2. Методы изучения

Силициты в петрографических целях изучаются небольшим числом методов (Логвиненко, Сергеева, 1986; Теодорович, 1957; и др.): макро­скопически, в шлифах и иммерсионных препаратах под световым мик­роскопом, под сканирующим электронным микроскопом (СЭМ), хими­ческим анализом и методом инфракрасной спектроскопии (ИКС). Для контроля минералогического определения используется рентгеновский дифрактометрический метод (РД).

Макроскопическое изучение имеет важное значение для первого оп­ределения силицитов (см. 6.1). По землистости или стекловатости они четко делятся на опаловые или опал-кристобалитовые, с одной стороны, и халцедоновые или кварцевые — с другой. Опаловые силициты легкие, а диатомиты, трепела, некоторые опоки — самые легкие из всех горных пород, исключая, может быть, горную кожу — корки палыгорскитовых глин. Их объемный вес 0,4—1,8 г/с³. Он определяется не только низким удельным весом (или низкой удельной массой) опала (2,2-2,3), но глав­ным образом их высокой пористостью (до 92% у диатомитов). Пори­стость капиллярная, поэтому они интенсивно липнут к языку. Цвет бе­лый, светло-серый, от примесей становится темно-серым, желтым и др. На поверхности обнажения опалиты отбеливаются. Так, черные опоки становятся серыми или, при окислении пирита, бурыми. Опалиты можно спутать с писчим мелом (отличие — не вскипают с НС1), фосфоритами (силициты легче), кислыми витрокластическими туфами (они тяжелее) и каолинами (жирные на ощупь, размокают). Халцедоновые и кварце­вые силициты можно спутать с обсидианом, некоторыми фосфоритами и липаритами.

Изучение в шлифах — основной метод исследования и определения силицитов. Прежде всего устанавливается причина окраски, т.е. мине­ральный состав примесей. Яшмы и фтаниты из-за примесей часто стано­вятся непрозрачными, и их цвет определяется в отраженном свете. Структуры и текстуры, даже весьма тонкие, изучаются полно и всесто­ронне. Хорошо видны компоненты, даже единичные раковинки, обрыв­ки растительной ткани и аутигенные новообразования. Основные мине­ралы — кварц, халцедон и опал — определяются довольно легко и уве-

Оптические свойства минералов группы кремнезема

	Кристаллич­	Показатель преломления		Двупреломление
Минерал	ность, синго- ния	рельеф	величина	оптический характер	величина
Опал	не кристал­лический, аморфный	резкий отрица­ тельный	1,400—1,460	изотроп­ ный	0
Кристобалит	“полукристал­ лический” тетрагональ­ ный	то же	1,487—1,484	почти изо­тропный	0,003
Тридимит	ромбический	то же	1,474—1,483 1,471—1,479	’	0,004
Халцедон	двуосный	отсутствует	1,530 1,547	низкое (се­рые цвета .интерфе­ренции)	0,004 0,008
Кварц	полнокри­ сталлический тригональный	низкий положи­ тельный	1,553 1,544	низкое (St дые цвета интерфе­ренции)	0,009

ренно по их оптическим свойствам (и по характеру кристалличности (табл. 6.2). Так, весьма сходные между собой микрокварциты и халце- донолиты можно различить по характеру угасания отдельных зерен: ес­ли оно волнистое — это халцедон, а если зерна погасают сразу, как мо^х нокристаллы, — кварц.

Аморфная структура опала определяется по изотропности, отсутст­вию признаков кристалличности, по ясной шагреневой поверхности, особенно хорошо видимой при диафрагмировании (опал оказывается не сплошным, а “аморфно-зернистым”, как бы икряным, с размером зер­нышек < 0,01 мм) и обусловленной интенсивной микротрещиновато­стью, свидетельствующей о коллоидной природе (только коллоиды мо­гут отдавать большие массы воды и при этом сокращаться в объеме, рас­трескиваться, из-за чего вещество рябит в глазах). Нередко сохраняется и первичная глобулярная структура опала — также признак коллоидной природы. Но чаще глобули видны лишь под электронным микроскопом.

Пористость обычно не видна под микроскопом из-за малых разме­ров пор. Только в крупных скорлупках диатомей можно видеть внут­реннюю (внутрискелетную) пористость — камеры заполняются ка­надским бальзамом.

Изучение в иммерсионных препаратах, помимо более точного опре­деления показателя преломления, позволяет приблизительно оценить содержание воды в опале и сделать вывод о его минералогической зрело­сти. Например, при содержании воды 8,97% показатель преломления 1,446, а при содержании 3,55% — 1,459 (Теодорович, 1958а, с. 35).

Электронным микроскопом, особенно растровым (РЭМ) или скани­рующим (СЭМ), успешно выясняются тончайшие криптокристалличе­ские и ультрамикроглобулярные структуры, например леписферовая у трепелов и опок (см. рис. 6.1, а; 6.3, б, в; Муравьев, 1983), сферолитовая тонкофибровая структура халцедонолитов. Методом реплик установле­на новакулитовая структура кварцевых силицитов — отличие от губча­той, петельчатой или облачной структур халцедоновых (Петровский, Шитов, 1966, 1968; Folk, McBride, 1976).

Химический анализ определяет не только химический, но и мине­ральный состав силицитов и помогает выяснить их геохимическую и формационную специфику и генезис. Применяется как общий (полный или частичный) силикатный, так и различные виды рационального ана­лиза. Так, важнейшую характеристику силицитов — количество опала

• определяют по содержанию растворимого кремнезема, извлекаемого 5%-м раствором соды или слабой NaOH на кипящей водяной бане. Ме­тоды щелочных вытяжек постоянно совершенствуются, и ими можно варьировать в зависимости от типа породы и степени извлечения крем­незема не только из биофрагментов разных групп организмов, но и из абиогенного кремнезема и силикатов (например, из цеолитов и смекти- тов). О количестве несилицитного кремнезема судят по глинозему, явно происходящему из силикатов. Для этого содержание глинозема умножа­ют на коэффициент 1,5 или 2,0, в зависимости от преобладающего типа силикатов, например гидромусковита или монтмориллонита. Помимо основных компонентов — окислов (см. 1.4.2), необходимо определение Сорг, Р2О5, форм железа и серы. Спектральным анализом определяются малые, редкие и рассеянные элементы, позволяющие установить форма­ционную специфику и генезис силицитов.

Метод инфракрасной спектроскопии (ИКС) в последнее десятиле­тие прочно вошел в практику диагностики кремневых минералов (И.И. Плюснина, А.Г. Власов, М.А. Левитан, Ю.Н. Сеньковский и др.). Он ос­нован на записи спектров отражения и пропускания минералами инф­ракрасных волн и наибольшие результаты дает в комплексе с рентгено- дифрактометрическим и другими методами. Установлено, что каждому кремневому минералу свойствен свой ИК-спектр пропускания, причем биогенные и природные седиментогенные минералы отличаются от гид­ротермальных и искусственных. Рентгеноаморфный опал имеет ИК- спектр с широкими полосами. Первая, самая интенсивная полоса без четкого экстремума находится в области 1246-1090 см'¹. Значительно расширена и третья полоса — 485 см'¹. Часто выделяется, кроме того, полоса 1650 см'¹, свидетельствующая о большом содержании кристалло­химически не связанной воды, колебаниями молекул которой и вызвана эта полоса (см. рис. 6.1,6).

Более структурно совершенный изотропный кремнезем, отвечающий опал-кристобалиту, характеризуется более четким экстремумом глав­

ной полосы пропускания 1110-1120 см"¹, шире становится полоса 480 см^-1. Полоса 618 см"¹ обусловлена небольшим содержанием кристобали- та. Эта модификация кремнезема наиболее широко распространена сре­ди верхнемеловых и нижнепалеогеновых спонголитов, трепелов и опок. Еще более структурно совершенный кремнезем со значительным содер­жанием кристобалита отличается четкой полосой 625-630 см*¹ (см. рис.

6.1, а).

Метод ИКС улавливает небольшие (менее 1%) содержания щело­чей, карбонатов и других примесей, которые не устанавливаются рент- генодифрактометрически, т.е. оказывается часто более чувствительным не только к структурным особенностям, но и к химическому составу (Плюснина, 1977; и др.).

Рентгенодифрактометрия, наиболее информативная для веществ с упорядоченной структурой (для кристаллических минералов), оказыва­ется малоэффективной для многих силицитов, среди которых обычны аморфные. Поэтому на дифрактограммах они маловыразительны (Ки­тайгородский, 1952; Плюснина, Левитан, 1975; Рентгенография ..., 1983). Так, рентгеноаморфный опал характеризуется обширным гало (см. рис. 6.1, в) — сильнодисперсным рефлексом в диапазоне углов 2(5^=18-26° (около 4,9-3,4 А). Интенсивность этого гало достигает 50- 60% по отношению к интенсивности рефлекса 3,34 X кварца, если при­нять величину последнего за 100% (Сеньковский, 1977, с. 67).

При появлении в опале кристаллической фазы, т.е. с началом рас- кристаллизации, дифрактограммы становятся более дифференцирован­ными и четкими. Эти промежуточные фазы между рентгеноаморфным опалом (опалом А) и низкотемпературным кристобалитом, чаще всего называемые “опал-кристобалитами” (О-К), нередко подразделяются по степени структурной зрелости, или раскристаллизованности, на О-К-I и 0-K-II. Структурная упорядоченность в них начинается с закономерно­го сочетания тетраэдров Si02 в одном, горизонтальном, направлении, тогда как образующиеся слои по вертикали чередуются незакономерно: то с периодом повторяемости 2, что отвечает тридимитовой структуре, то с периодом повторяемости 3, отвечающим кристобалитовой упаковке. Ю.Н. Сеньковский (1977) подчеркивает, что в рассматриваемом мине­ральном образовании кристобалит и тридимит не являются самостоя­тельными минеральными фазами, а представляют собой лишь структур­ные элементы этой формы кремнезема. Последняя при низкой степени упорядоченности кристобалитовых и тридимитовых слоев (О-К-I) дает дифрактограмму с хорошо выраженной выпуклостью (гало), ось которой отвечает 4,0-4,1 А. Гало несет кристобалитовый рефлекс 4,12-4,09 А и более слабый тридимитовый — 4,3-4,28 А, а нередко рефлекс 2,49 X. У 0-K-II кристобалитовый рефлекс 4,12-4,09 X более интенсивный и чет­кий. Он осложнен тридимитовым рефлексом в области 4,30-4,28 X, а также часто и кварцевым эффектом — 4,26-4,24 X. Кроме того, четко фиксируется эффект 2,51-2,49 (см. рис. 6.1, г).

Низкотемпературный кристобалит характеризуется рефлексами (X)