Depósitos sedimentarios bioquímicos de fosfato
La roca fosfórica es una roca sedimentaria rica en fósforo formada principalmente por sedimentación bioquímica. La roca de fósforo en la roca de fósforo pertenece a la serie homogénea de fluorapatita de carbono, y su estado de cristalización es amorfo, criptocristalino, en escamas y columnar. Los minerales asociados con la apatita incluyen calcita, dolomita, glauconita, materia silícea y orgánica. La estructura mineral de la roca de fosfato es principalmente masiva y rayada, pero también tiene estructuras de vetas nodulares, estratificadas y reticulares. La estructura del mineral generalmente incluye estructura de gel, estructura clástica interna, estructura de esferulita y estructura bioclástica.
Los depósitos de roca fosfórica descubiertos hasta ahora son todos sedimentos marinos. Aunque los sedimentos continentales también contienen fosfato, no se ha encontrado que ninguno de ellos cumpla con los requisitos mineros. Según su presencia, la roca de fósforo se puede dividir en dos tipos: roca de fósforo en capas y roca de fósforo nodular. Los depósitos de fosfato son el tipo industrial más importante entre todos los tipos de rocas de fosfato y sus reservas representan el 80% de las reservas totales de fosfato del mundo. Se distribuyen en Yunnan, Guizhou, Hubei, Sichuan, Shaanxi, Shanxi, Henan, Gansu y otras regiones de mi país, y muchos países extranjeros como Estados Unidos y Australia también pertenecen a este tipo.
Los depósitos de fosforita abarcan un amplio rango de edades geológicas. Casi todos los depósitos de fosfato se han distribuido a lo largo de los siglos, desde el Proterozoico hasta el presente. Las principales eras de formación de fosforita en el mundo incluyen los períodos Siniano, Cámbrico, Pérmico, Cretácico y Terciario. Las principales edades de los depósitos sedimentarios de fosfato en China son el Siniano tardío y el Cámbrico temprano, seguidos por el Devónico, el Carbonífero y el Ordovícico.
Además de los depósitos de roca fosfórica, los depósitos de diatomita, los depósitos sedimentarios de azufre natural y los depósitos sedimentarios de pirita también son depósitos sedimentarios bioquímicos. Algunos de ellos se acumulan directamente por restos biológicos y otros se forman por acumulación directa. de restos biológicos. Se forma por la acumulación de determinados elementos debido a actividades de vida biológica o descomposición biológica. Las investigaciones modernas muestran que la formación de depósitos metálicos multielementos, incluido el esquisto negro, está relacionada con procesos biológicos. La mineralización biológica es un aspecto importante de la investigación moderna sobre mineralización.
Dos. Yacimientos minerales importantes
1. Mina de fosfato de Yunnan Kunyang
Este depósito está situado al oeste de la Plataforma Yangtze y al este del eje Kangxi-Dian. La formación de roca de fosforita se produce en la aldea Zhongyi de la formación Yuhucun temprana de Meishucun en el Cámbrico temprano (Figura 7-30). La combinación de rocas de la serie de rocas de fósforo es roca silícea-dolomita-roca de fósforo. La roca de fosfato se divide en capas superior e inferior, con arcilla hidromica que contiene fósforo de color gris-blanco intercalada en el medio. El espesor es de aproximadamente 1,6 m. La veta de carbón tiene 8 km de largo de este a oeste. El espesor de la veta de carbón superior es de 1,97 a 14,85 m, con un espesor promedio de 5,77 m, que es relativamente estable. El espesor de la veta de carbón inferior varía de 0 a 6,87 m, con un espesor promedio de 3,5 m, que varía mucho. El contenido promedio de P2O5 de los minerales en toda el área es del 26,24%. El mineral oxidado superficial es de alta ley, con un P2O5 superior al 30% y pocas impurezas nocivas. El contenido de P2O5 de los minerales primarios profundos disminuye significativamente (20% ~ 25%), mientras que los contenidos de CaO y MgO aumentan. Los tipos de minerales son principalmente rocas ricas en fosfato de color gris azulado y rocas de fosfato de dolomita de color gris claro. Los minerales minerales son principalmente fosfato coloidal, con una pequeña cantidad de dolomita, calcita, calcedonia, glauconita y clorita. La estructura del mineral es principalmente granular (clastos internos, esferulitas y estructuras bioclásticas). La estructura del mineral se presenta en forma de bloques, franjas, nódulos y gravas.
Figura 7-30 Diagrama de columnas estratigráficas de la Formación Yuhucun en Xiaowaitoushan, mina de fosfato Kunyang
(Citado de Tu Guangchi et al., 1988)
El El depósito está ubicado en la suave pendiente (plataforma) de roca carbonatada en el borde sureste del eje Kang-Dian, se formó en el entorno de depósito cambiante de la zona submareal - zona intermareal - zona supramareal - zona intermareal - zona submareal. Los tipos de lecho de roca fosfórica son principalmente lecho horizontal, lecho ondulado y lecho granular, seguidos del lecho cruzado. La zona minera ingresa a Shaanxi a través de Kunming, Emei y el norte de Sichuan, formando un importante cinturón de mineralización de fosfato de 800 kilómetros de largo de norte a sur y de 40 a 60 kilómetros de ancho de este a oeste.
2. El depósito de fosfato de Shifang en Sichuan
está ubicado en la sección media del cinturón plegado de la plataforma Longmenshan en el borde occidental de la cuenca de Sichuan. La sección que contiene fósforo pertenece al Devónico medio y superior y está compuesta de abajo hacia arriba por roca de fósforo con grava, mineral de aluminio y fósforo-estroncio, caolín que contiene fósforo, arenisca estacional que contiene fósforo y dolomita. La sección que contiene mineral es una discordancia paralela en la dolomía de algas de la Formación Dengying del Alto Sinian.
Los yacimientos son yacimientos de roca fosfórica y yacimientos de mineral de fosfato de aluminio. Los cuerpos de mineral de fosforita tienen principalmente capas y forma de lente, y su forma y espesor están controlados por las características y el grado de desarrollo de las antiguas formas kársticas del suelo. En las depresiones kársticas, los yacimientos se espesan y las protuberancias se adelgazan. El espesor del yacimiento es de 0 ~ 75,3 m, generalmente de 6 a 10 m, y la longitud de un solo yacimiento es de 4500 m, generalmente de 1300 ~ 3200 m ~ 3200 m.
El yacimiento de roca de fósforo y aluminio de estroncio tiene capas y forma de lente y se encuentra en el medio de la sección que contiene fósforo, encima de la capa de roca de fósforo. Los dos se encuentran en un estado de transición rápida. En la mayoría de los casos es idéntico a la fosforita detrítica subyacente. El yacimiento tiene de 70 a 3100 metros de largo, generalmente de cientos a miles de metros de largo, y de 0 a 23,50 metros de espesor, generalmente de 2 a 5 metros de espesor.
La roca fosfórica del mineral es principalmente fluorapatita y fosfato de aluminio, y el resto de minerales son principalmente minerales arcillosos y silíceos. La estructura del mineral incluye principalmente estructura clástica interna y estructura coloide. La estructura del mineral incluye principalmente estructura de brecha, estructura masiva, estructura en capas y estructura rayada. El depósito es un depósito de roca de fosfato erosionado y redepositado, que es una capa temprana (Siniano tardío-Cámbrico temprano) que contiene fósforo que fue redepositada por erosión, lixiviación y transporte a largo plazo en el Devónico.
Tres. El origen de los depósitos de fosfato
El contenido de fósforo en la corteza terrestre es del 0,13%, lo que se considera un elemento biológico típico. Los animales absorben fósforo durante su ciclo vital para formar sus cuerpos, como huesos, dientes, crustáceos, etc. Por ejemplo, los huesos de los vertebrados contienen hasta un 53,31% de P2O5, y algunos tipos de mariscos con forma de lengua y redondos contienen entre un 580% y un 91,5% de P2O5.
El fósforo en la roca de fósforo proviene principalmente de la liberación de apatita en la roca de magma. El fósforo se disuelve fácilmente en aguas superficiales que contienen CO2 y ácidos orgánicos, y llega a la cuenca marina, donde es absorbido por animales y plantas. Algunos geólogos creen que el fósforo disuelto en el agua de mar se debe principalmente a erupciones volcánicas submarinas.
Actualmente existen diferentes entendimientos sobre cómo se enriquece el fósforo para formar depósitos minerales a través de procesos biológicos y bioquímicos, incluyendo principalmente el origen biológico, el origen bioquímico y el origen químico.
La teoría de la biogénesis sostiene que los depósitos de rocas fosfatadas se forman por la acumulación de un gran número de organismos en el agua de mar tras su muerte. Al sur del Cabo de Buena Esperanza, en Sudáfrica, la corriente cálida ecuatorial se encuentra con la corriente fría antártica. Un gran número de organismos mueren y sus restos se acumulan en el fondo marino, formando una gran cantidad de nódulos de fosfato. En el depósito de fosforita del Silúrico temprano en Estonia, hay tres capas de fosforita compuestas casi en su totalidad por conchas de vieira mineralizadas.
La teoría de la genética bioquímica cree que el enriquecimiento de fósforo está relacionado con el plancton del océano. En aguas tropicales poco profundas, una gran cantidad de plancton prospera y absorbe fósforo del agua de mar. Cuando los organismos mueren, los desechos se hunden en el limo del fondo del océano, donde las bacterias pueden descomponerlos para liberar fósforo. Por lo tanto, en el lodo se enriquece una gran cantidad de fósforo, que es de 70 a 150 veces mayor que el del agua del fondo del mar. Por ejemplo, el contenido de fosfato en el agua de mar es de 3 a 7 mg/m3, mientras que el contenido de fosfato en el lodo del fondo marino llega a 200 a 1100 mg/m3. El agua de lodo con alto contenido de fósforo se difunde hacia la capa inferior con baja concentración. Durante el proceso de difusión, los fosfatos se acumulan alrededor de partículas pequeñas (como granos de arena, partículas minerales, desechos biológicos, etc.). ) forma nódulos de fosfato. De esta manera, se pueden formar depósitos de fosforita más espesos debido a la deposición a largo plazo de limo rico en materia orgánica.
La teoría del origen químico fue propuesta por a b. Kachakov (1937). Basándose en datos de la química del agua del océano, estudió la distribución del fósforo en el agua de mar moderna y la relación de equilibrio de fases de P2O5-CaO-HF-H2O, y luego explicó racionalmente el proceso de deposición química del fósforo. Dividió el agua del mar en cuatro capas (Figura 7-31). La primera capa, desde la superficie del agua hasta una profundidad de 60 metros, es la capa de reproducción activa del plancton, o la capa fotosintética; en esta capa de agua de mar, los organismos absorben una gran cantidad de fósforo del agua de mar; Por tanto, el contenido de fósforo en esta capa de agua de mar es muy bajo. El contenido máximo de P2O5 es de 10 ~ 15 mg/m3, generalmente inferior a 2 ~ 5 mg/m3. Además, la presión parcial de CO2 en esta zona no supera los 30,39Pa (3×10-4 atm). La profundidad de la segunda capa de agua varía de 60 ma 300 ~ 400 m. Es la capa de agua por donde pasan los organismos muertos y el contenido de fósforo es ligeramente mayor. La tercera capa de profundidad del agua varía de 300 a 400 m a aproximadamente 1000 a 1500 m, que es la capa de agua descompuesta por organismos muertos debido a la descomposición del fosfato, la concentración de P2O5 en el agua de mar es de 300 a 600 mg/m3; o incluso más alto. La presión parcial del CO2 aumenta a 12×10-4 atmósfera. La profundidad del agua de la cuarta capa está por debajo de 1000 ~ 1500 m y el contenido de fósforo vuelve a disminuir.
Figura 7-31 Diagrama esquemático de la formación de fosfatos precipitados de roca fosfórica en agua de mar en el área de la plataforma bajo condiciones de flujo de agua fría ascendente y profundo.
(Según información de Kasakov, 1937)
1-Capa de guijarros costeros y fase arenosa; 2-Facies de fosforita; 3-Fase sedimentaria calcárea; 5-Asentamiento de residuos de plancton; - Dirección actual
Dado que la concentración de CO2 en el agua de mar juega un papel importante en la disolución del fosfato, el CO2 y el CO2-3 aumentan con el aumento de la profundidad del agua de mar. Por lo tanto, cuando las corrientes oceánicas crecientes llevan agua de mar fría y profunda rica en fósforo y CO2 al borde de la plataforma continental, la temperatura del agua aumenta y la presión de la columna de agua disminuye, lo que hace que el CO2 escape del agua, sea absorbido por organismos o forme CaCO3. precipitación. En este caso, la presión parcial de CO2 en el agua se reduce significativamente y también se reduce la solubilidad del fosfato de calcio en el agua. Cuando se alcanza la sobresaturación, el fósforo se deposita en forma de fosfato cálcico, formando depósitos de fosfato en el borde de la plataforma. La clave de esta conclusión es que debe haber corrientes oceánicas ascendentes, por lo que también se le llama teoría de las corrientes oceánicas ascendentes que forman fósforo. La hipótesis de origen químico de Kachakov explica bien la ausencia de fósiles de animales en muchos grandes depósitos de fosfato, así como la ausencia de rocas de fosfato en las cuencas continentales de agua dulce y en las cuencas cerradas poco profundas. Esta teoría ha sido considerada durante mucho tiempo la teoría clásica para explicar la formación de depósitos de fosfato.
Los nódulos de fosfato en los sedimentos marinos modernos se encuentran en los fondos marinos profundos y poco profundos en muchas partes del mundo. Los depósitos de fosfato en el fondo marino de aguas poco profundas se distribuyen principalmente en áreas con profundidades de agua de 30 a 300 m. Estos depósitos de fosfato se forman debido al flujo de corrientes oceánicas de circulación profunda hacia aguas poco profundas.
Una gran cantidad de hechos y estudios muestran que enormes depósitos marinos de roca fosfórica se formaron después de la deposición de fosfato y, a menudo, sufrieron transformaciones. La formación de depósitos de fosfato a gran escala desde finales del Siniense hasta principios del Cámbrico en el suroeste de China pasó aproximadamente por dos etapas metalogénicas. La primera es la agregación coloidal. En un entorno de aguas poco profundas relativamente estable y de baja energía, el fósforo se satura y precipita a partir del agua de mar que contiene fósforo, y los coloides se agregan y precipitan, que es la principal mineralización de la roca de fosfato marina. La segunda etapa es la conversión o selección. El gel de fósforo aglomerado mencionado anteriormente es agitado por las corrientes oceánicas y fuertes olas de tormenta, y después del aventamiento y la migración, se forman y se vuelven a depositar partículas de diferentes tamaños (grava, arena, agregados, desechos biológicos, etc.). en el entorno energético. Este es un modo de mineralización importante y una etapa para un mayor enriquecimiento de fósforo y la formación de una gran cantidad de depósitos de fosfato de alta calidad. Además, durante la etapa diagenética, la precipitación de la solución de fósforo en los poros también enriquecerá la roca de fósforo.
Cuatro. Puntos clave de exploración y evaluación
La edad geológica de los depósitos de fosfato es muy larga, pero en una región o unidad estructural, a menudo solo hay una o dos capas que contienen fósforo, como el Cámbrico Inferior Yuhucun. Formación en el este de Yunnan y la Formación Doushantuo del Alto Sinian en el centro de Guizhou y el oeste de Hubei. Por lo tanto, al estudiar perfiles estratigráficos, la tarea principal es la prospección a lo largo de capas que contienen fósforo.
La formación de la roca de fósforo está relacionada con el entorno paleogeográfico. Todos los depósitos de fosfato descubiertos hasta ahora se depositaron en ambientes marinos. Aunque el fosfato depositado por las corrientes oceánicas ricas en fósforo se produce principalmente en el borde de la plataforma continental (borde continental), debido a los efectos de socavación y levantamiento de minerales de las olas de tormenta y las corrientes oceánicas, el alcance de la redeposición de fosfato es mucho más amplio, a lo largo de la costa. y en la plataforma continental (plataforma continental). Puede depositarse en zonas marinas poco profundas, y también hay depósitos de fosfato en cuencas marinas subprofundas en el borde de la plataforma continental. En el área de concentración de roca de fosfato del Yangtze en el medio y alto suroeste de China, la fosforita se concentra especialmente en las "tierras altas del fondo marino", como islas, plataformas carbonatadas, arrecifes y tierras altas estructurales, y en cuencas semiconfinadas cercanas.
La roca fosfórica es producto de condiciones oceánicas anormales. Está acompañada o adyacente a un grupo de sedimentos anormales, que pueden indicar el ambiente de formación y el origen del fosfato. Los principales tipos de combinaciones de rocas en la secuencia de fosforita son: ① roca de fosfato-dolomita-arcilla magnética-pedernal; ② roca de fosfato-esquisto negro-pedernal; ③ roca de fosfato-pedernal con óxido de hierro; y manganeso.
La roca fosfórica es una roca sedimentaria rica en fosfatos. Los minerales de fosfato son en su mayoría cristales de apatita amorfos, criptocristalinos y extremadamente finos que son difíciles de identificar a simple vista. Por lo tanto, a menudo no existe una distinción clara entre la fosforita y otras rocas sedimentarias como las rocas carbonatadas. Durante la exploración se deben reforzar las pruebas y la observación microscópica, o se deben utilizar métodos químicos simples.
Además, muchos depósitos de fosfatos contienen elementos radiactivos como el uranio, por lo que los espectrómetros gamma se pueden utilizar directamente en la prospección de campo.