Кремневые породы

Кремневыми (или силицитолитами) именуются породы, более чем наполовину состоящие из минералов группы оксидов кремния – опала (SiO₂ nH₂O), кристобалита, тридимита, халцедона и развивающегося по ним кристаллически-зернистого кварца; за исключением разностей с обломочными структурами и с яснозернистым гранобластовым строением.

Кремневые породы по своей распространенности занимают 4-е место после карбонатных, однако количественно им резко уступают – составляя 1,5-2% всего осадочного материала. Эти породы по их внешнему облику и минеральным составам делятся на две главные категории. Первая представлена опаловыми, реже халцедоно-опаловыми образованиями, которые настолько микрокомпонентны («мелоподобны»), что визуально именуются как пелитоморфные образования, обладающие характерным «землистым», шершавым на ощупь изломом. Вторая категория – породы халцедоновые и кварцево-халцедоновые. Они более крепкие и монолитные, на свежем изломе имеют так называемую афанитовую или стекловатую макроструктуру, будучи похожими на поперечный скол разбитого толстого стекла, без признаков како-либо зернистости. Истинные микроструктуры и компонентные составы пород обеих категорий выявляют только микроскопические наблюдения (оптические и электронные). Только эти наблюдения позволяют установить видовое название силицитолита.

По Б.К Прошлякову, В.Г. Кузнецову (1991) пелитоморфная (микрозернистая) макроструктурахарактеризуется размером зерен менее 0,01 мм. Понятия афанитовая, стекловатая макроструктура заимствованы О.В. Япаскуртом (2008) скорее всего из петрографии магматических пород. В частности, афанитовая структура характерна для пород, зерна которых не видны невооруженным глазом, стекловатая – характерна для пород сложенных вулканическим стеклом.

Среди примесей в кремневых породах характерны оксиды, гироксиды и сульфиды железа, глинистые минералы, карбонаты кальция и магния, органическое вещество. При незначительном количестве примесей железа и органического вещества породы имеют светлую окраску. Оксиды железа придают породам красноватую окраску различных оттенков. Гидроксиды железа и органическое вещество определяют зеленовато-серый, голубовато-серый, серый или черный цвет.

К опаловым разновидностям относятся трепелы и опоки. Это светло-серые, очень легкие, некрепкие, неразмокающие в воде породы. На изломе они похожи на мел, но не «вскипают» в HCl.

Трепел сложен опалом, который присутствует в виде глобулей размером 0,001 мм. Кроме того, содержит немного остатков диатомовых водорослей, радиолярий, спикул губок, примесь глинистого материала и карбонатных минералов. Порода очень пористая (до 90%), а потому объемный вес близок к 1. Окраска породы желтовато-серая, светло-серая.

Опока в основном состоит из мельчайших глобулей опала, содержит редкие остатки диатомей, радиолярий и спикул губок. В отличие от других опаловых пород содержит значительное количество терригенного материала (песчаного, алевритового, глинистого) до 40-50%. Поэтому опоки тяжелее (объемные веса – от 1,2 до 1,8 г/см³), поскольку представляют собой более уплотненную разновидность, по внешнему виду похожи на скол разбитой фаянсовой чашки. Окраска у породы более темная от серой до темно-серой. Опока в отличие от трепела раскалывается со звоном, а трепел с глухим звуком. Микроструктуры у опок и трепелов колломорфные, а текстуры массивные или слоистые.

Опаловые породы с биоморфными структурами представлены диатомитами, радиоляритами и спонголитами.

Диатомиты сложены тончайшими (тоньше нашего волоса) опаловыми «трубочками» диатомовых водорослей (до 70-80%) – обитателей холодных озерных и морских вод. Пространство между ними выполнено колломорфным кремнеземом. Окраска белая, иногда с желтоватым или сероватым оттенком. Внешне диатомиты похожи на трепел, но легче (0,9 г/см³) его и не тонут воде; поровые пустотки составляют до 97% объема породы. Также напоминают писчий мел, пачкают руки, впитывают воду, но не «вскипают» при взаимодействии с соляной кислотой.

Радиоляриты, сложенные мелкими (не крупнее 0,1-0.2 мм) шарообразными скелетиками морских одноклеточных – радиолярий, несколько плотнее (1,5 г/см³), подобно опокам. Окраска пород серая, темно-серая. При перекристаллизации породы превращаются в радиоляритовый кремень.

Спонголиты состоят из иголочек морских губок (от лат. spongia – губка). Внутри канальцев этих иголочек опал превращается в микроглобулярный опал СТ. Он на стадии катагенеза раскристаллизуется в микритовый агрегат волокнистого халцедона. Его примесь существенно утяжеляет породу до 1,8-2,2 г/см³. Часто содержат примесь терригенного материала, глауконит, кальцит. Окраска варьирует от светлой до темной.

К халцедоновым и кварцевым породам относятся:

1) кремни желваком, или конкреций, залегающие внутри пластов писчего мела и некоторых других известняков. Они состоят из сочетаний разных форм кремнезема: кварца-халцедона, опала-халцедона, кварца-халцедона-кристобалита. Цвет породы серый , желтовато-серый, темно-серый, серовато-оранжевый. В разрезе конкреций часто видна зонально-полосчатая окраска. Кремни обладают высокими твердостью (5-7), прочностью. Кремни имеют афанитовую (микрозернистую < 0,01 мм) макроструктуру, массивную, слоистую или конкреционную текстуру.

2) яшмы– криптозернистые тонкослоистые породы, обычно окрашенные примесью оксидов железа и марганца в красные и фиолетовые цвета. Они слагаются преимущественно халцедоном или смесью халцедона и кварца. Прочные твердые породы с раковистым изломом. Плотность их составляет до 2,5 г/см³.

3) радиоляриевые яшмы; 4) кремневые сланцы, прокрашенные, в отличие от яшм, в серые или зеленые цвета за счет примеси глинистого материала; 5) фтаниты – халцедоновые породы черного цвета, содержащие тонкодисперсную примесь ОВ.

Существующие в учебной литературе представления об образовании кремневых пород.

1. По Б.К Прошлякову, В.Г. Кузнецову (1991) кремнистые породы образуются в результате осаждения кремнезема в океанических, морских и континентальных бассейнах. Источник кремнезема – бассейновые воды, а также подводные вулканы и термальные воды, поступающие по разломам в морских и океанических бассейнах. Переход кремнезема в твердую фазу осуществляется биогенным, а также химическими путями в связи с охлаждением термальных вод и, как следствие, понижением растворимости SiO₂. В континентальных условиях кремнистые породы возникали в пресноводных озерах за счет жизнедеятельности диатомовых водорослей. В водоемах вулканического происхождения кремнистые осадки могли образовываться за счет химического осаждения. Существует представление, что яшмы образовались в результате перехода опала в халцедон и кварц на стадиях диагенеза и катагенеза.

Кремни – образования вторичные. Они формировались в результате перераспределения кремнезема на стадии диагенеза и катагенеза. Источник кремнезема – седиментогенный опал и нестойкие силикатные (и алюмосиликатные) минералы. В благоприятных условиях (обилие углекислоты, сульфат-ионов и др.) эти минералы растворялись в иловой и пластовой водах; продукты реакции переносились и отлагались в новых геохимических условиях.

2. По О.В. Япаскурту (2008) фаунистические остатки указывают, что кремневые породы были морскими, реже озерными образованиями. Многие из них, развитые в складчатых областях, подверглись существенным вторичным изменениям. Гель кремнезема и опаловые панцири большинства микроорганизмов становятся неустойчивыми даже при незначительном росте температуры и давления. Испытывая перекристаллизацию, они превращаются в халцедон-кварцевые сланцы или яшмы и фтаниты.

В современное время радиоляриевые и диатомовые илы накапливаются на дне океанов ниже критических глубин карбонатонакопления. Биогенные механизмы формирования диатомитов и радиоляритов сомнений не вызывают. Применительно же к породам с колломорфными структурами такие сомнения остаются. С одной стороны их микроструктуры отражают результаты химического осаждения аморфного кремневого вещества. Но с другой стороны этой версии противоречат расчеты баланса SiO₂ в зонах переноса и накопления осадков, выполненные Н.М. Страховым и др. Главная аргументация против версии о хемогенном генезисе осадков, исходных для трепелов и опок, состоит в современной (и, вероятнее всего, мезозойско-кайнозойской) недонасыщенности гидросферы кремнеземом. Его в морской воде содержится 0,5-6 мг/л, а в речных водах – до 13 мг/л. Воды морских, океанических, внутриконтинентальных бассейнов резко недонасыщены SiO₂, что исключает возможность его химической садки.

Правда, есть иные химические способы, например, выпадение гелей из коллоидных растворов, которые при смешении речной воды с морской (электролитом) коагулируют, вне зависимости от степени насыщенности раствора. Однако такой механизм в реальности (по крайней мере, в наше время) имеет скромные масштабы. Другой способ формирования трепелов и опок – это вероятные процессы вулканизма и подводной разгрузки насыщенных кремнеземом горячих эндогенных гидротерм. Не отвергая данного механизма, следует сказать, что он нуждается в аргументированном подтверждении.

Растровая электронная микроскопия свидетельствует, что трепелы и опоки – это изначально биогенные (радиоляриевые и др.) осадки, которые на постседиментационных стадиях литогенеза видоизменили свои микроструктуры вследствие растворения поровыми водами большинства раковинок и трансформирования биоморфного опала А в хемогенный глобулярный опал СТ.

Организмы-кремненакопители, как установлено биологами, не нуждаются в аномально-повышенных содержаниях SiO₂ в воде, извлекая кремнезем своими биомеханизмами из ничтожных количественных его примесей. Любой дополнительный поставщик SiO₂ будет стимулировать активизацию жизнедеятельности этих существ.

Гораздо труднее судить о генезисе халцедоновых пород (яшм) складчато-надвиговых систем (герциниды Урала, каледониды Казахстана и др.), которые имеют достаточно древние возрасты (в основном палеозойский и докембрийский) и гораздо интенсивнее переработаны процессами глубинного катагенеза и метагенеза.

Гораздо определеннее трактуется генезис кремневых конкреций, распространенных среди многих видов карбонатных пород. Механизм диагенетического кремнеобразования описан В.Т. Фроловым (1992). Карбонаты и SiO₂ – антиподы применительно к условиям их растворимости. При рН менее 8,2-8,5 стремительно увеличивается растворимость карбонатов и стабилизируется на минимальном уровне растворимость кремнезема, а при возрастании рН более 8,5-9 наоборот стабилизируется у карбонатов и стремительно растет у SiO₂. В морской воде значения рН в среднем приближаются к 8,2, однако щелочная среда фона не является однородной внутри осадка. Там возникает множество точечных очажков с резко пониженными значениями рН – в тех местах, где скапливаются трупы погибших животных и начинается активная деятельность разлагающих их бактерий с выделением СО₂, H₂S, которые «подкисляют» окружающую микросреду. Временное ее подкисление способствует тому, что попавшие туда единичные раковинки радиолярий. Диатомей или спикулы губок становятся затравками для стягивания к ним из соседних участков (с более высокими рН) растворенного H4SiO4, переводимого в нерастворимый агрегат опала здесь же (при низком рН). Сформированная этим способом микроконкреция по закону масс стягивает на себя кремнезем окружающих иловых вод, уже вне зависимости от выравнивания местных значений рН. Выпавший в осадок опал приспосабливается к неоднородностям в структуре окружающих карбонатных компонентов. На стадиях позднего диагенеза - раннего катагенеза опал постепенно дегидратируется и переходит через последовательные фазы кремнезема в криптозернистый агрегат кварца, именуемый халцедоном.