книги из ГПНТБ / Формационный метод в прогнозе и изучении месторождений горнохимического сырья

На Списком месторождении среди общей массы неравномерно фосфатпзированных элювиально-делювиальных образований выде­ ляются три участка фосфоритов. Каждый из участков представ­ ляет собой невыдержанную по простиранию и мощности залежь, постепенно переходящую в обедненные фосфором вмещающие по­ роды. Площади их изменяются от 0,03 до 0,15 км2. Внутри зале­ жей выделяются тела и разобщенные пласты мощностью 1—27 м. Мощность залежей достигает 27 м, средняя 8,5—14,6 м. Залежи выходят на дневную поверхность или перекрыты глииисто-щебе- нистыми образованиями. Мощность последних колеблется от долей метра до 8— 10 м, иногда 26 м.

Кукашкинское месторождение представлено одной залежыо фос­ форитов. Протяженность ее 750 м, максимальная ширина 200 м. Залежь имеет извилистый внешний контур и неровный рельеф почвы. Здесь фосфориты слагают сплошное тело. На большей части площади залежь выходит на дневную поверхность. Местами она перекрыта глинистыми образованиями мощностью до 19 м.

Все проявления фосфоритов, кроме Котовского, представлены сравнительно небольшими скоплениями фосфатного вещества. Для Домбарского проявления характерна залежь каменистых фосфо­ ритов среди карбонатных образований размером в плане 90X40 м. Мощность залежи не определена, Р2О5 27—36%-

Кора выветривания в районе Котовского фосфоритопроявления установлена на нескольких участках. Она локализуется в карсто­ вых углублениях размером до 400X500 м и более. Мощность коры выветривания в них до 50—60 м. Участки развития фосфоритонос­ ных отложений в карстовых впадинах не оконтурены и параметры залежей не определены. Залежи Ашинского, Симского и Кукашкинского месторождений характеризуются близкими особенностями. Это элювиальные и элювиально-делювиальные образования рых­ лых землистых и глинистых остаточных разностей пород с нерав­ номерно рассеянными обломками и глыбами, в толще которыхна­ блюдаются результаты инфильтрационного перемещения фосфора и других элементов. Количество обломочного материала колеб­ лется от 5—10 до 30—50%. Обломки имеют различные размеры от долей до нескольких десятков сантиметров и даже первых мет­ ров в поперечнике. В обломках наблюдаются вторичные метасоматическне и натечные фосфориты, фосфатизированные материнские породы (известняки, доломиты, сланцы).

Рыхлые землистые фосфориты являются основной рудой Ашин­ ского месторождения. По внешнему облику они напоминают су­ глинки, пропитанные гидроокислами железа и содержащие обло­ мочный материал. В составе этих фосфоритов наблюдается скрыто­ кристаллический, местами микрозернистый и радиалы-юлучистый фосфат, Р20 5 до 24—31%).

Глинистые фосфориты на Ашинском месторождении также пользуются значительным развитием; на других месторождениях они представлены основной рудной массой. Эти фосфориты на­

50

поминают обычную глину. Они состоят из скрытокристаллического фосфата, находящегося в тесной смеси с глинистым материалом. В виде примеси в них отмечаются мелкие зерна кварца и более грубый фосфатный и карбонатный материал, P2Os 11—35%.

Обломочные фосфориты (твердые или каменистые разности) в основном представляют собой продукт метасоматического заме­ щения карбонатной составляющей пород солями фосфорной кис­ лоты. Среди твердых фосфоритов выделяются разности: пористые, ячеистые, кремнистые и брекчиевые. Для всех этих разностей ха­ рактерны натечные скопления фосфатов.

Пористые и ячеистые фосфориты сложены скрытокристалличе­ ским, микрозернистым или радиальнолучистым фосфатом. Поры и ячейки их полые или заполнены рыхлым фосфатом и гидроокне-' лами железа. Иногда в кавернах встречается каолиноподобный скрытокристаллический фосфат. Кремнистые фосфориты встре­ чаются реже. Это твердые крепкие породы, состоящие из халце­ дона и радиальнолучистого фосфата. Брекчиевые фосфориты пред­ ставляют собой обломки коренных пород, сцементированные фос­ фатом и гидроокислами железа, Р2О5 5—30%.

Среди рыхлой землистой и глинистой массы фосфоритов встре­ чаются также обломки коренных пород, частично обогащенных вторичным фосфатом. Последний наблюдается на поверхности об­ ломков в виде желтовато-бурых пятен или оторочек и проникает в поры и трещины. Рентгено-структурные исследования фосфори­ тов позволили определить фосфат как минерал из группы фторапатита. В каменистых разностях встречаются алюмофосфаты, представленные вавеллитом и псевдовавеллитом.

Состав фосфоритов на месторождениях характеризуется нерав­ номерным содержанием основных компонентов. Это обусловлено различной степенью засоренности фосфатных образований обло­ мочным материалом и присутствием новообразований различных минералов (в %): СаО 20—52; БЮг от долей процента до 30 (иногда 40); АІ2О3 от единиц до 10 (иногда 15—16); БегОз 1—20. Более известковисты фосфориты Ашинского месторождения. Повы­ шенные содержания кремнезема и полуторных окислов присущи фосфоритам Симского и Кукашкинского месторождений. Установ­ лены (в %): МпО 0,4—6,56; MgO 0,14—3,5; S03 0,10—3,3; F 0,3— 3,64; щелочей 0,20—1,20. Органические примеси присутствуют в не­ больших количествах. Потери при прокаливании варьируют от 2— 3 до 10 —1 2 %.

Средний химический состав фосфоритов Ашинского, Симского и Кукашкинского месторождений приведен в табл. 5.

Спектральным анализом в фосфоритах установлено присутст­ вие Cr, Ni, Со, Cu, Zn, Pb, Cd и других элементов. На Списком месторождении элементы, встречающиеся в фосфатоносных гли­ нистых образованиях и фосфоритах, по концентрации их относи­ тельно кларков в осадочных породах подразделяются на три группы.

Т а б л и ц а 5

Средний химический состав фосфоритов (в %)

ляют (в %): хром 0,01—0,5; кобальт и никель 0,01—0,4; мышьяк 0,01—0,04; иногда германии 0,001—0,005. Их концентрации превы­ шают кларк в единицы и несколько десятков раз. В третью группу

Особенности фосфатизации карбонатных пород проявлений Домбарского и Тратау склоняют к выводу о том, что процессы порообразования сопровождались не только повышением концент­ рации фосфора в рыхлых остаточных продуктах, но и значительной его миграцией с инфильтрационными водами.

На Домбарском проявлении рудную залежь слагают светлые, розоватые, желтоватые, коричневато-серые и пестрые кавернозные, а также плотные, валунные, глыбовые и мелкоконгломератовые фосфориты, образованные за счет фосфатизации карбонатных по­ род. В мелкоконгломератовых фосфоритах встречаются обломки кварца и метаморфических сланцев. В валунах и глыбах терригенных примесей не зафиксировано. В шлифах изучены мелкокон­ гломератовые фосфориты (Хворова, 1961). Эти фосфориты имеют реликтовую, обломочную, органогенно-обломочную и пелитоморф- но-тонкозернистую структуру. В основном порода представлена мнкрозернистым фосфатом, в котором неправильными массами распределен скрытокристаллический фосфат. Отмечается'также ра­ диальнолучистый фосфат, образующий крустификациониые корочки толщиной 0,01—0,3 мм, инкрустирующие стенки пустот, зерна фос­ фата, обломков кварца, сланцев. Присутствуют многочисленные

52

фосфатнзированные органические остатки, замещенные фосфатом. Все это указывает на метасоматический их генезис. Фосфориты сложены минералом из группы фтор-апатита, отнесенного к фран­ колиту.

Химический состав фосфоритов следующий (в%): Si02 от долей процента до 14 (иногда 2 1 ); Fe2C>3 0,03—1,92; А120з 0,45—2,76; СаО 42—52, MgO — до 1; Р20 5 27—36; F 2,75—4,22. Спектральным анализом установлено несколько повышенное содержание хрома (0,015%) и кларковое содержание никеля. Остальные элементы встречены в виде следов.

Проявление Тратау — маломощное жилообразное тело метасоматических, частью брекчиевндных фосфоритов, состоящих из фос­ фата кальция (60—65%) и карбоната кальция (20—25%). Фос­ фат кальция трех разновидностей: радналы-юлучистый, микрозер­ нистый и частично скрытокристаллический. Кальцит известняков сохранился в виде реликтов неправильной формы. Имеется также вторичный кальцит, заполняющий пустоты.

Перспективы выявления новых месторождений. В пределах Урала известны фосфатоносные карбонатные и терригенные образо­ вания рифея, ордовика, силура, девона, карбона и перми. Фосфатсодержащпе породы других систем и групп, кроме карбона и перми, также могли служить источником для вторичных накопле­ ний фосфора в корах выветривания.

Приуроченность некоторых месторождений и проявлений фосфо­ ритов к площадям развития интрузивных образований и наличие апатптоносных интрузивных пород на Урале (Волковский габбровый массив) позволяют рассматривать их также в качестве воз­ можных источников фосфора для накопления его в корах вы­ ветривания.

Месторождения и проявления в основном расположены в пре­ делах сравнительно узкой полосы западного склона Урала и Предуралья, в районах развития отложений среднего и верхнего палеозоя. На обширной территории, сложенной рнфейскими и палеозой­ скими образованиями за пределами этой узкой полосы, коры вы­ ветривания на фосфориты не изучались.

Таким образом, благоприятные условия на Урале для форми­ рования кор выветривания фосфоритов предопределяют возмож­ ность выявления новых месторождений.

В первую очередь необходимо оценить Котовское фосфатопроявленпе, расположенное на западном склоне Урала. Перспектив­ ной на вторичные фосфориты, видимо, является зона распростра­ нения палеозойских образований западного склона Среднего Урала. *

Заслуживает ревизии на вторичные фосфориты горная часть. Южного Урала в пределах Башкирского и Уралтауского мегантиклинориев. Здесь известны коры выветривания, развитые на кар­ бонатно-сланцевых, иногда фосфатоносных образованиях рифея. Коры выветривания здесь сохранились в межгорных депрессиях,

53-

они перекрыты неогеновыми и четвертичными отложениями (Си­ гов, 1969і).

В других районах Западного и Восточного Урала на фосфориты могут быть перспективны зоны линейных и площадных кор вывет­ ривания, сопровождающих известные и предполагаемые фос­ фатоносные осадочные и вулканогенные образования в коренных разрезах. Выявление их возможно при помощи радиометри­ ческой съемки и обследования площадей с карстовыми формами рельефа.

Следует обратить внимание на возможную фосфорнтоносность переотложенных кор выветривания, развитых преимущественно на восточном склоне Урала.

II. Структурно-формационные условия образования платформенных желваковых фосфоритов востока Европейской части СССР

В понятие формаций разными исследователями вкладываются различные толкования (Немцович, 1969): парагенетнческое (Шат-

скнй, 1939, 1969; Херасков, 1952, 1965; Драгунов, 1966 и др.), гео­ тектоническое (Вассоевич, 1966; Шатский, 1960; Рухин, 1961; Бе­ лоусов, 1962; Хайн, 1964; и др.), фациальное (Вассоевич, 1940, 1966; Афанасьев, 1960; Страхов 1960; Фаворская, 1960; Кузнецов, 1964 и др.), петрогенетическое (Левинсон-Лессинг, 1888; Попов, 1937, 1966; Фаворская, 1960; Кен, 1964) и др. Различные толкова­ ния понятия формаций затрудняют использование формационного метода в геологических работах.

Значительный вклад в разработку формационного метода внес Н. С. Шатский со своими сотрудниками. Он сформулировал ос­ новные принципы формационного анализа (Шатский, 1955). Основ­ ные положения учения о формациях Н. С. Шатского сводятся к следующим. Геологическими формациями названы естественные комплексы горных пород, отдельные части которых парагенетиче­ ски связаны друг с другом как в вертикальном, так и в латераль­ ном отношении. В формации объединяются отложения разных ге­ нетических типов, но связанные единством тектонических условий образования. Полезные ископаемые, сопутствующие той или иной ■формации, являются сложными агрегатами минерального проис­ хождения, но отличаются от вмещающих отложений своим вещест­ венным составом.

Важнейшим до настоящего времени является создание рацио­ нальной классификации геологических формаций. Как и во вре­ мена Н. С. Шатского, сейчас выделяются три группы формаций: платформенные, геосинклинальные и переходные (орогенные, крае­ вых или передовых прогибов). Обстановка формирования форма­ ций не всегда совпадает с названием группы. Особенно это ка­ сается платформенных формаций, отдельные типы которых иногда распространяются в пределы геосинклинальных и переходных об­ ластей. Некоторые исследователи среди формаций собственно

54

платформенной группы выделяют формации перикратонной, перн-

т. е. формации наиболее стабильных участков Русской платформы на мезо-кайнозойской стадии ее развития, так как в них разме­ щаются месторождения фосфоритов и почти все фосфоритопрояв-

бонатный и глауконитово-опоковый типы. Каждый из этих типов подробно охарактеризован Н. С. Шатским. Он излагает основные положения о геологических (и фосфоритоносных) фор­ мациях.

Н. С. Шатский писал, что особыми рядами формаций характе­ ризуются не только такие крупные тектонические единицы, как платформы, геосинклинали, складчатые системы, но и антикли­ нальные и синклинальные зоны, а также отдельные синклинорин и аитиклинории, синеклизы, антеклизы, поперечные и продольные краевые прогибы и др. Ом также указывал на многоярусиость глауконитовых формаций позднего мела и эоцена в синеклизах Северного глауконитового пояса. В качестве примера приведено четырехъярусное строение Днепровско-Донецкой впадины.

Автором осуществлено тектоническое районирование исследуе­ мого региона, выделение для каждой конкретной структурно-тек­

прослеживание их при одновременном анализе закономерностей расположения зон, благоприятных для образования фосфоритовых месторождений.

В тектоническом отношении территория востока Европейской части СССР приурочена к востоку Русской платформы и приле­ гающих к ней с юга, юго-востока и северо-востока регионов за­ вершенной складчатости и геосинклпнального развития. Среди ме- зо-кайнозойских образований позднеюрской эпохи, мелового и палеогенового периодов имеются многочисленные и разнообраз­ ные фосфоритопроявления. Это единичные, редко рассеянные жел­ ваки и гальки фосфоритов или в разной степени сгруженные скоп­ ления последних, нередко слагающие месторождения фосфоритов. В структурно-тектонических построениях нужно ориентироваться на анализ палеотектонических обстановок поздней юры, мела и палеогена с особо детальным изучением палеорельефа исследуе­ мой территории, который определял образование месторождений фосфоритов.

Для тектонических построений использованы палеотектонические карты СССР поздней юры, раннего мела, палеоцена и эоцена и олигоцена — среднего миоцена.

55

В эти отрезки геологического времени для Балтийской и Ураль­ ской антеклиз и Прикаспийской синеклизы имела место преем­ ственность развития; в пределах Печорской и Мезенской синеклиз и Тиманской антеклизы такая связь отсутствует, специфичным явилось развитие Московской синеклизы и Воронежской - анте­ клизы. Московская синеклиза зародилась в позднем протерозое и продолжала формироваться в палеозое и мезозое до конца ран­ него мела. Роль Воронежской антеклизы во многом определялась развитием расположенной западнее Днепровско-Донецкой сине­ клизы. Интенсивные подвижки последней в течение мезозойской эры обусловили все большее и большее погружение Воронежской антеклизы в южном направлении.

Московская и Прикаспийская синеклизы являлі-гсь областями прогибания, а в отдельные отрезки мезо-кайнозоя в их пределах более активно проявлялись'структурные элементы более высокого порядка наложенного типа. К ним относятся Рязано-Саратовский (ранний мел), Ульяновско-Саратовский (поздняя юра-эоцен) и Пензо-Муромский (поздний мел) прогибы, Вятско-Камская впа­ дина (поздняя юра — ранний мел), а также, по-видимому, валообразные структуры. Первые два являются северо-западным и се­ верным ответвлениями Новоузенского прогиба, приуроченного к наиболее погруженной части Прикаспийской синеклизы.

Таким образом, развитие каждой из основных структур востока

отражение в изменении контуров и размеров отдельных тектони­ ческих элементов при унаследовании общего структурного плана

аптского и начале альбского веков, когда вся северная половина востока Русской платформы стала сушей.

Указанные изменения для разных структурных районов часто ■были не однозначными, однако позднеюрско-раннемеловые эпохи характеризовались в общем умеренными погружениями. Более интенсивное прогибание в позднемеловую — палеогеновую эпохи испытала в основном южная и юго-восточная части платформы, правда, в раннем палеогене погружение Прикаспийской синеклизы резко замедлилось, оно стало опять умеренным. В позднеюрскую эпоху Балтийская, Тиманская и Уральская антеклизы испытывали чередование поднятий и погружений при преобладании первых, а Воронежская аитеклиза на протяжении всей названной эпохи — лишь очень слабые поднятия. Суша повсюду имела равнинный, сильно сглаженный рельеф.

С целью изучения влияния тектонических условий на особен­ ности разреза поздняя юра — поздний палеоген с позиций приме­ нения формационного метода для рассматриваемой территории

56

были использованы опорные точки, расположенные в пределах крупных структурных форм. Количество таких опорных разрезов определялось в зависимости от сложности строения последних. Для сравнительно просто построенных Печорской синеклизы, Тнманскоп антеклизы и Мезенской синеклизы взято по одному опор­ ному разрезу, которые надежно отражают развитие этих крупных

В пределах Прикаспийской синеклизы выбрано также два опор­ ных разреза, один в осевой (район г. Новоузенска) и второй в во­ сточной краевой (район г. Актюбинска) ее частях.

Наибольшее число опорных точек представилось необходимым использовать для довольно сложно построенной Московской сине­ клизы. Опорные разрезы характеризуют Волго-Двинский водораз­ дел, Вятско-Камскую впадину, Верхнее Поволжье, северные части Рязано-Саратовского, Пензо-Муромского и Ульяновско-Саратов­ ского прогибов (центральную часть, район г. Сызрани и пос. Кашпира) и район г. Саратова.

Колебательные движения, сопровождавшиеся трансгрессиями

ирегрессиями моря, обусловили накопление различных по составу

имощности осадков поздней юры — позднего палеогена, что и привело к возникновению различных типов фосфоритоносных фор­ маций глауконитовой группы. Это прежде всего глауконитовотерригенный тип, развитый в разрезах поздней юры и раннего мела. Накопление фосфоритоносных формаций этого типа для разных участков рассматриваемой территории имело неодинаковую протяженность геологического времени. Если начало формирования их обычно совпадает с келловеем, то завершение растягивается на большой интервал геохронологической шкалы. Для Тиманской ан­ теклизы и Мезенской синеклизы накопление формации заверши­ лось в конце волжского века, для Печорской синеклизы — в конце готерива, для Волго-Двинского водораздела и Вятско-Камской впадины — в конце баррема, для других участков Московской си­ неклизы, центральной части Прикаспийской синеклизы и востока Воронежской антеклизы — в конце альба и для Актюбинского Приуралья — в среднем кампане.

Среди фосфоритоносных формаций глауконитово-терригенного- типа рационально различать два подтипа: собственно глауконито- во-терригенный и глауконитово-терригенный с глинистыми, го­ рючими и битуминозными сланцами. Глауконитово-терригенный подтип разрезов сформировался на протяжении очень длительногопромежутка геологической истории (келловей — кампан) и имеет сравнительно широкое, почти повсеместное распространение. Обра­ зование второго подтипа глауконитово-терригенной формации про­ исходило в сравнительно короткие отрезки времени и имело место в осевых частях наиболее погруженных структур. Разрезы глау- конитово-терригениого подтипа фосфоритоносной формации со

57

сланцами накоплены в волжский (Печорская синеклиза, ВолгоДвинский водораздел, Вятско-Камская впадина и Ульяновско-Са­ ратовский прогиб Московской синеклизы) и аптский (Пемзо-Му­ ромский и Ульяновско-Саратовский прогибы Московской синеклизы) века.

Широко распространен среди платформенных фосфоритоносных формаций глауконитовой группы глауконитово-карбонатный тип. Он обычен в пределах Московской п Прикаспийской синеклиз и Воронежской антеклизы. Начало формирования его в сеномане (Пензо-Муромский и Ульяновско-Саратовский прогибы Московской синеклизы, восток Воронежской антеклизы, центральная часть Прикаспийской синеклизы), реже в середине кампана (Актюбин­ ское Приуралье). Завершение образования осадков этого типа фос­ форитоносных формаций также разновозрастно. Для северной части Пензо-Муромского прогиба — это поздний Маастрихт с пере­ рывами в сантоне; в северной и центральной частях УльяновскоСаратовского прогиба — поздний кампан, для района г. Саратова — поздний эоцен с перерывами в среднем сантоне — позднем кампане и палеоцене — среднем эоцене, в северо-восточной части Воронеж­ ской антеклизы — средний сайтом, а для юго-восточной части этой антеклизы — ранний палеоцен с перерывами в среднем — позднем сантоне и раннем — среднем Маастрихте. Формирование глаукони­ тово-карбонатного типа разрезов в центральной части Прикаспий­ ской синеклизы завершилось в позднем олигоцепе с перерывами в раннем палеоцене, а в ее восточной краевой части — на грани позднего мела — раннего палеоцена.

Среди фосфоритоиосных формаций глауконитово-карбонатного типа можно также выделить два подтипа: глауконитово-известня­ ковый (мергельный) и глауконитово-меловой. Первый из них рас­

Разрезы глауконитово-мелового подтипа фосфоритоносной фор­ мации имеют еще более широкое распространение. Они зафикси­ рованы в Пензо-Муромском прогибе (кампан—Маастрихт), в се­ верной и центральной (сеноман—коньяк и кампан) и южной (сено­ ман—средний сантон) частях Ульяновско-Саратовского прогиба, на юго-восточной части Воронежской антеклизы (сеноман—средний сантон, кампан и средний Маастрихт—ранний палеоцен) и в цент­ ральной части Прикаспийской синеклизы (сеноман—сантон и Ма­ астрихт) .

Важное значение среди платформенных фосфоритоносных фор­ маций глауконитовой группы имеет глауконитово-кремнистый тип. Разрезы его очень широко развиты в Московской и Прикаспийской

58

синеклизах и на Воронежской антеклизе. Основным временем нх формирования, за некоторыми исключениями, является вторая по­ ловина позднего мела, палеоцен и эоцен.

Среди разрезов глауконитово-кремнистого типа фосфоритонос­ ных формации, очевидно, также можно выделить два подтипа: собственно глауконитово-кремнистый и глауконитово-опоковый. Первый подтип имеет более широкое распространение. Время формирования разрезов также значительно длительнее. Глаукони­ тово-кремнистый подтип известен в Верхнем Поволжье (сеноман— сайтом), в Пемзо-Муромском прогибе (сайтом), в северной (Мааст­ рихт), центральной (Маастрихт—даний) и южной (поздний сан- топ—кампан) частях Ульяновско-Саратовского прогиба, на северовосточном (поздний сантон-маастрихт) и юго-восточном (поздний сайтом, ранний Маастрихт и поздний палеоцен—средний эоцен) скло­ нах Воронежской антеклизы, в центральной (палеоцен) и восточной (палеоцен—эоцен) частях Прикаспийской синеклизы.

Стратиграфический диапазон и территория развития глаукони­ тово-опокового подтипа фосфоритоносных формаций значительно уже. Разрезы этого подтипа обнаружены в Пензо-Муромском про­ гибе (палеоцен—ранний эоцен), в северной (палеоцен—ранний эоцен) и южной (палеоцен—средний эоцен) частях УльяновскоСаратовского прогиба.

В толще осадочных пород поздней юры — олигоцена востока Европейской части СССР четко выделяются семь типов разрезов фосфоритоносных формаций глауконитовой группы.

Пе р вый , н а и б о л е е п р о с т о й т ип разреза глауконитовотеррпгенный с двумя подтипами: без сланцев и со сланцами. Он прослежен на большей части рассматриваемой территории, распо­ лагаясь главным образом в ее северной части: на Тиманской ан­ теклизе, в Печорской, Мезенской и частично Московской (ВолгоДвинский водораздел, Вятско-Камская впадина, северная часть Ульяновско-Саратовского прогиба) синеклизах.

Вт о р о й тип р а з р е з а глауконитовый терриге'нно-крем- нистый. Он имеет двухчленное строение и слагается в нижней части породами глауконитово-терригенного, а в верхней части — глауконитово-кремнистого состава и наблюдается в Верхнем По­ волжье Московской синеклизы.

Т р е т и й тип р а з р е з а глауконитовый терригенно-карбонат- но-кремнистый. Он имеет трехчленное строение (снизу вверх): глау- конптово-терригенные слои (со сланцами и без них), глауконитовокарбонатные (преимущественно глауконитово-меловые) и глауко­ нитово-кремнистые (главным образом глауконитово-опоковые) слои. Ареал распространения этого типа разреза прослежен в се­ верной и центральной частях Ульяновско-Саратовского прогиба Московской синеклизы, восточной краевой части Прикаспийской синеклизы и на северо-восточном склоне Воронежской антеклизы.

Четвертый, пятый, шестой и седьмой типы разрезов фосфорито­ носных формаций глауконитовой группы представлены толщами

59