На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти образцы готовых работ или получить помощь в написании уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов. Так же вы мажете самостоятельно повысить уникальность своей работы для прохождения проверки на плагиат всего за несколько минут.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Повышение уникальности

Предлагаем нашим посетителям воспользоваться бесплатным программным обеспечением «StudentHelp», которое позволит вам всего за несколько минут, выполнить повышение уникальности любого файла в формате MS Word. После такого повышения уникальности, ваша работа легко пройдете проверку в системах антиплагиат вуз, antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru. Программа «StudentHelp» работает по уникальной технологии и при повышении уникальности не вставляет в текст скрытых символов, и даже если препод скопирует текст в блокнот – не увидит ни каких отличий от текста в Word файле.

Результат поиска


Наименование:


контрольная работа Кремневые породы или сицилиты

Информация:

Тип работы: контрольная работа. Добавлен: 17.12.2012. Сдан: 2012. Страниц: 38. Уникальность по antiplagiat.ru: < 30%

Описание (план):


КРЕМНЁВЫЕ ПОРОДЫ, ИЛИ СИЛИЦИТЫ
6.1. ОПРЕДЕЛЕНИЕ, КЛАССИФИКАЦИЯ,  НОМЕНКЛАТУРА 
 
Кремнёвыми (Еще употребляющийся термин "кремнистые породы" неудачен, ибо по-русски суффиксом "-ист" выражается лишь примесь, т.е. подчиненная часть породы. В силицитах же кремневое вещество преобладает. Кроме того, термин "кремнёвые породы" ближе к названию самых типичных и наиболее распространенных силицитов - кремней.) породами, или силицитами, называют осадочные образования, более чем наполовину состоящие из минералов группы кремнезема - опала, кристобалита, тридимита, халцедона и развивающегося по ним кварца. В эту группу не включают кварцевые пески, являющиеся обломочными, т.е. реликтовыми, вторичными по компонентному составу породами, возникшими за счет механического и реже химического выветривания всех других кварцсодержащих пород в зоне осадкообразования.
По внешнему виду все силициты делятся на две группы. Породы одной  из них имеют землистый, т.е. матовый, порошковатый, не кристаллический вид, из-за чего их часто называют "землями", например диатомовыми или радиоляриевыми. Эта группа объединяет опаловые и  опал-кристобалитовые породы; в нее  входят породы как биоморфные (диатомиты, радиоляриты и некоторые спонголиты), так и абиоморфные (трепела, опоки  и другие опалиты - кремневые туфы и гейзериты). В образце их структура  пелитоморфная, т.е. визуально они  незернисты, глиноподобны. Породы второй группы имеют стекловатый, сливной  вид, афанитовую структуру; это кремни в собственном смысле слова, в  основном халцедоновые, часто кварц-халцедоновые и кварцевые. Последние, строго говоря, уже кварциты, но по внешнему виду, микрозернистой структуре и другим признакам еще близкие к халцедонолитам, из которых они образовались путем перекристаллизации. Поэтому их часто называют терминами кремневой группы - кремнями, яшмами, фтанитами или лидитами.
Кремневые породы имеют разнообразные  окраски, определяемые примесями. Чистые силициты белые и светло-серые, в  шлифе - бесцветные. Часто они серые, темно-серые и черные, окрашенные тонкорассеянной примесью органического, реже окисно-марганцевого вещества. Соединениями железа и других элементов они  окрашены во все оттенки красного, желтого, зеленого цвета, и это обеспечивает использование кремней в качестве декоративных и полудрагоценных  камней.
Наиболее разработанными являются классификации силицитов  Г. И. Теодоровича (1948, 1950, 1957, 19586), Г.И. Бушинского (1958), М.С. Швецова (1958), О.И. Некрасовой и  А.Д. Петровского (1973). Однако как петрографические классификации они непоследовательны  и. в разной степени эклектичны, что  выражается в смешении петрографических и генетических признаков. Это свойственно  и первой классификации автора (Фролов, 1964), и последней классификации  Н.В. Логвиненко (1984). Наиболее выдержана по принципу и достаточно детальна классификация О.И. Некрасовой и А.Д. Петровского (1973), основанная на трех объективных признаках: а) геологическом - форме тела и характере залегания; б) и в) - петрографических - минеральном составе и структуре, а также примесях. Учет количественных соотношений биофрагментов, витрокластов и основной массы одним из первых ввел в классификацию Г.И. Теодорович. Но его классификация получилась громоздкой и недостаточно удобной. Упростить ее можно прежде всего исключением непетрографического признака - формы геологических тел, в большинстве силицитов не выраженной в минеральном составе и структуре породы. Кроме того, выделение силицитов с 25-50%-м содержанием биофрагментов, как равноценных основным структурным классам (биоморфным и абиоморфным), вряд ли целесообразно. Скорее всего это разновидности основных типов опок, яшм, спикулитов и других типов силицитов, которые должны отмечаться при описании, а в название их лучше вводить в форме прилагательных, например "опока сильно (30-40%) радиоляриевая".
С учетом этих замечаний, а  также завета М.С. Швецова о том, что классификация должна быть простой, ясной и применимой на практике, составлена предлагаемая классификация (табл. 6.1). Она основана на признаках  минерального состава и структуры. Четко по минеральному составу выделяются по существу только две группы: 1) опаловые или опал-кристобалитовые силициты землистого вида с пелитоморфной, реже с макроскопически видимой зернистой, точнее биозернистой - спикулевой структурой, и 2) халцедоновые или халцедон-кварцевые, а также и кварцевые силициты по виду стекловатые, афанитовые, иногда с сохраняющейся биоморфной структурой. Вторая группа может быть подразделена на существенно халцедоновые и существенно кварцевые апосилицитовые породы.
По структуре силициты делятся также 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. яснобиоморфной, 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. Биотермины применимы, естественно, лишь к породам, более чем на 50% состоящим из биокомпонентов соответствующей группы.  
 
Таблица 6.1
Классификация силицитов 
 
Структуры
Минеральный состав
опал и кристобалит
халцедон и кварц
кварц
Биоморфные
диатомовая
диатомиты
кремни
нет
Кварциты апосилицитовые (апосилицито-кварциты)
нет
Радиоляриевая
радиоляриты
кремни и яшмы биоморфные, радиоляриевые (радиоляриты) , спикуловые (спикулиты) , коралловые, фораминиферовые и др.
радиоляриевые
спикуловая (губковая)
спикулиты или спонголиты
спикуловые:радиолярито-кварциты, спонголито-кварциты
Абиоморфные
аморфная: а) "сплошная" (бесструктурная) б)глобулярная
трепела, опоки (гёзы), другие опалолиты; гейзериты,корки и др.
нет
нет
криптокристаллическая
Порцелланиты (?)
кремни, фтаниты (лидиты) и  яшмы абиоморфные
кристаллическая
нет
нет
абиоморфные: яшмо-кварциты, фтанито-кварциты, кремнекварциты

 
 
Абиогенные силициты по структуре подразделяются менее четко. Условно можно различать: как бы бесструктурные, сплошные, однородные (гомогенные), гиалиновые (все термины практически синонимы, хотя и представляют структуру с разных сторон), т.е. 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.   Под  электронным микроскопом обнаруживается леписферовая структура (рис. 6.1, а; 6.3, б, в) опал-кристобалитового вещества, также указывающая на его коллоидную природу. Трепела и опоки по этой структуре практически не различаются. Алевритовая и песчаная, как и раковинная, примеси обусловливают алевритовую, песчаную или раковинную структуру опок, спонголитов и других опалолитов. 
 
<!--[if gte vml 1]> <![endif]-->
<!--[if gte vml 1]> <![endif]-->
Рис. 6.1. Опал-кристобалитовые  силициты:
а - леписферовая структура  трепела (эоцен, Донбасс), в промежутках - кристаллы цеолита; б - инфракрасные спектры поглощения биогенного опала  трех образцов (из И.И. Плюсниной, 1983): I - диатомовые, II - радиолярии, III- спикулы губок; в - дифрактограммы фракций 2-5 мкм (1) и фракций < 1 мкм {2-4), палеоцен, юг Русской платформы, по В.И. Муравьеву (1983): 1, 2 - природные образцы, 3 - насыщенный глицерином, 4 - прокаленный при 550°С; рефлекс 3,34-3,33 А отражает механическую примесь кварца; г - дифрактограмма неупорядоченного кристобалита (люссатита из цемента песчаника) - доминирование пиков 4,11 или 4,08-4,11 А; д - ИК-спектр низкотемпературного кристобалита, по И.И. Плюсниной (1983) 
 
Хорошие термины "трепел" и "опока", которые между собой  различаются лишь степенью литифицированности (это оценивается только макроскопически, см. 6.2), к сожалению, не распространяются на все абиоморфные опаловые породы. Остающиеся без петрографического  названия опаловые силициты именуются поэтому генетическими терминами как "кремневые туфы" - отложения субаэральных (возможно, и подводных) горячих источников или как "гейзериты" - отложения гейзеров (по существу - разновидность кремневых туфов), а также просто как "корки", "натеки". Можно было бы и на них распространить термины "трепел" и "опока", поскольку последние уже потеряли даже весьма общую генетическую однородность и определенность. В самом деле, они могут быть как первичными, седиментогенными, так и вторичными, диагенетическими аподиатомитовыми, катагенетическими и даже гипергенными - субаэрально-элювиальными, когда образуются при современном выщелачивании известняков с опаловыми биокомпонентами. Кремневые туфы, гейзериты и корки можно также называть опалолитами, точнее - опалитами в узком смысле слова, так как опалитами в широком смысле являются все опаловые породы, включая трепела, опоки, спонголиты и т.д. Естественно, все опалиты (включая и кристобалит-опаловые силициты) по степени кристалличности аморфные, некристаллические, или криптокристаллические (кристобалит), иначе - кристаллитовые.
Во Франции большая  часть опок называется гэзами, или  гёзами. Типичными гэзами классик  литологии Люсьен Кайё (1897, 1929) считает  опаловые, но нередко и халцедон-опаловые высокопористые, легкие, нередко слабосвязные (очевидно, как наши трепела) породы обычно со значительным (не менее 45%) содержанием спикул губок, часто весьма глинистые, алеврито-песчаные или известковые. Л. Кайё (1929) подтвердил правильность сравнения саратовских палеоценовых опок с французскими гэзами, произведенного Я.В. Самойловым и Е.В. Рожковой (1925). Поэтому нет оснований употреблять этот синоним опок в русской геологии. В американской литературе опоковидные силициты со структурой и изломом неглазурованного фарфора (бисквита) называются порцелланитами, типично развитыми, например, в миоценовой формации Монтерей в Калифорнии. Они довольно тверды, пористы или содержат значительную глинистую, алевритовую, известковую и в докембрии - сидеритовую примесь. Их твердость обусловлена не только кристобалитом, но и халцедоном.
Все халцедоновые и кварц-халцедоновые силициты следует называть кремнями в широком смысле слова (хотя еще более широко кремни можно считать синонимом силицитов в целом). Это крепкие афанитовые стеклоподобные породы с раковистым изломом, с режущими и часто просвечивающими краями, высекающие искру. Отдельные разновидности кремней получили собственные названия. Красные, а также зеленые и других расцветок, обычно тонкослоистые или полосчатые, реже массивные, залегающие выдержанными пластами или гнездами, называются яшмами (см. 6.4.2). Хотя они связаны постепенными переходами с другими кремнями, в типичном виде яшмы легко узнаются. Выделение их важно не только ввиду практической ценности, но и из-за некоторой генетической информативности: яшмы часто образуются за счет гидротермально поставленного кремнезема, поэтому обогащены соединениями железа, марганца, молибдена, минералами группы эпидота-цоизита, хлоритами, т.е. в основном продуктами разложения вулканических примесей; этим они документируют вулканизм и вулканический парагенез пород. Черные кремни, обогащенные гумусовым или углеводородным веществом, называются фтанитами, реже лидитами, силекситами (во Франции), а сланцеватые - кремнистыми, или лучше - кремнёвыми сланцами, если в них преобладает кремнёвое вещества.
В европейской литературе наряду с "кремнем" ("чэрт", chert) используется и "флинт", которому чаще всего придают узкое значение - конкреционных кремней в карбонатных  породах, особенно в писчем мелу. В  США, по крайней мере с 1757 г., пластовые среднепалеозойские кремни штатов Арканзас, Оклахома, Техас и других называют новакулитами. Обычно это плотная однородная криптокристаллическая кварцевая порода, применяемая как тонкий и ценный абразив. Подобные месторождения пока неизвестны в СССР, и новакулит импортируется нами из США. Нередко термин понимается более широко и распространяется на окрашенные, не чистые и со значительным участием халцедона силициты, т.е. почти полностью становится синонимом чэрта, что увеличивает путаницу в терминологии. В последнее время чаще употребляется термин "новакулитовая структура", например, "кремень новакулитовой структуры", установленной Р. Фолком и Ч. Уивером (Folk, Weaver, 1952) под сканирующим электронным микроскопом (СЭМ): хорошо ограненные кристаллики кварца слагают однородную и равномерную породу, поверхность скола которой в СЭМ гладкоблоковая (Хворова, Дмитрик, 1969), в отличие от губчатой или облачной у многих яшм и других кремней. Наконец, иногда можно встретить в применении к пластовым кремням многозначный термин "роговик" (Градзиньский и др., 1980, Sujkowski, 1958). Как известно, им в основном обозначаются контактово-метаморфические породы, причем не обязательно кремневого состава. Следовательно, это понятие не петрографическое, а генетическое и как таковое не должно употребляться в петрографических классификациях.
Все сказанное показывает большую условность выделения типов  халцедоновых и кварц-халцедоновых силицитов как по минеральному составу, так и по структуре. Они не только связаны постепенными переходами, но часто перекрывают друг друга. Поэтому выделение чисто или в основном кварцевых силицитов также условно. По существу это уже кварциты, а именно: апосилицитовые кварциты, возникшие по осадочным силицитам. Этот термин целесообразно применять к породам с отчетливой гранобластовой структурой уже достаточно крупной по зернистости - по крайней мере крупномикрозернистой (0,01-0,05 мм). Апосилицитовые кварциты, сохраняющие многие признаки первичной породы (микрозернистость, характерные окраску и текстуру), называют также термином этой первичной породы, например кремнем, яшмой, лидитом, или двойными названиями: яшмо-кварцит, фтанито-кварцит и т.д. Существенно железистый (свыше 30-40% магнетита и гематита) силицит называется железистым кварцитом, или джеспилитом. Он характерен только для докембрия и часто является железной рудой (кварцит постепенно переходит в железную породу, или ферритолит).
Смешанные породы, в которых  кремневое вещество подчиненное, называются опоковидными, если примесь опаловая, или кремнистыми, если примесь халцедоновая либо кварцевая. Первые становятся белесыми и часто более легкими, а вторые - стекловатыми, что позволило Г.И. Теодоровичу предложить термины "витроаргиллиты", "витромергели" и т.д. Из-за естественной ассоциации приставки "витро-" с вулканическим стеклом, которого здесь в действительности чаще всего не бывает, термины двусмысленны и не получили распространения. 
 
6.2. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Силициты в петрографических целях изучаются небольшим числом методов (Логвиненко, Сергеева, 1986; Теодорович, 1957; и др.): макроскопически, в шлифах и иммерсионных препаратах под световым микроскопом, под сканирующим электронным  микроскопом (СЭМ), химическим анализом и методом инфракрасной спектроскопии (ИКС). Для контроля минералогического  определения используется рентгеновский  дифрактометрический метод (РД).
Макроскопическое изучение имеет важное значение для первого  определения силицитов (см. 6.1). По землистости  или стекловатости они 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.  
 
Таблица 6.2
Оптические свойства минералов  группы кремнезема
Минерал
Кристалличность, сингония
Показатель преломления
Двупреломление
рельеф
величина
оптический характер
величина
Опал
не кристаллический, аморфный
резкий отрицательный
1,400-1,460
изотропный
0
Кристобалит
"полукристаллический"  тетрагональный
то же
1,487-1,484
почти изотропный
0,003
Тридимит
ромбический
то же
1,474-1,483 1,471-1,479
  0,004
Халцедон
двуосный
отсутствует
1,530-1,547
низкое (серые цвета интерференции)
0,004 0,008
Кварц
полнокристаллический тригональный
низкий положительный
1,553-1,544
низкое (белые цвета интерференции)
0,009

 
 
Изучение в шлифах - основной метод исследования и определения  силицитов. Прежде всего устанавливается причина окраски, т.е. минеральный состав примесей. Яшмы и фтаниты из-за примесей часто становятся непрозрачными, и их цвет определяется в отраженном свете. Структуры и текстуры, даже весьма тонкие, изучаются полно и всесторонне. Хорошо видны компоненты, даже единичные раковинки, обрывки растительной ткани и аутигенные новообразования. 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, особенно хорошо видимой при диафрагмировании (опал оказывается не сплошным, а "аморфно-зернистым", как бы икряным, с размером зернышек < 0,01 мм) и обусловленной интенсивной  микротрещиноватостью, свидетельствующей  о коллоидной природе (только коллоиды могут отдавать большие массы  воды и при этом сокращаться в  объеме, растрескиваться, из-за чего вещество рябит в глазах). Нередко сохраняется и первичная глобулярная структура опала - также признак коллоидной природы. 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.
Изучение в иммерсионных препаратах, помимо более точного  определения показателя преломления, позволяет приблизительно оценить  содержание воды в опале и сделать  вывод о его минералогической зрелости. Например, при содержании воды 8,97% показатель преломления 1,446, а  при содержании 3,55% - 1,459 (Теодорович, 1958а, с. 35).
Электронным микроскопом, особенно растровым (РЭМ) или сканирующим (СЭМ), успешно выясняются тончайшие криптокристаллические  и ультрамикроглобулярные структуры, например леписферовая у трепелов и  опок (см. рис. 6.1, а; 6.3, б, в; Муравьев, 1983), сферолитовая тонкофибровая структура  халцедонолитов. Методом реплик установлена новакулитовая структура кварцевых силицитов - отличие от губчатой, петельчатой или облачной структур халцедоновых (Петровский, Шитов, 1966, 1968; Folk, McBride, 1976).
Химический анализ определяет не только химический, но и минеральный  состав силицитов и помогает выяснить их геохимическую и формационную специфику и генезис. Применяется как общий (полный или частичный) силикатный, так и различные виды рационального анализа. Так, важнейшую характеристику силицитов - количество опала - определяют по содержанию растворимого кремнезема, извлекаемого 5%-м раствором соды или слабой NaOH на кипящей водяной бане. Методы щелочных вытяжек постоянно совершенствуются, и ими можно варьировать в зависимости от типа породы и степени извлечения кремнезема не только из биофрагментов разных групп организмов, но и из абиогенного кремнезема и силикатов (например, из цеолитов и смектитов). О количестве несилицитного кремнезема судят по глинозему, явно происходящему из силикатов. Для этого содержание глинозема умножают на коэффициент 1,5 или 2,0, в зависимости от преобладающего типа силикатов, например гидромусковита или монтмориллонита. Помимо основных компонентов - окислов (см. 1.4.2), необходимо определение Сорг, Р2О5, форм железа и серы. Спектральным анализом определяются малые, редкие и рассеянные элементы, позволяющие установить формационную специфику и генезис силицитов.
Метод инфракрасной спектроскопии (ИКС) в последнее десятилетие  прочно вошел в практику диагностики  кремневых минералов (И.И. Плюснина, А.Г. Власов, М.А. Левитан, Ю.Н. Сеньковский  и др.). Он основан на записи спектров отражения и пропускания минералами инфракрасных волн и наибольшие результаты дает в комплексе с рентгено-дифрактометрическим и другими методами. Установлено, что каждому кремневому минералу свойствен свой ИК-спектр пропускания, причем биогенные и природные седиментогенные минералы отличаются от гидротермальных и искусственных. Рентгеноаморфный опал имеет ИК-спектр с широкими полосами. Первая, самая интенсивная полоса без четкого экстремума находится в области 1240-1090 см-1. Значительно расширена и третья полоса - 485 см-1. Часто выделяется, кроме того, полоса 1650 см-1, свидетельствующая о большом содержании кристаллохимически не связанной воды, колебаниями молекул которой и вызвана эта полоса (см. рис. 6.1,6).
Более структурно совершенный изотропный кремнезем, отвечающий опал-кристобалиту, характеризуется более четким экстремумом главной полосы пропускания 1110-1120 см-1, шире становится полоса 480 см-1. Полоса 618 см-1 обусловлена небольшим содержанием кристобалита. Эта модификация кремнезема наиболее широко распространена среди верхнемеловых и нижнепалеогеновых спонголитов, трепелов и опок. Еще более структурно совершенный кремнезем со значительным содержанием кристобалита отличается четкой полосой 625-630 см-1 (см. рис. 6.1, а).
Метод ИКС улавливает небольшие (менее 1%) содержания щелочей, карбонатов и других примесей, которые не устанавливаются  рентгенодифрактометрически, т.е. оказывается  часто более чувствительным не только к структурным особенностям, но и  к химическому составу (Плюснина, 1977; и др.).
Рентгенодифрактометрия, наиболее информативная для веществ с  упорядоченной структурой (для кристаллических  минералов), оказывается малоэффективной  для многих силицитов, среди которых  обычны аморфные. Поэтому на дифрактограммах они маловыразительны (Китайгородский, 1952; Плюснина, Левитан, 1975; Рентгенография 1983). Так, рентгеноаморфный опал характеризуется обширным гало (см. рис. 6.1, в) - сильнодисперсным рефлексом в диапазоне углов 2Q=18-26° (около 4,9-3,4 A). Интенсивность этого гало достигает 50-60% по отношению к интенсивности рефлекса 3,34 A кварца, если принять величину последнего за 100% (Сеньковский, 1977, с. 67).
При появлении в опале  кристаллической фазы, т.е. с началом  раскристаллизации, дифрактограммы становятся более дифференцированными и  четкими. Эти промежуточные фазы между рентгеноаморфным опалом (опалом А) и низкотемпературным кристобалитом, чаще всего называемые "опал-кристобалитами" (О-К), нередко подразделяются по степени структурной зрелости, или раскристаллизованности, на О-К-1 и О-К-П. Структурная упорядоченность в них начинается с закономерного сочетания тетраэдров Si02 в одном, горизонтальном, направлении, тогда как образующиеся слои по вертикали чередуются незакономерно: то с периодом повторяемости 2, что отвечает тридимитовой структуре, то с периодом повторяемости 3, отвечающим кристобалитовой упаковке. Ю.Н. Сеньковский (1977) подчеркивает, что в рассматриваемом минеральном образовании кристобалит и тридимит не являются самостоятельными минеральными фазами, а представляют собой лишь структурные элементы этой формы кремнезема. Последняя при низкой степени упорядоченности кристобалитовых и тридимитовых слоев (О-К-1) дает дифрактограмму с хорошо выраженной выпуклостью (гало), ось которой отвечает 4,0-4,1 А. Гало несет кристобалитовый рефлекс 4,12-4,09 А и более слабый тридимитовый - 4,3-4,28 A, а нередко рефлекс 2,49 A. У О-К-П кристобалитовый рефлекс 4,12-4,09 A более интенсивный и четкий. Он осложнен тридимитовым рефлексом в области 4,30-4,28 A, а также часто и кварцевым эффектом - 4,26-4,24 A. Кроме того, четко фиксируется эффект 2,51-2,49 (см. рис. 6.1, г).
Низкотемпературный кристобалит характеризуется рефлексами (A) 4,04-4,00; 2,48; 1,605; 1,449-1,435; 1,190. Нередко главный рефлекс сдвигается в сторону малых углов (4,06-4,09 A). Иногда отмечаются рефлексы высокотемпературного кристобалита (4,16-4,21 А, при интенсивности I = 10 и 2,518-2,537 А при I = 9). Если его присутствие среди низкотемпературного кристобалита действительно имеет место, то оно, возможно, объясняется метастабильностью многих кремневых минералов, часто существующих вне пределов их термодинамических условий образования.
Халцедон имеет рефлексы низкотемпературного кварца (А): 3,33; 1,805; 1,536 и т.д. (Сеньковский, 1977).
Термоанализ силицитов в  некоторых случаях может дать дополнительные сведения о минеральном  и фазовом составе. Рентгеноаморфный опал (опал А) дает почти прямую дериватограмму, параллельную оси времени, свидетельствующую  об отсутствии физических и химических преобразований при нагревании до 1000°С, кроме постепенной отдачи воды. В изотропном кремнеземе типа опал-кристобалит (или в минерале "опал-С-Т"), вероятно, превращение метастабильной низкотемпературной фазы тридимита в высокотемпературную, происходящую при 1170C, вызывает эндотермический эффект при 120-1400C (Сеньковский, 1977). Он, возможно, осложняется эффектом отдачи адсорбционной воды, которая может удержаться в опалах до 5000C. 
 
6.3. МИНЕРАЛЬНЫЙ И ХИМИЧЕСКИЙ  СОСТАВ 
 
Основных минералов силицитов  немного: опал, кристобалит, тридимит, халцедон и кварц. Однако в действительности кристаллохимия минералов кремнезема более сложная, еще во многом неясная (Васильев,. 1956; Дэна и др., 1966; Муравьев, 1973, 1983; Петровский, 1969, 1970; Теодорович, 1958а).
Опал - преимущественно или только аморфный кремнезем SiO2 x nH2O(Дир, Хауи, Зусман, 1966; Чухров, 1955) с переменным содержанием воды, с низкой плотностью (около 2,1), растворимый в КОН, с низким показателем преломления (чаще всего от 1,38 до 1,46). Опал биоскелетов имеет n=1,440±0,002, что соответствует содержанию воды около 9%. Опал обнаружен только в кайнозойских и мезозойских силицитах, а в более древних он замещен кристаллическими формами кремнезема, в основном халцедоном и кварцем.
Кристобалит SiO2 низкотемпературный - тетрагональный или псевдокубический, с низкими преломлением и двупреломлением (см. табл. 6.2), существующий при температурах до 200-275°С, обычно коллоидальный по размерам кристаллитов, пластинчатый или волокнистый, метастабильный, растворяется в расплавленной Na2СОз. В седиментогенных и метасоматических опалитах более распространен неупорядоченный кристобалит, который понимается неодинаково и называется по-разному. По-видимому, это непрерывный стадийный ряд раскристаллизации рентгеноаморфного биоморфного и хемогенного опала - опала А - от почти чистого опала лишь с зачаточными кристаллитами до практически чистого кристобалита или тридимит-кристобалита. Ю.Н. Сеньковский (1977) в этом ряду выделяет минеральные виды: опал-кристобалит I (О-К-1) и опал-кристобалит II (О-К-II), которые скорее являются группами минеральных фаз. Употребляются и другие названия: люссатит, неупорядоченный тридимит, опал-кристобалит-тридимит (опал-С-Т). "Люссатит" нередко относят только к существенно кристаллическому образованию, в котором, однако, содержание кристаллической, кристобалитовой (возможно, и подчиненной тридимитовой) фазы точно не определено. Под СЭМ четко устанавливается, что опалиты слагаются глобулями диаметром 1-5 мкм, представляющими собой чаще всего леписферы - срастания опала с пластиночками кристобалита, образующимися прежде всего во внешней части глобулей, которые напоминают гипсовые розы (см. рис. 6.1).
Тридимит SiО2 низкотемпературный - ромбический или моноклинный коллоидально-пластинчатый и волокнистый минерал с низкими преломлением и двупреломлением (см. табл. 6.2), метастабильный, при 117 C переходящий в высокотемпературную модификацию, а потом и в кварц.
Халцедон SiO2 x nH2O - группа ультра- или криптоволокнистых по размеру коллоидальных минералов с кристаллической решеткой кварца, хотя это признается не всеми. Волокнистый габитус, отрицательное удлинение, иные, более низкие показатели преломления (см. табл. 6.2), иногда более высокое (до 0,011) двупреломление, более низкая плотность (2,55-2,63), отсутствие инверсии при 573°С, иная теплоемкость не позволили Р.Б. Сосману (1927) считать его разновидностью кварца. Р. Фолк и К. Уивер (Folk, Weaver, 1952) под электронным микроскопом обнаружили в халцедоне кремней ультрамикропоры диаметром 0,1 мкм, которые обычно заняты молекулами воды и обусловливают понижение, по сравнению с кварцем, плотности и показателя преломления. Итак, халцедон скорее всего - ультрамикроволокнистая губчатая разновидность кварца, чаще всего сферолитоагрегатная, с 1 % воды и, возможно, с опалом (до 10%), хотя это признается не всеми.
Кварц SiO2 - безводная полнокристаллическая разновидность кремнезема тригональной сингонии с низким положительным рельефом, низким двупреломлением (см. табл. 6.2), положительного оптического знака, положительного удлинения, без спайности, с удельным весом 2,65 и твердостью 7.
Иногда различают кварцин, лютецит, халцедонит, псевдохалцедон, которые следует рассматривать  как разновидности халцедона, составляющие его группу. Их в шлифах трудно отличить друг от друга и от халцедона. Все  они не имеют рельефа, так как  их показатели преломления равны  показателю преломления канадского бальзама. Также практически неотличимы кристобалит и тридимит друг от друга  и от опала, когда изучаются шлифы  опок и трепелов.
Химический состав (табл. 6.3) силицитов отличается высоким  содержанием кремнезема, часто приближающимся к 99% и иногда превышающим эту  цифру. Наибольшей чистотой отличаются конкреционные халцедоновые кремни, хотя и в некоторых диатомитах содержание Si02 достигает 92-93 %.
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. 
 
Таблица 6.3
Химический состав силицитов
SiO2
93,54
98,93
99,47
82,69
70,78
43,43
73,71
82,94
72,75
78,76
94,14
78,12
88,2
85,20
91,20
97,16
88,25
85,18
86,51
67,40
94,90
96,34
95,62
96,00
68,95
90,90
TiO2
-
0,005
-
-
0,03
-
0,50
0,27
-
0,27
0,06
10,46
-
0,20
следы
0,08
0,33
0,43
-
  0,10
-
-
-
-
0,02
Al2O3
2,26
0,14
0,17
1,76
0,46
11,25*
7,25
0,1
10,96
9,81
1,13
-
3,72
2,64
0,20
5,88
5,88
4,13
5,52
7,11
2,31
0,87
1,08
1,08
0,50
0,61
Fe2O3
0,48
0,06
0,12
1,00
0,02
0,18
2,63
3,4
0,76
3,15
0,28
3,54
2,08
1,11
4,32
0,12
0,27
3,50
2,62
2,28
1,19
1,16
2,47
0,87
0,55
2,07
FeO
-
0,08
-
0,31
0,30
21,00
0,44
-
0,31
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
0,28
MnO
0,79
0,01
-
0,01
0,02
-
  -
-
-
-
-
-
_
  _
_
_
-
_
-
-
-
-
-
-
MgO
0,23
0,02
0,05
1,08
1,88
1,39
1,47
0,19
0,10
1,72
0,17
1,50
0,54
0,36
0,44
0,40
0,84
0,09
0,48
0,47
0,30
0,17
0,38
следы
0,30
0,11
CaO
0,66
0,04
0,09
2,93
12,90
0,70
1,72
1,60
0,74
0,69
0,85
1,30
1,53
3,85
0,55
1,00
0,62
1,04
0,51
2,49
0,30
0,39
0,36
следы
15,67
3,20
Na2O3
0,37
следы
0,15
0,50
0,05
1,21
1,19
0,65
3,55
0,27
-
-
-
0,20
0,52
следы
0,45
1,38
  -
0,50
-
-
0,26
0,29
0,04
K2O
0,51
следы
0,07
2,61
0,06
3,99
1,00
1,40
1,66
0,78
-
-
-
-
-
. -
0,84
2,03
  _
-
-
-
-
-
0,09
H2O+
0,72
0,17
1,12**
4,75**
0,32
  6,94
  -
              -
-
-
-
-
-
-
-
-
-
П.п.п.
          0,50
  0,33
  4,70
2,93
-
3,02
-
-
1,31
2,37
2,32
3,13
16,75
-
0,97
0,46
-
-
-
H2O-
0,21
0,27
-
-
0,48
  2,88
                  -
-
-
-
-
-
-
-
-
-
H2O
-
-
-
-
  -
-
-
9,02
-
-
-
-
4,56
0,32
-
-
-
-
-
1,35
-
-
-
0,80
0,54
P2O5
-
следы
-
0,21
0,16
-
0,24
0,8
0,36
-
-
-
-
-
следы
-
-
-
2,42
-
следы
-
-
-
-
-
CO2
-
0,02
-
2,28
12,28
15,76
следы
0,40
-
-
-
-
-
2,49
0,53
-
-
-
-
  -
-
-
-
12,50
2,12
SO3
-
-
-
-
следы
-
0,16
-
0,45
0,11
-
-
0,82
-
-
-
0,18
-
0,69
-
-
0,05
0,05
-
-
-
Cl
-
-
-
0,15
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
  -
-
-
-
-
-
-
-
-
Орг. в-во
-
0,18
-
-
0,33
0,08
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
Сумма
99,77
99,87
100,3
100,3
100,5
99,45
100,1
92,383
100,4
100,3
99,56
-
-
100,6
100,9
100,3
100,03
100,10
-
-
-
99,95
100,12
98,21
99,59
99,98

 
 
* Включает P2O5.
** Потери при прокаливании (П.п.п.).
Примечание. 1 - францисканские кремни (юра?), Калифорния, США; 2 - флинты (карбон), Огайо, США; 3 - новакулиты (девон), Арканзас, США; 4 - среднее из 10 кремневых  пород (миоцен, формация Монтерей), Калифорния, США; 5-кремень известковый желваковый (девон), Огайо, США; 6-порцелла-нит сидеритовый (докембрий), Айрон, Мичиган, США; 7-диатомит (миоцен, формация Монтерей), Голливуд, Калифорния, США; 8-кремень (пермь, формация Фосфория), Юга, США; все анализы из Ф.Дж.Петтиджона (1981, с. 495); 9 - гейзерит Йеллоустонского национального парка; 10-диатомит Корсунского района (Поволжье, верхний мел или палеоцен); 11 - ахалцихский диатомит (миоцен, юго-восточная Грузия); 12-трепел бездиатомитовый (мел, Калужская обл.); 13 - спонголит (олигоцен, западная Грузия); 14 - спонголит (мел, Парижский бассейн); 15-спонголит (нижний карбон, Бельгия); 16,17,18 -опоки (палеоцен, Саратовская обл.) -черная (16), темно-серая (17) и светло-серая (18); 19 -яшма светлая (девон, Урал); 20-то же, битуминозная; 21 - радиолярит (о. Калимантан); 22,23 - кремниконкреционньй (мел писчий, Донбасс); 24 - кремень (среднийкарбон,Поволжье); 25 - кремень (карбон, Бельгия) ; 26-кремень (средний карбон, Зубцовское Поволжье, по Л.В.Пустовалову). Анализы 9-26-из М.С.Швецова (1958, с. 251).
6.4. ПЕТРОГРАФИЯ. ПЕТРОТИПЫ
Как породы силициты петрографически  весьма разнообразны. Они резко различаются  не только по минеральному составу, но и по биогенным структурам, текстурам, (Атлас текстур 1973; Атлас породообразующих 1973; Казанский, 1987), физическим свойствам (крепости и пористости) и примесям. По комплексу этих признаков выделяются крупные (группы) и мелкие петротипы (см. 6.1), которые можно кратко представить как непрерывные ряды с резко противоположными крайними членами и признаками: опалолиты (или опалиты) и халцедонолиты (вместе с апосилицитовыми кварцитами), биолиты и хемолиты, аморфные и кристаллические, в образце бесструктурные и зернистые, слоистые и массивные, легкие и тяжелые (железистые кварциты), пористые (опалиты) и плотные (халцедонолиты), слабые и наиболее крепкие из всех горных пород и т.д. Петрографическое разнообразие особенно впечатляет на фоне общего однообразного химического состава.
Главным является деление  силицитов на землистые, опаловые (и  опал-кристобалитовые) и стекловатые, халцедоновые (и кварцевые) петротипы, точнее, группы петротипов. 
 
6.4.1. Опалолиты 
 
Опалолиты - белые, светло-серые, реже темно-серые, желтые и другие (окрашены примесями), пелитоморфные, неслоистые и слоистые, очень легкие и самые  легкие из седилитов, с наиболее высокой (до 92%) капиллярной пористостью (липнут к языку), нередко почти нацело опаловые, но смешивающиеся с глинистым, карбонатным, фосфатным, аллитовым, марганцевым  и железным веществом в любых  пропорциях (но смеси с каустобиолитами  и эвапоритами не характерны), на поверхности отбеливающиеся. По структуре делятся на биолиты (Самойлов, 1925; 1929; Требования    1962) и абиолиты.
6.4.1.1. Биолиты - диатомиты, радиоляриты и спонголиты (или спикулиты). Другие организмы с кремневым скелетом второстепенны. В диатомитах нередки силикофлагелляты (жгутиковые водоросли), в радиоляритах (с древнейших периодов) - сферозоматиты, хистрихосфероиды (или динофлагелляты?) и водоросли неясного положения - эбрииды (Дистанов, Глезер, 1974).
Диатомиты - практически  только опаловые породы, более чем  наполовину состоящие из скелетов планктонных  диатомовых водорослей (Диатомиты 1945; Жузе, 1949; Козлова, 1964, 1966; Кремнистые породы      1970). Название последних происходит от слов "диа" - два (панцирь часто делится на две створки) и "том". Диатомиты - самые легкие породы, их объемный вес 0,4--0,84, а пористость 70-90%, до 92% (диатомиты с. Кисатиби в юго-восточной Грузии). Чистые диатомиты белые, пачкают руки, мелоподобные (но легче мела и не вскипают с HCl), каолиноподобны (но не размокают и не жирные на ощупь), растираются между пальцами, сильно прилипают к языку, тонкослоисты и неслоисты, нередко с хорошими отпечатками листьев деревьев и со скелетами рыб. Под микроскопом видна биоморфная, именно фитоморфная диатомовая структура (рис. 6.2, б, д): нитчатая у пресноводных и изометрично-панцирная у морских диатомей. Размер их 0,01-0,1 мм, редко (у экваториальных современных этмодискусов) почти до 1 мм. Стенки весьма тонкие, в 5-10 раз тоньше камеры. Поэтому внутрискелетная пористость свыше 50%. Не меньше межскелетная пористость.
Наиболее распространены диатомей двух классов: 1) центрофиции (Centrophyceae) - с радиальным строением  панциря, округлой, овальной, треугольной  и многоугольной формы, с радиальным и концентрическим расположением  структурных элементов и 2) пеннатофиции (Pennatophyceae) - с моносимметричным строением  панциря, часто с более сложными формой и внутренней структурой (Атлас  текстур и структур ч. 3, 1973, с. 29, табл. 15, фиг. 1-23). Первый класс более древний, известный с юры, достигший расцвета в позднем мелу, типичен для морского и озерного планктона, второй известен с позднего мела, достиг расцвета в неогене, обычен в литорали и сублиторали моря. Из морских диатомей неритические более растворимы, чем пелагические или океанические (Козлова, Мухина, 1966), которые достигают океанического дна в количестве до 70% от первичной продуктивности. Правда, чаще всего наблюдаются агрегации скорлупок - знак биоагрегации в виде фекальных комочков, которые из-за больших размеров быстрее опускаются на дно (Лисицын, 1974, 1978, 1982 и др.). Опал диатомей гомогенный, иногда глобулярный, что, вероятно, является вторичным преобразованием (растворение стенок и выпадение в виде коллоидных глобуль).
Радиоляриты - опаловые, но нередко  вторично халцедоновые и даже кварцевые  силициты, более чем наполовину сложенные  скелетами радиолярий - планктонных  одноклеточных практически только морских животных с несколько  более крупным панцирем (0,05-0,5 мм) по сравнению с диатомовыми (см. рис. 6.2 а, г). Они известны с кембрия, вероятны и в докембрии (Волохин, 1985), были открыты сначала в древних  породах, а потом найдены живыми. Из пяти основных отрядов класса радиолярий только два - насселярии (Nassellaria) и спумелярии (Spumellaria) - встречаются в ископаемом состоянии. Современные радиолярии живут на разных глубинах - от поверхности  до океанического дна и встречены  в Курило-Камчатском желобе на глубине 8000 м. Но максимально они развиты на глубинах около 100 м. В теле радиолярий до 5% Р2О5, а в скелете иногда содержится, видимо, и целестин SrS04 и алюмокальциевый силикат (акантарии).
Чистые радиоляриты белые  и светло-серые, землистые, пелитоморфные, легкие, с большой  микропористостью, сходные с диатомитами, трепелами и опоками и часто от них неотличимые. Одну и ту же породу в зависимости от контекста и стремления подчеркнуть то первичный ее тип, то вторичные изменения называют, например, "опокой радиоляриевой" или "радиоляритом", "яшмой радиоляриевой" или "радиоляритом яшмовым" и т.д. В отличие от более нежных скелетов диатомей, панцири радиолярий сохраняются и при раскристаллизации опала и даже при перекристаллизации кристобалита и халцедона в кварц. Известна находка Е.А. Кузнецовым (1947) в нижнепалеозойских кварцитах реликтов радиолярий, замещенных розовым гранатом. Часто радиолярии замещены окислами и сульфидами железа и марганца, фосфатами, глауконитом, лептохлоритами, реже кальцитом и родохрозитом, а внутри раковинок нередок битум. В разных литотипах примешиваются спикулы губок, диатомей, реже жгутиковые и эбриидные кремневые водоросли и сферозоматиты, а также хистрихосферы. Очень часто радиоляриты красные за счет окисножелезистой примеси (Вишневская, 1984; Волохин, 1985; Bailey et al., 1964; Bramlette, 1946; и др.).
Спонголиты, или спикулиты, - первично опаловые и вторично халцедоновые силициты, более чем наполовину сложенные спикулами кремневых губок (рис. 6.2, в). Реликты спикул сохраняются и в кварцитах. Опаловые спонголиты, или, по Г.И. Теодоровичу, спонгиты, трепеловидны, лишь визуально нередко уже с различимым невооруженным глазом тонким зерном - спикулами, легкие, землистые, пористые, липнут к языку, нередко опоковидные, т.е. более крепкие. Халцедоновые спонголиты - кремни плотные, литоидные, стекловидные (см. 6.4.2). Спикулы - цилиндрические, слабоконические иголочки диаметром 0,03-0,5 мм и несколько больше, с осевым каналом, равным толщине стенки или более тонким, длиной в миллиметры и сантиметры, одно-(иногда якоревидные), трех-, четырех- и шестиосные, или лучевые. От игл радиолярий, изредка встречающихся совместно со спикулами, последние в среднем отличаются более крупными размерами, отсутствием шипов, выростов, ветвления, прямизной. Под микроскопом нередко спикулы обнаруживают ажурную, как бы кружевную структуру, элементами которой являются серповидные дужки - пустоты (0,05-0,005 мм и, вероятно, мельче) и зачаточные глобули. Это, по-видимому, результат деградации или агрегации (?) сплошного, или гиалинового, биогенного опала, его растворения и выпадения уже в коллоидной форме.
Кремневые губки - прикрепленные  организмы, фильтраторы - развиваются  в зоне течений на глубинах в десятки  и сотни метров (Петелин, 1954). Течения  и разносят легкие и транспортабельные  спикулы, на которые распадается  скелет после отмирания и разложения органического вещества. При этом спикулы смешиваются с известковым, песчаным и другим материалом и разубоживаются. Возможно поэтому, чистые спонголиты маломощны (редко больше 1 м) и сравнительно редки.
<!--[if gte vml 1]> <![endif]-->
Рис. 6.2. Силициты биоморфные:
а - современный радиоляриевый  ил из Индийского океана; б - диатомит пресноводный (плиоцен, Закавказье, из М.С. Швецова, 1958); в - спонголит из силура Франции; спикулы  в основном халцедоновые; г - радиолярит из нижней юры Си-хотэ-Алиня; д - диатомит морской (плиоцен, Северная Африка); а, в-д - из "Атласа      ч. 3 
 
6.4.1.2. Абиолиты  опаловые - трепела, опоки и опалолиты иного типа, которые за отсутствием петрографического названия именуются кремневыми туфами, гейзеритами, корками и другими генетическими и геологическими терминами.
Трепел - слабая опаловая порода, более чем наполовину сложенная  абиоморфным опалом или опал-кристобалитом, обычно микро- и ультрамикроглобулярная (рис. 6.3, а). Название происходит от г. Триполи в Ливии, хотя "трепел" из Триполи оказался диатомитом (Кайё, 1929). Многие трепела чистые, белые, светло-серые, реже серые, желтые и другие, пелитоморфные, землистые, интенсивно липнут к языку, с капиллярной пористостью свыше 50%, весьма легкие, мягкие, мелоподобные, пачкают руки, с глухим ударом - почти всем этим они отличаются от опок (Диатомиты1945; Требования 1962; Справочное 1958; Рожкова, 1929-1934; Янишевский, 1921). Объемный вес их 0,6-1,4. Под микроскопом по ясной шагреневой поверхности обнаруживается микроглобулярная структура с размером шариков 0,02-0,001 мм. В этой глобулярности проявляется свойство всех коллоидов - занимать объем с наименьшей поверхностью. При самых больших увеличениях иногда удается рассмотреть концентрически-слоистое строение глобуль. В сканирующем электронном микроскопе четко видны детали ультрамикроскопических глобуль: внешняя их часть ощетинивается примерно радиально расположенными уплощенными, шпатовыми кристалликами люссатита, точнее - неупорядоченного кристобалита (см. рис. 6.1, а; 6.3, б). В.И. Муравьев (1980, 1983), разработав метод быстрого растворения щелочью NaOH внешней оболочки, получил ядра глобулей - леписфер с диаметром примерно вдвое меньшим и почти однородного опалового состава. Леписферовая структура обусловливает'высокую (5080%) ультрамикроскопическую пористость, ибо конформности леписфер, как правило, нет, порода не уплотнена. 
 
<!--[if gte vml 1]> <![endif]-->
<!--[if gte vml 1]> <![endif]--> Рис. 6.3. Трепела и опоки. Верхний мел и палеоцен Русской платформы. Из "Атласа ..." (ч. 3) и В.И. Муравьева (1983):
а - микроглобулярная структура  трепела; б, в - леписферовая структура (видимая в СЭМ) трепела (6) и опоки (в); примеси - цеолиты; г, д - опоки: песчаная (г), с хорошо сохранившимися радиоляриями, и чистая (д), с полуассимилированными  панцирями радиолярий 
 
Одни трепела чистые, другие содержат примеси: цеолиты из группы гейландита, чаще всего высококремнистый существенно щелочной клиноптилолит; монтмориллонит (до 24%), играющий роль цемента; спикулы губок, диатомей, кокколиты, фораминиферы, глауконит, пирит и др. Химически устанавливается до 3-4 % окисного и закисного железа, и оно, что примечательно, не проявляется в красном цвете. Поскольку достаточно и 1 % для появления красной окраски, следует заключить, что железо изоморфно входит в кристобалит.
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.
Кремневые породы обнаруживают отчетливую эволюцию в истории Земли (Каледа, 1956; Страхов, 1963; и др.; Гаррелс, Маккензи, 1974; и др.). 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. Действительно, современные аналоги должны бать рыхлыми и опаловыми, теща как яшмы крепкие и халцедоновые.  
 
6.6. ПРОИСХОЖДЕНИЕ СИЛИЦИТОВ  
 
Генезис большинства силицитов  остается неясным или спорным  как по источнику вещества, так  и по способу и условиям накопления и стадиям преобразования (Волохин, 1985; Геохимия 1963, 1966; Максимова, 1984; Муравьев, 1983; Некрасова и др., 1973). Хотя среди конкурирующих генетических гипотез есть взаимоисключающие (биогенная и хемогенная, эндогенная и экзогенная и др.), опыт изучения силицитов показывает, что в известной мере справедлива почти каждая из них. Это косвенно свидетельствует о полигенетичности кремней и об определенной конвергенции признаков у разных их генетических типов.
Более ясны по генезису биоморфные силициты, поскольку сохраняется  их первичная структура, указывающая  на способ формирования зародышевой  формы породы - осадка. Для выяснения  условий их накопления необходимо прежде всего использовать сравнение с современными им аналогами (Страхов и др., 1961; Казанский и др., 1965), хотя метод актуализма, и это надо всегда помнить, может привести и к ошибкам. Организмы с кремневым скелетом (Воронов, Кузнецов, 1984; Самойлов, 1929) в настоящее время в гидросфере распространены почти повсюду - в морских и пресных водах и на всех широтах. Но все же биокремневые осадки тяготеют к холодным водам, и это связано не столько с холоднолюбивостью диатомей, радиолярий или губок, сколько с меньшей конкуренцией со стороны известкового планктона и бентоса - кокколитофорид, фораминифер, известковых губок и других форм. В современном океане кремневые планктоногенные осадки образуются в трех широтных поясах: двух высокоширотных диатомовых и в экваториальном диатомово-радиоляриевом. Наибольший (шириной 900-1200 км) и непрерывный -    приантарктический, или циркумантарктический, пояс (см. рис. 3.20) с максимальным содержанием кремнезема в осадках до 70%.
В Северном полушарии преобладание материковой суши над акваториями  выразилось в подавленности кремненакопления терригенным потоком вещества, и  поэтому диатомиты не образуют сплошного  пояса, а максимальное содержание свободного SiO2 в диатомовых осадках северной части Тихого и Атлантического океанов редко превышает 50%. В экваториальном поясе, развитом в Тихом и меньше в Индийском океанах, из диатомей резко преобладает необычно крупная форма (до 1 мм) -этмодискус. Количество радиолярий в Тихоокеанском поясе увеличивается в восточном направлении, что еще требует объяснения. Диатомовые илы Охотского моря содержат до 55% свободного SiO2 (Лисицын, 1974), а в озерах - редко выше 50%. В Байкале его не более 30-35%. Спикуловые пески и алевриты, накапливающиеся вблизи мест обитания кремневых губок - на возвышенностях, склонах и в других местах с донными течениями преимущественно в нижней части шельфа и в верхней части континентального склона, - также сильно разбавлены терригенным и эдафогенным материалом.
Полной аналогии современных  биокремневых осадков с древними силицитами нет. Последние - более чистые: содержание SiO2своб в них часто превышает 90-95%, чего мы не находим в современных осадках. Мощности древних силицитов большие, а площади меньшие и фации узкие, отвечающие дну геосинклинальных котловин или присклоновой фации. Это не позволяет видеть в древних радиоляритах и диатомитах аналогов современных биокремневых осадков океанов и, следовательно, нельзя по ним восстанавливать океанические обстановки. Тем не менее многие аспекты условий накопления - приуроченность к апвеллингам, зонам дивергенции и другим местам высокой биопродуктивности, определенная, иногда значительная (до 1-2 км и более), достигающая критической для карбонатов глубина, слабая гидродинамика у дна - весьма близкие, что и позволяет восстанавливать условия накопления не только мезокайнозойских, но и палеозойских кремневых биолитов. Однако многие радиоляриевые яшмы и кремни палеозоя Урала не глубоководные. Озерные диатомиты, широко распространенные в неогене и палеогене Северного полушария, отличаются чистотой состава (SiO2своб до 95% и более).
Наиболее трудны для восстановления генезиса абиогенные кремни, хотя и  в отношении биогенных не все  ясно (Казанский, 1976; Фролов, 1968). Например, каков источник кремнезема? Рассмотрим сначала этот аспект генезиса, а затем - способ и условия накопления. 
 
6.6.1. Источник кремнезема
До настоящего времени  довольно широко распространено мнение, что расцвет биоса, в том числе  и с кремневой функцией, зависит  от ежегодной поставки с суши или  из гидротерм кремнезема и других необходимых для построения скелета и создания мягкого тела компонентов (Красный и др., 1962; Волохин, 1985; Страхов и др., 1961, 1966, 1976). Так ли это?
Н.М. Страхов (1963) показал, что  главный источник кремнезема для  построения биоскелета - его запасы в Мировом океане, оцениваемые  в 5,3 * 1018 г. Ежегодно биос извлекает из океана 250*1014 г SiO2, что во многие десятки раз превышает его поступление из всех источников, включая терригенный снос (основной) и поставку гидротермами. Суммарное поступление кремнезема в Мировой океан составляет лишь 2% от извлекаемого биосом, прежде всего диатомеями (не менее 75% от потребления организмами и его осаждения). Следовательно, диатомей и другие организмы могут брать кремнезем только из длительно формирующихся запасов океана, так как ежегодная его добавка из всех источников ничтожна, буквально капля в море. Независимость развития силикобиоса и от эндогенной поставки кремнезема доказывается образованием кремневых осадков не только вблизи Тихоокеанского кольца и других вулканических районов, но и в авулканических областях, далеких от вулканических (Приантарктический пояс, Охотское море, Байкал, другие озера и т.д.).
Диатомей могут развиваться  и без наличия свободного кремнезема в воде. Опытами доказано, что  они могут разлагать глинистую  взвесь и другие силикаты и извлекать  из них кремнезем для построения скелета, лишь бы были более жизненно необходимые условия - свет, CO2, нитраты и другие питательные вещества, из которых строится мягкое тело. Но этот способ добывания кремнезема для построения скелета энергетически менее выгоден, чем из раствора, поэтому и повышенное его содержание в морской воде - благоприятный фактор для развития кремневого биоса, но, вероятно, и не самый главный и не лимитирующий.
Хотя из сказанного ясно, что основным источником кремнезема и для образования абиогенных силицитов являются его запасы в  Мировом океане (рис. 6.6), тем не менее вопрос об источниках все время поднимается сторонниками гидротермального питания кремнеземом вод морей и океанов как главное условие образования силицитов (Дзоценидзе, 1969; Бродская, 1966; Зеленов, 1972 и др.; Максимов, 1970, 1984; Мархинин, 1967; Муравьев, 1983; Минеральные 1981; Хворова, 1968, 1976, 1979, 1981; Хераскова, 1979; Хотин, 1976, 1979; и др.). Оценка масштабов поставки эндогенного кремнезема обстоятельно рассмотрена Ю.Г. Волохиным (1983). Ее оценивают как равную речному вносу (Hart, 1973), а большинством исследователей - в несколько раз и на несколько порядков меньшей. Т. Волери и Н. Слип (Wolery, Sleep, 1975) рассчитали количество морской воды, участвующей в тепловой адвекции в срединно-океанических хребтах ((1,2-9,0) •1O17 г/год) и по нему оценили вынос SiO2 при температурах флюида от 50 до 300°С. Величина гидротермального потока SiO2 на три порядка превышает его количество (0,0003 •1014 г/год), выносимое летучими при извержениях и выщелачиваемое морской водой из остывающих лав. Общее количество SiO2, выносимое из базальтовой океанической коры, в 3-7 раз меньше его речного вноса. Д. Мастер (De Master, 1981) и другие считают и эти оценки эндогенной поставки кремнезема завышенными на несколько порядков. Так, С. Хамфри и Дж. Томпсон (Humphris, Thompson, 1978) оценили, что количество SiO2, выщелачиваемое флюидом при 2000C из максимально возможного объема гидротермально переработанных базальтов (5 км3), составляет 0,06-0,72 • 1014 г/год, или до 16% от ежегодного речного привноса.
Р. Волласт (Wollast, 1974) показал  второстепенность поставки SiO2 при подводном выветривании лав и извержениях. На основе сопоставления количества кремнезема, вносимого реками (4,52 •1014 г/год), с количеством, уходящим в осадки (та же величина), А.П. Лисицын (1978, с. 298) делает вывод, что никаких дополнительных поставок привлекать не надо, т.е. его приходорасходный баланс уравновешен без эндогенного источника. Это подтверждается и наблюдениями. Так, никакого увеличения содержания кремнезема в воде при приближении к Восточно-Тихоокеанскому поднятию (ВТП) не наблюдается. Более того, кремнезем иловых вод и металлоносных осадков ВТП и впадины Бауэрса, по данным изотопного анализа кислорода, происходит из растворенных диатомей и радиолярий и не связан с эндогенным источником (там же, с. 309).
Ю.Г. Волохин и М.А. Михайлов (1979, 1983) при оценке эндогенного вноса  кремнезема для формирования силицитов  палеозоя и мезозоя Сихотэ-Алиня  и Монголо-Охотской геосинклинали  исходили из максимального среднего отношения летучих (а это главным  образом вода) к твердым продуктам  извержений (7:93) и максимального содержания в них кремнезема, зафиксированного в разных типах современных извержений и в экспериментах: 0,5 г/кг (или 500 мг/кг) в эксгаляциях и 5,0 г/кг в гидротермах. Они получили максимальновсреднее отношение массы вынесенного кремнезема к массе изверженных пород - 1 : 2660  по гидротермам и 1 : 26 600 по эксгаляциям. В триасово-раннеюрском раннегеосинклинальном комплексе Сихотэ-Алиня кремневые, глинисто-кремневые и вулканические (базальтовые) породы соответственно составляют 19,5; 2,5 и 13,5%. При среднем содержании SiO2своб
и т.д.................


Перейти к полному тексту работы


Скачать работу с онлайн повышением уникальности до 90% по antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru


Смотреть полный текст работы бесплатно


Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.