Lithology.Ru - Литология.РФ : Литология академическая, прикладная и прочая

Доклад на семинаре, подготовлен к публикации в Уральском геологическом журнале.

УДК 553.08.549.744

 

Д. чл. УАГН Я. Э. Юдович

 

Одиннадцать генотипов

фосфогенеза в стратисфере

 

Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар

 

EYuYa@Yandex.ru

 

 

Статья представляет собой доклад, прочтенный 14 мая 2018 г. на 1325-ом заседании основанного Н. П. Юшкиным Минералогического семинара в Институте геологии Коми научного центра УрО РАН.

Под фосфогенезом в стратисфере понимаются природные концентрации фосфора в осадочных породах: «фосфориты» (более 7 % Р₂О₅,) и «фосфатсодержащие породы» (3–7 % Р₂О₅). Генотипы фосфогенеза выделяются по комплексу признаков: по механизму образования твердого фосфата, по фациям седиментогенеза, по стадии литогенеза, а также по источнику фосфора. С исключением вторичных фосфоритов кор выветривания, накладывающихся почти на все другие (генотип № 11), все 10 седиментационных и седименто-диагенетических генотипов фосфогенеза можно объединить в две группы по источнику фосфора: (1) генотипы, для которых источником фосфора является непосредственно биогенный фосфор Р_био – как органический, так и минеральный; (2) генотипы, для которых источником фосфора является «обезличенный» фосфор Р_общ, растворенный в морской воде и могущий иметь разные источники, в том числе биогенный, терригенный или вулканогенный.

 

Ключевые слова: фосфор, фосфат, фосфориты, геохимия, генотип

 

Yа. E. Yudovich

 

ELEVEN GENOTYPES of PHOSPHOGENESIS IN sedimentary shell

 

Institute of Geology, Komi Sci. Center, Ural Division

of the Russian Academie of Sciences, Syktyvkar

 

EYuYa@Yandex.ru

 

The article is a report read on May 14, 2018 at the 1325^th session of the founded by N. P. Yushkin Mineralogical seminar at the Institute of Geology of Komi Scientific Center RAS. Phosphogenesis in the sedimentary shell refers to the natural concentrations of phosphorus in sedimentary rocks: "phosphorites" (more than 7 % P₂O₅ and "phosphate rocks" (3–7 % P₂O₅). The genotypes of phosphogenesis are distinguished by a complex of features: the formation mechanism of solid phosphate, sedimentogenesis, stage of lithogenesis, as well as the source of phosphorus. With the exception of secondary phosphorites of the weathering crusts, overlapping almost all of the other (genotype no. 11), all 10 sedimentary and sedimento-diagenetic genotypes of phosphogenesis can be grouped into 2 groups according to the source of phosphorus: (1) genotypes, for which the source of phosphorus is directly biogenic phosphorus, P_bio – both organic and mineral; (2) the genotypes, for which the source of phosphorus is the generalized, "impersonal" phosphorus P_gen dissolved in seawater and may be of different sources, including biogenic, terrigenous or volcanogenic.

 

Key words: phosphorus, phosphate, phosphorites, geochemistry, genotype

 

 

2-го июня 2006 г. в Екатеринбурге Люба Яковлева, аспирантка Бориса Ивановича Чувашова, защищала кандидатскую диссертацию с очень длинным названием: «Южно-Уральский позднепалеозойский фосфоритоносный бассейн: геология, основные типы фосфатопроявлений, их связь с фациями, петрография и геохимия фосфоритов».

Внимательно изучая диссертацию в процессе подготовки своего оппонентского отзыва, я узнал немало интересного, и в частности – об надрифовых фосфоритах, весьма характерных для этого бассейна. В итоге мне пришлось с головой погрузиться в фосфоритовую тематику, хотя раньше о фосфоритах я знал только понаслышке. Это погружение родило кое-какие мысли, с которыми 1 июня я решил поделиться на семинаре с екатеринбургскими геологами.

На этом семинаре (где среди слушателей были и члены Диссертационного совета) я сделал доклад «Семь генотипов фосфогенеза». Таким образом, одним выстрелом я намеревался подстрелить двух зайцев: (1) устроить обсуждение своих незрелых мыслей, (2) заранее подготовить членов Диссовета к завтрашней защите (которая, усилиями Кирилла Иванова, беспощадно напавшего на бедную, ни в чем не повинную Любу, прошла с грандиозным скандалом). По возвращении домой, я отдал свой доклад Н. П. Юшкину, который и напечатал его в нашем «Вестнике [15].

Прошло 12 лет; и хотя к старости, как правило, человек глупеет, к геологам это не относится: к старости мы становимся умнее. Это видно хотя бы из прироста числа генотипов: сегодня я собираюсь рассказать вам не о 7, а о 11 генотипах. Дело том, что Геохимическая группа Лаборатории литологии и геохимии осадочных формаций, состоящая из двух женщин (М. П. Кетрис, Н. В. Рыбина) и одного древнего старичка (Я. Э. Юдович) занялась фундаментальной разработкой темы «Геохимия фосфора». Вот тут и пришлось поднять и заново пересмотреть все имеющиеся у нас материалы по фосфору. В частности оказалось, что генотипов фосфогенеза – больше, чем мне казалось раньше.

 

Фосфогенезом для краткости мы будем называть образование фосфоритов (нижняя граница которых в промышленности определяется по-разному, в 7 % и даже в 5 % Р₂О₅), и так называемых «фосфатсодержащих пород», для которых разумно назначить нижнюю границу в 3 % Р₂О₅, что не менее чем на порядок выше любого кларка фосфата. Кроме того, речь пойдет только о стратисфере, то есть концентрации магматического или гидротермального апатита в предлагаемые 11 генотипов не входят (это – отдельная тема). Генотипы фосфогенеза можно выделять по комплексу признаков: по механизму образования твердого фосфата, по фациям седиментогенеза, по стадии литогенеза, наконец, – по источнику фосфора.

Замечу, кстати, – вообще о классифицировании. Общепринято выделение таксонов по одному и тому же основанию. Если же используется иное основание – то это уже следующее подразделение, иного ранга. Но Вернадский в своих классификациях с этим принципом никогда не считался! Например, перечисляя «функции биосферы», он спокойно выделял одноранговые «концентрационную функцию» и «кальциевую функцию» (хотя кальциевая – частный случай концентрационной), «газовую функцию» и «кислородную функцию» (хотя кислородная – частный случай газовой), и т. д.

Следуя этому «дурному примеру» (!),  мы тоже не будем стремиться придать всем генотипам одинаковое основание: для каких-то важнее механизм концентрации фосфора (метасоматический или хемогенный), для других – стадия литогенеза (седиментация, диагенез или эпигенез), для третьих – фация (спокойная седиментация или наоборот, перерыв-хиатус с перемывом-шлихованием былого осадка), для четвертых – литология фосфатсодержащей породы (например, углеродистой – торф или черный сланец).

 

1. Торфяной – вивианитовый

 

Водный фосфат железа вивианит Fe₃(PO₄)₂ 8H₂O характерен для торфяных болот, где он образуется в результате реакции биогенного фосфора (освобожденного при разложении растительности) с закисным железом. У нас, кстати, много лет назад я видел вивианит в прибрежном торфянике возле Вильгорта.

В 1939 г. в Четвертом томе своей Геохимии А. Е. Ферсман писал [13, с. 109]:

«Образование вивианита в торфяных отложениях представляет очень мощный процесс, до сих пор недостаточно освещенный, приводящий к миллионным запасам обогащенных фосфором торфяных масс (например, в болотах Белоруссии). Процесс осаждения фосфата закиси железа протекает при определенном рН (довольно низком, около 3) и низком кислородном потенциале. Изменение первого ведет к растворению, второго – к постепенному окислению и переходу в окисные соединения железа (оптимум рН 2.5–4.5).

Поиски должны вестись в средних и высоких широтах, в участках болот, более отдаленных от впадающих рек или источников, и в условиях  изоляции от кислорода воздуха и со средними значениями рН.

Значение этих вивианитовых образований велико, но еще не оценено нашей агрохимией. Особенно интересен  торфовивианит с 12–20 % Р₂О₅».

 

И. И. Бок в своих лекциях для казахстанских студентов пишет о нем следующее [3, с. 43]:

Вивианит встречается чаще всего в торфяных болотах, реже в железных сильно фосфористых рудах типа керченских и, еще реже, в выветрелых частях фосфоритовых залежей. Наиболее обычным спутником его, по крайней мере в торфяных залежах, является болотный сидерит. Он образуется только в низинных торфяниках с бурым мхом (гипнум). В верховых торфяниках с белым мхом – сфагнумом он не развивается, так как такие торфяники, имея атмосферное питание водой, не могут получать столь же большой приток фосфора, как низинные, питающиеся собирающимися с большой площади бассейна почвенными и иного происхождения водами <...>».

 

2. Черносланцевый – диагенетический

 

Фосфориты формируются в поровых водах углеродистых осадков, вследствие пересыщения их кальциевым фосфатом. Источником фосфора является разлагающееся органическое вещество. Этот генотип был открыт Г. Н. Батуриным в 1968 г., в третьем рейсе НИС «Академик Курчатов», в современных углеродистых диатомовых осадках зоны апвеллинга на внутреннем шельфе ЮЗ Африки (Намибии). Почти полным аналогом являются углеродистые илы на шельфе Перу и Чили, но там в осадках содержание С_орг ещё более высокие. Впоследствии это было официально зарегистрировано в качестве научного открытия в геологии. Концепция Батурина имеет две важные особенности [18, с. 185].

Во-первых, источником рассеянного в углеродистом диатомовом осадке фосфата является не «обезличенный» ресурс гидрогенного фосфора глубинных вод (как в известной хемогенной модели А. В. Казакова, 1937 – [6]), а биогенный фосфор (Р_био), непосредственно освобождаемый в иловую воду. Важной статьей прихода фосфора в этой модели является биоморфный минеральный фосфат (т.е. костный детрит, сложенный гидроксил-карбонатапатитом), а также копролиты, содержащие до 4 % Р₂О₅. При этом недостаток Са может вести к формированию не апатита, а магнезиального фосфата – струвита [18, с. 180].

Во-вторых, уже на стадии диагенеза в углеродистом осадке формируются локальные стяжения фосфатов: от крошечных мягких сгустков ила со слегка повышенными содержаниями Р₂О₅ до плотных бурых желваков размером в первые сантиметры и с содержаниями Р₂О₅ до 31–33 %. Если (путем подводного перемыва) обогатить такой осадок, сконцентрировав в нем фосфатные желваки и зерна, то получатся промышленные фосфориты (см. ниже – генотип 10).

Несомненно, что в древних черносланцевых отложениях имеются аналоги этого «апвеллингового» генотипа – именно ему обязаны многочисленные аномалии фосфора во многих фанерозойских черных сланцах [18, с. 187–189], но самым известным примером является, конечно, грандиозная верхнепермская формация Фосфория на Западе США. Важнейшей литологической чертой Фосфории является то, что она черносланцевая; ее нижняя фосфатоносная подсвита Мид Пик мощностью около 45 м даже в среднем содержит около 5 % ОВ (и 10.6 % Р₂О₅), а в верхнем ванадиеносном (в среднем 0.68 % V₂O₅) низкофосфористом (Р₂О₅ ~2 %) пакете мощностью около 10 м содержание ОВ может достигать 17 %.

При формировании таких фосфоритов, среди трех, выделенных нами ранее [17] возможных факторов формирования углеродистых осадков (фактор биопродуктивности – Р, скорости седиментации – S и фоссилизации – F) главным, решающим фактором был только первый – фактор увеличенный биопродукции. Как известно, в зонах апвеллинга биопродуктивность поверхностных вод на порядок или даже два порядка выше, чем в «нормальных» водах с низкими содержаниями растворенного фосфата.

 

3. Скелетный – биморфный

 

У этого генотипа – две разновидности. Одна из них – «доманиковая», в которой решающим фактором формирования углеродистых осадков был не фактор повышенной биопродуктивности Р (он может быть вполне нормальным или даже пониженным вследствие стагнации бассейна), а фактор замедленной скорости седиментации S: терригенная седиментация полностью или почти полностью выключена, осуществляется только биогенная (кстати, на шельфе ЮЗ Африки этот фактор эффективно сочетается с фактором повышенной биопродуктивности!).

В условиях низкой скорости некомпенсированной седиментации реализуется «закономерность Страхова» [17] – концентрирование в осадке биогенного ОВ за счет слабого его разбавления абиогенным минеральным веществом. Точно по такому же механизму в осадке концентрировался и костный фосфат – вследствие слабого разбавления осадка терригенным материалом. В 1990 г. на закате СССР нам посчастливилось посетить Байсунское проявление эоценовых горючих сланцев в Узбекистане. В них желтые включения биоморфных фосфатов, представляющие собою кости рыб, чешую или фосфатизированные копролиты, хорошо видны невооруженным глазом, а содержания Р₂О₅ в наших пробах достигали 8.17 % [7].

Другая разновидность более значима, ибо образует известный промышленный тип ракушечных фосфоритов, имеющих нижне- и среднеордовикский возраст. Ракушечые фосфориты в СССР добывались в ордовикских отложениях Прибалтики; эстонские месторождения были известны еще с 1860-х гг. Фосфатоносными являются так называемые оболовые пески пакерортского горизонта нижнего ордовика. Согласно обобщению В. З. Блисковского [2, с. 55],

 

 «фосфатная ракушка – целые створки беззамковых брахиопод рр. Obolus  и Schmidtia  или их фрагменты (детрит) – почти нацело состоит из франколита; в них 35–38 % Р₂О₅. Отдельные слабосцементированные линзовидные прослои мощностью от первых сантиметров до 1.5 м сложены створками раковин на 70–80 % и более, в этих прослоях содержание Р₂О₅ 25–28 %. В среднем по продуктивному пласту эта цифра намного ниже и на различных месторождениях варьирует от 4 до 12 %  при мощности пласта 1–4 м (обычно 2.5–3 м).

<...> В верхней части пакерортского горизонта – кровле фосфоритного пласта – залегают черные диктионемовые сланцы, обогащенные органическим веществом (9–15 %)^[1]. Их перекрывают глауконитовые песчаники и карбонатные породы ордовика и силура».

 

Итак, некоторые ордовикские беззамковые брахиоподы (оболиды и лингулиды) строили свою раковину не из карбоната кальция, а из фосфата. При этом лингулы дожили и до наших дней; по данным А. П. Виноградова (1935 г.) раковина цейлонской Lingula apatina содержит около 43 % Р₂О₅. А. И. Смирнов приводит также изображение палочковидной фосфатной раковины (мезозойских?) птеропод из фосфоритов «глауконитовых формаций» [12, с. 57]; однако скорее всего эта фосфатизация не является первичной (прижизненной)?

 

4. Островной – фекальный

 

Этот генотип в нашей стране не встречается, поскольку образуется только на океанических островах, где представлен залежами гуано – фекалиями рыбоядных птиц.

Отметим одно терминологическое «недоразумение», связанное с классификацией промышленных фосфоритов этого типа. Они правильно названы фофоритчиками «островными», но отчего-то помещены в группу «континентальных» – словно бы на континенте есть острова! Очевидно, что вместо «континентальных» они должны именоваться просто «наземными».

 

5. Кембрийский и позднемеловой–неогеновый – метасоматический

 

К данному генотипу относятся крупнейшие месторождения пластовых так называемых «зернистых» и «микрозернистых» фосфоритов: в Северной Африке (Марокко, Алжир), Восточном Средиземноморье (Сирия, Иран, Ирак, Израиль), Казахстане (Каратау), в Окино-Хубсугульском бассейне (месторождения Хубсугул, Харанур и др), в Китае на платформе Янцзы, в Индии (Низкие Гималаи) и в Австралии (Джорджина). Возраст их колеблется от эдиакария (верхнего венда) до среднего кембрия включительно.

В отношении нижнепалеозойских, отнесенных к «геосинклинальным», предполагается, что это были прибрежные или даже литоральные карбонатные строматолиты, на огромном по протяженности шельфе, окаймлявшем венд-кембрийский суперконтинент. На них периодически либо выплескивался апвеллинг, либо поступали воды с ближайшей суши (идея В. Н. Холодова, объяснявшего ванадиеносность черных сланцев Каратау за счет размыва щелочных фосфатоносных базальтоидов) – в обоих случаях с повышенным содержанием растворенного фосфата. Эти воды производили метасоматическую фосфатизацию строматолитов. Этот генотип – вымерший, современного аналога не имеет.

Замечательно, что строматолитовая природа этих фосфоритов была не столько открыта, сколько переоткрыта заново – в результате ревизии старых литологических коллекций. В частности, такой ревизией занимался наш известный новосибирский литолог Эрик Аршавирович Еганов, который лично посетил чуть ли не все фосфоритовые месторождения мира, но главным объектом изучения которого был бассейн Каратау. И вот, уже в 1980-е годы, вновь поставя шлифы тех же, казалось бы раньше досконально изученных, фосфоритов Каратау под микроскоп при больших увеличениях, он с изумлением убедился, что практически всё, что ранее аттестовалось литологами как «бесструктурный фосфат», имело в действительности микрослоистую структуру! [4]. Парадоксальность строматолитовой природы данных фосфоритов состоит в том, что науке неизвестны никакие водоросли с «фосфорной функцией», т.е. такие растения, которые секретировали фосфат Са в процессе своей жизнедеятельности; фосфатизация всех биоморфных образований (кроме упомянутых выше лингулид) является только постмортальной.

Следовательно, фосфатные строматолиты венда-кембрия первоначально были, как и все другие строматолиты – карбонатными, а фосфатизация в них – вторичная, метасоматическая (скорее всего, очень ранняя – диагенетическая). Для геохимии фосфора этот факт имеет ключевое значение.

6. Надрифовый – метасоматический

Растворенный фосфат любого происхождения (например, освобожденный из ОВ в рядом расположенной впадине с углеродистыми осадками, или доставленный на погружающийся риф апвеллингом) частично задерживается на кальциевом барьере верхушки рифа и/или покрывающих его депрессионных осадков. Этот генотип прекрасно описан в диссертации Л. П. Яковлевой и затем в монографии Б. И. Чувашова со своей бывшей аспиранткой [14], причем в Южно-Уральском бассейне он имеет два морфологических облика: пластовый и конкреционный. При этом, по запасам фосфата конкреционный подтип не менее (а может быть и более) важен, нежели пластовый – рис. 1.

----------------------------------------------------------------------------------------------------

 

----------------------------------------------------------------------------------------------------

Рис. 1. Фациальная и палеотектоническая позиция основных верхнепалеозойских типов фосфатопроявлений в Предуральском краевом прогибе и смежных территориях.

1 – обогащение фосфатным веществом рифовых известняков, 2 – плащеобразные залежи высококачественных фосфоритов, 3 – нептунические дайки, заполненные обогащенным фосфатом мергелисто-глинистым веществом, 4 – нептунические дайки, заполненные продуктами разрушения пород, перекрывающих рифы, 5 – желваковые фосфориты, 6 – пластовые фосфориты, 7 – конгломераты, 8 – песчаники, 9 –аргиллиты, мергели, 10 – известняки.

КП – карбонатная платформа.

Взято из автореферата кандидатской диссертации Л. П. Яковлевой, 2006 г.

-------------------------------------------------------------------------------------------------

Есть ли актуалистические аналоги этого типа в современном океане? По-видимому, есть – пермский надрифовый генотип очень напоминает фосфатонакопления на подводных горах, описанные Г. Н. Батуриным [1] в Атлантике (поднятие Сьерра-Леоне, Ново-Английские горы и Угловое поднятие, Китовый хребет, поднятие Авес, хребет Ян-Майен, Срединно-Атлантический хребет), в Пацифике (горы Мид-Пацифик и Уэйк, южная часть Императорского хребта, район Огасавара, хребет Михельсона, Магеллановы горы, гайоты Восточно-Марианского бассейна, север Центральной Пацифики, южная часть Тихого океана), а также в Индийском океане (гора Щербакова и Кокосовое поднятие, гора Эррор, хребет Экватор, Западно-Австралийский хребет, Западно-Индийский хребет). Наиболее интересными в аспекте геохимии фосфора являются фосфатопроявления на гайотах – подводных горах с плоской, некогда срезанной волнами верхушкой. Среди трех типов гайотов нас «прямо касаются» два: с двухярусным и одноярусным строением осадочного чехла на вулканическом основании. На первых нижняя толща мелководная – рифогенная, а верхняя – более глубоководная. На вторых весь осадочный чехол сложен мелководными рифовыми отложениями.

Как указывает Г. Н. Батурин [1, с. 138],

«процессам фосфатизации подвергались в той или иной степени практически все породы, слагающие вершины и верхние части склонов гайотов. Наиболее интенсивно фосфатизированы известняки, включая калькарениты, оолиты и биокластиты – рудистовые, мшанковые, кораллово-водорослевые, нанофораминиферовые, в меньшей степени песчаники, алевролиты, конгломераты и брекчии с карбонатно-фосфатным цементом, реже базальты и гиалокластиты».

Океанологи до сих пор ожесточенно спорят о генезисе фосфоритов на подводных горах. Понятно, что имея дело с древними фосфоритами – докопаться до истины еще труднее. Однако нам представляется, что наиболее реальным механизмом фосфатизации верхушки рифа является погружение рифа на такую глубину, где расположен слой воды, обогащенный фосфором. В современном океане он расположен на глубине 200–400 м от поверхности в Северном полушарии, и значительно глубже – в южном. Однако прямые аналогии здесь неуместны; во-первых, вследствие повышенного содержания СО₂ в атмосфере, где-нибудь в позднем карбоне стратификация водной массы окраинного Уральского моря могла быть совсем иной; во-вторых, мы все-таки в основном имеем дело с былыми осадками эпиконтинентальных морей, а не с океаническими, прямых аналогов которых до сих пор не найдено (хотя нам с В. Н. Пучковым поначалу казалось, что такие осадки уже найдены в Лемвинской зоне Севера Урала [21]).

Другим, также, по-видимому, вполне реальным механизмом надрифовой фосфатизации может быть околорифовый апвеллинг. Представим себе цепочку барьерных рифов на краю шельфа, тянущуюся в краевом море на сотни километров вдоль впадины Предуральского краевого прогиба. Вдоль такой цепочки вполне могло проходить течение, а снизу подниматься холодное компенсационное течение – водная масса, обогащенная фосфором, т.е. происходил околорифовый апвеллинг.

 

7. Вулканогенный – метасоматический

Фосфор, выщелоченный из пирокластики, обогащает ближайший к слою пепла слой осадка. Я наблюдал такие явления в черносланцевом карбоне Лемвинской зоны [см. об этом: [22], Такое же происхождение могут иметь фосфатопроявления в редкинской свите венда на Русской платформе. Аналогичные данные в свое время приводились А. В. Ваном для угленосной толщи Кузбасса, и рядом других исследователей – для отложений других регионов, содержащих прослои пирокластики. Поскольку особо высокими содержаниями фосфора отличаются щелочные базальтоиды, то возможно формирование континентальных фосфоритов в рифтовых озерах на континенте^[2]. Очень интересной разновидностью данного генотипа являются некоторые фосфатсодержащие силикатно-кремнистые конкреции [16; 19; 20].

Тем не менее, необходимо подчеркнуть, что вулканогенное накопление фосфора характерно в основном для древних (докембрийских) черных сланцев, и этой проблеме посвящены, в частности, основательные исследования карелид Курской магнитной аномалии и Кольского полуострова (см. об этом: [18, с. 193–195]).

Здесь хотелось бы только отметить один аспект проблемы. Отчего-то авторы, энергично отрицающие реальность вулканогенной поставки фосфора, рассматривают только два механизма: выщелачивание базальта и поступление фосфора в гидротермах. Но при этом не принят во внимание другой, вполне реальный механизм поставки фосфора – выщелачивание вулканического пепла. Даже выщелачивание кислого (т.е. бедного фосфором) пепла вулкана Сент-Хелен подняло содержание Р в воде в 23 раза; это позволяет предположить, что выщелачивание основных пеплов, более богатых фосфором, способно дать ощутимые концентрации растворенного фосфора [18, с. 194] – достаточные для метасоматической фосфатизации карбоната.

8. Эдиакарский – седиментационный

Поскольку данный генотип предлагается нами впервые, дадим более подробное обоснование для такого выделения.

Разработанная А. В. Казаковым седиментационная модель фосфатонакопления с ходом времени утратила свою популярность. Еще в 1960–1980-е гг. в работах грандов отечественной науки по фосфоритам – Б. Г. Гиммельфарба, Н. А. Красильниковой, А. И. Смирнова, А. М. Тушиной и др., для объяснения фосфатонакопления никаких других идей, кроме казаковской, не использовалось, и фосфатообразование рассматривалось только как хемогенное – седиментационное. Однако изучение современного фосфатонакопления (и прежде всего работа Г. Н. Батурина по углеродистым илам на шельфе ЮЗ Африки), а также доказательства широчайшего развития явлений диагенетической фосфатизации самых разных осадков, в том числе переинтерпретация большинства «зерен» в пластовых фосфоритах как микроконкреций, наконец, открытие строматолитовой первичной структуры так называемых бесструктурных фосфоритов – постепенно дезавуировали седиментационный механизм.

В результате среди современных специалистов по фосфоритам безраздельное господство приобрела диагенетическая модель фосфогенеза – и она стала решительно доминировать, точно так же, как еще недавно доминировала модель седиментационная. В большинстве случаев правдоподобность диагенетической модели особых сомнений не вызывает. Однако эта модель встречается с трудностями при истолковании генезиса фосфатов в самых древних месторождениях – эдиакарских [5].

Касаясь генезиса эдиакарских фосфоритов, прежде всего напомним, что они в отличие от каратауских «оолитово-зернистых» издавна назывались «афанитовыми» (то есть тонкокристаллическими), что можно видеть, например, в классификации «Промышленные типы фосфоритовых руд» [10, с. 28]. В этой классификации афанитовые фосфориты являются подтипом «микрозернистых», образуя среди них разновидность «карбонатные», со средним содержанием Р₂О₅ 10–15 %. Заметим, что еще в 1965 г., описывая микрозернистые фосфориты R₃–Є₁ Алтае-Саянской области (к которым относятся такие месторождения и проявления, как Тамалыкское, Сейбинское, Белкинское, Боградское), Н. А. Красильникова с коллегами трактовали такие фосфориты как седиментационные [9, с. 175]:

 «Тонкокристаллическое строение фосфоритов отличает рассматриваемый бассейн от многих других фосфоритоносных геосинклинальных бассейнов, где преобладает оолитовозернистая структура фосфоритных пород.

Тонкокристаллические фосфориты различного состава и различных текстур относятся к типу седиментационных фосфоритов, в которых концентрация фосфора возникла в основном в процессе хемоседиментации. В последующие же стадии жизни породы концентрация фосфатного вещества существенно не менялась.

Анализ состава и строения фофоритных серий (большие мощности, переслаивание фосфатов с нефосфатными или слабофосфатными породами), а также петрографическое изучение фосфоритов (структура взаимного прорастания фосфата с другими минералами) показывает, что тонкокристаллические фосфориты рассматриваемой области формировались в условиях больших скоростей седиментации фосфата и кремнезема или фосфата и карбоната. В этих условиях отложившийся осадок быстро захоронялся, перекрываясь все новыми порциями осадочного материала. Относительно быстрое погружение осадка способствовало сокращению продолжительности стадии диагенеза».

Позднее, когда стали известны и многие другие месторождения и проявления этого типа (например, месторождения Харанурское, Боксонское, Ухагольское и др.), весь древний фосфоритоносный бассейн в Алтае-Саянской складчатой области, вытянутый с СЗ на ЮВ на 300 км (из которых 200 км – в Монголии, а 100 км у нас – в Бурятии) при ширине 70–120 км, получил название Окино-Хубсугульского.

Как известно, главная заслуга в объяснении генезиса афанитовых фосфоритов (которые известны и на других континентах) принадлежит академику А. Л. Яншину. Именно он в 1964 г. впервые ясно указал на то, что эти древние фосфориты не имеют аналога среди других фосфоритовых месторождений. В частности, теснейшая связь фосфатов с карбонатом и кремнеземом [9, с. 175], необыкновенное широкое распространение фосфатов в виде частого тонкого переслаивания с нефосфатными породами (десятки фосфатных прослоев!) – все это привело А. Л. Яншина к идее о том, что в древнюю геологическую эпоху океан был гораздо богаче фосфором, чем в последующие [23]:

«Фосфориты и фосфатсодержащие породы были такими же обычными, широко распространенными <...> как доломиты, известняки или кремни»

Вполне аналогичные доводы позднее повторялись и В. З. Блисковским, который называет афанитовые фосфориты «микросфоритами» [Блисковский, Минеев, 1986, с. 175]:

«<...> Для этой древней эпохи характерно развитие афанитовых фосфоритов – микросфоритов. В их прослоях, чередующихся с доломитовыми, нет следов диагенетического преобразования осадка. Формирование таких прослоев вероятно, связано с химической седиментацией на границе вода–осадок в условиях высоких концентраций растворенного фосфата. В последующие геологические периоды микросфориты практически не образовывались».

 

После появления книги А. В. Ильина [Ильин, 2008] стало гораздо понятнее – в чем причина аномального накопления фосфора в древнем океане. Эта книга решает три важных проблемы.

(1) Она вносит ясность в запутанный вопрос о стратиграфической позиции древних фосфоритов, в частности, крупнейшего на планете бассейна платформы Янцзы в Китае; автор убедительно показывает, что возраст большинства древних фосфоритов – эдиакарский (т.е. в более привычных для нас терминах – поздневендский).

(2) Она убедительно демонстрирует, что эдиакарскому фосфатонакоплению предшествовало глобальное Мариноанское оледенение, когда планета Земля превратилась в «снежок» (или, как пишет Ильин, в «ледышку») – в состояние Snowball Earth.

(3) Стало ясным, что именно в период глобального оледенения, в водах покрытых льдом океанов накапливались огромные массы растворенного (РО₄^3–)_водн, которые на рубеже венд/кембрий (а отчасти уже в кембрии), в период катастрофически-быстрой дегляциации, сопровождавшейся глобальной трансгрессией, были выплеснуты на шельфы многочисленных микроконтинентов – обломков рифейской Родинии.

Со времен открытия Окино-Хубсугульских фосфоритов прошло уже более полувека^[3]. В ноябре 2016 г. на кафедре полезных ископаемых геолфака МГУ была защищена докторская диссертация крупнейшего знатока фосфоритов этого бассейна А. Ф. Георгиевского: «Афанитовый генетический тип промышленных фосфоритов: геологические особенности, типы руд, перспективные технологии обогащения и утилизации отходов (на примере Окино-Хубсугульского бассейна)». Дав детальный анализ всех перечисленных особенностей фосфоритов, диссертант, в соответствии с современной литологической «парадигмой» – аттестовал механизм фосфатонакопления как диагенетический, что, однако, вызвало приведенные ниже возражения одного из его официальных оппонентов^[4].

«Диссертант вынес на защиту 4 положения; три из них солидно обоснованы, и никаких возражений не вызывают, но я хотел бы оспорить Первое положение (стр. 12):

«Из эдиакарской эпохи фосфатонакопления выделяется начальный ее этап, когда единственный раз в истории Евразии сложились условия, при которых процессы диагенеза были самодостаточными для формирования промышленных скоплений конкреционно-слойковых афанитовых фосфоритов – уникальных природных образований, возникших при массовой фосфатизации осадков»

Да, диагенез здесь несомненно проявился, и весьма мощно, однако в приведенных диссертантом материалах я усматриваю явные признаки седиментогенного формирования афанитовых фосфоритов. Эта старая идея давно отвергнута большинством специалистов и в настоящее время кажется совершенно «еретической». Более того, я и сам в своих работах энергично отстаивал идею диагенетической фосфатизации – в противоположность прямой садке фосфата Са из наддонных вод <...>.

Действительно, геохимические аргументы против седиментации фосфата Са в современном океана весьма убедительны: (а) кларк фосфора в морской воде на два порядка ниже равновесных концентраций (8–11 г/т, по разным оценкам), необходимых для прямой садки фосфата; (б) поэтому формирование фосфата Са возможно только в диагенезе углеродистых илов, где ОВ является поставщиком добавочного фосфора (как известно, это замечательный результат Г. Н. Батурина, официально утвержденный в нашей стране в качестве открытия); (в) экспериментально доказана легкость фосфатизации карбонатов, для чего достаточно концентрации Р всего около 0.1 г/т.

Тем не менее, в приведенных диссертантом материалах имеются по меньшей мере три свидетельства в пользу «еретической» идеи седиментогенеза афанитовых фосфатов.

Свидетельство первое: минералогическое. Оно и послужило для меня толчком к размышлениям… Дело в том, что среди афанитовых фосфоритов широчайше проявлен парагенез фосфата с доломитом: диссертант привел убедительные материалы о замещении доломита фосфатом, совершенно ясно указывающим на постседиментационный диагенетический процесс. Но странным образом – среди первичных минералов фосфатов совсем нет кальцита! Кальцит в эдиакарских фосфоритах если и появляется – то лишь в эпигенезе (катагенетическая кальцитизация).

– Как же так? Если фосфат замещал карбонат в диагенезе (как это, кстати сказать, характерно для апостроматолитовых микрозернистых фосфоритов Каратау!) – то почему же он замещал только доломит, а не гораздо более подходящий для фосфатизации кальцит?! Можно, конечно, предположить, что кальцитовый субстрат (в отличие от доломитового) заместился фосфатом на все 100 %, не оставив по себе никаких следов… Но такое допущение представляется чересчур уж фантастичным.

Поэтому напрашивается другое, гораздо более вероятное объяснение тотального отсутствия кальцита: первоначальный процесс образования фосфата не был диагенетическим; в специфических поздневендских условиях концентрации фосфата в морской воде были настолько высоки, что была возможна прямая садка фосфата Са. В пользу этого как раз и говорит аморфность слойков афанитового фосфата, ибо экспериментально доказано, что Мg морской воды препятствует кристаллизации нормального апатита.

Свидетельство второе – седиментологическое. В диссертации приведены убедительные материалы об участии слойков афанитового фосфата в заведомо первичных слоистых текстурах.

Во-первых, это первичные тонкослоистые ламиниты, которые диссертант трактует как сезонную слоистость: здесь фосфатные слойки совершенно равноправно присутствуют в текстуре вместе с терригенными, карбонатными и кремнистыми. Но если считать фосфаты диагенетическими, то придется допускать процесс невероятно селективной фосфатизации. Только так может получиться чередование десятков слойков, из которых одни – седиментационные, а соседние – диагенетические. Поверить в это очень трудно. Гораздо проще предположить периодическую садку фосфата, при которой терригенные или карбонатные слойки будут естественным образом чередоваться с хемогенными. В диагенезе же ничто не препятствует какой-то части афанитового фосфата трансформироваться в фосфат микроконкреционный.

Во-вторых, это участие в косой слоистости, в которой фосфатные слойки также выступают как вполне равноправные элементы текстуры. Это значит, что к моменту формирования слоистости – фосфаты уже образовались. И здесь ничто не мешает в дальнейшем проявиться диагенетическому стягиванию хемогенного фосфата в микроконкреции и превращению протяженных слойков в линзы.

В-третьих, это прекрасно описанные диссертантом текстуры тектонических микроподвижек (микросбросов и взбросов), столь характерные именно для афанитовых фосфоритов. Они интерпретируются как показатель слабых сейсмических толчков в период фосфатонакопления (стр. 154),

«под действием которых более литифицированные по сравнению с вмещающими осадками фосфатные слойки ломались и вдавливались в окружающую их незатвердевшую массу»

Но разве эта картина не означает, что к моменту толчка – фосфатные слойки уже существовали, то есть образовались в седиментогенезе?

В-четвертых, диссертант отмечает «инситный» характер микроконкреций и теснейшую их связь с афанитовым фосфатом (стр. 209):

«В участках, где микроконкреции плотно прижаты друг к другу, они постепенно переходят в афанитовые фосфатные слойки».

Таким образом, диссертант подразумевает диагенетический процесс «микроконкреционный фосфат Þ афанитовый фосфат». Но стоит лишь обратить направление стрелки: «афанитовый фосфат» (седиментационный) Þ микроконкреционный фосфат» (диагенетический), как картина становится более правдоподобной.

Свидетельство третье – геохимическое. Оно касается концентраций урана, бария и мышьяка.

Уран. Как А. В. Ильиным, так и диссертантом подчеркивается давно всеми замеченная особенность эдиакарских фосфоритов – а именно их бедность ураном. Диссертант пишет (стр. 187):

«причину изначальной низкой ураноносности афанитовых фосфоритов можно связать с высокой скоростью их формирования»^[5]

Но ведь это – еще один довод в пользу их седиментационной, а не диагенетической природы.

Барий. Диссертант пишет (стр. 194):

 «бариеносность афанитовых фосфоритов далеко оставляет за собой концентрации этого элемента в других типах руд».

Действительно, среднее содержание Ва (табл. 1.4.3.10) в фосфоритах Харанурского месторождения составляет 2200 г/т, Хубсугульского – 1300, и т. д. Проще всего объяснить это тем, что Ва сразу coосаждался с фосфатом, что гораздо эффективнее диагенетической сорбции бария из ограниченного ресурса иловых вод, с последующим медленным встраиванием Ва в решетку фосфата. Поскольку ПР ортофосфата Ва = 10^-23, то он вполне может соосаждаться с фосфатом кальция (хотя для чистого Са-фосфата ПР = 10^-29, однако для карбонат-фтор-апатитов (франколитов) он должен быть гораздо выше).

Мышьяк. Эдиакарские фосфориты оказались обогащены мышьяком в сравнении со многими другими, а установленная здесь корреляция мышьяка с фосфором означает, что мышьяк входит в состав именно фосфата, а не сульфидов (стр. 195):

«в значительной степени обогащению фосфата мышьяком способствовало то, что минерал формировался на ранних этапах диагенеза, еще до момента появления в осадках пирита – главного «поглотителя» этого элемента».

Однако сульфиды Fe (мельниковит, грейгит, пирротин) появляются очень рано, поскольку сульфат-редукция – процесс раннедиагенетический.

– Но что же может быть раньше раннего диагенеза?

– Только седиментогенез; приходится допускать, что фосфат появился уже в седиментации. Заметим также, что в фосфат может входить только пятивалентный мышьяк – арсенат-ион [AsO₄]^3- , тогда как в пирит входит катион трехвалентного мышьяка – As³⁺. Восстановление мышьяка («арсенат-редукция») происходит в диагенезе. Сульфиды оказывались бедны мышьяком потому, что восстанавливаться было уже нечему: мышьяк в форме арсената был в основном поглощен ранним фосфатом, так что на долю сульфидов уже почти ничего не оставалось.

 

Подведем итог обсуждению генезиса эдиакарских афанитовых фосфатов.

1. Мы полностью согласны с диссертантом относительно уникальности афанитовых фосфатов, полных аналогов которых далее в истории Земли не возникало.

2. Однако мы полагаем, что они формировались путем садки фосфата из наддонных вод. Поскольку равновесие осадка аморфных фосфатов с морской водой крайне неустойчиво, такие фосфаты были подвержены интенсивному диагенезу – с формированием микроконкреционных, пеллетных и конкреционных фосфоритов. В итоге диагенез сильнейшим образом «маскировал» седиментогенную природу афанитовых фосфоритов.

3. Первичный механизм садки фосфата с необходимостью требует допущения резкого обогащения эдиакарского океана фосфором – на два порядка выше, чем в воде современного океана. Это находит подтверждение в огромных мощностях эдиакарских отложений, повсеместно содержащих P₂O₅ в 3–5 раз больше, чем в осадочных породах фанерозойской стратисферы. Поскольку такого ресурса фосфора, как органическое вещество черных сланцев, здесь явно недостаточно – мы допускаем (в согласии с диссертантом) эндогенное поступление фосфора в эдиакарский океан».

 

9. Керченский – сорбционный

 

Как известно, окисное железо Fe(III), образующее гидроксид Fe(OH)₃ – является мощным геохимическим барьером для растворенного фосфата. Этим объясняются почти постоянные примеси сорбированного железа в окисных железных рудах, в частности, в керченских. И. И. Бок в своих лекциях по агрорудам подробно описывает фофатсодержащие осадочные железные руды, которые он называет «фосфористыми», замечая при этом, что фосфор [3, с. 27]

«представляется одним из характернейших и типоморфных компонентов осадочных железных руд, само присутствие которого как бы свидетельствует об осадочном их происхождении».

Он приводит средние содержания фосфата (Р₂О₅, %), «отложившиеся в обычных условиях хорошо проветриваемого шельфа» [Бок, 1955, с. 27]:

 

Нормандия (оолитовый гематит)…………………………… 2.53–3.22

Месторождение Обэн, Центральное плато Франции (сидериты с 39 % железа)……………………………….         около 7.4

Вестфалия (верхнекарбоновые глинистые железняки С 39 % железа и 1 % марганца)………………………………….      3.1

Нучич, Пражская мульда, Чехословакия (шамозит-сидеритовые оолитовые руды)… ………………………….      2.5–3.0

Грейтбелл, Ньюфаундленд (оолитовые красные железняки) до 4.6

Керчь (оолитовые гидрогетиты)……………………3.2–3.7.

 

Это богатство фосфором осадочных железных руд, особенно оолитовых, основывается на сходстве геологических позиций образования железных руд и фосфоритов. И те, и другие представляют осадки в шельфовых условиях, т.е. там, где особенно широко развивается органическая жизнь, активнейший концентратор фосфора в своих белках и скелетных частях <...>»

 

10. Хиатусный – шлиховой

Как известно, с топофациями морского дна тесно связаны динамические фации, различающиеся подвижностью водной среды – от спокойной и даже застойной (стагнированной) до подвижной и очень подвижной (прибойная литоральная зона, штормовое волнение или мощные течения). Динамофации косвенно влияют и на скорость седиментации: она может быть очень высокой в областях так называемой лавинной седиментации (на шельфе и континентальном подножии), или крайне низкой в тихих водах пелагиали, где осаждается только тончайшая терригенная взвесь и планктоногенный материал..

Крайним проявлением высокой динамики среды является полное прекращение седиментации (перерыв или хиатус) с обнажением твердого дна (хардграунда), с последующей lag concentration – формированием шлиха или слоя фосфоритовых желваков. Такое явление, как известно, широко развито на шельфах в современном океане и не менее широко было проявлено в юре–мелу на Русской платформе – при перемыве слоев с желваковыми фосфоритами. В условиях энергичных движений воды, ранее образовавшиеся фосфатные образования (такие как фекальные пеллеты, микроконкреции, обломки слабо литифицированных фосфатных осадков) могут отрываться от дна и какое-то время находиться во взвешенном состоянии. Именно так образуются столь характерные для многих фосфоритовых месторождений фосфатные оолиты и фосфатные брекчии.

Например, в так называемой Гельветской формации Австрии, располагавшейся на северной окраине Тетиса и охватывающей стратиграфический интервал от апта до нижнего сеномана, описаны повторяющиеся в разрезе маломощные фосфатные прослои (обычно < 50 см) в толще глауконитовых песков, мергелей и пелагических микритовых известняков. Установлено, что скорость седиментации таких прослоев была очень мала: 2–20 см/млн лет, т. е. эти прослои являются «конденсированными». Австрийский литолог Карл Фёллми дал детальное описание этих фосфатов, называя циклические последовательности слоев в разрезе «циклами Батурина» [24].

 

11. Гипергенный – кор выветривания

 

Субстратом кор выветривания служат разные брекчии (например, карстовые) в зонах разломов, обломки в которых содержат вышекларковые концентрации фосфора – например, фосфатизированные обломки рифов или черных сланцев. Концентрации фосфора создаются за счет мобилизации и переотложения фосфата, а также частичного выноса вещества вмещающей породы и остаточного накопления фосфата. Таковы, например, описанные Б. И. Чувашовым и Л. П. Яковлевой [14] надрифовые месторождения типа Ашинского. Однако «надрифовая» обстановка совершенно не обязательна – это лишь частный случай, характерный для Южно-Уральского бассейна.

Отличным примером служит Софроновское месторождение на Полярном Урале, минералогия которого детально изучалась В. И. Силаевым [11]. Здесь в субстрате – тектонические брекчии по фосфатоносным фтанитам силура и известнякам верхнего ордовика, хотя возраст линейной коры выветривания, развитой в контакте карбонатной и сланцевой толщ, точно не установлен. В шлифах из скважин одного из проявлений того же типа (Есто-То на Полярном Урале) мы наблюдали [8] весьма разнообразные по формам выделения явно миграционного вторичного фосфата, заполняющего поры и трещины, и образующего таким образом, порово-трещинный цемент брекчий – но при отсутствии метасоматической фосфатизации обломков в брекчиях. Очевидно, что при выветривании фосфатоносного субстрата фосфат мобилизовался и переоткладывался в наиболее проницаемых зонах линейной коры выветривания.

 

Попытка обобщения: две группы генотипов

 

Итак, хотя по комплексу геологических признаков выделяется не менее 11 генотипов фосфатонакопления, по признаку источника фосфора можно выделить всего две группы генотипов.

Первая группа – это фосфориты, имеющие тесную генетическую связь с первично-биогенным фосфором Р_био. Они образуются либо вследствие прямого унаследования органического и минерального фосфора Р_био, либо вследствие фиксации части растворенного (РО₄^3-)_водн из поровых вод – в осадке. В этой группе окажутся генотипы 1, 2, 3, 10. Сюда относится промышленный тип «желваковых фосфоритов», а также гуано (генотип 4), не имеющий связей с другими генотипами.

Вторая группа – это фосфориты, не имеющие ясной связи с Р_био, формирующиеся из «обезличенного» ресурса (РО₄^3-)_общ, растворенного не в поровых водах осадка, а в столбе наддонной воды. Источник фосфора в них может быть любым – терригенным, вулканогенным или биогенным и чаще всего является смешанным. К этой группе принадлежат генотипы 5–9. Сюда относится промышленный тип «пластовых фосфоритов».

Выделение этих двух генетических групп фосфоритов важно и в «историческом» аспекте: оно показывает, что все предлагавшиеся еще с конца 19 века и по настоящее время теории происхождения фосфоритов – правильны, поскольку вполне вписываются в эти два обобщенных генотипа, представляя их частные случаи. Например, «биогенная гипотеза» Меррея и Ренара (1881 г.) [1] полностью вписывается в первый обобщенный генотип, а концепция «биолитного диагенеза» [1] – отчасти во второй, а отчасти в первый.

Можно предположить, что эти две группы фосфоритов должны отличаться по изотопному составу углерода, входящего в состав Са-фосфата.

Действительно, франколиты первой группы захватывают в свою структуру изотопно-облегченный углерод, возникающий в процессе бактериального диагенетического разложения органического вещества. Как выяснили Дж. Макартур и сотр. [25], значение (d¹³C)_фосф в таких фосфоритах составляет от –7 до –8 ‰, т.е. характерно для раннедиагенетической сульфат-редукции, а также (реже) +15 ‰, что характерно для ферментативных процессов позднего диагенеза.

Фосфориты второй группы должны в основном наследовать изотопный состав карбонатного углерода. Так оно и оказалось – значения (d¹³C)_фосф в них составляют около –1 ‰, т.е. отвечает нормальному морскому известняку.

Дополнительной геохимической меткой этих двух групп могут быть содержания других элементов-примесей. Как подметил А. В. Ильин [5], в древних эдиакарских фосфоритах на целый порядок меньше Cd, чем в мезокайнозойских – в среднем всего около 2 г/т, а также гораздо меньше U и РЗЭ. Объяснение этого феномена мы видим в том, что древние фосфориты являются в основном продуктом фосфатизации карбонатных строматолитов [4], или опаловых раковин радиолярий и губок, в которых, конечно, никакого кадмия не было (известно, что Cd – обязательный компонент планктона), а кроме того, вероятно, они находились меньшее время в контакте с морской водой (откуда апатит лишь очень медленно поглощает U и РЗЭ).

 

Краткие выводы

 

1. Рассмотренные выше 11 генотипов отчасти независимы, отчасти имеют области перекрытия, изображенные на рис. 2.

 

 

--------------------------------------------------------------------------------------------

Рис. 2. Соотношения генотипов фосфогенеза, показанные с помощью кругов Эйлера. Заштрихованы области предметных перекрытий.

Генотипы: 1 –. торфяной – вивианитовый, .2 – черносланцевый – диагенетический, 3. скелетный – биоморфный, 4. островной – фекальный, 5. кембрийский и верхнемеловой-неогеновый – метасоматический, .6 – надрифовый – метасоматический, 7 – вулканогенный – метасоматический,  8 – эдиакарский – седиментационный, 9 – керченский – сорбционный, 10 – хиатусный – шлиховой, 11 – гипергенный – кор выветривания

---------------------------------------------------------------------------------------------

Как видно на рис. 2, между генотипами имеются области перекрытия, например: 1 + 9 = формирование вивианита как в болотах, так и в железных рудах типа керченских; 2 + 3 = фосфорное «дыхание» депрессионных углеродистых илов (где идет диагенетическое фосфоритообразование) выплескивается на периферию депрессии, где есть либо риф, либо карбонатные осадки, и фосфор садится на Са-барьере; 6 + 7 = вулканогенный фосфор садится не в углеродистом осадке, а на рифовом Са-барьере; 5 + 8 = растворенный фосфор производит фосфатизацию карбонатного или кремнистого осадка в диагенезе, или же фосфат кальция осаждается непосредственно (чаще всего с последующим  перераспределением в диагенезе), и. т. д..

2. При исключении самого позднего гипергенного генотипа 11, остальные генотипы можно объединить в две группы по характеру фосфора – (а) непосредственно связанного с органическим или минеральным биогенным веществом, то есть с Р_био; (б) «обезличенного» фосфора Р_общ, не имеющего непосредственной связи с Р_био. В этих группах концентрация фосфора происходила по двум сценариям.

2а. Первый сценарий можно условно назвать динамическим; для него характерны «циклы Батурина», отражающие частые колебания величины Eh при седиментации, периодические сопровождавшейся размывом осадков с формированием шлиха. Такой сценарий порождал промышленные месторождения желваковых фосфоритов.

2б. Второй сценарий можно назвать седименто-диагенетическим. Для него характерна диагенетическая фосфатизация карбонатных (и реже кремнистых или окисно-железистых) осадков, а также непосредственная садка кальциевого фосфата в эдиакарском генотипе № 8. Такой сценарий порождал промышленные месторождения пластовых зернистых и микрозернистых фосфоритов (в том числе и «афанитовых»), а также месторождения фосфатсодержащих железных руд.

 

Литература

1. Батурин Г.Н. Фосфатонакопление в океане. – М.: Наука, 2004. 464 с. 2. Блисковский В.З., Минеев Д.А. Камни плодородия. – М.: Недра, 1986. 213 с. 3. Бок И.И. Агрономические руды. – Алма-Ата, 1955. 177 с. 4. Еганов Э.А. Фосфоритообразование и строматолиты. – Новосибирск: Наука,1988. 89 с. 5. Ильин А.В. Древние (эдиакарские) фосфориты. – М.: ГЕОС, 2008, 160 с. (Тр. ГИН РАН, вып. 587). 6. Казаков А.В. Фосфоритные фации и генезис фосфоритов // Тр. НИУИФ, 1937, вып. 142. С. 100–119. 7. Кетрис М.П., Лебедева Г.В. Юдович Я.Э. К геохимии эоценовых черносланцевых толщ Средней Азии // Литогенез и геохимия осадочных формаций Тимано-Уральского региона. № 6. – Сыктывкар, 2007, с. 112–123 (Тр. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН. Вып. 121). 8. Кетрис М.П., Юдович Я.Э., Швецова И.В. Литохимия фосфатсодержащей коры выветривания на рудопроявлении Есто-То, Полярный Урал // Литохимия в действии: Матер. Второй всерос. школы по литохимии (Сыктывкар: 13–17 марта 2006). – Сыктывкар: Геопринт, 2006, с. 97–101. 9. Красильникова Н.А., Гуревич Б.Г., Блисковский В.З., Шмелькова Ю.Ф., Оболенская Г.А. Фосфориты Алтае-Саянской области // Литология и полезные ископаемые, 1965, № 4. С. 161–181. 10. Красильникова Н.А., Тушина А.М., Шмелькова Ю.Ф Типы фосфоритовых руд и основные требования промышленности // Геология месторождений фосфоритов, методика их прогнозирования и поисков. – М.: Недра, 1980. С. 27–42. 11. Силаев В.И. Минералогия фосфатоносных кор выветривания Полярного Урала. – СПб: Наука, 1996, 136 с. 12. Смирнов А.И. Вещественный состав и условия формирования основных типов фосфоритов. – М.: Недра, 1972. 196 с. (Тр. ГИГХС. Вып. 14). 13. Ферсман А.Е. Фосфор (Р–15) // Геохимия. Том четвертый. (Избранные труды. Том V). – М.: АН СССР, 1959. С. 100–112. 14. Чувашов Б.И., Яковлева Л.П. Позднепалеозойский фосфоритоносный Южноуральский бассейн (история развития, основные типы фосфатопроявлений и их связь с фациями, петрография и геохимия фосфоритов). – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008, 160 с.  15. Юдович Я.Э. Семь генотипов фосфогенеза // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН, 2006, июнь, № 6 (138). С. 2–6. 16. Юдович Я.Э. Фосфатсодержащие силикатно-кремнистые конкреции в терригенных толщах // Постседиментационное минералообразование в осадочных формациях. – Тюмень: ЗапСибНИГНИ, 1985. С. 118–123. 17. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимия черных сланцев. – Л.: Наука, 1988. 272 с. 18. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Элементы-примеси в черных сланцах. – Екатеринбург: УИФ Наука, 1994. 304 с. 19. Юдович Я.Э., Кетрис М.П., Никулова Н.Ю. Соин В.Н. Сочинские шарики // Вестник Ин-та геологии, 2006, март, № 3 (135). С. 7–14. 20. Юдович Я.Э., Кетрис М.П., Никулова Н.Ю., Соин В.Н. Новые данные о шамозит-кремнистых фосфатсодержащих конкрециях // Литогенез и геохимия осадочных формаций Тимано-Уральского региона. № 6. – Сыктывкар, 2007. С. 124–132 (Тр. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН. Вып. 121). 21. Юдович Я.Э., Пучков В.Н. Геохимическая диагностика глубоководных осадочных пород // Геохимия, 1980, № 3, с. 430–449. 22. Юдович Я.Э., Шишкин М.А., Лютиков Н.В., Кетрис М.П., Беляев А.А. Геохимия и рудогенез черных сланцев Лемвинской зоны Севера Урала. – Сыктывкар: Пролог, 1998. 340 с. 23. Яншин А.Л., Ильин А.В., Еганов Э.А. Основные проблемы древнего фосфатонакопления // 27-й Междунар. геолог. конгресс. Доклады. Секц. С 15: Неметаллические полезные ископаемые. – М.: Наука, 1984. С. 95–103. 24. Föllmi K. B. Condensation and phosphogenesis: example of the Helvetic Mid-Cretaceous (northern Tethyan margin) // Phosphorite Research and Development. (Eds. A. J. G. Notholt, I. Jarvis), 1990. p. 237–252. (Geol. Soc. Spec. Publ., № 52). 25. McArthur J.M., Coleman M.L., Bremner J.M. Carbon and oxygen isotopic composition of structural carbonate in sedimentary francolite // J. Geol. Soc. London, 1980, vol. 137. p. 669–673. 26. Soesoo A., Hade S. U-rich graptolite shales of Baltoscandia // Geochim. Cosmochim. Acta, 2009, vol. 73, № 13S, p. A1245.