Генезис силицитных (кремнистых) пород




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Генезис силицитных (кремнистых) пород

Генезис силицитных (кремнистых) пород

05.09.2017


Силициты образуются на всех уровнях фациального профиля седиментации — от продуктов выветривания до глубоководных океанических зон, а также в условиях постседиментационных преобразований. В субаэральных обстановках формируется несколько генетических типов кремнистых пород. В почвах, корах выветривания возникают силькреты — гранокластоморфные стяжения опалового и халцедоново-кварцевого состава, иногда с оолитовыми структурами (рис. IV.17). Они особенно характерны для почв засушливых и пустынных зон тропического и субтропического климатов. При выветривании слабокремнистых известняков образуются маршаллиты, остаточные кварцевые зернистые породы, в случае окремнения каолинитовых пород — пеликаниты — опал-глинистый агрегат с тонкозернистой структурой.
Существенными источниками кремнезема на суше являются термальные воды. В точках их излияния на поверхность возникают гейзериты — пористые преимущественно опаловые породы. Кроме того, часть растворенного кремнезема выпадает в поверхностные водостоки и может достигать бассейнов конечной седиментации, несколько повышая концентрацию SiO2 в озерной или морской воде. Небольшие скопления хемогенного кремнезема отмечаются по берегам ручьев и мелких озер (Камчатка, Курильские острова и др.).
Следует отметить, что в литературе недооценивается возможность повышения количества растворенного кремнезема в седиментационном бассейне в результате истирания обломочных зерен при транспортировке. Участке этой формы кремнезема в биогенной и химической седиментации может быть значительным, на что указывает как обилие биогенных, диатомовых илов в озерах полярных и умеренных климатических зон, так и распространение среди континентальных отложений кварцевых песчаников с базальным или регенерационным опаловым и кварцевым элементами. Многие годы ведется дискуссия о происхождении кварцевых песков и их гомологов — паракварцитов. Отметим две основные точки зрения на генезис крупных скоплений терригенного кварца. Первая из них допускает обогащение полимиктовых песков кварцем в ходе многократного перемыва и разрушения неустойчивых минералов (полевых шпатов и др.). Вторая точка зрения исходит из предположения о том, что источником терригенного кварца являются продукты выветривания кварцсодержащих пород.
Необоснованность гипотезы о ведущей роли истирания при формировании кварцевых песков доказывается анализом поведения обломков кварца при транспортировке в крупных реках (Миссисипи, Волга и др.), а также экспериментальными исследованиями. Последние свидетельствуют о том, что при переносе на значительные расстояния (сотни и первые тысячи километров) количество полевых шпатов сокращается не более чем на 10%, а это явно недостаточно для формирования мощных кварцевых толщ, широко распространенных в позднем докембрии и фанерозе.
В корах выветривания кварц является одним из самых стойких минералов, он сохраняется в горизонтах, обогащенных минералами группы каолинита. He менее устойчив он и на путях транспортировки. Эти свойства, а также характер распределения кварцевых терригенных толщ позволили обосновать справедливость второй гипотезы, доказать возможную повышенную концентрацию кварца в седиментосфере преимущественно этим путем. Об этом свидетельствуют и общегеологические данные. Так, максимальные эпохи накопления терригенного кварца по возрасту совпадают с эпохами усиления выветривания (поздний докембрий, девон, карбон, триас, мел, эоцен и др.), со временем накопления бокситов, каолинитовых глин и т. д.

В морских условиях био- и хемогенное кремненакопление характеризуется периодичностью, которую связывают с пульсационным характером поступления кремния из глубинных геосфер и с поверхности суши, главным образом из областей интенсивного выветривания. Следы этой периодичности фиксируются в виде горизонтов зернистых силицитов, яшм, биоморфных пород. Выделяются три главные эпохи кремненакопления: докембрийская, палеозойская и мезозойско-палеогеновая. Для первой из них характерны повышенные содержания кремнезема в морском растворе, которые доказываются составом минералов группы глауконита, распространением джеспилитов и других обогащенных кремнием образований. Фиксация кремнистых компонентов в донных илах происходила главным образом химическим путем.
В палеозое, особенно в его первой половипе, хемогенный кремнезем преимущественно был связан с выносом из глубоких сфер Земли и тяготел к областям крупных разломов и рифтовых зон. Однако вещество переходило в осадок не столько химическим путем, сколько с участием организмов (радиолярии, губки и др.). В конце мела и эоцена выделяются две глобальные эпохи кремненакопления, которые проявились в пределах и внутриконтинентальных морей, и в океанах. Такой полифациальный процесс обогащения илов кремнеземом можно связать с повышенным содержанием этого соединения в морской воде. Источником кремнезема могли выступать как континентальный снос, так и глубинные сферы Земли. На усиление выноса кремнезема с суши указывают синхронные но возрасту эпохи коро- и бокситообразования, свидетельствующие об интенсивных процессах физико-химического разрушения в областях размыва. О возможной роли глубинного источника кремнезема можно судить по развитию кремнистых кайнозойских морских пород в областях вулканизма (Камчатка и др.). Высказывается мнение о привносе SiO2 вулканокластикой. Остатки и следы этого материала известны в биоморфных и переходных опаловых породах, но говорить о ведущей роли этого процесса при формировании кремнистых пород в мезозое и кайнозое пока нет оснований.
Постседиментационные процессы приводят к переходу аморфных и скрытокристаллических форм кремнезема в халцедон и кварц. Кварциты и фтаниты рассматриваются как конечные продукты этого процесса, которые граничат, а местами заходят в области низкотемпературного метаморфизма.