Кремневые породы или сицилиты

Опоки - абиоморфные силициты, более чем наполовину состоящие  из опала или опал-кристобалита. Нередко опоки понимаются более  широко, с включением и биоморфных опалолитов с опоковыми физическими  свойствами: определенной крепостью, звенящим ударом, раковистым изломом и нередко  более тяжелых, чем трепелы. С последними они связаны постепенным переходом, отличаются нередко условно, так что выделяются опоковидные трепела и трепеловидные опоки как промежуточные члены непрерывного ряда. В шлифах трепела и опоки неразличимы, как глины и аргиллиты. Вероятно, все опоки образуются из трепелов на стадии катагенеза в результате литификации. Чистые опоки белые и светло-серые, землистые, пелитоморфные, шершавые, тощие на ощупь, часто фарфоровидные (порцелланиты), неслоистые и слоистые, часто пятнистые, легкие (объемный вес 1,1-1,8), сильно липнут к языку, с большой (в среднем 30-40%, нередко > 50%) капиллярной пористостью.

Название "опоки" идет от горнозаводской практики, в которой  так называют материал (не обязательно  чисто кремневый, а и известковый, но обязательно с опалом или халцедоном, легко пилящийся и быстро твердеющий при обработке) для изготовления изложниц и форм при разливе металла. На других языках аналогичного объединяющего  термина нет. Разновидности опок, а их довольно много, называются трепелами, порцелланитами (более твердые), гёзами (или гэзами). Последние часто обогащены спикулами губок. В.И. Муравьев (1980, 1983) различает опоки и кремневидные опоки, а Р.В. Данченко (1983) кристобалитовые опоки миоцена Сахалина называет пиленгитами (от местной пиленгской свиты, в которой опалолитов до 1000 м). Многие опоки не чистые (см. рис. 6.3, г), содержат радиолярии (до 40-50%), спикулы губок (тоже до 40-50%), глауконит, обломочный кварц и другие класты, витрокласты, известь, глинистое вещество, цеолиты, иногда пирит, Наблюдается постепенный переход в соответствующие породы, которые называются опоковидными или кремнистыми.  

6.4.2. Халцедонолиты

Халцедонолиты, а также  апосилицитовые кварциты - кремни, яшмы, фтаниты (лидиты) и их кварцевые аналоги, в которые они переходят при  метагенезе, - стекловатые, афанитовые, крепкие, плотные (не пористые) силициты, более чем наполовину сложенные  халцедоном или апохалцедоновым (и  апоопаловым, апокристобалитовым) кварцем  микрозернистой гранобластовой структуры. Поскольку уверенно разделить существенно халцедоновые и существенно кварцевые силициты трудно даже рентгеновским методом (для этого лучше использовать оптический микроскоп), описываются их единые петротипы.

Кремни понимают в широком и узком смысле (см. 6.1). Собственно, кремни - обширный и сложный петротип, объединяющий как седиментогенные, так и диа- и катагенетические, т.е. конкреционные и метасоматические образования. По составу они от чисто халцедоновых до существенно кварцевых, по структуре - абиоморфные и биоморфные: спикуловые, радиоляриевые, криноидные, раковинные, возникающие при замещении известняков, т.е. при их окремнении. Чаще макроскопически структура афанитовая, криптокристаллическая, и порода на сколе выглядит сплошной, бесструктурной. Излом раковистый, края острые, режущие, часто просвечивающие. Кремни высекают искру, что использовалось для добывания огня. Текстура неслоистая, массивная, а также тонкослоистая как седиментогенная, так и реликтовая. Цвет чаще всего серый до черного, бурый и красноватый, нередко зеленоватый, белый и светло-серый. Крепость фактически одна из самых больших, пористость практически отсутствует, порода сливная. Обычно чистые, но и сильно известковые (переходят в известняки), глинистые (переходят в кремневые глины), седикахитовые, или органические (шунгиты и др.), железные (джеспилиты), глиноземные (кремнистые бокситы) и фосфатные (кремнистые фосфориты). Все чаще описываются обломочная дресвяная и брекчиевая структуры кремнеоблрмочных пород, возникающие скорее всего в сингенезе.

В шлифах устанавливается  структура по крайней мере двух уровней (рис. 6.4, а). Относительно более крупная - микрогранобластовая: зерна кварца или упорядоченные агрегаты халцедона размером 0,05-0,001 мм и меньше соединены конформно, плотно заполняют пространство, имеют лапчатую, амебовидную форму. Эта структура свидетельствует о твердотельном преобразовании опала в халцедон или кварц. Халцедоновые "зернышки" - не монокристаллы, и они угасают не сразу, как кварц, а узковолнисто, часто вееро- и крестообразно. Следовательно, они являются агрегатами тончайших, не видимых в световом микроскопе волокон (по размеру они коллоидальные), расположенных упорядочение, субпараллельно, т.е. радиально. Таким образом, вторая, более тонкая и глубокая структура - коллоидально-волокнистая, текстура упорядоченная, радиальная, строение в целом - радиально-лучистое, или сферолитовое. Более четко это видно под СЭМ - не только агрегаты волокнистых кристаллитов (рис. 6.4, е) и губчатая структура халцедона (рис. 6.4, б), но и более крупные и четко оформленные кристаллики кварца (особенно в трещинах синерезиса, где они росли в более свободном пространстве), создающие новакулитовую структуру (рис. 6.4, в). Устанавливается и совместное присутствие леписфер опала-КТ и сферолитов, или глобул ей, халцедона, что свойственно переходным между опалолитами и халцедонолитами силицитам. Органического вещества даже в темноокрашенных кремнях обычно не больше 1 %.

Фтаниты (греч. "фтано" - предворяю), или лидиды (от древнеримской провинции Лидия в Малой Азии), - черные или темно-серые кремни, относительно обогащенные органическим веществом (часто значительно больше 1 %). Помимо битуминозной и углистой примеси нередки реликты радиолярий и других организмов. Л.Б. Рухин (1961) и некоторые другие литологи фтанитами называют относительно менее темные, а лидитами - черные кремни. В древних, особенно докембрийских, фтанитах-лидитах кремневое вещество - кварц, а органическое -графит. В  непрерывном ряду смешанных силицито-глинистых пород можно различать в зависимости от содержания кремнезема и текстуры (Атлас текстур ч. 3, с. 48): кремни или кремневые сланцы (более 75%), кремни глинистые или глинисто-кремневые сланцы (75-50%), глины (аргиллиты) сильнокремневые или кремнево-глинистые сланцы (50-25%) и глины (аргиллиты) кремнистые или кремнисто-глинистые сланцы (менее 25%). Л.Д. Медведев установил на примере кремней палеозоя хр. Джетым-Тоо в Тянь-Шане закономерность: чем больше глинистого компонента, тем тоньше плитка отдельности. При ее толщине менее 1 см отношение глинистой и кремневой частей 2:1, при толщине 1-5 см - 1 : 1, при 5-30 см - 1 : 2, а если плитка толще 30 см, кремень наиболее чист (глинистой части менее 1/3). 

<!--[if gte vml 1]> <![endif]--> <!--[if gte vml 1]> <![endif]--> <!--[if gte vml 1]> <![endif]-->

Рис. 6.4. Кремни и яшмы:

а - кремень халцедоновый с гранобластоподобной микроструктурой  и с тонкофибровой ультрамикроструктурой (сферолитовое строение) со сферолитами  более крупноагрегатного халцедона, развившегося по раковинам глобигерин и, вероятно, по радиоляриям (нижний турон, Крым, р. Бодрак); б,в - губчатая (б) и новакулитовая (в) поверхности скола кремней под электронным микроскопом (угольные реплики, из "Атласа ч. 3); г,д - яшмы красные с радиоляриями (белое, кварц), средний девон, Южный Урал; е - сферолиты халцедона (СЭМ, из В.И. Муравьева)

Яшмы - цветные кремни. Так в древности на Востоке и у арабов, а потом и в России назывались почти любые пестрые, зеленые (включая и нефриты) и красные камни, нередко не силицитового состава. Современное литологическое понимание более строгое (только цветные силициты) , но также оставляющее неопределенным соотношение с кремнями в узком смысле слова. Ю.Г. Волохин (1985) предложил яшмами называть только красные кремни - в них железо находится преимущественно в трехвалентной, окисленной форме - и противопоставить их собственно кремням (и фтанитам) - зеленым, серым и бесцветным, в которых преобладает двухвалентное, восстановленное железо. Как видим, если состав основных минералов и структуры одинаковы, приходится использовать геохимический признак - формы примесного железа.

Яшмы афанитовые, под микроскопом  микро- и ультрамикрокристаллические, гранобластовые, при халцедоновом составе и коллоидально-волокнистые, хотя это устанавливается редко: густой железистый, эпидот-цоизитовый или иной пигмент делает шлиф малопрозрачным. В СЭМ обнаруживается новакулитовая или ячеистая, петельчатая структура. Текстура слоистая, полосчатая, пятнистая и неслоистая, массивная. В макроплане обнаруживается глобулярная и обломочная структуры. Слоистость обычно выражена цветом, структурой и примесями. Встречаются оползневые складки и текстуры замещения. Излом раковистый, края острые, режущие. Пористость отсутствует, крепость высокая. Твердость по шкале Мооса в зависимости от примесей 6-7, а микротвердость на приборе ПМТ (Лебедева, 1963) 930-1100 кг/мм². Яшмы хорошо полируются, используются как декоративный и полудрагоценный камень и для производства ступок и другой химической посуды. Во многих литотипах обычны раскристаллизованные панцири радиолярий (см. рис. 6.2, г; 6.4, г, д), реже - спикулы губок, реликты фораминифер и некоторых других известковых скелетных остатков, как правило, плохой сохранности (Вишневская, 1984; Волохин, 1985; Мурдмаа, 1987; Фролов, 1968; Folk, McBride, 1976, 1978; Garrison, 1974; Grunau, 1965; Sujkowski, 1932). Нередки поэтому яшмы-радиоляриты. Сургучные яшмы абиоморфны, неслоисты, массивны, большей частью метасоматиты или гидротермалиты.

Кварциты апосилицитовые сохраняют цвет и все структурно-текстурные и химические свойства халцедонолитов и других первичных силицитов, за счет которых они образовались при прогрессивной раскристаллизации и перекристаллизации, и отличаются от них лишь степенью кристалличности, являясь полнокристаллическими кварцевыми породами, хотя обычно остающимися микрозернистыми (см. рис. 3.26, д). Изменения минерального парагенеза отвечает стадиям метагенеза и начального метаморфизма.

Джеспилиты, или  железистые кварциты, - специфические апосилицитовые кварциты, прошедшие метаморфизм начальных и средних стадий. Главная их специфика историко-геологическая: они известны только в докембрийских формациях. Петрографически это полнокристаллические, нередко крупнозернистые породы обычно с четкой миллиметровой и сантиметровой контрастно выраженной (флазерной) слоистостью, обусловленной довольно правильным чередованием белых кварцитовых и черных магнетитовых или гематитовых слойков. Нередки подводно-оползневые складки, указывающие на оплывание еще обводненного осадка под уклон дна. Породы тяжелые, магнитные, крепкие, плотные. В некоторых петротипах встречаются сидеритовые и хлоритовые слойки. Вероятно, это первичные хемогенные осадки.

Дополнительные сведения о силицитах даны в геологическом  и генетическом разделах. 

6.5. ГЕОЛОГИЯ СИЛИЦИТОВ

Кремневые породы - одна из четырех  основных формациеобразующих групп  седилитов (Казаринов, 1950; Каледа, 1956; Красный, Михайлов, 1966; Кондитеров и др., 1981; Осадкообразование..., 1968, 1979; Фролов, 1984; Фролов и др., 1985; и  др.). Они образуют яшмовую, кремнесланцевую, опоково-трепельную или диатомитовую формации и в качестве формациеобразующих или акцессорных членов входят в известняковые шельфовые и океанические, во флишевые (диатомитовый, кремневый и яшмовый флиш), вулканогенно-осадочные и некоторые другие формации, например в качестве силькретов в элювий аридных зон.

Силициты редко образуют мощные элементарные простые пласты. Их мощность измеряется метрами, чаще всего долями метров, нередко сантиметрами (диатомиты, яшмы, опоки, во флише). Более  мощные пласты обычно оказываются сложными пачками, в которых элементарные слои разделены тончайшими и более  мощными глинистыми,песчаными, карбонатными, фосфатными, пирокластическими и эффузивными породами. Силицитосодержащие толщи, особенно геосинклинальные, четко цикличны, и в циклитах силициты чаще всего занимают апикальное, т.е. завершающее, прикровельное положение, подобно планктоногенным известковым осадкам и пепловым туфам (рис. 6.5). Как фоновые, медленно накапливающиеся осадки они большей частью разбавляются и подавляются обломочными, глинистыми и известковыми и могут проявиться в виде самостоятельных более или менее чистых пластов только при замедлении садки всех других компонентов. В документировании этих условий и фаз - одна из важнейших историко-геологических сущностей силицитов. Они фиксируют фактически паузы осадконакопления или такое его замедление, которое равносильно перерывам в накоплении большинства других осадков. Ю.Г. Волохин на примере мезозойских геосинклинальных толщ Сихотэ-Алиня четко установил закономерность корреляции силицитов с периодами низких скоростей осадконакопления, которым отвечают пассивный тектонический режим, низкий пенепленизированный рельеф, фазы химического выветривания или непоступление силикатного и карбонатного материала в зоны кремненакопления вследствие его улавливания в промежуточных ловушках или иной изоляции.

<!--[if gte vml 1]> <![endif]-->  

Рис. 6.5. Диатомиты и аподиатомитовые трепела и опоки граувакково-кремневого флиша эоцена о-вов Беринга и Медного:

1 - гравелиты, дресвяники  и конглобрекчии; 2 - песчаники; 3 - алевролиты; 4 - глины; 5 - диатомиты, трепела, опоки;  б - туфы риолитов 

Различают две геологические  формы кремневых тел: пластовую  и желваковую, или конкреционную, возникающую в постседиментационные стадии - в диагенезе или катагенезе. Однако и многие пласты, и линзы  силицитов оказываются нацело или  частично конкреционными, что относится  и к яшмовым слоям. Так что  только по пластовой форме тел, если они не прослежены на площади, нельзя определить седиментогенен ли силицит  или образовался как постседиментационное стяжение из рассеянного в другом осадке кремневого материала. Конкреционные  и метасоматические силициты, как  и кремнеобломочные породы и спонголиты, могут залегать в середине и основании  циклитов и у их кровли. Кровельное положение занимают кремневые панцири  элювия, или силькреты. Несмотря на широкое распространение кремневых  конкреций, пластовые, в основном седиментогенные, силициты составляют, вероятно, не менее 90% всех силицитов.

Конкреционные кремни, как  халцедоновые и кварцевые, так и  более редкие опаловые и кристобалитовые, встречаются главным образом  в карбонатных породах всех возрастов (Вишняков, 1953; Бушинский, 1958; Казанский, 1987; Казаринов, Казанский, 1969; Справочник 1983), реже в кремневых, песчаных и  фосфатных и еще более редко  в глинистых. При изометричной форме диаметр конкреций достигает 0,3-0,5 м. Чаще они уплощены и обычно неправильны, сложной и причудливой формы, с множеством выростов, бугров, шипов, нередко вертикально удлинены или представляют собой окремнелые ходы десятиногих раков и других беспозвоночных. Линзовидные и пластовые конкреции можно отличить от седиментогенных слоев по закруглению на концах или по тупому окончанию тел, а также по взаимоотношениям со слоистостью вмещающих отложений (она продолжается в конкрециях, хохя это сохраняется редко) и включениям целиков неокремнелой вмещающей породы. Изредка в кремнях сохраняются отпечатки раковин и других скелетных остатков, а также древесина. Более часты в них сульфидные конкреции. Поверхность конкреций гладкая, реже шероховатая, с зоной (0,1-2,0 см) перехода к вмещающей породе. Часто кремнезем в этой зоне остается глобулярным опаловым или смешан с халцедоном и известью.

Парагенезы седиментогенных  кремней более разнообразны и включают большинство осадочных пород. Вместе с ними они образуют существенно кремневые или только кремнистые формации. К первым относится диатомито-трепельно-опоковая формация позднего мела и палеоцена юга Русской плиты и Западной Сибири мощностью в десятки метров. Силициты ассоциируются в ней с высокозрелыми кварцевыми песками, глинами, глауконитами, фосфоритами, известняками. Строение цикличное, циклы индивидуальны и сильно отличаются друг от друга. Геосинклинальные кремневые формации - яшмовые, собственно кремневые и диатомито-опоковые - более мощные (до 300-400 м, в единичных случаях - пиленгская свита миоцена Восточного Сахалина - до 1000 м), четко и монотонно цикличные. Силициты парагенетически связаны с малозрелыми кластолитами, часто с граувакками, туфами, глинами, эффузивами, реже с карбонатами планктонного или рифового генезиса. Постоянная ассоциация с турбидитами указывает на глубоководные условия накопления - дно котловин или континентальное подножие. Примеры: эйфельско-живетская бугулыгырская свита Магнитогорского мегасинклинория Урала - яшмовая формация и мукасовская свита живета-франа того же района - кремневая, а также диатомито-опоковый граувакковый флиш миоцена и плиоцена Курильских и Командорских островов (Фролов, 1965, 1984, 1985; Фролова и др., 1985; и др.). Силициты в этих формациях составляют 20-60% мощности. Им аналогичны кремни формации Монтерей (миоцен) и францисканские кремни (юра) Калифорнии и другие силицитовые формации подвижных поясов. Особый формационный тип представляют железистые кварциты - джеспилиты - архея и протерозоя всех континентов (от сотен метров до километра), например в КМА, Кривом Роге, на Кольском полуострове (Оленегорское месторождение), в Австралии, Канаде.