Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

нистых сланцев представляет собой смесь остаточной глины и алеврита

(главным образом кварца), содержание глинозема значительно снижа-

ется по сравнению с остаточным осадком. В мелкозернистых фракциях

любого сланца остаточного материала и соответственно глинозема боль-

ше, чем в сланцах в целом. Каолинитовые глины и, следовательно,

каолинитовые сланцы обычно имеют больше глинозема, чем трехэтаж-

ные разновидности глинистых минералов. Поэтому глинистые сланцы

с высокой концентрацией алюминия или исключительно тонкозерни-

стые, или каолинитовые. Как отмечалось, такие глинистые сланцы

редки.

Глинистый сланец в среднем содержит около 6,47% окислов желе-

за (4,02% Fe

н 2,45% FeO) (см. табл. 8-7); средний аспидный сла-

нец позднего докембрия — 8,9%;

средние палеозойские аспидные

сланцы — 5,9% [И5]. В аспидных

сланцах в отлнчие от глинистых за-

кисное железо превалирует над

окнсным. Нормальные пелитовые

осадки содержат 6—8% окиси же-

леза. Из рис. 8-11 следует, что со-

держание окисн железа больше

12% отмечается редко, поэтому

если содержание окислов железа

превышает 15%, то порода называ-

ется железистым, глинис-

тым или аспидным сланцем.

Подобные породы переходят в

настоящие железняки—породы, со-

держащие около 15% железа (около 20% окислов железа). Высокое

содержание железа в глинистых сланцах или аргиллитах указывает

на присутствие в породе сернистого железа, карбоната железа, желе-

зистого силиката или окиси железа. Изучение данных анализов может

раскрыть природу железосодержащих минералов (см. табл. 8-11,В).

Эти глинистые сланцы очевидно представляют собой смешанные осад-

ки, которые возникают в результате совместного накопления тонкого

глинистого осадка и железосодержащих минералов. Петрология самих

железняков освещается далее (см. с. 510).

Глин.нстый железняк — старый термин для обозначения

плотных подпетых пород, богатых оидеритом (обычно сидерита боль-

ше, чем глинистого вещества). Он встречается в виде тонких пластов

и жедв-акоц q угленосных отложениях США и Великобритании. 111¾-

мозитоведе илн хлоритовые аргиллиты — смеси шамозита

н хлорита н,глины—довольно редкие породы; онн обычно связаны с

сидеритовыми аргиллитами и пластовыми сидеритами некоторых желе-

зорудных районов, таких как Кливленд в Великобритании [162] прап-

ор округа Айрон в штате Мичиган в США [78].

Содержание калия в среднем глинистом сланце почти такое же,

как и в средней изверженной породе. Однако нз-за выветриаания по-

следних образуются обедненные калием остаточные глины. Очевидно

калнй, удаленный выветриванием, каким-то образом восстанавливает-

ся. Средняя глинистая порода, по Кларку [28], содержит 3,24% KiO-

Средине аспидные сланцы позднего докембрия или палеозоя—около 3,6%

O. Как вндно из рис. 8-12, содержание К2О от 2 до 5% является нор-

мальным для большинства сл&нцсв. Только один нз 20 образцов сл&нцд

362-

Среднее 16,9

(IW)

H Среднее

jM·

(

8 12 16 20 24 28

Среднее 8,3

(6.5)

12 16 20

Ркс. 8-11. Распределение глинозема и

окислов железа в 60 палеозойских н до-

кембрийских аспидных сланцах.

Показано среднее содержанка окислов; а скоб-

ках приведено содержание этих окислов

в среднем глинистом сланце по Клерку: а —

содержание AIiOi, %; б —содержание FcO 4-

+ЯеЛ, %

8-1Гв

иГ)

РМУ

ТаКИС СЛЙНЦЫ назы

ваются калиевыми (см.

Мин?есо™

ГНО

Г.

пхо„

СЛ

ЦЙ ЯВЛЯетСЯ сланец

Декора (ордовик) из

;i",m,f nonv

[

uluu

]

К0

™Р

й некогда рассматривался как возможный ис-

точник получения калия. Этот сланец содержит почти 6% K

O, а без

LZ ,

aT0B

,Zr°^

Кг0

- Удержание калия в тонкозернистой

фракции (менее 1/J2 мм) в сланцах Гленвуд того же возраста состав-

ляет почти 11 /о. Калиевые сланцы известны также в Джорджии [148].

Сланцы Картерсвнлл (кембрий) содержат более 8% K

O (см. табл.

8-11,1). в прошлом нх рассматривали как сырье для получения калия.

Среднее 3,6

(3.2)

Среднее I

(I.3J

I 2 3 6 5 6 7

Содержа «in е JI

Рис. 8-12. Распределение окислов калия и натрия в 66 палеозойских π докембрийских

аспидных сланцах.

Показано Среднее содержание окислов, н скобках приведено содержание Эти* Чкалов Ϊ среднем

глинистом сланце по Кларку: а — содержание КгО%; б —содержание NasO

% >

Рис. 8-13. Содержание и соотношение Na^O/K^O в аргиллитах и сланцах. fto [121].

Черные кружки — аспидные сланцы [115]: пустые кружки — докембриЛскпе аспидШНе слаицЫ' и

аргиллиты [115]; А — средний сланец по Клврку 1281; в — средняя норвежская ледниковая глина

[CoIdschmIdt

1954]; B — составной аспидный сланец илн аргиллит Новой Зеландии JReed

1957],

По Грунеру и Тилю [66], калий в глинистых сланцах Миннесоты при-

сутствует в виде ортоклаза, имеющего, согласно предположениям, яути-

генное происхождение. Этими выводами не объясняется выКюкое про-

центное содержание калия. Возможно, это связано с проблбЬюй феЛьд-

шпатизации кембрийских песчаников, рассмотренной Берном, который

объяснял наличие полевого шпата в этих породах реакцией м£жду гли-

нистыми минералами и морской водой. Вайс [179] объяснял'высокое

процентное содержание калия в нескольких сланцевых прослойкам за

счет «фельдшпатизации калиевого бентонита».

Натровыми сланцами называются такие сланцы, в Kofcfpbix

содержание Na

O не только превышает 1,3%, (среднее для глинистого

сланца), но также значительно превышает содержание K

O. Было дав-

но замечено, что глинистые сланцы, аргиллиты и родственные Аороды

обычно содержат малый процент Na

O и большой процент K

O [9].

Эти соотношения хорошо прослеживаются на рнс. 8-13.

На этом рисунке показаны несколько примеров натровых аргилли-

тов и аспидных сланцев с необычно высоким содержанием Na

O (см.

табл. 8-11,Д). Натрий в гуронских аргиллитах, по всей вероятности,

присутствует в виде альбитового полевого шпата. Для истолкования

анрмально высокого содержания натрия в породах были предложены

различные объяснения. Если аргиллиты имеют ледниковое происхож-

дение, как например гуронский, то ледниковый алеврит может быть

361-

натровым, если область питания изобилует натровыми породами; Это

вроде" бы похоже на рассматриваемый случай [121], ио малое содер·»

жаиие изверти в осадках противоречит данной гипотезе, потому что

предполагаемая область питания сложена известняками. Поэтому воз-

можно, что натрий привнесен в процессе альбптизации. Возможно так-

же, что обогащенные натрием сланцы образовались в натриевых озе-

рах. Несколько выше среднего содержание Na

O в пелитовых породах

каролцнского пояса аспидных сланцев объясняли включением значи-

тельного количества невыветрелого риолитово-дацнтового пепла [159].

Геологическое распространение глин и сланцев

Современные осадим

Тонкозерннстые продукты выветривания очень широко распрост-

ранены в наши дни. Они значительно превосходят по объему более

грубые осадки. Основной частью твердого стока крупных рек мира яв-

ляется глинистый ил. Где же накапливается весь этот материал?

Сильно выветрелый остаток может и не переноситься. Это — рего-

литы или кора выветривания, т. е. материалы, которые возникли на

месте механического и химического разрушения подстилающих пород.

Несмотря на широкое распространение реголитовых отложений и ях

экономическое значение, полевые геологи уделяют им мало внимания,

потому что они составляют лишь незначительную часть древних геоло-

гических разрезов. «Ископаемые почвы», хотя оин и встречаются редко

и в небольших количествах, могут представлять большой интерес для

геологав„.являясь показателями несогласий и, возможно, ключом к по-

знанию палеоклимата или даже к изучению состава атмосферы.

Поэтому мы рассматриваем переотложенные нлы и осадки, которые

они образуют. Вообще нлы имеют тенденцию отлагаться в сравнительно

спокойных водах — водах, вне пределов досягаемости волн и подвер-

женных лишь" самым слабым течением. Наиболее обширные отложения

встречаются в океанах, в особенности в районах, прилегающих к конти-

нецта^,-п«а.континентальном подножии. Эти илы залегают на большой

глубрне,. дозволено свыше 1000 м или более, и покрывают абиссальные

разииндо,, Они явно терригениые. Так их определили Мюррей и Ренард

ИЗ экспедиции «Челлеиджер» [114], которые подразделили их на крас-

чюцв^тцые и/ш (100 000 квадратных миль), голубые и серые илы

(14 5Q0 000.квадратных миль) и зеленые илы (1 000 000 квадратных

миль), ,Установлено, что красные илы приурочены к устьям крупных

тропических рек, таких как Амазонка;-голубые и серые илы, занимаю-

щие наиболее обширные площади, представляют собой самые типичные

терригрнные нлы; зеленые илы являются глауконитовыми. Как показа-

ли Гриффии [53] и Бнской [12], характер глинистых минералов этих

отложений отражает особенности глин, переносимых потоками на при-

бегающих участках суши. Полагают, что этн терригенные осадки пере-

носились в глубокие части мори мутьевымн потоками. Геофизические

исследования показали, что объем осадков, представленных главным

образом глинистыми нлами у восточного побережья Северной Америки,

можно сравнить по мощности и распространенности с количеством осад-

ков, заполнявших Аппалачскую палезойскую геосинклиналь [37].

Илы накапливаются также в мелководных морских водах, эстуари-

ях, лагунах н прнливно-отливных равнннах — всюду, где турбулент-

ность миннмальна. Они слагают значительную часть крупных дельт^

таких как дельта реки Миссисипи.

364-

Илы отлагаются в различных континентальных условиях, наибо*

лее часто в поймах крупных рек и, в меньшей степени, в пресных и со-

леных озерах. Вероятно осббый интерес представляют ленточные гли-

ны плейстоценовых прогляциональных озер.

Другие континентальные отложения включают глинистые тнлли или

валунные глины поздней ледниковой эпохи, провеянный алеврит и лёсс,

который возник в поймах рек. Лёссы образуют нанос различной мощ-

ности, покрывающий элементы рельефа подветренной стороны больших

,речных долин, особенно в центре западной части США.

Древние отложения

Где располагались крупные скопления глин в геологическом прош-

лом? В целом глины в стратиграфических разрезах ведут себя по-раз-

иому. Например, они составляют только 5% 821-метровой толщи кем-

броордовикского разреза на северо-востоке штата Миссури, но 17% раз-

реза (790 м) палеозойских пород в горах Биг-Хорн, штат Вайомннг.

С другой стороны, они составляют 61% гораздо более мощных разре-

зов (2736 м) карбона в бассейне Анадарко в Оклахоме [15]. Шваб

[143] сообщает о том, что 43% разреза мощностью 10 330 м в Джек-

соне, Вайоминг, приходится на глинистые сланцы. Кюнен [95] подсчи-

тал, что 56% третичного разреза мощностью 7000 м в голландской

Ост-Индии составляют глины. Из этих примеров видно, что глинистые

сланцы играли важную роль в мощных геосинклинальных толщах, а

не в маломощных отложениях стабильных кратоиов. B геосинклиналях

выше не только процентное содержание глин, но и фактическая мощ-

ность формации глинистых сланцев. Например, мощность глинистых

сланцев Стэнли (карбон) в Арканзасе превышает 1824 м; мощность

сланцев Мартинсберг (ордовик) центральных Аппалачей возможно,

превышает 2736 м [36]. Аспидные сланцы Мичигамм (докембрий) в

округе Айрон, штат Мичиган [79], имеют мощность порядка 1824 м.

Все эти формации представлены флншевымн фациями, правильно оха-

рактеризованными Джонсом [80] как «глинистые фации».

Глинистые сланцы также типичны для большинства молассовых

фаций, хотя этн фацин характеризуются наличием крупнозернистого

песчаного и конгломератового материала. Сланцы Мок-Чанк (мисснси·

пий) в Пенсильвании, например, имеют мощность более 912 м.

Крупные отложения сланцев геологического прошлого, по всей ве-

роятности, накапливались в геосннклннальных поясах, во время накоп-

ления флиша и моласс. Большей частью это обычные сланцы с различ-

ной примесью алевритового материала, а в молассовых фациях — крас-

ноцветные сланцы.

Глинистые сланцы образовывались и в других обстановках. Черные

•сланцы отлагались в «угнетенных» бассейнах с застойным режимом;

в некоторых случаях в самих геосинклиналях до начала отложения

флнша. Глинистые сланцы являются важной составной частью осадков

внутренних бассейнов (озерных или аллювиальных), например, в бас-

сейнах типа Ныоаркского на востоке США. Тем не менее бесспорен

тот факт, что самые крупные скопления глинистых нлов были связаны

с геосинклиналями.

Алевролиты и лёссы

Несмотря на то что алеврит очень распространен в природе, со-

ставляя, например, 60% материала, отложенного в дельте Миссисипи

(см табл 8-1), оказывается, что алевролит менее распространенная Ko-

365-

рода, чем песчаник или глина. Это объясняется тем, что большая часть,

алеврита входит в состав глинистых сланцев. Обычно сланцы содержат

от Vs до

h алеврита, а иногда даже больше. Однако в некоторых геог

логических разрезах алевролиты встречаются достаточно широко в ви-

де тонких пропластков, перемежающихся с более распространенными

глинистыми или аспидными сланцами (рис. 8-14). Алевролиты редко

образ} ют пласты значительной мощности и почти никогда не образу-

Рис. 8-15. Девонский алевролит, штат

Пенсильвания, США. Николн скрещены,

X 33.

Преимущественно угловатый кварц н немного

обломочной слюды в хлоритово-серицитово»

матриксе. Типичный камень — плитняк

Puc 8-14. Ганннстый сланец и алевролит (верхний пенсильваний), округ Камберленд,

штат Кентукки. США.

Диаметр керна S см. Обратите внимание на слоистость, характерную для зон перемежающейся

турбулеятиостп. Прослои алеврита (светлые) образуют плоско-аыпуклые линзы ( истощсин>ю»

рябь), глинистые прослои (темные) более выдержанные. Обратите внимание на мелкую косую

слоистость а алеврите

ют «формацию». Алеврит определяют как материал диаметром от 1 16

до 1/256 мм (также 0,05—0,005 мм и 0,1—0,01 мм). Алевролит пред-

ставляет собой затвердевший алеврит. Породы, которые полевые геоло-

ги называют алевролитами, состоят на

илн более из частиц

алевритовой размерности, обычно диаметром более 0,01 мм. Эти породы

раскалываются на пластины, т. е. оин образуют твердые, прочные слои

(обычно тонкие), которые при выветривании в обнаженнях образуют

выступающие элементы. Они могут иметь мелкую косую слоистость,

различные первичные текстуры течения, главным образом отпечатки

желобков и штриховки, ребристо-бороздчатые текстуры н первичные

366-

ЗНаКН Л

'" „„

ТеЧеНИЯ

Буд

ци

водонасыщеииыми, алевриты стаио-

П0ЭТ0Му алев

Ролиты могут проявлять признаки внут-

рислоевой текучести, например конволютная слоистость. С другой сто-

роны, ассоциирующие глины являются вязкими и не текут. Частицы

алевролита, как и зерна песка, чаще угловатые, чем окатанные. Алев-

ролиты сцементированы минеральным цементом, а иногда просто соеди-

нены в процессе перекристаллизации глинистыми компонентами осадка.

По составу алевриты н алевролиты занимают промежуточное по-

ложение между песчаниками и глинами. Они содержат больше кремне-

зема, но меньше окнсн алюминия, калня н воды по сравнению с гли-

ной, но не настолько богаты кремнеземом, как более зрелые пески (см.

табл. 8-4 и 8-12). Алевролиты очень редко (если вообще это возможно)

состоят из чистого кварцевого алеврита (по-видимому, гаиистер

является такой породой). Большинство алевролитов содержат в боль-

шом количестве слюду или слюдистые глинистые минералы и хлорит.

Могут присутствовать полевые шпаты, ио обломкн пород практически

отсутствуют.

Алевролитовые плитчатые слои девона (особенно так называемая

серия Портидж) в штате Нью-Йорк принадлежат к числу наиболее из-

вестных примеров таких пород (рис. 8-15).

Лёссы

Особый тнп алевритов составляют лёссы. Лёсс представляет собой

неуплотненный пористый алеврит обычно темно-желтого цвета (места-

ми серый, желтый, коричневый или красный), характеризуется отсут-

ствием слоистости н замечательной способностью образовывать обры-

иы. В нем обычно проявляется крупная столбчатая текстура. Лёссы,

как правило, богаты известью и вскипают в слабой кислоте.

Лёсс фактически является алевритом. Анализы лёссов из долины

верхнего течения реки Миссисипи, проделанные Адденом, показали, что

модальный класс составляют частицы диаметром 1/16—1/32 мм (0,06—

0,03 мм); на него приходится 60% частиц всех размеров [170, 171]. Ма-

териал хорошо отсортирован, песка и глины очень мало. Сообщают,

что китайский лёсс имеет средний размер зерна около 0,01 мм [8],

толландский лёсс состоит главным образом из материала размером

0,01—0,05 мм [34], западноевропейский и канзасский лёсс характери-

зуется преимущественно размерами 1/16—1/32 мм [162].

У лёссов Маскатин, в Айове, главным компонентом служит кварц

[3]. Другими компонентами являются ортоклаз, плагиоклаз, роговая

обманка, иногда бнотит н небольшая прнмесь карбоната и глины, ок-

рашенных окисью железа. Лёссы из Сент-Чарльз, штат Мнссурн, со-

держат кварц и полевые шпаты (содержание кварца и полевых шпатов

72:28 или 57:43), а также глинистый минерал (бейделлит). Тяжелые

минералы составляют 0,05—0,20% породы и представлены главным об-

разом зелеными и коричневыми роговыми обманками, гранатами, тур-

малином, цирконом и эпидотом. Лёссы нижнего течения р. Миссисипи

имеют аналогичный состав, тяжелые минералы включают амфибол,

циркон, гранат, эпидот н непрозрачные компоненты [34]. Существенное

сходство тяжелых минералов, содержащихся в лёссах долины Миссиси-

пи и в голландских лёссах с набором тяжелых минералов ледниковых

отложений, было отмечено Дугласом [34, 35]. Однако Свинефорд и

Фрей [160] показали, что несмотря на большое сходство лессы из раз-

367-

личных мест сильно отличаются по минеральному составу. Они объяс-

няют эти различия разным составом исходных пород.

В табл. 8-12 представлен химический состав нескольких лёссов.

Как свидетельствуют данные, лёсс представляет собой окисленный,

незрелый алеврит. Большинство лёссов богаты известью, хотя н суще·,

ствуют исключения. Подсчитанное содержание карбоната кальция в

17 образцах лёссов из Западной Европы н Канзаса колебалось от 0,77

до 40,69% [160].

Таблица 8-12

Химический состав алеврита, алевролита и лёсса

64,61

0,40

10,64

2,61

0,51

0,05

3,69

5,41

1,35

2,06

2,05

0,06

6,31

0,11

0,13

0,07

60,69

0,52

7.95

2,61

0,67

0,12

4,56

8.96

1.17

1,08

1.14

0,13

9,63

0,12

0,19

0,08

74,46

0,14

12,26

3,25

0,12

0,02

1,12

1.69

1,43

1,83

2.70

0,09

0,49

0,06

0,12

0,05

59,30

0,60

11,45

2,32

1,55

2,29

9,78

1,80

2,17

0,96

0,20

7,41

59,20

1,20

16,14

4,36

3,24

0,09

3,14

2,52

3,82

1,97

Г 1,16

L 1.15

0,17

1,94

100,06

99,62 I 99,83

99,83

100,10

• Сульфидная сера.

А—лёссы. вблизи Галена, штат Иллинойс. США. Аналитик Р. Б. Рига [28].

В — лёсс. Внксберг, штат Миссисипи. Аналитик Р. Б. Рига 1-31.

В — лёсс, Kansac-Снтн. штат Миссури. Аналитик Р. Б. Рига [28].

Г —лёсс. Каниу. КитлЯ [8|.

Д—летний алеврит, ленточные отложеиня поаднеледннковой эпохи, Леппакозн. Финляндия.

Анвлнтик Л. Локка [401-

E алевролит, аспидные сланцы Дан-Крик (докембрий), керн ив буровой скввжины, рудник

Хомер, Aftpoti-PHDcp

штат Мичиган. Аналитик К. Уоршо 179].

Лёссы встречаются преимущественно в виде тонких покровных от-

ложений (обычно до 30 м мощностью плейстоценового возраста в цент-

ральной Европе (особенно в Нидерландах, ФРГ и ГДР), в долине Мис-

сисипи, на северо-западе Тихоокеанского побережья США, в некоторых

районах Китая, в Аргентине н Новой Зеландии. B долине верхнего те-

чения р. Миссисипи некоторые лёссовые отложения залегают вместе

с плейстоценовыми ледниковыми слоями. Самые молодые тесно свя-

заны по положению и мощности с крупными водными потоками. Лёсс

постепенно и равномерно уменьшается в мощности в восточном на-

правлении от этих потоков [39, 157, 152]. B геологических доплейсто-

ценовых разрезах литифицированные лёссы достоверно не установ-

лены.

Происхождение лёссов обсуждается на протяжении уже 50 лет.

Преобладает мнение, что лёсс представляет собой эоловый алеврит,

который связан происхождением главным образом с поймами рек.

368-

Однако значительная часть мировых лёссов, по-виднмому, связана с

плейстоценовыми ледниками. Некоторые авторы объясняли происхож-

дение лессов процессами почвообразования и удалением глинистого ма-

териала из почвы [137]. Рекомендуем ознакомиться с трудами по «про-

блемам лесса [163, 34, 35] и, в частности, с обзором дискуссий, сде-

ланным Смолли [155].

Происхождение алеврита

Каково же происхождение кварца, имеющего размеры алеврита,

который составляет основную часть современной пыли [99] н алевро-

литов и является существенной фракцией обычных глинистых сланцев?

Этот вопрос кратко рассматривался в гл. 3. Роджерс Крюгер и Kpor

[132] предполагали, что алеврит произошел путем откалывания ча-

стиц от более крупных зерен кварца. Эту точку зрения поддерживали

когда-то Смоллн и Вита-Финцн [156], по мнению которых процесс про-

текал наиболее эффективно в результате ветровой деятельности в

пустыне. Однако эксперименты Кюнена по воссозданию эолового про-

цесса не дают оснований поддерживать эту гипотезу. Вита-Финцн [174]

и Смолли [155] позже пришли к выводу о том, что большинство алев-

ритов в древних геологических разрезах образовались благодаря лед-

никовой абразии. Ввиду того что дельты крупных рек сложены глав-

ным образом алевритами, очевидно, что ни ветер, ни действие ледни-

ков не являются необходимым условием для образования ила. Хотя

некоторые алевриты речного происхождения вероятно переотложенные,,

большинство их возникло в процессе почвообразования.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Allen, V. Т., 1929, The lone formation of California: Univ. Calif. Publ., Dept

Geol. Sci., v. 18, pp. 347—448.

2. Allen, V. T., 1935, Mineral composition and origin of Missouri flint and diaspore

clays: Missouri Geol. Surv. and Water Resources, 58th Biennial Rept., Appendix IV.

24 pp.

3. Allen, V. T., and Nichols, R. L., 1943, Clay-pellet conglomerates of Hobard Butte,

Lane County, Oregon: Jour. Sed. Petrology, v. 15, pp. 25—33.

4. A/ling, H. L., 1945, Use of microlithologies as illustrated by some New York

sedimentary rocks: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 56, pp. 737—756.

5. van Andel, Tj., and Postma, H., 1954, Recent sediments of the Gulf of Paria.

Verhand 1. Konink. Neder. Akad. von Wetensch., Afd. Natuurkunde, E. R., v. 20, no. 5,

245 pp.

6. Androussow, N.. 1897, La Mer noire: 7th Int. Geol. Congr., Guide des Excur-

sions, v. 29. _ ,

7. Alhy, L. F., 1930, Density, porosity, and compaction of sedimentary rocks: BulL

Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 14, pp. 1—35.

8. Barbour, О. B., 1927, The loess of China: Smithsonian Inst. Ann. Rept. 1926,

pp. 279—296. ' „ . . .. . .

9. Baslin, E. S., 1909, Chemical composition as a criterion in identifying meta-

morphosed sediments: Jour. Geol., v. 17, pp. 445—472. ..·,··,

10. Bales, F. Г., and Slrahl, E. 0., 1957, Mineralogy, petrography and radioactivity

of representative samples of Chattanoga Shale: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 68,

pp. 1305—1314.

11. Berg, R. R., 1952, Feldspalhized sandstone: Jour. Sed. Petrology, v. 22,

pp. 221 223

12. Biscaye, P., 1965, Mineralogy and sedimentation of recent deep sea clay In the

Allanlic Ocean and adjacent seas and oceans: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 76, pp. 803—832

13. Blalt, H., 1970, Determination of mean sediment thickness in the crust: a sedi

mentologic method: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 81, pp. 255—262.

14 .Blatt, H., and Sutherland, B., 1969, Intrastratal solution and non opaque heavy

minerals in shales': Jour. Sed. Petrology, v. 39, pp. 591—600.

369-

15 Bokman, J, 1954, Relative abundance of common sediments in Anadarko Basin,

Oklahoma: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 38, pp. 648-664.

16. Boswell, P. G. H., 1961, Muddy sediments: Cambridge Heffer, 140 pp,

17. Bradley. W. H., 1929, The varves and climate of the Grccn River cpooh. U. S.

Geol Surv. Prof. Paper 158-E, pp. 87—ПО

18. Bradley, W. H., 1931, Non-glacial marine varves: Amer. Jour. Sci., ser. 5, ν 22,

19!~8гаш*е//е, M. N., 1946, The Monterey Formation of California and the ong π

•of its siliceous rocks: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 212, 57 pp. „ ,. - .

20. Brock, R. MT., 1943, Weathering of igneous rocks near Hong Kong: Bull. Geol.

Soc. Amer., v. 54, pp. 717—738. . . . , , _i ,, ,

21 Burst, J. F, 1956, «Glauconite» pellets: their mineral nature and applications

to stratigrapliis interpretations: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 42, pp. 310—327.

22. Burst, J. F., 1969, Diagenesis of Gulf Coast clayey sediments and its possible

relation to petroleum migration: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 53, pp. 73—93.

23. Byers, H. G., Kellogg, C. E., Anderson, M. S., and Thorp, James, 1938, Forma-

tion of soil, in Soils and men, 17. S. Dept. Agric. Yearbook, pp. 948—978.

24. Campbell, F. A., and Oliver, Τ. A., 1968, MineraIogic and chemical composition

of Ireton and Duvernay formations, central Alberta: Bull. Canadian Petrol. Geoi., v. 16,

pp. 40—63.

35. Carozzi, Α. V., 1960, Microsocpic sedimentary petrography: New York, Wiley,

485 pp.

26. Carroll, D., 1970, Clay minerals: a guide to their x-ray identification: GeoL Soc.

Amer. Spec. Paper 126, 80 pp.

27. Clark. T. H., 1954, Shale: a study in nomenclature: Trans. Roy. Soc. Canada,

v. 48, ser. 3, sec. 4, pp. 1—7.

28. Clarke, F. W., 1924, Data of geochemistry: Bull. U. S. Geol. Surv., no. 770,

841 pp.

29. Cody, R. D., 1971, Adsorption and the reliability of trace elements as environ-

ment indicators of shales: Jour. Sed. Petrology, v. 41, pp. 461—471.

30. Conybeare, C. E. B., 1967, Influence of compaction on stratigraphic analysis:

Bull. Canad. Petrol. Geol., v. 15, pp. 331—345.

31. Couch, E. L., 1971, Calculation of paleosalinities from boron and clay mineral

data: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 55, pp. 1829—1837.

32. Dapples, E. C., 1942, The effect of macro-organisms upon near-shore marine

sediments: Jour. Sed. Petrology, v. 12, pp. 118—126.

33. Diller, J. S., 1898, The educational series oi rock specimens: Bull. U. S. GeoL

Surv., no. 150, 400 pp.

34. Doegtas, D. J., 1949, Loess, an eolian product: Jour. Sed. Petrology, v. 19,

pp. 112—117.

35. Doeglas, D. /., 1952, Loess, an eolian product: Jour. Sed. Petrology, v. 22,

pp. 50—52.

36. Drake, A. A., Jr., and Espiein, J. B., 1967, The Martinsburg Formation (Middle

and Upper Ordovician) in the Delaware Valley, Pennsylvania-New Jersey: Bull. U. S.

Geol. Surv., no. 1244-H, pp. HI—H16.

37. Drake, C. L., Ewing, M., and Sutton, G. H., 1960, Continental margins and

geosynclines: the east coast of North America north of Cape Hatteras, in Physics and

chemistry of the earth, v. 3: New York, Pergamon, pp. 110—198.

38. Dzulynski, S., and Radomski, A., 1957, Clastic dikes in Carpathian Flysch:

Ann. Soc. Geol. Pologne, v. 26, pp. 225—264.

39. Eckel, E. C., 1904, On Ihe chemical composition of American shales and roofing

slates: Jour. Geo!., v. 12, pp. 25—29.

40. Eskola, Pentti, 1932, Conditions during the earliest geologic times: Ann. Acad.

Sci. Fennicae, ser. A., v. 36, pp. 5—74.

41. Ferguson, L., 1963, Estimation of the compaction factor of a shale from distorted

brachiopod shells: Jour. Sed. Petrology, v. 33, pp. 796—798.

42. Ferguson. L., 1964, A comparison of two Iechniques for measuring shale com-

paction: Jour. Sed. Petrology, v. 34, pp. 694—695.

43. Flawn, P. T., 1953, Petrographic classification of argillaceous sedimentary and,

low-grade metamorphlc rocks in subsurface: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 37,

pp. 560—565.

44. Frarey, M. I., and Roscoe, S. M., 1970, The Huronian Supergroup north of Lake

Tluron, in Basins and geosynclines of the Canadian Shield: Geol, Surv. Canada Paper,

70—40, pp. 143—158.

45. von Gaertner, H. R., 1955, Petrographlsche Untersuchungen am nordwestdeufr

schen Posidonienschiefer: Geol. Rundschau, v. 43, pp. 447—463.

•370

fMarbut C

Ir^O- 1п

л!к„

е g

eat

rou

°f 'he world, and lhelr development

(Marout, L,. г., trans.). Ann Arbor, Mich., Edwards, 235 pp.

M GoMsuJ-A

4 938

· A study In roek-weatheringTjour. Geol., v. 50, pp. 225-275.

г ,,'„Λ

^ Hendricks. Τ. Α., 1953, Siliceous sediments of Ouachita,

facies In Oklahoma: Bull. Geol. Soc. Amer., ν 64 pp 421 442

-'f

Cey

' '-

1952

0ri

' of the Arkansas bauxite deposits, In

Problems of clay and laterite genesis: Amer. Inst. Min. Eng., pp. 12-34.

50. Grabau, A. W and O

Connetl, M., 1917, Were the IraptolItic shales as a rule,

ieep- or shallow-water deposits? Bull. Geol. Soc. Amer., v. 28, pp. 2-5, 959.

„ 51. Oreensmi//!, I T., 1958, Preliminary observations on chemical data from some

British Upper Carboniferous shales: Jour. Sed. Petrology, v. 28, pp. 209—210.

- .T\..

eeory

· •

1930, The

copper-shale (Kupferscliiefer) of Mansfeld: Trans. Inst.

Win. Metall., v. 40, pp. 1—55.

53. Griffin, G. M., 1962, Regional clay-mineral facies—products of weathering

ntensity and current distribution in the northeastern Gulf of Mexico: Bull. Geol. Soc.

Amer., v. 73, pp. 737—768.

54. Grim, R. E., 1942, Modern concepts of clay materials: Jour. Geol., v. 50,.

pp. 225—275.

55. Grim, R. £., 1951, The depositional environment of red and green shales. Jour.

Sed. Petrology, v. 21, pp. 226—232.

56. Grim, R. £., 1953, Clay mineralogy, 1st ed.: New York, McGraw-Hill, 384 pp.

57. Grim, R. £., 1962, Applied clay mineralogy: New York, McGraw-Hill, 422 pp.

58. Grim, R. £., 1968, Clay mineralogy, 2nd ed., Nesv York: McGraw-Hill, 596 pp.

59. Grim, R. £., and Allen, V. Г., 1938, Petrology of the Pennsylvanian underclays

of Illinois: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 49, pp. 1485—1513.

60. Grim, R. E., Bradley, W. F., and While, W. Α., 11957, Petrology of the Paleozoic

shales of Illinois: Illinois Geol. Surv. Rept. Inv. 203, 35 pp.

61. Grim, R. E., Dietz, R. S., and Bradley, W. F., 1949. Clay mineral composition of

some sediments from the Pacific Ocean off the California coast and the Gulf of Califor-

nia: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 60, pp. 1785—1808.

62. Grim, R. E., and Johns, W. D., 1954, Claymineral investigation of sediments in-

Ihe northern Gulf of Mexico: Proc. 2nd Nat. Conf. Clay and Clay Minerals, Nat. Acad.

Sci. —Nat. Res. Council Pub. no. 327, pp. 81—103.

63. Grout, F. F., 1919, Clays and shales of Minnesota: Bull. U. S. Geol. Surv. 678.

259 pp.

64. Grout, F. F., 1995, Relation of texture and composition of clays: Bull. Geol. Soc.

Amer., v. 36, pp. 393—416.

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

66. Gruner, J. W., and Thiel, G. A., 1937. The occurrence of fine grained authigenic

feldspar in shales and silts: Amer. Mineral., v. 22, pp. 842—846.

67. Harrison, J. B., 1934, The katamorphism of igneous rocks under humid tropical

conditions: Harpenden

Eng., Imperial Bur. Soil. Sci., 79. pp.

68. Harrison, S. C., 1971, The sediments and sedimentary processes of the Holocene-

tidal flat complex, Delmarva Peninsula, Virginia: Ph. D. dissertation, The Johns Hopkins

Univ., 202 pp.

69. Hedberg, H. D., 1926, The effect of gravitational compaction in the structure

of sedimentary rock: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 10, pp. 1035—1072.

70. Hedberg H. D., 1936, Gravitational compaction of clays and shales: Amer. Jour.

Sci., ser. 5, v. 31, pp. 241—281.

71. Holmes, A., 1937, The age of the earth: London, Nelsan

196 pp.

72 Hoofs, H W., 1931, Geology of the eastern part of the Santa Monica Mountains,

Los Angeles County, Calif.: U. S. Geol. Survey Prof. Paper 165, pp. 83—134.

73. Hough, J. L., 1934, Redeposition of microscopic Devonian plant fossils: Jour

Gcol., v. 42, pp.' G4G—G48.

74. Hunt, С. B., 1972, Geology of soils: their evolution classification, and uses: SaiT

Francisco, Freeman, 344 pp.

75. fmbrie, J., and Poldervaart, A., 1959, Mineral composiiions calculated from che-

mical analyses of sedimentary rocks: Jour. Sed. Petrology, v. 29, pp. 588—595.

76. Ingram, R. L., 1953, Fissility of mudrocks: Bull. Geol. Soc. Amer, ν 64-

pp. 869—878.

77. James, H L., 1951, Iron formation and associated rocts In the Iron River Dis-

trict, Michigan:' Bull. Geol. Soc. Amer., v. 62, pp. 251—266.

78. James, H. L., 1954, Sedimentary facies of iron-formation: Econ. Geol., v. 49,

pp. 236—293.

371-