется по пересечению границ разновозрастных слоистых тел осадочных пород, причем, граница более древних пород упирается в границу более молодых. Описывая геологическое строение района этой карты можно сказать, что он сложен горными породами двух структурных этажей: нижнего (силурийского) и верхнего (юрского). Структурный этаж – это комплекс горных пород, отделенный от соседних угловыми несогласиями и обладающий общностью складчатых и разрывных дислокаций. Фундамент и чехол платформ представляют собой два крупных структурных этажа.

Рис. 30. Карта выходов силурийских и юрских пород (Шершуков,1988).

Юрские отложения: 1 – песчанистые глины; 2 – известняки; 3 – мергели; 4 – конгломераты. Силурийские отложения: 5 – глины; 6 – глинистые сланцы; 7 – известняки; 8 – песчаники; 9 – кремнистые сланцы

В зависимости от масштаба выделяют региональные, проявленные на больших площадях (часть платформы), и местные, не имеющие широкого распространения, несогласия. Алжирское нефтяное месторождениеХасси-Мессауд с извлекаемыми запасами более 5 млрд т приурочено к вершине эрозионного выступа под поверхностью регионального несогласия.

По происхождению все несогласия делят на истинные, ложные и внутриформационные. «Истинными» можно называть только такие несогласия, которые образовались при разрушении (денудации) литифицированных горных пород. Внутриформационные несогласия образуются в процессе размыва рыхлых (нелитифицированных) слоев донных осадков. К ложным несогласиям относят размывы в косослоистых толщах, т.е. залегание под углом друг к другу таких пластов не связано с тектоническими дислокациями.

Тектонические покровы (шарьяжи) также относят к несогласному залеганию. Они будут рассмотрены в главе о разрывных нарушениях.

Поверхность несогласия представляет собой палеорельеф, который обычно сглажен денудацией. При накоплении осадков на неровном рельефе наблюдаются явления облекания (рис.31) и прилегания (рис. 32). Мощность облекающих пластов увеличивается над впадинами и уменьшается над возвышенностями. Крупные окатанные обломки, залегающие на поверхности несогласия, слагают базальный конгломерат – основание трансгрессивной серии (рис.31).

Рис. 31. Облекание поверхности несогласия вышележащими породами (Белоусов,1986).

аб – поверхность несогласия

Ингрессивное наступление моря, за которое принимают проникновение морских вод в понижения рельефа прибрежной суши, обусловливает прилегание слоев. При этом слои нижнего структурного этажа, как бы находят свое продолжение в верхнем этаже.

Рис. 32. Прилегание (схема) слоев осадочных пород, по А.А. Богданову (Белоусов,1986).

a — параллельное; б — несогласное

Наступление моря на сушу (трансгрессия) и его отступление (регрессия) формируют серии осадков с закономерным уменьшением величины обломков вверх по разрезу – трансгрессивная серия, и вниз – регрессивная серия (рис. 33). Трансгрессивное перекрытие (рис.33,А) выражается в увеличении возраста пород вниз по разрезу (вертикальное направление) и залеганием пластов параллельно склону. Таким образом, возраст осадочных горных пород в пределах одного петрографического пласта, например, песков, увеличивается в направлении его падения. Другими словами, поверхности напластования (сd) и поверхности равного возраста пород (ab) не параллельны.

Рис. 33. Трансгрессивные и регрессивные несогласные перекрытия (Лахи, 1966).

А —морская трансгрессивная серия, ab —линия, соединяющая синхронные (одновозрастные) осадки;

cd — линия напластования, отделяющая разные типы осадков. Б — трансгрессивная серия предгорного типа. В — морская регрессивная серия: аb — линия напластования; cb —линия, соединяющая синхронные осадки. Г —озерная регрессивная серия; илы на дне озера (черные на фигуре) постепенно перекрываются грубыми осадками; трансгрессивное перекрытие показано слева от а.

Рис.34. Геологическая карта. Масштаб 1:10000 (Шершуков,1988).

1 – нижний отдел меловой системы, валанжинский ярус, кварцевые пески; 2 – нижний отдел меловой системы, берриаский ярус, конгломераты; 3 – верхний отдел юрской системы, оксфордский ярус, глины песчанистые; 4 – верхний отдел юрской системы, келловейский ярус, глины слюдистые; 5 – средний отдел каменноугольной системы, известняки.

Горизонтальное залегание пород определяют на геологических картах по субпараллельности границ выдержанных по мощности пластов и изогипс рельефа (рис. 34, сравните с рис. 30).

Дата добавления: 2015-07-08