Справочник по литологии

Подождите немного. Документ загружается.

ные стадии гипергенеза — выщелачивание и декальцитизация пород. ^Переход

в мучнистое состояние свойствен только доломитам; эта их особенность, как

показывают структурные исследования, определятся строением кристаллической

решетки. Доломитовая мука может образовывать залежи мощностью до 40 м

[13].

В.

Г. Махлаев (1964 г.), основываясь на экспериментах О. К. Янатьевой

и своих наблюдениях, допускал, что дедоломитизация

•

могла происходить под

воздействием не только сульфатных вод, но и углекислых. Это подтверждает-

ся нахождением раздоломиченных пород в палеогене Ферганы, которые по

микростроению сходны с обычными дедоломитами, но отличаются тем, что раз-

доломичивание захватило нефтеносные известняки, ранее претерпевшие доло-

митизацию. Доломитизация и раздоломичивание рассматриваются здесь как

последовательные этапы воздействия на породы нефтяных вод, менявших во

времени свой состав в зависимости от протекающих реакций, разного давле-

ния газов, степени сообщения с дневной поверхностью и другими факторами

![Ю].

Из приведенных далеко не полных данных видно, что [группа пластовых

.доломитов и особенно группа метасоматических доломитов включают генети-

чески весьма разнородные образования, выяснение происхождения которых

нередко крайне осложнено из-за развития эпигенетических процессов, сильно

искажающих первичный облик пород. Достижения ренгеноструктурного и изо-

топного анализов-и изучения рассеянных элементов (Sr и др.), освещенные в

!работах последних лет, позволяют надеяться на широкое использование их при

шыяснении генезиса доломитов. Для распознавания доломитов разного проис-

хождения новые возможности открывает также люминесцентный анализ, при-

мером чего могут быть результаты изучения доломитовых пород карбона Юж-

ного Тимана. Заслуживает внимания и- метод длительного свободного водона-

.сыщения доломитов, еще недостаточно апробированный. Однако все эти мето-

ды исследования должны применяться к материалу, предварительно хорошо

изученному петрографически и фациально.

H. М. Страхов (1957 г.) отмечал,

•что при геохимических исследованиях оперирование только статистическими

данными, без учета фациальной природы изучаемого материала, должно быть

решительно отвергнуто, так как может создавать превратные представления.

Необходимость первоначального изучения обстановок осадконакопления реко-

мендует и Дж. Уилсон, предложивший развернутую программу изучения кар-

бонатных пород.

При проведении фациального анализа в связи с изучением доломитов

большое значение имеют палеоэкологические данные. Они использовались мно-

гими исследователями для реконструкции условий образования первичных до-

ломитовых осадков и выявления вторичных доломитов и послужили основа-

нием для выделения эпигенетических доломитов среди карбонатных пород па-

леогена Ферганы [10], а также среди нижнекаменноугольных доломитов Мос-

ковской синеклизы, которые А. Б. Ронов считал седиментационными и ранне-

диагенетическими.

Оценка палеоэкологических критериев неоднозначна: высказано суждение,

что они не имеют значения при решении вопроса об эпигенетической доломи-

тизации (Н. М. Страхов) и, наоборот, приведены новые факты, подтверждаю-

щие важность палеоэкологических данных для выявления эпигенетической

доломитизации [5].

160

Анализ развития представлений о генезисе доломитов дан Н. М. Страхо-

вым, а ранее взгляды ряда исследователей критически обсуждались им во мно-

гих публикациях и вызывали дискуссию. Авторы почти всех рассмотренных

Н. М. Страховым исследований изучали каменноугольные и пермские отложе-

ния Русской платформы, которые принадлежат к числу наилучше изученных

в СССР. Тем не менее существуют разные представления об условиях и вре-

мени образования доломитов этого региона.

Очень слабо изученными остаются доломиты геосинклинальных формаций,

которые, в отличие от доломитов платформенных областей, сильно перекрис-

таллизованны и мраморизованы, иногда заключают пластообразные залежи

магнезита и часто содержат значительную примесь вулканогенного и терри-

генного материала. В геосинклиналях известны сильно доломитизированные

рифовые массивы с остатками разнообразного бентоса [5]. При сравнении рас-

пределения доломитов и известняков по крупным геотектоническим структу-

рам намечается преобладание доломитов на платформах [2].

Применение доломитов в народном хозяйстве и связь их с другими полез-

ными ископаемыми. Главным потребителем доломитов и доломитизированных

известняков является черная металлургия, где эти породы используются в ка-

честве огнеупорного материала, флюса и руды на магний. В промышленности

строительных материалов доломит идет на производство магнезиального це-

мента, термоизоляционных материалов, извести, а также на облицовочный

материал и строительный камень, высокопрочный цемент и др. При изготов-

лении стекла доломит вводится в состав шихты как магнезиальный компонент,

повышающий химическую стойкость и механическую прочность стекла. Доло-

миты, содержащие ничтожную железистую примесь, используются в производ-

стве глазурей для фарфора. В химической промышленности из доломита полу-

чают карбонат магния, магнезиальных солей и фармацевтические препараты.

В небольших количествах доломит используется в резиновой, кожевенной и бу-

мажной промышленности, в абразивном производстве, а также в сельском хо-

зяйстве для известкования кислых почв.

Установлено, что в ранней стадии аридного литогенеза доломитообразова-

ние сопровождается .осаждением меди, свинца и цинка (я рудных концентра-

циях),

тогда как для поздней стадии характерна ассоциация доломита с галитом

и сульфатами. Выше при описании седиментационных доломитов была отмече-

на связь фосфатонакопления с доломитообразованием, приводившая к форми-

рованию пластовых высокопроцентных фосфоритов. Образование некоторых

эпигенетических месторождений урана, меди, свинца, цинка, ванадия и других

металлов часто сопровождается весьма значительной доломитизацией. Вторич-

ные преобразования карбонатных пород существенно влияют также на порис-

тость и проницаемость пород, вмещающих крупные нефтяные и газовые зале-

жи.

Карбонатные породы не являются инертными вместилищами нефти и неф-

тяных вод, но за время своего бытия, в зависимости от состава растворов,

насыщенности их газами и термодинамических условий, они неоднократно из-

меняют состав карбонатных минералов и физические свойства (пористость,

проницаемость, крепость) и обогащаются вновь образующимися минералами.

Изучение вторичных преобразований, включающее многообразные и сложные

процессы эпигенеза и гипергенеза, представляет лишь часть крупной общей

проблемы взаимодействия подземных вод и пород, которая требует согласован-

ной коллективной работы разных специалистов — литологов, палеоэкологов,

11-556

161

геохимиков, нефтяников, гидрогеологов и тектонистов и становится одной иа

важнейших задач литологии.

Самые последние концепции и модели доломитизации, распространенные;

за рубежом, изложили D. Н. Zenger и J. В. Dunham (1980 г.). Интерес к доло-

миту обусловлен также связью с залежами углеводородов и оруденением. Осо-

бенностью доломитов является разнообразие их типов и способов образования.

В начале 70-х годов было показано, что доломитизация известковых осадков

может вызываться поровыми водами с почти нормальными соленостью и отно-

шением Mg

ZCa

и происходить в зоне смешения соленых и пресных вод..

Тем не менее, остается фактом существование ассоциаций доломитов с эвапо-

ритами. Большинство американских исследователей разделяет точку зрения о.

том, что основная масса доломитов является продуктом замещения и образует-

ся путем растворения — осаждения. Многие аспекты проблемы доломитообразо-

вания остаются до сих пор неясными. Это прежде всего геохимия и минерало-

гия доломитов. При изучении доломитов нельзя переоценивать значение их

современных аналогов.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Казанский Ю. П. Седиментология. Новосибирск, Наука, 1976. 272 с.

Кузнецов В. Г. Геология рифов и их нефтегазоносность. M., Недра, 197Sv

304 с.

Лисицын А. П., Емельянов Е. M., Ельцина Г. Н. Геохимия осадков Ат-

лантического океана. Карбонаты и кремнезем. Новосибирск, Наука, 1977. 256 стр..

Никольская Ю. П., Гордеева Г. Н. Физико-химические исследования ус-

ловий формирования доломита в природе. — В кн.: Доклады 1-го Междунар.

геохим. конгресса. Т. IV. Кн. 1, M., 1973, с. 314—325.

Опыт изучения вторичных изменений в карбонатных породах Прибал-

тики и Белоруссии. Таллин, Изд-во АН Эст. ССР, 1977.

6. Остова А. И., Вельская Т. Н. Палеоэкологические критерии для вывле-

ния эпигенетических, изменений карбонатных пород и некоторые особенности,

этих изменений (на примере отложений палеогена Ферганы). — Бюлл. МОИП,.

отд.

геол., вып. 1, 1975, с.

68—81.

Осипова А. И. О классификации карбонатных пород и их генетической

интерпретации. — В сб.: Проблемы литологии и геохимии осадочных пород и.

руд. M., 1975, с. 260—277.

8. Патрунов Д. К-, Голубовская Т. Н. Современное карбонатообразование. —

Общая геология, том 7. M., Наука, 1976. 99 с.

9. Пачугин М. С, Пуура В. А., Вингисаар П. А., Эрисалу Э. К. Региональ-

ные проявления метасоматической доломитизации в связи с тектоническими на-

рушениями.— Советская геология, 1976, № 10, с. 78—90.

10.

Полонская Б. Я-, Розонова Е. Д., Андриянова А. Г. Постседиментацион-

ные изменения нефтеносных карбонатных отложений Русской платформы. M.,

Наука, 1975. 104 с.

11.

Постседиментационные изменения карбонатных пород и их значения для

историко-геологических реконструкций. Ред. Кузнецов В. Г., M,, Наука, 1980.

96 с.

12.

Силаев В. И. Перекристаллизация карбонатных пород при эпигенезе.—

Докл. АН СССР, 1974, 216, № 2, с. 414—417.

13.

Тимофеев П. П., Холодов В. П., Копорулин В. И. Проблемы литолопш

на IX Международном седиментологическом конгрессе, Ницца (Франция), 6—

12 июля 1975 г. — Литол. и полезн. ископаемые, 1976, № 2, 453—158.

14.

Уилсон Дж. Л. Карбонатные фации в геологической истории. Перев. с

англ. Ред. В. Т. Фролов. M., Недра, 1980, 463 с.

162

Глава 11

КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ

Классификация и. номенклатура. Породы, основной составляющей которых

является аутигенный кремнезем (свободный и водный), определяют как крем-

нистые, или силициты. Для них было предложено несколько классификаций.

Широкое распространение получила классификация Г. И. Бушинского, детали-

зированная в специальной работе, посвященной текстурам и структурам крем-

нистых пород.

Все силициты подразделяются на две группы: опал-кристобалитовую и хал-

цедон-кварцевую.' Между ними существуют переходные разности, но тем не

менее эти группы довольно четко обособлены, и в палеозое представители пер-

вой практически отсутствуют. Кремнистое вещество имеет не только разный

минеральный состав, но и различную структуру: 1) колломорфную в том или

ином выражении, 2) кристалломорфную и 3) промежуточную — колломорфно-

кристалломорфную и субкристалломорфную. Этот ряд отражает процесс рас-

кристаллизации кремнезема в связи с изменением его минеральной формы.

Главными факторами, влияющими на степень и характер раскристаллизации,

являются время и глубина погружения (геотермический градиент).

По структурным признакам сами силициты разделяются на абноморфные

(органических остатков нет или немного), биоморфные* и обломочные. Абно-

морфные — представлены тремя типами, отличающимися преобладанием одной

из упомянутых структурных разновидностей кремнистого вещества. Биоморф-

ные силициты — это диатомиты, силикофлагеллиты, радиоляриты и спонголи-

ты.

Среди силицитов есть и органогенно-детритовые разности, но хорошо уста-

навливаются они только в спонголитах, другие же органические остатки на-

столько малы, что их детрит почти не различим. Вследствие этого нет необхо-

димости выделять в классификационной схеме раздел органогенно-детритовых

пород. Обломочные силициты включают различные гранулометрические разно-

сти:

от брекчий и конглобрекчий до крупнозернистых алевролитов. Они состо-

ят из обломков кремнистых пород, сцементированных кремнеземом. Очевидно,

такие монолитные кремнеобломочные породы следует включить как особое под-

разделение в группу силицитов, подобно тому как обломочные известняки вклю-

чают в группу карбонатных пород.

На основе перечисленных признаков составлена классификационная схема

(табл. 11-1). От прежних она отличается главным образом уточнением струк-

туры кремнистых пород выделением нового подразделения — обломочных си-

лицитов.

Кремнистые породы часто содержат примеси, поэтому кроме основной клас-

сификации необходима дополнительная, отражающая их состав и количество.

Эта классификация должна быть в принципе сходна с даваемой для других

осадочных пород. К силицитам обычно относятся породы, содержащие свобод-

ного кремнезема 50% и более. Примесь в количестве <10% в названии поро-

ды не отмечается, примесь в больших количествах выражается соответствую-

щим прилагательным — например, глинистый или пеплистый силицит; когда

* В структурном смысле лучше употреблять

термин

«биоморфный», чем «органогенный»

(обычно принятый), так как последний отражает

генезис,

а не структуру, которая часто

исчезает при перекристаллизации кремнистого вещества.

163

Таблица

11-1

Классификация седиментационных кремнистых пород

Минеральный

состав

крем-

незема

Общая

струк-

тура

Название породы

Микроструктура основной массы

кремнезема

Опал-кристобалйтовый

Абиоморфная

Трепел

Глобулярная, агрегатно-глобуляр-

ная,

огустковая, леписферная

Опал-кристобалйтовый

Абиоморфная

Опока

Глобулярная, агрегатно-глобуляр-

ная,

огустковая, леписферная

Опал-кристобалйтовый

Абиоморфная

Терекристаллизованная

опо-

ка (опоковидный силицит,

порцелланит)

Глобулярно-кристалломорфная,

аг-

регатно-кристалломорфная

Опал-кристобалйтовый

Абиоморфная

Гейзерит

Колломорфная, агрегатно-глобу-

лярная

Опал-кристобалйтовый

Биоморфная

Диатомит

Хлопьевидная

глобулями

и чер-

вячкообразными телами

Опал-кристобалйтовый

Биоморфная

Силикофлагеллит

Опал-кристобалйтовый

Биоморфная

Радиолярит (радиоляриевая

земля)

Те

же, что в

опоках

порцелла-

нитах

Опал-кристобалйтовый

Биоморфная

Спонголит, спикулит

Опал-кристобалйтовый

Обло-

моч-

ная

Опоковая брекчия

Как

и у

опок

Халцедон-кварцевый

Абиоморфная

Фтанит Агрегатно-кристалломорфная,

суб-

кристалломорфная

реликтами

глобулярной

Халцедон-кварцевый

Абиоморфная

Фтанитоид

и др.

кремни

Агрегатно-кристалломорфная,

суб-

кристалломорфная, участкам»

кристалломорфная

Халцедон-кварцевый

Абиоморфная

Яшма, новакулит

Кристалломорфная

Халцедон-кварцевый

Биоморфная

Радиолярит (радиолярие-

вые яшма, фтанит, фтани-

тоид

и др.)

Спонголит (спонгиевые

яш-

ма, фтанит, фтанитоид

др-У

Та

же, что в

фтанитах, фтаиито-

идах, яшмах

и др.

кремнях,

но

более неоднородная

Халцедон-кварцевый

Биоморфная

Радиолярит (радиолярие-

вые яшма, фтанит, фтани-

тоид

и др.)

Спонголит (спонгиевые

яш-

ма, фтанит, фтанитоид

др-У

Та

же, что в

фтанитах, фтаиито-

идах, яшмах

и др.

кремнях,

но

более неоднородная

Халцедон-кварцевый

Обло-

мочная

Кремниевые брекчии,, кон-

гломераты, гравелиты, пес-

чаники,, алевролиты

Та

же, что в

биоморфных силици-

тах

примеси >25% породу можно определять как сильно глинистый или сильно

пеплистый силицит (синоним туфосилицит). Если примесь двухкомпонентна и

оба компонента составляют >10%, они вводятся в название породы в порядке,

обратном содержанию (например, песчано-глинистый силицит).

Кроме седиментационных силицитов в природе широко распространены

постседиментационные, представленные конкрециями, линзами и гнездовидны-

ми образованиями.

Номенклатура кремнистых пород создана не на основе заранее разрабо-

танной классификации, она возникала постепенно, по мере изучения регио-

нального материала и установления характерных типов (яшмы, фтаниты и

т. д.). Это привело к появлению синонимов (опока, порцелланит) и несколько

разному толкованию одних и тех же терминов (например, кремень). Попытки

упорядочить номенклатуру встречают трудности, и работа в этом отношении не

завершена. Тем не менее, большинство традиционных наименований выдержало

испытание временем. Не все типы кремнистых пород, однако, обладают приз-

наками, резко выделяющими их среди других, поэтому широко' пользуются

терминами общего значения. В нашей литературе это — силицит, кремень* или

кремнистый сланец; два последних термина обычно относят к твердым разно-

стям преимущественно халцедон-кварцевого состава. В зарубежной литературе

широко применяется термин chert; иногда он используется для всех кремнистых

пород, но существует тенденция ограничить его применение халцедон-кварце-

выми разностями (chert-s. str), опал-кристобалитовые же называть порцелла-

нитами.

Седиментационные силициты. Происхождение и условия обра-

зования. При рассмотрении генезиса силицитов возникают две проблемы:

происхождение кремнистых осадков и трансформация их в литифицированные

породы.

Первая проблема имеет три аспекта: 1) источник кремнезема, I) способ его

перехода в твердую фазу и 3) физико-географическая обстановка кремненако-

ления.

Источником SiO

являются: суша (вынос растворенного кремнезема ре-

ками),

магматические очаги и сами воды морей и океанов, содержащие огром-

ные массы «обезличенного» кремнезема, утратившего связь с первичными ис-

точниками.

Переход SiO

в осадок возможен и биогенным, и хемогенным способом;

последний большинством литологов сильно ограничивается или даже отрицает-

ся на основании того, что современная гидросфера резко недосыщена кремне-

земом. Растворимость аморфной SiO

при обычной температуре 100—140мг/л,

а содержание в морской воде от 0,1 до 10 мг/л; в иловой воде концентрация

SiO

в несколько раз выше, но и здесь не достигает обычно насыщения по от-

ношению к аморфной фазе, хотя в 5—7 раз выше равновесия растворимости

кварца. Эксперименты показали, что гидроокислы некоторых металлов способ-

ны соосаждать кремнезем из разбавленных растворов; при этом образуются

гидроокислы силикатов, диагенетическое преобразование которых может при-

вести к освобождению SiO

. Несомненно такой процесс существует, но едва ли

* Некоторые исследователи кремнями называют только конкреционные силициты, дру«

гие .употребляют этот термин более широко, определяя им все твердые кремнистые породы.

Последнее прочно вошло в литературу, поэтому если из текста неясно, надо указывать,

конкреционных или пластовых силицитах идет речь.

165

он способен обеспечить накопление мощных толщ высококремнистых пород.

Если считать, что гидросфера прошлых геологических эпох была столь же не-

досыщенной кремнеземом, что и сейчас, то хемогенная садка в больших масш-

табах была невозможной, за исключением особых условий (близость к местам

высачивания гидротерм). Существуют данные, что до массового расцвета ди-

атомовых водорослей, сильнейших извлекателей SiO

, содержание последнего

в гидросфере должно было быть выше и, следовательно, легче могли созда-

ваться условия для хемогенного кремненакопления. Таким рубежом считается

середина мезозоя.

Обстановка кремненакопления разнообразна: это — океаны, моря и озе-

ра. В каждой из них для образования высококремнистых накоплений необхо-

димо не только поступление больших масс кремнезема в осадок, но и малое

разбавление другими веществами. Особое значение имеет разделение кремнисто-

го и карбонатного материала. Три причины этому способствуют: климатические

условия, батиметрия и подводный вулканизм (вынос CO

и других кислых га-

зов).

В разных случаях каждый из этих факторов приобретает определяющее

значение.

Океаны с их краевыми морями и заливами являются главной областью со-

временного кремненакопления. Высококремнистые осадки приурочены к трем

широтным поясам: южному циркумполярному (главный пояс), северному Тихо-

океанскому и экваториальному, прослеживаемому в Тихом и Индийском оке-

анах [3]. Всюду здесь кремненакопление связано с зонами высокой биологиче-

ской продуктивности, что обусловлено подъемом глубинных вод, богатых пита-

тельными веществами (зоны дивергенции). Кроме того аккумуляция кремнезе-

ма наблюдается локально, главным образом у западных окраин континентов,

тоже в связи с дивергенцией. На распределение кремнистых осадков в пределах

поясов кремненакопления влияет батиметрия: выше уровня карбонатной ком-

пенсации (4600—4700 м) высококремнистые осадки исчезают, уступая место

известковым. Источником S1O2 являются сами воды океана. Отложение крем-

незема происходит в основном биогенным путем. При этом главное значение

имеют диатомовые водоросли, образующие осадки во всех трех поясах. Второе

место занимают радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые илы, распростра-

ненные в основном в экваториальном поясе. Все это преимущественно пелаги-

ческие образования, хотя известны и неритические диатомовые, обогащающие

шельфовые отложения кремнеземом. Меньшее значение имеют кремнегубковые

осадки, развитые локально на шельфе, обычно в пределах поясов кремненакоп-

ления.

В последнее время на количественной основе представлена модель совре-

менного накопления аморфного кремнезема в пелагиали Тихого океана (Бог-

данов и др., 1980).

Бурение в океанах показало, что в неогене размещение кремнистых осад-

ков было близким к современному, а в палеогене и мелу хорошо прослежен

сейчас лишь экваториальный пояс, простиравшийся в Атлантику.

Среди морских кремнистых пород, развитых в пределах континентальных

блоков, различаются платформенные и геосинклинальные.

В платформенных бассейнах было два главных ареала кремненакопления.

В мезо-кайнозойских морях (мел-палеогеновых), лучшими примерами которых

являются Южнорусский и Западносибирский бассейны, кремнистые осадки от-

лагались в мелководной периферической зоне, окаймлявшей низменный конти-

166

нент и острова. К берегу они сменялись песками, а в глубь бассейна либо гли-

нистыми, либо известковыми осадками. В целом кремненакопление тяготело к

северным участкам, сменяясь в южном направлении карбонатообразованием,

что отражает влияние климатического фактора на разделение этих седимента-

ционных процессов. По поводу происхождения рассматриваемых силицитов су-

ществуют разные взгляды. Одни считают их биогенными, другие — частично хе-

могенными; появилось также представление, что некоторые разновидности си-

лицитов— это измененный пепел [4]. В палеозое закономерности размещения

платформенных кремнистых осадков были иными. Они обычно приурочены к

краевым частям платформ и латерально связаны с геосинклинальными крем-

нистыми формациями.

В геосинклиналях известны две главные обстановки кремненакопления, со-

ответствующие разным стадиям геосинклинальным развития.

Во-первых, это бассейны ранних стадий*, для которых характерны подвод-

ные излияния основных лав. Кремнистые породы и эффузивы образуют пара-

генез, известный во всех палеозойских и раннемезозойских геосинклиналях.

Планетарные закономерности размещения силицитов здесь иные, чем современ-

ных кремнистых осадков. Они сосредоточены не в широтных поясах, а распо-

лагаются в соответствии с положением геосинклиналей; часто это меридиональ-

ные зоны (Кордильерская, Аппалачская, Уральская). Силициты представлены

радиоляритами, реже спонголитами, чередующимися с кремнистыми породами,

не содержащими органических остатков. Батиметрический диапазон кремнена-

копления большой, но преобладали относительно глубоководные пелагические

условия. Вулканогенный источник SiO

играл существенную роль в формиро-

вании силицитов, возникавших и биогенным, и хемогенным способом. Харак-

терно широкое развитие бескарбонатных силицитов, чему очевидно способство-

вало поступление кислых вулканических газов, а иногда и преобладание глу-

боководных условий.

Во-вторых, кремнистые осадки в большом количестве появлялись в бас-

сейнах, располагавшихся рядом с островными вулканическими дугами, постав-

лявшими много пирокластики. Примером являются мезозойские и третичные от-

ложения Тихоокеанского обрамления. Кремнистые породы здесь чаще представ-

лены диатомитами и продуктами их изменения, реже радиоляритами. Они

чередуются с туфами и сами часто обогащены пирокластикой. Формировались

отложения в батиальных и шельфовых условиях. Источником SiO

могли быть

как морская вода, так и вулканогенные продукты (гидротермы, тонкая пиро-

кластика).

Большая новая информация о геосинклинальных кремнистых породах, их

составе, происхождении и закономерностях размещения дана в работе коллек-

тива авторов

[5].

Озерное кремненакопление связано, во-первых, с пресноводными водоемами

послеледникового ландшафта и, во-вторых, с озерами (запрудными, кальдер-

ными) областей активного вулканизма. В первом случае это диатомиты, во

втором, кроме того, хемогенные отложения.

Вторая проблема-—трансформация кремнистых осадков в твердые породы:—

обратила на себя особое внимание в связи с обработкой материалов океани-

ческого бурения. Появилась возможность наблюдать в едином разрезе посте-

* В последнее время эти стадии стали определять как океанические.

167

пенный переход современных биогенных илов в литифицированные еилициты.

Большую популярность приобрела гипотеза «вызревания» (maturation), соглас-

но которой биогенный аморфный кремнезем в диагенезе переходит в неупоря-

доченный кристобалит (опал и люссатит), замещающийся в катагенезе халцедо-

ном и кварцем. Процесс этот, таким образом, двустадийный. Была сделана

попытка примерно оценить продолжительность каждой стадии на основании

данных бурения. Первая стадия охватывает по крайней мере 20—50 млн. лет,

вторая — около 70—90 млн. лет. Трансформация опала в кварц через кристо-

балитовую стадию была воспроизведена и экспериментально. Главными фак-

торами, определяющими скорость минеральных превращений, являются темпе-

ратура и время. Одни исследователи считают, что оба превращения осущест-

вляются путем инверсии в твердом виде, другие — что по крайней мере первое

связано с растворением опала и выпадением из поровых растворов неупорядо-

ченного кристобалита.

Хотя механизм трансформации аморфного кремнезема в кристаллический

не вполне ясен, но, по-видимому, оба способа трансформации могут иметь ме-

сто в природе.

Главные типы пород. В опал-кристобалитовой группе выделяются

следующие типы пород.

Опоки* — относительно плотные и твердые породы (ноготь не оставляет

черту или последняя выражена слабо; острый металлический предмет царапает

породу); они имеют разную окраску: белую, серую, почти черную, коричневую

и зеленую разных оттенков. Выделяются две разновидности, связанные посте-

пенным переходом: «нормальные опоки» и «окремнелые опоки». Первые — тон-

копористые, легкие (средняя плотность 1—1,6 г/см

, обычно

1,2—1,3

г/см

) с

полураковистым изломом, вторые — плотнее и тверже (средняя плотность 1,4—

1,8 г/см

), «звонкие» с раковистым изломом; в их составе появляются халцедон

и кварц.

Микроструктура опок: глобулярная, агрегатно-глобулярная, сгустковая, но

в некоторых разностях (преимущественно геосинклинальных) появляются крис-

талломорфные участки. Изучение опок с помощью сканирующего микроскопа

показало, что часто глобули состоят из тонких (30—50 нм) пластинчатых крис-

таллов люссатита (рис. 11-1); такие образования получили название «ежиков»,

или леписфер. В. И. Муравьевым было установлено, что кристаллы образуют

лишь внешнюю оболочку, ядра же леписфер состоят из опала. Органических

остатков в опоках обычно мало. Между типичными опоками и биоморфными

ппал-кристобалитовыми породами существуют переходы.

Содержание кремнезема колеблется в больших пределах (50—85% и вы-

ше) из-за разного количества примесей. Из аутигенных минералов характерны

монтмориллонит, глауконит, пирит и цеолиты.

Трепелы по существу являются разновидностью опок, обладающей мень-

шей средней плотностью (0,7—1,2 г/см

). Микроструктура их глобулярная, с хо-

рошо выраженными леписферами. Органических остатков нет или мало. Со-

держание SiO

колеблется в больших пределах, но обычно не превышает 70—

75%.

Примесь та же, что в опоках.

* В зарубежной литературе, особенно американской, термина опока нет; более мягкие

их разности относятся к трепелам, более твердые, фарфоровидные определяются как пор»

целланиты.

168

Диатомиты — белые, желтовато-серые и темно-серые мягкие, тонко порис-

тые,

с землистым изломом, состоящие из мельчайших (0,01—0,2 мм) панцирей

диатомей, количество которых в наиболее чистых разностях достигает 30—

70 млн в 1 см

. Средняя плотность от 0,21 до 1 г/см

; на её увеличение влияют

глинистая примесь и степень изменения створок диатомей. Образованы породы

опалом и крлстобалитом. При

электронномикроскопическом изу

чении видно скопление мельчай-

ших глобуль внутри створок (на-

чало превращения органических

остатков в глобулярный кремне-

зем).

Пространство между створ-

ками представляет собой колло-

морфную массу. Содержание SiCb

достигает

80—95%,

особенно вы-

соко оно в диатомитах вулкани-

ческих озер. Кроме чистых диато-

митов встречаются глинистые и

пеплистые разности.

Силикофлагелиты — легкие

(средняя плотность

0,9—1,2

г/см

светло-серые и коричнева-

то-серые породы, в которых глав-

ным породообразующим компо-

нентом являются кремневые жгу-

тиковые водоросли (силикофлаге-

литы);

вместе с ними часто при-

сутствуют диатомей. Этот тип си-

лицитов установлен недавно [1].

Радиоляриты опал-кристоба-

литового состава похожи на обыч-

ные опоки и их можно опреде-

лять как радиоляриевые опоки.

Легкие мягкие разновидности ра-

Рнс.

11-1.

Леписферная («ежиковая»)

руктура опок (материал

В. И. Му-

равьева).

а —эоцен, Донбасс, увел.

1500; б

—се-

ти,

Брянская

обл.,

увел. 10

000

диоляритов иногда называют радиоляриевыми землями. При фоссилизации ра-

ковины радиолярий часто растворяются, а пустоты заполняет халцедон, возни-

кают халцедон-кристобалитовые радиоляриты.

Спонголиты бывают от почти белых до темно-серых разных оттенков. Сред*

няя плотность от 0,8—1 до

1,4—1,5

г/см

, твердость различна. Примесь та же,

что в опоках, причем особенно характерна известковая. Рыхлые разности спон-

голитов есть предложение называть спикулитами. Пористые некрепкие кристо-

балитовые или халцедон-кристобалитовые породы с содержанием спикул губок

169