Глава 8 КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ (СИЛИЦИТЫ)

Силицитами называются породы осадочного происхождения, в составе которых преобладает свободный и (или) водный кремнезем, включая кремнезем остатков скелетов кремнестроящих организмов. В ряду осадочных образований кремнистые породы занимают видное место, уступая лишь терригенным и карбонатным породам. Особенно широко они представлены в разрезах, типичных для геосинклиналь­ ных зон и прилегающих к ним участков платформ. Кремнистые породы имеют биогенное, биохемогенное, хемогенное происхождение. Глав­ ными породообразующими минералами кремнистых пород являются опал, кристобалит, тридимит, халцедон и кварц. В качестве особых категорий выделяют биогенный опал (опал-А) и опал-кристобалит (опал-КТ), диагностика которых проводится при помощи методов рентгеноструктурного анализа и ИК-спектроскопии.

Второстепенную роль в составе силицитов играют глинистые минералы, карбонаты, оксиды и гидроксиды железа и марганца, OB.

Классификация силицитов. Среди советских ученых вопросами классификации кремнистых пород занимались М. С. Швецов, Г. И. Бушинский, И. В. Хворова и др. Обычно в классификациях породы подразделяются по способу образования, структурам и по составу главнейших минералов (табл. 9).

В зависимости от преобладания того или иного породообразующе­ го минерала, среди силицитов по составу выделяются две группы: опал-кристобалитовая и халцедон-кварцевая, связанные взаимопере­ ходами. Структуры силицитов обусловлены их генезисом и подразде­ ляются на биоморфные, органогенно-детритусовые и абиоморфные. Биоморфные структуры силицитов обусловлены такими органически­ ми остатками как диатомеи, радиолярии, силикофлагелляты и спон­ гин. Остатки спонгий, как правило, бывают представлены детритом, в котором хорошо сохранены лишь спикулы губок. Практически органо­ генно-детритусовые структуры достоверно устанавливаются лишь для спонголитов. Детрит диатомей, радиолярий и силикофлагеллят плохо различим из-за малого размера. Как только количество кремнезема за счет растворения скелетов достигает определенного уровня, начинает­ ся образование кремнеземистого геля, что сопровождается возникно­ вением коллоидных мицелл сферической формы. Малые размеры сфер позволяют им проходить сквозь поры осадка и концентрироваться в определенных местах, где они агрегируются и затем подвергаются минеральной трансформации. Абиоморфные структуры могут быть сложены колломорфным кремнеземом опалово-кристобалитовой группы, а также микрозернистым кристалломорфным халцедоном и кварцем. Для переходных минеральных типов характерны колло- морфно-кристалломорфные и субкристалломорфные виды микро­ структур.

158

Таблица 9. Классификация кремнистых пород (по И. В. Хворовой, с упрощением)

Большое значение для установления морфологии минералов кремнезема, слагающих микрозернистую и аморфную тонкую породо­ образующую массу, имеют методы электронной микроскопии, позво­ ляющие вести изучение на поверхностях сколов при увеличениях до 25 000-30 ООО. С использованием терминологии и классификации микроструктур кремнистых пород, разработанных И. В. Хворовой и Л. А. Дмитриком (1972 г.), рассматриваются пять основных морфологи­ ческих типов кремнистого вещества: колломорфный, хлопьевидный, глобулярный, гранулярный и кристалломорфный.

Колломорфная микроструктура характеризуется сложными не четко оформленными компонентами (рис. 43, а, б). Среди них авторы классификации выделили выпуклые лопасти и червячкообразные валики, группирующиеся в веероподобные обособления; пологие и конусовидные бугорки и их скопления; "возвышения" с концентри­ чески ступенчатыми контурами, рассеченные трещинками типа контракционных, возникающих при уплотнении и дегидратации осадков. Состав колломорфной массы интепретируется Р. В. Данченко как смесь опала-А, опала-КТ и a-кристобалита. Хлопьевидная микроструктура характеризуется сочетанием бугорков и валиков с амебовидными в плане элементами, пальцевидные выступы которых представляют собой тонкие плоские частицы (рис. 43,в,г). Глобулярная микрострук­ тура сформирована сферическими или несколько уплощенными и

159

Рис. 43. Микроструктура диатомитов и опок (РЭМ).

а — колломорфная основная масса диатомита с включениями диатомей (увел. 930); б — колломорфная микроструктура основной массы опоки (увел. 1500); хлопьевидная микро-

го агрегата и описана как скопление изометричных зерен, часто конформносочетающихся (рис. 44,6).

Кристалломорфная микроструктура характеризуется идиоморфными кристаллами кварца с хорошо развитыми гранями не только ромбоэдров, но и призм. Кристаллы размером от 0,2-0,6 до 1,5 мкм образуют друзовидные агрегаты, достигающие 40 мкм (рис. 44, е, г).

По форме геологических тел и происхождению кремнистые породы делятся на пластовые (седиментационные) и конкреционные (постсе­ диментационные). По генезису среди пластовых силицитов различают­ ся биогенные, биохемогенные и хемогенные.

Б и о г е н н ы е с и л и ц и т ы характеризуются биоморфными и органогенно-детритусовыми структурами и представлены диатомита­ ми, силикофлагеллитами, спонголитами и радиоляритами.

Диатомиты - белые, желтовато-серые и темно-серые, легкие, мягкие породы, тонкопористые, с землистым изломом, состоящие из мельчайших (0,01-0,2 мм) панцирей диатомей (см. рис. 43,а). Образова­ ны породы опалом и кристобалитом. При электронномикроскопическом изучении видно скопление мельчайших глобул внутри створок (начало превращения органических остатков в глобулярный кремне­ зем). Пространство между створками представляет собой колломорфную массу. Содержание SiO2 достигает 80-95%. Примеси в диатомитах представлены песчано-алевритовым и глинистым материалом.

Силикофлагеллиты - светло-серые и коричневато-серые породы, в которых главным породообразующим компонентом являются кремне­ вые жгутиковые водоросли (силикофлагеллиты); вместе с ними часто присутствуют диатомей.

Спонголиты бывают от почти белых до темно-серых. Микроскопи­ чески в основной массе породы устанавливается преобладание облом­ ков спикул губок. Обычно присутствует также примесь аутигенных глинистых минералов, но особенно характерна известковая примесь. Рыхлые разности спонголитов предложено называть спикулитами. Пористые некрепкие кристобалитовые или халцедон-кристобалитовые породы с содержанием спикул губок от 10 до 50% иногда определяют как гезы.

Радиоляриты возникают при фоссилизации раковины радиолярий. Легкие мягкие разновидности радиоляритов опал-кристобалитового состава иногда называют радиоляриевыми землями. За счет постседи* ментационных процессов возникают халцедон-кристобалитовые ра­ диоляриты.

Б и о х е м о г е н н ы е с и л и ц и т ы - трепелы и опоки, вероятно, образуются из силицитов биогенного генезиса, опал которых раство­ рился, переотложился и частично раскристаллизовался во время диагенеза и катагенеза, о чем свидетельствуют реликты биогенных компонентов на фоне преобладающих абиоморфных структур. К этому

162

типу по генезису близки также яшмовидные породы и яшмы халцедонкварцевого состава.

Опоки - относительно плотные и твердые породы (ноготь не остав­ ляет на них черту или последняя выражена слабо; острый металличес­ кий предмет царапает породу); они имеют разную окраску: белую, серую, почти черную, коричневую и зеленую разных оттенков.

Для опок характерны глобулярная, агрегатно-глобулярная, сгустковая микроструктуры, в некоторых их разностях наблюдаются кристалломорфные участки. Органических остатков в опоках обычно мало. Между типичными опоками и биоморфными опал-кристобалито- выми породами существуют переходы. Изучение опок с помощью сканирующего микроскопа показало, что часто глобулы состоят из тонких 0,003- 0,005 мкм пластинчатых кристаллов люссалита (см. рис. 44,о). В. И. Муравьевым было установлено, что кристаллы образуют лишь внешнюю оболочку, ядра же леписфер состоят из опала. Содер­ жание кремнезема в опоках колеблется в пределах 50-85% и выше из-за разного количества примесей. Из аутигенных минералов харак­ терны монтмориллонит, глауконит, пирит и цеолиты.

Трепелы по существу являются разновидностью опок, но они более легкие и пористые. Микроструктура их глобулярная с хорошо выраженными леписферами. Содержание SiO2 колеблется в больших пределах, но обычно не превышает 7 0 - 75%.

Среди яшмовидных силицитов различают фтаниты (лидиты) и фтанитоиды.

Фтаниты (лидиты) - темные, иногда почти черные, твердые породы с блестящим или матовым раковистым изломом. Текстура как одно­ родная, так и тонкослоистая, что связано с неравномерным распреде­ лением минеральных примесей и органических остатков. Среди органических остатков наблюдаются радиолярии, спонгии, иногда остатки организмов с хитиноидным скелетом (акритархи, хиолиты и др.). Обычно порода очень тонко раскристаллизована и обладает субкристалломорфной и агрегатно-кристалломорфной микрострукту­ рой кварц-халцедоновой массы, содержащей реликты глобул.

Содержание SiO2 различно, достигает 95%; наиболее обычная примесь - глина, в некоторых толщах, кроме того, карбонатный материал; спорадически присутствует пирокластика. Особенностью состава фтанитов является повышенное содержание в них С о р г (до нескольких процентов), вследствие чего железо находится обычно в пиритной форме.

Фтанитоиды - внешне похожи на фтаниты, но менее темные, обычно с синим, голубым и зеленым оттенками. Основные структур­ ные и текстурные особенности у них тоже сходны, но фтанитоиды несколько лучше раскристаллизованы и обладают агрегатно-кристал- лоформной микроструктурой с кристалломорфными участками.

Органические остатки - радиолярии и спонгии. Общий химический состав тот же, что и у фтанитов, но в среднем содержание С о р г и фосфора ниже, марганца - выше; в некоторых фтанитоидных толщах встречаются редкие и небольшие марганцевые рудопроявления. Все отмеченные отличия прямо или косвенно связаны с уменьшением OB, и чем его меньше, тем меньше сходства с фтанитами.

Яшмы - твердые породы с раковистым изломом. Они чаще крас­ ные разных оттенков или зеленые, а также полосчатые: красные прослои чередуются с зелеными, желтыми, лиловыми; изредка встре­ чаются темно-коричневые и почти черные разности, образующие линзы и прослои среди красных или зеленых. Текстура - как однородная, так и слоистая. Породы от тонкодо криптокристаллических; преобла­ дает кристалломорфная микроструктура (см. рис. 44, г). Органические остатки представлены обычно радиоляриями, реже спикулами кремне­ вых губок. Они либо редко рассеяны в породе, либо являются породо­ образующими (радиоляриевые и спонгиевые яшмы). Часто наблюдает­ ся тонкое чередование биоморфных прослоев и прослоев с редкими органическими остатками или без них. Содержание SiO2 колеблется в широком пределе и достигает 95-97%. Наиболее обычной примесью является глинистое и карбонатное вещество. Некоторые особенности химического состава резко отличают яшмы от фтанитов. В яшмах железо представлено формой оксид (II) (гематит, гетит) и его содержа­ ние нередко повышено. Углерода и фосфора мало, но содержание марганца, как правило, превышает средние значение для осадочных пород, распределен он неравномерно, образуя местами рудные кон­ центрации.

Новакулиты ("арканзасский камень") - молочно-белые породы с полураковистым изломом. Для них характерен размер породообразую­ щих частиц 15-25 мкм; микроструктура кристалломорфная с плотной упаковкой. Минеральный состав - кварцевый; халцедон обычно присутствует в незначительном количестве. Органические остатки представлены либо радиоляриями, либо спикулами губок; как прави­ ло их мало. Новакулит самая высококремнистая порода - содержание кремнезема достигает 99% и более.

Х е м о г е н н ы е с и л и ц и т ы представлены гейзеритами и джеспи­ литами.

Гейзериты возникают вблизи выходов термальных источников. Они состоят из силикагеля, имеющего характерную глобулярную структуру и нередко плойчатую текстуру за счет чередования плотных порошковатых "слойков", состоящих из относительно крупных гло­ бул. Гелевый кремнезем довольно быстро переходит в опал и кристобалит. В ископаемом состоянии гейзериты сохраняются исключительно редко.

Джеспилиты, или железистые кварциты, являются метаморфичес-

164

кими породами, состоят из тонкослойчатого чередования микрозер­ нистого кварцита и гематита с примесью магнетита.

кремни, обычно представленные конкрециями. Нередко они приуро­ чены к определенным горизонтам, иногда переходящим в сплошные кремневые линзы и пласты. Источником SiO2 здесь является, во-пер­ вых, седиментационный кремнезем, рассеянный во вмещающем осадке, и, во-вторых, кремнезем, освобождающийся при постседиментационном минеральном преобразовании некоторых нестойких сили­ катов.

Конкреции имеют различный минеральный состав: опал-кристоба- литовый, кварц-халцедон-кристобалитовый, кварц-халцедоновый; встречаются зонарные конкреции с кварцевым ядром и внешними зонами из кристобалита, иногда с халцедоном, и кристобалита и кальцита.

Гипергенные кремни возникают в корах выветривания при де¬ кальцитизации кремнистых известняков в условиях теплого гумидно¬ го климата. В условиях тропического климата с сухими сезонами происходит окварцевание известняков и возникают своеобразные кремневые плиты - террешты. В корах выветривания известно накоп­ ление мучнистого кварца - маршаллита.

Условия образования силицитов. Кремнистые породы образуются многими способами. Значительное количество кремнезема поступает в осадки в виде скелетов организмов, которые, растворяясь частично или полностью сильно повышают концентрацию SiO2 в иловых водах. В некоторых случаях (при вулканических извержениях, гидротермаль­ ных процессах) происходит прямое химическое осаждение. Возможно, этот способ в прошлой геологической истории был развит более широко.

В Мировом океане илы, обогащенные кремнийсодержащими организмами, распространены зонально. А. П. Лисицын выделяет три пояса кремненакопления: два с развитием диатомовых илов в высо­ ких широтах (особенно четко такой пояс выражен вокруг Антарктиды) и один - в приэкваториальной части, где преобладают радиоляриевые илы. Благоприятные условия развития диатомовых илов отмечаются в зонах развития восходящих течений - апвеллингов, примером чего являются осадки континентальных западных окраин Северной и Южной Америки, юго-западной Африки. Обычно скопления кремнисто­ го материала (вне ареалов подводного вулканизма) располагаются по периферии прибрежных песчано-алеврито-глинистых осадков, образуя как бы переходную зону между ними и пелагическими образования­ ми.

Бурение в океанах показало, что в неогене размещение кремнис-

165

Примечание. Дробью обозначены на нижней границе зон температура, °С (в чис­ лителе) и глубина, м (в знаменателе). Литературный источник (цифры в скобках): 1 — Б. Е. Карнюшина, О. И. Супруненко, 1975 г.; 2 — В. И. Гречин, 1983 г.; 3 - 1 . Kazama, 1980 г.; 4 - Р. В. Данченко, 1983 г.; 5 - С. М. Jsaaks, 1984 г.

основании данных бурения. Первая стадия охватывает по крайней мере 20-50 млн. лет, вторая - около 70-90 млн. лет.

Безусловно, фактор времени является существенным регулятором преобразований SiO2 , но большую роль играет и температура. Свиде­ тельства о четком термическом контроле смены кремнеземных моди­ фикаций обнаружены при изучении разрезов первично-биогенных осадков Тихого океана, где установлено, что наименьшая глубина первого появления опала-КТ в однотипных толщах обратно пропорци­ ональна величине современного геотермического градиента. Опал-А распространен в разрезах до термоуровня не более 50°С, преобладание опала-КТ наблюдается до 90°С, далее располагается кварцевая зона, исследованная до термоуровня 150°С (табл. 10).

Соотношения минеральных модификаций SiO2 с параметрами физических свойств пород и степенью углефикации гумусовых вклю­ чений были установлены для кайнозойских отложений Западной Камчатки и Восточного Сахалина, где и прослежены в диапазоне градаций ПКХ - начала MK3 . Зона "чистого" опала-А на Камчатке редуцирована за счет раннего появления в туфоосадочных отложени­ ях кристобалита, который практически возникает в начале стадии протокатагенеза (Ra = 5,7%). Появление аутигенного кварца установле­ но на глубине около 1000 м (Ra = 6,2-6,3%).

Биогенные силициты в некоторых случаях являются нефтематеринскими образованиями и одновременно нефтесодержащими, т. е. заключают залежи нефти и газа, наиболее известные из которых находятся в Калифорнии (формация Монтерей). Имеются они и в других частях Тихоокеанского пояса, в частности, на Сахалине. Силициты служат также ценным сырьем, их используют как добавки в цемент, в качестве теплоизоляционных, строительных материалов. Они обладают хорошими свойствами как катализаторы и адсорбенты.

167