52. Геохімія головних типів осадочних порід.

За генезисом виділяють: уламкові (теригенні), хімічні та органогенні. Разом з тим, велика частина осадових порід являє собою полігенні утворення. Теригенні породи. Склад пісковиків визначається складом їх часток. У складі ортокварцитів переважають зерна кварцу, тому вони збагачені SiO2 і збіднена рідкісними елементами. Якщо в пісковиках присутні уламки польових шпатів (аркози) - тоді у порівнянні з ортокварцитами вони збагачені Al2O3 і K2O. Для них типові високий вміст Ba, Rb, Sr. Якщо присутні уламки порід (як з граувакками) - тоді спостерігається відносна збагаченість Al2O3, FeO, MgO і Na2O. Граувакки найбільш мінливі за складом і максимально відображають склад порід джерела. Граувакк зачасту використовуються як породи-індикатори первинного матеріалу. Ознакою слабкої диференційованості матеріалу граувакками є знижений Al2O3/Na2O <6. Глинисті сланці. Глинисті мінерали входять до складу глинистих сланців. Калішпат відносно стійкий до хімічного вивітрюванню, але в процесі переносу він подрібнюється і стирається до утворення частинок глинистого розміру. Він концентрується в глинах. За мікроелементним складом в порівнянні з пісковиками глинисті сланці мають помітно підвищений вміст рідкісних елементів, особливо, таких як Ba, Rb, Li, B, F, Cr, Ni, V, Ti, Zr, Y, REE. Накопичення може бути викликано рядом причин: 1) ізоморфне заміщення елементів у головних мінералах (особливо К), 2) накопичення в акцесорних мінералах, 3) концентрація з органічною речовиною (V), 4) більшість концентрується внаслідок абсорбції або іонного обміну на поверхні глинистих часток. Карбонатні відклади. Підрозділяються за умовами формування на мілководні і глибоководні, а за походженням - на теригенні, хемогенні і біогенні. Теригенні найменш поширені, утворюються при надходженні з суші значних кількостей теригенних карбонатів гарної схоронності, що можливо в холодних частинах помірних і в льодових. Хемогенні карбонати утворюються при хімічному осадженні і приурочені до аридних зонах океану. Осадження відбувається в мілководних умовах при підживленні глибинними водами. В результаті прогріву води і сильного випаровування в умовах аридного клімату створюються умови для різкого пересичення води CaCO3. Хемогенні карбонати в основному складені арагоніта (СаСО3) і тому містять значні кількості SrCO3 і вельми малі MgCO3. Основний тип карбонатонакопичення - біогенний (99%). Поширеність біогенних карбонатів на дні океану визначається двома головними факторами: 1) початковий розподіл планктонних і бентосних організмів. Маса карбонатів визначається гідродинамічним режимом океанських вод; 2) маса карбонатів залежить від рельєфу дна, оскільки визначається розчиненням CaCO3 при осадженні алохтонної та біогенної суспензії. Розчинення практично не відбувається до глибин 3,7-4,5 км (критичний рівень карбонатонакопичення). Глибше карбонатність осадку різко падає внаслідок інтенсивного розчинення карбонатів. Головний компонент карбонатних океанічних опадів CaCO3, менш поширені MgCO3 і SrCO3. Зміст Sr зазвичай обернено пропорційний Mg, так як Sr приурочений до арагоніта, а Mg - до магнезіального кальциту. Зміст Si, Ti, Al, K визначається присутністю глинистого теригенно матеріалу. Залізо міститься переважно у вигляді окису Fe2O3, абсорбованої карбонатами, то ж типово і для Mn. Глибоководні карбонатні опади щодо збіднені Sr і Mg. Крем'янисті осадки. SiO2 знаходиться в морській воді в стані різкого недонасичення, тому його хемогенное осадження з води неможливо, осадження кремнію відбувається біогенним шляхом. Колоїдні частинки кремнезему складаються з найтонших уламків кремнієвих організмів. Крем'янисті осадки біогенного походження формуються за рахунок скелетів головним чином діатомових водоростей і радіолярій. Крем'янисті мули розбавлені аргіллітовим і вапняним компонентами. Їх поширення не залежить від глибини, як у карбонатних опадів. Внаслідок недосищенності океанської води після відмирання організмів їх скелети розчиняються при осадженні через товщу води, і дна досягає не більше 10-5% органогенної суспензії.