Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

нениями химического состава вод, При этом железо осаждалось в су*

хой период, а кремнезем отлагался в сезон дождей. Большинство"

исследователей, однако, ратуют за морские условия, несколько ограни-

ченные или изолированные от открытого моря барьером [159]. Проис-,

хождение ритмичности кремневых слоев удовлетворительного объясне-

ния пока не получило. Подобная ритмичность обнаружена также в

кремнях верхнемеловой толщи в Англии, в пластовых кремиях она

считается результатом диагенетической сегрегации [64].

Диагенез железосодержащих осадков

Наиболее трудно выявить и объяснить постседиментационные из-

менения, происходящие с железосодержащими осадками. Диагеиети-

ческая перестройка, метаморфизм и выветривание — все это вызывает

заметные изменения минерального состава и структуры.

Признаки замещения — сидерит, замещающий окаменелости, гема-

титовая руда, содержащая окаменелости, и т. п. — свидетельствуют о

том, что железо, мигрируя, легко замещает карбонат кальция. Важное

значение таких замещений было ранее отмечено Кайе [46, 45, 47] и

позже подчеркнуто Деверином [69]. Процесс сидеритизации был широ-

ко распространен в железняках Нортгемптон [293]. Исследования

Кайе, в частности, привели его к заключению, что железняки, по суще-

ству, являются продуктом метасоматического замещения, и к отказу

от теории прямого осаждения. Шамозитовые ооиды были объяснены

как замещение криноидных и других обломков раковин. Деверин допу

скал образование оондов в одном месте и отложение их в другом. Сог-

ласно Кайе, первоначальный или первичный кальцит превратился в си-

дерит, который, в свою очередь, был замещен хлоритом (шамозитом).

Последующее окисление приводит к образованию лимонита или даже

магнетита и гематита. Эта последовательность замещений непостоян-

на. Деверин, например, отмечал, что сидерит часто замещает шамозит

и что в некоторых породах гематит непосредственно замещает кальцит.

Джеймс [159] заметил, что диагенетические реакции обычно протекают

в сторону более низкого Eh, например, сидерит замещает глауконит.

Поровые воды, в которых происходят такие реакции, характеризуются

большим восстановительным потенциалом, чем воды над границей раз-

дела осадок —вода. Изменения в процессе выветривания происходят в

обратном направлении, что требует более высокого Eh.

Халлимонд [130] и большинство других исследователей, изучав-

ших железняки, считают, что от теории метасоматического происхож-

дения различных фаций железняка необходимо отказаться. Халлимонд

отметил присутствие неизмененных кальцнтовых раковин в сидерито-

вом матрнксе. В других случаях наличие сидеритизированных раковнн

и известковых галек, обнаруженных в основной массе кристаллическо-

го кальцита, объяснялось тем, что сидернтизацня происходила на мор-

ском дне. Стратиграфическая выдержанность железосодержащих пла-

стов, разнообразие фаций железистых кварцитов, сохранение тонких

осадочных текстур и структур, присутствие пород каждой фации в ви-

де обломков во внутриформационных брекчиях и кластнческих дай-

ках — все это делает гипотезу происхождения железистых кварцитов

в результате последовательного замещения маловероятной [158].

Проявления замещения (сидеоитизированиые окаменелости Я

т. п.), рассмотренные выше, следует поэтому рассматривать как дока-

зательства более позднего преобразования: в большинстве сл^аев

532-

раннеднагенетического и в отдельных случаях метаморфического. Счи-

тается, что сидерит особенно подвержен растворению и переотложеиию

поскольку сидеритовые сферолиты и сидеритовые метакристаллы (см.

рис. 11-21) обнаруживаются в различных силикатных формациях и в

виде замещения окаменелостей в известковых железняках.

Процессы выветривания и метаморфизма могут вызвать глубокие

изменения в железосодержащих формациях. Это особенно справедливо

для формаций района оз. Верхнего, где первичные железистые мине-

ралы окислены и превращены в лимонит или гематит и где кремнезем

(главным образом кремень) был удален «массовым» выщелачиванием,

•что превратило породу в руду. В результате метаморфизма первичная

•порода превратилась в сложную грюнерит-магнетитовую породу. В

рамках данной книги невозможно рассмотреть ни образование массы

•окисной руды, ни продукты метаморфнзации этих формаций. По этому

вопросу следует обращаться к оригинальным работам Г185, 160, 192,

«9].

Глауконит

Глауконитсодержащие осадки тесно связаны с силикатными желе-

зистыми кварцитами, хотя некоторые его накопления содержат доста-

точно глауконита, чтобы считать их железистыми кварцитами, реже

•содержание железа в ннх поднимается до уровня железных руд. Глау-

конит наиболее широко распространен по сравнению с другими желе-

зосодержащими силикатами и, следовательно, чаще встречается. Поэ-

тому он заслуживает особого рассмотрения.

Как было отмечено, глауконит представляет собой диоктаэдричес-

•кий микрокристаллический минерал, богатый железом и калием. Нес-

колько структурных типов его были описаны Беретом [36, 37]. При-

мерно Чг глауконитовой молекулы представлена кремнеземом,

A —

окислами железа, Vio—окисью алюминия и окисью магния, '/в —

окисью калия и водой. Он образует гранулы, приблизительно эллипти-

ческой формы в разрезе, диаметр которых в среднем составляет 0,5 мм.

"Они ие имеют четко выраженной внутренней структуры; однако они ха-

рактеризуются многолопастными контурами и в некоторых случаях

внутренними трещинами усыхания. Невооруженному глазу гранулы

представляются блестящими, зелеными и зеленовато-черными, а в шли-

•фе они от светлых зеленовато-желтых до травяно-зеленых (желто-бу-

рые, если окислены). Как исключение, глауконит образует оболочку

или корочку вокруг зерен коллофаиа, кварца, полевых шпатов, слюды

илн даже тяжелых минералов [121].

Глауконнтовые гранулы встречаются во многих богатых кварцем

песчаниках (см. рнс. 7-25); несмотря иа то что они обнаружены в не

которых полевошпатовых песчаниках, они, по-видимому, нехарактерны

для граувакк. Их на.лодят также в некоторых разновидностях калька-

реиитов и доломитов (см. рис. 10-6). Следовательно, гранулярный гла-

уконит, вероятно, отлагался в обстановке перемешивающихся течений.

Считается что тонкоразмельченный и рассеянный глауконит встреча-

ется в некоторых глинистых сланцах. Современные представления о

теологии и распределении глауконита были обобщены Хаддннгом

[129], Клаудом [57] и др. [109. 257. 103, 104. 284]. Минералогия гла-

уконита исследовалась Грюнером [125], Беретом [36, 37], Хоуероч

151]

и Бентором и Кастнером [18]; геохимические данные были обоб-

щены Джеймсом [161].

533-

Зеленые пескн и «глауконнтовые мергели» являются наиболее·

важными из содержащих глауконит осадков. Термин зеленые яес^

к и применяется для обозначения неуплотненных богатых глауконитом

песков. При рассмотрении под лупой видно, что лучшие зеленые пес^

ки состоят полностью из глауконита, менее 1% осадка представлено*

зернами кварцевого песка. Но чаще кварц является доминирующим

компонентом, составляющим половину или более всего осадка. Цвет

песков, состоящих преимущественно из глауконита, темно- или светло-

зеленый; смешанные пески имеют пеструю окраску («соль с перцем»)-

при окислении зерна приобретают красный или бурый цвет.

Зеленые пески преобладают в каменноугольных и эоценовых пла-

стах Прибрежной равнины Востока США, особенно Нью-Джерси в

Делавэра [11, 204]. Хотя мощность отдельных пластов редко превы-

шает 7,6 м, по площади они распространены широко и потендиальго>

являются крупным источником получения калия (а также железа и

фосфора). Зеленые пески широко представлены в отложениях нижнего-

мела [240] и в кембрийских песчаниках [129] в Европе. Кембрийские

породы долины верхнего течения р. Миссисипи также являются глау-

коннтсодержащимн, как и кембрийские породы штата Миссури [4], гор

Арбакл в Оклахоме и Гранд-Каньоне. Докембрийские глаукониты, хо-

тя и не являются широко распространенными, известны в отложениях

серии Белт в Канаде [219] и в песчаниках Виндхпан полуострова Ин-

достан [12]. Глауконит, по-видимому, образуется в морских условиях

и в настоящее время. Он был обнаружен, драгированием в водах иа

глубине от 336 до 550 м [222] и в сравнительно мелких водах: на глу-

бине 9—110 м [103, 104]. Глауконит драгирован с Атлантического·

шельфа и континентального склона от мыса Гаттерас до Флориды

(США) с глубин от 30 до 800 м и более [82].

Много литературы иаписано на. тему о происхождении глауконита.

Геологические аспекты проблемы были рассмотрены Клаудом [57], ко-

торый пришел к выводу, что глауконнт образуется только в морских

водах нормальной солености; необходимы слабовосстановительные ус-

ловия (слабоокислптельные, согласно Чилингару [51]); его образова-

нию способствует органическое вещество; он характерен в основном

для интервала глубин от 18 до 730 м; накапливается только на участ-

ках медленного осадконакопления; образуется преимущественно и»

слюдистых минералов или донных илов, обогащенных железом. Уста-

новлено, что глауконнт образуется в результате преобразования гли-

нистого выполнения форамнннферовых раковин, [57]. Как отмечали

Хаддинг [129] н др., место образования может не совпадать с местом

аккумуляции. Какая-то часть глауконита перерабатывается и перено-

сится.

Галлихер [103, 104] сделал вывод, что глауконит образовался по

биотиту в процессе подводного выветривания. Он наблюдал серню пе-

реходных зерен, на которых можно было проследить процесс трансфор-

мации. Оц заметил, что обогащенные биотитом пески прибрежных

участков переходят дальше от берега в морские смешанные глаукони-

то-слюдистые алевритовые пескн, а те, в свою очередь, с глубины 180 м

переходят постепенно в глауконнтовые илы. Грюнер [125] показал, что>

расположение нонов н структура элементарных ячеек глауконита н

биотита очень сходны, если не идентичны, так что переход биотита в=

глауконит не сопровождается большими изменениями.

Несмотря на то что наблюдения Галлихера были подтверждены

наблюдениями в других местах [81], многие глаукониты, по-видимому*

534-

не образуются из слюды [4]. Такахаши [284] говорит, что «„.глауко-

ннтизация является одним из процессов подводного метаморфизма, ве-

дущих к образованию минерального глауконита. Это явление известно

-только в морских осадках, которые образовывались в анаэробных или

восстановительных условиях. Обычно процесс протекает в присутствии

-сульфида железа, хотя последующие преобразования могут привести к

концентрации глауконита в песчаных отложениях и прн отсутствии

-сульфида железа». В заключение Такахаши говорит, что «...глауконит,

по-видимому, образовался в морских условиях в процессе гидратации

-кремнезема и последующей абсорбции оснований и потери окнси алю-

миния. Глауконнт может формироваться из многих исходных материа-

лов, таких как фекальные пеллеты, глинистые вещества, заполняющие

полости форамиинфср, радиолярий н раковин других морских организ-

мов, а также из силикатных минеральных веществ, например вулкани-

ческого стекла, полевых шпатов, слюды нли пироксена. Присутствие ор-

ганического вещества, по-видимому, способствует образованию глауко-

нита. В соленой воде «...материнские породы в процессе глауконитиза-

ции теряют окись алюминия, кремнезем и щелочи, за исключением ка-

лия, и приобретают окисное железо и поташ. Таким образом, присут-

ствие морской воды является, по-видимому, существенным обстоятель-

ством...»

Интересен тот факт, что шамозит и глауконит обычно взаимоисклю-

чают друг друга. Хантер [155] заметил, что шамозитсодержащне же-

лезняки в Клинтоне в направлении к центру бассейна переходят в

глауконнтовые осадки. Редкое совместное залегание этих двух мине-

ралов было объяснено переотложеннем глауконита или в других слу-

чаях формированием этих двух минералов в различное время и в раз-

личных окислительно-восстановительных обстановках [51]: глауко-

ннт— в слабоокнслнтельных условиях, а шамозит—в более восстано-

вительной обстановке.

Фосфориты и другие фосфатные осадки

Введение

Почти все осадки содержат фосфор в небольших количествах; не-

которые— очень много. Тогда они называются фосфатными, например

•фосфатный известняк илн фосфатные глинистые сланцы. Средний гли-

нистый сланец, например, содержит 0,17% P

, средний известняк —

0,04% [55]. Большинство фосфатов присутствует в органических скелет-

ных структурах, особенно в скелетах определенных фосфатных брахи-

опод, ракообразных, в скелетах и зубах позвоночных [56]. Содержание

фосфатов в осадках довольно изменчиво и в некоторых из них аномаль-

но высокое; например, некоторые известняки могут содержать несколь-

ко процентов P

. .

Породы, содержащие более 19,5% P

(почти 50% «апатита»), оп-

ределяются как фосфориты; если онн содержат более 7,8% P

(почти 20% «апатита»), то нх называют фосфатными [62]. Одцако

большинство исследователей склонны характеризовать породы как фос-

фатные, если содержание P

на один или два порядка выше, чем в

•обычном осадке. Фосфориты могут содержать достаточно мало мине-

ральных примесей. Однако в некоторых из них фосфатные минералы

цементируют обломочные минералы; фосфатные компоненты могут так-

JKe смешиваться и с другими материалами.

535-

Принимая во внимание то, что термин φ о с φ о ρ и τ используется

для тех осадков, в которых фосфатный минерал — основной компонент^

для обозначения фосфорсодержащих пород применяются такие термн~

ны, как фосфатная порода, пластовой фосфат и т. п. Де-^

лаются различия также между теми породами, которые были первона-

чально фосфатоносными, н теми, которые были фосфатизованьв

гораздо позже. Некоторые известняки, например, были изменены под

действием фосфатсодержащих растворов и превратились в фосфатные

породы точно так же, как изменяются известняки под действием вод,.

Рис. 11-29. Цикл фосфора.

/ — фосфаты (апатит) изверженных пород; 2 — «пеэвнчное» фосфатное замещение известковые

илов; 3 — фосфатные желваки, «гальки»; 4 — костсиосныс слои; S-фосфатный навестняК; 6 —

гуаио; 7 — фосфатизнрованиые известняки; S— остаточный фосфат; 9 — галечный фосфат

содержащих кремнезем, и становятся окремнелыми. Такое же разгра-

ничение проводится обычно между осадками, содержащими фосфатные

желваки, желваков

ми фосфатами и пластовыми фоо

фата ми — разграничение, аналогичное выделению желваковых я пла-

стовых кремней. Термин остаточный фосфат применяется к по-

верхностным скоплениям нерастворимого фосфатного материала, ос-

тавшегося после растворения известняка, в котором он был когда-то

536-

зрассеяц. Эти отложения являются аналогом скоплений остаточного

кремия и, подобно кремневым галечникам, являющимся оста-

точными образованиями, переработанными потоками, выделяются га-

лечинковые фосфаты, образованные таким же способом. Особым

типом фосфатных скоплений, не имеющим кремневых аналогов, явля-

ется гуано, которое представляет собой преимущественно скопления

экскрементов птиц, встречающихся на некоторых аасушливых остро-

вах восточной части Тихого океана и Вест-Индии. Костяные брек-

чии, или костяной фосфат, являются другими типами органичес-

ких остаточных образований, которые, как можно понять по названию,

лредставляют собой скопления костей позвоночных (обычно рыб), по

объему достаточные, чтобы составить пласт, а следовательно, и залежь

фосфатов.

В итоге рассмотренная терминология дает возможность предло-

жить обычную генетическую классификацию:

Органические остатки — костяные брекчии.

Органические экскременты — гуано.

Метасоматический фосфат— фосфатнззрованный известняк.

Остаточный фосфат.

Переотложенный фосфат — галечн.иковые фосфаты.

Фосфатные стяжения — желваковые фосфаты.

Пластовой фосфат — фосфорит, фосфатная порода и т. п.

Большинство этих отложений, за исключением последнего класса,

образуют мелкие, локальные скопления (рис. 11-29).

Минералогия и химический состав

Многочисленные исследования показали, что состав фосфоритов

•сложен [182, 254, 244, 245, 143, 38, 197]. Мак-Коинел [197] перечислил

-38 фосфатных минералов, известных в фосфатсодержащих породах;

многие из них встречаются редко. Минеральные компоненты фосфори-

тов трудно исследовать из-за их скрытокристаллического характера

(субмикроскопических размеров кристаллов) и из-за примеси в них

тонких включений. Изучение кристаллического строения показывает,

что распространенным является изоморфное замещение; это объясня-

ет, почему минеральный состав фосфоритов охарактеризован и истол-

кован недостаточно. Термин коллофаи [24], применяемый к этому

комплексу минералов, вероятно, обозначает не настоящую разновид-

ность минерала, а служит только подходящим названием для группы

родственных минералов.

Наиболее распространенными компонентами являются фосфаты

кальция, особенно несколько разновидностей апатита:

фторапатит, Cai

Fj(PO

)

;

хлорапатит, СаюС1

(Р0

)в;

гидрокснлапатит, Caio(OH)

(POi)в;

оксиапатнт (вёлькерит), Ca

(PO

)

;

карбонатапатит, СаюС0

(Р0

)в.

Общая формула может быть выражена следующим образом:

Саю (PO

, CO

) β(F, Cl, 0Н)

. Строение апатита благоприятствует ши-

рокому развитию замещений второстепенных компонентов [196]. На-

пример, VO

, As

, SO

и CO

могут замещать эквивалентное ко-

личество PO

; место F может быть частично илн полностью занято F,

Cl илн ОН: а незначительные количества Mg, Mn, Sr, Pb, Na, U, Ce и

Y и других редких земель могут замещать Ca. Эти замещения объяс-

537-

няют, почему в фосфатах содержится повышенное количество такиж

элементов, как ванадий и уран, и объясняют, почему их залежи выаЫ»

вают глубокий интерес и в атомный век.

Апатит —первичный минерал, но несколько других минералов Час^

то встречаются в отложениях, сформировавшихся в процессе выветри-

вания фосфатной породы и гуано [199].

Карбонатфторапатит большинства морских фосфоритов состоит и»

микрокристаллических частиц, размер которых составляет 1 или 2μ»

характеризуется слабым двупреломлением и в отличие от тонкозернне-

Таблнца Il-S-

Хнмический состав фосфатных осадков и желвако»

Компоненты

SiO

0,46 11,70

36,65

1.2L

TiO

— —

0,16

—

0,97

4,11

1,02

1,30

FeO

0,40

} 3,75

1,77 I

8,36-

MnO

— —

0,04

—

MgO

0,35 0,84

0,50

0,10

CaO

48,91 40,96

29,43 40,38-

0,97

—

1,01 C

0,34

—

0,47

Сл.

O+

1,34

3,65**

} 3,14

* I

—

O-

1,02

—

} 3,14

* I

з.ог

33,61

23,54

17,14

21,44-

2,42

10,64

5,19

9.2»·

SO,

2,16

1,39

1,48 Нет

Cl Сл.

_ —

Сл.

0,40 2,08

1,52.

0,40

0,05

—

Органическое вещество

Н.д.

—

0,58

о.зг

Сумма 95,97* 100,18 99,25

100,14»

• Включает 2,62% «нерастворимого» остатка.

** Прокаливание

* Включает «органическое» вещество.

« FeS

Углерод.

" Включает 13,24% «нерастворимого в HCl материала».

^ Фосфатный пласт, формация Фосфория (пермь), Коквнлл, Вайоминг, СШД. Лналвтнс

Дж. Стайгер [54[

В.Фосфатный желвак со дне «оря, глубина 3475 я. Аналнтнк К. Клемент [222]. Пересчитав-

ные данные отдельных анализов растворимой и нерастворимой частей.

В. Верхний фосфоритовый пласт (сеноман), Бринск, СССР 138].

чайлл 1Ь1й7

НТ0ВЫе фосфаты

' Формация Модело (мноцеь), Калифорния. США. Аналктпс Дж. Фэр-

того кремня «точечным» погасанием. Цвет минерала изменяется от ян-

тарного до черного. Обычно он состоит из пеллет и оолитовых обра-

зований, которые в некоторых случаях окружены полосчатыми зонами

кристаллических волокон. Многие фосфатные скелетные зерна состоят

из светло-желтого или бурого изотропного материала. В других про-

является слабое неправильное двупреломление, обусловленное, вероят-

но, ориентировкой мелких кристаллов.

Химический анализ фосфоритов показывает, что он,н состоят глав-"

ным образом из водного трнкальцийфосфата с изменяющимся количе-

ством карбоната кальция и фторида. Из-за прнмесей нефосфатных ма~

538-

териалов, таких как кальцит, доломит или халцедон, присутствующих

в виде цемента, а также обломочных примесей, в частности кварца и

глины, результаты анализа значительно колеблются (табл. 11-5).

В фосфорите обычно содержатся углеводороды, обусловливающие

неприятный запах, возникающий при ударе по фосфориту молотком.

Петрология

Большинство пластовых первичных фосфатов имеет черный цвет.

Даже так называемые «бурые» фосфаты Теннесси включают черные

участки. Вторичные скопления, образованные атмосферными водами,

наоборот, белого, желтого нлн, реже, коричневого цвета. Часть пласто-

вых фосфатов представлена поровым цементом, а в некоторых слоях

они сконцентрированы в фосфатных брахиоподах н рыбьей чешуе. Ос-

новная масса фосфатного материала собрана в пеллеты и желваки.

•Стяжения имеют в разрезе эллипсовидную форму, причем их продоль-

Рис. 11-30. Фосфорит, формация Фосфория (пермь), ущелье Мак-Дуглас, хребет Солт-

Ривер, BaflouiiIir. ХЗ [206].

Жслвакопая и пизолнтопая фосфатная порода

Рнс. 11-31. Оолитовый фосфорит. Формация Фосфория (пермь), Монтана Без анали-

затора, X 22.

-Фосфатные ооиды с кремневым матриксом

иые оси параллельны напластованию. Их диаметр изменяется от

0,05 мм до более чем 3 см; обычно они хорошо отсортированы. Боль-

шинство из них представлены бесструктурными гранулами, или «пел-

летами», но многие имеют концентрическую слоистость (рис. 11-30 и

11-31). Некоторые нз более крупных желваков являются составными и,

по-видимому, представляют собой несколько сцемеитнрованных более

мелких пеллет.

Фосфатные породы обычно хорошо сцементированы карбонат-

фторапатитом, глинистым веществом, кремнем, кальцитом или доломи-

том. В формации Фосфория (пермь) в Монтане фосфориты залегают

в виде слоев, мощность которых изменяется от 1—2 мм до нескольких

539-

метров [200]. Большинство из них имеет мощность несколько Милли»,

метров, они переслаиваются с содержащими меньше фосфатов аргил-

литами или карбонатными породами.

Фосфатные желваки, или «гальки», обнаружены не только в самих,

фосфатных отложениях; они представлены в рассеянном виде в неко^

торых известняках [229] и особенно в меловой толще писчего мела

[92], а также в других осадках [1]. Они залегают также иа дне сов-

ременных морей [222, 70]. Фосфатные стяжения варьируют от неболь-г

ших гранул до галькоподобных образований диаметром несколько сан-

тиметров. Они обычно черного цвета, неправильной формы и имеют*

твердую блестящую поверхность. Крупные желваки содержат мирго-

инородных примесей, включая песчаные зерна, чешуйки слюды, облом-

ки раковин и спикулы губок. Черный цвет становится более интенсив-»

ным у внешнего края желвака.

В метасомэтических фосфатах, образованных при замещении из-

вестняков фосфатсодержащими растворами, проявляются реликтовые*

структуры замещенных пород, аналогичные наблюдаемым в окремне~

лых известняках.

Ассоциации и геологические условия залегания

Морские фосфориты обычно встречаются вместе с глауконитом илиг

зеленым песком. Это относится и к желвакам, образующимся в насто-

ящее время [222, 70], и к желваковым слоям верхнего мела Англии:

[92], и к залежам фосфатов в СССР [38]. Это также справедливо для:

фосфатов Теннесси [141] и кембрийских желваковых слоев иа юге про-

винции Нью-Брансуик [209]. На эту ассоциацию указывали Кайе [44]"

и Голдман [110].

Считается, что фосфатоносные пласты приурочены к крупным и

второстепенным несогласиям; фосфаты и глауконит рассматривались-

даже как показатель поверхностей несогласия [118, 110]. Петтиджок

[229] интерпретировал зоны, богатые фосфатными гранулами, или

«гальками», как остаточные образования на «коррозионной поверхно-

сти» или поверхности диастемы, обусловленные подводным растворени-

ем; возможно, что несогласия, отмеченные наличием фосфатного и гла-

уконнтового материала, являются подводнымн несогласиями — поверх-

ностями, скорее отражающими обстановку осадконакопления, а ие·

эрозию или выход на поверхность. Исключительно медленный характер

осадконакопления зафиксирован для фосфоритов Марокко, где от се-

номана (поздний мел) до лютетского времени (эоцен) накопилось бе»

перерывов всего несколько метров отложений.

Костные остатки, зубы акул, чешуя рыбы, остатки лннгул и других

фосфатных брахиопод и трилобитов (все они имеют высокое содержа-

ние фосфора) широко представлены в некоторых фосфатных скоплен

ннях. В некоторых местах костяными брекчиями сложены отложеинж

значительной мощности, так называемые костные пласты.

Фосфорит содержится в породах почти всех возрастов и встречает-

ся, вероятно, более часто, чем считалось ранее. Одними из наиболее из-

вестных и обширных по площади являются пластовые фосфаты фор-

мации Фосфория (пермь) на территории штатов Юта, Айдахо, Вайо-

минг и Монтана н прилегающих участков штатов Колорадо и Невадь»

[203, 206, 201, 202]. Формация Фосфория развита на территории по

меньшей мере 225 650 км

. Она содержит больше 20 богатых фосфата-

540-

ми пластов суммарной мощностью 22 м; наибольшая мощность пласта·

составляет 2,1 м. Фосфатные пласты частично состоят из оолитов, пел-

лет и песчаного материала, сцементированных халцедоном, а также

частично сложены углистыми, пиритовыми, фосфатными аргиллитами.

Отдельные пласты могут содержать 30% и более P

. Они ассоцииру-

ют с темными глинистыми сланцами и пластовыми кремнями. Хорошо·

известны также обширные скопления фосфоритов мелового и эоценово-

го возраста в Западной и Восточной Африке. Эти и другие место-

рождения были кратко охарактеризованы в работах Мак-Килви [199]

и Твенхофела и Блеквелдера [305] и были предметом обсуждения на

сессии XIX Международного геологического конгресса в Тунисе (1953) -

Фосфатные отложения редко встречаются в докембрийских поро-

дах, по-видимому, нз-за полного отсутствия живых организмов с фос-

фатсодержащими скелетными материалами. Считается, что абиотичес-

кие процессы не образуют крупных скоплений [107]. Однако фосфат-

ные желваки известны в докембрийских торридонских отложениях к

Шотландии [77].

Происхождение

Для объяснения происхождения фосфатных отложений предлага-

лись различные теории (см. рис. 11-29). Большинство из них несостоя-

тельно и представляет только исторический интерес. Фосфатные пласты

считались, например, скоплением копролитов рыб и более крупных жи-

вотных, т. е. представляли собой разновидность подводного гуано. Пе-

рерыв в осадконакопленни, обусловленный отсутствием материалов,,

сносимых с суши, вызвал к жизни гипотезу концентрации копролито-

вого материала [92]. Другие авторы предполагали, что неблагоприят-

ные условия для формирования карбонатов кальция во время перрры-

ва в осадконакопленни способствовали скоплению фосфатных твердых

частиц организмов [213]. Хейс и Улрич [142] считали, что черные де-

вонские фосфаты в Теннесси были образованы в процессе механичес-

кой переработки морем остаточных концентраций известных ордовикс-

ких фосфатов, развитых на той же территории. Фишер [92] интерпре-

тировал копролитовые пласты в Голте (Англия) как фосфатизирован-

ные губки.

Ни одна из приведенных теорий не объясняет всех наблюдаемых

особенностей широко распространенных пластовых фосфоритов. Из-

вестны фосфаты, извлеченные из морской воды обитающими в ней ор-

ганизмами -и сконцентрированные в твердых частях этих организмов.

Аномально высокие концентрации таких костей, зубов, скелетов рыб

или фосфатоносных твердых частей беспозвоночных образовали бо-

гатые фосфатом пласты. Однако относительная роль бногенцого и аби-

огенного осаждения фосфора не совсем еще ясна. Тесная ассоциация

фосфоритов и органического вещества и изобилие фосфатных скелет-

ных остатков предполагают наличие прнчинно-следствеиной связи. Пол-

ное отсутствие фосфоритов в докембрии и нх накопленне в фанерозое

с появлением первых скелетных организмов служит еще одним аргу-

ментом в пользу биогенного происхождения. С другой стороны, фосфо-

риты и органическое вещество, как и сопутствующие им кремни, мог>т

быть продуктами только одинаковых окружающих условий. Фосфат-

ные гранулы и пеллеты связываются с фекальным происхождением. Но,,

как отметил Мак-Килви с соавторами, широкие пределы их размерно-

54В