Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

когда значительно не возвышались над окружающим дном, например,

криноидные биогермы Бордена в штате Индиана [315, 45]. Они никого

да не образуют устойчивых к действию волн сооружений. Иногда бы-

вает трудно провести различие между такими накоплениями и настоя*

щими рифами; эта проблема рассматривалась в работах Лауеистама

[208], Гинзбурга и Лауенстама [120] и Брейсуейта [36]. Глааиая

трудность заключается в том, что многие биогермы, часть из которых

называют рифами, имеют ядро без четко выраженной каркасной по-

стройки. Ядро некоторых биогерм представлено очень тонкозернисты-

ми известковыми илами — кальцнлютитом, а не баундстоунами, обра-

зованными инкрустирующими водорослями, кораллами и т. д. Каким

образом происходит локализация подобных илистых скоплений, и яв-

ляются ли они устойчивыми к действию волн и, следовательно, настоя-

щими рифами? Прей [259] описал биэгермные холмы миссиснпского

возраста до 106 м мощностью в штате Ныо-Мексико, которые по внеш-

нему виду сложены кальцнлютитом, без органических остатков, но

более тщательное исследование которых показало, что они состоят из

ячей окончатых мшанок, заполненных известковым илом. Эти мшан*

ковые постройки могли выполнять роль барьера для течений и являть-

ся ловушкой для накопления осадков. Прей полагал, что эти биогермы

возвышались над окружающим дном, но назвал их «субрифами», а не

настоящими рифами. Похожими являются меловые биогермы Уолсорт-

ских бугристых рифов Англии [245] и Ирландии [197]. К современ-

ным аналогам их можно отнести иловые банки, представляющие собой

скопления, обусловленные наличием морской травы (Talassia) илн

сходных образований [120]. Даже считающиеся классическими Ниа-

гарские «рифы» штата Индиана, возможно, вначале представляли со-

бой холмы, преобретшие устойчивость благодаря наличию мшанковых

построек. В дальнейшем они, возможно, развились в устойчивые к дей-

ствию волн постройки строматопорового типа [329].

Косослоистые фации (промытые шельфовые]

Это обычная фация известняков, характеризующаяся обилием ко-

сослоистых калькареиитов. Эти известняки представлены телами кар-

бонатных песков, частично субаквальиыми, частично субаэральными.

Пески представлены калькаренитами различной сортированности, в ос-

новном скелетными и оолитовыми. Они отличаются высокой первич-

ной пористостью, причем большинство пор заполнено кристаллическим

кальцитом.

Петрография этих калькареиитов изучена достаточно детально.

Оолитовая пачка Фредонии свиты Сент-Женевьев (миссисипнй) в Ил-

линойсе представлена оолитовыми калькаренитами [131, 60]; извест-

няки Салема (мнссисипий) в Индиане и Лексингтонские известняки

(ордовик) в Кентукки представлены скелетными калькаренитами [252,

293, 162]; известняки Лойалха (миссисипий) в Пенсильвании и в за-

падном Мэриленде — калькареиитами со значительной примесью об-

ломочного кварца [2]. Эти и многие другие случаи показывают, что

отложения состоят из хорошо отсортированных промытых песков, ча-

стично представленных скелетными обломками, в других случаях XH-

мически осажденными in situ оолитами.

Наиболее заметной и отличительной чертой этих фаций является

крупная косая слоистость. Мощность косослоистых серий различна —

до 2 м в известняках Салем и до почти 5 м в известняках Лоялханва^

472-

В Салеме в среднем она составляет 20 см. Косые слои в этих фациях

могут быть как плоскостными, так и клинообразными. Главной отли-

чительной чертой косослонстых слоев является их бимодальиость

(рис. 10-52). Обычно присутствуют две противоположные моды, но

одна доминирует [293, 162]. Объясняется это действием приливио-от-

ливных течений.

Известняковые тела, относящиеся к этим фациям, по-виднмому,

имеют линзовидиую форму и приурочены к банкам или мелям мелко-

водного морского шельфа, возможно, к краю шельфа. Тела имеют

ограниченные мощность (50—100 м) и протяженность. Косослоистые

ι Формация

Клей Ферри

Рис. 10-52. Направление косых слоев' в обнажении

ки [162].

1—6 — пачки пород (I — Мнллерсберг. 2 — Девис Холлоу, 3,

Рис. 10-53. Идеализированная схема аоиальиости

нер» [82].

А, В — автохониый (А — пелнт с нектоном н планктоном, Б

В — аллохтонный (внизу — сортированный и черепитчатый,

4пелит с нектоном н планктоном)

известняков Танглевуд, Кентук·

4 — Брзинон, Б — известняков Грайер)

известкового пласта «Барбек-

— «фаза, предшествующая главной»):

вверху — слоистый); Г — автохтоннь'И

фации известняков Салем, например, более или менее сходны с поясом

карьерных обнажений на юге штата Индиана; с погружением они

переходят в кальцилютитовые фации [251].

Этн фации называют «промытыми фациями платформенных

окраин» [350]. Полагают, что эти фации образовались в форме субак-

яальных баров и дюнообразных скоплений, подобно тем, которые сей-

час встречаются во Флориде, на Багамских островах и особенно иа

южном окончании островов Тонга. Морфология и состав этих песча-

вых тел подробно были описаны Болом (И). Их внутренние осадоч-

ные текстуры — главным образом косая слоистость в Багамских пес-

ках—описаны Имбри и Бухананом [165]. К этим же отложениям от-

носятся плейстоценовые оолиты Майами [324].

473-

•лподапичесиая фация (глубоководная морсквя]

Аллодапическая фация является карбонатным эквивалентом, тур?-

бидитной фации (см. гл. 15 с. 560). Ей свойственно большинство ©со*

бенностей этой фации, а именно: ритмическое переслаивание обломоч-

ных известняков и пслнтовых слоев; пласты известняка прослеживав

ются На большие расстояния, ие меняясь по мощности, и имеют резке

выраженную нижнюю границу; сортирэваиность от крупнозернистой

в основании до тонкозернистой в кровле, а также неотчетливую верх-

нюю границу. Часто в основании пласта видны рифленые отпечатки и

отпечатки желобков. В разрезе известняковых пластов могут наблю-

даться частичные или полные циклы Боума (рис. 10-53).

Детрит, слагающий известняки, в большинстве своем представлев

скелетными, главным образом мелководными бентосными формами, а

обломочный материал пелитовых прослоев, переслаивающихся с из-

вестняками, имеет пелагический характер. Бентосные окаменелости

в известняках никогда не занимают такого положения, как при жизни-

Мейшнер [229] сделал заключение, что известковый детрит обра-

зовывался в рифах, откуда он эпизодически выносился в окружающий

бассейн турбиднтными потоками. Известняки этого типа встречаются

в девонских и каменноугольных отложениях Рейнской геосинклинали

[82]. Эти известняки слагают подводные конусы выноса, причем на-

правление палеотечений указывает, что они были перенесены на рас-

стояние до 60 км от материнского рифа или платформы. Эти отложе-

ния описывались также в мальме Швабских Альп и в флишевом про-

гибе на западе Греции. Нижнепенсильванские известняки Димпл райо-

на Марафон штата Техас представлены глубоководными фациями тур-

бидитного происхождения [331]. Эти турбидитные пласты представ-

лены в основном калькаренитом, обычно с градационной слоистостью;

их мощность менее 30 см, хотя в единичных случаях достигает 1 м.

Переслаивающнеся илы и кремни, сложенные спикулами радиолярий,

имеют пелагическое происхождение. Необычно мошные аллолапиче-

ские известняки были описаны Шоле [290] во флише Монте-Ангсла

(верхний мел) в северных Апеннинах. Весь разрез, около 5000 м мощ-

ностью, сложен карбонатными турбндитами, переслаивающимися с

черными глинистыми сланцами. Средняя мощность известняковых

турбидитных пластов 85 см, а максимальная — до 30 м. Девонские

слои Марбл-Клифф полуострова Корнуэлл, Англия, состоят из турби-

дитных криноидных известняков мощностью от нескольких сангимет-

ров до 1 м, переслаивающихся с черными глинистыми сланцами [336].

Калькарениты эоценового возраста в Тоскане, Италия, отличаются

повторяющимися разрезами с градационной слоистостью. Полагают,

что это турбнднтные осадки, снесенные сюда с нернтовой платформы,,

расположенной южнее [294]. Карбонатные турбидиты юрского возрас-

та, залегающие в западной части области Треитино в Италии, бычи

описаны Боселлини [33]. Мейшнер [229]. а также Уилсон [350]., Кю-

нен и Тен-Хааф [187], Маккеизи [216] привели другие примеры.

Отметим, что аллодапические известняки представляют собой ши-

роко распространенные, большой мощности отложения, в главных сво-

их чертах и по строению напоминающие собой некарбонатный флиш;

они образуют турбидитные конусы выноса, расходящиеся от специфи-

ческих рифовых построек нли карбонатных платформ. Они являются

исключением из общего правила, согласно которому карбонаты пред^

ставляют собой продукт мелководного осадконакопления, хотя мате-

риал, слагающий их, накапливался в мелководной обстановке.

474-

Основные особенности известняков, которые, как полагают, явля-

ются глубоководными, достаточно детально были описаны Уилсоиом

[350]. Он считал, что аллодапические, или турбидитные, известняки

наиболее часто встречаются в глубоководных зонах, вблизи крутопо-

гружающихся склонов, хотя обычны и неотсортированные нетурбидит-

ные глубоководные известняки. Обычно они темные, представлены тон-

козеринстыми известковыми илами и алевролитами. Они могут быть

частично окремнелыми и переслаиваться с пластами кремией.

Жепваковые известковые фации

Желваковые известняки составляют особую фацию. Но, в отличие

от большинства других карбонатных фаций, вопрос происхождения

желваков до конца не выяснен. Неизвестно, является ли образование

желваков первичным, или оии представляют собой частичный или пол-

ный продукт диагенеза, а также можно ли приурочить их образование

к определенной фациальной обстановке.

В этих фациях преобладают желваковые и неправильно слоистые

известняки, переслаивающиеся с более глинистыми (а в некоторых

случаях с более доломитистыми) материалами. Известняки образуют

тонкие волнистослоистые пласты, местами переходящие в тонкие, не-

связанные между собой линзы, в других случаях — в неправильные

(иногда нечетко выраженные) стяжения, сложенные более чистым из-

вестняком, включенным в известковые или доломитовые глинистые

сланцы. Желваки не являются, по-видимому, конкреционными; в них

отсутствует радиальная или концентрическая структура, свойственная

таким телам. Не являются они и гальками, хотя в некоторых случаях

имеют внешнее сходство с конгломератом. Они неэтсортироваиы, в них

не находят поверхностей, подвергшихся эрозионному действию тече-

ний, их также не обнаруживают среди осадков, сортированных тече-

ниями. В отличие от обычных конгломератов, матрикс является глини-

стым и вокруг стяжений можно видеть воронкоподобную слоистость.

Вопрос о происхождении этих фаций вызвал много споров. В це-

лом считают, что желваковые известняки имеют вторичное или постсе-

днментационное происхождение. Одни исследователи утверждают, что

они образовались механическим путем в результате течения полукон-

солидированного осадка. Таким образом, оии являются следствием

специфического будинажа. Мак-Кроссан [217] полагал, что первичные

тонкие известковые пласты, заключенные между более глинистыми и,

следовательно, более пластичными слоями, при латеральном движении

последних, подвергавшихся ненаправленному уплотнению, были разор-

ваны. Похожая точка зрения была высказана в работах Войта [342].

Уилсон [350] приписывал образование стяжений «дифференциальному

уплотнению глин и литофицированных илов», подобное уплотнение

контролируется линзами глинистых илов беспорядочно или редко раз-

бросанными в карбонатном иле. Другие исследователи приписывают

образование желваковых известняков диагенетическим процессам, по-

лагая, что они образуются из некогда однородной глинисто-известко-

вой смеси [141, 142]. Гаррисон и Фишер [112] отвергают эту точку

зрения и полагают, что гипотеза Холмана [157, 158] лучше объясняет

особенности желваковых известняков. Согласно этой гипотезе, желва-

ки представляют собой реликты растворения некогда, непрерывных

пластов, частично разрушенных на морском дне процессами, называе-

мыми субсолюцией. В дальнейшем, после захоронения, желваки под-

475-

вергались изменениям в результате растворения, о «ем свидетельству»

ют многочисленные стилолитовые контакты между ними. Уонлесс [343]

объяснил образование этой фации в кембрийских отложениях Граид-

Каиьона постседимеитационным уплотнением под действием вышеле-

жащих пород, сочетавшимся с внутрипластовым растворением вдоль

стилолитовых поверхностей и течением массы.

Представляется трудным отнести эти фации к какой-либо опреде-

ленной обстановке осадконакоплеиия; если они имеют постседимента-

ционное происхождение, то такие взаимоотношения не могли возник-

нуть до тех пор, пока первичный осадок ие приобрел специфические

состав и текстуру, способствующие образованию в дальнейшем желва-

ков. Мак-Даниел [350] предположил, что желваковые глинистые изве-

стняки указывают на глубоководную обстановку. Гаррисон и Фишер

[112] полагали, что желваковые пласты Адпет (юра) Австрийски*

Альп образовались на очень глубоководных участках. С другой сторо-

ны, Уилсон [350] считал, что эта текстура характеризует мелководную

неритовую обстановку, но отмечал, что он никогда не наблюдал седи-

ментационного будинажа в карбонатах приливно-отливной зоны. Мат-

тер [226] описал подобные текстуры в карбонатах палеозойского воз-

раста. Рут [279] также описал «ленточные породы» разреза кембрий-

ского возраста, сформированные в обстановке приливно-отливной рав-

нины, представляющие собой породы, характеризуемые наличием линз

и желвакообразных известняков, разделенных местами глинистыми и

доломитовыми прослоями. Уонлесс [343] связывал желваковые извест-

няки кембрия Гранд-Каньона с обстановкой карбонатной платформы.

Совершенно очевидно, что фация желваковых известняков не яв-

ляется продуктом какой-либо определенной обстановки; по-видимому,

более вероятно, что это диагенетическая фация, а не фация осадкона-

коплеиия.

Фация писчего мела (пелагическая]

Как уже отмечалось, писчий мел представляет собой мягкий, рых-

лый микрнтовый осадок, обычно очень чистый, состоящий почти цели-

ком из кальцитовых частиц органического происхождения, главным

образом кокколитов, рабдолитов, кальцитизированных остатков планк-

тонных организмов или «наноископаемых», с преимущественными раз-

мерами 5 мкм и меньше. Также могут присутствовать фораминиферы,

но их содержание не превышает 10%.

Вопрос об обстановке осадконакоплеиия меловых фаций вызвал

много споров. В целом представляется наиболее вероятным, что обста-

новка была умеренно глубоководной, дно находилось ниже зоны вол-

новой активности, возможно, на глубине 200 м и более. Кокколиты

образуются в настоящее время на глубине от 60 до 100 м, так что глу-

бина накопления писчего мела должна быть несколько большей. Неко-

торые исследователи считают, что мел сопоставим с современными гло-

бигериновыми нлами и, следовательно, полагают, что он является глу-

боководным осадком. Обнаружение моллюсков в некоторых меловых

пластах указывает на обратное. Пелагическое происхождение не вызы-

вает сомнений. Вопрос состоит в том, накапливались ли они в умерен-

но глубоководной обстановке, будучи удаленными от источников сноса

обломочного материала, или в глубоководной обстановке открытого

моря. Факты свидетельствуют в пользу первого предположения.

476-

Эвапоритовая карбоивтиая фация

Несколько известковых фаций, описанных выше, возможно, явля-

ются наиболее типичными — по крайней мере, лучше всего изученны-

ми. Каждая из них, однако, представляет собой фациальный комплекс

и подразделяется на подфации. Приливно-отливный комплекс, напри-

мер, включает обстановки приливно-отливных каналов, намывных валов

приливных маршей, приливных дельт в других обстановок, каждой из

которых, без сомнения, соответствует своя субфация. К тому же здесь

имеются и другие обстановки известкового осадконакопления, возмож-

но менее распространенные, но которые образуют известковые фации,

отличающиеся от вышеописанных. К числу таких ограниченных фаций

относятся фацин известкового туфа и мергеля, а также, возможно,

фация каличе. Последняя, по-видимому, является почвенным аналогом

доломитовых и гипсосодержащих фаций засолоненной прнливно-отлив-

ной равнины. В обоих случаях происходит подъем по капиллярам и

испарение минералсодержащих растворов, ведущее к осаждению

в межпоровом пространстве в одном случае в почве, в другом — в по-

ровом пространстве приливно-осадочного осадка.

Кроме этих эвапоритовых карбонатов, существуют и другие, кото-

рые формируются в засолоненной среде зарифовых лагуи. В эту груп-

пу входят доломиты, переслаивающиеся с ангидритами. Согласно

Слоссу [308], эвапоритовые карбонаты, формирующиеся в такой среде,

содержат плотный, тонкосланцеватый доломит с включениями анги-

дрита, мелкокристаллический карбонатный матрикс с крупными идио-

морфными ромбиками доломита, сахаровидные доломиты, состоящие

из хорошо отсортированных ромбов, возможно, косослоистые и ооли-

товые карбонаты. Считают, что сахаровидные доломиты являются про-

дуктом отмывки тонкого карбонатного матрикса с рассеянными ром-

бами.

Мы уже упоминали о пресноводных мергелях и других пресновод-

ных известняках. Они составляют особую карбонатную фацию, огра-

ниченную как по распространению, так и по ее значению.

Связи между фациями

Разнообразные фации известняков описаны нами так, как если бы

они не были связаны друг с другом. Это, по-видимому, не так. Нами

уже было высказано предположение о тесной пространственной и ге-

яетической связи между рифовой и аллодапической фациями. Пред-

полагается также связь между рифовой и зарифовой лагунной фа-

циями, когда риф является барьером, отделяющим открытое море от

мелководной и часто пересыщенной солыо лагуны, и фацией Прнливно-

отливной равнины. В некоторых случаях барьер образуется не рифом,

а созданной волнами отмелью, сложенной карбонатными песками

(«промытые фации края шельфа»). Определенные трудности были

в исследовании взаимоотношений между различными обстаиовками

карбонатного осадконакопления и создании соответствующей модели,

основанной частично на изучении современных районов осадконакоп-

ления, частично — на стратиграфических связях между различными

фациями (см рис. 10-2). Успешный анализ подобного рода был прове-

ден Ирвином [169, 101, 150]. Интересно, что большинство высокопори-

сгых барьерных фаций, рифовых или косослоистых калькаренитовых

фаций, представляют собой породы-коллекторы, способные содержать

477-

значительные скопления нефти. Естественно, что тщательное изучение

известняковых фаций и их площадного распределения является эконо-

мической задачей большой важности.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Adams, I. E., and Rhodes, Μ. L., i960, Dolomitizalion by seepage refluxton.

Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 44, pp. 1912—1920.

2. Adams, R. W., 1970, Loyalhanna Limestone — cross-bedding and provenance, in

Studies of Appalachian geology: Central and southern (Fisher, G. W., Pettijohn, F. J

Reed, J. C., Jr., and Weaver, K. N., Eds.): New York Wiley-Interscience

pp. 63—100.

3. Adey, W. H., and Macintyre, 1. G., 1973, Crustose coralline algae: a re-evaluation

in the geological sciences: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 84, pp. 883—904.

4. Alderman, A. R., and Skinner, H. С. И7., 1957, Dolomite sedimentation in the

southeast of South Australia: Amer. Jour. Sci., v. 255, pp. 561—567.

5. Allen, J. R. L., 1965, The sedimentation and palaeogeography of the Old Red

Sandstone of Anglesey, Norlh Wales: Proc. Yorkshire Geol. Soc., v. 35, pp. 140—185.

6. Allen, J. R. L., and Friend, P. F., 1968, Deposition of the Catskill facies, Appala-

chian region with notes on some other Old Red Sandstone basins, in Late Paleozoic and

Mesozoic continental sedimentation, northeastern North America. (Klein, G. deV

ed.):

Geol. Soc. Amer. Spec. Paper 60, pp. 21—74.

7. Allison, V. C., 1923, The growth of stalagmites and stalactites: Jour. GeoI

v. 9ί,

pp. 106—125.

8. Amsden, T. W., 1955, Lithofacies map of Lower Silurian deposits in central and

eastern United States and Canada: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 39, pp. 60—74.

9. Andree, K-, 1915. Ursachen und Arten der Schichtung: GeoL Rundschau, v. 6,

pp. 351—397.

10. Asquith, G. B., 1967, The marine doloraitization of the Mifflin member PIatte-

ville limestone in southwest Wisconsin: Jour. Sed. Petrology, v. 37, pp. 311—326.

11. Ball, M. M., 1967. Carbonate sand bodies of Florida and the Bahamas. Jour.

Sed. Petrology, v. 37, pp. 556—591.

12. Barth, T., Correns, C. W., Eskola, P., 1939, Die Entstehung der Gesteine: New

York, Springer, 422 pp.

13. Bastin, E. S., 1951. A note on stylolites in oolitic limestone: Jour. GeoL, v. 69,

pp. 509—510.

14. Bathurst, R. G. C., 1958, Diagenetic fabrics in some British Dinantian limesto-

nes: Liverpool and Manchester Geol. Jour., v. 2, pp. 11—36.

15. Balluvsl, R. G. C., 1959a, Diagenesis in Mississippian calcilutites and pseudo-

breccias: Jour. Sed. Petrology, v. 29, pp. 365—376.

16. Bathurst, R. G. C., 1959b, The cavernous structure of some Mississippian Stro-

matactis reeis in Lancashire, England: Jour. Geol., v. 67, pp. 506—521.

17. Bathurst, R. G. C., 1966, Boring algae micrite envelopess and lithification of

molluscan biosparites: Geol. Jour., v. 5, pp. 15—32.

18. Bathurst, R. G. C., 1971. Carbonate sediments and their diagenesis: Develop-

ments in sedimentology no. 12. Amsterdam, Elsevier, 620 pp.

19. Bavendamm, W., 1931, The possible role of micro-organisms in the precipitation

Oi calcium carbonate in tropical seas: Science, v. 73, pp. 597—598.

20. Bavendamm, W., 1932, Die mikrobiologische Kalkfallung in der tropischen See:

Arch. Mikrobiol, v. 3, pp. 205—276.

21. Bayley, W. S., 1904. The Menominee iron-bearing district of Michigan: U. S.

Geol. Surv. Mono. 46, 513 pp.

22. Beales, F. W., 1953. Dolomitic mottling in Palliser (Devonian) Limestone, Banff

and Jasper National Parks, Alberta: Bull. Amer. Assoc. Petrol. GeoL

v. 37,

pp. 2281—2293.

23. Beales, F. W., 1958. Ancient sediments of Bahaman type: Bull Amer. Assoc.

Pelrol. GeoI., v. 42, pp. 1845—1880.

24. Bergenback, R. E., and Terriere, R. T„ 1953, Petrography of Scurry Reef, Texas:

Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 37, pp. 1014—1029.

25. Berner, R. A., 1965. Dolomitizalion of the mid-Pacific atolls: Science, v. 147,

pp. 1297—1299.

26. Biggs, D. L., 1957, Petrography and origin of Illinois nodular cherts: Illinois

Geol. Surv. Circ. 245, 25 pp.

27. Birse, D. /., 1928, Dolomitization processes in the Paleozoic horizons of Manito-

ba: Oroc. Trans. Roy. Soc. Canada, ser. 3, soc. IV, v. 22, pp 215—222

28. Black, W. W., 1952, The origin of the supposed tufa bands in Carboniferous

reef limestones: Geol. Mag., v. 89, pp. 195—200.

478-

29. Blatchley, W. S., and Ashley, G. H., 1901, The lakes of northern Indiana ana

their marl deposits: Ann. Rept. Dept. Geol. and Nat. Res. Indiana, v. 25, pp. 31—321.

30. Bonet, F., 1952, La facies Urgoniana del Cretaeico Medio de la region de Tam-

pico: Bol. Asoc. Mexicana Geol. Petrol., v. 4, pp. 153—262.

31. Bornhold, B. D., and Pilkey, 0. H., 1971, Bioclastlc turbidite sedimentation In

Columbus Basin, Bahama: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 82, pp. 1341 1354.

32. Bosellini, A., 1964. Sul significato genetico e ambientale di alcuni tip! di rocce

calcaree in base alle-piu recenti classificazioni: Mem. Mus. Storia Nat. Venezia Tridentina

Ann. 27—28, 1964—1965, v. 15, pp. 5—58.

33. Bosellini, A., 1967, Turbiditi carbonatiche nel Giurassico delle Giiidicarie e Ioro

significato geologico: Ann. Univ. Ferrara, n. s., sez. 9, Sci. Geol. Paleont., v. 4

pp. 101—115.

34. Bosellini, A., and Hardie, L. A., 1973, Depositional theme of a marginal marine

evaporite: Sedimentology, v. 20, pp. 5—28.

35. Bradley, W. H., 1929, Algae reefs and oolites of (he Green River formation

U S Geol. Surv. Prof. Paper 154-G, pp. 203—223.

36 Brailhwaite, C. 1. R., 1973, Reefs: Just a problem of semantics?: Bull. Amer

Assoc. Petrol. Geol., v. 57, pp. 1100—1116.

37. Bramkamp, R. A., and Powers, R. W., 1958, Classification of Arabian carbonate

rocks: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 69, pp. 1305—1318.

38. Brelz, 1. H., and H orb erg, L., 1949, Caliche in southeastern New Mexico Jour.

Geol.. v. 57, pp. 491—511.

39. Bricker, 0. P., ed., 1971. Carbonate cements: Studies in geology no. 19, Balti-

more, Johns Hopkins Univ. Press, 376 pp.

40. Brown, W. W. M., 1959, The origin of stylolites in the light of a petrofabric

study: Jour. Sed. Petrology, v. 29, pp. 254—259.

41. Btteher, Ψ. H., 1917, Large current-ripples as indicators of pa Ieogeographv

Proc. Nat. Acad. Sci., v. 3, pp. 285—291.

42. Canal, P., 1947, Observations sur Ies caracteres petrographiques de calcaires

dolomitique et de dolomies: Comptes Rendus Soc. Geol. France, pp.

161

— 162.

43. Carozzi, Α. V-, 1960, Microscopic sedimentary petrography: New York, Wilev,

485 pp.

44. Carozzi, Α. V., 1970, Carbonate rocks (transl. Cayeux, Les roches sedimentai-

res): New York, Hafner, 506 pp.

45. Carozzi, Α. V., and Soderman, 1. G. W., 1962, Pelrograpliy of Mtssissippian

(Borden) crinoidal limestones at Stobo, Indiana: Jour. Sed. Petrology, ν 32,

pp. 397—414.

46. Cayeux, L., 1935, Les roches sedimentaires de France: roches carbonatees: Pa-

ris, Masson, 447 pp.

47. Chave, K. E., 1952, A solid solution between calcite and dolomite: Jour. Geol,

v. 60, pp. 190—192.

48. Chave, K- E., 1954a, Aspects of the biegeochemistry of magnesium. 1. Calcareous

marine organisms: Jour. Geol., v. 62, pp. 266—283.

49. Chave, K- E., 1954b, Aspects of the biogeochemistrj. of magnesium. 2. Calca-

reous sediments and rocks: Jour. Geol., v. 62, pp. 587—599.

50. Chave, K. E., 1960, Carbonate skeletons to limestone: problems: Trans. New

York Acad. Sci., v. 23, pp. 14—24.

51. Chilingar G. V-, 1957, Classification of limestones and dolomites on basis of

Ca/Mg ratio: Jour. Sed. Petrology, v. 27, pp. 187—189.

52. Chilingar, G. V., Bissell, H. 1., and Fairbridge, R. V., 1967, Carbonate rocks

Part A: Origin, occurrence and classification, 471 pp., Part B: Physical and chemical

aspects, 413 pp.: Amsterdam, Elsevier.

53. Choqitelle, P. W., and Pray, L. C., 1970, Geologic nomenclature and classifica-

tion of porosity in sedimentary carbonates: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 54,

pp. 207—250.

54. Clarke, F W, 1924. Data of geochemistry: Bull. U. S. Geol. Surv. 770. 841 pp.

55. Clarke, F. W., and Wheeler, W. C., 1922. The inorganic constituents of marine

"nverlebrates: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 124, 62 pp.

56. Clee, V. E., 1950, Bibliography on dolomite: Supp. Rept. Comm. Sed. 1949, Nat

Res. Coun., 91 pp.

57. Cloos, E., and Petli/ohn, F. 1., 1973, Southern border of Triassic Basin, west of

York, Pennsylvania: fault or overlap?: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 84, pp. 523, 536

58. Cloud, P. E., 1962, Environment of calcium carbonate deposition west of Andros

Island, Bahamas: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 350, 138 pp.

59. Cloud, P. E., and Barnes, V. E., 1948, The EIIenburget Group of central Texas.

Univ. Texas Bur. Econ. Geol. Publ. 4621, 473 pp.

479-

60. Connolly, F. Т., 1948, The geology of the Passport oil pool, Clay County, Ilfik

Jois: M. S. dissert., Univ. Cincinnati. . , _ „ . .. . „, _ i

61. Conybeare, C. E. B., 1949, Stylolites In рге-Cambrian quartzlte; Jour. СеоЦ

v. 57, pp. 83—85. _ , , ... , ,

62. Conybeare, C. E. B., 1950, Mlcrostylolites in pre-Cambrlan quartzjte, a replyi,

Jour. Geol., v. 58, pp. 652 654. ,.

. -, .

63. Crowley, D. /., 1973, Middle Silurian patch reefs, elc.: BulL Amer. Assoc Petro„

Geol., v. 57, pp. 283—300. . . .. , ,.

64. Cullis

C. G., 1904, The mineralogical changes observed in the cores ¢1 the

Funafuti borings, in The atoll of Funafuti (Bonney, T. G., ed.): Proc. Roy. Soc. London,

pp 392—420. , , , , ., ι

65. Cumings, E. R., and Shrock, R. R., 1928, Niagaran coral reefs of Indiana and

adjacent states and their stratigraphic relations: BulL Geol. Soc. Amer., v. 39,

pp. 579—620.

66. Daly, R. A., 1909, First calcareous fossils and the evolution of the limestones.

Bull. Geol. Soc. Amer., v. 20, pp. 153—170.

67. Dapples, E. C., 1942, The eifect of macro-organisms upon near-shore marine se-

diments: Jour. Sed. Peliulugy, v. 12, pp. 118—126.

68. Davies, D. K., 1968, Carbonate turbidites, Gulf of Mexico: Jour. Sed. Petrology,

v. 38, pp. 1100—1109.

69. Davis, C. A., 1900, A contribution to the natural history of marl: Jour. GeoL,

v. 8, pp. 485—497.

70. Decker, C. E., and Merrill, C. A., 1928, Physical characteristics of the Arbuckle

Limesonte: Oklahoma Geol. Surv. Circ. 15, p. 49.

71. Defjeyes, K. S., Lucia, F. J., and Weyl, P. K., 1965, Dolomitization of Recent

and Plio-Pleis tocene sediments in marine evaporite waters on Bonaire, Netherlands

Antilles, in Dolomilization and Iimeslone diagenesis (Pray, L. C., and Murray, R. C,

eds.): Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Publ. 13, pp. 71—88.

72. De Groot, K., 1967, Experimental dedolcmitization: Jour. Sed. Petrology, v, 37,

pp. 1216—1220.

73. Deininger, R. И7., 1964, Limestone-doloir.ite transition in the Ordovician Platte-

ville Formation in Wisconsin: Jour. Sed. Petrology, v. 34, pp. 281—288.

74. Donaldson, A. C., 1960, Interpretation of depositional envoronments of Lower

Ordovician carbonates in central Appalachians: Proc. West Virginia Acad. ScL, v. 31,

pp. 153—161.

75. Drew, G. H., 1914, On the precipitation of calcium carbonate in the sea by

marine bacteria and on the action oi denitrifying bacteria in tropical and temperate

seas: Carnegie Inst. Washington Publ. 182, pp. 7—45.

76. Dunbar, C. 0., and Rodgers, /., 1957, Principles of stratigraphy: New YoA

Wiley. 356 pp.

77. Dunham, R. /., 1962, Classification of carbonate rocks according to depositio-

nal texture, in Classification of carbonate rocks (Mam, W. E., ed.): Tulska, Okla., Amer.

Assoc. Petrol. Geol., pp. 108—121,

78. Dunham, R. /., 1969, Vadose pisolite in the Capitan Reef (Permian), New Me-

xico and Texas, in Depositional environments in carbonate rocks (Friedman, G. M., ed.);

Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Publ. 14, pp. 182—191.

79. Dunnington, Η. V., 1954, Stylolite development post-dates rock induration: Jour.

Sed. Petrology, v. 24, pp. 27—49.

80. Dunnington, Η. V., 1967. Aspects of diagenesis and shape change in stvlolitic

limestone reservoirs: Proc. 7th World Petrol. Congr., Mexico, v. 2, pp 339—352 *

8\. Eardley, A. J., 1938, Sediments of Great Salt Lake, Utah: BulL Amer. Assoc,

Petrol. Geol., v. 22, pp. 1305—<1411.

82. Eder, F. W., 1970, Genese Riff-naher Detritus-Kalk bei Balve im Rheinischen

Schiefergebirge (Garbecker Kalk): Verh. Geol. Bundesanst., v. 4, pp 551—569

83. Emery, K. 0., 1945, Mineralogy of caliche from San Diego County, Calif.: Bull

Soulhern California Acad. Sci., v. 44, pp. 130—135.

„ 84. Emery, KO., and Cox, D. C., 1966, Bcachrock In the Hawaiian Islands· Pact-

fic Sci., v. 10, pp. 382—402.

, .. 85. Emery, K O., Tracey J. /., and Ladd. H. S.. 1954. Geology of Bikini and nearby

atolls: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 260-A, pp. 1—265.

86. Epstein S., Buchabaum, R., Lowenstam, Η. A., and Urey, H. C, 1951, Carbona-

te-water isotopic temperature scale: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 62, pp. +17-426.

f·

slei

- 19¾ Rfvised carbonate-water isotopic temperature scale'. BulL Geol.

soc. Amer., v. b4, pp. 1315—1326.

88. Evamy, B. 0.,1967 Dedolomitization and the development of rhombohedrel po-

res in limestone: Jour. Sed. Petrology, v. 37, pp. 1204—1215. ·»«»•«« «· r

480-

89. Evamy, В. D., and Shearman, D. 1., 1965, The development of overgrowths from

echinoderm fragments: Sedimentology, v. 5, pp. 211 —234

90. Fairbridge, R. W., 1957, The dolomite question, in Regional aspects of carbonate

deposition (LeBlanc, R. J., and Breeding. J. G., eds.): Soc. Econ. Paleont. Mm. Spec.

Publ. 5, pp. 125—178.

91. Feray. D. E., Heuer, E., and Hewall, W. G., 1962, Biological, genetic, and utili-

tarian aspects of Iimeslone classification, in Classification of carbonate rocks —a sym-

posium (Ham, W. E., ed): Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 1, pp. 20—32.

92. Finckh, A. E., 1904, Biology of reef-forming organisms at Funafuti Atoll, in

The a toll of Funafuti (Bonney, T. G., ed.) Royal Society of London, p. 133.

93. Fischer, A. G., Honjo, S., and Garrison, R. E., 1967, Electron micrographs of

limestones and their nannofossils: Princeton Monogr. Geol. Paleont., no. 1, 141 pp.

94. Fisher, D. 1., 1925, Geology and mineral resources of the Joliet quadrangle: Illi-

nois Geol. Surv. Bull. no. 51, 160 pp.

95. Folk, R. L., 1959, Practical petrographic classification of limestones: Bull. Amer.

Assoc. Petrol. Geol., v. 43, pp. 1—38.

96. Folk, R. L., 1962, Spectral subdivision of limestone types, in Classification of

carbonate rocks —a symposium (Ham. W. E., ed.): Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 1,

pp. 62—84.

97. Folk, R. L, 1965, Some aspects of recrystallization in ancient limestones, in Do-

Iomitization and limestone diagenesis (Pray, L. C., and Murray, R. C., eds.): Soc. Econ.

Paleont. Min. Spec. Publ. 13, pp. 14—48.

98. Folk, R. L., 1973, Carbonate petrography in the post-Sorbian age, in Evolving

concepts in sedimentology (Ginsburg, R. N., ed.): Baltimore, Johns Hopkins Univ. Press,

pp. 118—158.

99. Folk, R. L., and Robles, Rogelio, 1964, Carbonate sands of Isla Perez, Alacran

Reef complex, Yucatan: Jour. Geol., v. 72, pp. 255—292.

100. Franke, W., 1971, Struclure and development of the Iberg/Winterberg reef

(Devonian to Lower Carboniferous), Harz, West Cermany, in Sedimentology of parts

of central Europe (МйИег, G., ed.): Frankfurt, Waldemar Kramer, pp. 83—90.

101. Freeman, T., 1973, Temporal dolomite-calcite sequence and its environmental,

implications (abstr.): Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 57, p. 780.

102. Friedman, G. M., 1964, Early diagenesis and litnification in carbonate sedi-

ments: Jour. Sed. Petrology, v. 34, pp. 777—813.

103. Friedman, G. M., 1965, Terminology of crystallization textures and fabrics in

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

104. Friedman, G. M., ed., 1969, DeposiLional environments in carbonate rocks: Soc.

Econ. Paleont. Min. Spec. Publ. 14, 209 pp.

105. Friedman, G. M., 1971, Staining, in Procedures in sedimentary petrology (Car-

ver, R. E., ed.): New York, Wiley, pp. 511—530.

106. Friedman, G. M., Amiel, A. 1., Braun. M., and Miller, D. S., 1973, Generation

of carbonate particles and Iaminites in algal mats — example from sea-marginal hyper-

sallne pool, Gulf of Aqaba

Red Sea: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 57, pp. 541—557.

107. Friedman, G. M., Geblein, C. D., and Sanders, 1. £., 1971, Micritic envelopes

of carbonate grains are not exclusively of photosynthetic algal origin: Sedimentology,

v. 16, pp. 89—96.

108. Friedman, G. M., and Sanders, 1. E., 1967, Origin and occurrence of dolostones,

in Carbonate rocks (Cliilingar, G., Bissell, H.^and Fairbridge, R., eds.): Amsterdam,

Elsevier, pp. 267—348.

109. Fruth, L. S., Ir., Orme, G. R., and Donalh, F. A., 1966, Experimental com-

paction effects in carbonate sediments: Jour. Sed. Petrology, v. 36, pp. 747—754.

110. Fuchtbauer, H., ed., 1969, Lithification of carbonate sediments: Sedimentology,

spec, issue, v. 12, pp. 117—322.

111. Garrell, P., 1970, Phanerozoic stromatolites: noncompetitive ecologic restriction

ty grazing and burrowing animals: Science, v. 169, pp. 171—173

112. Garrison, R. E., and Fischer, A. G., 1969, Deepwater limestones and radiolari-

tes of the Alpine Jurassic in Deposilional environments in carbonate rocks: Soc. Econ.

Paleont. Min. Spec. Publ. 14, pp. 20—55.

113. Geze, B., 1965, Les conditions hydrogeologiques des roches calcaires: Bur. Rech.

Geol. Min., no. 7, pp. 9—40.

114. Gilbert, G. K., 1890. Lake Bonneville: U. S. Geol. Surv. Mono. 1, 438 pp.

115. Gile, L. H., Peterson, F. F., and Grossman, R. B., 1966, Morphological and ge-

netic sequence of carbonate accumulation in desert soils: Soil Sci., v. 101, pp. 347—360.

116. Ginsburg, R. JV., 1953, Beach rock in soulh Florida: Jour. Sed. Petrology, v. 23,

pp. 85—92.

481-