Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

лизуется в кальцит. В редких случаях внутренность оолита превраща-

ется в единый кристалл кальцита, замещающий ооид нацело. В других

случаях ооид превращается в плотный микрокристаллический карбонат

(микрит) и полностью теряет концентрическое строение. Подобные

оолиты легко спутать со сгустками микрозернистого кальцита и облом-

ками микритового извгетняка. Одной из интересных ди а генетических

модификаций оолитоз является разновидность, образованная при ча-

стичном или полном растворении ооида, с образованием пустоты, кото-

рая впоследствии заполняется направленным внутрь нарастанием кри-

сталлического материала. В редких случаях образуются оолиты, сло-

женные двумя «полумесяцами», нижняя часть которой состоит из

плотного микритового вещества, а верхняя представляет собой грубокри-

сталлическую шпатозидную мозаику кальцита [42]. Иные диагеиети-

чеекме преобразования оондов связаны с замещением первоначального

стяжения другим по составу веществом, например кварцем, в карбонат-

ных оолитах. Наиболее характерно проявление доломитизации. Доло-

мит образует ромбические кристаллы, вкрапления различных размеров

в теле оолита. Ромбоэдры доломита пересекают концентрическое строе-

ние оолита и отдельные кристаллы могут выходить за пределы стя-

жения.

Современные оолиты в основном сложены арагонитом, хотя некото-

рые из них переходят в кальцит непосредственно на месте отложения

осадка [72]. Переход, отмеченный выше, может привести к потере

характерного строения и превращению оолита в плотное микриговое

образование или, в других случаях, в грубозернистую кальцитовую мо-

заику. Часто оолитовое строение превращается в радиальную текстуру,

которая характерна для подавляющего большинства древних оолито-

вых известняков (см. рис. 3-45). В скрещенных николях как кальаито-

вке, так и арагонитовые оолиты образуют темный крсст, пссвдоинтсрфс-

ренционную фигуру одноосного кристалла, у арагонитовых оолитов она

объясняется тангенциальной ориентировкой иголочек минерала

а в кальцитовых оолитах — волокнистым строением кальцита.

«Ископаемые» оолиты могут быть кремнистые, доломитовые, гема-

титовые, пиритовые и т. д. Некоторые из них представляют собой за-

мещения карбонатных оолитов, остальные выпали в осадок химическим

путем. Как упоминалось выше, типичным замещающим минералом

является доломит. Кремнезем тоже развивается по карбонатным ооли-

там иногда перед доломитизацией или после нее. Доказательством вто-

ричного происхождения кремнистых оолитоз служат кремнистые псев-

доморфозы по ромбоэдрам доломита (см. рис. 11-7), вторичное нара-

стание кварцевых ядер оолитоз с тонкой каемкой карбонатных вклю-

чений на границе раздела между обломочными зернами и кварцевая

корочка, указывающая на захват карбонатного мгтрикса во время на-

растания (гм. рис. 10-4). Косвенным подтверждением являются [117]

четкое замещение оолитоз регенерационными каемками кварцевых зе-

рен (рис. 3-46) и «гибридные» оолиты, сложенные частично карбонатом

и частично кремнем; граница между ними (рис. 3-47) сечет первичное

концентрическое строение. Диагенетические преобразования некоторых

кремнистых оолитов чрезвычайно сложные.

Не все некарбонатные оолиты образуются в результате замеще-

ния. Хотя процесс образования таких оолитов сейчас в природе не

наблюдается, петрографические данные указывают на первичный \а-

рактер происхождения оолиговых фосфоритов и шамозитовых железных

руд. Они рассматриваются в гл. 11.

113-

Для объяснения происхожгения оолитоз и пизолитов были пред-

ложены различные теоретические концепции. По одним представлениям

в их образовании обязательно прямое или косвенное участие организ-

мов, особенно водорослей [251]. по другим—требуется участие гелей

[34]. Теоретические представления допускают, что пизолиты образуют-

ся в результате замещения обломочного материала, не имеющего оолн-

Рнс. 3-46. Известняк арбакл, округ Картер, штат Оклахома, США. Без анализато-

ра, X 80 .

РегснерированныЛ кристалл кварца с кольцеобразным расположением включений по периферия

обломочного ялра. Кварцевое разрастание замещает кальцит

Рис. 3-47. Кембрийские отложения, Тирон, штат Пенсильвания, США. Николн скре-

щены, Х40.

Частично окрсмненныЛ оолит в доломитовом матрнксе. УсходныЛ карбонатныЛ (вероятно араго-

HIiTcmuЛ) оонд замещается мозаикоП крупнокристаллического кальцита. Обратите внимание на

трещины спайности а кальците, которые пересекают концентрическую оболочку включеынЛ. — ре-

ликты первоначального концентрическою строении. Кремнезем (кремень) внедряется и замещает

К.1ЛЫ1МГОПУЮ мозаику. Метрике породы лоломптнэнроваы. Пример иллюстрирует сложную после-

довательность вторичных замещениЛ

тового строения. Некоторые крупные тела концентрического строения

совершенно явно относятся к «водорослевым ппзолитач» типа ои'сопн-

тов (рис. 3-48), другие, подобные тем, что встречаются в пнзолитовыч

бокситах пли железистых латеритах, могут представлять собой ирод\к-

ты замещения материалов, не имеющих оолитового строения. Однако

большинство карбонатных оолитов, как и множество некарбонатных,

являются результатом непосредственного химического осаждения рас-

творенных материалов вокруг ядра в движущейся водной среде. Тесная

связь оолитов с зернами обломочного кварца (см. рис. 10-31), косо<\лоп-

стый характер многих оолитовых известняков и сортировка эти\ отло-

жений указывают на их накопление в движущейся среде. Иллииг [126].

составивший хорошую сводку по проблеме происхождения карбонатных

оолитов, пришел к выводу, что оолитовые пески па Багамских островах

образуются только в тех участках, где осавдк подвергается воздействию

сильного приливного течения, и оолпты образуются там, где прохлач-

иые воды океана, набегая па мелководье, достаточно прогреваются и

** 1Ш

114-

становятся заметно пересыщенными карбонатом кальция. Ни водорос-

ли, ни другие организмы в образовании оолитов не участвуют, а разно-

видность сверлящих водорослей может способствовать разрушению

оолитов, если они попадают в «мертвую» зону, т. е. обстановку, в кото-

рой нет движущихся вод [126, с. 44]. Наблюдения и выводы Иллиига

получили дальнейшее подтверждение в работах Apyi их авторов [223,

224].

Несмотря на единое миение, что оолиты образуются в результате

осаждения из растворов в подвижной среде на мелководье, известны

исключения и наблюдения, противоречащие общепринятым престав-

лениям. Например, Фримен [91] описал аусткн нарастания как слои,

растущие от центра, которые он на-

звал оолитами. Эти образования не-

сколько неправильной формы, в от-

личие от настоящих сферических

и отполированных оолитов, обиару-

/кивают признаки асимметричного

нграстания и встречены на мелко-

водье в районе лагуны А1адре, штат

Техас, США. В некоторых оолито-

вых известняках ооиды размещают-

ся в микрокристаллическом ма-

триксе, который по своему происхо-

ждению несовместим с высокоэнер-

гетической средой, необходимой для

роста оолитов.

Сферолиты. Термин сферолит

применяется к любому сферическо-

му телу, обладающему радиальным

строением. Некоторые конкрецион-

ные тела представляют собой сфе-

ролиты. Многие оолиты также можно

назвать сферолитами, но, как упо-

миналось выше, вероятно, такое ра-

диальное строение имеет вторичный

характер [72, с. 1380]. В настоящей

работе термин сферолит сохраняется за такими мелкими субсферн-

ческимн телами с радиальным строением, которые образовались in

situ. Оии чем-то похожи на сферолитозые тела, которые образуются

при разложении вулканического стекла и встречаются в опредечепныч

сферолитозых лазах. Например, в известняках образуются сферошты

халцедона (см. рис. 10-3) и кальцита [220, с. 162]. Сферолиты этого

типа, в отличие от оолитов, характеризуются несколько неровной поверч-

ностыо. Более того, если центры роста таких тел располагаются доста-

точно близко, происходит их взаимное прорастание. При широком раз-

витии взаимного прорастания растущие сферолиты превращаются ч тес-

но упакованные ΜΗΟΓΟΙ ранники. Оолиты могут дробиться, а осколки

образуют ядра новых оолитов, что, по-видимому, невозможно при обра-

зовании сферолитоз. Некоторые из так называемых «многогранных пи-

золитоз» могут оказаться синседиментационными сферолнтовымн тела-

ми [285].

Рис. 3-48. Силурийские отложения.

Мальверн, Англия. Без анализатора,

X 20.

Карбонатный пнзолнт. возможно водорослево-

го происхождения. Обратите внимание в/

сложный характер некоторых пнзолнтов.

B основном оии имеют концентрическое

строение

Биогенные структуры

Во многих осадочных породах фауна является составной частью.

Организмы могут быть второстепенным компонентом в породе или,

как например, в иекогорых разновидностях известняков, могут быть

преобладающим элементом. В нашу задачу не входит анализ биологи-

ческих аспектов остатков фауны (морфологии и таксономии) и их стра-

тиграфического значения, мы рассматриваем органические остатки

в качестве составной части породы. Петрограф должен уметь разли-

чать обломки организмов в шлифе и по их составу, сохранности и

характеру залегания делать соответствующие выводы о происхождении

изучаемой породы.

Здесь мы ие рассматриваем крупные постройки органического про-

исхождения. Рифы, например, как тела осадочных пород, рассматри-

ваются в гл. 5; мы исключили также различные механические отпечат-

ки, следы и ходы организмов, нарушения слоистости, вызванные их

жизнедеятельностью, и даже такие формы, как строматолиты, .проис-

хождение которых также связано с жизнедеятельностью организмов.

Все эти биогенные осадочные текстуры описываются в гл. 4. Здесь

мы останавливаемся на характеристике фауны и ее обломков как со-

ставных частях каркаса грубообломочиых отложений. Мы должны

знать происхождение скелетных обломков, т. е. какие организмы оии

представляют—водоросли, фораминиферы, кораллы и т. д.

Интерес к петрологии известняков, наблюдаемый последние двад-

цать лет, стимулировал исследователей к изучению этих вопросов. Не-

смотря на то что Сорби [297] первым описал петрографическую приро-

ду органических остатков, до недавнего времени этой проблеме уделя-

лось мало внимания. Здесь дается общая характеристика вопроса, для

более подробных сведений рекомендуем познакомиться с несколькими

монографиями [197, 121].

Состав и сохранность

Фаунистические остатки являются свидетельством жизни прошлых

эпох. Они могут захороняться в неизмененном виде, как, например, наи-

более устойчивые остатки — кости, зубы и раковины. Большинство ра-

ковин и подобных им образований в первичной форме сложены карбо-

натом кальция, но даже их состав непостоянный, в нем колеблется

содержание магния и других химических элементов (см. табл. 10-5).

Остальные раковины состоят из фосфора, кремнезема или хитина.

Органические остатки изменяются в различной степени. Часть кар-

бонатных раковин выщелачивается, другие перекристаллнзовываются и

утрачивают первоначальное строение, кости и аналогичные остатки мо-

гут обогащаться фтором Материал растительного происхождения, на-

пример целлюлоза, нацело разрушается и в древиих породах превра-

щается в тонкие углистые примазки. Растительные ткани, хитииоподоб-

ные материалы и даже мягкие животные ткани могут тоже сильно

измениться. Такие органические остатки в породе выглядят как угли-

стые пленки остаточная часть оргаии юского вещества, подвижные

компоненты которого улетучились в анаэзобных условиях. Углефициро-

занные растительные остатки встречаются з большом количестве

в аргиллитах, залегающих в разрезах угольных пластов. Многочислен-

ные обломки углефицированиого дерева найдены в глинах и песчани-

ках. В некоторых случаях, например в «минеральном древесном угле»

116

(фюзен) и в «угольных шарах» [302], перегородки клеток ткани угле-

фицирозаны, а сами клетки заполнены минеральным образованием,

обычно кальцитом (см. рис. 11-43). Некоторые из органических остат-

ков исключительной сохранности получили широкую известность.

Граптолиты в ордовикских сланцах и черных глинах сохраняются

в виде тонких угольных пленок.

Органические постройки могут быть полностью замещены, и совре-

менный химический состав фаунистических остатков совершенно не свя-

зан с первоначальным. Такие замещения (окаменелости) по сути дел*

представляют собой скопления мелких минеральных компонентов поро-

ды, которые играют такую же геохимическую роль, как конкреции, жел-

ваки и т. д. Среди материалов, замещающих фауиистические остатки,

встречаются кремнезем, карбонаты и сульфиды железа. При подобных

замещениях характер строения органических остатков может сохра-

няться в деталях.

Во многих случаях не сохраняется ни первоначальный органический

остаток, ни продукт его замещения. Вместо них устанавливаются поло-

сти, называемые отпечатками, оставленные растворившейся рако-

виной. Отпечатки сохраняют форму и внутреннюю скульптуру первона-

чального органического остатка. Если отпечаток заполняется инород-

ным веществом, то получается слепок. На них также видны внешние

черты строения первоначальной раковины (но не ее внутреннее строе-

ние). Заполнение внутренности двустзорок часто называют внутренним

слепком (ядром). В строгом смысле понятий это внутренний отпечаток

раковин.

Фекальны-е комочки, или выделения (глазным образом пеле-

ципод), установлены в современных морских отложениях и в некоторых

осадочных породах, где они литифицирозаны [213. 59]. Комочки пред-

ставляют собой остатки жизнедеятельности илоядных форм и поэтому

сложены алезролитозыми и глинистыми частицами, сцементированными

органическим веществом. Некоторые из них рыхлые н легко разруша-

ются, другие минерализуются и становятся составной частью осадочной

породы. В отдельных случаях значительная часть отложений, от 30 до

50%, состоит из таких комочков. Комочки могут замещаться глаукони-

том или пиритом, а также служат ядрами для скопления фосфатов.

Часто встречаются комочки простой округлой формы и размером до

1 мм. Многие исследователи находили их в древних отложениях, в ос-

новном в известняках, но происхождение комочков не всегда устанав-

ливается однозначно. Реже встречаются сгустки цилиндрической фор-

мы, осложненные продольными и поперечными выступами или теми

и другими вместе. Большинство фекальных комочков лишены внутрен-

нею строения и во многих случаях либо пропускаются исследователем,

либо принимаются за образования неорганического происхождения.

Копролиты более крупные сгустки, происхождение которых,

вероятно, аналогично фекальным комочкам. Бакланд был первым ис-

следователем, который установил фекальное происхождение эти\ орга-

нических остатков и описал их залегание в лсйасозых отложениях

Англии еще в 1835 г. [88]. Подробно литература о копролитах рассмо-

трена в работе Амстуца [5].

Копролиты обычно представляют собой светло- и темно коричневые

до черных, округлые или вытянутые образования длиной от 1 до 15 см,

поверхность которых осложнена кольцеобразными завитками. Продоль-

ные царапины или штриховка наблюдаются редко. Коричневый стекло-

ватый материал многих копролитов представлен фосфатом, оптически

117-

изотропным, с показателем преломления как у коллофана (1,58—1,62).

Брэдли [29 [ показал, что коп рол и ты в свите Бриджер (зоцен) в Вайо-

минге, вероятно, имеют карбонатно-апатнтовый состав (франколит),

Ачстуц описал копролиты, сложенные лимонитом, ио с сидернтовым

ядром, возможно за счет которого образовался лимонит. Очевидно, си-

дерит заместил первичный материал копролитов. Как правило, копроли-

ты относительно редко встречаются в осадочных породах, исключение

составляют неморские третичные отложения, содержащие многочислен-

ные останки млекопитающих.

Петрография органических остатков

Петрограф часто встречает в известняках гранулированные облом-

ки породы, представляющие собой скелетные обломки беспозвоночных.

Очень важно определить эти фрагменты и отнести их к тому классу

организмов, к которому они принадлежат. Поскольку эта проблема

наиболее актуальна для известняков, петро!рафическое описание орга-

нических обломков включено з главу, посвященную карбонатным по-

родам.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

I. Adams, S. F., 1920, A microscopic study of vein quartz: Econ. Geol.. л 15,

pp 623—664.

2 Allen, J. R. L, 1962, Petrology, origin, and deposition of the highest Lower Old

Red Sandstone of Shropshire, England: Jour. Sed. Petrology, v. "32, pp. 657—697

3. Allen, Terince 1968, Particle size measurement. London, Chapman and Hall,

248 pp

4 Allen, V T., 1936, Terminology of mpdiumgrained sidiments· Rtpl. Comm. Sedi-

menlolion 1935—1936, Nat Res. Coun , pp. 18—47 (mimeographed).

5 Amstutz, G C, 1958, Coprolites: a review of the literature and a study of speci-

mens from southern Washington: Jour. Sed. Petrology, v. 28, pp. 498—508.

6. Anderson, G. E., 1926, Experiments on the "rate of wear of sand grains' Jour

Geol., ν 34, pp 144—158.

7. Athy, L F, 1930, Density, porosity, and conpaction of sedimentary rocks Bul

Amer. \ssoc. Petrol. Geol., v. 14, pp. 1—24.

8 Atterberg, A , 1905. Die rationelle Klassifikation der Sande und Kiese: Chem

Zeitschr, v. 29, pp 195—198.

9 Bagnald R. A., 1941, The physics of blown sand and desert dunes· London,

Methuen, 265 pp

10. Baker, H /1., 1920. On the investigation of the mechanical constitulion of loose

arenaceous sedimenls, etc.: Geol. Mat, v. 57, pp. 321—332, 363—370, 411—420, 4b3—470.

II. Barbour, Ε. H , and Torrey. J., Jr, 1890, Notes on the microscopic structure of

oolites, with analyses Amer. Joiir. Sci., ser. 3, ν 40, pp 246—249.

12. Barrelt J., 1925, Marine and terrestrial conglomerates· Bull. Geol. Soc \mer,

v. 36. pp. 2"9—342.

13. Bubhn. E. S, 1950, Interpretation of ore textures. Geol. Soc. Amer Мчи 45,

101 pp

14 Bastin, E S, et al„ 1931, Criteria of age relations of minerals with sp cial re

ference to polislied sections of ores: Econ. Geol., v. 25, pp. 561—Bl0.

15. Bates, Τ. E, 1958, Selected electron micrographs of clays and other fine grained

minerals· Pennsylvania State Univ., Mm. lnd. Exp. Sta. Circ. 51, 61 pp.

16 Balhurst, R. G. C., 1971, Carbonate sedimeits and their diagenesis: Amsterdam·

Elsevier 620 pp.

17 Beat. M. A, and Shepard, F. P., 1956. A use of roundness to determine deposi-

tional environments· Jour Sed. Petrology, v. 26. pp. 49 60.

18. Becker, G F., 1893, Finite homogeneous strain, flow, and rupture of rock Bull

Geol. Soc. Amer. ν 4, pp. 13—90.

19 Berg, G., 1944, Vergleichende Petrographie oolilhischer Eisenerze- \rchiv Lager

slaltenforschung, v. 76, 128 pp.

118-

20. Berthois, L., and Portier, 1., 1957, Reserches exptrlmentales sur Ie faconnement

des grains des sables quartzeux: C. R. Acad. Sci., v. 246, pp. 1162—1164.

21. Blatt. Harvey, and Christie, J. M., 1963, Undulatory extinction in quartz of

igneous and metamorphic rocks and its significance in provenance studies of sedimentary

rocks: Jour Sed. Petrology, v. 33, pp. 559—679.

22. Bloss, F. D., 1957, Anisotropy of fracture in quartz: Amer. Jour. Sci., v. 255,

pp. 214—225.

23. Bokman

1952, Clastic quartz particles as indices of provenance. Jour. Sed

Petrology, v. 22, pp. 17—24.

24. Bond, G., 1954, Surface textures of sand grains from the Victoria Falls area

Jour. Sed. Petrology, v. 24, pp. 191—195.

25. Bonham, L. C., 1957, Structural petrology of the Pico Anticline, Los Angeles

County, California: Jour. Sed. Petrology, v. 32, pp. 251—264.

26. Bonham, L. C., and Spotts, I. H., 1971, Measurement of grain orientation, in

Procedures in sedimentary petrology (Carver, R. E., ed.): New York, Wiley-fnterscicnce,

pp. 285—312.

27. Bonorino, F. G., and Teruggi, M. E., 1952, Lexico sedimentol6gico: Inst. Nac

Invest. Ciencias Nat., publ., no. 6, 164 pp.

28. Bradley, W. C., Fahnestock, R. K., and Rowehamp, E. T., 1972, Coarse sediment

transport by flood flows on Knik River, Alaska: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 83, pp. 1261—1284.

29. Bradley, Ψ. H., 1946, Coprolites from the Bridger Formation of Wyoming: their

composition and microorganisms: Amer. Jour. Sci., v. 244, pp. 215—239.

30. Bretz, L Harlen, 1929, Valley deposits immediately east of the channeled scab-

lands of Washington II: Jour. Geol., v. 37, pp. 505—641.

31. Briggs, L. 1., McCulloch, D. S., and Moser, F., 1962, Tlie hydraulic shape of sand

particles: Jour. Sed. Petrology, v. 32, pp. 645—646.

32. Brown, T. C., 1914. Origin of oolites and the oolitic texture in rocks: Bull. Geol

Soc. Amer. v. 25, pp. 745—780.

33. Bryan, K., 1931, Wind-worn stones or ventifacts — a discussion and bibligraphy

Rept. Comm. Sedimentation, 1929—1930, Nat. Res. Coun., reprint and circular ser., no. 98,

29—50.

34. Bucher, W. H., 1918, On oolites and spherulites: Jour. Geol., v. 26. pp. 593—609

35. Bull, W. B., 1962, Relation of textural (CM) patterns to depositional environ-

ment of alluvialfan deposits: Jour. Sed. Petrology, v. 32, pp. 211—217.

36. Buller, A. T.. and McManus, J , 1972. Simple metric sedimentary statistics used

to recognize different environments: Sedimentology, v. 18, pp. 1—21.

37. Cailleux, A., 1942, Les actions eoliennes periglacial en Europe: Bull. Soc. Geol

France, ser. 5, v. 6, pp. 495—505.

38. Cailleux, Α., 1945, Distinction des galets marins et fluviatiles: Bull. Soc. Geol

rrance, ser. 5, v. 15, pp. 375—404.

39. Carozzi, A., 1957, Contribution a I'etude des proprietes geometrique des ool -

thes— 1'example du Grand Lac Sale, Utah, U. S. A.: Bull. lnts. Nat. Genevois, v. 58,

pp 3—52.

40. Carozzi, A., I96la, Oolithes remainees, brisees et regenerees dans Ie Mississip-

pien des chaines frontales, Alberta central, Canada: Arch, des Sciences, Soc. Phys. H'st

Nat. de Geneve, vol. 14, pp. 281—296.

41. Carozzi, A., 1961b, Distorted oolites and pseudoolites: Jour. Sed. Petrology,

v. 31, pp. 262—274.

42. Carozzi, A., 1963, Half-moon oolites: Jour. Sed. Pelrology, v. 33, pp. 633—64o

43. Carver, R. E., ed., 1971, Procedures in sedimentary petrology: New York, Wilev-

Inlerscience

653 pp.

44. Cayeux, L., 1935, Les roches sedimentaires de France — roches carbonatees

Paris, Masson, 447 pp.

45. Chenowith, P. A., 1952, Statistical methods applied to Trentonian stratigraphv

in New York: Bull. Geol. Soc. Amer. v. 63, pp. 521—560.

46. Choquelte, P. W., 1955, A oetrographic study of the «Slate College» siliceous

oolite: Jour. Geol., v. 63, pp. 337—347.

47. Clifton, H. E., 1965, Tectonic polish of pebbles: Jour. Sed. Petrology, v. 35,

pp. 867—673.

48. Cloos, E., 1947, Oolite deformation in the South Mountain fold, Maryland: Bull

•Geol. Soc. Amer., v. 68, pp. 843—918.

49. Colton, G. W., and DeWitt, W., Ir.. 1959, Current oriented structures in some

Upper Devonian rocks in western New York (abslract): Bull. Geol. Soc. Amer., ν 70.

pp. 1759—1760.

50. Conkling, H., Eckis, R.. and Gross, P. L. K., 1934, Groundwater storage capacity

of valley fill: California Div. Water Resources, Bull. 45, 279 pp.

119-

Si. Crook, к. A. W, 1968, Weathering and roundness of quartz sand grains Sedl-

meni

°52^ Crowe!/', Ϋ.'R

Hope.'R A.. Kahle. J E., Ovenshine, A. T., and Sams, R. H 1968,

Deepwater sedimentary structures Pliocene Pico Formation, Santa Paula Creek, Ventura

Basin, California. California Div. Mines Geol., Spea Rept. 89, 40 pp.

53 Curray, J. R, 1959, Dimensional grain orentalion studies of Recent coastal

sands Bull Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 40, pp. 244C 2456.

54. Curray, J. R., 1960, Tracing sediment masses by grain size modes. Repts 2lsl

Int. Geol. Congr. Nordcn, pp. 119—130.

55. Curtis, B. F., 1971, Measurement of porosity and permeability, In Procedure In

sedimentary petroiogy (Carver, R. H.. ed.): New York, Wiley-interscience, pp. 335—364

56. Dake. C. L., 1921, The probiem of the St. Peter SandsLone. Bull. Umv Mssourl

Sell. Mines Metall.. Tech. Ser., v. 6, 158 pp.

57. Dal Cin, R., 1967, Le Ghiaie del Piave: Mem. Mus. Tridentino Sci Nat, Ann.

Rcpt. 29—30, 1966—1967, v. 16, no. 3, pp. 1—177.

58. Datla Valle, J. Af., 1943. Micromeritics, the technology of (me ряг lidos 2nd «

New York, Pitman, 555 pp.

59. Dapples, E. C., 1942, The effect of macro-organisms upon near shore sedim nts

Jour. Sed. Petrology, v. 12, pp. N8—126.

60. Dapples, E. C., Krumbein, W. C., and Sloss, L. L., 1953, Petrographic and I Iho-

Iogic attributes of sandstones: Jour. Geol. v. 61, pp. 291—317.

61. Dapples, E. C., and Rominger, J. F., 1945, Orientation analysis of fine-gra ned

clastic sediments—a report оГ progress: Jour. Geol., v. 53, pp 246—261.

62. Daubree A., 1879, Etudes synthetiques de geologies experimentale: Paris, Dunod,

828 pp.

63. Deiord, R. K, and Waldschmidt, W. A., 1946, Oolite and oolith: Bull. Amer.

Assoc. Petrol. Geol., v. 30, pp. 1587—1588.

64. Deuerin, L., 1945, Etude petrographique de minerals de fer oolithique du Dogger

des Alpes suisses: Beitr. Geol. Schweiz, JJeFerung 13, v. 2, 115 pp.

65. Dickinson, W. R., 1970, Interpreting detrital modes of graywacke and arkose:

Jour. Sed. Petrology, v. 40, pp. 695—707.

66. Dobkins, J. E., Jr., and Folk, R. L., 1970, Shape development on Tahiti Jui: Jour.

Sed. Petrology, v. 40, pp. H67—1203.

67. Doeglas, D. ]., 1946, Interpretation of results of mechanical analyses: Jour. Sed.

Petrology, v. 16, pp. 19—40.

68. Doeglas, D. I., 1962, The structure of sediTientary deposits of braided r \ers:

Sediiiientology, V. I, pp. 167—190.

69. Doeglas, D. J., 1968, Grain-size indices, classification and environment Jour.

Sed. Petroiogy. v. 10, pp. 83—100.

70. Dumitriu, Af., and Dumitriu, C., 1961, Analize de orienlare lexturala si d recti!

de transport ale sedimentelor (French summ.): Acad. Republ. Pop. Romine, Inst, Geol.

Geogr., Stud. Cercetari Geol., v. 6, pp. 709—717.

71. Dunham, R 1., 1962, Classification of carbonate rocks according to deposit onal

texture, in Classification of carbonate rocks (Ham, W E., ed.): Tulsa, Okla., Amer. Assoc.

Pelrol. Geol. Mem. I, pp. 108—121.

72. Eardley, A. J., 1938, Sediments of Great Salt Lake, Utah. Bull Amer. As^oc.

Petroi Geol., v. 22, pp. 1359—1387.

73. Edwards, A. B., 1947, Textures of the ore minerals and their significance 4ustra

Iian Inst. Min. Metall., Melbourne, 185 pp.

74. Einstein, Η. A.. Anderson, A. G., and Johnson J. IV.. 1940. A distinction between

bed load and suspended load in natural streams: Trans. Amer. Geophys. Union, 2Ы Ann.

Mtg., pt. Il

pp. 628—633.

75. Emery, J. R., and Griffiths, J. C., 1954, Reconnaissance investigation into rela-

tionships between behavior and petrographic properties of some Mississippian sed ini.nts.

Pennsylvania State Univ., Min. lnd. Expt. Sta. Bull. 62. pp. 67—80.

76. uo/i Engelhardt, W., I960, Der Porenraum der Sedimente- New York, Sprnger

207 pp

77. uon Engelhardt, W., and Pitter, //., |95l, Uber die Zusammenhaiige 7

Kchen

Porositat, Permeabilital, nnd Korngrosse bei Sand und Sandsteinen: lleidelberger Beitr.

Min. Pet., v. 2, pp. 477—49 i.

7β Femald, F. A , 1929, Roundstone, a new gcologic term: Science, v. 70, ρ 240

79. Fitzpalrick, К. T., and Summerson, C. H., 1971, Some observations on cleclron

micrographs of quartz sand grains: Ohio Jour. Sci., v. 71, pp. 106 119.

80. Flemming, N. C., 1965, Form and function of sedimentary particles· Jour Std

Petroiogy, v. 35, pp. 381—391.

1 v

120-

81. Flint, R. F., Sanders, 1., and Rodgers, !., 1960a, Symmiclile

a name for поп

sorted terrigenous sedimentary rocks that contain a Aride range of particle sizes. Bull.

Geol. Soc. Amer., v. 71, pp. 507—510.

82. Flint. R. F, 1960b, Diamictile, a substitute term for symmictite. Bull. Geol. Soc,

Amer., v. 71, p. 1809.

83. Flugel, E., and Kirchmayer, Af., 1962, Zur Terminologie der Ooide

Onkoide und

Pseudooide: Neues Jahrb. Geol. Palaont. Mh., v. 3, pp. 113 12Э.

84. Folk, R. L., 1954, The distinction between grain size and mineral composition In

sedimentary rock nomenclature: Jour. Geol., v. 62, pp. 344 359

85. Folk, R. L., 1955, Student operator error in determination of roundness, spheri

city, and grain size: Jour. Sed. Petrology, v. 25, pp. 297—301.

86. Folk, R. L., 1960, Petrography and origin of the Tuscarora

Rose Hill, and Ree-

fer formations, Lower and Middle Silurian of eastern West Virginia: Jour. Sed. Petro-

logy, v. 30. pp. 1—58.

87. Folk, R. L., 1956a, Some aspects of recrystallization in ancient limestones, in

Dolomitization and limestone diagenesis: a symposium (Pray, L. C., and Murray, R. C,

eds.): Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Publ. 13, pp. 14—48.

88. Folk, R. L., 1965b, On the earliest recognition of coprolites: Jour. Sed Petrology,

v. 35, pp. 272—273.

89. Folk, R. L., 1966, A review of grain size parameters: Sedimentology, v. 6,

pp 73—93.

90. Fraser, H. !., 1935, Experimental study of the porosity and permeability of clas-

tic sediments: Jour. Geol., v. 43, pp. 910—1010.

91. Freeman. T., 1962, Quiet water oolites from Laguna Madre, Texas: Jour. Sed

Petrology, v. 32, pp. 475—483.

92. Friedman, G. Af., 1961, Distribution between dune, beach, and river sands from

their lextural characteristics: Jour. Sed. Petrology, v. 31, pp. 514—529.

93. Friedman, G. Af., 1962, On sorling, sorting coefficients, and the log-normality

of the grain-size dislribution of clastic sandstones: Jour. Geol., v. 70, pp. 737—753.

94. Friedman, G. Af., 1965, Terminology of crystaliization textures and fabrics in

sedimentary rocks: Jour. Sed. Petrology, v. 35, pp. 643—655.

95. Friedman, G. Af., 1967, Dynamic processes and statistical parameters compared

for size frequency distribution of beach and river sands: Jour. Sed. Petrology, v. 37,

pp. 327—354.

96. Fuchtbauer, H., 1967, Influence of different types of diagenesis on sandstone

porosity: Proc. 7th, World Petrol. Congr., Mexico, v. 2, pp. 353—369.

97. Fuchtbauer, H., and Reineck, H.-E., 1963, Porositat und Verdicht-jng rezenter,

mariner Sedimente: Sedimentology, v. 2, pp. 294—306.

98. Gaither, A., 1953, A study of porosity and grain relationships in experimental

sands: Jour. Sed. Petrology, v. 23, pp. 180—195.

99. Gees, R. A., 1965, Moment measures in relation to the depositional environments

of sands: Eclogae Geol. Helvetiae, v. 56, pp. 209—213.

100. Grabau, Α. IV., 1904, On the classification of sedimentary rocks: Amer Geol.,

v. 33, pp. 228—247.

101. Grabau, A. W., 1960, Principles of stratigraphy, reprint ed.: New York, Do\er,

1185 pp.

102. Graton, L. C., and Fraser, H. /., 1935, Systematic packing op spheres —with

particular relation to porosity and permeability: Jour. Geol., ν 43, pp. 785—909.

103. Gregory, H. E., 1915, The formation and distribution of fluviatile and marine

gravels: Amer. Jour. Sci., ser. 4, v. 39, pp. 487—508.

104. Griffiths, J. C., 1949, Directional permeability and dimensional orientation in

B-adford sand- Bull. Pennsylvania State Coll., Min. Ind. Expt Sta., v. 54, pp 138—163

105. Griffiths, J. C., and Rosenfeld, Af. A., 1950, Progress in measuring gram orien-

tation in Bradford Sand: Bull. Pennsylvania State Coll., Min. Ind Expt Sta., v. 56.

pp 202—236.

106. Griffiths, J. C., 1953, A furlher test of dimensional orientation of quartz grains

in Bradford Sand: Amer.' Jour. Sci., v. 251, pp. 192—214.

107. Grogan, R., 1945, Shape variation of some Lake Superior beach pebbles: Jour

Sed. Petrology, v. 15, pp. 3—10.

108. Grout, F. F., 1932, Petrography and petrology: New York, McGraw-Hill. 522 pp

109. Grout, F. F., 1946. Microscopic characters of vein carbonates: Econ, Geol,

v. 41, pp. 475—502.

IlO Halbach, I. W., 1962, On the morphology of the Dwyka Series in the vicinity

of Loeriesfontein

Cape Province: Ann. Univ. SteIl., v. 37, ser. A, no. 2, 162 pp

III. Hares, C. /., 1917, Gastrolilhs in the Cloverly Formation: Jour. Washington

Acad. Sci., v. 7,'p. 429.'

121-

112 Harris, S. Α., 1958a. Differentiation of va'ious Egyptian aeolian mfcrocnviroB

ments by mechanical composition Jour. Sed Petrology, v. 28, pp M 17*

lli. Hams, S A., 1958b, Probability curves end the recognition of adjustment to

depositional environment. Jour. Sed Petrology, v. 28 pp. 151 163.

114. Harrison, P. IV., 1957, A day-till fabric —its character and origin Jour Geo

65, pp. 2Ja—m^ ^

RaslalL г и and Blacki M i

!938, The petrology of the Bed me

Iary rocks, 3rd ed.: London, Murby, 383 pp.

116. Helmobold, R., 1952, Beitrag zur Petrographle der Tanner Grauwackeiv H

delberger Beitr. Mm. Pet., v. 3, pp. 253—288.

117. Henbest. L. G., 1968, Diagenesis in oolitic limestones of Morrow (Ear у Penn

sylvanian) age in northwestern Arkansas and adjacent Oklahoma U. S Geol. Surv.

Prof. Paper 594-H, 22 pp. . , _ , .

118. Hirsehwald, J., 1912, Handbuch der bauteclinisclien Gesteinsprufung. Berlin,

GerbrOder Borntraeger, pp. 511—512.

119 Hnhlt. R R. 1948, The nature and origin of limestone porosity· Colorado

School Mines Quart., v. 43, no. 4, 51 pp.

120. Holmes, C. D., 1941, Till fabric: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 52, pp. 1299—1354.

121. Horowitz, A. S., and Potter, P. E., 1971, Introductory petrography of fossils:

New York, Springer, 302 pp.

122. Hough, J. L., 1942, Sediments of Cape Cod Bay, Massachusetts: Jour. Sed Pet-

rology, v. 12, pp. 10—30.

123. Howell, J. V., Notes on Ihe pre-Permian Paleozoics of the Wiclvta Mounta ns

area: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 6, pp. 413—425.

124. Humbert, F. L., 1968, Selection and wear of pebbles on gravel beaches Ph. D

dissertation, Groningen, 144 pp.

125. Hunt. C. C., 1954, Deserl varnish: Science, v. 120, pp. 183—184.

126. Illing, L. K., 1954, Bahaman calcareous sands: Bull. Amer, Assoc. Petrol. Geol,

v. 38, pp. 1—95.

127. tngerson, E., 1940, Fabric criteria for distinguishing pseudo-ripple marks from

ripple marks: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 51, pp. 557—570.

128. tngerson, E., and Ramisch, J. L., 1942, Origin oi shapes of quartz sand grains

Amer. Mineral, v. 27, pp. 595—606.

129. Inman, D. L., 1949, Sorting of sediments η the light of fluid mechanics· Jour.

Sed. Petrology, v. 19, pp. 51—70.

130. Inman, D. L., 1952, Measures for describing the size distribution of sediments

Jour. Sed. Petrology, v. 22, pp. 125—145.

131. Irani, R. R., and Callis

C. R., 1963, Particle size: measurement, interpretation,

and application: New York, Wiley, 165 pp.

132. Jamieson. T. F., 1860, On drift and rolled gravel of the north of Scotland

Quart. Jour. Geol. Soc. London, v. 16, pp. 347—371.

133. Jizba, Z. K., 1971, Mathematical analysis of grain orientalion, in Procedures η

sedimentary petrology (Carver, R. E., ed.): New York, Wiley-Interscience, pp. 313—334.

134. Johansson, C. E., 1955a, Structural studies of sedimentary deposits (oriental on

analysis, literature digest, and field investigations) Lund Stud. Geogr., ser. A, Phys.

Geogr., no. 32, 61 pp.

135. Johansson, C. E., 1965b, Orientation of peobles in running water: Geol. Fdrea

Stockholm Forh., v. 87, pp. 3—61.

136. JUdson, S., and Barks, R. E., 1961, Microstriations on polished pebbles \mer

Jour. Sci. v. 259, pp. 371—381.

137. Kahn, J. S., 1956a, The analysis and distribution oF the properties of pack ng

in sand-size sediments. 1. On the measurement of packing in sandstones: Jour. Geol.

v. 64, pp. 385—395.

138. Kahn. J. S„ 1956b, Analysis and distribution of packing properties in

sand-size

sediments. 2. The distribution of the packing measurements and an example of pack ng

analysis: Jour. Geol., v. 64, pp. 578—606.

139. Kahn, Λ S., 1959, Anisotropic sedimentary parameters: Trans. New York Acad

Sci., ser. 2, v. 21, pp. 373—386.

140. Kalkowsky, E., 1908, Oolith und Stromatolith Im norddculschen Baundsand

stein: Zeitschr. Deutsche. Geol. Ges., v. 60, pp. 68—I2S.

141. Karlstrom, Τ. Ν. V., 1952, Improved equipment and lechniques for orientat on

studies of large particles in sediments: Jour. Geol., ν 60, pp. 489—493

142. Kauranne, L. K., 1960, A statistical study of stone orientation In glacial t U

Bull. Comm. Geol. Finlande, no. 188, pp. 87—97.

143. Keller, W. D., 1945, Size distribution oi sand in some dunes, beaches, and sand

stones: Bull. Amer. Assoc, Petrol. Geol., v. 29, pp. 215—221

122-