Фосфоритовая формация. 
Фосфоритовая формация

Эта формация развита в Актюбинском Приуралье, Западном Примугоджарье и на юге Орь-Илекской возвышенности. Возрастной диапазон ее весьма широк и охватывает период от Нижней Перми до палеогена включительно. С этой формацией здесь связаны десятки месторождений.

Фосфоритовые желваки в разрезе меловых отложений Актюбинского Приуралья отмечались еще в 1889 г. Ф. Б. Левинсоном-Лессингом. В 1910—1918 гг. рекогносцировочные исследования меловых и палеогеновых фосфоритов проводили Я. В. Самойлов, А. Н. Замятин, Н. И. Андрусов и др. Однако всестороннее изучение этих руд было начато в 1928 г. и продолжалось вплоть до 1938 г. Особенно большой вклад в решение многих вопросов геологии фосфоритов в это время внесли Б. М. Гиммельфарб, П. Л. Безруков, А. Л. Яншин, А. Н. Винокуров, А. В. Казаков, Е. А. Кудинова, Н. И. Лодяной, В. И. Тамман и многие другие.

После почти 20-летнего перерыва, в 1959 г., исследования фосфоритом вновь возобновляются. За последние 15 лет здесь проведены крупномасштабные геологосъемочные, поисковые и научно-исследовательские работы, приведшие к открытию ряда новых месторождений и проявлений фосфоритов, а также к переоценке ранее известных (Л. И. Киселев, Р. А. Сегедин, В. И. Железко, О. Н. Кульчицкий, В. А. Лобанч! ук, Б. Е. Милецкий, С. С. Сахно, В. В. Литошко, И. И. Бок, В. Г. Сагунов и др.).

Месторождения и проявления фосфоритов приурочиваются к отложениям нижней перми, верхней юры, неокома, сантона, кампана, маас. рихта и палеогена. Все они, за исключением пермских, являются желваковыми или галечнико-желваковыми, нередко песчанистого (плитняки) типа. Фосфоритоносные отложения ассельского яруса нижней перми распространены в бассейне р. Домбар. Эти проявления из-зэ низких содержаний Р20 $ (до 2,6%) практического интереса не представляют. Исключением может быть линзовидная залежь 90X40 М Со средним содержанием Р2О5 27,17% в районе пос. Домбар, выявленная в 1959 г. И. В. Хворовой. Непромышленными являются фосфоритоносные горизонты, связанные с верхнеюрскими, неокомскими и палеоге-иогыми осадками.

К отложениям маастрихтского яруса в Орь-Илекской структурно-формационной зоне приурочены небольшие месторождения желваковых и плитняковых фосфоритов мощностью до 0,7 М и содержанием Р2О5 до 21%. Суммарные запасы фосфоритов здесь небольшие (до 340 млн. г), но качество их несколько лучше, чем в Актюбинском Приуралье.

Группа месторождений фосфоритов, сосредоточенных преимущественно в западных штатах США (формация Фосфория), а также во Флориде, Сев. Каролине иТеннесси.

В западных штатах (Юта, Айдахо, Вайоминг, Монтана и Невада) месторождения фосфоритов (См.Фосфориты) расположены в пределах геосинклинали Скалистых гор и западной окраины Северо-Американской платформы; приурочены к нижне-средне-пермской формации Фосфория со средней мощностью до 180 м; распространены на площади около 180 000 км², среди них выделяются две выдержанные пачки фосфоритов, а также пачки кремней и доломитов. Характерны пластовые Ф. пеллетового и оолитового строения с карбонатным цементом. Содержание P₂O₅ колеблется от 19 до 36%.Фосфориты обогащены органическим веществом и содержат малые концентрации U, V, Se и др. металлов. В пределах бассейна расположено несколько десятков месторождений с запасами 7,7 млрд. т при среднем содержании P₂O₅ 25%. Общие прогнозные запасы оцениваются в 23,4 млрд. т (1971).

Фосфориты (a. phosphorites; н. Phosphorite; ф. phosphorites; и. fosforitas) — осадочные горн. породы, осн. компонентом к-рых являются скрытоили микрокристаллич. фосфаты кальцияиз группы апатита. Heж. предел содержания P₂O₅ в Ф. условно принят 12%.

Наиболее распространённый фосфатный минерал Ф. — фторкарбонатапатит (франколит), гл. особенностью к-рого является то, что в элементарной ячейке часть фосфора (PO₄^3-) замещена углеродом (CO₃^2-) cобразованием непрерывного изоморфного ряда от фторапатита до курскита. Kроме углерода в фосфатныхминералах Ф. нередки др. изоморфные замещения; кальций — стронцием, натрием и др.; фтор — группой OH, Cl, CO₃^2- и др.; анион PO₄^3- — анионом SO₄^2-.

Hаиболее распространёнными формами нахождения фосфатного вещества являются микроконкреции (зёрна, оолиты, сферолиты), криптокристаллич. афанитовый фосфат («микросфорит»), изотропный и раскристаллизованный фосфатный цемент желваковых Ф., фосфат, слагающий остатки организмов (преим.раковин), часть к-рых изначально состояла из фосфата кальция (ракушечные Ф.), a др. часть образовалась в результате замещения фосфатом карбонатов (биоморфозы). Mинералогич. природа и петрографич. особенности фосфатного вещества существенно влияют на физ.-хим. свойства Ф., их растворимость, технол. особенности и пр. фосфорит минерал формация фосфатный.

Kроме фосфатов кальция в состав Ф. входят нефосфатные минералы: основные — доломит, кальцит, кварц, халцедон, глауконит; второстепенные — глинистые, алюмосиликатные, железистые минералы (пирит, гидроксиды железа), органич. вещество. B ещё более низких концентрациях присутствуют уран, редкоземельные элементы (лантаноиды цериевой группы), стронций, реже примеси Pb, V, Sc, Zr, Se и др.

По условиям залегания, особенностям образования и способам концентрации фосфатного материала выделяется несколько лтиологических типов фосфоритов: пластовые, конкреционные, зернистые, ракушняковые, афанитовые. Фосфатное вещество в них отличается разнообразием и формами выделения. Это может быть поровый цемент, либо скопления фосфатизированных створок раковин, рыбных остатков, скопления фосфатных стяжений, конкреций, оолитов.

Фосфориты — преимущественно морские породы, однако в редких случаях они могут образовываться и на суше, например в корах выветривания известняков в аридном климате. В морях они отчетливо тяготеют мелководным обстановкам: к шельфу и отмелям, а в общем, к тем участкам, где остатки организмов успевают в условиях открытой или закрытой по отношению к морской воде системы преобразоваться так, что входящие в их состав фосфаты не рассеиваются, а концентрируются в виде микроконкреций. Это условие может достигаться различными путями: пониженной скоростью осадконакопления и спокойным гидродинамическим режимом или напротив, при штормовом осадконакоплении, когда остатки организмов захораниваются достаточно быстро и кучно, а уже в осадке вокруг них формируются фосфоритовые конкреции; таким способом образованы фосфориты разреза Ивановское-Михалево (р. Черемуха, Ярославская область, см. Киселев и др., 2003). Очень часто пласты фосфоритов документируют значительные перерывы в осадконакоплении.

Единого механизма происхождения фосфоритов нет, они образуются из разных источников, разными способами и в различных обстановках.

Основным источником фосфора являются живые организмы — фосфор является биогенным элементом. Также значительное количество (однако во много раз меньше, чем в организмах) растворено в морских водах. Соотношение ежегодного поступления в океан при сносе с континентов и из гидротерм не установлено, но уже грубый подсчет показывает резкое преобладание роли сноса, хотя вопрос требует дополнительного изучения и учета эндогенного источника фосфора.

Достаточно очевиден механический способ накопления фосфоритов (однако он является вторичным): для всех обломочных и оолитовых разностей. Если даже признаки окатывания не развиваются, о механическом процессе накопления свидетельствует смешанность материала, указывающая на конденсацию желваков, оолитов, копролитов, раковин и других крупных зерен в результате перемыва осадков с рассеянными крупными фрагментами. Процесс конденсации играет главную роль в образовании рудныхпластов фосфорита.

Первичное накопление фосфатов может происходить биологическим или химическим способом.

Аммонит рода Pavlovia в фосфоритовой конкреции. Нижниймел, р. Шмелёвка, Москва.

Биологическая форма первичного накопления фосфатов легко устанавливается для ракушняковых фосфоритов (брахиоподовых, аммонитовых и др.) и костяных фосфоритах. При отмирании и гибели организмов, накопивших в своих скелетах фосфатные соединения, их остатки накапливаются и создают первичный фосфоритовый пласт. Однако основными накопителями биогенных фосфатов являются микробные сообщества бактерий и цианобионтов (Михайлова, 2006), чья деятельность продуцирует интенсивное осаждение из воды фосфатосодержащих соединений. Кроме того, во многих мезозойских фосфоритовых конкрециях захоронены многочисленные аммониты и двустворчатые моллюски. Эти организмы после их гибели стали центрами кристаллизации фосфатов как источники фосфора при их разложении бактериями. Так в разрезе у села Глебово на берегу Рыбинского водохранилища в Ярославской области в песках и песчаниках зоны Epivirgatites nikitini (верхняя юра, волжский региоярус) рассеянные в слое конкреции фосфорита маркируют места захоронения остатков моллюсков (Киселев и др., 2003). Черный цвет конкреций свидетельствует о большом количестве органического углерода в них.

Схема химического осаждения фосфата кальция в результате подъема глубинных вод (апвеллинга) на шельф, по А. В. Казакову (1937).

Однако бомльшая часть фосфоритов лишена видимых органических остатков, или бедна ими. Хемогенная гипотеза образования фосфоритов была предложена А. В. Казаковым в 1939 году. Автор исходил из установленных к тому вpeмени фактов: исключительной бедности фосфором (5−10 мг/м³) поверхностных вод из-за энергичного eгo извлечения планктоном и другими организмами и мнoгoкpaтнoгo (в десятки и сотни раз) возрастания содержания Р₂0₅ с глубиной (до 300 мг/м³ и более), где фосфор освобождается из оседающего мертвого планктона. Высокое давление и низкие температуры на глубине приводят также к резкому возрастанию содержания CO₂ и растворимости карбонатов. При растворении карбонатных раковин фосфор высвобождается из них, что еще больше повышает их концентрацию на глубине. Если эти воды в процессе апвеллинга поднимаются к поверхности, где во много раз уменьшается давление и повышается температура вод, то CO₂ и другие растворенные газы начнут энергично выделяться в атмосферу, а удерживаемые ими в растворе соли осаждаться из пересыщенных растворов. Вместе с ними осаждаются и фосфаты, обогащающие карбонатную, глинистую и алевритовую фации шельфа и верхней части континентального склона.

Однако с помощью механизма Казакова накапливаются только рассеянные в других породах фосфориты, не образующие месторождений.

Г. И. Бушинский еще в 40-x годах начал разрабатывать диагенетическую теорию образования фосфоритов, ибо в иловых водах осадков содержание Р₂0₅ достиrает 2500 мг/м³. Эти воды, содержащиеся в рыхлом осадке, являются источником формирования микроконкреций — оолитов и других сфероагрегатов. Источником фосфора служат остатки организмов, постоянно осаждающиеся из толщи воды. При их разложении высвобождается и перемещается по осадку к определенным центрам с пониженным pH (например, к разлагающимися органическими остатками) и концентрируется там в виде более крупных образований. Это происходит как в условиях открытой системы, т. е. в стадию сингенеза (например, фосфатизируются водорослевые маты), так и несколько глубже, при диагенезе, но достаточно близко к поверхности осадка. Поэтому часто такие осадки перемываются и конденсируются.

Встречаются также (очень редко) гидротермально-хемогенные фосфориты, например метровый пласт в эффузивной свите Мтавари (верхний мел, Грузия).

Таким образом, большинство фосфоритов образуется биогенно-хемогенным путем, причем основным источником фосфора являются остатки организмов. Достаточно часто образовавшиеся фосфориты перемываются и конденсируются.

Помимо использования в качестве удобрений (фосфоритовой муки — результат размола природных фосфоритов и суперфосфата, получаемого разложением фосфатов серной кислотой) фосфориты идут на производство фосфорной кислоты и элементapнoгo фосфора. Для изготовления суперфосфата используют фосфориты только с содержанием Р 2 О Б не ниже 28%. Поэтому бедные фосфориты предварительно обогащают, например промывкой и грохочением (для желваковых и других типов). Coединения железа, алюминия и магния затрудняют получение рассыпчатоrо суперфосфата.

ИСТОЧНИКИ

• 1. Казаков А.В. Фосфатные фации. Происхождение фосфоритов и гeoлогические факторы формирования месторождений. М., 1939.
• 2. Киселев Д.Н. (ред.) Атлас геологических памятников природы Ярославской области. Ярославль, 2003. 120 с. (pdf)
• 3. Михайлова И.А., Бондаренко О.Б. Палеонтология. 2-е изд. М., Издательство Московского университета, 2006, 592 с.
• 4. Фролов В.Т. Литология. Кн. 2. М., изд-во МГУ, 1993, 432 с. (djvu)