CLAY MINERALOGY OF THE NUBIA FORMATION (EGYPT)                                                 329

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 5, BRATISLAVA, OCTOBER 2003

329–336

CLAY MINERALOGY OF THE NUBIA FORMATION,

WESTERN DESERT (EGYPT)

HASSAN MOHAMED BAIOUMY

1*

, ISMAEL SAYED ISMAEL

2

 and IBRAHIM HASHEM ZIDAN

3

1

Central Metallurgical R & D Institute, 87 Helwan, Cairo, Egypt; *+: hassanbaioumy@hotmail.com

2

Faculty of Education, Suez Canal University, Suez, Egypt

3

Abu-Tartur Mining Project, El-Alphy Street, Cairo, Egypt

(Manuscript received July 11, 2002; accepted in revised form March 11, 2003)

Abstract: The term Nubia Formation has been used in a broad range of stratigraphic and sedimentological connotations

to designate terrestrial sandstone of Paleozoic to Mesozoic age in Egypt. The Nubia Formation is the oldest exposed rock

unit and forms the basal part of the scarp face and the floor of Kharga and Dakhla Depressions. It is overlain by the

Qusseir Shale Formation. The Nubia Formation in the studied locality is composed of very thick sandstone intervals

intercalated with several thin shale intervals. Bulk samples are composed of clay minerals and quartz with traces of

feldspars. Clay fractions separated from the different intervals of the Nubia Formation are dominated by kaolinite,

smectite, and illite. Kaolinite is the major constituent in all samples. Smectite represents a major constituent in the shale

intervals while it occurs as traces in the sandstone intervals. Illite occurs as traces in some samples. Clay minerals are

classified into three assemblages. Based on X-ray and Scanning Electron Microscope analyses, the studied kaolinite is

classified into two types. Authigenic kaolinite forms highly crystalline pore-filling books of stacked hexagonal flakes

and occurs between quartz grains in the sandstone intervals while detrital kaolinite of lower crystallinity associates

smectite and illite in the shale intervals. In the shale intervals occurrence of smectite as poorly crystalline flakes of

unclear outlines is suggestive of detrital origin. Authigenic kaolinite formed during diagenesis of the Nubia Sandstone as

a result of complete or partial dissolution or replacement of detrital feldspar grains. Abundance of detrital smectite in the

shales intervals suggests their formation under arid or semiarid climatic conditions.

Key words: Egypt, Nubia Formation, diagenesis, kaolinite, smectite, illite.

Introduction

The term Nubia Formation has been used in a broad range of

stratigraphic and sedimentological connotations to designate

terrestrial  sandstone  of  Paleozoic  to  Mesozoic  age  in  Egypt

(Snavely 1984). The Nubia Formation was first introduced to

the  Egyptian  stratigraphy  by  Russegger  (1838  cited  in  Said

1962) to designate the brownish, highly dissected and almost

horizontal sandstone beds, which are widely distributed over

the  southern  parts  of  Egypt  and  Nubia  in  particular  (Said

1962). Later, this term was used to designate any nonfossilif-

erous sandstone in the entire Paleozoic or Mesozoic succes-

sion. The Nubia Formation rests unconformably on the granit-

ic and metamorphic basement complex and is overlain by the

Qusseir Shale Formation.

Clay minerals formation results, either directly or indirectly,

from  the  hydrolytic  decomposition  of  primary  aluminosili-

cates.  The  rate  of  hydrolytic  decomposition  processes  is

strongly  affected  by  the  rate  of  vertical  water  movement

through the medium, in other words, by leaching. Under oth-

erwise  equal  circumstances,  higher  leaching  rates  will  pro-

duce more clay-sized material, and clay minerals belonging to

more advanced weathering stages (Jackson 1965). The princi-

pal factor determining leaching rate and clay mineral compo-

sition may be the intensity of rainfall (Singer 1984). Singer

(1980) found a strong negative correlation between montmo-

rillonite in the clay fractions of soils formed from Pleistocene

basalt and rate of rainfall. In the tropics, where leaching and

chemical weathering are intense, there is a conspicuous abun-

dance of the kaolinite group minerals and gibbsite near conti-

nental masses (Biscaye 1965; Zimmerman 1977).

The bulk of the geological literature on sandstones gives in-

dication of their content of authigenic clay minerals (Wilson

& Pittman 1977). Füchtbauer & Müller (1970) described se-

quences of diagenetic alterations, which affect sandstones of

various composition under differing geochemical conditions.

Clay neoformation and replacement of detrital grains are typi-

cal in many of these sequences. Millot (1970) claimed kaolin-

ite is a common diagenetic product in the sandstones. Exten-

sive referencing of the Russian literature by Sarkisyan (1972)

suggested that authigenic clays are common in many Mesozo-

ic and Paleozoic sandstones of various sedimentary basins in

Russia. Carrigy & Mellon (1964) and Carrigy (1971) conclud-

ed that authigenic kaolinite is abundant and widely distributed

in sandstones of divergent conditions and depositional envi-

ronments. Wilson & Pittman (1977) listed several criteria to

distinguish authigenic clays. These criteria include, the com-

position, morphology, distribution, and crystallinity of these

clays.

The use of clays in sediments to interpret climate change

was pioneered by Robert & Chamley (1987, 1991). More re-

cently,  Robert  &  Kennett  (1992)  related  the  abundance  of

330                                                                            BAIOUMY, ISMAEL and ZIDAN

smectite (70–100 %) in the early Tertiary off Antarctica to in-

dicate arid and seasonal climates. In contrast, the occurrence

of kaolinite is interpreted by Robert & Kennett (1992) to indi-

cate high rainfall with warm temperature. In a subsequent pa-

per Robert & Kennett (1994) concentrated on the details of

δ

18

O changes and clay mineralogy. Kaolinite increased dra-

matically at the Paleocene-Eocene boundary, indicating a ma-

jor  increase  in  temperature  and/or  precipitation  (Robert  &

Maillot 1990). Thiry (2000) pointed out that clay minerals in

sediments  can  be  useful  indicators  of  paleoclimatic  condi-

tions.

The petroleum potential of the Nubia Beds is being investi-

gated actively at present (Klitsch et al. 1979). This interest, as

well as other research activity on the ground water, paleontol-

ogy, and sedimentology of Nubia (Klitsch 1978), has recently

led to a better grasp of the stratigraphy and depositional set-

ting. Our purpose in this paper is to shed light on the nature

and origin of the clay minerals separated from samples of the

Nubia Formation.

Location and geological setting

The  Abu-Tartur  plateau  lies  600  km  to  the  southwest  of

Cairo, in the Western Desert. It is located between the Dakhla

Oasis to the west and Kharga Oasis to the east. The southern

Fig. 1. Geological map of Egypt with the localities of the studied area (modi-

fied from Spanderashvilli & Mansour 1979).

edge  of  the  plateau  overlooks  the  Nubia  plain  to  the  south,

whereas it gently tilts northward forming the general surface of

the north Western Desert. Elevations on the surface of the pla-

teau vary from 540 m to 570 m above sea level. In the northern

and western parts of the area, the plateau surface is covered by

limestone  of  the  Eocene  Garra  Formation,  which  forms  the

higher step making the main limestone plateau. Eastward and

southward, the plateau surface is highly dissected. The studied

section  is  located  approximately  20 km  to  the  north  of  the

Kharga-Dakhla route within the Abu-Tartur Mine (Fig. 1). The

Nubia  Formation  in  the  studied  area  is  composed  of  thick

sandstone  intervals  separated  by  several  thin  shale  intervals

(Fig. 2).  It  is  overlain  by  varicoloured  shales  of  the  Qusseir

Formation. The basal part of the Nubia Formation is not ex-

posed.

Materials and methods

A total of 38 samples representing the different lithological

units of the Nubia Formation were collected in order to exam-

ine the possible variation in mineralogical composition espe-

cially clay minerals.

Separation of clay fraction (<2 

µ

m) was carried out to exam-

ine the clay mineral composition of shales and their temporal

and spatial variations. Approximately ten grams of shale sam-

ples were transferred to a 600 ml beaker and treated

with dilute 1 N acetic acid to remove carbonates. Af-

ter no more effervescence with acid, the residue was

washed with distilled water and then treated with 30%

H

2

O

2

 to remove organic matter. After the sample was

completely  disaggregated,  it  was  washed  with  dis-

tilled water several times in order to reach a complete

suspension. The suspended clay fraction (<2 

µ

m) was

mounted  on  glass  slides  by  dropper  and  left  to  dry.

For each sample, three oriented slides were prepared

by the same method and with the same thickness. One

is untreated, another is saturated with ethylene glycol

vapor at 60 °C for one hour, and the other is heated at

550 °C for three hours.

A Philips PW 1730 X-ray generator with Ni-filtered

Cu K

α

 run at 40 kV and 25 mA was used to examine

both the bulk samples and clay fractions. Bulk sam-

ples were analysed by the X-ray technique after grind-

ing  in  an  agate  mortar  and  mounting  in  the  sample

holder.  The  scans  were  limited  to  the  2

θ

  2°  to  80°

range. The clay fractions were analysed using the X-ray

technique.  The  scans  were  limited  to  the  2

θ

  range

from 2° to 40°. Smectite was identified by the peak at

1.4 nm  that  is  expanded  to  1.7 nm  after  glycolation

and reduced to 1.0 nm by heating (Moore & Reynolds

1997). Kaolinite was identified by the peak at 0.7 nm,

which is not affected by glycolation, and disappeared

by heating at 550 °C for 3 hours (Moore & Reynolds

1997).  Illite  was  identified  by  the  peak  at  1.0 nm,

which is not affected either by glycolation or by heat-

ing (Moore & Reynolds 1997). Clay minerals abun-

dance is estimated using the peak area of the first bas-

al reflections, without using any correction factor.

CLAY MINERALOGY OF THE NUBIA FORMATION (EGYPT)                                                 331

Fig. 2. A detailed lithostratigraphic section of the Nubia Sandstone

Formation in the Abu-Tartur area, Western Desert, Egypt.

Five selected samples were observed on a fractured surface

under Scanning Electron Microscope (SEM) (Philips S-2400s)

at the Geological Survey of Egypt to examine the morphology

of clay minerals.

Results

Petrology and Petrography

The Nubia Formation in the studied area is classified into

several  thick  sandstone  intervals  separated  by  several  thin

shale intervals (Fig. 2). The sandstone intervals are composed

of 40 to 20 m thick yellowish white, friable, medium- to fine-

grained, cross-bedded to cross-laminated sandstone. The shale

intervals are composed of 6 to 1.5 m thick of yellow, yellow-

ish grey, hard claystone.

Under the polarizing microscope, the Nubia sandstones are

composed entirely of white to pale grey, monocrystalline, sub-

rounded  to  subangular,  and  medium-  to  fine-grained  quartz,

which  are  cemented  by  iron  oxides  and/or  clay  minerals

(Fig. 3). In some instance pyroxene and zircon crystals are de-

tected (Fig. 4 and Fig. 5 respectively). On the other hand, the

shales are composed entirely of brownish grey clay minerals

with some pale grey, monocrystalline, subrounded to suban-

gular, and medium- to fine-grained quartz (Fig. 6).

Mineralogy

Bulk samples are composed entirely of quartz with traces

of feldspars. The X-ray data for the clay fractions separated

from the different intervals of Nubia Formation are dominat-

ed  by  kaolinite,  smectite,  and  illite.  Kaolinite  is  the  major

constituent in all samples and its contents range from 80 to

98 %  of  the  clay  minerals,  while  smectite  occurs  as  traces

especially  in  the  sandstone  intervals  ant  its  contents  range

from 2 to 10 % of the clay minerals. In the shale interval on the

other hand it occurs as major constituent and its contents range

Fig. 4. A microscopic photograph of the Nubia Sandstone under the

polarizing  microscope.  It  is  composed  entirely  of  monocrystalline,

subrounded, medium-grained detrital quartz cemented with clays and

iron oxides. In some instances it contains some pyroxene crystals (P).

Fig. 3. A microscopic photograph of the Nubia Sandstone under the

polarizing  microscope.  It  is  composed  entirely  of  monocrystalline,

subrounded,  medium-grained  detrital  quartz  cemented  with  clays

and iron oxides.

332                                                                            BAIOUMY, ISMAEL and ZIDAN

from 20 to 30 % of the clay minerals. Illite occurs as traces in

all samples and its contents range from 1 to 7 % (see Fig. 10)

of  the  clay  minerals.  Other  minerals  present  are  quartz  and

plagioclase.  Representative  X-ray  diffraction  patterns  of  the

oriented clay aggregate of <2 µm fraction of different inter-

vals are shown in Figures 8–10. The clay minerals are classi-

fied into three assemblages in descending order of abundance.

The  kaolinite  assemblage  (Fig. 7)  characterizes  most  of  the

sandstone  intervals,  kaolinite-smectite  assemblage  (Fig. 8)

characterizes some of the sandstone intervals, and kaolinite-

smectite-illite assemblage (Fig. 9) characterizes the shale in-

terval. On the basis of the X-ray data, the kaolinite is classi-

fied  into  two  genetic  types  according  to  its  degree  of

ordering. Well ordered authigenic kaolinite is very common

in  the  sandstone  intervals  (Figs.  7–8).  Detrital  kaolinite

characterized by a lower degree of ordering is very common

in the shale intervals (Fig. 9). Higher ordering is shown by

better  separation  of  reflections  in  the  range  2

θ

  2°  to  25°.

Fig.  7.  X-ray  diffraction  pattern  of  the  clay  fraction  separated

from the sandstone intervals. It is composed of kaolinite (K) with

some quartz (Q) and feldspar (F) and represents the kaolinite as-

semblage.

Fig. 6. A microscopic photograph of the shale interval under the po-

larizing microscope. It is composed entirely of clays with some de-

trital quartz grains (Q).

Fig. 5. A microscopic photograph of the Nubia Sandstone under the

polarizing  microscope.  It  is  composed  entirely  of  monocrystalline,

subrounded, medium-grained detrital quartz cemented with clays and

iron oxides. In some instances it contains some zircon crystals (Z).

Semiquantitative analysis of clay minerals in the Nubia For-

mation is shown in Figure 10. Kaolinite contents range from

100 % to 65 % of the clay minerals. Smectite contents range

from 35 % to 5 % of the clay minerals. Illite represents 4 %

to 7 % of the clay minerals.

(On the term “crystallinity” see Report of the AIPEA No-

menclature Comm. For 2001: Guggenheim et al. 2002: Clays

Clay Min. 50, 3, 406–409.)

 SEM observations

SEM micrographs of the kaolinite separated from the sand-

stone interval consist of pore-filling books of stacked hexago-

nal flake filling the space between quartz grains (Fig. 11) or

coating the quartz grains (Fig. 12). Smectite occurs as flake

between quartz grains (Fig. 13). Crystals of kaolinite are more

or less similar to the well-formed, large crystals of clear out-

line  of  authigenic  kaolinite  reported  by  Wilson  &  Pittman

CLAY MINERALOGY OF THE NUBIA FORMATION (EGYPT)                                                 333

(1977) and Keller (1978), while smectite is smaller and with a

less clearly defined outline compared with the well-formed,

large crystals of clear outline of authigenic smectite reported

by Keller (1978). Therefore the authors consider the studied

kaolinite to be authigenic kaolinite while smectite is consid-

ered to be detrital in which the size and outline of the crystals

are affected by transportation. This interpretation is also con-

firmed from the X-ray data.

Discussion

Conditions  apparently  conductive  to  forming  kaolinite  at

the earth’s surface are well summarized by Keller (1964). As a

weathering  product,  the  presence  of  kaolinite  implies  (1)  a

high Al:Si ratio, (2) an acid environment, and (3) Na, Ca, K,

Mg,  and  Fe  absent  or  out  of  circulation.  Dixon  (1989)  re-

viewed  the  origin  and  formation  of  kaolinite  minerals  and

showed that precipitation from solution of kaolinite required

acid  conditions  with  moderate  silica  activity  and  small

amounts of base cations. The fact that kaolinite is formed by

aluminum silicate alteration in weathering and by diagenetic

environments is clear from geological relationships (Bucke &

Mankin  1971).  Three  major  models  of  kaolinite  formation

have been suggested by Degens (1960). The basic approach

involves  interaction  in  solution  between  isolated  species  of

monomeric silica and alumina, with OH

–

 and H

+

. A second

mechanism inserts an intermediate colloidal phase from which

crystallization proceeds. The third invokes structural arrange-

ment of alumina-silica residue left from selective leaching of

parent materials such as feldspars.

The  occurrence  of  kaolinite  in  the  sandstone  intervals  as

pore-filling books of stacked hexagonal flake between quartz

grains as observed under the SEM and its high degree of or-

dering as shown by the X-ray data, indicate that this kaolinite

is of authigenic origin. As far as kaolinite is the main weather-

Fig. 8. X-ray diffraction pattern of the clay fraction separated from

the sandstone intervals. It is composed of kaolinite (K) and smectite

(S) with some quartz (Q) and feldspar (F) and represents the kaolin-

ite-smectite  assemblage.

Fig.  9.  X-ray  diffraction  pattern  of  the  clay  fraction  separated

from  the  shale  interval.  It  is  composed  of  kaolinite  (K),  smectite

(S), and illite (I) with some quartz (Q) and feldspar (F) and repre-

sents the kaolinite-smectite-illite assemblage.

334                                                                            BAIOUMY, ISMAEL and ZIDAN

Fig.  13.  Scanning  electron  micrograph  of  shale  sample  from  the

Nubia  Formation.  Smectite  occurs  as  flakes  of  small  and  unde-

fined outline between quartz grains.

Fig.  10.  Vertical  distribution  of  clay  minerals  through  the  Nubia

Formation. The shale intervals have higher smectite contents com-

pared with sandstone intervals.

Fig.  12.  Scanning electron micrograph of sandstone sample from

the Nubia Formation. Kaolinite (K) occurs as pore-filling books of

stacked hexagonal flakes between quartz grains (Q).

Fig.  11.  Scanning electron micrograph of sandstone sample from

the  Nubia  Formation.  Kaolinite  (K)  occurs  as  hexagonal  crystals

of small and undefined outline between quartz grains (Q).

ing  product  of  acidic  and  feldspar-rich  rocks  (Hay  1992  and

Parrish  1998),  it  is  suggested  that  the  kaolinite  in  the  Nubia

Sandstone Formation was formed during diagenesis of the Nu-

bia Sandstone as a result of complete or partial dissolution or

replacement of the detrital feldspar grains which are recorded as

one of the constituents of the Nubia Sandstone Formation.

Early diagenetic kaolinite results from flushing sandstones

with meteoric water flow; thus maximum development of ka-

olinite is indicative of the proximity of shoreline, the continu-

ity of sandstone bed, and the sea level changes (Œrodoñ 1999).

In the absence of flushing, the kaolinite+feldspar assemblage

is stable until 120 °C, and then reacts forming illite. Experi-

ments of Huang et al. (1986) confirmed the role of fluid/rock

ratio in altering feldspar into kaolinite or illite. According to

Osborne et al. (1994), early diagenetic kaolinite crystallizes at

different temperatures with different habits: vermin-form be-

tween 25 and 50 °C and blocky between 50 and 80 °C. Late

diagenetic  (telogenetic)  kaolinite  develops  in  sandstones

flushed  by  gravity-driven  meteoric  waters  after  the  tectonic

inversion of a basin. Accordingly, and based on the morphol-

ogy of its grains, the kaolinite separated from the Nubia Sand-

stone  Formation  is  considered  as  early  diagenetic  resulting

from flushing sandstones with meteoric water at temperatures

around 50 °C.

CLAY MINERALOGY OF THE NUBIA FORMATION (EGYPT)                                                 335

The authigenic vs. detrital origin of smectite has been de-

bated vigorously (Œrodoñ 1999). On the basis of particle mor-

phology, detrital smectite can be distinguished from authigen-

ic smectite using morphology (Wilson & Pittman 1977). The

factors  that  strongly  influence  the  origin  and  formation  of

smectite as reviewed by Borchardt (1989), include low-lying

topography, poor drainage and base-rich parent material, lead-

ing to favourable chemical conditions characterized by high

pH, high silica activity and abundance of basic cations. Rob-

ert & Kennett (1992, 1994) related the abundance of smectite

(70–100  %)  in  the  early  Tertiary  off  Antarctica  to  arid  and

seasonal climates.

Occurrence of smectite as low crystalline flakes of unclear

outlines in the shales intervals is suggestive for detrital origin.

Its abundance indicates the prevalence of arid to semiarid cli-

mate during the deposition of this shale interval. This inter-

pretation is in agreement with the observation of Klitsch et al.

(1979)  based  on  the  identification  and  distribution  of  fossil

plants.

Conclusions

1. Clay  fractions  separated  from  the  different  intervals  of

Nubia Formation are dominated by kaolinite, smectite, and il-

lite.  Kaolinite  is  the  major  constituent  in  all  samples  while

smectite occurs as traces especially in the sandstone intervals.

In the shale intervals smectite occurs as a major constituent.

Illite occurs as traces in all samples.

2. Kaolinite is classified into two types. Authigenic kaolin-

ite forms highly crystalline pore-filling books of stacked hex-

agonal flake found between quartz grains in the sandstones in-

tervals  and  detrital  kaolinite  of  low  crystallinity  associated

with smectite in the shale intervals.

3. Authigenic kaolinite formed during diagenesis of the Nu-

bia Sandstone as a result of complete or partial dissolution or

replacement of detrital feldspar grains.

4. Smectite  is  of  detrital  origin  and  its  abundance  in  the

shale intervals suggests its formation under arid or semiarid

climatic conditions.

References

Biscaye B.E. 1965: Mineralogy and sedimentology of Recent deep

sea clay in the Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans.

Geol. Soc. Amer. Bull. 76, 803–832.

Borchardt G. 1989: Smectites. In: J.B. Dixon & S.B. Weed (Eds.):

Minerals in soil environments. Soil Sci. Soc. Amer. Madison,

Wisconsin, 657–727.

Bucke P.D. Jr. & Mankin J.C. 1971: Clay-mineral diagenesis with

interlaminated shales and sandstones. J. Sed. Petrology 41, 4,

971–981.

Carrigy  M.A.  1971:  Lithostratigraphy  of  the  uppermost  Creta-

ceous  and  Paleocene  strata  of  the  Alberta.  Res.  Council  Al-

berta Bull. 27, 1–153.

Carrigy  M.A.  &  Mellon  G.B.  1964:  Authigenic  clay  mineral  ce-

ments  in  Cretaceous  and  Tertiary  sandstones  of  Alberta.  J.

Sed. Petrology 34, 461–472.

Dixon J.B. 1989: Kaoline and serpentine group minerals. In: J.B.

Dixon  &  S.B.  Weed  (Eds.):  Minerals  in  soil  environments.

Soil Sci. Soc. America Madison, Wisconsin, 467–525.

Degens E.T. 1965: Geochemistry of sediments. Prentic-Hall, Inc.,

Eglewood Cliffs, N. J., 1– 342.

Füchtbauer  H.  &  Müller  G.  1970:  Sediment  Petrologie.  Teil  II-

Sedimen  und  sedimentgestene.  E.  Schweizerbart’sche  Ver-

lagsbuchhandlung, Stuttgart, 1–709.

Hay W.W. 1992: Erosion and weathering. Encyclopedia of Earth

System Science 2, 177–185.

Huang W.L., Bishop A.M. & Brown R.W. 1986: The effect of flu-

id/rock ratio on feldspar dissolution and illite formation under

reservoir conditions. Clay Miner. 21, 585–601.

Jackson M.L. 1965: Clay transformation in soil genesis during the

Quaternary. Soil Sci. 99, 15–21.

Keller W.D. 1964: Processes of origin and alteration of clay min-

erals.  In:  Soil  and  clay  mineralogy.  Univ.  of  N.  Car.  Press,

Chapel Hill, 1–122.

Keller  W.D.  1978:  Classification  of  kaolins  exemplified  by  their

textures  in  scanning  electron  micrographs.  Clays  and  Clay

Miner. 26, 1–20.

Klitsch  E.  1978:  Geologische  Bearbeitung  Südwest-Ägyptens.

Geol. Rdsch. 67, 509–520.

Klitsch  E.,  Harms  J.C.,  Lejal-Nicol  A.  &  List  F.K.  1979:  Major

subdivisions  and  depositional  environments  of  Nubia  strata

Southwestern  Egypt.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.  Bull.  63,

967–974.

Millot G. 1970: Geology of clays (translated by Forrand W.R. &

Paquet H.). Springer-Verlag, New York, 1–429.

Moore M.D. & Reynolds R.C. Jr. 1989: X-ray diffraction and the

identification  and  analysis  of  clay  minerals.  Oxford,  New

York, 1–332.

Osborne M., Haaszeldine R.S. & Fallick A.E. 1994: Variation in

kaolinite morphology with growth temperature in isotopically

mixed pore-fluids, Brent Group, UK North Sea. Clay Miner.

26, 591–608.

Parrish  J.T.  1998:  Interpreting  Pre-Quaternary  climate  from  the

geologic  record.  Columbia  University  Press,  New  York

Chichester, West Sussex, 1–327.

Robert C. & Chamley H. 1987: Cenozoic evaluation of continental

humidity  and  paleoenvironment,  deduced  from  the  kaolinite

content of oceanic sediments. Paleogeogr. Paleoclimatol. Pa-

leoceanog. 60, 171–87.

Robert  C.  &  Chamely  H.  1991:  Development  of  early  Eocene

warm  climates,  as  inferred  from  clay  variations  in  oceanic

sediments. Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoceanog. (Global

and Planetary change) 89, 315–331.

Robert  C.  &  Kennett  J.P.  1992:  Paleocene  and  Eocene  kaolinite

distribution  in  the  South  Atlantic  and  Southern  Ocean:  Ant-

arctic  climatic  and  paleoceanographic  implications.  Mar.

Geol. 103, 99–110.

Robert C. & Kennett J.P. 1994: Antarctic subtropical humid epi-

sode  at  the  Paleocene-Eocene  boundary:  Clay-minerals  evi-

dence. Geology 22, 211–214.

Robert C. & Maillot 1990: Paleoenvironments in the Weddel Sea

area and Antarctic climates, as deduced from clay mineral as-

sociations  and  geochemical  data,  ODP  Leg  113.  In:  P.F.

Barker & J.P. Kennett et al. (Eds): Proceeding of the Ocean

Drilling Program. Sci. Results Leg 113, 51–70.

Said  R.  1962:  The  geology  of  Egypt.  Elsevier,  Amsterdam–Ox-

ford–New York, 1–337.

Sarkisyan S.G. 1972: Application of the scanning electron micro-

336                                                                            BAIOUMY, ISMAEL and ZIDAN

scope  in  the  investigation  of  oil  gas  reservoir  rocks.  J.  Sed.

Petrol. 41, 289–292.

Singer A. 1980: The paleoclimatic interpretation of clay minerals

in soils and weathering profiles. Earth Sci. Rev. 15, 303–327.

Singer A. 1984: The paleoclimatic interpretation of clay minerals

in sediments — A review. Earth Sci. Rev. 21, 251–293.

Snavely  P.D.  1984:  Depositional  and  diagenitic  history  of  the

Thebes Formation (Lower Eocene), Egypt and implication for

early  Red  sea  tectonism.  Ph.  D.  Thesis.  California  Univ.,

U.S.A.

Spanderashvilli G.I. & Mansour M. 1970: The Egyptian phospho-

rites. In: O. Moharram et al. (Ed.): Studies on some mineral de-

posits of Egypt. UAR Geol. Surv. 89–106.

Œrodoñ  J.  1999:  Use  of  clay  minerals  in  reconstructing  geological

processes: recent advances and some perspectives. Clay Miner.

34, 27–37.

Thiry M. 2000: Paleoclimatic interpretation of clay minerals in ma-

rine deposits: an outlook from the continental origin. Earth Sci.

Rev. 49, 201–221.

Wilson  D.  &  Pittman  E.D.  1977:  Authigenic  clays  in  sandstones:

Recognition and influence on reservoir properties and paleoen-

vironmental analysis. J. Sed. Petrol. 47, 1, 3–31.

Zimmerman  H.B.  1977:  Clay-mineral  stratigraphy  and  distribution

in the South Atlantic Ocean. In: P.R. Supko & K. Perch-Niels-

en et al. (Eds.): Initial Reports DSDP, 39. U.S. Gov. Print. Off,

Washington, DC, 395–405.