GeoLab – геологічна розвідка Геодезія, стратиграфія структурна геологія та геологічне картування, палеонтологія, петрографія, літологія, геоморфологія,гідрогеологія,геофізика

СИЛІЦИТОЛІТИ (КРЕМЕНИСТІ ПОРОДИ)

Іонна форма міграції продуктів вивітрювання. Кремнезем – сполука, що легко вилуча­ються з міграції як хемогенним шляхом, так і при участі організмів.
• Класифікація та номенклатура кременистих порід. Мінерали кремнезему. Кременисті породи органічного походження. Діатоміти, спонголіти та радіолярити. Кременисті по­роди змішанного походження: трепели, опоки, яшми. Кременисті породи хімічного по­ходження: кременисті туфи, кременисті сланці (лідіти та фтаніти). Кременисті конкреції.
• Джерела кремнезему. Форма переносу природними водами. Практичне значення креме­нистих порід як корисних копалин. Головні фізико-хімічні властивості кременистих по­рід та практичне значення цих властивостей.
Визначення. Кременистими називають породи, які більш ніж на 50% складені мінералами гру­пи кремнезему осадового походження. До цієї групи не належать тільки кременисті породи улам­кового генезису — кварцові піски і пісковики, складені, головним чином, уламками кварцу магма­тичного та метаморфічного походження.
Кременисті породи зустрічаються у земній корі як у вигляді пластових тіл, так і у вигляді жовен (конкрецій) розсіяних в інших породах – карбонатних, залізистих, глинистих. Іноді вони зустріча­ються у вигляді кишенєподібних утворень та прошарків в лавах і туфах.
Мінеральний склад. Силіцитоліти складені переважно аморфним опалом, прихованокристалі-чним халцедоном, кварцином, кристобалітом та кварцом (табл. 2.7.10). У молодих породах почи­наючи із крейдяної системи кремениста частина представлена найчастіше опалом, у більш давніх породах (тріас—юра) переважає халцедон, у палеозойських домінує кварц з халцедоном, а в доке­мбрійських — кварц. Ця зміна мінерального складу віддзеркалює процес старіння та розкристалі-зації первинноосадженого опалу. Слід зауважити, що в процесі розкристалізації та перекристалі­зації сліди первинного органогенного походження порід зникають і генезис давніх порід не зав­жди можна відтворити.
Таблиця 2.7.10 Мінерали силіцитолітів

Другорядними мінералами силіцитолітів є: карбонати, окисли та гідроокисли заліза, гідрослю­ди, глауконіт, хлорити, сульфіди заліза. Можлива присутність теригенних домішок, а також вуг­листої та бітумінозної речовини.
Хімічний склад. У кременистих породах різко переважає кремнезем, кількість якого більше 80%. За рахунок домішних мінералов вміст в силіцитолітах глинозему може досягати 8%, який входить у склад гідрослюд, смектитів, каолініту та морденіту. Закисного заліза в породах небагато і як правило не перевищує (0,5-4%). Проте у деяких різновидах зелених яшм вміст його може до­сягати 10%. Вміст титану, лугів, кальцію, магнію, фосфору у породах зовсім незначний і не пере­вищує окремих відсотків.
Текстури, які є віддзеркаленням процесів седиментації та діагенетичних перетворень силіцито-літів, є досить різноманітними. Породи можуть мати неупорядковану, нешарувату, брекчієподіб-ну, неоднорідну, плямисту, смугасту, шарувату, натічну, жовневу, конкреційну структуру тощо.
Структури силіцитів бувають первинними біоморфними (органогенними) та абіоморфними, вторинними (заміщення та перекристалізації), а також проміжними або змішаними (в абіоморфних породах із значною домішкою органогенних решток, у породах перехідних до уламкових тощо).
Біоморфні структури спостерігаються в діатомітах (діатомові), спонголітах (спікулові) та радіо­ляритах (радіолярієві). Абіоморфні структури притаманні породам, в яких органічні рештки відсу- тні або їх дуже мало. Залежно від мінерального складу та ступеня розкристалізації вони поділя­ються на аморфні (коломорфні для натічних форм та глобулярні при наявності опалових глобул), прихованокристалічні (для халцедону та кварцину — віялоподібні, тичкувато-променисті, сферо­літові радіально-променисті, прихованозернисті) з розміром зерен менше 0,05 мм, а також ясно-кристалічнозернисті від тонко-(0,05-0,1), дрібно (0,1- 0,25 мм), середньо- (0,25-0,5 мм) до крупно-кристалічних (0,5-2 мм).
Вторинні структури перекристалізаії залежно від, конфігурауції, складу та співвідношення між собою зерен мінералів поділяються на фібробластові (сплутанноволокнисті), нематобластові гол­часті (нематоїдні, поперечнотичкуваті, сферолітові, крустифікаційні) та гранобластові (зубчасті, мозаїчні, сотові). Залежно від розміру зерен новоутворених мінералів структури порід поділяють­ся за прийнятою розмірною шкалою на тонко-, дрібно-, середньо-, крупно- та гігантокристалічні.
Класифікація силіцитолітів.
Принципи класифікації. Класифікація силіцитолітів базується головним чином на мінераль­ному складі та генезисі порід.
Класифікація за мінеральним складом. Виділяються опалові, опало-халцедонові, халцедоно­ві, халцедон-кварцові та кварцові силіцитоліти.
Класифікація за морфотворними компонентами. Зручною для практичного використання вважається також класифікація Г.І.Теодоровича, яка базується на кількісному співвідношенні ске­летних залишків та кремнезему неорганічного походження. Він виділяє 4 типи порід, які склада­ються:
- з скелетів кременевих організмів;
- з кремнезему мінерального генезису і скелетів кременевих організмів;
- з кремнезему, що заміщує скелети вапня кових організмів;
- силіцити змішаного складу.
Класифікація за характером процесів накопичення кременевої речовини. Породи поділя­ються на:
- іонногенні (гейзерити, кременеві конкреції і кірки) – частина дослідників вважає більш пра­вильною назвою – колоїдоіоногенні;
- іоннобіогенні (діатоміти, радіоляріти, спонголіти, силікофлагеліти);
- вторинноіонногенні, які утворюються в результаті суттєвого змінення процесами діагенезу та катагенезу накопиченних скелетних залишків організмів (розчинення і перевідкладення кремне­зему, перекристалізація з утворенням халцедону та кварцу, заміщення кремнеземом карбонату).
- криптогенні – породи, походження яких на сучасному рівні залишається незрозумілим.
Головні типи порід.
Опалові породи.
Опалові породи за походженням поділяються на 4 підгрупи:
- органогенні (складаються цілком з органічних залишків),
- біохемогенні,
- хімічні (випадіння осадку з колоїдного розчину кремнезему),
- вулканогенно-осадові (утворення кременистого осадку в результаті випадіння з перенаси­чених кремнеземом вод гарячих джерел).
Органогенні і біохемогенні опалові породи представлені діатомітами, радіоляритами, спонголі-тами, силікофлагелітами.
Діатоміти (діатомові землі; інфузорні землі; тріполі – Ітіроіі – фр., англ.; кізельгури – кіе2е1аипг – фр., англ.) – білі або жовтувато-сірі, рихлі, слабко зцементовані породи, складені майже виключ­но опаловими панцирами одноклітинних діатомових водоростей (нижчі рослини типів Баеіііагіорпуіа або Біаїшгіеае).

Рис. 2.7.14. Діатоміт та спонголіт: а- різні форми діатомей; б- спікули губок (1-однопроменеві; 2-трипроменеві; 3-шестипроменеві; 4-чотирьохпроменеві); в- спонголіт: с-розрізи спікул, складених з халцедону, ц- цемент (опал, халце­дон або тонко кристалічний кварц)
Діатоміти часто бувають схожі на крейду (але не скипають з НС1). Для них характерна дуже мала об’ємна густина (420-960 кг/м ), тобто ця гірська порода в сухому стані не тоне у воді (але інтенсивно вбирає воду). Пористість може досягати 90-92%. Діатоміти звичайно мають добре ви-ражену шаруватість.
Під мікроскопом (при збільшенні Х120, Х240), в шліфах добре видні різноманітні форми діато-мей, розміри яких не перевищують звичайно 0,05-0,1 мм (мал. 11.2). При схрещених ніколях опа­лова маса діатомей є ізотропною. Показник заломлення опалу (1,420-1,440) нижчий ніж канадсь­кого бальзаму.
Суттєвою домішкою можуть бути опалові тільця – безформні або округлі скупчення опалу роз­міром 0,02-0,05 мм. Можуть бути присутніми значні кількості кластичного матеріалу (в діатомітах Закавказзя вміст уламків кварцу та зерен глауконіту досягає 28%.
Структура діатомітів типово органогенна.
Сучасні скупчення діатомей (діатомові мули) широко поширені в межах Світового океану, осо­бливо в південній антарктичній зоні і значно менше – в північній арктичній зоні. В Антарктиді діа­томові мули утворюють безперервний пояс за теригенними відкладами.
Серед діатомей є види, які мешкають в прісноводних басейнах, тому діатоміти можуть мати як морське, так і озерне походження (сучасні діатомові відклади північних озер Шотландії). Крім пе­лагічних (вільно плаваючих, планктонних) форм діатомей, які утворюють планктон поширений в верхніх 135 м водного шару (освітлена частина водного шару), ряд форм веде бентосний (донний) образ життя. Діатоміти зустрічаються в розрізах крейдяних, палеоген-неогенових і четвертинних відкладах.
Найбільш древні діатомеї виявлені в нижньоюрських відкладенні, але, можливо, вони існували і в більш давні епохи.
Класифікація діатомітів:
1) континентальні
- озерні постгляціальні;
- озерні вулканічного ландшафту;
2) морські
- епіконтинентальних басейнів
- морські басейни в районах вулканічної діяльності.
Радіоляріти – це породи шаруватої текстури від сірого до темно-сірого кольору, які майже по­вністю складаються зі скелетів радіолярій. Ці скелети відрізняються правильною, кулеподібною формою і являють собою опалові гратки розміром не більше 0,1 мм.
Крім опалу (діатомеї, спікули губок) радіоляріти містять домішку глинистої та органічної речо­вини, сульфідів заліза. За зовнішнім виглядом майже не відрізняються від діатомітів.
На відміну від діатомей радіолярії поширені виключно в морських тропічних водах (радіоляріє­ві мули містять 30-80% радіолярій).
Деякі види радіолярій (Асапіпагіа) мають целестиновий скелет 8гБ04 або скелет з алюмокаль-цієвого силікату, близького за складом до цеоліту. Це цікаво з огляду на можливе пояснення гене­зису целестину осадових порід.
Спонголіти - білі, сірувато-білі, до зеленувато-сірих і темно-сірих, рідше чорні, пористі або щільні породи які більш ніж на 50% складаються з зцементованих опалом спікул губок (можуть також попадатися цілі губки та їх уривки). Спікули під мікроскопом схожі на прямі чи вигнуті, прості чи розгалужені палички з характерним осьовим каналом. Діаметр таких паличок досягає 0,05-0,1 мм при довжині 0,5-0,7 мм.
Структури спонголітів можуть бути рихлими, войлокоподібними, органогенними. Чим більше опалового цементу тим щільніші спонголіти, в давніх породах опал може переходити в халцедон (тоді спонголіти можуть належати до опало-халцедонових порід).
В спонголітах може бути до 30% домішок алевритового і піщаного матеріалу, а також глауконі­ту. Як правило, спонголіти поступово переходять в уламкові та глауконітові породи з кременевим цементом.
Мікропористі опалові та опало-халцедонові породи з вмістом спікул губок 10-50% називають гезами.

Силікофлагеліти – це легкі (900-1200 кг/м3) світло сірі і коричневі породи, головним породоут­ворюючим компонентом яких є кременеві жгутикові водорості (силікофлагеліти).
Більш поширеними є опалові породи хемогенного походження: трепел, опока, гейзерит. Опал в цих породах представлений безструктурною мікроглобулярною масою.
Трепелом (ігіроії, ігіроЧіе – англ., фр.) називають опалову породу яка, зазвичай, макроскопічно, крім дещо вищої густини – 1000-1270 кг/м3, не відрізняється від діатоміту (звідси певна плутанина в назвах). В основному це світлі рихлі пористі легкі породи такого ж мінерального і хімічного складу.
Під мікроскопом видно що трепел майже цілком складається з відокремлених, округлих опало­вих тілець розміром близько 0,01 мм або з дещо крупніших глобул. На сьогодні доведене колоїдне походження цих тілець. В трепелах часто присутні домішки алевритів, глин, глауконіт.

Опоки (копіє, орока – англ., фр.) – термін, що використовується для позначення більш зцемен­тованої і ущільненої безструктурної опалової породи. Текстура опок масивна, для них характер­ний раковистий злам і більш темне жовтувате або сіре забарвлення.
У опоках звичайно спостерігається домішка глинистого матеріалу алевритових уламків кварцу і дрібних грудочок глауконіту, іноді спікули губок. Густина опок близько 1300-1500 кг/м3. Цілком можливо що опока є продуктом ущільнення трепелів (опалові тільця зливаються одне з одним). Звичайно опоки і трепели зустрічаються спільно і переходять одне в одне. Опал в опоках часто ча­стково переходить в халцедон.
Якщо кількість теригенних домішок в опоках і трепелах перевищує 50%, то такі породи нази­вають опокоподібними (трепелоподібними). В тих випадках коли ці породи містять до 50% СаС03, вони називаються карбонатними трепелами або опоками (“кременистий мергель”).
Трепели і опоки є породами переважно крейдового та кайнозойського віку.
Гейзерити і кременисті туфи – це світлі пористі породи, які складаються з опалу, і є кремени­стими відкладами гейзерів, гарячих поствулканічних джерел. Для них характерна неправильна форма тіл, натічні, коломорфні текстури і дуже строкате забарвлення. Переважають жовтувато-білі і сірі кольори.
При падінні температури і тиску під час виливу перенасичених кремнеземом гейзерних вод кремнезем випадає в осад. Саме таким чином утворюються і низькотемпературні кварцові жили в тріщинах гірських порід.
Халцедонові, опало-халцедонові, і халцедон-кварцові породи
Халцедонові, опало-халцедонові, і халцедон-кварцові породи поширені значно ширше ніж по­роди першої групи, і складають основну масу кременистих порід. Добра (краща) розкристалізова-ність часто не дає можливості встановити умови утворення. Вважається, що найбільш суттєва роль в їх утворенні відігравали процеси коагуляції колоїдних розчинів. Водночас, наявність в ба­гатьох породах цих груп добре розпізнаних органогенних залишків, зокрема радіолярій, дозволяє вважати що суттєву роль в накопиченні цих порід відігравало і накопичення кременистих органіч­них залишків.
Халцедонові і опало-халцедонові породи включають більшу частину кременів, кременевих конкрецій та яшм, а до халцедон-кварцових порід належать кременисті сланці (фтаніти) і частина кременів та яшм.
Кварцові конкреції та кремені - це щільні і тверді породи з раковистим зламом. Їх забарвлен­ня різноманітне, найчастіше – темно-сіре і чорне. Поверхня, через присипки вміщуючих порід та процеси вивітрювання, найчастіше біла. Широко поширені в самих різних осадових породах – але головним чином в карбонатних – вапняках, крейді, мергелях, меншою мірою – в уламкових і гли­нистих.

а складом виділяються: опалові (рідкісні, в молодих відкладах), опало-халцедонові, халцедо-но-кварцові та кварцові конкреції.
Onалo-xалцeдoнoвi і xалцeдoнo-кварцoвi кремені (флінт) складаються з дуже дрібних зерен халцедону і кварцу, іноді з розсіяним опалом. Забарвлення породи обумовлено домішками гідро-окислів заліза чи органічної речовини.
Кварцитовидні кремені (зустрічаються дуже рідко) є схожими на справжні уламкові кварцити, від яких відрізняються присутністю карбонатів та відносно крупним виділенням кварцу.
У радянській геологічній літературі термін «кремінь» об’єднує всі типи конкреційних утворень, що складаються з аутигенного кремнезему в формі опалу, халцедону або кварцу. Англійські і американські геологи для позначення кременів використовують різні терміни:
- chert (англ.) – кремінь, що складається з халцедону з домішкою мікро- і тонко кристалічно­го кварцу; цей термін часто вживається в широкому значенні для позначення кременистих сланців і взагалі твердих кременистих порід кварц-халцедонового складу;
- flint (англ.) – напівпрозорий кремінь, що складається з халцедону;
- phtanite (англ.) – кремінь, кремениста порода.
- Французькі геологи як термін широкого використання для позначення кременю, кременис­тої породи, використовують термін silexite. Silex (фр.) – опалово-халцедоновий або кварц-халцедоновий кремінь з вапняків з ядром чорного кольору і світлою оболонкою;
- chaille (фр.) – непрозорий кремінь, іноді вапняковистий.
Розрізняються наступні тнпн структур кременів:
- приховано кристалічна – наявні дрібні, без чітких обрисів, кристалики кварцу для яких ха­рактерна агрегатна поляризація;
- конкреційна – наявні дрібні конкреції з концентричним розташуванням часток;
- мікрокристалічна;
- аморфна.
Кременеві конкреції розрізняються за розмірами (від часток сантиметра до 0,5 м і більше) і фо­рмою: округлі, паличкоподібні, сучкуваті, а також складної неправильної форми “дірчасті” утво­рення.
В розташуванні кременів встановлюються певні закономірності. Вони часто розташовуються по напластуванню, ланцюжками, іноді зливаючись в прошарки і навіть пласти кременистих порід. Число горизонтів кременистих конкрецій, як правило, поступово збільшується до пластів креме­нистих порід.
Вважається що утворення кременистих конкрецій відбувається хемогенним шляхом на стадії раннього діагенезу. Але можливо їх виникнення також і в катагенезі, про що свідчить приуроче-ність деяких кременів до тріщин, пустот, розташування поперек шаруватості, з переходом з одно­го шару в інший.
Яшмами називаються тверді, монолітні породи, масивні, нешаруваті та несланцюваті породи, звичайно з раковистим зламом, та різноманітним, часто неоднаковим навіть в межах одного зраз­ка, забарвленням. Колір залежить від наявності різноманітних домішок нерівномірно розсіяних в породі, які утворюють вигадливе переплетіння кольорів, в вигляді плям, струменів, сполохів, смуг (рис.2.7.15).

Рис. 2.7.15 Яшма: Р- рештки радіолярій, що складені кварцом або халцедоном, МК- маса мікрокристалічного аути-генного халцедону та кварцу з домішкою вуглистих часток, гідрооксидів заліза, хлориту тощо.
За складом яшми є переважно халцедоновими та халцедоно-кварцовими (мікро та тонко крис­талічний аутигенний кварц) породами. Опал зустрічається рідко. Домішками в яшмах є: окисли та гідроокисли заліза (обумовлюють буре, червоне та коричневе забарвлення), глинисті мінерали і хлорит (зелений та сірий кольори), органічна речовина (темно-сіре та чорне забарвлення). Присут­ні часто, в більшій або меншій кількості залишки радіолярій (складені халцедоном або кварцом).
У зарубіжній геологічній літературі термін «яшма» (jaspe – фр., jasper – анг.п.) вживається в різ­них значеннях. Tак, в англомовній літературі під яшмами розуміються кременисті (кварцові) при-ховано-кристалічні породи, що асоціюються із залізняком (jaspilite – англ. – джеспіліт, смугаста щільна кремениста порода, що нагадує яшму, залізистий кварцит).
Крім того, термін jasper використовується для позначення будь-яких червоних кременів або ха­лцедонів.
Деякі французькі геологи (J. Jung) вважають яшму (jaspe – фр.) різновидом радіоляріту – кре­менистої породи, насиченої залишками раковинок радіолярій.
Яшми зустрічаються тільки в розрізах геосинклінальних товщ і відсутні у відкладах платформ. Вони часто сусідять з вулканогенними товщами і офіолітовими комплексами.
Мабуть, яшми є в повному розумінні іонно-біогенними утвореннями, в яких кремнезем оса­джувався паралельно і шляхом біогенного вилучення (радіолярії), і хемогенно з води басейну, різ­ко збагаченої Бі02 за рахунок його магматогенного надходження.
В шліфі (при одному ніколі) яшми (оскільки порода складається з криптозернистого агрегату халцедону та кварцу) виглядають як суміш дрібних світлих та темних, іноді червонуватих, цяток. В типових яшмах на цьому фоні видні світлі кола та овали, іноді з слідами сітки та шипів-площин, радіолярієвих залишків, заповнених більш крупно розкристалізованим і не забрудненим домішка­ми халцедоном. При схрещених ніколях шліф стає темнішим, але загальний малюнок не змінюєть­ся, лише з’являються кольори інтерференції халцедону та кварцу. Розкристалізованість яшм може бути різною – від більш-менш розкристалізованих до майже ізотропних утворень. Показник зало­млення близький до канадського бальзаму. В окремих випадках в складі яшм присутнє тонке по­дрібнене вулканічне скло (утворення в місцях підводних вивержень, з хемогенним осадженням надлишкової кременевої кислоти).
За текстурними особливостями серед яшм виділяються: смугасті, плямисті, візерунчасті, брек-чієві, тощо.
Структури – приховано кристалічна або гелева.
Окремою відміною яшми є лідит – яшма з домішкою глинистої речовини (ІусНешіе – фр., ІусИЧе -англ.), для якого характерним є переважання волокнисто- і радіально-променистого халцедону над мікро кристалічним кварцом, а також велика кількість залишків радіолярій, часто добре збереже­них. Колір лідитів може бути не тільки чорним, але й жовтим або червоним. Часто вони мають світле сірувато-зелене забарвлення.
Кременистими сланцями називають щільні, дуже тверді породи з приховано кристалічною структурою мікрошаруватою текстурою (саме це, і переважно кварцовий склад відрізняє дані по­роди від яшм), ясно вираженою сланцюватістю. В оголенні фтаніти по системам тріщин кліважу розпадаються на косі паралелепіпеди. Переважно чорний (іноді сірий та зеленувато сірий) колір фтанітів зумовлений домішкою розсіяної тонко дисперсної вуглистої, іноді графітизованої, речо­вини, вміст якої може досягати кількох відсотків. Саме наявністю великої кількості органічної ре­човини обумовлена закисна форма знаходження заліза, через що характерною рисою фтанітів є присутність піриту. В кременистих сланцях часто відмічаються підвищені концентрації ванадію, молібдену, міді та золота. Як і яшми, ці породи часто асоціюють з вулканогенними товщами.
Деякі дослідники вважають що яшми та кременисті сланці є продуктами процесів перекристалі­зації та, частково, метафорфізації, опок, трепелів, радіоляритів тощо.
Новокуліти (арканзаський камінь) – молочно-білі породи з напівраковистим зламом криста-ломорфної структури (розмір часток – 15-20 мк), кварцового складу. Органіка (радіолярії та спіку-ли) та інші домішки дуже рідкісні. Новокуліт є самою висококременистою породою – вміст крем­незему досягає 99%.
Залізисті кварцити і джеспіліти - породи що складаються з чергуючихся найтонших верст-вочок мікрозернистого кварцу і залізистих окисних мінералів – є явно метаморфізованими креме­нистими породами. Органічні залишки в цих породах відсутні. Вважається, що їх утворення пов’язане з хімічним осадженням кременистих і залізистих мінералів.
Розвинуті ці породи виключно в докембрії, і складають величезні рудні поклади КМА і Криво­різької структури.
Походження силіцитів.
Кремнезем, що звільняється в процесі хімічного вивітрювання різних порід виноситься із зони вивітрювання в формі істинного розчину ортокременевої кислоти Н48і04. Розчинність кремнезему в умовах зони осадкоутворення (при температурі 20°С і в інтервалі рН від 3-4 до 9) майже не змі­нюється і складає близько 120 мг/л.
Враховуючи, що вміст кремнезему в сучасних річкових водах коливається в межах 10-20 мг/л, а в морських – всього 0,5-2-3 мг/л, можна вважати твердо встановленим, що в гідросфері Землі кремнезем мігрує у вигляді істинних, різко ненасичених розчинів. Це звужує можливості його хі­мічного осадження, тому основним чинником вилучення і осадження кремнезему є біогенне вилу­чення.
Хемогенне осадження Бі02 може здійснюватись лише у виняткових випадках – наприклад, в умовах різкої активізації вулканічної діяльності, в процесі якої в басейн осадконакопичення по­ступає велика маса кремнезему, що різко підвищує його концентрацію в воді. Хемогенне оса­дження кремнезему спостерігається на виходах деяких термальних джерел у вигляді своєрідних натічних утворень – гейзеритів, що складаються з опал Бі02*пН20.
Таким чином, кремнезем є типовим іонно-біогенним компонентом, який переноситься у вигляді істинних розчинів і витягується біогенним шляхом або, в умовах підвищення його концентрації, може осаджуватись хемогенно.
Як вже вказувалося, основним джерелом кремнезему для утворення силіцитів є процеси хіміч­ного вивітрювання гірських порід.
Водночас ряд дослідників (зокрема, Заварицький) вважає що кремнезему, отриманого в резуль­таті чисто хімічного вивітрювання і привнесеного в морські басейни в розчиненому вигляді, явно недостатньо для формування потужних кременистих товщ. На їх думку важливим, а ряді випадків і домінуючим (докембрійські утворення), джерелом кремнезему є продукти вулканічної діяльнос­ті.
Третім можливим джерелом кременевої кислоти є розкладення глинистих мінералів в результа­ті життєдіяльності деяких найпростіших організмів.
Перехід Бі02 в осадок чисто хемогенним шляхом, враховуючи суттєву ненасиченість сучасної гідросфери кремнеземом, як вже зазначалося, викликає сумніви в більшості дослідників. (Розчин­ність кремнезему в умовах зони осадкоутворення складає близько 120 мг/л, а його вміст в сучас­них річкових водах – 10-20 мг/л, а в морських – всього 0,5-2-3 мг/л. Звісно, в мулових водах кон­центрація кремнезему вища, але й тут вона не досягає межі насичення). Основним процесом що призводить до осадження кремнезему на сучасному етапі є біогенне осадження.
Однак, враховуючи експериментальні дані про осадження кремнезему з ненасичених розчинів гідроокислами деяких металів (з утворенням гідроокислів та силікатів), а також існуючі припу­щення щодо значно вищого вмісту кремнезему в гідросфері в домезозойський час (до розквіту діа­томових водоростей), не можна нехтувати можливістю чисто хемогенного осадження кремнезему за наявності відповідних сприятливих умов.
Основними областями седиментації силіцитів є океани, моря та озера. Необхідною умовою для накопичення силіцитів в кожній з цих областей є не тільки надходження великих мас кремнезему, але й мале розбавлення його іншими компонентами. Зокрема особливе значення мають процеси що сприяють розділенню кремнезему і карбонатів – вище рівня 4,6-4,7 км (рівень карбонатної компенсації) висококременисті осадки змінюються вапняковими.
Головною областю сучасного кремененакопичення є океани та їх крайові моря. Висококреме-нисті осадки на сьогодні приурочені до 3 широтних поясів: південного циркумполярного (голо­вний); північного тихоокеанського та екваторіального (Тихий та Індійський океани). В усіх цих поясах кремененакопичення пов’язане з підйомом глибинних, збагачених живильними речовина­ми (а значить високопродуктивних біологічно), глибинних вод. Крім цих поясів кремененакопи-чення, пов’язане з тими ж процесами, характерне для ряду локальних зон у західних окраїн конти­нентів.
Відкладення, головним чином, відбувається біогенним шляхом при домінуючій ролі діатомових водоростей у всіх поясах. Радіолярієві мули поширені переважно в екваторіальному поясі.
За даними буріння в неогені розподіл осадків був аналогічним, а в палеогені і крейді простежу­ється лише екваторіальний пояс, який поширюється і в Атлантику.
Серед викопних кременистих порід виділяють платформні та геосинклінальні.
В мезозойсько-кайнозойських басейнах платформних областей (піденноросійський та західно­сибірський басейни) кременисті породи відкладались переважно біогенним шляхом в мілководній периферійній зоні, змінюючись пісками на північ (ближче до берега), та карбонатами і глинами на південь (далі від берега, в глибину). Частина кременистих порід вірогідно має хемогенне похо­дження (на думку деяких дослідників це окременілий попіл).
В палеозойських басейнах кременисті осадки відкладались в крайових частинах платформ і тя­жіли до геосинлінальних кременистих формацій.
В геосинклінальних областях відомі 2 головні обстановки кремененакопичення:
1. В парагенезисі з основними лавами (субмеридіональні палезойські та мезозойські пояси -Кордільєрський, Апалачський, Уральський) утворювалось чергування глибоководних батіальних пелагічних органогенних осадків з осадками без органічних залишків. Вулканогенне джерело кре­мнезему явно домінувало і сприяло накопиченню як хемогенних так і біогенних силіцитів.
2. По сусідству з острівними вулканічними дугами, які постачали велику кількість пірокластики (мезозойські і кайнозойські відклади Тихоокеанського поясу). Кременисті породи представлені переважно діатомітами та продуктами їх зміни, які чергуються з туфами і самі збагачені піроклас-тикою. Формувались як в батіальних, так і в шельфових умовах. Джерелами кремнезему були морська вода, гідротерми і пірокластика.
Озерне кремененакопичення пов’язане з прісноводними водоймами післяльодовикового ланд­шафту (діатоміти) та з озерами областей активного вулканізму (діатоміти та хемогенні осадки).
На постсидементаційному етапі перетворення осадків та осадових порід також можуть виника­ти силіцити. Вони представлені переважно діагенетичними та катагенетичними кременями, що звичайно являють собою конкреції, приурочені до певних горизонтів, а іноді утворюють суцільні кременеві лінзи і пласти. Джерелом Бі02 є седиментаційний кремнезем розсіяний в осадку та кре­мнезем який звільняється при постседиментаційних мінеральних перетвореннях силікатів.
Дуже часто кременисті конкреції виникають в карбонатних породах, рідше – в кременистих.
Особливий тип кременистих конкрецій формується в осадках сильно лужних вулканічних озер, де завдяки високій лужності (рН>10), в воді утримується велика кількість Бі02. В таких умовах кремнезем випадає разом з солями, і в конкреціях можуть бути присутніми ядра кристалів солей -галіту, а самі конкреції є переважно кварцовими.
Методи вивчення кременистих порід і їх практичне застосування
У польових умовах дуже важливо відмітити форму залягання кременистої породи: пластовий або конкреційний характер, особливості співвідношення з вміщуючими породами, потужність пласта або розміри конкрецій; розподіл в породі і інші параметри, вивчення яких в зразках утруд­нене або зовсім неможливе. У камеральних умовах найбільш повна інформація про особливості літології і умови утворення порід може бути отримана при вивченні шліфів і пришліфовок зраз-ків. Мінеральний склад силіцитів в ряді випадків уточнюється шляхом вивчення імерсійних пре­паратів або при хімічному аналізі зразків.
Кременисті породи знаходять різноманітне застосування.
Діатоміти використовуються в цукровій промисловості (очистка і знебарвлення сиропів), при очистці рослинних масел та нафтопродуктів.
Трепели, опоки застосовуються як добавки до портландцементу, а також як термоізоляційні матеріали і поглиначі при виробництві нафтопродуктів.
Яшми і кремені використовуються при виготовленні лабораторних млинів і ступок, та як абра­зивний матеріал. Яшми, крім того є прекрасним декоративним матеріалом, а їх кращі сорти вико­ристовуються як напівдорогоцінні камені.