СТРУКТУРНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ САМОПРОТЕКАЮЩЕГО ЦЕЛОСТНОГО ВКЛАДА И СЕДИМЕНТОЛОГИЧЕСКИЙ ПОДХОД НА МЕХАНИЗМ ПОТОКА

Рис. 2. Изображение отображения рентгенограммы (негатив) и фотографии: а) типичной тонкой обычно градуированной слоисти мусора–потока, и б) типичной грязи потока (ГП) и грязи–матрицы доминируют мусора–поток (ММП) составляющей. Обратите внимание на деформацию илистых кластов в нижней части (ниже 426 см) от ММП. Пузыре–подобные структуры и колонны в изображении В интерпретируются как обезвоживания структур. HS=гемипелагические отложения, SL=спад–составляющая, LBZ=ламинированная базальная зона.

2.2. Доминирование составляющих мусоро–потока потока грязи и матрицы грязи

Доминирование составляющих грязь-потока и грязь-матричного мусора потока рассматриваются вместе в этом разделе, потому что оба они происходят из сплоченных гравитационных потоков с аналогичными реологическими свойствами. Оба месторождения имеет толщину от нескольких дециметров до нескольких метров и состоят из хаотической грязи-матрицы, с малых и больших размещенных грязевых обломков (более 5 % на единицу объема) в грязи-матричных доминировали составляющие мусора потоков (рис. 2b). Аномалии и свернутые пластинки присутствуют в матрице бурового раствора по всей толщине отложений и более выражены в их нижней части. Грязевые обломки в грязи-матричных доминировали составляющие мусора потоков, в целом выглядят малокомплектно. Во многих случаях, грязевые обломки имеют тенденцию становиться все меньше и более переработана (сдвиг-удлиненные) в нижних частях месторождений. Наиболее интересной особенностью этих месторождений является наличие базальной зоны (толщиной от 5 до 20 см), что характеризуется сильными линзообразнми пластинами с признаками "шейки" или будинаж, и сдвига–удлиненные грязевые обломки параллельного ламинирования. Подобные особенности были отмечены на Тортону (1984) и были интерпретированы как зон слоя сдвига слоя, выпускаемые на базе потоков, где самый сильный сдвиг экспонируется (Hampton, 1975). Все вышеперечисленные наблюдения показывают, что переформирование и сдвиг происходили по всей толщине селей и грязи матричных доминировавших селей (приложенное напряжение сдвига превышало предел текучести сыпучего материала из потоков на протяжении всей толщины). Тем не менее, при сдвиге ламинированная базальная зона и интенсификация аномалий и деформаций илистых обломков в нижних частях месторождений показывают, что приложенное напряжение и сдвига скорости сдвига были самыми высокими в основе потоков и снижение постепенно вверх в потоках (Иверсон соавт., 1997). Свернутые расслоения, неисправности, как поверхности, упорные разломы, микротрещины и внахлест ломтики интерпретируются как структуры, разработанные в ходе «замораживания» потоков, тем самым давая понять, что затвердевание потоков было начато на их фронтах и полях, а затем были переданы назад и внутренне в своих основных органов (До и др., 1984 ;. Huang и Гарсиа, 1999; Major и Иверсон, 1999). Водопонижающие структуры являются общими в этих отложениях и в основном происходят в пузырь – как стратеграфия структур.

2.3. Доминирование составляющих мусоро–потока потока грязи и матрицы грязи

Слоистые отложения мусора потока грязи–матрицы похожи на доминирующие составляющие мусора – потока, описанных выше, с той разницей, что они состоят из последовательных обратных градуированных слоев (более 1 м толщиной) характеризуется: ​​1) в верхней зоне матрица–грязь с обильным и крупных грязевых обломков, и 2) в нижней зоне доминирующей матрицы грязи с гораздо меньшим количеством и мелких грязевых обломков. Контакты между зонами, и слоев постепенны и/или неопределенны. Эта информация показывает, что эти месторождения, скорее всего, в результате осаждения последовательных скачков, происходящих в одном акте потока, а не внезапное «замораживания» всего потока, как в типичных грязи-матричных доминирующих селей. Помпаж этих потоков может быть связан с аквапланированием быстро движущихся потоков отложений. Морих заявил, что аквапланирование вызывает фронты селей ускоряет от их тел к точке полностью отсоединения от органов, тем самым увеличивая скорость головы, производя расти, и приводит к образованию дугообразных хребтов и амальгамированных месторождений (Laberg и Vorren, 2000).

2.4. Доминирование составляющих кластов мусоро–потока

Эти отложения характеризуются доминированием грязевых обломков. Их толщина составляет от нескольких дециметров до нескольких метров. Они состоят из трех дискретных зон (рис. 3а и 3б): 1)верхний затвор – зона заблокирована хорошо округленым до закругленныя грязевыми обломками, которые обычно сохраняют свои основные еденицы – осадочные структуры, 2) средняя восстановленная зона хаотической грязи матрици с более деформированными и мелкими грязевыми обломками (обычно они, кажется, обратны этапным и более деформируется), и 3 ) тонкой линзообразной к параллельным ламинированной базальной зоной, с признаками «шейки» и будинаж, и даже может содержать несколько сдвига – удлиненные грязевые обломки. Верхняя зона вилка – является самой широкой, и обычно занимает более половины толщины на хранение мусора потока. Класт–доминирующие составляющие мусора–потока образовались скорее всего в результате осаждения, протекающего в Бтнгаме, состоящиее из верхней зоны пробки, в которых предел текучести не был превышен, и основная зона, где напряжение сдвига превышает предел текучести (Johnson, 1970; Иверсон соавт., 1997). Однако наличие грязевых обломков в верхней зоне показывает, что либо эпизодически, или по крайней мере в течение первых стадий эволюций потока, интенсивный сдвиг был распространен по всей толщине потока, с восходящим снижением скорости сдвига.

2.5. Составляющие спада

Составляющие спада были определены в ядрах осадка в качестве накопленных блоков, отличающийся искаженной, запутанной внутренней структурой, которые отделены друг от друга и весьма склонны к горизонтальным разломам, как поверхностей. Водопонижающие структуры очень распространены в этих отложениях и существовать в виде пузыреподобной тарелки.

2.6. Сдвиги в результате слоистой пластичности и спиралевидные тонкие слои

Эти отложения имеют толщину в диапазоне от нескольких сантиметров до 20 см, и характеризуются структурами, указывающими интенсивный сдвиг (рис. 3в, и 3D). Сдвиг – ламинированные тонкие слои состоят из мелкой линзообразной ламинированной грязи с признаками «шейки» или будинаж, очень деформированные и сдвига – удлиненными грязевыми обломками параллельного ламинирования. Как правило, они встречаются в виде изолированных слоев interbeded в относительно ненарушенных гемипелагическими отложениях, не будучи связаными с крупными наложениями сплоченных месторождений. Их топ и базальные контакты остры и/или эрозионированы. Баллонные тонкие слои состоят из весьма запутанной/искаженной грязи, с siltier (илистой грязи ) баз, которые отображают тонкий илистые пластинки. Их топ и базальные контакты остры и/или эрозионнированы. Как правило, они встречаются в виде последовательных зон ниже толстых (более 1 м толщиной) сплоченных самотечных месторождений. Возможное объяснение сдвига – ламинированнич и запутанных тонких слоев является то, что они могут представлять деформированносьт морского дна отложения, вызванные течением преобладающей тяжести. Тем не менее, в этом случае стоило бы ожидать, что искажение отложений будет уменьшаться с глубиной ; что это не так в этих слоях. Кроме того, резкие основы этих слоев, в сочетании с сильным сдвигом, которым были подвергнуты, показывают, что они входили в состав связующих гравитационных потоков, а не просто деформированных донных отложений.

Кэмпбелл (1989), в связи с численнім моделированием спадов/селей, предложил разработать самосмазывающиеся слои (тонкие базальные слои сильно возбужденных частиц низкой концентрации ), по которым селевые потоки могут баллотироваться на большие расстояния практически без эрозии и искажения базовых данных отложений ( Laberg и Vorren, 2000). Кроме того, Gee и соавт. (1999) объяснил долгосрочную перспективу потока мусора из Сахары на присутствие недренированного сжиженного мутного базального слоя вулканогенно песка, производящего мобилизацию вулканокластических отложений по прохождении из мусора потока Сахары. Интерпретация, которую мы предлагаем для извитых и сдвига – ламинированные тонких слоев является то, что они возникают в результате осадконакопления «замораживания» почти сжиженного, самосмазывающегося, базального слоя (активный слой) высоко возбужденных и срезанных отложений с высоким давлением пор. Непроницаемой характер сплоченных месторождений в самотечных трубопроводах, наблюдаемых в наших ядрах, поддерживает существование таких базальных смазочных/активных слоев, путем поддержания их высокого давления пор (бессточные условия). Поколение этих слоев, скорее всего, связано с: 1.) Вода захватывается на базе потоков, в связи с возможным аквапланированием во главе потоков (Mohrig др., 1998, 1999 ; Малдер и Александр, 2001), 2) сжижение и мобилизация донных отложений с высоким содержание воды (Elverhoi и др., 1997;.. Джи и др., 1999), 3) преимущественные реологические свойства мусора/селей, чтобы компенсировать сильный сдвиг в их основании (Кэмпбелл, 1989 ; Айверсон и LaHusen, 1989; Немец, 1990), или 4)сочетание указанных выше. В любом случае, наличие этих слоев на базах сплоченных гравитационных потоков вызовет значительное снижение нижней сопротивления и даст им возможность путешествовать на дальние расстояния. Их осаждения, скорее всего, вызвано значительным сокращением напряжения сдвига и пор давлениях, так как они остались позади (из–за своих меньших скоростей по сравнению с остальной частью потока), в то время как новый активный/смазочный слой производится (регенерируется) в лобной части сплоченных гравитационных потоков.

Рис. 3. Изображение, показывающее радиографы X–ray и фотографии : a) типичный превалирующий для обломка породы осколочный поток, депонируют (Cdf), который лежит на стриженной грязной матрице превалировал над содержащим debris потока (Mdf), b) низшая часть 3.1 м Cdf, c) последовательными свернутыми тонкими слоями (CTL) под переходным депозитом/осколочного потока резкого падения цен, и d) стричь–расщепленные тонкие слои (Sltl) в относительно безмятежных hemipelagic осадках (HS). Обратите внимание, что хотя hemipelagic осадки разъедаются в основе Sltl, сохранение неповрежденных нор указывает, что они не стриглись/деформировались, принимая связные базнапорные потоки. Upz – зона штепселя верха образования, середина= Mrz предопредиляющих зону, Lbz= расщепил основную зону, депозит SL=резкого падения качеств, образование осколочного потока DF, Ldf= обычно размещается по рангу слоистого образования осколочного потока.

Согласно такой интерпретации, присутствие siltier грязевых баз с илистых пластинок, в извитых тонких слоях, может быть оправдано отмучиванием из более мелких частиц, убегающих пор жидкостей. Последовательные запутанные слои, находящиеся над селями интерпретируются как: 1) внахлестку ломтиками, образующихся в процессе внезапного «замораживания» лобных частей потоков и 2) отложения базисных самих смазочных/активных слоев последовательной верхних сплоченных силы тяжести потоков.

3. Выводы

Пять типов связных месторождений самотечного были признаны в донных отложений этого исследования: 1) тонкий – обычно оцениваются слоистостью мусора потока, 2) грязь потока, 3) грязь –матрица доминируещей мусора-потока, 4) слоистой грязи матрица доминирует мусора-поток и 5) составляющие мусора – доминирует поток класт. Первый тип характеризуется относительно небольшой толщиной (менее 1 м), матрицы грязи с небольшими (менее 0,5 см) и мягкой грязи обломков, и слабым слоем. Грязевые обломки выявляют нормальную градацию и становятся более обильными к основанию каждого слоя. Это показывает, что их отложение в результате нескольких последовательных скачков напряжения/импульсов, разработанных в одном акте потока, а не внезапное «замораживания» всего потока. Основное различие между грязью-потоком и грязь-матричных – доминирование составляющих мусора потоков, являющиеся наличием от небольших до крупных грязевых обломков в последнем (более 5% в объеме). Оба месторождения состоят из хаотического грязи-матрицы (выявление сдвига в течение всего потока), и базального сдвига ламинированной зоны, где была выставлена ​​самая сильная сдвига потока. Свернутые расслоения, неисправностей, как поверхности, надвиги, микротрещины и внахлест ломтики интерпретируются как структуры, происходящие во время «замораживания» потоков, в то время как микротрещины и складки, возможно, также были вызваны корректировкой (сползанию) от составляющих. Многоуровневые грязиматричные доминирующие составляющие мусора потока состоят из последовательных слоев хаотическим грязи –матрицы с обратной градуированных грязевые обломков, и, вероятно, были результатом осаждения Бушующие мусора-потоков. Класт – доминирующие составляющие мусора потока состоят из трех зон: а)верхний затвор – зоны характеризуется большими блокировкой обломков, б) среднего зоны высококвалифицированных деформированных, обратно градуированных обломков, плавающие в грязи–матрицы, и в) ниже сдвига ламинированная зона. Структура последнего типа сплоченных маотечных месторождений показывают, что они представляют отложение типичных потоков Бингам, состоящий из верхнего плагина зоны, в которой предел текучести не превышается и залегает в сдвига зоны, где напряжение сдвига превышает доходность силы осадков.

Сдвиг – ламинированные и запутанные тонкие слои (5–20 см) с острыми базами, отображаются в виде последовательных слоев на базе месторождений потока грязи/мусора, или как изолированные осадочные единицы прослоями в гемипелагических отложениях, столь же интересны, как они загадочны. Они интерпретируются как базальные самосмазывающиеся (активные) слои, высоко возбужденных, срезанных отложений с высокими давлениями пор, над которыми мусора/грязевые потоки были в состоянии путешествовать на очень большие расстояния.

4. Список литературы

Bryant W. R., J. R. Bryant, M. R. Feeley, and G. R. Simmons, 1990. Physiographic and bathymetric characteristics of the continental slope, Northwest Gulf of Mexico. Geo–Marine Letters, 10: 182–199.

Cambell C. S., 1989. Self–lubrication for long runout land–slides. Journal of Geology, 97: 653–665.

Elverhoi A., H. Norem, E. S. Andersen, J. A. Dowdeswell, I. Fossen, H. Halfidason, N. H. Kenyon, J. S. Laberg, E. L. King, H. P. Sejrup, A. Solheim, and T. O. Vorren, 1997. On the origin and flow behavior of submarine slides on deep–sea fans along the Norwegian–Barents Sea continental margin. Geo–Marine Letters, 17: 119–125.

Gee M. J. R., D. G. Masson, A. B. Watts, and P. A. Allen, 1999. The Saharan debris How: an insight into the mechanics of long runout submarine debris Hows. Sedimentology, 46: 317–335.

Hampton M. A., 1975. Competence of fine–grained debris flows. Journal of Sedimentary Petrology, 45: 834¬844.

Huang X., and M. H. Garcia, 1999. Modeling of non–hydroplaning mudflows on continental slopes. Marine Geology, 154: 131–142.

Iverson R. M., 1997. The physics of debris flows. Reviews of Geophysics, 35: 245–296.

Iverson R. M., M. E. Reid, and R. G. LaHusen, 1997. Debris–flow mobilization from landslides. Annu. Rev. Earth Palnet. Sci., 25: 58–138.

Iverson R. M., and R. G. LaHusen, 1989. Dynamic pore–pressure fluctuations in rapidly shearing granular materials. Science, 246: 796–799.

Johnson A. M., 1970. Physical Processes in Geology. Freeman, Cooper & Company, San Francisco, 557 pp.

Laberg J. S., and T. O. Vorren, 2000. Flow behavior of the submarine glacigenic debris flows of the Bear Island Trough Mouth Fan, western Barrents Sea. Sedimentology, 47: 1105–1117.

Lee G. H., 1990. Salt tectonics and seismic stratigraphy of the Keathley canyon area and vicinity, Northwestern Gulf of Mexico. Unpublished Ph.D. Dissertation, Texas A&M University, 182 pp.

Major J. J., 1997. Depositionalprocesses in large–scale debris–flow experiments. Journal of Geology. 105: 345–366.

Masson D. G., Q. J. Hugget, and D. Brunsden, 1993. The surface texture of the Saharan Debris Flow deposit and some speculations on submarine debris flow processes. Sedimentology, 40: 583–598.

Mohrig D., K. X. Whipple, M. Hondzo, C. Ellis and G. Parker, 1998. Hydroplaning of subaqueous debris flows. GSA Bulletin, 110: 387–394.

Mohrig D., A. Elverhoi, and G. Parker, 1999. Experiments on the relative mobility of muddy subaqueous and subaerial debris flows and their capacity to remobilize antecedent deposits. Marine Geology, 154: 117–129.

Mulder T., and J. Alexander, 2001. The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology, 48: 269–299.

Mulder T., and P. Cochonat, 1996. Classification of offshore mass movements. Journal of Sedimentary Research, 66: 43–57.

Nemec W., 1990. Aspects of sediment movement on steep delta slopes, in A. Colella and D. Prior, eds., Coarse–Grained Deltas: Spec. Publs. Int. Ass. Sediment, London, Blackwell Scientific Publications, 10: 29–73.

Papatheodorou G., and G. Ferentinos, 1996. Submarine and coastal sediment failure triggered by the 1995, M=6.1 RAegion earthquake, Gulf of Corinth, Greece. Marine Geology, 137: 287–304.

Prior D. B., and J.M. Coleman, 1984. Submarine slope instability, in D. Brudsen and D.B. Prior, eds., Slope instability, New York, John Wiley & Sons, 419–455.

Sohn, Y. K., 2000. Coarse–grained debris–flow deposits in the Miocene fan deltas, SE Korea: a scaling analysis. Sedimentary Geology, 130: 45–64.

Thorton S. E., 1984. Deep–water fine–grained sediments: facies models, in D. A. V. Stow, and D. J. W. Piper, eds., Fine–Grained Sediments: Deep–Water Processes and Facies, London, Blackwell, Scientific Publications, 377–394.

Tripsanas K. E., W. R. Bryant, D. Berti, N. C. Slowey, K. Elston, and A. Silva, 2001. Sedimentological paleo– reconstruction of the Bryant Canyon area, northwest Gulf of Mexico, in C. Aubeny and J. L. Briaud, eds., Geotechnical, geological, and geophysical properties of deepwater sediments, Proceeding of OTRC 2001 international conference honoring Professor Wayne A. Dunlap, 125–146.