Кремневые породы или сицилиты

Полезно вернуться к начальным  процессам стягивания кремнезема и  более детально рассмотреть химизм конкрециеобразования, при котором  совершаются довольно сложные минеральные изменения. 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.

Неясна 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. СаСОз, 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).

Повышение температуры в  катагенезе (Мицюк, Горогоцкая, 1980; Хардер, 1965) ускоряет процессы трансформации  опала. В нейтральной среде при  давлении 100 атм и 25°С в кварц переходит 95% опала за 10⁸ лет, при 50⁰C - за 10⁷, а при 100⁰C - только за 5 • 10 лет. Рост давления и щелочности ускоряет превращения. Зависимость скорости трансформации кремнезема от температуры и давления определяет разное время перехода биогенного опала в кристобалит и кристобалита в кварц в геосинклинальных и платформенных условиях. На Сахалине, Камчатке и Курильских островах кристобалитовые кремни исчезают уже в середине миоцена и переходят в халцедон-кварцевые, а на Русской платформе этот переход начинается лишь в альбе. Прогрессивно возрастает и средний диаметр кварцевых зерен от 300 А в неогене до 1500 А в мезозое (Laurent, Scheere, 1971) и происходит это путем растворения мелких кристаллов и роста более крупных.

Вся история преобразований минералов кремнезема и силицитов, обладающих большой хрупкостью, сопровождается брекчированием, начинающимся в сингенезе в аморфных выделениях и нелитифицированных слоях и продолжающимся до метаморфизма. Нередко разновозрастные трещины, выполненные халцедоном или кварцем многочисленных генераций, пронизывают породу нацело, и в ней часто не остается первичного целика. При всех прогрессивных преобразованиях постоянно стираются следы биогенных структур.

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 разупоряденный 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.

6.6.3.3. Элювиальные способы  образования силицитов имеют  ограниченное распространение, за  исключением некоторой части  кремневых конкреций, образующихся  в сингенезе при подводном  выветривании карбонатных осадков.  В настоящее время известны  два-три способа образования силицитов  в элювиальную стадию и отвечающие  им генетические типы кремневых  пород: силькреты, или кремневые  панцири пустынь, кремни пересыхающих  щелочных озер и вулканический  элювий.

Кремневые панцири (силькреты, кремневые кирассы) массивны, часто  брекчированы, с пятнистой светлой  или красной окраской, нередко  неоднородны, с вертикальными линиями  раздела или с неясной слоистостью, халцедоновые и кварцевые, редко  опаловые, мощностью до 1-2 м, распространенные в полупустынях и пустынях Австралии, Южной Африки, Гоби, Средней Азии и других, известны с докембрия, являются аналогами известковых (каличе, калькреты) и железных (феррикреты) панцирей. Образуются в результате подъема к поверхности земли капиллярной воды при дневном нагревании песков или коренных пород с кремнеземом. При этом растворенный кремнезем выпадает из испаряющегося раствора на поверхности осадков или пород в виде тончайшей пленки, которая имеет тенденцию наращивания сверху. Нижняя часть панцирей часто вмещает зерна основания, ибо с них при их цементации начинается образование кремневого панциря. В образовании кремневых панцирей, вероятно, участвуют и другие процессы, остающиеся малоизученными.

Кремни пересыхающих щелочных озер, описанные Х.П. Югстером (Eugster, 1967, 1969; и др.) на примере оз. Магади в Кении. Они развиваются по седиментационному  натриевому силикату - магадииту NaSiO₇O₁₃(OH)₃*3H₂O. Он нестабилен, и при его выщелачивании образуются пластовые и конкреционные кремни - на стадии сингенеза, или гальмиролиза. Таких кремней много уже в плейстоценовых отложениях озера. К этому типу стали относить некоторые эоценовые, юрские и даже докембрийские (в железорудных формациях) кремни США и отчасти новакулиты (Петтиджон, 1981). Они требуют дальнейшего изучения.

Вулкано-элювиальные кремни первично опаловые - опалиты, с характерным  парагенезом: сульфаты, каолин, сульфиды железа, меди и других металлов, с  серой, соединениями мышьяка, сурьмы, неслоистые, землистые, пятнистые и неоднородные. Они образуются при пропарке фумаролами и преимущественно кислыми гидротермами вулканических и осадочных пород вулканической постройки на средних стадиях развития вулканической системы (кальдерная и посткальдерная стадии). Многие компоненты первичных пород выносятся гидротермами и образуют на путях миграции гидротермные отложения, в том числе и опаловые. Оставшиеся на месте образуют вулканический элювий, нередко богатый рудами металлов и неметаллов. Их древние аналоги - поля вторичных кварцитов с той же богатой рудной минерализацией. Эти поля образуются как на суше (здесь они лучше изучены), так и под водой.

6.6.3.4. Краткий итог генетического  анализа. Кремневые породы полигенетичны  как по источникам кремнезема, так и по способам и условиям  образования. Подавляющая их часть  образуется за счет постоянных  запасов Мирового океана, непрерывно  пополняющихся вносом реками  и отчасти гидротермами растворенного  (ионного и коллоидного) и взвешенного  кремнезема. Из него формируются  осадки тиховодного гравитационного  типа, объединяющего разнообразные  подтипы или самостоятельные  типы: экзогенно-осадочные и гидротермно-осадочные,  наземные и морские, мелководные  и глубоководные пелагические, биогенные  и абиогенные (хемогенные) и др. Помимо  этих генотипов образуются бентосные  спикуловые силициты на месте  жизни кремневых губок и на  путях механического разноса  (механогенные спонголиты). При сингенетическом  расчленении осадков возникают  кремнеобломочные дресвяные и конглобрекчиевые силициты. Разнообразны элювиальные кремневые породы (силькреты субаэральные, подводные и вулканически-элювиальные) , а также постседиментогенные конкреционные и метасоматиты.

Условия меняются от континентальных- кор выветривания, вулканических, источниковых, озерных через прибрежно-морские и неретические шельфовые до батиальных и абиссальных пелагических, где они четко подчиняются климатической (широтной), вертикальной (батиметрической) и гидродинамической зональностям. В настоящее время пояса их преимущественного накопления тяготеют к приполярным зонам и большим глубинам. Различают также структурно-тектонические типы силицитов; платформенные, геосинклинальные и океанические. Первые и последние в основном биогенные, а из абиоморфных (первично, вероятно, также биогенных) преобладают опал-кристобалитовые. Широко распространены халцедон-кварцевые диагенетические и катагенетические кремни и метасоматические силициты в карбонатных породах. Мощность силицитовых слоев, пачек и толщ небольшая (метры - десятки метров). Геосинклинальные кремни разнообразнее по минеральному составу (от опаловых до кварцевых), структурам (биоморфные и абиоморфные, от аморфных до полнокристаллических), минеральным примесям, цвету и мощностям. 

6.7. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ  ЗНАЧЕНИЕ СИЛИЦИТОВ

Несмотря на невыясненность ряда генетических вопросов, силициты - довольно четкий и важный документ палеогеографических и палеотектонических обстановок осадконакопления, хороший  формационный признак и показатель седиментологических процессов  и условий. По ним восстанавливаются  значительные глубины бассейна, небольшие  скорости осадконакопления, окислительный  или восстановительный характер осадков (по примесям), а по заключенным  органическим остаткам - температура, гидродинамика и другие параметры  бассейна. Силициты в целом чаще всего указывают на отсутствие терригенного вноса материала - из-за пассивного тектонического режима, аридности климата  или удаленности от суши. В некоторых  случаях тот же эффект оказывают  ловушки терригенного материала - окраинные  моря и другие депрессии и прогибы. Минеральные и структурные преобразования в постседиментационные стадии несут  информацию о химизме и термодинамике  процессов в стратисфере. Некоторые  силициты (разновидности яшм, гидротермные опалиты и др.) проливают свет и на эндогенные процессы, в частности на вулканизм.

В историко-геологическом  плане силициты должны учитываться  при восстановлении процессов преобразования мафической (в частности, океанической) коры в сиалическую, континентальную (Мархинин, 1967; Волохин, 1980, 1985). Дефицит кремнезема в основных вулканитах компенсируется его высоким содержанием в кремневых формациях, так что при денудации таких комплексов и смешении на путях переноса возникают более однородные и более кислые массы отложений, подготовленных для гранитообразования.

Длительность формирования, распространение на больших площадях, легкая узнаваемость при картировании, содержание биоскелетов, часто единственных в мощных разрезах, делают силицитовые  пачки и толщи весьма важными  для стратиграфии (Жамойда, 1972; и  др.), позволяют определять условия  формирования смежных толщ, проливать  свет на коррелятные комплексы и  производить естественную периодизацию региональной истории. По ним восстанавливаются  эпохи корообразования на суше и  связанные с ними полезными ископаемые.

Многие силициты - ценные полезные ископаемые или вмещают  таковые. Все опаловые породы, особенно диатомиты и трепела, - прекрасные и самые легкие (объемная масса  снижается до 0,4) наполнители в  бумажной и резиновой промышленности, теплоизоляторы, фильтры, например бактериальные, тончайшие абразивы, полировальный  материал и сырье для производства ценного гидравлического бетона. Их химическая стойкость делает породы кислотоупорными. Большая пористость и обычная густая трещиноватость превращают опалолиты в емкие  коллектора нефти и газа; к ним  приурочены месторождения этих горючих  ископаемых на Сахалине, Аляске и, вероятно, Камчатке.

Халцедонолиты используются для производства шаров камнеистирающих  мельниц (США для этих целей вывозят  их из Европы), лабораторных ступок и  других поделок, а яшмы - прекрасный декоративный материал, давно и широко используется как поделочный и полудрагоценный  камень. К силицитам приурочены месторождения  железных (джеспилиты в докембрии) и  марганцевых (яшмы и кремни девона Урала  и др.) руд, фосфориты, полиметаллы, а  к фтанитам - редкие и драгоценные  металлы, например золото, концентрации которого приближаются к промышленным. Его ремобилизация дает многие промышленные гидротермальные месторождения. Новакулиты - тонкий абразив. Не следует забывать, что кремни в становлении и развитии человечества играли исключительную роль для производства первых орудий труда и охоты, для добывания огня.

5.3. О природе  нефтегазоносности кремнистых толщ  

В последние годы доказана важная роль кремнистых пород как  нефтегазоматеринских отложений. Кремнистые породы – силициты – достаточно широко распространены в осадочной  оболочке. Их основной составляющей является аутигенный (свободный) кремнезем в  виде различных минералов – опала, кристобалита, кварца, халцедона. Они  имеют различное происхождение  – биогенное, хемогенное, вулканическое. Подавляющая часть кремнистых пород фанерозоя по способу осаждения биогенна, источник же кремнезема, как правило, полигенный: эндогенный, в том числе вулканогенный, терригенный и главным образом динамичный резервуар океана. Чистые силициты обычно не образуют мощные пласты, а слагают конкреционные прослои и слои небольшой мощности. В ассоциации с различными осадочными породами силициты встречаются повсеместно, образуя глинисто-кремнистые, туфогенно-кремнистые, карбонатно-кремнистые и более сложные комплексы.