Силицитами (син.
"кремнистые породы", "кремнёвые породы") называют осадочные
образования, более чем наполовину состоящие из минералов группы
кремнезема - опала, кристобалита, тридимита, халцедона и
развивающегося по ним кварца. В эту группу не включают кварцевые
пески, являющиеся обломочными, т.е. реликтовыми, вторичными по
компонентному составу породами, возникшими за счет механического
и реже химического выветривания всех других кварцсодержащих
пород в зоне осадкообразования.
По внешнему виду все силициты делятся на две группы.
Породы одной из них имеют землистый, т.е. матовый, порошковатый,
не кристаллический вид, из-за чего их часто называют "землями",
например диатомовыми или радиоляриевыми. Эта группа объединяет
опаловые и опал-кристобалитовые породы; в нее входят породы как
биоморфные (диатомиты, радиоляриты и некоторые спонголиты), так
и абиоморфные (трепела, опоки и другие опалиты - кремневые туфы
и гейзериты). В образце их структура пелитоморфная, т.е.
визуально они незернисты, глиноподобны. Породы второй группы
имеют стекловатый, сливной вид, афанитовую структуру; это кремни
в собственном смысле слова, в основном халцедоновые, часто
кварц-халцедоновые и кварцевые. Последние, строго говоря, уже
кварциты, но по внешнему виду, микрозернистой структуре и другим
признакам еще близкие к халцедонолитам, из которых они
образовались путем перекристаллизации. Поэтому их часто называют
терминами кремневой группы - кремнями, яшмами, фтанитами или
лидитами.
Кремневые породы имеют разнообразные окраски,
определяемые примесями. Чистые силициты белые и светло-серые, в
шлифе - бесцветные. Часто они серые, темно-серые и черные,
окрашенные тонко рассеянной примесью органического, реже
окисно-марганцевого вещества. Соединениями железа и других
элементов они окрашены во все оттенки красного, желтого,
зеленого цвета, и это обеспечивает использование кремней в
качестве декоративных и полудрагоценных камней.
Генезис большинства силицитов остается неясным или
спорным как по источнику вещества, так и по способу и условиям
накопления и стадиям преобразования. 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.
Растворимость
разных форм кремнезема мала, но отличается довольно сильно, что
создает возможность одновременного и в одной точке осадка растворения
тех форм, по отношению к которым раствор ненасыщен (например, аморфного
опала), и осаждения в другой форме, по отношению к которой раствор
оказывается пересыщенным (кристобалит, тридимит, тем более халцедон
или кварц). Растворимость аморфного кремнезема также неодинакова,
она уменьшается с уменьшением водосодержания кремневого геля к
опалу и удельной площади поверхности частиц, а
для кристаллических форм - с увеличением степени совершенства
структуры. Растворимость биогенного опала различна в разных
группах организмов и определяется удельной площадью поверхности,
защитными пленками, структурой и составом опала. Многие опалы,
как биогенные, так и абиогенные, обладают определенной
упорядоченностью строения и квазикристаллической структурой, и
поэтому менее растворимы по сравнению с неупорядоченным опалом,
который также слагает биогенные формы. Поэтому происходит избирательное
и предпочтительно растворение биокомпонентов с неупорядоченным опалом
и выпадение хемогенного, более упорядоченного. Растворимость минералов
кремнезема (Волохин, 1985; Геохимия кремнезема, 1966; Казанский
и др., 1968; Мицюк, 1972), практически не меняющаяся при обычных
на поверхности рН (6-7,5 или до 8), резко возрастает при
повышении рН до 8,5-9,0 и выше (рис. 6.7), при повышении
температуры и менее заметно - давления.
Постседиментационные метасоматические способы образования
силицитов довольно неоднородны и могут быть условно разделены на
два главных - конкрециеобразовательные и собственно
метасоматические. Конкреционные кремни (Бушинский, 1958; Левитан,
1979; и др.; Македонов, 1966; Русько, 1953; и др.) широко
распространены в карбонатолитах, обычны в кремневых толщах,
например в яшмовых, более редки во всех других. Конкреции
чрезвычайно разнообразны по форме и размерам и четко
отражают прежде всего текстуру вмещающих пород, они неодинаковы
и по степени концентрации и стягивания кремнезема. Щелочной
характер иловых вод карбонато-литов приводит к максимальной
степени стягивания и концентрации кремнезема, который становится
химически подвижным, скелетные остатки и даже кварцевые зерна
растворяются, и вещество может диффундировать через пористый и
водонасыщенный осадок к центрам стягивания, где оно снова
выпадает в твердую фазу, наращивая массу и объем первоначального
зародышевого зерна. Такими центрами чаще всего становятся
микроучастки осадка с низкими рН, например
у трупов организмов и других скоплений органического
вещества, разложение которого генерирует органические кислоты и
Н2СО3. Выпадение кремнезема в твердую фазу на конкреции снижает
насыщенность окружающих ее иловых вод кремнеземом, и сюда снова
подтягиваются ионы кремнезема. Так может продолжаться до
тех пор, пока существует градиент концентраций между
приконкреционными водами и далеким окружением и пока осадок
проницаем для диффузного перемещения вещества.
Процесс
стягивания кремнезема, вероятно, начинается еще в стадию
сингенеза, или гальмиролиза, продолжается в диагенезе и
катагенезе. О последнем свидетельствуют вертикальные мостики
между разноуровневыми горизонтами кремней и выполнения трещин
скола в известняках. При этом начинают действовать не только
разница концентраций, но и закон действия масс: опередившие в росте
конкреции затем будут наращиваться с большей скоростью, чем мелкие,
которые могут даже растворяться, чтобы надстроить своим кремнеземом
более крупную конкрецию. По мере замедления роста приводятся
в действие все более тонкие механизмы, например различие
растворимостей разных форм кремнезема: растворяются менее
упорядоченные, по отношению к которым иловый раствор недонасыщен,
а выпадает кремнезем в более упорядоченной форме (халцедон,
кварц), по отношению к которой он пересыщен. Объемы конкреций
сопоставимы с седиментогенными силицитами на платформах.
Изначальные
процессы стягивания кремнезема и химизм конкрециеобразования
сопряжены с довольно сложными минеральными изменениями. Они
начинаются с растворения биогенного опала и других форм
кремнезема, поскольку иловые воды, сначала не отличаясь от
морских, резко ненасыщены кремнеземом относительно всех его форм.
В верхнем слое осадка мощностью до нескольких десятков
сантиметров создается резкий градиент концентрации кремнекислоты
- от 1-5 до 50-60 мг/л. Последняя концентрация ниже
растворимости биогенного опала (и он продолжает растворяться),
но выше растворимости неорганических опалов и кристаллических
форм, что и приводит к выпадению из раствора халцедона и
кристобалита, а это в свою очередь провоцирует дальнейшее
растворение и преобразование более ранних форм.
В зависимости от
динамики процессов и концентрации одновременно могут
образовываться разные (аморфные и кристаллические) формы, а под
влиянием состава примесей и состава вмещающего осадка и
растворов преобразования идут несколько разными путями. Так,
если мало чужеродных ионов, аморфный опал преобразуется в
опал-кристобалит (опал-С, или опал-К), который при повышении
температуры и давления переходит в кристобалит и далее в кварц. Если
чужеродных ионов много - между первой стадией (аморфным опалом
или опалом-А) и опалом-К образуется промежуточная фаза - опал-СТ,
или опал-КТ, т.е. опал-кристобалит-тридимит (Laurent, Scheere,
1971). Чужеродные ионы - катионы щелочных металлов и другие -
могут входить в структуру кристобалита и тридимита и
препятствовать образованию кварца, т.е. задерживать
преобразование метастабильных форм.
Второй путь -
непосредственно осаждение из иловых вод халцедона или кварца-
идет при низких концентрациях SiO2 в растворе (вероятно, ниже
растворимости опала-КТ (Harder, 1971; Kastner, Keene, Giesks,
1977) вследствие низкой кинетики процесса. Возможно, этим
следует объяснить преимущественно кварц-халцедоновый состав
кремней в известняках и известковых илах, тогда как в
одновозрастных или даже более древних кремневых и глинистых илах
они опал-кристобалитовые (Lancelot, 1973). Однако, не отрицая
прямое осаждение халцедона-кварца из раствора, некоторые
минералоги (Wise, Weaver, 1974) предполагают, что и в
карбонатных илах могла кратковременно существовать
кристобалитовая фаза. Эта возможность частично подтверждается
экспериментальными данными (Kastner, Keene, Gieskes, 1977) о
возрастании скорости трансформации опала-А в опал-КТ (леписферы)
в ряду осадков: глинистые - кремневые - карбонатные. Ю.Г.
Волохин (1985), у которого взят приведенный детальный анализ
превращений кремнезема, считает, что переход биогенного опала в
названные метастабильные фазы осуществляется растворением и
химическим осаждением. При этом происходит миграция кремнезема
на расстояние до нескольких метров.
Не вполне ясна
роль коллоидов при сингенезе и диагенезе, и некоторыми
минералогами она отрицается, так как иловые воды недонасыщены по
отношению к аморфному кремнезему. Однако экспериментально (Kastner,
Keene, Gieskes, 1977) глобули были получены в растворе с
концентрацией ниже растворимости биогенного опала. СаСOз,
повышающая щелочность, и гидроокись магния, притягивающая силанольные
группы и служащая затравкой глобуль, стимулируют процесс их
образования, а глинистые минералы, поглощающие из
раствора магний, замедляют. О возможности выпадения коллоидных
форм кремнезема в илах свидетельствует присутствие в растворе
коллоидов в количестве 20-25% (Бруевич, 1953). Хотя в ненасыщенных
растворах коллоидная форма имеет тенденцию к деполимеризации, при
повышении концентрации в присутствии заряженных частиц
гидроокиси магния и других, происходит коагуляция и возникают
глобули и другие колломорфные образования с признаками
конденсации и сокращения объема (трещины
синерезиса, сморщивание и т.д.). Помимо извести и магния
катализаторами конкрециеобразования служат органическое вещество,
бактерии, в частности микроплазмоидные
организмы, одновременно являющиеся ингибиторами
раскристаллизации кремнезема (Сеньковский, 1977).
Метасоматические кремни, образующиеся при замещении карбонатных
и других пород кремнеземом, чаще всего халцедоном и кварцем,
близки к конкрециям как по способу образования
(стягивание рассеянного кремнезема или привнос его иловыми и
вообще подземными водами) , так и по стадиям (диагенез и
катагенез) и отношению к вмещающей породе.
Несмотря на условность разграничения и постепенность перехода
образований этих типов, объективные отличия имеются и их полезно
разграничить. Метасоматиты обычно
неправильной формы, без четких границ с вмещающей породой,
нередко секут ее слоистость и никогда не огибаются ею, часто по
составу кремнезема и его структуре
идентичны вертикальным и другим жилам, в том числе и соединяющим
разные участки окремнения. Все это указывает на образование
метасоматитов преимущественно уже
в твердой породе на поздних стадиях преобразования, чаще всего в
катагенезе (раннем и позднем), а также, вероятно, и в метагенезе.
Неокремнелые участки породы
после их образования уже не уплотнялись больше, чем силициты.
Размеры их варьируют от микроскопических до гигантских (метры и
десятки метров). Часто окремнение
начинается с развития почек халцедона или кварца в криноидеях и
других биокластах, упорядоченное строение которых, видимо, более
подвержено кремневому метасоматозу,
чем разупорядоченный карбонатный детрит, в котором окремнению
мешает и часто присутствующее глинистое вещество.
Метасоматические кремни нередко несут текстуры и
структуры первичных пород, но и приобретают сложные текстуры
замещения с извилистыми разводами цветных зон, отличающихся
также составом, т.е. разной степенью
замещения кремнеземом.
---------------------------------------------------
Источник:
Фролов В.Т. Литология. Кн.1: Учебное пособие. - M.: Изд-во
МГУ, 1992, 336 с.
