16.5: Хрест стратифікації не виробляється скелелазіння форми ліжка

Після всього об'ємного матеріалу вище про те, як боротися з перехресним розшаруванням, виробленим поїздами повторюваних форм ліжка, які піднімаються під деяким кутом внаслідок чистого аградації ліжка, я думаю, що тут важливо вказати, що не всі поперечні стратифікації виробляються ліжковими формами, що піднімаються на деяких angle— хоча я думаю, що справедливо сказати, що більша частина перехресної стратифікації, яку ви бачите, дійсно формується таким чином.

Один очевидний випадок є досить очевидним, і він був порушений в попередній частині цієї глави:

шлейф поток-поперечних форм шару виробляється нейтральним потоком (під «нейтральним» Я маю на увазі, що немає ні чистої аградації, ні чистої деградації) над пухким осадовим шаром, тоді потік зупиняється, а пізніше шлейф ліжкових форм мантірується або драпірується осадом, нанесеним таким чином, щоб не турбувати, що підстилає шлейф ліжкових форм (шляхом випадання без тяги, здебільшого).

Я міг би назвати такий вид, неофіційно, перехресне розшарування з одним ліжком у формі поїзда.

Я вже показав один приклад поперечного розшарування одномісної форми поїзда на малюнку 16.4.9, де утворюються двовимірні коливальні брижі і повільно зміщуються без чистого додавання осаду до шару. Більш поширені поодинокі шлейфи однонаправлено-потокової брижі. Перехресна стратифікація такого роду особливо поширена при відкладеннях дистальних струмів мутності. Ситуація така: майже виснажений каламутний струм змітає точкою, осідаючи дрібний пісок, і цвілі, що пісок в шлейф брижі. Хоча шар погіршується, поки брижі рухаються, загальної товщини піску, доданого до шару, недостатньо, щоб утворити шар товщиною більше однієї пульсації (рис.\(\PageIndex{1}\) А). Насправді, у багатьох таких випадках брижі в кінцевому підсумку голодують, в тому сенсі, що важко ерозірується субстрат оголюється в жолобах пульсації (рис.\(\PageIndex{1}\) B). Звичайно, у міру збільшення загальної товщини осаду, що додається до шару, ступінь перекриття брижів (внаслідок чого брижі починають підніматися на спини інших) збільшується (рис.\(\PageIndex{1}\) С), і в кінцевому підсумку картина така, як описано в попередньому розділі про класичну перехресну стратифікацію альпіністсько-пульсації.

Малюнок\(\PageIndex{1}\): Однорядний поперечний розшарування поїзда. А) Повний одномісний поїзд. Б) Потяг голодом. В) Брижі починають перекриватися.

Зазвичай матеріал, представлений до цих пір у цьому розділі, має відношення до дрібномасштабних конфігурацій пластів - брижі різного роду - але іноді утворюються поодинокі поїзди набагато більших дюн, а потім перетворені в різні або, принаймні, по-різному структуровані, осад. Коли дюни мають великі відстані та малі співвідношення висоти та відстані, є додаткове ускладнення, що ви можете на оголенні побачити сегмент дюни, який дуже короткий щодо інтервалу дюни, а поперечне розшарування виглядає як планарно-табличний набір з рівномірною товщиною (рис.\(\PageIndex{2}\)). Я не знаю ніякого способу знати, просто дивлячись на оголення, як Фігура\(\PageIndex{2}\), який початковий інтервал дюн був - або навіть якщо я дійсно маю справу з поїздом дюн в першу чергу!

Малюнок\(\PageIndex{2}\): Планарно-табличний хрестовий набір, який представляє невелику частину однієї великої дюноподібної форми ліжка.

У такій ситуації, як показано на малюнку\(\PageIndex{2}\), існує також проблема того, чи збережена повна висота дюни. Ви можете знайти риси на верхній поверхні хрестового набору, що свідчить про те, що вона була відкритою верхньою поверхнею дюни, як накладені менші форми ліжка. Хоча це не є надійним, це настійно припускає, що дюна не була розмита або збрита пізнішою сильною течією після того, як його власний струм водіння припинився.

Нарешті, перехресне розшарування може бути утворено проградацією похилої поверхні ізольованого елемента позитивного рельєфу, як флювіальний піщаний брусок або підводний мілин або дельта-тіло. Масштаби таких особливостей можуть коливатися до дуже великих. Вирішити між цією ситуацією та описаною вище (невелика частина одного поїзда дюн) було б неможливим без ступеня бічного контролю, який зазвичай не доступний в оголенні.

Розділ 16 Список читання

Олександр, Дж., міст, J.S., Cheel, R.J., і Leclair, S.F., 2001, Bedforms та пов'язані з ними осадові структури, утворені під надкритичними водними потоками над погіршенням піщаних пластів: Седиментологія, т. 48, стор. 133-152.

Аллен, J.R.L., 1963, Класифікація перехресних стратифікованих одиниць з примітками про їх походження: Седиментологія, v. 2, p. 93-114.

Аллен, П.А., 1985, Hummocky перехресна стратифікація не виробляється чисто під прогресивними хвилями: Природа, v. 313, p. 562-564.

Arnott, R.W.C., and Hand, B.M., 1989, Bedforms, первинні структури та зернова тканина при наявності зважених опадів опадів: Журнал осадової перології, v. 59, стор. 1062-1069.

Міст, J.S., 1997, Товщина множин поперечних пластів і плоских пластів як функція формувальної геометрії та міграції ліжко-хвильової та швидкості аградації: Геологія, т. 25, с. 971-974.

Cheel, R.J., 1990, Горизонтальне ламінування та послідовність фаз шару та стратифікації в умовах верхнього потоку: Седиментологія, т. 37, с. 517- 529.

Дотт, Р.Х., молодший, і Буржуа, J., 1982, Hummocky стратифікація: Значення його змінних послідовностей постільних речей. Геологічне товариство Америки, Бюлетень, v. 93, с. 663-680.

Герцог В.Л., Арнотт, R.W.C., і Cheel, R.J., 1991, шельфові пісковики та горбиста перехресна стратифікація: нові уявлення про бурхливу дискусію: Геологія, т. 19, стор. 625-628.

Дюма, С., Арнотт, R.W.C., і Southard, J.B., 2005, Експерименти з осциляторно-потокових і комбінованих форм пласта потоку: наслідки для інтерпретації частин дрібно-морського осадового запису: Журнал осадових досліджень, v. 75, p. 501-513.

Рука, Б.М., 1969, Антидюни як трохоїдальні хвилі: Журнал осадової петрології, т. 39, с. 1302-1309.

Рука, Б.М., 1974, Надкритичний потік в течіях мутності: Журнал осадової петрології, т. 44, с. 637-648.

Рука, Б.М., Вессель, Дж.М., і Хейс, М.О., 1969, Антидюни в конгломераті гори Тобі (Тріасовий), Массачусетс: Журнал осадової петрології, v, 39, стор. 1310-1316.

Хармс, J.C., Southard, J.B., і Уокер, Р.Г., 1982, Структури та послідовності в уламкових порід: Товариство економічних палеонтологів і мінералогів, короткий курс 9, по-різному нумерацію сторінок.

Хілл, P.R., Meulé, S., and Longuépée, H., 2003, Комбіновані потокові процеси та осадові структури на березі дельти Гранд-Рів'єр-де-ла-Бален, домінує хвиля: Журнал осадових досліджень, v. 73, p. 217-226.

Хантер, Р.Е., 1977а, Основні види стратифікації в малих еолових дюн: Седиментологія, т. 24, с. 361-387.

Хантер, Р.Е., 1977b, Термінологія перехресних шаруватих осадових шарів та альпіністсько-пульсаційних структур: Журнал осадової петрології, т. 47, с. 697-706.

Джоплінг, А.В., і Річардсон, Є.В., 1966, Backset постільні приналежності розроблені в стрільбі потоку в лабораторних експериментах: Журнал осадової петрології, v. 36, стор. 821-825.

Леклер, С.Ф., 2002, Збереження перехресних пластів внаслідок міграції підводних дюн: експериментальне дослідження: Седиментологія, т. 49, с. 1157-1180.

Лоу, Д.Р., 1988, Швидкість випадання підвісного навантаження як самостійна змінна при аналізі структур струму: Седиментологія, т. 35, с. 765-776.

Massari, F., 1996, Типи розшарування верхнього потоку на крутих гранях, крупнозернистих програмаційних клинів типу Жильберта (плейстоцен, південна Італія): Журнал осадових досліджень, т. 66, с. 364-375.

Nøttvedt, AS., and Kreisa, R.D., 1987, Модель комбінованого походження горбистої перехресної стратифікації: Геологія, v. 15, стор. 357-361.

Паола, К., і Боргман, Л., 1991, Реконструкція випадкової топографії зі збереженої стратифікації: Седиментологія, т. 38. стор. 553-565.

Праве, А.Р., і Дюк, В.Л., 1990, Маломасштабна горбиста перехресна стратифікація: форма антидюни, стратифікація? : Седиментологія, т. 37, с. 531-539.

Рубін, Д.М., Хантер, Р.Є., 1982, Bedform сходження в теорії та природі: Седиментологія, т. 29, с. 121-138.

Schmincke, H.-U., Фішер, Р.В., і води, A.C., 1973, Antidune і жолоби і басейни конструкцій в базових родовищах сплеску області Laacher See, Німеччина: Седиментологія, v. 20, стор. 553-574.

Шоу, Дж., і Kellerhals, R., 1977, Палеогідравлічна інтерпретація антідунних форм із застосуванням до антидюн в гравії: Журнал осадової петрології, v. 47, стор. 257-266.

Шерман, Д.Дж., і Грінвуд, Б., 1989, Hummocky перехресна стратифікація та пост- вихрові брижі: шкали довжини та гідравлічний аналіз: Седиментологія, v. 36, стор. 981-986.

Шкіпер, К., 1971, перехресне розшарування антидюн в послідовності турбідитів, утворення Клоридорма, Гаспе, Квебек: Седиментологія, v. 17, стор. 51-68.

Southard, J.B., і Boguchwal, Л.А., 1990, Конфігурації ліжка в стійких односпрямованих потоках води. Частина 2. Синтез даних: Журнал осадових досліджень, т. 60, с. 658-679.

Storms, J.E.A., van Dam, R.L., and Leclair, S.F., 1999, Збереження перехресних множин внаслідок міграції поточних брижів над агрегаційними та неагрегаційними пластами: порівняння експериментальних даних з теорією: Седиментологія, т. 46. с. 189-200.

Уокер, Р.Г., 1967, Верхній режим пласта формується в каламутах формування люка, Девон штату Нью-Йорк: Журнал осадової петрології, v. 37, стор. 1052- 1058.

Ягішіта, К., 1994, Антидюни та тягово-килимові відкладення в глибоководних каналах пісковиків, крейда, Британська Колумбія, Канада: Журнал осадових досліджень, v. 64, стор. 34-41.