Силициты. Их петрографические признаки. Породообразующие минералы. Основные виды структур. Примеси

По структуре силициты делятся на две группы: биоморфные и абиоморфные. Наиболее определенно и однозначно, по крайней мере в шлифах, устанавливаются диатомиты, радиоляриты и спонголиты - по их диатомовой, радиоляриевой и спикуловой, т.е. ясно биоморфной, структуре. Иногда их называют также трепелами, опоками, или гёзами (с добавлением прилагательных "диатомовые", "радиоляриевые" и "спикуловые"), если они опаловые (или опал-кристобалитовые), или кремнями (с теми же прилагательными, хотя диатомовые халцедонолиты весьма редки), а также яшмами (в основном радиоляриевыми), если они халцедоновые или кварц-халцедоновые. Лишь диатомовая структура при раскристаллизации биоморфного опала скорлупок и замещении их халцедоном или кварцем практически не сохраняется, хотя поиски ее реликтов следует продолжить при ультрабольших увеличениях.

Абиогенные силициты по структуре подразделяются менее четко. Условно можно различать: как бы бесструктурные, сплошные, однородные (гомогенные),. микроскопически незернистые породы (и структуры), и в той или иной мере зернистые - глобулярные, постглобулярные (при сдавливании шариков опала под нагрузкой) или просто зернистые за счет микротрещиноватости, обычной у опалолитов из-за их коллоидной природы и проявляющейся, как и глобулярная структура, в ясной шагреневости. Алевритовая и песчаная, как и раковинная, примеси обусловливают алевритовую, песчаную или раковинную структуру опок, спонголитов и других опалолитов.

По землистости или стекловатости силициты 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 HCl), 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.

Оптические свойства минералов группы кремнезема

Основные минералы - кварц, халцедон и опал - определяются довольно легко и уверенно по их оптическим свойствам (и по характеру кристалличности (табл. 6.2). Так, весьма сходные между собой микрокварциты и халцедонолиты можно различить по характеру угасания отдельных зерен: если оно волнистое - это халцедон, а если зерна погасают сразу, как монокристаллы, - кварц.

Аморфная структура опала определяется по изотропности, отсутствию признаков кристалличности, по ясной шагреневой поверхности. Нередко сохраняется и первичная глобулярная структура опала, 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.

Главные породообразующие минералы силицитов — различные

окислы и гидроокислы кремния — опал аморфный, содержащий

до 30% воды, и различные кристаллические минералы:

халцедон, кварцин, кварц, кристобалит и др. Второстепенные —

карбонаты, окислы и гидроокислы железа, глауконит, хлориты,

сульфиды железа и терригенные примеси. Силициты обычно содержат

органическое вещество: углистое и битуминозное.

Породообразующие организмы кремнистых пород представлены

остатками диатомовых водорослей, радиолярий и губок.

Поскольку в силицитах встречаются почти любые по составу примеси - карбонатные, железные, глиноземные, фосфатные, силикатные, органические, - химический состав большинства кремней более сложный и содержание кремнезема уменьшается до 50% и ниже, когда силициты переходят в известняки, ферротолиты, бокситы, фосфориты, глины, песчаники и т.д. Титан только в некоторых силькретах (пустынных кремневых панцирях - элювиальных образованиях) присутствует в заметных количествах, как и щелочные металлы - лишь в некоторых кремнях вулканических областей.

Кремневые породы имеют разнообразные окраски, определяемые примесями.

46. Эволюция процессов кремненакопления в истории Земли.

Кремневые породы обнаруживают отчетливую эволюцию в истории Земли. В докембрии неизвестны биоморфные кремни, и главным их литотипом являются железистые кварциты, переходящие в железные руды, а подчиненным - сидерито-железисто-кварцитовые породы. Несколько позже появились фтаниты, возможно, и яшмы. Метасоматиты типа вторичных кварцитов, вероятно, образовывались с архея. С начала кембрия встречены радиоляриты, и их "удельный вес" в силицитах возрастал до позднего мела - палеогена, когда пышное развитие диатомей оттеснило их на второе место. Диатомей, максимум которых, возможно, еще впереди, заняли большинство экологических ниш радиолярий. Спонголиты известны с нижнего палеозоя, но, возможно, образовывались и раньше. Платформенные силициты типа трепелов и опок, вероятно, в основном молодые, мезозойско-кайнозойские образования. Современные океанические диатомовые и радиоляриевые илы не являются их полным аналогом, так как накапливаются в иной тектонической и палеогеографической обстановке - не на платформе, а на дне океанов и в глубоководных желобах, что определяет многие их отличия. По этим же причинам нельзя видеть в древних геосинклинальных радиоляритах и других силицитах аналогов современных радиоляриевых илов океанов (Вишневская, 1984; и др.). Достоверные современные аналоги яшм неизвестны, возможно, из-за недостаточной изученности соответствующих обстановок на дне котловин морей и непохожести их прототипических образований.

50. Особенности современного кремненакопления и проблема генезиса кремнистых пород.

Современная гидросфера в 6-300 раз недонасыщена кремнеземом. Следовательно, химическая садка невозможна, по крайней мере из истинных растворов. Именно в форме ионных растворов мономера ортокремневой кислоты H4Si04 находится большая часть (80-90%) растворенного кремнезема в гидросфере. Доля коллоидной формы, 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 седиментологического 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. Экстраполируя современное соотношение биоса с содержанием кремнезема в морях в прошлое, приходим 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 – диатомей. Последние извлекают его настолько быстро и интенсивно, что через несколько тысячелетий океан должен был бы лишиться кремнезема. Этого не происходит потому что 97-98,5% его снова возвращается в морскую воду вследствие растворения биоскелетов.

Кремний по своему содержанию в земной коре (26 %) уступает лишь кислороду и в 8 раз превосходит кальций (3,3%). Как и кальций, он элемент резко биогенный. Несмотря на эти благоприятные условия, осадочный кремнезем лишь редко образует значительные толщи, сравнимые с мощными и широко развитыми свитами известняков. Это несоответствие объясняется прежде всего тем, что большая часть S1O2 связана в осадочных породах в глинах и песках, отчасти и худшей растворимостью кремния по сравнению с кальцием.

Удивительно то, что кремний, которого приносится в моря лишь в два раза меньше, чем кальция, находится в их водах в количестве 500-1000 раз меньшем, чем кальций.

Это несоответствие отчасти может объясняться трудностью подсчета содержания кремния в морских водах, так как он в огромных количествах поглощается животными и растениями в поверхностных водах, а после смерти организмов перемещается с их скелетами на дно и концентрируется на больших глубинах. Вследствие этого его содержание в разных участках морей сильно колеблется. В поверхностных водах оно не более 50—200 мг/м, в придонных водах до 4000 мг/м, а в иловых водах, пропитывающих осадки, доходит до 40 000 мг/м

Содержание Si при переходе речных вод в морские резко сокращается. Объяснить это можно лишь предполагая, что уже недалеко от речных устьев значительная часть кремния выпадает, вероятно, вследствие коагуляции коллоидов в соленой воде и в результате поглощения диатомеями. Именно в прибрежной же области в настоящую эпоху отлагается огромное количество приносимого реками песчано-глинистого материала, в котором выпавщий кремнезем теряется, расходуясь в процессах диагенеза на цементацию песчаников, глин, окремнение известняков, образование конкреций, глауконита и других осадочных силикатов.

Далее замечательно, что несмотря на резкое недосыщение морской воды кремнеземом, он все же осаждается в чистом виде в значительных количествах благодаря жизнедеятельности диатомей, образуя накопления кремнистых осадков, там, где его отложение не затемняется приносом терригенного материала. Поражает в этих отложениях их приуроченность к приполярным областям океанов и особенно то, что в водах, бедных кремнеземом, панцири мельчайших диатомей местами буквально переполняют воду.

Это противоречие объясняется тем, что диатомеи обладают способностью разлагать алюмосиликаты, т. е. глины, выделяя из них кремнезем, а воды приполярных областей изобилуют приносимой айсбергами глинистой взвесью, которая в холодной воде опускается крайне медленно. Следовательно, образование современных морских кремнистых осадков идет в значительной части не только за счет кремнезема, освободившегося на суше при выветривании, но и за счет добавочного питания кремнием совершенно иного происхождения.

Происхождение значительно более скудных накоплений кремнезема в океанических радиоляриевых илах не может быть объяснено таким же образом., Однако их приуроченность к тропическим областям Тихого и Индийского океанов, видимо, также указывает на наличие добавочного питания кремнеземом, но уже из другого источника. Районы распространения этих илов отличаются интенсивной вулканической деятельностью, кот обогащает океанические воды кремнием, что создает благоприятные условия для развития радиолярий.

47. Фосфоролиты. Структурная классификация. Породообразующие минералы.

Фосфоритами - породы, больше чем на 50% сложенные фосфатными минералами. При определении фосфоритов как руды на фосфор содержание P2O5>5

Фосфориты слагаются кальциевыми фосфатами, относящимися к группе апатита, точнее фторапатита. Это биогенные и хемогенные минералы, в которых фосфор входит в состав организмов, особенно в состав их скелета.

В составе фосфоролитов насчитывается порядка 38 фосфатных минералов фосфоритов (Ca, P, O, H и др.), породообразующих минералов значительно меньше, и из них важнейших шесть (коллофан, гидроксил-апатит, карбонат-апатит, курскит, франколит, фторапатит)

Следует иметь в виду, что из-за аморфности фосфатное вещество адсорбирует много примесей. Кроме того, широко развитый изоморфизм также делает химический состав не стехиометрическим, поэтому формулы фосфатов часто пишутся различно.

Из нефосфатных минералов часто и в большом количестве встречаются обломочный кварц, аутигенный и эдафогенный глауконит, аутигенные опал, халцедон, кварц, пирит, кальцит, доломит, сидерит, окисное железо и другие минералы, а также органическое вещество, в основном битумного ряда, реже гуматы. Большинство пластовых фосфоритов нацело лишены глауконита.

Петрографически характеризуется легко.