磷块岩成因分析

1、磷块岩成因分析摘要：早期人们认为磷块岩是生物成因或者杨柳上涌成因。本文从海洋磷的 来源，深海水中磷的赋存状态，由深水到浅水的环流，海底磷的聚集，海水磷灰 石溶解度的变化，磷灰石的沉淀作用，磷灰石的聚集作用7个方面介绍了海洋磷 成因认识。并从生物成磷机制，生物细胞结构等方面介绍了生物成磷说。关键字：磷块岩成因海洋磷生物成矿作用一、早期假说磷块岩成因的早期假说，在沉积方面提出了种种不同的模式：加尔布兰德森 认为，大多数磷酸盐沉积都以有机物的作用为基础；费歇提出，结核状磷块岩层 是凝结作用的产物；布莱克韦尔德曾论述磷的地球化学循环；格拉保强调磷酸盐 岩层产于大小不整面上，包括布莱克韦尔德在内的许多人

2、认为生物的大量死亡及 其遗体在海底的堆积，是由于冷热海水很合所引起的。卡扎科夫在前人假说的基 础上提出了上翻洋流模式。他认为，海水磷的含量随着深度的增加而增大，光合 作用带含量最小，到大约500米深处含量最大。来自深海的富磷冷水涌上大陆斜 坡和浅海海底，并沉积了磷酸盐。上升冷水由于包括水温增高和C02分压减小在 内的物理化学条件的变化，使磷灰石达到了饱和；在200米以下的冷水有充足的 CO2：使磷灰石不饱和。因此，磷块岩是深海水上升到水深为50-200米的大陆架 沉积的，并形成浅水地合和深水地槽两个磷块岩相。卡扎科夫系统地阐述了他的假说，否定了当时流行的很多假说。他用化学成 因的假说代替生物成

3、因假说，并推论磷灰石只能在一定的物理化学条件下沉积。 尽管他承认磷块岩中富含有机物，但他认为这和磷块岩形成没有明显的联系。他 还确信他的模式能充分地解释磷块岩的沉积作用，这种沉积作用的物质来源不依 赖于火山岩中的磷，从而否定了火山作用成因假说。目前的研究并不都是受卡扎科夫上翻洋流假说的支配：布什斯基、佩维和基 瑟赞成用河源、浅水陆架或港湾沉积作用来解释古代磷块岩矿床的来源和古地理， 有些人提议火山喷气为磷块岩的来源；黑特支持海水中的磷通过濒海盆地的燕发 作用而聚集的假说。在磷的来源、地层关系、沉积过程以及沉积时间等方面存在 着不同的看法，要使这些看法统一起来，还需要进行更深入的研究。二、当前对

4、海洋磷成因的认识1、海洋磷的来源陆地岩石和土壤的化学侵蚀可溶解释放出一部分磷，其中大部分被生物吸收， 少部分由河流带入海洋，后者估计每年可达1.5x106吨.其中三分之二为有机磷， 三分之一为无机磷。以碎屑形式带入海洋中的磷每年可达1.5x107吨。磷也可由 火山作用进入海水。也有人认为，在局部范围内热水溶液中的磷是大型磷酸盐矿 床的重要来源。巴特林估计，以各种途径每年进入海洋的活性磷总量为1.57x106 吨，其中1.5x106吨来自河流，其余来自火山。2、深海水中磷的赋存状态含磷有机体的沉淀带着磷向下运移，因而使海水表面的磷贫化，深水得到富 集。这些有机碎屑在沉积之前，已有百分之九十以上的

5、磷扩散到海水中。从水深 大约几百米处向下，磷的含量逐渐增加，到1000米深的水中磷的含量最大。加 尔布兰德森和罗伯特设想，磷灰石在冷水、深水中由于温度降低、压力增加而更 易溶解。3、由深水到浅水的环流海水存在垂直方向的循环，其主要作用是在上部几百米之内的水中。海面上 的信风和西风使上部海水产生流动，并成为主要的洋流，其循环方向在北半球为 顺时针，在南半球为逆时针。赤道信风带中的上翻洋流和由蒸发卤水下沉产生的上升水，一般出现在纬度 小于40的地方，南极的分流是在南纬60 -70之间。被上翻洋流所覆盖的浅 水区主要有：（a）大陆架和信风带中沿大陆西岸的海隆；（b）赤道附近的海隆、海 底山以及地块的

6、外滨坡；（c）大陆斜坡和南极的海隆。4、海底磷的聚集浮游生物有机质在沉积过程中腐烂，所含磷质释放到水中，增加了深水磷的 含量。长期以来，海底磷进一步聚集公认的机制是生物碎屑的沉淀与堆积，这种 堆积包括有机物的硬壳和软体两部分。一切动棉植软体部分都含磷，但上涌水中 的磷酸盐不是靠浮游植物的繁殖来迁移，而是靠大量浮游动物来迁移，并储存于 有机体的硬体部分。海底水中磷的另一种来源是沉积物中的间隙水。由于扩散作用使磷酸盐从沉 积物进入水体，其量可达5x102微克/年。另外，沉积物的压实作用也能使其间隙 水或孔隙水进入底部水中，特别是埋深小于儿百米的沉积物更是如此。巴特林指 出，由于沉积物更是如此。巴特

7、林指出，由于沉积物搅动、有机质腐烂、扩散作 用、吸附作用和渗滤作用，使得靠近底部的海水可能更富含磷。5、海水磷灰石溶解度的变化PO 43-的浓度取决于体系的pH值，p H值越高，PO 43-离子占全部溶解磷的 百分率就越大。海水pH值最初受CO2和水所产生的碳酸反应所控制。所以在给 定碱度下，溶解的CO2越多，pH值就越低.PO 43-形成许多络离子，其中对于海 水中磷的反应最重要的是MgHPO4离子，而任何含磷络离子的形成都会降低 PO43-的浓度。生成磷灰石反应的溶度积受温度和压力的影响，温度的降低和压 力的增大都使溶度积增大或使磷灰石更易溶解。此外，较低的温度和较高的压力 使溶解CO2的

8、分压增大，从而降低海水中pH值。因此，温度降低、压力增高使 海水化学性质向磷灰石不饱和变化;反之，温度增加、压力降低就会向饱和变化。富有机质沉积物中孔隙水同海水的化学成分有很大不同。在孔隙水中，H2S、 h2co3、氨、硅酸和磷大量增加，原因在于生硫细菌降低了有机质的含量。如果 这种变化进行得非常彻底，那么，孔隙水就成为磷灰石饱和的水了。6、磷灰石的沉淀作用（1）原始生物沉淀作用在沉积岩中磷灰石原始沉淀作用已被大量资料所证 实。许多动物以磷灰石形成其硬壳，包括无关节腕足动物的硬壳、脊椎动物的 牙齿、骨骼和鱼鳞等。这些动物的碎片堆积在某些沉淀物中形成一个特定的磷块 岩相。原始生物磷块岩沉积在能量

9、中等的含氧水体，形成浅水的、靠岸的磷块岩 相。这些生物磷块岩层通常是砂质的，向岸方向变薄，并过渡为分选很好的砂岩 层，这些砂岩层显然是在相对高能环境下形成的。（2）成岩沉淀作用磷灰石起初为交代充填于化石腔中的有机质，并在软泥 中形成微结核或球粒。在成岩作用中，磷灰石交代石灰石、碳酸钙壳和磷块岩内 的细粒。成岩作用过程的驱动力是有机质，由于有机质腐烂和硫的还原，孔隙水 的化学性质发生变化。磷的浓度可达1-2毫克/升，最高可达8-9毫克/升。孔隙 水有这样高的浓度，实质上对磷酸钙是饱和的，因而磷酸钙就开始在不同成因和 不同成分的物质上沉积了。这种沉积作用使孔隙水中的磷发生贫化。随着进一步 的成岩作

10、用，非磷成分如原始含磷很低的粪化石便发生自泄，从而使P2O5含量 可增高20-30%。（3）磷灰石在沉积物表层的沉淀作用岩相学的研究证明了磷灰石在沉积物 表层的沉淀作用过去就发生过，最令人信服的证据是磷灰石鲡粒和石英砂粒混合 的砂岩。这些磷灰石鲕粒的核心往往是石英砂或初期磷灰石外壳碎屑，并被原生 的呈同心纹状的磷酸盐层所包裹，说明它是沉积于中等能量的氧化环境中。许多 磷块岩的一个奇怪的特点是形成复合球粒，即大球粒是由小球粒组成的，其中也 有些球粒是破碎的。这种结构说明了低能和高能交替变化的条件。有机物沉积速 度的变化，大概也说明了氧化期和还原期的变更。7、磷灰石的聚集作用磷灰石的聚集作用对于形

11、成高品位磷灰石来说是成磷的最后阶段，重要的 聚集作用有：（1）簸选作用：簸选作用是通过风的作用或水流作用选择性分离颗粒的大 小的一种作用过程。它将较小的和较轻的颗粒冲走，剩下较大的较重的颗粒。簸 选作用可以是一个连续迁移细粒碎屑沉积物、相对地堆积较大颗粒的过程，也可 以是沉积环境间歇性高低能量交替的作用过程。（2）再造作用：再造作用是指颗粒从其形成之处迁移或位移以及掺合的一 种作用这种作用在较新的地层中可以辨认出来。有人认为海退是再造作用的动力。 尽管某些磷块岩确实是海退沉积物，但许多情况并非如此，磷块岩既与海退旋回 有关，也与海进旋回有关，而且在海进旋回中更为发育。（3）风化作用：风化作用使

12、磷块岩发生很大变化，有利于磷灰石的聚集，它通常淋滤掉许多 可溶性矿物，使有机物氧化，从而在岩石中增加了磷酸盐的含量。一些磷酸盐矿， 例如田纳西州和亚拉巴马州被称为“褐岩”的岩石，是中奥陶统纳计维尔群和上 奥陶维梅维尔雄磷酸盐化灰岩，在全新世由地表风化和淋滤形成的残留沉积物， 弗罗里达陆源卵石型磷块岩是高度风化形成的，首先碳酸盐被迁移造成残留的磷 酸盐相对富集，最后通过红土风化形成铝铁磷酸盐。总之，风化作用及海底风化， 在某些矿床中对于磷灰石的聚集起了重要的作用。三、磷块岩生物成矿作用现代研究认为，我国南方晚震旦和早寒武世磷块岩主要是生物特别是磷质微 生物建造的。这方面国内外报导很少。在印度西部

13、Gao大陆架7至150m深处发 现现代沉积物中磷酸盐富集于核形石外层，并见到纤维状真菌和类似细菌的磷酸 盐壳粒结构；在澳大利亚东部大陆边缘磷块岩中发现非丝状体的细菌构造和 botuliform杆菌，并在细菌构造内部发现碳氟磷灰石，据此可探讨磷块岩成因与 生物的联系国内刘志礼等进行了 “藻类对磷酸盐形成和沉积作用影响的模拟实 验”，认为由于藻的生命活动使介质pH值与Eh值发生变化，形成弱还原环境促 进了磷酸盐的形成与沉淀。迄今仍然认为生物的生活改变了介质条件，创造了有 利于磷酸盐沉积的环境。作者认为这仅是生物成矿作用的一个方面，更主要的是 嗜磷生物汲取磷质作为自身的组分，死亡后堆积成矿，其聚磷机

14、理和成矿作用是 生物氧化磷酸化与生物钙化作用。高等生物出现以前的晚震旦一早寒武世初期，是我国最主要的成磷期，也是 微生物空前繁盛的时期，这个时期在我国南方有几百亿吨磷块岩沉积，现已在各 工业磷矿床的矿石中发现了大量多种形态的磷质微生物化石，它们不仅生物特征 明显，而且残留有氨基酸和核酸等生命组织的有机化合物。这些磷质微生物与现 代微生物的某些类群有许多相似之处，它们主要是原核生物的细菌到真核生物的 真菌，即有细菌、放线菌和霉菌三个类群。磷质微生物是构成工业磷块岩的最主要组分，此外藻类和小壳动物化石也单 独构成工业矿层，因此，磷块岩实际上是一种特殊的生物岩。细菌的细胞壁、细 胞膜、核质几乎都含磷

15、，例如细胞壁主要由肤聚糖和磷壁酸构成，磷壁酸有两类， 一是壁磷壁酸，二是膜磷壁。细胞膜主要由磷脂组成，磷脂双层构成骨架。磷脂 细胞膜的重要生理功能是进行体内外物质的交换，使营养物质逆着浓度梯度，由 低由高转运，从而保证了从营养物质浓度较低的环境中继续吸收营养物质。细胞 膜的另一重要生理功能是生物合成作用，菌体的多种成分，如肤聚糖、磷壁酸、 磷脂等，都是在细胞膜上合成的。动物的骨骼和牙齿主要是由钙和磷的化合物组成，而且以结品的经磷灰石和 无定形的磷酸钙（胶磷矿）形式分布于有机质中，经磷灰石较稳定，而无定形磷 酸钙波动较大，它在新骨或幼小动物骨中含量高，亦即动物年龄越大，骨、牙 中结品磷灰石含量越

16、高，微生物也是随菌增长含磷量增加，这都显示了生物聚磷 的逐渐累积。骨和牙的生长过程，实质是有机质和骨盐不断沉积的过程，医学上 称之为钙化作用。利用32P同位素试验观察到，牙在生长钙化未完成之前，32P很 快渗入、正在生长的牙组织中，但已完成钙化后，新陈代谢就极为缓慢。海相磷 块岩的无机化学组成与骨盐的物质组成有着惊人的相似性。小壳磷块岩正是由无 定形磷酸钙和结品磷灰石组成，是生物成磷的直接例证。组成磷块岩的磷细菌虽 然没有骨骼和牙齿，但有细胞壁、细胞膜，其对磷有吸收、沉积和生物钙化作用 可能与骨、牙近似，钙和磷在细菌中也是以极细的无定形磷酸钙和结品磷灰石的 形式存在，经计算，1克纯磷块岩中有3.9x1013-2.5x1015个球状磷细菌，这与1 克骨盐有1016个磷灰石品体近乎一致。有可能每一个球菌构成一个胶磷矿质点