ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2014, № 3, с. 235-257
УДК 551
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ ПОВЕДЕНИЯ ФОСФОРА - ОСНОВА БИОГЕННОЙ ГИПОТЕЗЫ ФОСФОРИТООБРАЗОВАНИЯ
© 2014 г. В. Н. Холодов
Геологический институт РАН 119017Москва, Пыжевский пер., 7; E-mail: rostislavn@yandex.ru Поступила в редакцию 19.06.2013 г.
В статье рассматриваются важнейшие проблемы фосфоритообразования. Показано, что фосфор является типичным биогенным компонентом. Его концентрация осуществляется в связи с биогенной сульфатредукцией в иловую стадию преобразования пород, резко обогащенных органическим веществом, благодаря подкислению растворов, а осаждение происходит при подщелачивании иловых и породных растворов карбонатами. Подчеркнута роль континентального источника в образовании запасов фосфоритов.
DOI: 10.7868/S0024497X14030057
В XX веке в российской и зарубежной фосфатной геологии полностью господствовала физико-химическая модель фосфогенеза — модель А.В. Казакова. Принципиальная схема этой гипотезы приведена на рис. 1, а суть изображенного на ней процесса сводится к следующим положениям.
1. Глубокие воды Мирового океана отличаются высоким парциальным давлением СО2 и существенно обогащены растворенными фосфатами. Воды шельфовых зон характеризуются низкими давлениями СО2 и содержат небольшие количества растворенного фосфора.
2. Донные холодные течения, формирующиеся под действием сгонных ветров (апвеллинги), выносят массу растворенных фосфатов и углекислоты в прибрежные мелководные зоны шельфа.
3. Благодаря диффузии и удалению углекислоты в условиях хорошо прогреваемого мелководья происходит пересыщение шельфовых вод фосфором, что и приводит к его химическому осаждению. На глубинах 100—150 м образуются залежи фосфоритов и парагенетически связанных с ними карбонатов.
Таким образом, главным источником Р2О5, по А.В. Казакову, являются воды глубоких зон Мирового океана, а осаждение фосфора реализуется как чисто химический процесс на мелководье.
Характерно, что разработанная на современных океанических осадках физико-химическая гипотеза А.В. Казакова очень скоро приобрела популярность и стала применяться к любому типу древних фосфатных образований независимо от их масштабов, особенностей строения, палеогеографической и климатической принадлежности, текстур и структур.
Между тем именно химическая часть построений А.В. Казакова, в первую очередь, не выдержала испытания временем. Выяснилось, что определение неорганического растворенного фосфора в морской воде в связи с деятельностью планктона и других форм морского биоса весьма ненадежно и может давать расхождения на несколько порядков [Гольдберг, 1963].
По данным А.В. Казакова [1937], содержание растворенного фосфора в глубинах Атлантики колеблется от 129 до 258 мкг/л. Более поздние определения океанологов показывают, что количество этого элемента здесь колеблется от 25 до 75 мкг/л, редко достигая 100 мкг/л [Иваненков и др., 1979]. Получается, что перепад концентраций растворенного фосфора в глубинах океана и на его шельфе не столь велик, как это представлял себе А.В. Казаков. Более того, в работах [Рожкова и др., 1962; Смирнова и др., 1958, 1962; Atlas et al., 1976; Савенко, 1992, 1998] было показано, что морская вода, в среднем содержащая 62 мкг/л растворенного фосфора, этим элементом недо-сыщена и, следовательно, он не может выпадать из нее в осадок химическим путем.
Гипотеза А.В. Казакова совершенно не учитывала поступления растворенного и взвешенного фосфора с континентов. Между тем, согласно расчетам А. П. Лисицына [1974] и В. В. Гордеева [2009], современные реки ежегодно поставляют в Мировой океан 5.04 х 107 т Р2О5, причем 4.67 х 107 т мигрируют в речных водах в форме взвеси (апатит и др. носители фосфора), а 0.37 х 107 т перемещаются в форме раствора. Современные моря и океаны содержат 2.2 х 1011 т растворенного фосфора, что весьма близко к величине мировых запасов фосфоритов (5.8 х 1010 т Р2О5). Можно предпола-
0
50 100
200 300 400 500
1000 2000
CO2 - 3 х 10-4 ат.
Зона фотосинтеза Планктон
P2O5 10-50 мг
Зона максимума . CO2 и P2O5 в растворе
P2O5 > 300 мг/м3 ^ CO2 = до 12 х 10-4 ат.
Остаток P2O5 100 м|-/м3
"Ule:
льФ
3
м
2
4
Рис. 1. Схема фосфоритообразования — осаждения фосфатов из морской воды в зоне шельфа в условиях восходящих холодных глубинных течений (по А.В. Казакову): 1 — фация береговых галечников и песков; 2 — фосфоритная фация; 3 — фация известковых осадков; 4 — осаждение планктона; 5 — направление течений.
гать, что в древних фосфоритовых залежах значительная роль принадлежит фосфору, привнесенному с суши [Холодов, 1973, 1975, 1996, 2006].
Гипотеза А.В. Казакова претендовала на универсальность; с ней связывали образование месторождений фосфоритов самого различного типа и условий залегания.
Между тем, как раз фосфориты отличаются от других пород и руд необыкновенным разнообразием обстановок формирования, текстурно-структурных особенностей и минерального состава скоплений. Так, например, совершенно очевидно, что крупные скопления фосфоритов образуются не только в океанических водоемах, но и в мелководных морях, а также в пресноводных озерах и болотах.
Характерно, что среди древних осадочных отложений фосфорные скопления присутствуют в виде фосфоритовых галек, фосфатных желваков и конкреций, фосфоритоносных плит, фосфатных зерен и пеллет, слагающих пласты и линзы, фосфатных брекчий, фосфатных и фосфатизиро-ванных раковин моллюсков и других органических остатков (губки, аммониты, зубы акул, кости рыб, млекопитающих и птиц), фосфатизирован-ных кусков и стволов древесины, фосфоритовых онколитов и строматолитов.
Если во времена А.В. Казакова считалось, что все фосфоритовые залежи в осадочных породах слагаются тонкодисперсным фторапатитом (Са3Р2О8 • СаF2), то благодаря работам Г.И. Бушинского [1954, 1956], Ю.Н. Занина [1975], В.З. Блисковского [1983] стало очевидным, что морские фосфатные залежи слага-
ются франколитом [Са10Р52С0.^18(ОН)], курски-том [Са10Р48О22^2(ОН)12], подолитом (далли-том) [3Саз(РО4)2СаСОз] или Саю_ в/2(Р04)б-в [С205]и[0Н1Р]2 и другими коллоидно-дисперсными фосфатными минералами, а в озерно-болотных фосфоритах развиты вивианит ^е3(Р04)2 • 8Н20] и брушит [СаН(РО4)2 • Н2О].
Д.Дж. Фишер [1977] описал 29 минералов фосфора, связанных с осадочными породами, и подчеркнул, что в месторождениях морских фосфоритов Флориды (США) широко распространены крандаллит [СаА13Н(Р04)2(0Н)6] и миллисит [№2СаА112(Р04)8 • 8Н20], а во многих других фосфоритах обычны вавеллит [А13(Р04)2(0Н)3 • 5Н20] и вивианит ^е3(Р04)2 • 8Н20].
Характерно также, что фосфоритовые залежи содержат очень широкий спектр элементов-примесей [Холодов, 2006]. Среди них выделяются залежи фосфатизированных рыбных остатков в меловых и третичных толщах Казахстана и Калмыкии (и, ТЯ, РЬ, А§, Мо, Sr, А и др.), а также скопления алюмофосфатов, связанные с корами выветривания на фосфоритоносных отложениях (ТЯ, Se, Мп, Т1, ТЬ, Zn и др.). Особое место занимают морские фосфоритоносные толщи, среди которых В.Н. Холодовым и В.З. Блисковским выделены элементы-примеси, обязательные для желваковых, зернистых и пластовых пеллетовых залежей (ТЯ, и, Sr, возможно, Ая), и элементы-примеси, концентрирующиеся в отдельных месторождениях (РЬ и Zn в кембрийских фосфоритах Подолии, V в пермских кремнисто-фосфатных толщах Скалистых гор (США), Se и Сё в ме-
Таблица 1. Сравнение фосфоритоносности континенов и океанов
Формы нахождения фосфора
Общая масса фосфора (Р2О5) в т
континенты моря и океаны
Кларковые содержания в магматических гипербазитах (габбро, анортозиты и др.)
Кларковые содержания в щелочных породах (тералиты, сиениты, шонкиниты, ийолиты)
Кларковые содержания в осадочных породах Запасы месторождений апатитов в гипербазитах
Запасы месторождений апатитов в карбонатитах и щелочных породах
Запасы осадочных фосфоритов
ВСЕГО
3.26 х 1014 1.0 х 1013
3.80 х 1017 0.5 х 109 4.5 х 109
5.7 х 109
3.8 х 1017
3.4 х 1016
6.8 х 109* 3.4 х 1016
Примечание. * Имеются в виду запасы фосфоритов шельфа, по данным Г.Н. Батурина [2004]; запасы гайотов составляют примерно столько же. Прочерк — носители отсутствуют.
ловых зернистых фосфоритах Алжира, Туниса и Марокко, Fe и Мп в томмотских фосфоритах Ка-ратау (Казахстан) и Алтае-Саянского региона (Россия).
Очевидно, что вряд ли правильно распространять единую генетическую модель на все разнообразие фосфоритовых месторождений. Более того, с течением времени становится все очевиднее, что "апвеллинговая" гипотеза А.В. Казакова в сильно урезанной форме применима только к узкой группе древних фосфоритовых залежей, что генетически фосфоритовые скопления чрезвычайно сложны и их полигенетичность отражает все многообразие биологических процессов, с которыми они тесно связаны.
ФОСФОР В СОВРЕМЕННЫХ ПРОЦЕССАХ СЕДИМЕНТАЦИИ И ДИАГЕНЕЗА
Фосфор — химический элемент, открытый Х. Брандом в середине XVII века и получивший свое название от греческого слова "рко8рИого8" светоносный, является довольно широко распространенным элементом; в осадочных и магматических породах его содержание колеблется в пределах 0.05-0.2%.
В гипергенном геохимическом цикле фосфор принимает участие в процессах выветривания материнских пород, в процессах речного и эолового переноса и осаждения в конечных водоемах стока (озерах, морях и океанах), трансформируется в диагенезе, катагенезе и метаморфизме и вновь участвует в процессах экзогенного выветривания.
Следует отметить, что главным поставщиком Р2О5 в этом круговороте является континентальный блок планеты. Здесь, как это следует из табл. 1, наряду с массами рассеянного в стратисфере фосфора и значительных скоплений Р2О5 в рудных осадочных залежах фосфоритов, широко распространены месторождения апатитов в основных и
ультраосновных, а также щелочных магматических породах; эти же магматические образования содержат огромное количество кларкового рассеянного Р2О5.
Установлено, что суммарный эрозионный срез одних только гипербазитовых пород (носителей Р2О5) мощностью в 10 м может быть поставщиком 26.4 х 109 т Р2О5, что равно примерно половине мировых
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.