Растворимость кварца (г на 1000 г раствора) по четырем геотермобарам (Wollast, 1974, из Волохина, 1985)

Температурный градиент, °С/км	35		100
Градиент давлений (атм/км)	100	300		100	300
Температура, °С 15	0,006	0,006		0,006	0,006
100	0,060	0,064		0,055	0,062
200	0,380	0,400		0,61	0,71
300	0,81	1,30		0,75	0,91
400	1,90	2,80		0,79	1,80
500	3,20	6,90		0,82	3,50
600	5,10	15,00		0,86	6,0
700	10,20	29,00		1,20	11,0

Несомненно, в докембрии, особенно глубоком (в архее), когда жизнь не была так развита и ее влияние на седиментогенез было значительно меньшим, кремнезем, вероятно, часто насыщал морскую воду и выпадал химическим способом как из истинных, так и из коллоидных растворов, доля которых была во много раз большей в условиях насыщения ионной формой. Подтверждением химического способа седиментации и бесспор­ным документом служат железистые кварциты (Мельник, 1973) и дру­гие хемогенные силициты протерозоя и архея, являющиеся пелагиче­скими или во всяком случае открытоморскими осадками. Позднее, по мере увода кремнезема на построение скелета, возможности химической садки на больших площадях уменьшились, и к настоящему моменту они остались только в локальных участках, где кремнезем подается в массо­вом количестве и не успевает разбавиться недонасыщенной водой, — у выходов гидротерм и других источников как на суше (Мицюк, 1974а,б; Набоко, 1954, 1969; и др.), так и на морском дне (Красноморский, Гала­пагосский, Калифорнийский и другие рифы, где обнаружены горячие источники с большим содержанием кремнезема; Solomon, 1980). Хими­чески осажденные опалиты формируются в ручьях вулкана Менделеева на о. Кунашир (Большая Курильская гряда) и других вулканов, и можно надеяться на их обнаружение на океанском дне. Это особый генетиче­ский тип хемогенных осадков — именно гидротермные отложения. Ве­роятно, и часть древних трепелов, опок, яшм и кремней принадлежит этому типу отложений.

2. Постседиментационные метасоматические способы обра­зования силицитов довольно неоднородны и могут быть условно раз­делены на два главных — конкрециеобразовательные и собственно метасоматические.

Конкреционные кремни (Бушинский, 1958; Левитан, 1979; и др.; Македонов, 1966; Русько, 1953; и др.) широко распространены в карбо- натолитах (рис. 6.8), обычны в кремневых толщах, например в яшмо­вых, более редки во всех других. Конкреции чрезвычайно разнообразны

п о форме и размерам и четко отражают прежде всего тек­стуру вмещающих пород, они неодинаковы и по степени концентрации и стягивания кремнезема. Щелочной ха­рактер иловых вод карбонато- литов приводит к максималь­ной степени стягивания и кон-

Рис. 6.8. Халцедоновые кремневые конк- центрации кремнезема, KOTO-

реции в писчем мелу (гора Кременец у г. Изю­ма на р. Северском Донце)

рыи становится химически по­движным, скелетные остатки и даже кварцевые зерна рас-

творяются, и вещество может диффундировать через пористый и водона­сыщенный осадок к центрам стягивания, где оно снова выпадает в твер­дую фазу, наращивая массу и объем первоначального зародышевого зер­на. Такими центрами чаще всего становятся микроучастки осадка с низ­кими pH, например у трупов организмов и других скоплений органиче­ского вещества, разложение которого генерирует органические кислоты и Н2СО3. Выпадение кремнезема в твердую фазу на конкреции снижает насыщенность окружающих ее иловых вод кремнеземом, и сюда снова подтягиваются ионы кремнезема. Так может продолжаться до тех пор, пока существует градиент концентраций между приконкреционными водами и далеким окружением и пока осадок проницаем для диффузного перемещения вещества.

Процесс стягивания кремнезема, вероятно, начинается еще в стадию сингенеза, или гальмиролиза, продолжается в диагенезе и катагенезе. О последнем свидетельствуют вертикальные мостики между разноуровне­выми горизонтами кремней и выполнения трещин скола в известняках. При этом начинают действовать не только разница концентраций, но и закон действия масс: опередившие в росте конкреции затем будут нара­щиваться с большей скоростью, чем мелкие, которые могут даже раство­ряться, чтобы надстроить своим кремнеземом более крупную конкре­цию. По мере замедления роста приводятся в действие все более тонкие механизмы, например различие растворимостей разных форм кремнезе­ма: растворяются менее упорядоченные, по отношению к которым ило­вый раствор недонасыщен, а выпадает кремнезем в более упорядоченной форме (халцедон, кварц), по отношению к которой он пересыщен. Объе­мы конкреций сопоставимы с седиментогенными силицитами на плат­формах.

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 ненасы- щены 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 БЮг 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-кристобали- товые (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 мета- стабильные 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 концент- 312

рации 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 50°С — за 10⁷, а при 100°С — 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 X в неогене до 1500 X 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 нелитифицирован- ных 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.

2. 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 NaSi070i3(OH)3 ’ЗНгО. 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.

2. 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 метасо- матиты.

Условия меняются от континентальных-кор выветривания, вулкани­ческих, источниковых, озерных через прибрежно-морские и неретиче- ские 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 ката- генетические 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 (биоморф- ные и абиоморфные, от аморфных до полнокристаллических), мине­ральным примесям, цвету и мощностям.