Фосфориты

Фосфориты представляют собой биогенно-хемогенные образования, состоящие либо из фосфатизированных скелетных остатков, раковин морских моллюсков либо (чаще) из скопления конкреций и пластовых тел аморфно-криптозернистого строения, сложенных преимущественно минералами группы апатита: аморфным коллофаном Са_n(PO₄)_m(OH)_p, гидроксилапатитом Ca₅(PO₄)₃(OH), фторапатитом Ca₅(PO4)₃F, подолитом Ca₁₀(PO₄)₆(СO)₃, курскитом Ca₈(PO₄)₄(СO)₃F₂, карбонатапатитом, франколитом Ca₁₀(PO₄)₆[F₂(OH)₂(СO)₃O] и другими солями ортофосфорной кислоты. До 60% объема породы составляют компоненты спутники: глинистый материал, карбонаты кальция и магния, песок, алеврит, органическое вещество, опал, пирит и др.

Нижний предел химического содержания Р₂О₅ в этих породах равен 18%. Однако в геолого-разведочном деле фосфоритами часто называют руды с содержанием Р₂О₅ всего 5%.

Внешне фосфориты могут быть похожи на различные осадочные породы – песчаники, глины, известняки и др. Для определения форсфоритов применяют качественную реакцию на фосфор. На испытуемую породу насыпают белый порошок молибденово-кислого аммония (NH₄MoO₄) и сверху добавляют каплю концентрированной азотной кислоты (HNO₃). Капелька такой смеси мгновенно окрашивает участок породы в канареечно-желтый цвет даже при минимальном 5%-м содержании Р₂О₅.

Фосфориты среди осадочных пород распространены нешироко. Цвет у пород темный, серый, черный, коричневато-серый, зеленовато-серый. Хромофоры красители, главным образом, органическое вещество. Сульфиды железа, глауконит. При отсутствии хромофоров могут иметь белый цвет.

По условиям залегания подразделяются на два типа конкреционные (желваковые) и пластовые.

Пластовые фосфориты – зернистые темноцветные образования, напоминающие песчаники или гравелиты. Текстура слоистая, косослоистая, массивная. Структура скрытокристаллическая, аморфная, колломорфная или зернистая (мельчайшие оолиты сцементированные амфорфным фосфатным веществом. Наиболее распространенная макроструктура – алевропелитовая, песчано-алевритовая, биогенная, оолитовая, пизолитовая.

Конкреционные фосфориты подразделяются на:

- конкреционно-лучистые – шаровидные образования размером от единиц до 20 см, имеющие радиально-лучистое строение;

- желваковые – слагаются стяжениями фосфата, имеющими разнообразную форму и размер, содержат значительное количество примесей в виде зерен кварца, глауконита и глинистого вещества. Текстуры соответственно конкреционная и желваковая.

Согласно гипотезе А.В. Казакова формирование пластовых фосфоритов происходит на морском шельфе (рисунок). Фосфор выносился реками в морские бассейны, где растворялся в морской воде и усваивался планктонными организмами, водорослями, рыбами. При отмирании планктонных организмов они погружались на глубину и постепенно разлагались. В процессе их разложения фосфор переходит в раствор, чему способствует углекислота, содержание которой с увеличением глубины (вследствие повышения давления и понижения температуры) в воде возрастает. В условиях высокого гидростатического давления и низких температур на глубинах от 350 до 1000 м зафиксирован горизонт морских вод обогащенных окислом фосфора до 300 мг/м³. Донные глубинные течения способствовали подъему обогащенных Р₂О₅ и СО₂ вод в зону материкового шельфа, где на глубинах менее 200 м происходило уменьшение гидростатического давления и повышение температуры. Это приводило к нарушению равновесия между растворенными компонентами. Вследствие этого концентрация углекислоты понижается, что сначала влечет за собой выпадение в осадок кальцита, затем, на меньших глубинах (50-150 м) и фосфатов.

Гипотеза А.В. Казакова отрицала участие живого вещества в фосфатонакоплении, а также не объясняла современную недосыщенность морских мелководных вод фторкарбонатапатитом, что исключает возможность его выпадения непосредственно из воды в осадок.

Литологии Г.И. Бушинский и Г.Н Батурин подправили эти несоответствия и вновь указали на важную роль фитоплакнктона как концентратора фосфора применительно к палеогеографическим обстановкам гипотезы А.В. Казакова. Фосфориты не выпадают сразу же из воды на дно, а как бы «дозревают» в иловых водах внутри осадка на стадии диагенеза, получая там дополнительную подпитку фосфором. Диагенетические конкреции растут и укрупняются, иногда цементируют глинисто-алевритовое вещество в форме фосфатных плит.

Желваки и конкреции фосфоритов образуются в стадию диагенеза. Фосфаты неравномерно пропитывают осадок. При этом образуются неправильные стяжения, желваки, в которых фосфатное вещество служит цементом. Кроме того, фосфориты могут образоваться при массовой гибели позвоночных организмов (рыб, млекопитающих), при этом фосфат кальция концентрируется в костях и чешуе.

Исследования океанских и континентальных отложений с применением современного высокоразрешающего электронного и рентгенографического лабораторного оборудования выявили многочисленные свидетельства о признаках метасоматического замещения фосфатом кальция карбонатных осадочных компонентов – биогенных (раковинок остракод и др., и экскрементов – копролитов) и не биогенных. Фосфатизация биогенного материала реализуется стадийно: формируется сначала аморфный коллофан, затем он становится глобулярным (группируется в агрегаты шариков размером до 1 мкм), перекристаллизуемым, в конце концов, в карбонатапатит. Появляются основания считать такие процессы импульсивно-скоротечными: их длительность измеряется лишь месяцами.

По мнению А.С. Соколова (1999), сам по себе биос, его отмершие остатки, их ОВ служат своего рода катализаторами и кативизаторами высаждения фосфата из насыщенных им придонных вод, переносимых апвеллингами к шельфу, где реализуется фосфатизация карбонатных и кремневых осадков.

Ныне сохраняются принципиальные разногласия относительно концепции А.С. Соколова и теоретической модели В.Н. Холодова. Соколов А.С. считает, что важнейшим общим условием для реализации перечисленных частных условий фосфоритогенеза необходимы непрерывные подтоки в мелководную зону океанских глубинных вод (апвеллинги). В.Н. холодов отрицает это, основываясь на детально реконструированной палеогеографической схеме крайне мелководного венд-кембрийского фосфорионосного бассейна Каратау и других подобных палеобассейнов. Они состояли из мозаики акваторий, разделенных островами, полуостровами и отмелями на площадях в многие десятки тысяч квадратных километров. Столь обширное мелководье не могло быть доступно апвеллингам, которые эффективны в обстановке узких открытых шельфов. Отсюда следует вывод, что главные источники приносимого в морские бассейны фосфора были сосредоточены на пенепленизируемой континентальной суше, где обнажались насыщенные апатитами докембрийские габбро-анортозитовые и щелочные массивы (с возрастами 2,8-1,0 млрд. лет). Он справедливо отметил, что каждой эпохе фосфоритообразования предшествовала эпоха глубокого эродирования околобассейновых питающих провинций (рисунок).

В 2002-2006 гг. В.Н. Холодов опубликовал дискуссионную идею о том, что процессам концентрирования фосфатов в донных илах способствовали колебания уровней сероводородного заражения вод во внутриконтинентальных морях. В котловинах и западинах шельфа таких морей H₂S-заражение обеспечивается перенасыщением донным ОВ в сочетании с отсутствием вертикальной циркуляции воды. Из геохимии известно, что в водах, зараженных H₂S, и с массовым развитием сульфатредуцирующих бактерий, фосфора накапливается в 200-210 раз больше, чем в нормальной морской воде, а кремнезема, железа и марганца – соответственно, в 7-8, 50 000-80 000 и 1 500 000 раз! А разрушение сероводородного бассейна и окисление сопровождается концентрациями этих элементов на окислительно-восстановительном барьере, с их последующими выпадениями в осадок.

Применительно к Каратаускому палеобассейну венд-кембрийского времени фациально-палеогеографические исследования показали мелководность в сочетании с нервностями дна. В западинах там происходило накопление планктоногенных илов, сильно обогащенных ОВ, и, вероятно, возникало H₂S-заражение наддонных вод с накоплением в них Si, P, Mn, Fe (рисунок).