Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

-раста. Это позволяет считать, что в течение 150—200 млн· лет палео-

склон оставался практически постоянным. Более того, направление

течения, установленное для верхнеордовикских (Болд-Игл и исвего;

и ннжнесилурийских (Тускарора) песчаников в этом же регионе, было

почти идентичным направлению палеотечення в позднем палеозое

{124]. Для всех этих формаций направление транспортировки было

й — формация Уэвертон (кембрий) — 136 вамеров. средний азимут 100° — по [121]; б —формация

Болд Игл (Освего) — 59 точек наблюдения, 1792 замера, среданй азимут 300" — по [1231; в —фор-

мация Джунната — 76 точек наблюдения, 2254 вамера, средний азимут 299*—по (1231; г —фор-

мация Тускарорп (силур)— 67БЗ замера, средний азимут 322· — по 11231; д — формация Катскнлл

!верхний девон) —13 точек наблюдения, 194 замера, средний азимут 304°; в— формация Поконо —

227 точек наблюдения, 4968 замеров, средний азимут 290° —по [76): ж — формации Мауч-Чанк

(миссисипий) н Поттсвилл —12 точек наблюдения, ISl аамер, средний азимут 295° — по [751

Рнс. 14-13. Направление транспортировки н масштаб времени постдевонскнх песчани-

ков Иллинойского н Верхнемнссисипского бассейнов. По [87].

! — бордеиское время; 2 — честерское время; 3 — кейсвнлл-мэнсфильдское время; 4 — поэднепев-

снльванское время; 6 — поздний мел; 6 — эоцен; 7 — плиоцен; 8 — современный вынос р. Миссисипи.

перпендикулярно к современному тектоническому простиранию (рис.

14-12). Пожалуй, о наиболее значительной инверсии наклона свиде-

тельствует направление транспортировки в нижнекембрийских фор-

мациях Уэвертон в штате Мэриленд [122] и Антьетэм, которое, по-

видимому, было диаметрально противоположным по отношению к на-

правлению течения во всех остальных формациях Цеитрально-Аппа-

лачского района, т. е. ориентированным на восток.

<652

Поттер и Прайор [87] отмечают замечательно стабильную и

устойчивую систему транспортировки в песчаниках верховьев р. Мис-

сисипи, охватывающих по возрасту интервал от раннего палеозоя до

третичной эры. Главное направление транспортировки всех формаций

этой толщи лишь незначительно отличается от современного

(рис. 14-13).

В заключение следует сказать, что стабильность систем палео-

течений на протяжении весьма длительного времени свидетельствует

о существовании стабильных тектонических элементов с устойчивыми

региональными наклонами, которые в течение долгих периодов конт-

ролировали процессы эрозии, транспортировки и осадконакоплеиия.

Однако в других районах, в особенности в мобильных зонах, харак-

теризующихся наличием внутренних кратковременных источников сио-

са типа виутригеосинклинальных или приразломных гряд поднятий,

системы транспортировки менее устойчивы во времени.

Палеотечения и анализ бассейна

Изучение бассейна осадконакоплеиия включает реконструкцию

самого бассейна, уточнение положения его границ, установление об-

ласти нли региона сноса, поставляющего осадочный материал, опре-

деление положения береговой линии, если это отчасти морской бас-

сейн, и определение соотношения его структурной и батиметрической

осей.

Проблема определения границ бассейна уже обсуждалась в раз-

деле этой главы, посвященном расстоянию транспортировки и поня-

тию «линии водопадов». Эта проблема может быть в известном при-

ближении решена, если максимальный размер обломков убывает в

направлении течения и это уменьшение подчиняется определенной за-

кономерности, например закону Штернберга. Во многих случаях про-

слеживание этих изменений позволило фиксировать верхний по тече-

нию край бассейна. Предполагается, что «линия водопадов», установ-

ленная таким образом, параллельна простиранию осадконакопления,

которое в Центрально-Аппалачском районе параллельно тектониче-

скому простиранию и намечается по ориентировке осей складок и про-

стиранию изопахит.

Принято считать,что область сноса лежит в направлении, проти-

воположном течению. Однако в морских условиях течение может быть

литоральным; в этом случае положение области сноса неопределимо.

Однако однообразная, развитая на большой территории, система приз-

наков течения не может быть результатом «причуд» береговых тече-

ний; в этом случае направление, противоположное течению, должно

быть также направлением к источнику сноса. В аллювиальных отло-

жениях теоретически возможно, используя только данные о размере

частиц, получить кривую, приблизительно соответствующую профилю

реки [31]. Если это так, то можно оценить превышение по профилю,

действительный наклон палеосклона и, вероятно, высоту водораздела,

я также произвести некоторые реконструкции области сиоса в преде-

лах палеосуши.

Многие бассейны осадконакопления представляют собой полу-

грабены [119] и заполнены осадками асимметрично. Удаленный от

источника сноса край такого бассейна, который, возможно, смещался

во времени, трудно установить, тогда как граница бассейна, примы-

653-

кающая к источнику сиоса, является «линией водопадов» и фиксируй

ется четко, как было указано выше. «Полярность» седиментационных

трогов — одна из наиболее характерных их черт.

Кюнен [60] привлек внимание к продольному заполнению гео-

сииклинальных депрессий, как древних, так и современных. Опыт,

накопленный в центральной части Аппалачского бассейна, показал,

что поперечным поступлением материала характеризуются в основ-

ном аллювиальные скопления [71], которые составляют большую

часть кластического выполнения. Ордовикские турбидиты формации

Мартинсбург, однако, обнаруживают признаки не только поперечных,

но и продольных течений [63]. Этн течения ориентированы в осиов-

02 ЕЕЗ

ЕЁИ

Рис. 14-14. Палеогеография времени Покоио. По [76].

Точками покрыты районы, где содержание песков более чем вдвое превышает содержание глин

I — источник сноса; 2— палсотечення (средние азимуты косой слоистоств); 3— максимальный раз-

Мер обломков (мм); 4 — граница распространения аллювиальных отложений

ном почти вдоль оси бассейна, но местами фиксируются резкие от-

клонения в виде направлений, радиально расходящихся из вершин

мутьевых конусов выноса, питаемых за счет бокового поступления ма-

териала. Или же, возможно, боковые, поперечные течения преобра-

зуются в продольный поток по достижении ими осевой части трога.

Береговая линия — это нулевая линия палеосклона; следователь-

но, она параллельна седиментационному простиранию и простиранию

палеосклона. Истинное ее положение трудно фиксировать [37], по-

этому наиболее надежным критерием является содержание фауны в

слоях. Береговая линия должна лежать выше последнего местонахож-

дения несомненно морской фауны. Будучи установлена в одной точке,

береговая линия трассируется по простиранию осадконакопления. Сог-

ласно определению, это нулевая линия палеосклона, перпендикулярная

к направлению палеотечений. В Центрально-Аппалачском районе она

параллельна фациальным границам и изопахитам (рис. 14-14).

Ось бассейна осадконакопления может быть либо структурной,

либо батиметрической осью. Структурная ось — это линия максималь-

ного прогибания, а следовательно, линия наибольшей мощности оса-

дочного заполнения: ее положение можно определить по карте изо-

пахит. Батиметрическая ось — это линия, характеризующая наиболь-

шую глубину моря. Структурная и батиметрическая оси могут совпа-

дать, но могут, иметь и разное положение. Для мисснсипской форма-

<654

«ии Покоио в Центрально-Аппалачском районе наибольшая мощность

установлена вблизи обнажений этой формации, с небольшим смещени-

•ем к востоку, что соответствует прибрежной равнине времени Покоио.

Поскольку береговая линия Поконского бассейна проходила в Запад-

ной Пенсильвании, наиболее глубоководная часть палеобассейна

должна находиться к западу от этой линии, где-то в штате Огайо.

Собрав всевозможные данные о кластической формации, такой,

как Покоио, и нанеся наиболее существенные из них на карту, можно

осуществить их законченный палеогеографический синтез. Пример та-

кого синтеза показан на рис. 14-14.

Фациальные карты и палеогеография

Фация осадочных пород — это аспект или характерная особен-

ность осадка в пределах пласта одного н того же возраста. Myp [73]

предлагал рассматривать фацию как часть определенного комплекса

пород, ограниченную по площади и отличающуюся по своим физиКо-

органическим характеристикам от остальной части или от остальных

частей данного комплекса.

Поскольку фация отражает изменения характерных особенностей

по площади, то наиболее эффективное средство ее изображения —

карта. Хотя фациальные карты составлялись и более 50 лет назад,

сегодня для их построения требуются данные бурения, позволяющие

получить трехмерные изображения той нли иной стратиграфической

«дииицы. Региональная фациальная карта должна показывать широ-

кие региональные литологические соотношения. Такая карта, напри-

мер, должна показывать, что данная стратиграфическая единица, сло-

женная глинистыми сланцами в одном районе, состоит из смеси гли-

нистых сланцев и известняков — в другом, и, наконец, представлена в

основном известняками в прочих районах. Большинство фациальных

карт представляют собой то, что мы называем литофациальными кар-

тами; они отражают литологические особенности комплекса в боль-

шей степени, чем биологические или какие-либо другие.

Для составления таких карт используются как данные исследова-

ния обнажений, так и информация о породах, залегающих на больших

глубинах, полученная в результате глубокого бурения. Эта информа-

ция включает литологическое описание керна, а также данные про-

мысловой геофизики, интерпретация которых дает представление о ли-

тологии пород. Первичный материал почти для всех типов фациальных

карт — данные о мощности пород, выраженные в футах или метрах.

Эти данные линейных замеров могут преобразовываться или соче-

таться в различных вариантах, позволяя строить фациальные карты

всевозможных типов. Построению и интерпретации фациальных карт

уделено большое внимание в геологической литературе. Для ознаком-

ления с основными понятиями и методами мы отсылаем читателя к

следующим опубликованным работам [108, 73, 49, 50, 51, 52, 53, 54,

57] и многим другим.

Карты лнтофаций можно подразделить на несколько категорий.

Одни из них отражают мощности, будь то общая мощность комплек-

са нли мощность отдельных его компонентов (например, суммарная

мощность всех его песчаных прослоев). В других случаях можно по-

казывать литологические изменения в процентах (рис. 14-15), напри-

655-

мер процент содержания песков в данной толще. Такие карты отра*

жают изменения какого-либо одного компонента по площади.

На одной карте можно показывать изменения я нескольких ком-

понентов. На многокомпонентных картах показывают соотношения,

например, такие как отношение песчаных компонентов к глинисты»

или пластический коэффициент, отражающий отношение мощности

карбонатов к кластическим породам в разрезе. Пропорции между тре-

мя главными диалогическими составляющими— песками, глинами и

карбонатами (известняками и доломитами)—могут быть изображе-

ны с помощью треугольных диаграмм (рис. 14-16), на которых все

TZL

ШГ

ZZZ

Модели А

X песчаников

40 10

Я Г.1ИНЫ

40 20

Яиэистиякоя

6 го 50 во

пластический

коэффициент

IS 4

I Q25

Отношение пес-

ков к глннаи

025

Πι

Некластические породы

оэ 8 4 2 I 0,5 025 0125 О

Песчаники Отношение песчаников Глинистые

к глинам сланцы

Рис. 14-15. Гипотетические разрезы, показывающие изменения содержании песков, гли-

нистых сланцев и известняков. По [49]

Рис. 14-16. Литофациальный треугольник, показывающий связь кластического коэффи-

циента и отношения пески — глины с обычным 100%-ным треугольником (врезка).

По [49].

Точки иа треугольниках соответствуют данным, изображенным иа рнс. 14-15

возможные соотношения группируются в девять классов. Каждый из

этих классов можно изобразить на литофациальной карте особым цве-

том или штриховкой (рис. 14-17). Такая фациальная карта является

трехкомпонентной.

Изобретательный исследователь может подобрать великое мно-

жество других многокомпонентных параметров, характеризующих

аспект, который ему кажется важным. Сюда относятся карты энтро-

пии [78], отражающие меру смешения трех главных типов пород в

разрезе, карты коэффициента энтропии, карты фациальных отклоне-

ний [52] и различные карты «вертикальной изменчивости» (показы-

вающие количество песчаников, среднюю мощность песчаниковых

пластов и другие подобные аспекты). Все они содержат информацию

о составе и геометрии составных частей разреза.

Следует еще раз напомнить, что все типы таких карт основаны

иа данных линейных замеров, данных о мощности пород. Последнее

главное, ибо это почти все, что мы можем извлечь из промыслово-гео-

фнзических наблюдений, а от них в значительной степени зависит

составление литофациальных карт. Конечно, можно наблюдать и кар-

656-

тировать и другие признаки, такие, как углеродный коэффициент, со-

держание бора и т. п., однако эти данные редко являются доступны-

ми. Качество всех карт зависит также от соответствующей плотности

точек наблюдения —обычно буровых скважин—и от грамотного про-

ведения изолиний.

Главные недостатки фациальных карт—неадекватность первично-

го материала и проблема интерпретации. Первичные данные обычно

столь малочисленны и редки, что они позволяют обрисовать фаци-

альную картину лишь в общих чертах. Лишь в исключительных слу-

чаях точки наблюдения расположены столь близко друг к другу, что

Границы распространения: / — докембрия; 2 —силура; S — доломитов; 4— глинистых сланцев

(25%); 6 — песков (12,5%); « — конгломератов (10%)

по ним можно судить о геометрии отдельного песчаного тела и дета-

лях литологии, необходимых для анализа условий осадконакопления.

Неоднократно предпринимались попытки сформулировать основ-

ные принципы интерпретации фацнальных карт [50, 58]. Литофаци-

альные карты характеризуют современное распространение по пло-

щади стратиграфических единиц, их мошность и в общих чертах ли-

тологию. Считается, что такие карты проливают некоторый свет и на

геологическую историю, условия осадконакопления и тектоническое

положение изучаемого осадка. Соотношения между данными, изобра-

женными на картах, и этими проблемами часто неясны. Интерпрета-

ция условий осадконакопления на основе региональных фациальных

карт не может быть удовлетворительной, хотя определенные литоло-

гнческне ассоциации, например высокое отношение эвапоритов к кар-

бонатам, позволяют судить о характере среды осадконакопления.

Карта изопахит, еслн ее можно построить в достаточно крупном мас-

штабе и на основании достаточно плотной сети наблюдений, дает на-

столько четкие представления о геометрии отдельного песчаного тела,

что они позволяют распознать дельтовые рукава илн островную барь-

ерную форму.

657-

Поскольку на большинстве фациальных карт показаны границы

фаций и изопахит, интересно проследить их соотношение. Они могут

быть параллельными или различным образом пересекаться [50].

Особенно важно соотношение между фациями и тектонической

обстановкой. Положительные структурные элементы обычно являются

источниками сноса, поэтому можно ожидать, что фация должна иметь

какие-то признаки, связывающие ее с такими приподнятыми участка-

ми. В осадках наблюдается тенденция к уменьшению размера зерен

до мере удаления от источника сноса. В этом направлении, например,

намечается «глинизация» песков, выражающаяся в постепенном пе-

реходе их в глины или переслаивании с ними. Следовательно, возмож-

но картирование отношения пески — глины или других измеримых

литологическнх признаков. Фациальная картина может отражать пе-

ремещение осадка из области сноса (см. рис. 14-17). В некоторых

случаях отношение пески — глины может иметь особенно большое

значение. Отношение 1:1 наблюдается обычно в зоне перехода иемор-

ских осадков в морские или в непосредственной близости к этой зоне;

в ряде случаев линия, трассирующая это соотношение, параллельна

береговой линии (см. рис. 14-14). Известны неоднократные указания

на связь этого коэффициента с нефтеносностью [17, 76, 124].

Хотя карты изопахит и литофациальные карты являются важ-

ными и часто единственными для понимания истории бассейна осад-

конакоплеиия документами, которые можно составить на основе дан-

ных бурения, реконструкция палеогеографии и системы палеотечений

легче достигается с помощью ориентированных признаков и анализа

условий осадконакоплеиия, который лучше всего производить путем

изучения вертикальных разрезов и содержащихся в них осадочных

текстур.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. BarreU, J., 1925, Marine and terrestrial conglomerates: Bull. Geol. Soc. Amer-

v. 36, pp. 279—342.

2. Bassett, D. A., and Walton, E. K., 1960, The Hell's Mouth Grits: Cambrian grey-

wackes in St. TidwaIls Peninsula, North Wales: Quart. Jour. Geol. Soc. London, v. 116,

pp. 85—110

3. Blissenbach, E., 1952, Relation of surface anlge distribution to particle zise distri-

bution on alluvial fans: Jour. Sed. Petrology, v. 22, pp. 25—28.

4. Black, B. 1., 1965, The sedimentary history of some Triassic conglomerates in

the Vale of Glamorgan, South Wales: Sedimentology, v. 4, pp. 225—245.

5. Bouma, A. H., 1962, Sedimentology of some flysch deposits: Amsterdam, Elsevier,

168 pp.

6. Bouma, A. H., and Brouwer, A., eds., 1964, Turbidites: Developments in sedimen-

tology, v. 3, Amsterdam, Elsevier, 264 pp.

7. 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.

8. Brett, G. W., 1955, Cross-bedding in the ВагяЬоо Quartzlte of Wisconsin; Jour.

Geol., v. 63, pp. 143—148.

9. Brinkman, R., 1933, Ober Kreuzschichtung im deutschen Bundsandsteinbecken-

Nachr. Gesell. Wissensch. 24 Gottingen

Math. Phys. Kl. Fachtgrappe IV, no. 3S.

10. Burrl, C., 1929, Sedimentpetrographische Untersuchungen an alpinen Fliissanden:

Schweiz. Min. Pet Mitt., v. 9. pp. 205—240.

11. Crowell, J. C., 1955, Directional-current structures from the pre-Alpine Flysch,

Switzerland: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 66, pp. 1351—1384.

12. Crowell, J. C., Hope, R. A., Kahle, 1. E., Ovenshine, A. T., and Sams, R H.,

1966, Deep-water sedimentary structures, Pliocene Pico Formation. Santa Paula Creek,

Ventura Basin California: California Div. Mines GeoI., Spec. Rept. 89, 40 pp.

658-

13. Cummins, W. Α., 1959, The Lower Ludlow Grits in Wales: Liverpool and Man,

Chester Geol. Jour., v. 2, pp. 168 179.

14. Curray, 1. R., 1956, Dimensional grain orientation studies of Recent coastal)

sands: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 40, pp. 2440—2456.

15. DeQeer

G., 1940, Geochronologia suecica, principles, atlas: Kungl. Svenska Vet.

Akad. Handl., ser. 3, v. 18, 360 pp.

16. Denny, C. S., 1965, Alluvial fans in the Death Valley region, California and

Nevada: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 466, 62 pp.

17. Dickey, P. A., and Rohn, R. E., 1955, Facies control of oil occurrence. Bull.

Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 39, pp. 2306—2320.

18. Dreimanis, A., 1956, Steep Rock iron ore boulder train: Proc. Geol. Assoc Canav

da, v. 8, pp. 27—70.

19. Dzulynski, S., Ksiazkiewicz, M., and Kuenen, Ph. H., 1959, Turbidites m fljsch

of the Polish Carpathian Mountains: Bull. OPOI SOC. Amer., v. 70, pp. 1089 1118.

2(3. Dzulynski, S., and Radomski, A., 1955, Origin of groove casts in the light of

turbidity current hypothesis: Acta Geol. Polonica, v. 5, pp. 47—66.

21. Dzulynski, S., and Walton, Ε. K, 1965, Sedimentary features of flysch and

greywackes: Amsterdam, Elsevier, 274 pp.

22. Elliott, 0., 1970, Determination of finite slrain and initial shape from deformed

elliptical objects: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 81, pp. 2221—2236.

23. Flint, R. F., 1971, Glacial and Quaternary geology: New York, Wiley, 897 pp

24. Forche, F., 1935, Stratigraphie und Palaogeographie des Buntsandsteins im

Umkreis der Vogesen: Mitt. Geol. Staats Inst. Hamburg, v. 15, pp. 15—55.

25. FHchtbauer, H., J954, Transport und Sedimentation der westlichen Alphenvor-

landsmolasse: Heidelberger Beitr. Min. Petrog., v. 4, pp. 26—53.

26. FHchtbauer, H., 1958, Die Schiittungen in Chatt und Aquitan der deutschen

Alpenvorlandsmolasse: Eclogae Geol. Helvetiae, v. 51, pp. 928—941.

27. Fdchtbauer, H., 1967, Die Sandsteine in der Molasse nordlich der Alpen: Geol.

Rundschau, v. 56, pp. 266—300.

28. Grabau, A. W., 1913, Principles of stratigraphy: New York, Dover, 1185 pp. (rep-

rinted 1960).

29. Grip, E., 1953, Tracing of glacial boulders as an aid to ore prospecting in Swe-

den: Econ. Geol., v. 48, pp. 715—725.

30. ten Haaf, E., 1959, Graded beds of northern Apennines: Ph. D. thesis, Univ.

Groningen, 102 pp.

31. Hack, I. T., 1957, Studies of longitudinal stream profiles in Virginia and Mary-

land: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper 294-B, pp. 45—97.

32. Hall, 1., 1843, Remarks upon casts of mud furrows, wave lines, and other mar-

kings upon rocks of the New York System: Assoc. Amer. Geol. Rept., pp. 422—432

33. Hamblin, W. K, 1958, Cambrian sandstones of northern Michigan: Michigan

Geol. Survey Pubc. 51, 149 pp.

34. Hoffman, P., 1969, Protorozoic paleocurrents and depositional historz of the

East Arm fold belt, Great Slave Lake, Northwest Territories: Canad. Jour. Earth Sci-

V. 6, pp. 441—462.

35. Hoffmeisler, W. S., 1954, Microfossil prospecting for petroleum: U. S Patent

Office, no. 2, 686, 108.

36. Hoffmeisler, W. S., 1960, Palynology has important role in oil exploration:

World Oil, v. 150, pp. 101—104.

37. Hough, J. L., and Menard, H. W.. Ir., eds., 1955, Finding ancient shorelines·

Soc. Econ. Paleon. Min., Spec. Publ. no. 3, 129 pp.

38. Howard, J. 0., 1966. Palterns of sediment dispersal in the Fountain Formation

of Colorado: Mountain Geologist, v. 3, pp. 147—153.

39. Hsu, J. K., I960, Paleocurrent structures ard paleogeography of the ultrahelve-

tic flysch basins, Switzerland: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 71, pp. 577—610.

40. Hubert, J. F., 1966, Scdimcntory history of Upper Ordovician geosynclinal

rocks, Girvan

Scotland: Jour. Sed. Petrology, v. 36, pp. 677—699.

41. Humbert, F. L., 1988, Selection and wear of pebbles on gravel beaches Ph D

thesis, Univ. Groningen, 144 pp.

42. Hyde, I. E., 1911, The ripples of the Bedford and Berea formalions of central

Ohio, with notes on the paleogeography of that epoch: Jour. Geol., v. 19, pp. 257—269

43. JHngst

H., 1938, Palaogeographische Auswertung der Kreuzschichtung: Geol.

Meere Binnengewasser, v. 2, pp. 229—277.

44. Kindle, Ε. M., 1917, Recent and fossil ripple mark: Geol. Surv Canada, Mus.

Bull. 25, pp. 1—56.

45. King, P. B., 1948, Geology of the southern Guadalupe Mountains, Texas. U. S

Geol. Surv. Prof. Paper 215, 183 pp.

659-

46. Kopsiein. F. Ρ. Η. Ψ., 1954, Graded bedding of the Harlech Dome. Ph. D, the''

sis, Univ. Groningen, 97 pp. ,, , _ , _

47. Krumbein, W. C., 1937, Sediments and exponential curves; Jour. Geol. v. 45,

pp. 577—601. . „ . - ,

48. Krumbein, W. C., 1942, Flood deposits of Arroyo Seco, Los Angeles County,

California: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 53, pp. 1355—1402.

49. Krumbein, №. C., 1948, Lithofacies maps and regional sedimentary-stratigraphlc

analysis: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 32, pp. 1909—1923.

50. Krumbein, W. C., 1952, Principles of facies map interpretation: Jour. Sed. Petro-

logy, v. 22, pp. 200-211. . .

51. Krumbein, W. C., 1954, The tetrahedron as a facies mapping device: Jour. Sed

Petrology, v. 24, pp. 3—19.

52. Krumbein, W. C., 1955, Statistical analysis of facies maps: Jour. Geol., ν 63,

pp. 452—470.

53. Krumbein, W. C., 1956, Regional and local components in facies maps: Bull.

Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 40, pp. 2163—2194.

54. Krumbein. W. C., 1957, Comparison of percentage and ratio data In facies map-

ping: Jour. Sed. Petrology, v. 27, pp. 293—297.

55. Krumbein, №. C., and Griffith, J. S., 1938, Beach environment in Little Sister

Bay, Wisconsin: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 49, pp. 629—652.

Krumbein, W. C., and Libby, W. G., 1957, Application of moments to vertical

variability maps of stratigraphic units: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 41,

pp. 197—211.

57. Krumbein, W. C., and Sloss, L. L., 1963, Stratigraphy and sedimentation, 2nd

ed.: San Francisco, Freeman, 660 pp.

58. Kuenen, Ph. H., 1955, Experimental abrasion of pebbles. L Wet sandblasting:

Leidse Geol. Meded., v. 20, pp. 142—150.

59. Kuenen, Ph. H., 1957a, Sole markings of graded graywacke beds: Jour. GeoL

v. 65, pp. 231—258.

60. Kuenen, Phy, H., 1957b, Longitudinal filling of oblong sedimentary basins: Ver-

handl. Konink. Ned. Geol., Mijn. Genootsch., geol. ser., v. 18, pp. 189—195.

61. Kuenen, Ph. H., and Sanders, J. E., 1956, Sedimentation phenomena in Kulm

and Flozleeres graywackes, Sauerland and Oberharz, Germany: Amer. Jour. Sci., v. 254,

pp. 649—671.

62. Lajoie, J., ed., 1970, Flysch sedimentology in North America: Geol. Assoc. Ca-

nada Spec. Paper, 7, 272 pp.

63. Lajoie, J., 1972, Slump fold axis orientations: An indication of paleoslope?:

Jour. Sed. Petrol., v. 42, pp. 584—586.

64. Laming, D. J. C., 1966, Imbrication, paleocurrents and other sedimentary featu-

res In the Lower New Red Sandstone, Devonshire, England: Jour. Sed. Petrology, v. 36,

pp. 940—959.

65. Leviavsky, S., 1955, An introduction to fluvial hydraulics: London, Constable,

257 pp.

66. Lindsey, D. A., 1969, Glacial sedimentology of the Precambrian Gowganda For-

mation, Ontario, Canada: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 80, pp. 1685—1702.

67. Lundqvlst, G., 1935, Blockundersokningar, Historik och Metodik: Sverige Geol.

Undersokn., ser. 3, no. 390, 45 pp.

68. McBride, E. F., 1962, Flysch and associated beds of the Martinsburg Formation

(Ordovician), central Appalachians: Jour. Sed. Petrology, v. 32, pp. 39—9t.

69. McCarthy, G. R., 1931, Coastal sands of the eastern United States: Amer. Jour.

Sci., ser. 5, v. 22, pp. 35—50.

70. Marschalko, R., 1961, Sedimentologic investigation of marginal lithofacies in

flysch of central Carpathians: Geol. Prace (Bratislava), v. 60, pp. 167—230.

71. Meckel, L. D., 1967, Origin of PottsviIIe conglomerates (PennsyIvanian) in the

central Appalachians: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 78, pp. 223—258.

72. Meckel, L. D., 1970, Paleozoic alluvial deposition in central Appalachians:

a summary, in Studies in Appalachian geology: central and southern (risher, G. W.,

et al., eds.): New York, Interscience, pp. 49—68.

73. Moore, R. C., 1949, Meaning of facies: Gecl. Soc. Amer. Mem. 30, pp. 1—34.

74. Murphy, Μ. A., and Schlanger, S. 0., 1962, Sedimentary structures in lhlas and

Sao Sebastiao formations (Cretaceous), Reconcavo Basin, Brazil: Bull. Amer. Assoc.

Petrol. Geol., v. 46, pp. 457—477,

75. Opdyke, N. D., and Runcorn, S. K., 1960, Wind direction in the western United

states in the Late Paleozoic: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 71, pp. 959—972.

76. Pelleller, B. R., 1958, Pocono paleocurrents in Pennsylvania and Maryland' Bull.

Geol. Soc. Amer., v. 69, pp. 1033—1064.

<660

, ,7

lier

· R- 1965, Paleocurrents In the Triassie of northeastern British Co-

lumbia, m Primary sedimentary structures and their hydrodynamic interpretation (Midd-

leton, G. V., ed.) Soc. Econ. Paleont. Min. Spec. Publ. 12, pp. 233—245.

- R-

1954

· Mapping of multicomponent systems; Jour. Geol., v. 62,

pp. 501—511.

„ ., 79· Pettijohn, F. J., 1957, Paleocurrents of Lake Superior Precambrian quartzites:

Bull. Geol. Soco. Amer., v. 68, pp. 469—480.

80. PetUjohn, F. /., 1962, Paleocurrents and paleogeography: Bull. Amer. Assoc.

Petrol. Geol., v. 46, pp. 1468—1493.

81. Pettijohn, F. J., and Lundahl, A. C., 1943, Shape and roundness of Lake Erie

beach sands: Jour. Sed. Petrology, v. 13, pp. 69—73.

82. Picket, W., 1937, Stratigraphie und Sediinentanalyse des Kulms an der Edertal-

sperre: Zeitschr. Deut. Geol. Gesell., v. 89, AbhandL A, pp. 233—280.

83. Plumley, W. J., 1948, Blnck HilU terrace gravels: a study In sediment transport

Jour. Geol., v. 56, pp. 526—577.

84. Potter, P. E., 1955, The petrology and origin of the Lafayette Gravel: Jour.

GeoI., v. 63, pp. 1—38, 115—132.

85. Potter, P. E., and Olson, J. S., 1954, Variance components of cross-bedding di-

rection in some basal Pennsylvanian sandstones of Eastern Interior Basin: geological

considerations: Jour. Geol., v. 62, pp. 50—73.

86. Potter, P. E., and Pettijohn, F. I., 1963, Paleocurrents and basin analysis: New

York, Springer, 298 pp.

87. Potter, P. E., and Pryor, W. A., 1961, Dispersal centers of Paleozoic and later

clastics of the Upper Mississippi Valley and adjacent areas: Bull. Geol. Soc. Amer., v. 72,

pp. 1195—1250.

88. Potter, P. E., and Scheidegger, A. E., 1966, Bed thickness and grain size: gra-

ded beds: Sedimentology, v. 7, pp. 233—240.

89. Reiche, P., 1938, An analysis of cross-lamination: the Coconino Sandstone: Jour

Geol., v. 46, pp. 905—932.

90. Rich, J. L., 1950, Flow markings, groovings, and intrastratal crumplings as

criteria for recognition of slope deposits, with illustrations from Silurian rocks of Wales

Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 34, pp. 717—74:.

91. Richter, D., 1965, Sedimentstrukturen Ablagerungart und Transportrichtung in

Flysch der baskisclien Pyrenaen: Geol. Mitt., v. 4. pp. 153—210.

92. Rubey, W. W., 1

J33, The size distribution of heavy minerals within a waterlaid

sandstone: Jour. Sed. Petrology, v. 3, pp. 3—29.

93. Rubey, W. W., and Bass, N. W., 1925, The geology of Russell County, Kansas:

Bull. Kansas State Geol. Surv. 10, pp. 1—86.

94. Ruedemann, R., 1897, Evidence of current action in the Ordovician of New York:

Amer. Geol., v. 19, pp. 367—391.

95. Russell, R. D., and Taylor, R. E., 1937, Roundness and shape of Mississippi

River sands: Jour. Geol., v. 45, pp. 225—267.

96. Scheidegger, A, E., 1961, Theoretical geomorphology: New York, Springer,

333 pp.

97. Scheidegger, A. E., and Poller, P. E., 1971. Downcurrent decline in grain thick-

ness of single turbidite beds: a semi-quantitative analysis: Sedimentology, v. 17,

pp. 41—49.

98. Schlee, J., 1957, Upland gravels of southern Maryland: Bull. Geol. Soc. Amer.,

v. 68, pp. 1371—1410.

99. Schoklitsch, A., 1933, Uber die Verkleinerung der Geschiebe in Flusslaufen-

Proc. Acad. Sci. Vienna, Math. Nat Sci. Kl., sec. IIa, v. 142, pp. 343—366.

100. Schwab, F. L., 1970, Origin of the Antietam Formation (Late Precambrian? —

Lower Cambrian), central Virginia: Jour. Sed. Petrology, v. 40, pp. 354—366.

101. Schwarzacher, W., 1953, Cross-bedding and grain size in the Lower Cretaceous

sands uf Easl Anglia: Geol. Mag., v. 90, pp. 322—330.

102. Scott, G., 1930, Ripple marks of large size in the Fredericksburg rocks west

of Fort Worth, Texas, in Contributions to geology, 1930, Bull. Univ. Texas 3001,

pp. 53—56.

103. Scott, K- M., 1966, Sedimentology and dispersal pattern of a Cretaceous flysch

sequence, Patagonia: Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., v. 50, pp. 72—107.

104. Scott, K. M., and Gravlee, G. C., Jr., 1988, Flood surge on the Rubicon River,

California — hydrology, hydraulics, and boulder transport: U. S. Geol. Surv. Prof. Paper

422-M, 40 pp.

105. Sestlnl, G., 1964, Paleocorrentl eocenicbe nell' area tosco-umbra: Boll. Soc.

Geol. Italiana, v. 83, pp. 1—54.

106. Shotten, F. W., 1937, The lower Bunter sandstones of north Worcestershire and

east Shropshire: Geol. Mag., v. 74, pp. 534—553.

661-