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 * 10 г. Ежегодно биос извлекает из океана 250*10 г Si02, 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, диатомеи 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 сили- кобиоса 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.).

Диатомеи 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, СОг, нит­раты и другие питательные вещества, из которых строится мягкое тело. Но этот способ добывания кремнезема для построения скелета энергети- 302

чески 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; ^архинин, 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. Волохи- ным (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 срединно­океанических хребтах ((1,2-9,0) ^-10¹⁷ г/год) и по нему оценили вынос Si02 при температурах флюида от 50 до 300°С. Величина гидротермаль­ного потока Si02 на три порядка превышает его количество (0,0003 * 10¹⁴ г/год), выносимое летучими при извержениях и выщелачиваемое мор­ской водой из остывающих лав. Общее количество Si02, 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 Si02, выщелачиваемое флюидом при 200°С 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 Si02 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 Си- хотэ-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

зоз

ется в осадив ) • i3-10^Mr(1,8%J J'

•

г Растворение и переотложени? в абиогенный SiOj, поглощение глинистыми минералами, синтез

. "*?^{|М 1} , 4 — «их || ^

интез силикатов i •• ' ' У ' * ¹ "V'

5. 10¹⁴г /■В скелетах 0,8-10 г \

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

гидротермам и 1 : 26 600 по эксгаляциям. В триасово-раннеюрском ран- негеосинклинальном комплексе Сихотэ-Алиня кремневые, глинисто­кремневые и вулканические (базальтовые) породы соответственно со­ставляют 19,5; 2,5 и 13,5%. При среднем содержании SK)2cbo6 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 Si02, 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.

Ю.Г. Волохин (1985) исследует вынос Si02 неювенильными гидро­термами типа красноморских, где на дне зафиксированы гидротермаль­ные купола аморфного кремнезема с баритом, сульфидами, нонтрони- том, щдроокислами 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-И) — из миоценовых эвапоритов. Хотя этот вынос SiCh 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 Si02 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 терри- генными породами, и источником их железного пигмента служили не гидротермы, а красные латеритные коры выветривания (Iijima et al,

1977. . 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 S1O2 вблизи континентальных окраин; 1-10 мм/1000 лет, единично 20-30 мм/1000 лет. В абсолютных массах это вы­ражается скоростями от 0,0п 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 пенеп- ленизации 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.