2. Геология силицитов

Кремневые породы - одна из четырех основных формациеобразую­щих групп седилитов (Казаринов, 1950; Каледа, 1956; Красный, Михай­лов, 1966; Кондитеров и др., 1981; Осадкообразование..., 1968, 1979; Фролов, 1984; Фролов и др., 1985; и др.). Они образуют яшмовую, крем­несланцевую, опоково-трепельную или диатомитовую формации и в качестве формациеобразующих или акцессорных членов входят в из­вестняковые шельфовые и океанические, во флишевые (диатомито- вый, кремневый и яшмовый флиш), вулканогенно-осадочные и не­которые другие формации, например в качестве силькретов в элю­вий аридных зон.

Силициты редко образуют мощные элементарные простые пласты. Их мощность измеряется метрами, чаще всего долями метров, нередко сантиметрами (диатомиты, яшмы, опоки, во флише). Более мощные пласты обычно оказываются сложными пачками, в которых элементар­ные слои разделены тончайшими и более мощными глинистыми,песча­ными, карбонатными, фосфатными, пирокластическими и эффузивны­ми породами. Силицитосодержащие толщи, особенно геосинклиналь- ные, четко цикличны, и в циклитах силициты чаще всего занимают апикальное, т.е. завершающее, прикровельное положение, подобно планктоногенным известковым осадкам и пепловым туфам (рис. 6.5). Как фоновые, медленно накапливающиеся осадки они большей частью разбавляются и подавляются обломочными, глинистыми и известковы­ми и могут проявиться в виде самостоятельных более или менее чистых пластов только при замедлении садки всех других компонентов. В доку­ментировании этих условий и фаз — одна из важнейших историко-гео­логических сущностей силицитов. Они фиксируют фактически паузы осадконакопления или такое его замедление, которое равносильно пере­рывам в накоплении большинства других осадков. Ю.Г. Волохин на при­мере мезозойских геосинклинальных толщ Сихотэ-Алиня четко устано­вил закономерность корреляции силицитов с периодами низких скоро­стей осадконакопления, которым отвечают пассивный тектонический режим, низкий пенепленизированный рельеф, фазы химического вы­ветривания или непоступление силикатного и карбонатного материала в зоны кремненакопления вследствие его улавливания в промежуточных ловушках или иной изоляции.

Различают две геологические формы кремневых тел: пластовую и желваковую, или конкреционную, возникающую в постседиментацион- 298

Рис. 6.5. Диатомиты и аподиатомитовые трепела и опоки граувакково-кремневого флиша эоцена о-вов Беринга и Медного:

,1 — гравелиты, дресвяники и конглобрекчии; 2 — песчаники; 3 — алевролиты;

4 — глины; 5 — диатомиты, трепела, опоки; б — туфы риолитов

ные стадии — в диагенезе или катагенезе. Однако и многие пласты, и линзы силицитов оказываются нацело или частично конкреционными, что относится и к яшмовым слоям. Так что только по пластовой форме тел, если они не прослежены на площаДи, нельзя определить седименто- генен ли силицит или образовался как постседиментационное стяжение из рассеянного в другом осадке кремневого материала. Конкреционные и метасоматические силициты, как и кремнеобломочные породы и спонго- литы, могут залегать в середине и основании циклитов и у их кровли. Кровельное положение занимают кремневые панцири элювия, или силь- креты. Несмотря на широкое распространение кремневых конкреций, пластовые, в основном седиментогенные, силициты составляют, вероят­но, не менее 90% всех силицитов.

Конкреционные кремни, как халцедоновые и кварцевые, так и более редкие опаловые и кристобалитовые, встречаются главным образом в карбонатных породах всех возрастов (Вишняков, 1953; Бушинский, 1958; Казанский, 1987; Казаринов, Казанский, 1969; Справочник ..., 1983), реже в кремневых, песчаных и фосфатных и еще более редко в глинистых. При изометричной форме диаметр конкреций достигает 0,3- 0,5 м. Чаще они уплощены и обычно неправильны, сложной и причудли­вой формы, с множеством выростов, бугров, шипов, нередко вертикаль­но удлинены или представляют собой окремнелые ходы десятиногих ра­ков и других беспозвоночных. Линзовидные и пластовые конкреции можно отличить от седиментогенных слоев по закруглению на концах или по тупому окончанию тел, а также по взаимоотношениям со сло­истостью вмещающих отложений (она продолжается в конкрециях, хохя это сохраняется редко) и включениям целиков неокремнелой вмещаю­щей породы. Изредка в кремнях сохраняются отпечатки раковин и дру­гих скелетных остатков, а также древесина. Более часты в них сульфид­ные конкреции. Поверхность конкреций гладкая, реже шероховатая, с зоной (0,1-2,0 см) перехода к вмещающей породе. Часто кремнезем в этой зоне остается глобулярным опаловым или смешан с халцедоном и известью.

Парагенезы седиментогенных кремней более разнообразны и вклю­чают большинство осадочных пород. Вместе с ними они образуют суще­ственно кремневые или только кремнистые формации. К первым отно­сится диатомито-трепельно-опоковая формация позднего мела и палео­цена юга Русской плиты и Западной Сибири мощностью в десятки мет­

ров. Силициты ассоциируются в ней с высокозрелыми кварцевыми пес­ками, глинами, глауконитами, фосфоритами, известняками. Строение цикличное, циклы индивидуальны и сильно отличаются друг от друга. Геосинклинальные кремневые формации — яшмовые, собственно крем­невые и диатомито-опоковые — более мощные (до 300-400 м, в единич­ных случаях — пиленгская свита миоцена Восточного Сахалина — до 1000 м), четко и монотонно цикличные. Силициты парагенетически связаны с малозрелыми кластолитами, часто с граувакками, туфами, глинами, эффузивами, реже с карбонатами планктонного или рифового генезиса. Постоянная ассоциация с турбидитами указывает на глубоко­водные условия накопления — дно котловин или континентальное под­ножие. Примеры: эйфельско-живетская бугулыгырская свита Магнито­горского мегасинклинория Урала — яшмовая формация и мукасовская свита живета-франа того же района — кремневая, а также диатомито­опоковый граувакковый флиш миоцена и плиоцена Курильских и Ко­мандорских островов (Фролов, 1965, 1984, 1985; Фролова и др., 1985; и др.). Силициты в этих формациях составляют 20-60% мощности. Им аналогичны кремни формации Монтерей (миоцен) и францисканские кремни (юра) Калифорнии и другие силицитовые формации подвижных поясов. Особый формационный тип представляют железистые кварциты

• джеспилиты — архея и протерозоя всех континентов (от сотен метров до километра), например в КМА, Кривом Роге, на Кольском полуостро­ве (Оленегорское месторождение), в Австралии, Канаде.

Кремневые породы обнаруживают отчетливую эволюцию в истории Земли (Каледа, 1956; Страхов, 1963; и др.; Гаррелс, Маккензи, 1974; и др.). В докембрии неизвестны биоморфные кремни, и главным их лито- типом являются железистые кварциты, переходящие в железные руды, а подчиненным — сидерито-железисто-кварцитовые породы. Несколько позже появились фтаниты, возможно, и яшмы. Метасоматиты типа вто­ричных кварцитов, вероятно, образовывались с архея. С начала кембрия встречены радиоляриты, и их “удельный вес” в силицитах возрастал до позднего мела — палеогена, когда пышное развитие диатомей оттеснило их на второе место. Диатомеи, максимум которых, возможно, еще впе­реди, заняли большинство экологических ниш радиолярий. Спонголиты известны с нижнего палеозоя, но, возможно, образовывались и раньше. Платформенные силициты типа трепелов и опок, вероятно, в основном молодые, мезозойско-кайнозойские образования. Современные океани­ческие диатомовые и радиоляриевые илы не являются их полным анало­гом, так как накапливаются в иной тектонической и палеогеографиче­ской обстановке — не на платформе, а на дне океанов и в глубоководных желобах, что определяет многие их отличия. По этим же причинам нельзя видеть в древних геосинклинальных радиоляритах и других си­лицитах аналогов современных радиоляриевых илов океанов (Вишнев­ская, 1984; и др.). Достоверные современные аналоги яшм неизвестны, возможно, из-за недостаточной изученности соответствующих обстано­вок на дне котловин морей и непохожести их прототипических образо­ваний. Действительно, современные аналоги должны бать рыхлыми и опаловыми, теща как яшмы крепкие и халцедоновые.

зоо

Генезис большинства силицитов остается неясным или спорным как по источнику вещества, так и по способу и условиям накопления и ста­диям преобразования (Волохин, 1985; Геохимия ..., 1963, 1966; Макси­мова, 1984; Муравьев, 1983; Некрасова и др., 1973). Хотя среди конку­рирующих генетических гипотез есть взаимоисключающие (биогенная и хемогенная, эндогенная и экзогенная и др.), опыт изучения силицитов показывает, что в известной мере справедлива почти каждая из них. Это косвенно свидетельствует о полигенетичности кремней и об определен­ной конвергенции признаков у разных их генетических типов.

Более ясны по генезису биоморфные силициты, поскольку сохраня­ется их первичная структура, указывающая на способ формирования за­родышевой формы породы — осадка. Для выяснения условий их накоп­ления необходимо прежде всего использовать сравнение с современными им аналогами (Страхов и др., 1961; Казанский и др., 1965), хотя метод актуализма, и это надо всегда помнить, может привести и к ошибкам. Организмы с кремневым скелетом (Воронов, Кузнецов, 1984; Самойлов, 1929) в настоящее время в гидросфере распространены почти повсюду — в морских и пресных водах и на всех широтах. Но все же биокремневые осадки тяготеют к холодным водам, и это связано не столько с холодно- любивостью диатомей, радиолярий или губок, сколько с меньшей конку­ренцией со стороны известкового планктона и бентоса — кокколитофо- рид, фораминифер, известковых губок и других форм. В современном океане кремневые планктоногенные осадки образуются в трех широтных поясах: двух высокоширотных диатомовых и в экваториальном диатомо- во-радиоляриевом. Наибольший (шириной 900-1200 км) и непрерывный

• приантарктический, или циркумантарктический, пояс (см. рис. 3.20) с максимальным содержанием кремнезема в осадках до 70%.

В Северном полушарии преобладание материковой суши над аквато­риями выразилось в подавленности кремненакопления терригенным по­током вещества, и поэтому диатомиты не образуют сплошного пояса, а максимальное содержание свободного Si02 в диатомовых осадках север­ной части Тихого и Атлантического океанов редко превышает 50%. В экваториальном поясе, развитом в Тихом и меньше в Индийском океа­нах, из диатомей резко преобладает необычно крупная форма (до 1 мм)

• этмодискус. Количество радиолярий в Тихоокеанском поясе увеличи­вается в восточном направлении, что еще требует объяснения. Диатомо­вые илы Охотского моря содержат до 55% свободного Si02 (Лисицын, 1974), а в озерах — редко выше 50%. В Байкале его не более 30-35%. Спикуловые пески и алевриты, накапливающиеся вблизи мест обитания кремневых губок — на возвышенностях, склонах и в других местах с донными течениями преимущественно в нижней части шельфа и в верх­ней части континентального склона, — также сильно разбавлены терри­генным и эдафогенным материалом.

Полной аналогии современных биокремневых осадков с древними си­лицитами нет. Последние — более чистые: содержание БЮгсвоб в них ча­сто превышает 90-95%, чего мы не находим в современных осадках. Мощности древних силицитов большие, а площади меньшие и фации уз­кие, отвечающие дну геосинклинальных котловин или присклоновой фации. Это не позволяет видеть в древних радиоляритах и диатомитах аналогов современных биокремневых осадков океанов и, следовательно, нельзя по ним восстанавливать океанические обстановки. Тем не менее многие аспекты условий накопления — приуроченность к апвеллингам, зонам дивергенции и другим местам высокой биопродуктивности, опре­деленная, иногда значительная (до 1-2 км и более), достигающая крити­ческой для карбонатов глубина, слабая гидродинамика у дна — весьма близкие, что и позволяет восстанавливать условия накопления не толь­ко мезокайнозойских, но и палеозойских кремневых биолитов. Однако многие радиоляриевые яшмы и кремни палеозоя Урала не глубоковод­ные. Озерные диатомиты, широко распространенные в неогене и палео­гене Северного полушария, отличаются чистотой состава (Si02ceo6 до 95% и более).

Наиболее трудны для восстановления генезиса абиогенные кремни, хотя и в отношении биогенных не все ясно (Казанский, 1976; Фролов, 1968). Например, каков источник кремнезема? Рассмотрим сначала этот аспект генезиса, а затем — способ и условия накопления.