Кремневые породы или сицилиты

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 литотипом 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. Диатомей, 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.  

6.6. ПРОИСХОЖДЕНИЕ СИЛИЦИТОВ  

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 холоднолюбивостью диатомей, радиолярий или губок, сколько с меньшей конкуренцией со стороны известкового планктона и бентоса - кокколитофорид, фораминифер, известковых губок и других форм. В современном океане кремневые планктоногенные осадки образуются в трех широтных поясах: двух высокоширотных диатомовых и в экваториальном диатомово-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 SiO₂ 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 SiO₂ (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 SiO_2своб 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 (SiO_2своб 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. 

6.6.1. Источник кремнезема

До настоящего времени  довольно широко распространено мнение, что расцвет биоса, в том числе  и с кремневой функцией, зависит  от ежегодной поставки с суши или  из гидротерм кремнезема и других необходимых для построения скелета и создания мягкого тела компонентов (Красный и др., 1962; Волохин, 1985; Страхов и др., 1961, 1966, 1976). Так ли это?

Н.М. Страхов (1963) показал, что  главный источник кремнезема для  построения биоскелета - его запасы в Мировом океане, оцениваемые  в 5,3 * 10¹⁸ г. Ежегодно биос извлекает из океана 250*10¹⁴ г SiO₂, что во многие десятки раз превышает его поступление из всех источников, включая терригенный снос (основной) и поставку гидротермами. Суммарное поступление кремнезема в Мировой океан составляет лишь 2% от извлекаемого биосом, прежде всего диатомеями (не менее 75% от потребления организмами и его осаждения). Следовательно, диатомей и другие организмы могут брать кремнезем только из длительно формирующихся запасов океана, так как ежегодная его добавка из всех источников ничтожна, буквально капля в море. Независимость развития силикобиоса и от эндогенной поставки кремнезема доказывается образованием кремневых осадков не только вблизи Тихоокеанского кольца и других вулканических районов, но и в авулканических областях, далеких от вулканических (Приантарктический пояс, Охотское море, Байкал, другие озера и т.д.).

Диатомей могут развиваться  и без наличия свободного кремнезема в воде. Опытами доказано, что  они могут разлагать глинистую  взвесь и другие силикаты и извлекать  из них кремнезем для построения скелета, лишь бы были более жизненно необходимые условия - свет, CO₂, нитраты и другие питательные вещества, из которых строится мягкое тело. Но этот способ добывания кремнезема для построения скелета энергетически менее выгоден, чем из раствора, поэтому и повышенное его содержание в морской воде - благоприятный фактор для развития кремневого биоса, но, вероятно, и не самый главный и не лимитирующий.

Хотя из сказанного ясно, что основным источником кремнезема и для образования абиогенных силицитов являются его запасы в  Мировом океане (рис. 6.6), тем не менее вопрос об источниках все время поднимается сторонниками гидротермального питания кремнеземом вод морей и океанов как главное условие образования силицитов (Дзоценидзе, 1969; Бродская, 1966; Зеленов, 1972 и др.; Максимов, 1970, 1984; Мархинин, 1967; Муравьев, 1983; Минеральные 1981; Хворова, 1968, 1976, 1979, 1981; Хераскова, 1979; Хотин, 1976, 1979; и др.). Оценка масштабов поставки эндогенного кремнезема обстоятельно рассмотрена Ю.Г. Волохиным (1983). Ее оценивают как равную речному вносу (Hart, 1973), а большинством исследователей - в несколько раз и на несколько порядков меньшей. Т. Волери и Н. Слип (Wolery, Sleep, 1975) рассчитали количество морской воды, участвующей в тепловой адвекции в срединно-океанических хребтах ((1,2-9,0) •1O¹⁷ г/год) и по нему оценили вынос SiO₂ при температурах флюида от 50 до 300°С. Величина гидротермального потока SiO₂ на три порядка превышает его количество (0,0003 •10¹⁴ г/год), выносимое летучими при извержениях и выщелачиваемое морской водой из остывающих лав. Общее количество SiO₂, выносимое из базальтовой океанической коры, в 3-7 раз меньше его речного вноса. Д. Мастер (De Master, 1981) и другие считают и эти оценки эндогенной поставки кремнезема завышенными на несколько порядков. Так, С. Хамфри и Дж. Томпсон (Humphris, Thompson, 1978) оценили, что количество SiO₂, выщелачиваемое флюидом при 200⁰C из максимально возможного объема гидротермально переработанных базальтов (5 км³), составляет 0,06-0,72 • 10¹⁴ г/год, или до 16% от ежегодного речного привноса.

Р. Волласт (Wollast, 1974) показал  второстепенность поставки SiO₂ при подводном выветривании лав и извержениях. На основе сопоставления количества кремнезема, вносимого реками (4,52 •10¹⁴ г/год), с количеством, уходящим в осадки (та же величина), А.П. Лисицын (1978, с. 298) делает вывод, что никаких дополнительных поставок привлекать не надо, т.е. его приходорасходный баланс уравновешен без эндогенного источника. Это подтверждается и наблюдениями. Так, никакого увеличения содержания кремнезема в воде при приближении к Восточно-Тихоокеанскому поднятию (ВТП) не наблюдается. Более того, кремнезем иловых вод и металлоносных осадков ВТП и впадины Бауэрса, по данным изотопного анализа кислорода, происходит из растворенных диатомей и радиолярий и не связан с эндогенным источником (там же, с. 309).

Ю.Г. Волохин и М.А. Михайлов (1979, 1983) при оценке эндогенного вноса  кремнезема для формирования силицитов  палеозоя и мезозоя Сихотэ-Алиня  и Монголо-Охотской геосинклинали  исходили из максимального среднего отношения летучих (а это главным  образом вода) к твердым продуктам  извержений (7:93) и максимального содержания в них кремнезема, зафиксированного в разных типах современных извержений и в экспериментах: 0,5 г/кг (или 500 мг/кг) в эксгаляциях и 5,0 г/кг в гидротермах. Они получили максимальновсреднее отношение массы вынесенного кремнезема к массе изверженных пород - 1 : 2660  по гидротермам и 1 : 26 600 по эксгаляциям. В триасово-раннеюрском раннегеосинклинальном комплексе Сихотэ-Алиня кремневые, глинисто-кремневые и вулканические (базальтовые) породы соответственно составляют 19,5; 2,5 и 13,5%. При среднем содержании SiO_2своб в кремневых пачках 77,4%, а в глинисто-кремневых - 54% отношение свободного кремнезема к вулканическим породам составило 1,2 по объему и 1,0 по массе. Следовательно, ювенильный вынос мог составить только 0,0004 или 0,00004 часть всего количества SiO₂, содержащегося в комплексе, и поэтому не может считаться причиной образования подавляющей массы силицитов. Максимальное отношение массы ювенильного гидротермального кремнезема к массе твердых продуктов в тысячи раз меньше фактического отношения объемов кремневых пород и их формаций к объемам вулканических в геосинклинальных комплексах всего мира. 

<!--[if gte vml 1]> <![endif]-->

Рис. 6.6. Годичный цикл кремнезема в океане, по Ю.Г. Волохину (1983) 

Ю.Г. Волохин (1985) исследует  вынос SiO₂ неювенильными гидротермами типа красноморских, где на дне зафиксированы гидротермальные купола аморфного кремнезема с баритом, сульфидами, нонтронитом, гидроокислами железа и марганца (Corliss et al, 1979; Solomon, 1980). В них вода является в основном первично морской, а минерализация заимствована главным образом из осадочных толщ бортов рифтов (Shanks, Bischoff, 1977; и др.), например рассолы Красного моря (впадина Атлантис-II) - из миоценовых эвапоритов. Хотя этот вынос SiO₂ на порядок больше ювенильного, но и он составляет малую долю ежегодного поступления. Взаимодействие горячей или холодной лавы с морской водой и пеплом туфовых прослоев может дать, по всесторонним оценкам Ю.Г. Волохина, не более 1% захороненного в осадках SiO₂ и поэтому также не может считаться основным источником силицитов.

И геологические данные противоречат образованию силицитов за счет эндогенных источников. Эпохи кремненакопления лишь частично совпадают с эпохами  вулканизма, но чаще не связаны с ними. Если и наблюдается пространственная близость (переслаивание или фациальная смежность), то это чаще всего не генетическая, а парагенетическая связь, обусловленная лишь пространственным совмещением результатов независимых процессов - вулканизма и кремневого осадконакопления. Основные литотипы силицитов и их состав обнаруживают четкую зависимость от палеогеографических или фациальных обстановок. В центральной Японии яшмы ассоциируются не с вулканическими, а с терригенными породами, и источником их железного пигмента служили не гидротермы, а красные латеритные коры выветривания (Iijima et al, 1978). Ю.Г. Волохин (1985) подметил, что при широком площадном распространении силицитов поражает крайняя редкость в них кварцевых и кварцсодержащих жил, столь обычных при гидротермальной подаче материала.

Но может быть, силициты формировались за счет массового  поступления кремнезема с суши, например в эпохи глубокого химического  выветривания, как предполагают некоторые  литологи? В этом случае надо предполагать и высокие скорости кремненакопления, во много раз превосходящие скорости современного биогенного накопления силицитов. Однако скорости, оцениваемые Ю.Г. Волохиным  по мощности ламинарной микрослоистости, не превышают верхнего предела скоростей  современного бионакопления SiO₂ вблизи континентальных окраин: 1-10 мм/1000 лет, единично 20-30 мм/1000 лет. В абсолютных массах это выражается скоростями от 0,0n г/см² за 1000 лет до 5 г/см² за 1000 лет (по De Master, см: Левитан, Богданов, 1980). Большую длительность накопления и медленные скорости седиментации радиоляриевых кремней трудно согласовать как с любой из форм вулканогенно-осадочной гипотезы, так и с массовым поступлением кремнезема с суши в эпохи пенепленизации и химического выветривания. Ни тот, ни другой источник не обеспечивает на географически обширных акваториях устойчивого поступления кремнезема в течение миллионов лет. Не исключаются в эти периоды и другие типы осадконакопления.

Таким образом, основным источником кремнезема для морских силицитов фанерозоя были запасы Мирового океана, постоянно пополнявшиеся речным вносом и отчасти (около 1 %) эндогенным выносом. 

6.6.2. Условия кремненакопления

Как это следует из предыдущего (6.6.1), условия кремненакопления должны создать обстановку, исключающую  поставку по крайней мере больших масс терригенного или карбонатного плакктоногенного конкурирующего материала, способного разбавить кремневый и подавить силицитообразование в качестве самостоятельных слоев. Составляющими этой обстановки должны быть пассивный тектонический режим, низкое стояние материков, небольшие размеры суши, ее плоский рельеф и лучше всего аридный (Calvert, 1966) или иной климат, не способствующий мобилизации и поставке больших масс терригенного материала, в некоторых случаях снижающий или исключающий образование карбонатного планктона (холодный климат и глубины ниже критических для карбонатов). Такой комплекс условий наиболее полно осуществляется в эпохи трансгрессий.