Кремневые породы или сицилиты

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 

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

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.