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 планктоногенного конку­рирующего материала, способного разбавить кремневый и подавить си - лицитообразование 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.

Современный теократический геологический момент не обеспечи­вает накопление высококремнистых осадков даже вдали от континен­тов, т.е. противоположен эпохам кремненакопления (Монин, Лиси­цын, 1983; Мурдмаа, 1987). Но если уменьшить терригенный сток в 2" 15 раз, то и в Японском и в Охотском морях будут формироваться высококремнистые осадки, аналогичные древним силицитам (Воло­хин, 1985). Одно изменение тропического климата на умеренный мо­жет быть причиной уменьшения в 5-10 раз поступления терригенного материала (Страхов, 1962).

На примере кремнезема наглядно видны преимущества метода абсо­лютных масс, разработанного Н.М. Страховым. Метод позволяет вскрыть влияние разбавления и смешения материала на формирование осадков и их состав. Так, этим методом установлено, что 85-90% всего кремнезема, поступающего на дно морей и океанов, отлагается не там, где наиболее чистые кремневые илы (дно океанических котловин), а на континентальной окраине (шельф, окраинное море, континенталь­ный склон), хотя здесь собственно кремневые осадки (с содержанием ЗЮгсвоб >50%) редки.

На кремненакопление влияет и батиметрическая зональность в мо­рях и океанах: часто силициты формируются пассивно, за счет растворе­ния карбонатных компонентов ниже критической глубины (КГК), кото­рая варьирует от 4500 до 3000 м и иногда поднимается еще выше — в зо­нах апвеллингов и снижения pH воды. Труднее растворимые кремневые биокомпоненты накапливаются как своеобразная терра-росса. При еще более длительной экспозиции этих осадков на поверхности дна (а это осуществляется при очень медленных скоростях седиментации) раство­ряются и кремневые компоненты.

Детальнее условия кремненакопления были охарактеризованы в преамбуле раздела 6.6.

3. Способы формирования силицитов

Как условия, так и способы накопления силицитов весьма разнооб­разны и их можно разделить на седиментационные, постседиментацион- 306

ные, метасоматические и элювиальные. Небольшая часть силицитов формируется механическим способом, это кремнеобломочные породы. Впрочем, их можно отнести к седиментационным.

1. Седиментационные способы образования в свою очередь неоднородны и подразделяются на биогенные, хемогенные и механоген- ные. Относительно более прост и ясен способ накопления биогенных си­лицитов, образующихся из скелетных остатков организмов и представ­ленных планктоногенными и бентосными генетическими типами. Самые распространенные в фанерозое планктоногенные силициты — радиоля- риевые и диатомовые кремневые осадки и породы — накапливаются гра­витационным способом после отмирания организмов. Из-за незначи­тельных размеров диатомей и многих радиолярий бблылая часть их ске­летов может достичь дна глубоких котловин нередко через сотни лет и поэтому при медленном опускании они почти нацело растворяются (Johnson, 1974; Calvert, 1974; и др.).

Однако в природе нашелся способ преодолеть этот физический закон

• это биоседиментация, одним из пионеров изучения которого являет­ся А.П. Лисицын (1966, 1974, 1978, 1982 и др.). Многие морские живо­тные, питающиеся планктоном, в кишечнике агрегируют мельчайшие скелетные фрагменты и целые панцири в комочки — пеллеты, или коп- ролиты, являющиеся фекалиями разных размеров и формы. Как более крупные тела они быстрее достигают дна даже на километровых глуби­нах. Все же 97% массы биоскелетов, не доходя до дна, растворяется в толще воды и, таким образом, снова возвращается в нее. Лишь 3% био- генно извлеченного кремнезема достигает дна, главным образом в виде фекалий, но 1,5% этого количества растворяется в верхнем слое осадков в условиях щелочной среды иловых вод и снова возвращается в наддон- ную воду, рассеиваясь течениями. Лишь 1,5% биогенно извлеченного кремнезема (3,2*10¹⁴ г/год) фиксируется в осадке, причем часть его идет на реакции с глинистыми минералами, играющими роль буфера, другая часть переотлагается в более устойчивых, уже химически выде­лившихся формах (опал, кристобалит, халцедон, кварц). Только незна­чительная часть первичного биогенного кремнезема остается в виде ске­летных форм, хотя изменения происходят и в них. Все это показывает незначительный осадкообразовательный КПД кремневого седиментоге­неза, как и карбонатного, фосфатного и др.

Планктоногенные биосилициты как генетический тип отложений подразделяются на пелагические, западинно-шельфовые, лагунные и озерные, которые можно рассматривать как подтипы или самостоятель­ные генетические типы (особенно сильно отличаются режимом седимен­тации озерные биолиты), а вместе они образуют единый фациальный ряд (естественно прерывающийся на участках неотложения силицитов): озерные (горные и равнинные) — лагунные — западинно-шельфовые — пелагические силициты. В этом ряду нарастает роль биоагрегатной седи­ментации от континентов к центральным частям океанов.

Бентосное кремневое осадконакопление связано с кремневыми губ­ками (см. преамбулу 6.6), спикулы которых остаются на месте после распада мягких частей тела или разносятся течениями на то или иное расстояние, нередко значительное, по крайней мере на десятки километ­ров, а в турбидитах и на большие. Таким образом, можно различать ин- ситное и перемещенное, механогенное накопление спонголитов, что ле­жит в основе выделения двух их генетических типов (или подтипов). Большая часть спикул рассеивается в других осадках как примесь к гли­нам, алевритам, пескам и известнякам.

Хемогенное кремненакопление, несомненно, происходило и проис­ходит, но неясны его масштабы и роль в образовании абиоморфных си­лицитов — трепелов, опок, кремней и яшм, преобладающая часть крем­незема которых не имеет биоморфной структуры. Бесспорно хемогенны- ми являются отложения горячих источников — кремневые туфы, гейзе­риты, многие корки, а также гнезда и линзы яшм в базальтах и других эффузивах. Подавляющая масса силицитов не имеет биоморфной струк­туры, и они называются поэтому криптогенными, т.е. породами скрыто­го генезиса. Одни литологи считают их на этом основании хемогенными, другие (в том числе Н.М. Страхов и автор) допускают возможность их первичной биогенности (хотя бы для части этих пород), признаки кото­рой — та или иная биогенная структура (радиоляриевая, диатомовая или иная) — позднее, в диагенезе или катагенезе, были стерты при трансформации биоморфного опала в хемогенный глобулярный.

Чтобы подойти к решению этой дилеммы, необходимо прежде всего обсудить возможности химической садки в природных водах на совре­менном этапе развития гидросферы (Бруевич, 1953; Волохин, 1985; Гео­химия кремнезема, 1966; Краускопф, 1963; Самойлов, 1917). Раствори­мость (в мг/л) в морской воде при 25°С и 1 атм кремневого геля — 140, аморфного кремнезема — опала — 105-110, кристобалита — 60, триди- мита — 38, кварца — 5-6 (Wollast, 1974). Иными словами, раствори­мость разных форм кремнезема мала, но отличается довольно сильно, что создает возможность одновременного и в одной точке осадка рас­творения тех форм, по отношению к которым раствор ненасыщен (на­пример, аморфного опала), и осаждения в другой форме, по отношению к которой раствор оказывается пересыщенным (кристобалит, тридимит, тем более халцедон или кварц).

Растворимость аморфного кремнезема также неодинакова, она уменьшается с уменьшением водосодержания кремневого геля к опалу и удельной площади поверхности частиц, а для кристаллических форм — с увеличением степени совершенства структуры. Растворимость биоген­ного опала различна в разных группах организмов и определяется удельной площадью поверхности, защитными пленками, структурой и составом опала. Многие опалы, как биогенные, так и абиогенные, обла­дают определенной упорядоченностью строения и квазикристалличе- ской структурой, и поэтому менее растворимы по сравнению с неупоря­доченным опалом, который также слагает биогенные формы. Поэтому происходит избирательное и предпочтительно растворение биокомпо­нентов с неупорядоченным опалом и выпадение хемогенного, более упо­рядоченного.

Растворимость минералов кремнезема (Волохин, 1985; Геохимия кремнезема, 1966; Казанский и др., 1968; Мицюк, 1972), практически не меняющаяся при обычных на поверхности pH (6-7,5 или до 8), резко

Рис. 6.7. Условия осаждения и растворения кремнезема и карбона­та кальция в зависимости от pH и концентрации компонента (по Г.М. Фридману, из Логвиненко, 1984, с дополнениями):

1

CaCOj t $*@2 >°^^во

— кальцит в морских водах; 2

• кальцит в пресных водах; 3 и 4

• аморфная S1O2 при температу­рах 0 (4) и 25°С (3). Зоны: I — рас­творения арагонита и кальцита, осаждения кремнезема; II — осаж­дения всех фаз; III — осаждения кальцита, арагонита, растворения кремнезема. На врезке — график

растворения порошка кварца

возрастает при повышении pH до 8,5-9,0 и выше (рис. 6.7), при повыше­нии температуры и менее заметно —- давления (табл. 6.4.).

Современная гидросфера в 6-300 раз недонасыщена кремнеземом, ибо в морской воде его содержание 0,5-6 мг/л, а в речной — до 13 мг/л. Следовательно, химическая садка невозможна, по крайней мере из ис­тинных растворов. Именно в форме ионных растворов мономера орто- кремневой кислоты H4Si04 находится большая часть (80-90%) раство­ренного кремнезема в гидросфере. Доля коллоидной формы растворов (Чухров, 1955; Набоко, 1954, 1969; и др.), как видим, мала, поэтому хо­тя и возможна садка в виде геля из коллоидной формы (она не требует насыщения), но из-за ничтожно малого содержания ее в воде седименто- логического результата (даже миллиметрового слоя) практически не бы­вает: эти чрезвычайно разведенные коллоиды теряются в массе другого вещества и могут создать лишь небольшую примесь к карбонатным или глинистым осадкам, где они будут находиться в рассеянной форме.

Основная причина резкой недонасыщенности современной гидросфе­ры кремнеземом — интенсивное его извлечение кремневым биосом, от­рицательное, подавляющее влияние которого на химическую садку про­грессирует. Н.М. Страхов (1966), экстраполируя современное соотноше­ние биоса с содержанием кремнезема в морях в прошлое, приходит к вы­воду, что уже в позднем протерозое кремнезем не насыщал морскую во­ду. Сначала главными осадителями кремнезема были радиолярии и от­части губки, а с середины мела — диатомеи (Волохин, 1985). Последние извлекают его настолько быстро и интенсивно (см. 6.6.1), что через не­сколько тысячелетий (13 000 лет, по Р. Волласту, 1974) океан должен был бы лишиться кремнезема. Этого не происходит, как мы видели, по­тому что 97-98,5% его снова возвращается в морскую воду вследствие растворения биоскелетов.