Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
нилов,
Г.
С.
Дзоценид~е,
Г
.
Ю
.
Бутузова
,
Д.
Г
.
Сапожников,
Н
.
М.
Страхов
,
Е.
А
.
Соколова,
Н
.
С.
Шатский
и
др.
Наиболее
крупные
'
осадочные
месторождения
марганцевых
руд
распо
ложены
на
платформах
(Никопольское
и
Бо
льшет
окмакское)
и
в
геосинкли
нальных
зонах
(Чиатурское,
Мангыш
л
акское,
месторождения
Марокко)
.
Марганцевые
руды
залегают
в
виде
пластов
мощностью
1- 6
м
в
основани
и
трансгрессивно
залегающих
песчано-глинистых
толщ,
обогащенных
кремни
стыми
I'имическими
осадками
(опоки)
и
глауконитом
.
На
месторождениях
отчетливо
выражена
минеральная
зональность
со
сменой
по
латерали
окисных
руд
карбонатными.
.
Модель
А.
Г.
Бетехтина
(1944
г.,
1946
г
.
(_
Формирование
месторож
дений
происходит
в
условиях
морского
лит
орального
мелководья
пр
и
резко
ослабленной
терригенной
седиментаЦIIИ
благодаря
поступлению
мар
-
'
ганца
с
континента
в
растворенном
состоянии
в
составе
речных
вод
(рис.
28) .
Вблизи
береговой
линии
в
зоне
активного
действия
на
рудные
илы
раство
ренного
в
морской
воде
кислорода
возникают
окисные
пиролюзит-пси
л
о
м
елановые
руды
.
Минералы
железа
в
рудах
практически
отсутствуют
.
П
о
мере
удаления
от
береговой
линии
с
уменьшением
в
придонном
сло
е
с
одержания
кислорода
рудные
илы
обогащаются
двухвалентным
мартанцем
.
С
течением
времени
первичные
рудные
накопления
превращаются
в
руды
м
анганитовой
фации
.
В
наиболее
глубоководной
части
бассейна
, '
г
д
е
в
п
ридонной
воде
господствуют
восстановите
л
ьные
условия
и
при
разлож
~
н
ии
органического
материала
образ
уется
угле
кислый
газ,
марганец
на
капливается
обычно
в
виде
карбонатов
-
родохрозита
и
манганокаль
цита
.
Установлено
(А.
Г
.
Бетехтин,
В
.
И
.
Грязнов),
что
при
формировании
промышленных
марганцевых
руд
большую
роль
играют
процессы
диаге
неза.
Именно
в
диагенетическую
стадию
происходит
оформление
мине
рального
состава
и
текстурных
о
с
обенносте
й
руд
.
С
процессами
диагенеза
связано
возникновение
внутри
первичного
рудоносного
осадка
богаты
х
марганцевых
линз,
конкрециЙ.
Сложное
петельчато-линзовое
строение
рудного
горизонта
Чиатурского
месторождения
также
возникло
не
на
стадии
седиментации,
а
позже
-
на
стадии
диагенеза
-
и
является
результато
м
интенсивного
перераспределения
первонача
льн
о
более
равномерного
марган
цевого
оруденения
.
Модель
Д.
Г.
Сапожникова
(1967 r.l.
Предполагается,
что
источ
ником
марганца
при
образовании
в
прибрежной
зоне
ос
ад
очных
место
рож
де
ний
могут
служить
не
породы
суши,
а
глубоководные
части
морских
бассейнов
с
интенсивным
серово
д ород
ным
заражением
.
В
основу
гипотезы
по
ложе
н
тот
факт
,
что
в
морских
водах
,
содержащих
растворенный
серо
водород,
отмечается
повышенное
количество
марганца
.
превышающее
0,3- 0,5
мг/л
.
Такие
глубинные
воды
с
высоким
содержанием
растворенного
мар
ганца
могут
захватываться
восходящими
течениями
и
подниматься
в
прибрежной
полос
е к
пов
е
рхности
моря
.
При
поднятии
вод
и
поступ
ле
нии
их
в
пограничн
у
ю
между
сероводородной
и
кислородной
зонами
область
происхо
дит
частичное
о
кисле
ни
е
сероводорода
и
количе
'
ство
его
сокращается
.
При
этом
часть
соединений
марганца
переходит
в
твердую
150
Руды:
пuролюзum
nсuломелано8ые
Рис.
28.
Фаци
альная
зональность
осадочных
марганцевых
месторождении
.
фа
зу
.
В
этих
условиях
становится
возможным
образование
соединений
т
ипа
<:
:1,
\\11
(CO
,
I
)
~
11
,
\\11(0
з.
ПР
' fl
их ит IOжеНИl1
II.ll.' l
IILII\UII
: I~IIIII.
'
мине·
р
алов,
характерных
для
фации
карбонатных
руд
марганцевых
олигоцено
в
ых
месторождений
юга
СССР
.
В
случае
выпадения
13
осадок
соединений
д
вухвалентного
марганца
[Мп
(ОН)
2],
что
может
происходить
в
област,и
ум
еренных
(
'
л
убин
при
все
еще
сохраняющихся
восстановительных
услови
ях,
здесь
будет отлагаться
осадок
,
исходный
для
рудных
накоплений
фа
ции
манганитовых
руд
.
Если
восходящие
течения
продолжают
подниматься
вверх
вдоль
дна
в
сторону
берега,
то
они
попадают
в
кислородную
зону
.
Марганец
здесь
окисляетс
я,
перехо
д
ит
в
труднорастворимые
четырехвалентные
соединения
типа
Мп
(ОН)
4
И
осе
дает,
образуя
накопление
рудных
илов,
из
которых
формируются
минералы,
типичные
для
фации
первично-окисных
псиломела
новых
руд
.
Пре
дл
оженная
модель
объясняет
условия
образования
осаДОЧflЫХ
мар
г
анцевых
месторождений,
приуроченных
к
осадкам,
которые
по
латерали
переходят
в
фации,
характеризующиеся
сероводородным
заражением
.
Эти
представления
не
противоречат
возможности
фЬрмирования
карбонат
ных
соединений
марганца
It
в
стадию
диагенетического
преобразования
-
вещества.
Биогенная
модель.
Основываясь
на
работах
Б
.
В
.
Перфильева
[1936
г
.
]
,
доказавших
существо
вание
особых
микроорганизмов,
способных
концентри
ровать
марганец,
А
.
М.
Обут
[1962
г
.
]
высказался
в
пользу
биогенного
способа
накоплен
.
ия
марганцевых
руд.
Согласно
А
.
М
.
Обуту,
образование
уникальных
по
запасам
марганцевых
месторождений
ОЛИ(
'
оценовой
провин
ции
юга
Русской
платформы
связано
с
расцветом
и
широким
расселением
в
прибрежных
зонах
Тетиса
колонии
марганцевой
бактериальной
флоры
..
В
процессе
ее
жизнедеятельности
в
дон
ном
илу
возникали
значительные
скопления
окислов
марганца,
приведшие
к
образованию
Чиатурского,
Никопольского
и
других
месторождений
.
В
конце
олигоцена
в
резу
льтате
проявлений
альпийской
складчатости
условия
существования
микрофлоры
ухудшились,
что
привело
к
быстрому
вымиранию
бактериальных
колоний
.
Именно
это
и
прекратило
процесс
осаждения
и
концентрации
соединений
марганца
.
Так
объясняет
А
.
М
.
Обут
уникальность олигоценовой
мар
ганцеворудной
эпохи
.
151
ОСАДОЧ
Н
blЕ
МЕСТОРОЖдЕНИЯ
РУД
ЦВЕТНЫХ
МЕТАЛЛОВ
А
РИ
Д
НblХ
ОБ
ЛАСТЕ
й
К
этой
группе
относятся
стратиформные
пластообразные
месторож
де
н,ия
вкрапленных
и
прожилково-вкрапленных
руд
меди,
свинца,
цинка
и
некоторых
других
металлов,
локализованные
в
красно-,
пестро-
и
черноцвет
ных
терригенных
и
карбонатных
комплексах,
образующиеся
в
результате
процессов
седиментации,
'
диагенеза
и
катагенеза
и
не
имеющие
признаков
генетической
связи
с
интрузиями
магматических
пород.
Обычно
руды
в
раз
ной
степени
изменены
последующими
'
метаморфическими
процессами
с
пе
регруппировкой
рудного
вещества
.
Месторождения
имеют
большое
промыш
ленное
значение.
На
их
долю
приходится
в
общем
балансе
запасов
:
меди
около
30%,
свинца
40%
,
цинка
20%.
Руды
этих
месторождений
в
настоя
щее
время
обеспечивают
от
20
до
40%
мирового
производства
меди
,
свин
ца
и
цинка.
Вопросы
генезиса
этих
меоторождений
в
зн
.
ачительноЙ
мере
дискус
сионны
:
Наряду
с
получившей
признание
осадочной
теорией
существуют
и
развиваются
инфильтрационные
и
гидротермальные
гипотезы.
Осадочная
модель
образования
стратиформных
медных
и
свинцово-цинковых
место
рождений
обоснована
в
работах
В.
С.
Домарева,
И
.
П
.
Дружинина
,
А
.
М.
Карпунина,
М.
М.
Константинова,
В
.
М
.
Попова,
Д
.
Г.
Сапожни
кова,
Н
.
М
.
Страхова,
В
.
Д.
Шутова
и
др.
Т
нпоморфны
е
о
с
об
е
нно
ст
и
мест
орож
д
ени
й_
Для
рассматриваемых
место
рождений
характерны
четкая
стратификация
рудных
залежей,
широкое
их
площадное
распространение
и
многоярусное
строение
продуктивной
толщи
.
Все
известные
месторождения
связаны,
как
правило,
с
мелководными
морскими
осадками
.
Свинцово
-
цинковое
оруденение
локализовано
в
темно
серых,
обогащенных
органикой
доломитах
и
в
известковистых
доломитах
.
Медное
оруденение
приурочено
к
терригенным
ТО
J
lщам
-
песчаникам
и
алевролитам,
также
содержащим
органику
.
П
'
о
морфологическим
особенностям
различаются
пластообразные,
лен
ТQчные,
линзовидные
и
мелкие
изометричные
рудные
тела
.
Большое
раз
нообразие
рудных
тел
по
форме
объясняется
приуроченностью
I-!x
к
различ
ным
фациальнI,>IМ
типам
отложений
и
диагенетическими
преобразованиями
.
Отличительной
особенностью минерального
состава
руд
этой
группы
место
рождений
являются
относительная
простота
и
исключительное
постоянство
на
обширных
площадях
рудных
полей.
Из
текстур
руд
наиболее
распро
странены
вкрапленные
и
вкрапленно-слоистые
.
Структуры
и
текстуры
руд
обычно
отражают
два
этапа
их
формирования:
седиментацию
на
дне
моря
и
диагенез
-
катагенез
-
метаморфизм
в
осадках
и
породах
.
Чем
выше
степень
изменения
рудовмещаЮЩtJХ
толщ
,
тем
сложнее
и
разнообразнее
струк
туры
и
текстуры
руд
.
В
распределении
рудных
минералов
наблюдается
зональность.
Она
выражается
в
приуро
ч
енности
медных
руд
к
низам
разреза,
где
они
лока
лизуются
в
основном
в
терригенных
отложениях,
а
свинцово-цинковых
руд
-
К
B~pxaM
разреза,
как
правило,
к
к,арбонатным
породам
.
По
лате
i
рали
минералы
меди
размещаются
в
прибрежных
мелководных
частях
палеобассейна,
на
глубину
они
сменяются
минералами
свинца
и
цинка
,
152
что
св!}зано
с
различной
геохимической
подвижностью
металлов
в
процес
с
е
их
седиментации
.
Для
осадочных
месторождений
цветных
металлов
характерно
присут-
• • I
ствие
альпииских
жилок
-
трещин,
выполненных
минеральным
веществом,
извлеченным
из
вмещающих
пород
в
процессе
их
метаморфизма
.
Степень
метаморфического
преобразования
руд
и
вмещающих
их
пород
одинаковая
.
Интрузивные
породы
в
рудных
телах
месторождений
обы
'
чно
отсутствуют
или
удалены
на
такие
большие
расстояния,
что
не
ПРflХОДИТСЯ
говорить
о
какой-либо
генетической
связи
с
ними
оруденения
.
Се
д
имен
т
ационно
-д
и
аге
нетич
ес
к
а
я
мо
дел
ь
о б
р
аз
ов
а
ния
м
ест
оро
жд
ени
А
мед
и
ст
ых
п
ес
ч
а
ни
к
о
в.
Одной
из
особенно<;тей
рассматриваемых
месторож
д
е'1ИЙ
является
приуроченность
к
аридным
пестроцветным
осадочным
формациям,
особенно
к
периферическим
частям
их
седиментации
(В
.
С.
До
марев,
В.
М
.
Попов
и
др
.
).
Меденосные
отложения
широко
распространены
'
в
наложенных
мульдах
во
внешних
поясах
складчатых
областей
(Джез
казган,
У
докан,
меденосный
пояс
Центральной
Африки),
в
краевых
про
гибах
(юг
Сибирской
платформы)
и в
краевых
частях
платформ
(Вятско
Камская
полоса,
Мансфельд
в
Г
ДР,
ме,сторождения
в
Польше)
.
Меденосные
отложения
известны
также
в
межгорных
впадинах,
депрессиях
и
прогибах,
во
внутренних
частях
складчатых
областей.
Возраст
месторождений
от
раннего
протерозоя
до
неогена
.
Согласно
рассматриваемой
модели
[Домарев
В
.
с.,
1960
г
.
,
Попов
В.
М
.
,
1965
г.,
Сапожников
Д. Г
.
,
1961
г
.
и
др
.
]
месторождения
формируются
в
подводной
дельте,
отгороженной
от
моря
песчаными
барами,
которые
препятствуют
выносу
вещест
.
ва
в
открытое
море
.
В
такой
седиментацион
ной
ловушке
накапливается
обломочный
материал
вместе
с
остатками
наземной
растительности
и с
цветными
металлами,
осаждающимися
в
форме
карбонатов
.
При
диагенезе
карбонатные
соед'Инения
меди
пере-
ходят
в
сульфиды.
.
Повышенная
карбонатность
вмещающих
медное
оруденение
пестро
цветных
(красноцветных)
толщ
,
переход
этих
толщ
в
гипсоносные
OTJ.lO-
жения
однозначно
указывают
на
формирование
их
в
зоне
сухого
полу
пустынного
климата,
хотя
накопление
осадков
часто
осуществляется
в
прибрежно-морских,
дельтовых
и
озерных
условиях.
Седиментационные
концентрации
меди,
как
считает
В
.
С.
Домарев,
могут
возникать
только
за счет
разрушения
обогащенных
медью
пород,
а
не
.
за
счет
кларковых
содержаний
металла
.
Форма
и
способы
миграции
и
первичного
накопления
меди
в
осадках
могут
быть
весьма
разнообразными
.
Медь
мигрирует
в
растворенном
виде
в
форме
сульфатов,
в
виде
взвесей
основиых
карбо-
натов
и
в
абсорбированном
состоянии
.
I
В
местах
впадения
рек
или
высачивания
грунтовых
вод
в
морской
бассейн
обогащение
осадков
медью
осуществляется
главным
образом
химическим
путем
в
форме
слаборастворимых
соединений
(карбонатов)
.
Выпавшие
коллоидные
сгустки,
подчиняясь
законам
механической
диффе
ренциации
и
движ~ния
водной
среды,
или
уносятся
дa~eKO
o~
берега
и
рассеиваются,
или
оседают
в
зонах
мелководья
в
ловушках.
При
этом
наблюдается
раздельное
.выпадение
в
o~aДOK
меди
от
свинца
и
цинка,
возможно,
в
связи
с
различиями
в
размерах
коллоидных
взвесей.
Разло-
153
жение
органики,
а
также
д
еяте
л
ьность
су л
ьфатре
ду
цир
у
ющ
их
б
а к
те
ри
й
способствуют
возникновению
в
осадке
сероводорода
,
.
генерация
которого
д
аже
в
н
е
значите
л
ьных
количествах
оБ
У
СЛОВ
Л
I-l
В<1
ет
Ilepe
xo
.'!.
к
ар
б
0
н
ат
ных
со
ед
инений
в
сульфидные
.
Возникшие
су л
ьфи
д
ы
меди
естественно
кон
центрируются
на
участках
1I
в с
л
оях
наиб
о
л
ее
инт
е
нс
и
вного
образов
а
ния
сероводоро
д
а
.
Формирование
промыш
л
енно
важных
ру д
ных
концентраций
осущ
е
ств
л
я
ется
путем
переработки
первично-осадочных
накоплений
в
д
иаг
е
нетическ
у
ю
с
та
д
ию
оса
д
очного
рудн
о
го
процесса
.
При
это
м
проис
х
одит
перерасп
р е
д
е
ле
ние
веще
с
тва
в
преде
л
ах
осадочной
тол
щи,
возникновение
новых
минера
л
ьны
х
ассоциаций,
изменение
текстуры
и
стр
у
ктуры
поро
д
и
р
уд
.
Да
л
ьнейшее
преобразование
медистых
от л
ожений
продолжается
на
стадиях
к
атагенеза
и
раннего
метаморфи
з
ма
уже
при
воздействии
т
емпературы
до
100°
С
и
повышенного
дав
л
ения
.
На
этих
с
тадиях
окончательно
форми
р
ует
ся
халькозин-борнитовый
состав
медистых
песчаников
.
Особ
у
ю
группу
ката
генетических
преобразований
д
емонстрир
у
ют
ру
д
ные
те
л
а,
л
ока
л
изую
щиеся
в
зона
х
д
роб
л
ения
и
трещинах.
Ф
ормирование
их
свя
з
ано
с
пере
отл
ожением
полезных
компонентов
поровыми
во
д
ами
.
Рассмотренная
седиментационно-диаг
е
н е
тич
е
ская
модель
образования
м
есторожд
е
ний
медистых
пе
с
чаников
применима,
ес
л
и
в
месторождении
п
рис
утс
твуют
сле
д
ующие
признаки
:
1)
стро
г
ая
приуроченность
р
у
дных
зал
ежей
к
опр
ед
е
л
енным
л
ито
л
ого
-
фациа
л
ьным
компл
е
ксам
пе
с
троцветны
х
отл
ожени
й;
2)
л
ока
л
и з
ация
оруденения
в
седиментационных
л ов
у
шках
(
прогибы
д
на
,
дел
ьтовые лаг
у
ны
,
отгор
'
оженные
от
откры
т
ого
моря
п
е
сча
н
ыми
бара
м
и
,
и
д
р
.
)
;
3)
отчет
л
иво
прояв
ле
нный
стратиграфический
к
онтро
л
ь
ору
д
ен
е
ния
;
4)
размещение
суль
ф
и
д
ов
в
сероцве
т
ных
поро
д
ах;
5)
широкое
распространеЮl
е
в
м
е
д
истых
поро
д
ах
остаточно
г
о
органи
чес
кого
уг
л
еро
д
а
;
6)
первичная
минеральная
зонал~ность
оруденения,
о
б у
с
л
овленн
а
я
особенностями
се
д
иментации
и
пос
л
едующеt:'о
д
иагенеза
ос
а
д
ко
в;
7)
с
у
ществование
м
е
д
ного
ор
у
денения
в
поро
д
ах
д
о
проявлений
м
етаморфизма;
8)
отсутствие
признаков
магматического
и
тектонического
к
о
нтр
ол
я
оруденения.
О
б
ща
я
м
одель
обра
з
ов
а
ни
я
о
сад
очиых
с
винцово-цинковых
мес
т
орож
д
е
ни
й.
Все
известные
стратиформные
свинцово
-
цинковые
месторождения
с
вязаны
с
м
о
рскими
доломитовыми
толщами
,
обогащенными
органическим
ве
ществом
.
Образование
месторождений
(М
.
М
.
Константинов
,
В
.
М
.
По
п
ов
и
др.)
происходит
в
заливах,
проливах
и
краевых
частях
слабоосолонен
ных
водоемов
между
прибрежной
зоной
и
более
г
л
убоково
д
ной
частью
открытого
моря
.
Свинцово-цинковое
оруденение
является
продуктом
мел
к
оводных
осадков
с
застойными
условиями
в
илу
.
Оруденение
не
образуется
в
оса
д
ках
открытого
морского
бассейна
,
у
д
а
л
енны
х
от
береговой
линии.
Накоплению
рудного
вещества
в
осадках
залива
способствуют
спокойная
гидродина
м
ическая
обстановка,
отсутствие
т е
чений
,
уносящих
ил,
развитие
бактериальных
процессов
в
илу,
газовый
режим
и
пр
.
Час
т
о
оруденение
приурочивается
к
тектоническим
впадинам
на
д
не
прибрежной
зоны
.
Источником
рудных
элементов
служат
породы
об
л
астей
сноса
,
содер
жащи
е
вкрапленность,
а
возможно
,
и
жи
л ки
га
л
енита
и
сфа
л
ерита
.
Цинк
переносится
в
бикарбонатной
и
су
л
ьф
ат
но
й
формах,
а
свинец
-
в
бикар
-
154
бонатной
и
хлоридной
.
Миграция
свинца
и
цинка
может
осущ
ес
тв л
яться
также
в
виде
коллоидных
взвесей
их
соединений
и
путем
сорбции
.
Осажде
нию
металлов
способствуют
электролиты
морской
воды
.
Вполне
допустимо
пр~вращение
легкораСТВОРIIМЫХ
хл
оридных
и
бикарбонатных
форм
в
более
устойчивые
карбонаты
и
гидрокарбонаты
при
изменении
рН
растворов.
В
осадке
сульфаты
и
карбонаты
переходят
в
сульфидную
форму
.
Этому
превращению
способствует
сероводород,
возникающий
в
процессе
различ
ных
химических
превращений
при
гниении
органических
остатков
,
а
также
в
результате
деятельности
бактерий
в
придонном
илу
.
Формирование
высоких
концентраций
свинца
и
цинка происходит
в
ста
дию
диагенеза
и
связано
с
некоторым
перераспределением
металла
внутри
илового
слоя
.
Неравномерное
распределение
условий
рН
и
Eh
в
слое
осадка
неизбежно
при
водит
к
стягиванию
свинца
и
цинка
в
отдельные
точки
и
про
слои,
а
отсюда
-
к
образованию
рассеянной
вкрапленности
и
конкрецион
ных
стяжений
галенита
и
сфалерита.
Это
т
процесс
осуществляется
при
температуре
40
-
800
С
с
участием
рассолов,
содержащих
сероводород,
сер
ный
ангидрид,
углекислый
газ,
азот.
В
течение
длительного
постседиментационного
этапа
развития
место
рождения
подвергаются
вторичным
изменениям
и
глубокому
преобразо
ван
ию, что
затушевывает
первично
-
осадочную
природу
оруденения.
Возни
кают
многочисленные
жилки,
прожилки
галенита,
сфалерита,
кальцита
и
барита,
зоны
дробления
карбонатных
пород,
сцементированные
сульфи
дами
и
окаймленные
ореолами
гидротермальной
доломитизации.
При
этом
могут
появиться
новые
рудные
тела,
обладающие
всеми
признакам
и
гидро
термал
,
ЬНОГО
происхождения.
Перекристал
л
изация
и
переотложение
суль
фидов
происходят
при
100-2000
С
с
участием
растворов
,
содержащих
углекислый
газ
и
окись
углерода
.
УСЛОВИЯ
ФОРМИРОВАНИЯ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПЛАСТОВblХ
ФОСФОРИТОВ
Месторождения
фосфоритов
представляют
собой
химические
и
биохи
мические,
а
также
кластогенные
накопления
фосфорсодержащих
пород,
сформировавшиеся
на
дне
морей
и
концентрирующие
огромные
запасы
фосфора
.
Фосфориты
-
это
поликомпонентные
осадочные
породы,
состоя
щие
из
нефосфатных
минералов
(зерен
кварца,
глауконита,
карбонатов
.
глинистого
вещества)
и
фосфата,
представленного
тонкодисперсным фтора
паТIIТОМ
или
минералами,
близкими
к
'
нему.
Содержание
Р
2
0
&
в
фосфо
ритах
колеблется
от
10
до
35%.
Фосфоритовые
руды,
используемые
в
прu
мышленности
,
подраз
д
еляют
с
я
на
зернистые,
микрозернистые
(плотные
породы
темно
-
серого
цвета,
оолитовые,
содержащие
10
- 30%
Р20&)
,
желва
ковые
(сложенные
фосфоритовыми
конкрециями
размером
0,5-
15
см
и
со
держащие
10
-
15%
P
2
0s)
и
ракушняковые
(состоящие
из
обломков
фос
фатных
раковин
в
рыхлых
песках,
содержащие
6-
12%
P
2
0
s
).
К
настоящему
времени
на
Земле
открыто
и
изучено
более
20
крупных
фосфоритоносных
бассейнов,
в
каждом
из
которых
запасы
фосфоритов
с
РЮIIЫМ
содержанием
P20s
составляют
более
100
млн
.
т.
В
нашей
стране
э
то
Каратау,
Волжский,
Актюбинский,
Прибалтийский
бассейны;
в
Аме-
155
рике
-
бассейны
р
.
Теннесси,
формации
Фосфория
в
Скалистых
гор
а х
,
в
Африке
-
Марокканский,
Алжиро-Тунисский
и
др
.;
В
Европе
-
Франк
о
Бельгийский
;
в
Азии
-
Восточно-Китайский
,
Южно-Китайский
,
Лаока
й
(Вьетнам);
в
Австралии
-
Восточно
-
Австралийский
(рис
.
29) .
Выделяют
четыре
основные
морские
фосфоритоносные
формации
:
1)
кре
м
нисто
-
кар~онатную
(Каратау
и
др
.
)
;
2)
терригенно-кремнисто-карбонат
ную
(Северная
Африка)
;
3)
глауконит-терригенную
(,
желваковые
фосфо
риты
Русской
платформы)
;
4)
органогенно-терригенную
(ракушняковы
е
фосфориты
Прибалтики)
.
Результаты
изучения
вещественного
состава
фос
ф0РИТОВ
и
условий
формирования
их
месторождений
обобщены
в
работа
х
Г
.
И.
Бушинского,
Б
.
М
.
Гиммельфарба,
Э.
А
.
Еганова
,
А.
В.
Казакова
,
Н
.
И
..
Красильниковой,
Е
.
В
.
Орловой,
А
.
И.
Смирнова,
Н.
С.
Шатско
-
го
и
др.
I
Морские
осадочные
месторождения
фосфоритов
связаны
с
платформен
ными
и
геосинклинальными
отложениями
краевых
прогибов
и
миогеосин
клиналей
.
В
крупных
масштабах
фосфатонакопление
осуществляется
в
бассейнах
двух
типов
:
на
фоне
преимущес
т
венно
карбонатной
седиментации
(Каратау
и
др
.
)
и
на
фоне
терригенной
се
д
иментации
(Актюбинский,
Волж
ский
и
др.).
Выделяются
четыре
главные
эпохи
фосфорогенеза
:
1)
ранний
и
средний
кембрий
(Каратау
и
др.);
2)
ранний
и
средний
ордовик
(Прибал
тика,
Теннесси)
;
3)
ранняя
пермь
(Скалистые
горы)
;
4)
поздняя
юра
-
кай
нозой
(Волжский,
Марокканский
и
др.)
.
Считается
,
что
фосфориты
формируются
в
трансгрессивные
этапы
ра
з
вития
бассейна
с
периодически
наступающими
регрессиями, когда
на
том
или
ином
участке
бассейна
в
условиях
малого
притока
нефосфатного
ма
териала
на
дл
ительное
время
устанавливаются
оптимальные
для
отложен.ия
фосфоритов
малые
глубины
(100-
150
м)
.
Режим
осаДКОН
,
акопления
ха
рактеризуется
частым
перемывом
·
осадков
,
что
яв
л
яется
рудообразующи
м
фактором
,
так как
залежи
фосфоритов
освобож
да
ют
с
я
от
гли
нистого
'
мате
риала
.
К
благоприятным
условиям
относятся
высокая
биологическая
про
дуктивность
баС"сейна
и
наличие
з
оны
под
ъ
ема
глубинных
вод
,
богаты
х
.
растворенными
фосфатами
.
Существуют
три
основных
источника
фОСф9ра
,
поступающего
в
осадок
:
1)
фосфор
,
уже
накопленный
в
во
д
ах
бассейнов
и
подаваемый
в
мес
та
образования
фосфоритов
течениями;
2)
фосфор,
освобож
д
ающийся
пр
и
разрушении
горных
пород
на
континентах
;
3)
фосфор
,
поступающий
в
мор
е
при
подво
д
ной
вулканической
д
еятельности
.
Разработано
несколько
моделей
фосфоритообра
зо
вания
:
био
л
итная,
хе
могенная,
биохимическая
и
другие
с
многими
вариантами
.
Био
лит
на
я
м
о
дел
ь
.
Образование
фосфоритов
связывается
с
местам
и
массовой
гибели
организмов,
строивших
скелет
из
фосфата
кальция
;
и х
остаткки
подвергаются
минерализации
и
диагенетическому
перераспреде
лению
и
скапливаются
на
сравнительно
небольшом
участке
дна
(А
.
А
.
Кай
зерлинг,
Я
.
В
.
Самойлов,
А
.
д
.
Архангельский
и
др
.
)
.
Эта модель
удовлет
ворительно
объясняет
образование
залежей
ракушняковых
фосфоритов
.
Разновидностью
биолитной
модели
является
микробиогенная
(и
л
и
бакте
риальная)
гипотеза,
в
соответствии
с
которой
возникновение
морских
фос
форитов
объясняется
не
гибелью
организмов,
а
процессами
жизне
дея
т
ельности
спе
циа
льн
ых
фосфатных
бактерий
.
15
6
с11
.....
Рис
.
29. Ф
ОСфоритонос
ные
провинции
мира.
Месторож
д
ення
фосфорнтов
:
1 -
wнкро
з
ерннс:тых
,
2 -
зерни
с
тых
,
3 -
ж
еЛ
В8КОВЫХ
.
.
ПРО8ННЦНН
:
1-
Скалистых
ГОР
,
11
-
80сточно
·
АмернканскоА
бе
·
реговоА
равннны,
111
-
АравнА
·
ско
·
Афрнканская
,
/V
-
РусскоА
платформы
,
V -
А
з
иатская
,
V/
-
Австр
а
лийская
.
Хемогенная
модель.
Наибо
л
ее
полно
идеи
химиче
с
кого
образования
фосфоритов
развиты
А
.
В
.
Казаковым
[1937
Г.
,
1939
г.).
Согласно
этой
модели
месторождения
формируются
путем
непосредственного
осаждения
фосфатов
из
морской
воды
норма
.
~ьноЙ
солености
в
области
материко
вого
шельфа
в
об~тановке
восходящих
глубинных
течений
под
влияние
м
меняющегося
парциального
давления
углекислоты
.
Источником
фосфора
является
морская
вода,
куда
он
поступает
в
результате
выноса
-реками
с
континентов.
Верхние
слои
океанов
(примерно
до
глубины
50
м)
почти
не
содержат
растворенного
фосфора,
так как
здесь
он
энергично
погло
щается
микроорганизмами
.
Ф
итопланктон,
отмирая
и
падая
на
дно,
непре
рывно
уносит
фосфор
из
при
поверхностных
слоев
в
более
глубинные
зоны
моря.
Основным
агентом,
способствующим
переводу
фосфора
организмов
в
раствор
,
является
углекислота,
повышенное
содержание
которой
на
глу
бинах
400- 1000
м
обусловлено
разложением
органических
остатков.
Имен
но
эти
сл
ои
океанических
вод
насыщены
углекислотой
и
фосфором
(до
300-600
мг/м
3
)
.
Когда
такие
глубинные
холодные
воды
подводятся
глубоков
о
дными
течениями
в
область
более
мелкого
моря,
происходит
уменьшение
парци
а
л
ьного
давления
углекислоты
в
результате
уменьшения
гидростати
ч
еского
давления
и
нагрева
восхо
д
ящих
вод.
Установившееся
ранее
равновесие
нарушается,
воды
становятся
перенасыщенными
карбонатами
и
фосфатами,
которые
и
выпадают
в
оса
д ок
в
средней
и
верхней
частях
шельфа.
Фо
сфо
ритообразование
по этой
мо
де
ли
идет
на
CTPOI
'O
определенной
глубине
зоны
шельфа
(от
50
до
150
м)
при
прямой
связи
с
глубинными
частями
океана
и
при
наличии
восходящих
к
шельфу
глубинных
донн
ых
холодных
течений
как
основного
поставщика
фосфора
(рис.
30).
Достоинство
хемогенной
модели
заключается
в
том,
что
она
рассматривает
фосфоритообразование
как
нормальный
осадочный
процесс
и
отводит
фосфори
т
ам
определенное
место
в
фаЦl1ал
ь
ном
профи
л
е
осадков.
Дальнейшее
развитие
хемогенная
модель
получила
в
работах
Н
.
М
.
Стра
хова
,
А.
И
.
Смирнова
[1972
г
.
]
и
др
.
Биохимическая
модель.
Эта
модель
ра
з
вита
в
работах
Г.
И.
Бушин
ского
[1954
Г
.
,
1963
г
.
,
1966
г
.
]
.
Образование
фосфоритов
связыва,ется
с
вы
падением
фосфата
из
иловых
вод
и
с
да
л
ьнейшим
его
диагенетическим
перераспределением
в
осадке
.
Фосфор
в
форме
растворенных
фосфатов
и
органических
соедннени
й
доставляется
в
фосфатоосаждающие
моря
глав
ным
образом
реками,
стекающими
с
гумидных
равнин
.
В
море
фосфор
усва
IIвается
планктоном
.
Отмирая,
организмы
попадают
на
д
н
о,
разлагаются
и
обогащают
иловые
воды
фо
с
фатом
.
При
благоприятных
условиях
(пышный
расцвет
планктона,
обильное
его
отмирание
и
быстрое
разложение,
малая
глубина
и
повышенная
температура
воды)
происходит
пересыщение
IIЛОВЫХ
вод
фосфатом
.
Часть
его
диффундирует
вверх
в
воду
и
снова
поступает
в
биогенный
круговорот
,
а
часть
в
восстановительной
среде
осаждается
в
форме
различных
фосфатных
стяже
'
ний,
оолитов
и
псевдоморфоз.
Как
счи
тают
большинство
исследователей
,
фосфориты
формируются
главным
об
разом
при
процессах
диагенеза
и
при
длительных
и
частых
перемывах
от
ложенного
материа
л
а,
когда
с
выносом
тонких
нефосфатных
примесей
идет
обогащение
фосфоритового
пласта.
158
Подерхносmь
моря
O~--------------~------~----------~------------~
..
РzO.,·
10-15иг/м'
50
15
0
Рис
.
30.
Сх
е
ма
фосфорито
образова
иия
в з
оне
ш
ед
ьфа
по
хемогенной
модеди
А
.
В
.
К
азакова.
J -
MopC."le
ВОДЫ,
обогащенн
ы
е
CO
t
н
P
:1
0 5; 2 -
OeBAK
I!
Г.'1lltlltС
Т
О
·
ltзвеСТКО80И
ФаЦ
II II
;
3 - OC8
Al
<ll
фОСфОРНТllоА
фаuнн
.
На
примере
месторож
де
ний
Каратау
э
.
А.
Еганов
[1979
г.
]
решающую
роль
в
формировании
залежей
фосфоритов
придает
трансгрессиям
и
ре
грессиям
моря
-
пульсирующему
погружению
шельфа
.
Обра
зова
Нllе
фос
форитов
происходит
на
опре
деле
нных
глубинах
,
ког
д
а
слой
во
д
ы
с
повы
шенным
содержанием
фосфора
касается
дна
.
При
трансгрессивно
-
регре
с
сивной
истории
бассейна
сл
ой
фосфатных
вод
то
покрывает
шельф
,
то
от
рыва
ется
от
дна.
При
быстрой
трансгрессии
зона
прежнего
фосфорито
обра
зования
погружае
тс я
на
значите
л
ьную
глубину
и в
этом
месте
начи
на
е
тся
формирование
безрудных
БО
.
lее
г
лу
боководных
осадков.
При
обме
ле
нии
откладываются
мелководные
доломиты.
В
результате
получается
ритмичная
слоистость
фосфатных
осадков.
Такое
представ
ле
ние
подтверждается
опре деле
нным
литологическим
со
ставом
фосфоритоносны
х
осадков,
положе
н и
ем
пластов
фосфОРll
Т
ОВ
в р аз
резе
цик
л
ически
пос
т
роенной
тол
щи
(фосфориты
по
д
сти
л
аются
мелково
д
ными
ДО
J
lOмитами
и
кремнями
и
покрываются
kpeMHI:ICTO
-Г
ЛИНИСТЫМИ
по
родами
и
глубоководными
карбонатами),
а
также
латеральным
переходом
фосфоритового
горизонта
в
сторону
больших
глу
бин
бассейна
в
существенно
глинисто
-
кремнистые
породы,
а к
берегу
-
в
доломиты
.
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
НАТРИЕВЫХ
И
КАЛИЕВЫХ
СОЛЕЙ
Месторождения
натриевых
и
калиевых
солей
образуют
в
приро
де
само
стоятельную
и
обширную
группу
месторождений
осадочного
происхожде-
159