Химическое выветривание

Главный фактор химического выветривания это вода с растворенными газами. Особенно важны пять типов химических процессов:

1) растворение,

2) гидролиз,

3) ионный обмен,

4) окисление

5) органические реакции.

Растворение - перевод минералов в форму ионного или коллоидного раствора, является наиболее простым процессом. Произведение растворимости большинства породообразующих минералов очень мало, и они практически не растворятся, исключение из распространенных минералов представляет галит. Растворимость гипса в 40 раз меньше чем галита. Интересен кальцит, который плохо растворяется в чистой воде, но в природе его растворение протекает в больших масштабах благодаря растворенной в воде двуокиси углерода - углекислоты. СО2попадает в природные воды из атмосферы и в результате близповерхностного окисления органического вещества. Чем больше в воде содержание СО2, тем сильнее растворяется кальцит, это происходит по реакции:

CaCO3+H2CO3<-> 2HCO3-+Ca2+ .

Кальцит, арагонит, магнезит и доломит растворяются одинаковым образом, но последние медленнее.

Кварц растворяется путем реакции гидратации:

SiO2+2H2O <-> H4SiO4 , при низком рН растворимость кварца очень мала, но при рН>9 кремниевая кислота, как очень слабая кислота, слабо диссоциирует, что увеличивает растворимость кварца.

H4SiO4 – H+ + H3SiO4^-

Основная часть растворенного в природных водах кремнезема поступает в них не вследствие растворения кварца, а в результате других реакций выветривания.

Гидролиз это реакции химических соединений с водой с образованием слабых кислот (H2CO3) или слабых оснований (NH4OH). Например, в случае гидролиза силикатов кремниевая кислота образуется по реакции типа:

Mg2SiO4(форстерит)+4H2O <-> 2Mg2++4OH-+ H4SiO4

Поскольку в воде находится растворенный углекислый газ, общая реакция гидролиза будет иметь вид:

Mg2SiO4+ 4H2CO3 <-> 2Mg2+ + 4HCO3-+ H4SiO4

Выветривание других силикатных минералов относится к такому же типу реакций.

При гидролизе алюмосиликатов в качестве дополнительных продуктов реакции (кроме кремниевой кислоты) образуются глинистые минералы:

4NaAlSi3O8(альбит)+ 4H2CO3 +18H2O <-> 4Na+ + 8 H4SiO4 + Al4Si4O10(OH)8 (каолинит) +4HCO3-

Часть кремнезема, освобождающегося при гидролизе, может переходит в раствор в форме коллоида. (Коллоид - промежуточное состояние вещества между кристаллическим веществом и истинным раствором. Размер коллоидных частиц – 10^-5 –10^{-7 см, сохраняется поверхность раздела между частицей и средой-водой, высокая прочность связи между частицами и водой, еще не истинный раствор. Коллоиды обладают сорбционными свойствами – поглащают поверхностью и объемом другие растворенные вещества, в том числе ионы противоположного заряда. В зоне гипергенеза преобладают отрицательно заряженные коллоиды, которые сорбируют катионы металлов.)}

В целом химическое выветривание силикатных минералов и пород осуществляется за счет содержащих СО2 почвенных и грунтовых вод. Кварц, калиевый шпат и калиевые слюды принадлежат к сравнительно инертным в химическом отношении соединениям, тогда как плагиоклаз и темноцветные минералы являются гораздо более реакционноспособными

Ионнообменные реакции приобретают важное значение после того, как при начальных реакциях гидролиза образуются глинистые минералы, способные к интенсивному ионному обмену межслоевых и поверхностных ионов с ионами раствора. Могут такие реакции начаться и ранее при разрушении силикатов. Например, замещение ионов К⁺ в биотите на ионы Н⁺ с образованием глинистого минерала - иллита. Кроме глинистых минералов в ионном обмене принимают участие коллоиды и органические вещества. Эти реакции важны для формирования химического состава почв, осадков, растворов. Катионный обмен в глинах до и после 2 недельного выдерживания в морской воде в лабораторных условиях (mg /100г сухого осадка):

Са 2+ 18 12

Mg2+ 10 38

Na+ 6 7

K+ 12 4

Mg / Ca (молярные отгношения) 0.21 2.2

Na /K 0.5 1.8

Отношения Mg / Ca и Na /K в глине становятся выше, так как Са 2+ и K+ замещаются Mg2+ и Na+.

Окисление - потеря электронов при химической реакции. В поверхностных условиях процессы окисления-восстановления важны только для пяти широко распространенных элементов преимущественно с переменной валентностью. Основная роль принадлежит кислороду. По окраске продуктов выветривания хорошо распознаются продукты окисления железа. Закисное железо при реакциях гидролиза силикатов окисляется растворенным в воде кислородом с образованием гематита:

2Fe2++ 4HCO3- + 1/2O2<-> Fe2O3(гематит) + 4CO2+ 2H2O

В условиях выветривания может быть устойчивым как гематит, так и гетит, главный компонент лимонита, HFeO2. Другая распространенная реакция окисления железа проходит с участием пирита:

Fe2S + 8H2O +15 O2 <-> 2Fe2O3+16H++8SO42-

Аналогично железу ведет себя марганец, главные продукты окисления которого пиролюзит (MnO2) и манганит (Mn2O3xH2O).

Из всех минералов наиболее легко в кислородной среде окисляются сульфиды, превращаять в сульфаты:

ZnS -+ 2 O2 – ZnSО4

Обычно сера удаляется из зоны выветривания в виде сульфат-иона. Пятый элемент, участвующий в реакциях окисления это углерод, он заимствуется из органического вещества и образует диоксид углерода по реакции типа:

C6H12O6+6O2<-> 6CO2+6H2O

Диоксид углерода далее участвует в реакциях гидролиза.

Многие реакции в зоне выветривания связаны с жизнедеятельностью организмов. Окисление органического углерода может быть вызвано деятельностью микроорганизмов, служащих катализаторами. Микроорганизмы участвуют в окислении Fe, Mn, S. Лишайники, водоросли и мхи могут извлекать катионы из силикатов и производить растворенный и аморфный кремнезем. Разложение минералов может быть вызвано органическими кислотами, которые образуются на корнях растений и производятся бактериями.

Продукты процессов выветривания

Продукты процессов выветривания можно разделить на четыре группы:

1) растворенные компоненты, выносимые из зоны выветривания,

2) остаточные первичные минералы, не вступающие в реакции,

3) новые устойчивые минералы, образовавшиеся в ходе реакций,

4) органические соединения, возникшие при разложении первичных органических веществ.

Многочисленные исследования были выполнены по определению устойчивости минералов в зоне выветривания и относительной подвижности компонентов при выносе из зоны выветривания. Голдичем впервые было показано, что главные минералы изверженных пород обычно подвергаются выветриванию в порядке обратном их кристаллизации из расплава.

Устойчивость минералов

Согласно общему мнению из зоны выветривания быстрее всех выносятся Na, Ca, Mg, менее подвижен К, за ним следуют Si, Fe, Al.

Более детальная характеристика степени выноса редких элементов, содержится в работе В.М.Гавшина, показавшего ряд подвижности элементов в коре выветривания гранитов. Им выделяется четыре группы элементов:

1) легко выносимые – щелочные и щелочно-земельные элементы (Na, K, Rb, Sr, Cs), Ca, Be, Mg;

2) более подвижные Si, U, LREE (за исключением Ce), Y;

3) менее подвижные HREE, халькофильные и сидерофильные металлы (Cr, Co, Cu, Pb);

4) инертные – элементы гидролизаты: Al, Zr, Hf, Ta, Nb, Ce, Th.

Формы переноса осадочного материала и элементов при образовании осадочных пород

Основными агентами переноса являются проточные воды, ветер, ледники и сила тяжести. В зависимости от формы переноса Страхов выделяет четыре группы веществ: a) легко растворимые соли – хлориды и сульфаты (NaCl, KCl, MgSO4, MgCl2, CaSO4, CaCl2) присутствуют в виде ионных растворов, никогда не образуют коллоидных растворов и механических взвесей; б) карбонаты щелочноземельных металлов – CaCO3, MgCO3, Na2CO3 и кремнезем –SiO2 – перемещаются в растворенном виде и в виде механической взвеси; c) соединения Fe, Mn, P и большая часть микроэлементов – V, Cr, Ni, Co, Cu – в виде коллоидных растворов и механической взвеси. д) кварц, силикатные и алюмосиликатные минералы, так как их растворимость ничтожно мала, переносятся в виде взвеси и волочением по дну более грубозернистого материала. Причем глинистые минералы (каолинит, гидрослюды, монтмориллонит), цеолит переносятся преимущественно во взвешенном состоянии, кварц, полевой шпат и минералы тяжелой фракции – волочением по дну, как и крупные обломки.

В целом перенос вещества в виде твердых частиц значительно превышает перенос в виде растворов, следовательно, механическая миграция превалирует. Например, анализ материала, доставленного в океаны разными агентами переноса, показывает, что механический перенос вещества составляет около 80%, а перенос в растворе – только 20%.

Классификации осадочных пород

По генезису выделяются выделяются породы обломочные (терригенные), химические и органогенные, дальнейшее подразделение каждой из групп производится по вещественному составу. Вместе с тем, большая часть осадочных пород представляет собой полигенные образования.

1- галечники, конгломераты, песчаники, алевролиты;

2- глины, аргиллиты;

3- латериты, бокситы;

4- железистые породы;

5- марганцевые породы;

6- фосфатные породы;

7- кремнистые породы;

8- известняки и доломиты;

9- соли;

10- каустобиолиты.

Эта таблица отражает и вклад основных форм переноса и осаждения материала при образовании осадочных пород. Для относительно крупнозернистых обломочных пород характерен только механический перенос; для более тонкозернистых глинистых пород, при преобладании переноса в виде взвешенных частиц, имеет место и вклад растворенных форм. Роль последних является доминирующей при образовании железистых, марганцевых, фосфатных, кремнистых и карбонатных пород. Имеются и породы смешанного состава и происхождения, например, терригенно-карбонатные (глинисто-карбонатные), вулканогенно-терригенные.

Терригенные породы

Перемещение материала зависит от скорости водных потоков, при этом происходит механическая дифференциация в зависимости от крупности частиц. Чем выше скорость потока, тем боле крупные частицы он способен переносить. Различные по размеру частицы быстро разделяются при впадении реки в океан: в первую очередь оседают пески и алевриты, глинистые частицы могут уноситься на несколько сотен км. Вместе с тем глинистые частицы могут отлагаться и вблизи берега на участках с низкой энергией течений и волн - в лагунах. Аналогично пески могут отлагаться турбидитовыми потоками в глубоком море в нескольких десятках км от побережья.

Устойчивый кварц трудно дробиться на частицы более мелкие, чем в песках и алевритах, поэтому он обладает тенденцией накапливаться в осадках песчаного типа, что и обуславливает их обогащение SiO2.

Состав песчаников определяется составом слагающих их частиц. В составе ортокварцитов преобладают зерна кварца, поэтому они обогащены SiO2 и обеднены всем набором редких элементов. Если в песчаниках присутствуют обломки полевых шпатов (аркозы) – тогда по сравнению с ортокварцитами они обогащены Al2O3и K2O, но имеют низкий Na2O, соответственно для них типичны более высокие содержания таких элементов как Ba, Rb, Sr. Если присутствуют обломки пород (как в граувакках) – тогда наблюдается относительная обогащенность Al2O3, FeO, MgO и Na2O. Граувакки наиболее изменчивы по составу и максимально отражают (в силу слабой дифференциации вещества при выветривании и переносе) состав пород источника. Поскольку состав граувакк зависит от состава источника, который в свою очередь определяется породными ассоциациями в области эрозии, они могут быть использованы в качестве пород-индикаторов геодинамических обстановок формирования питающей провинции и в меньшей степени области осадконакопления. Признаком слабой дифференцированности материала граувакк является пониженное Al2O3/Na2O<6. Наиболее общий подход к классификации граувакк заключается в выделение разностей с различным содержанием кварца (по Круку).

Особенности изменения редкоэлементного состава граувакк в этом ряду состоят в уменьшении содержания Sr, V, Sc и росте содержания LREE, в меньшей степени HREE, Y, а также Th, U, Zr, Hf. По характеру спектров РЗЭ бедные кварцем граувакки обеднены всеми РЗЭ и имеют низкое La/Yb в сравнении с глинистыми сланцами: остальные близки к глинистым сланцам. В этом ряду увеличиваются отношения La/Sc, Th/Sc, La/Yb и уменьшается La/Th.

Промышленно важными компонентами в песках и песчаниках могут быть циркон, магнетит, ильменит, рутил, касситерит, моноцит, золото и платиноиды (минералы очень устойчивы и накапливаются в песках).

Глинистые сланцы

Глинистые минералы входят в состав глинистых сланцев. (Это приводит к накоплению в них алюминия, а также калия путем адсорбции.) Калишпат относительно устойчив к химическому выветриванию, но в процессе переноса он измельчается и истирается до образования частиц глинистого размера, следовательно, он концентрируется в глинах, обогащая их К2О.

По сравнению с песчаниками в глинистых сланцах (<1-5 мкм) уменьшается содержание SiO2и увеличивается Al2O3, FeO, MgO, K2O, в меньшей степени CaO. Глинистые сланцы в отличие от остаточных глин, образующихся при выветривании, относительно обогащены K2O и в меньшей степени MgO, вынесенные при выветривании эти элементы восстанавливаются во время и после отложения осадка.

По микроэлементному составу в сравнении с песчаниками глинистые сланцы обладают заметно повышенным содержанием большинства редких элементов, особенно, таких как Ba, Rb, Li, B, F, Cr, Ni, V, Ti, Zr, Y, REE. Но они редко превышают средние значения для изверженных пород.

Накопление может быть вызвано рядом причин:

1) изоморфное замещение элементов в главных минералах (особенно К),

2) накопление в акцессорных минералах,

3) концентрация с органическим веществом (V),

4) большинство концентрируется вследствие абсорбции или ионного обмена на поверхности глинистых частиц.

Можно привести характерные содержания и отношения элементов в глинистых сланцах фанерозоя:

Ba- 580-650 ppm, Rb- 140-160 ppm, La- 38-40 ppm, Yb- 2,8-3 ppm, Th- 11-15 ppm, Zr- 200-210 ppm, Sc – 10-16 ppm;

Th/U- 3,4-4,7; La/Th- 2,6-3,6; La/Sc- 19-20; Th/Sc – 0,9-1,1.

Океаническое осадконакопление

В балансе океанского осадочного процесса резко преобладает чисто механическая седиментация (88-93,5%), ничтожна собственно химическая (0,9-0,5%) и промежуточное положение занимает биогенная (12-6%).

По поведению при океанской седиментации элементы могут быть разделены на биогенную и терригенную группы.

Терригенная группа включает большое число элементов и подразделяется на несколько подгрупп:

Терригенная группа элементов

Она включает подгруппы:

1) железа (Fe, Ge, V, Cr),

2) гидролизатов (Al, Ti, Zr, Ta, Nb),

3) халькофильная (Pb, Zn, As, Cu),

4) марганца (Mn, Co, Ni, Mo).

Для выделенных подгрупп микроэлементов от 1 к 4 все более проявлена тенденция к увеличению их концентрации в осадках пелагической зоны в сравнении с прибрежной. Максимальная эта тенденция проявлена для подгруппы марганца. Для этих элементов характерна прямая корреляция гранулометрии и содержаний элементов во фракции, которые отчетливо увеличиваются в ряду: пески-алевриты-грубые и тонкие пелиты.

Эти элементы поступают с континента с терригенной кластикой. Они тяготеют к самым тонким пелитовым, субколлоидным и коллоидным фракциям и они заносятся в самые удаленные части пелагиали. Обогащенность самых тонких фракций осадков пелагиали обусловлена тем, что в пелитовых фракциях микроэлементы находятся не только в рещетке минералов, но и в сорбционной пленке на их поверхности, поэтому обогащенность тонких фракций не зависит от минерального состава. За счет сорбции элементы группы Fe-Mn в наибольшей степени концентрируются в самой тонкой субколлоидной фракции осадка.

В целом, миграция элементов в водных потоках происходит во взвешенной и растворенной формах. Установлены ряды подвижности элементов в растворах, они зависят от присутствия органокомплексов, что усиливает миграцию. Но при всех влияниях наименее подвижными в растворах являются Fe, V, Cr, Ti, Al, Zr. Роль гидрогенной формы возрастает в ряду:

Fe<Cr<V<Pb<Cu<Ni<Co<Mn.

В речном стоке ряд подвижности элементов имеет вид: V<Cr<Mn<Fe<Co<Pb<Ni<Cu. Ряд в океане изменился до неузнаваемости, прежде всего резко разошлись на разные концы ряда Fe и Mn. Это не может быть следствием простого исключения из миграции кластических частиц, а свидетельствует о химической переработке материала, принесенного с суши. Решающая роль в трансформации взвесей принадлежит биосу, а не морской воде. Геохимическая функция биоса заключается в переводе терригенных взвесей элементов в более подвижную растворенную форму. Например, железо переходит из взвесей в более подвижные железоорганические соединения, способные к длительному переносу. Именно биос вызывает рост концентраций элементов группы Fe-Mn в пелагическом направлении на фоне убывающих масс осадка. Таким образом, по мере удаления от берега в пелагиаль литогенная часть этих элементов убывает, а гидрогенная – увеличивается. Элементы-гидролизаты биологически не активны, и биос не играет роли в преобразовании их взвешенных форм в растворимые.

Растворенные Fe и Mn осаждаются на дно при гидролизе в форме гидроокисей. Осажденные гидроокись железа - Fe (OH) 3 и гидрат двуокиси марганца – Mn (OH)4являются важным источником промышленных руд. Они обладают сильными адсорбционными свойствами, вследствие чего в этих осадках обнаруживаются многие редкие элементы. В осадочных железных рудах содержания V, P, As, Sb (сурьмы) и олова (Sn) выше среднего в земной коре. Гидрат двуокиси марганца (отрицательно заряженный коллоид), адсорбирует (катионы) в заметных количествах – Li, K, Ba, B, Ti, Co, Ni, Cu, Mo, As, V, Zn, Pb, W.

Биогенная группа включает элементы, прижизненно накапливающиеся в организмах (C, N, P, Br, J), и компоненты, образующиеся скелетный каркас (CaCO3, SiO2). Особенностью их распределения является приуроченность максимальных абсолютных масс и концентраций к прибрежным областям океана и резкое их падение с переходом в пелагические осадки.

Для биогенного осадконакопления решающая роль принадлежит распределению фито- и зоопланктона в верхнем 100-500 метровом слое воды. Распределение фито и зоопланктона по площади океана определяется гидродинамическим режимом, максимальная его концентрация приурочена к гидродинамически активным зонам, где происходит поступление глубинных вод и следовательно приток питательных веществ, необходимых для его развития. Количественное распределение планктонных карбонатных и кремнистых организмов без существенных смещений в пространстве проецируется после их гибели на океанское дно, уменьшается лишь абсолютная масса карбонатных и кремнистых осадков.

Биогенные отложения, состоящие более чем на 30% из CaCO3, относят к известковистым (карбонатным) илам, а состоящие более чем на 30% из SiO2 - к кремнистым осадкам. Существуют и переходные кремнисто-карбонатные осадки. Карбонатные осадки значительно шире распространены чем кремнистые, что определяется составом растворенного стока с суши, а также сохранностью скелетов организмов при осаждении на дно.

Карбонатные осадки

Подразделяются по условиям формирования на мелководные и глубоководные, а по происхождению - на терригенные, хемогенные и биогенные.

Терригенные наименее распространены, образуются при поступлении с суши значительных количеств терригенных карбонатов хорошей сохранности, что возможно в холодных частях умеренных и в ледовых зонах, то есть там, где растворимость карбонатных обломков понижена.

Хемогенные карбонаты образуются при химическом осаждении и приурочены к аридным зонам океана. Осаждение происходит в мелководных условиях при подпитке глубинными водами. В результате прогрева воды и сильного испарения в условиях аридного климата создаются условия для резкого пересыщения воды CaCO3. Хемогенные карбонаты в основном сложены арагонитом (СаСО3) и поэтому содержат значительные количества SrCO3 и весьма малые MgCO3.

Основной тип карбонатонакопления биогенный (99%). Распространенность биогенных карбонатов на дне океана определяется двумя главными факторами:

1) исходное распределение планктонных и бентосных организмов и следовательно масса осаждающихся на дне карбонатов определяется гидродинамическим режимом океанских вод,

2) масса отлагающихся на дне карбонатов зависит от рельефа дна, поскольку определяется растворением CaCO3 при осаждении аллохтонной биогенной взвеси. Растворение практически не происходит до глубин 3,7-4,5 км (критический уровень карбонатонакопления), поэтому до этого уровня глубин карбонатность осадков более высокая и может достигать десятков процентов. Глубже карбонатность осадков резко падает вследствие интенсивного растворения карбонатов. До глубины 3,7-4,5 км кроме рельфа дна на карбонатность осадков влияет разбавляющее действие терригенного материала. Менее известковистые осадки, образующиеся при значительном поступлении терригенного материала, характерны для гумидных климатических зон.

Главный компонент карбонатных океанических осадков CaCO3, менее распространены MgCO3 (в Атлантике до 37%) и SrCO3. Содержание Sr обычно обратно пропорционально Mg, так как Sr приурочен к арагониту, а Mg - к магнезиальному кальциту. Содержание Si, Ti, Al, K определяется присутствием глинистого терригенного материала. Железо содержится преимущественно в виде окиси Fe2O3, абсорбированной карбонатами, то же типично и для Mn. Глубоководные карбонатные осадки относительно обеднены Sr и Mg.

Чистые карбонаты имеют крайне низкие содержания микроэлементов, за исключением Sr, более высокие содержания могут быть обусловлены примесью тонкого глинистого материала.

Кремнистые осадки

SiO2 находится в океанской воде в состоянии резкого недосыщения, поэтому его хемогенное осаждение из воды невозможно, осаждение кремния происходит биогенным путем. Коллоидные частицы кремнезема состоят из тончайших обломков кремниевых организмов. Кремнистые осадки биогенного происхождения формируются за счет скелетов главным образом диатомовых водорослей и радиолярий. Кремнистые илы разбавлены аргиллитовым и известковым компонентами. Их распространение не зависит от глубины, как у карбонатных осадков. Вследствие недосыщенности океанской воды после отмирания организмов их скелеты растворяются при осаждении через толщу воды, и дна достигает не более 10-5 % органогенной взвеси.

Кроме биогенного, аморфного кремнезема в глубоководные осадки поступает и терригенный кремнезем. Если в прибрежных областях он представлен частицами песчаной размерности, то в глубоководных накапливается тонкий кварцевый материал эолового происхождения. Его распространение обусловлено климатической зональностью, а именно наличием пустынь, и следовательно приурочено к аридным зонам.

Также как и чистые карбонатные, кремнистые осадки обладают крайне низкими концентрациями микроэлементов, некоторое накопление которых может быть связано с примесью глинистого материала.

Роль органического вещества в концентрации микроэлементов в осадках

Пелагические осадки практически лишены Сорг. Первичное распределение Сорг отвечает распределению планктонных организмов в припорверхностных слоях воды, но Сорг очень интенсивно разрушается в процессе осаждения его на дно. С этим связано низкое содержание органического вещества в пелагических осадках и как следствие окислительные обстановки, характерные для океанского литогенеза.

Максимальные концентрации органического вещества приурочены к богатым органической жизнью относительно мелководным прибрежно-морским и окраинно-континентальным обстановкам.

Исследование обогащенных органическим веществом современных морских отложений, а также фанерозойских черных углеродистых сланцев показало, что все они обогащены определенным кругом микроэлементов. Впервые К.Краукопфом было установлена ассоциация элементов типичная для черных сланцев, она включает Mo, Ag, V, Zn, As, Au.

Сопоставление состава современных современных осадков Черного моря: глинистых, карбонатных и обогащенных органическим веществом сапропелевых - позволило В.М.Гавшину выделить три группы (ассоциации) элементов, максимальные концентрации которых приурочены к соответствующему типу осадков.

Эти ассоциации включают:

1. кластофильную – Si, Al, Fe, Mg, Ti, Zr, Th, Ta, REE, Cr, Y, Sc,

2. органофильную – Na, Ba, U, V, P, S, As, Sb, Mo, Ni, Cu,

3. кальцифильную –Ca, Sr, иногда Mn.

В органофильную ассоциацию входят элементы, для которых характерны высокие концентрации в морской воде и наибольшие значения времени пребывания в океане. Они вовлекаются в осадок в ходе осаждения биогенного материала.

Та же ассоциация органофильных элементов характерна и для обогащенных Сорг черных углеродистых сланцев. Например, в отложениях баженовской свиты установлено накопление всех элементов, выделенных Краускопфом, а также U, Sb, Ni, Cu, Ba. Отложения баженовской свиты, обогащенные остатками планктоногенных организмов в сравнении с обычными алевропелитами наиболее сильно накапливают Mo, As, Zn, V, Ni, Au, Ag,Cu, коэффициенты концентрации которых составляют от 61 (Mo) до 3,3 (Со).

Близость микроэлементного состава фанерозойских планктоногенных отложений и современных органогенных илов морей подтверждает представление о том, что источником микроэлементов, сконцентрированных в черных сланцах, является морская вода. Накопление элементов зависит от времени, в течение которого происходит обмен компонентами между морской водой и обогащенным органическим веществом осадком, которое определяется скоростью осадконакопления, и следовательно благоприятными для накопления микроэлементов являются периоды очень медленного отложения осадков.

Для многих элементов, накапливающихся в черных сланцах, установлена устойчивая прямая корреляция их концентраций с содержанием Сорг. Особенно это характерно для U, Mo, V, Ni. Эта зависимость определяется тем, что органическое вещество является восстановителем и осадителем микроэлементов из морской воды.

Очевидно, что наличие органического вещества будет приводит к накоплению органифильных элементов не только в существенно глинистых отложениях, но также и карбонатных, и кремнистых. Так, высокие концентрации U в известняках и мраморах, как правило, связаны с наличием в них рассеянного углеродистого вещества или графита.

Эвапориты

В замкнутых водоемах аридных областей благодаря испарению соленость прогрессивно возрастает, создаются перенасыщенные растворы, из которых начинается последовательное выпадение солей, эти отложения называются эвапоритами. Общая последовательность выпадения определяется свойствами растворимости солей. Первыми выпадают наименее растворимые, последними – наиболее растворимые. Набор солей определяется составом морской воды - Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Cl-, SO4 2-, углекислота. Первым выпадает карбонат кальция, затем сульфат кальция в виде гипса (ангидрит образуется из гипса при повышенных температурах), После испарения ¼ первоначального объема образуется

целестин (Sr SO4 ), после сокращения объема воды в 10 раз – начинает осаждаться галит – NaCl.