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

(глауконитово-меловые и глауконитово-мергельные); 3) глауко­

сними); 2 ) глауконитово-мергельной; 3) глауконитово-кремнистой;

4)глауконитово-меловой; 5) глауконитово-опоковой. Площадь его распространения — Пемзо-Муромский прогиб Московской сине­ клизы.

4) глауконитово-мергельные; 5) глауконитово-опоковые; 6) глау­ конитово-мергельные. Этот тип разреза обнаружен в южных райо­ нах Рязано-Саратовского и Ульяновско-Саратовского прогибов Московской синеклизы.

тово-меловые; 3) глауконитово-кремнистые; 4) глауконитово-ме­ ловые; 5) глауконитово-кремнистые; 6 ) глауконитово-карбонатные (преимущественно глауконитово-меловые); 7) глауконитово-крем­ нистые. Разрезы подобного типа встречены на юго-восточном скло­ не Воронежской антеклизы.

Рассмотренные типы разрезов фосфоритоносных формаций глауконитовой группы выделены на палеотектоническнх картах (поздняя юра—поздний палеогеи) и проанализированы с позиций приуроченности известных месторождений фосфоритов и направле­ ния поисков на выявление новых месторождений. На конкретном материале подтверждаются теоретические положения Н. С. Шатского (1955), которые заключаются в том, что наиболее крупные концентрации желваковых фосфоритов связаны с глауконитовотерригенной формацией. Меньше их в глауконитово-карбонатной формации, мощные фосфоритовые залежи приурочены к тем ме­ стам, где она по вертикали или латералы-ю переходит в глаукони- тово-терригениые толщи. Среди глауконитово-кремнистых формаций встречаются очень слабые накопления фосфоритов, которые обычно не имеют практического значения.

Из анализа сводной карты площадного расположения типов разрезов фосфоритоносных формаций глауконитовой группы устанавливаются следующие закономерности. 1. Наиболее крупные месторождения фосфоритов связаны с глауконитовым терригеиным, глауконитовым терригенно-карбонатно-кремнистым и глауко­ нитовым терригенно-кремнистым типами разреза. 2. Большинство их размещается в непосредственной близости от Уральской и Во­ ронежской антеклиз. 3. Территория, заключенная между Ураль­

60

ской и Воронежской антеклизами, характеризуется более слож­ ными типами разреза, в которых переслаиваются пачки глаукони- тово-терригенных, глауконитово-карбонатных и глауконитово-крем­ нистых типов формаций. Она практически лишена фосфоритов.

Некоторые особенности выявляются и с позиций локализации наиболее крупных концентраций фосфоритов в разрезах фосфори­ тоносных формаций глауконитового терригенного, глауконитового терригенно-карбонатно-кремнистого и глауконитового терригеннокремиистого типов.

Глауконитовый терригенный тип разреза фосфоритоносной формации заключает наиболее крупные месторождения валанжннских фосфоритов.

Глауконитовый терригенно-карбонатно-кремнистый тип разреза фосфоритоносных формаций включает также месторождения желваковых сантон-кампанских фосфоритов. Площадь распространения этого типа разреза содержит более или менее крупные фосфо­ ритовые концентрации в центральной и северной частях УльяновскоСаратовского прогиба соответственно волжского и валанжинского возраста. В зоне перехода Рязано-Саратовского прогиба Москов­ ской синеклизы и северо-восточного склона Воронежской антеклизы обычны фосфориты раннего и разных горизонтов позднего мела.

Глауконитовый терригенно-кремнистый тип разреза фосфорито­ носных формаций заключает более или менее крупные месторож­ дения фосфоритов позднеюрско-раннемелового возраста.

Таким образом, формационный анализ по конкретным структу­ рам и с учетом истории их развития на определенном отрезке геологического времени позволяет более глубоко выявить специфи­ ческие черты той или иной формации или части ее разреза приме­ нительно к прогнозу и поискам месторождений фосфоритов. Основ­ ной прогнозный вывод должен базироваться на комплексном использовании всех методов — формационного, палеотектонического, стратиграфического, палеогеографического, литолого-фа- циального, климатического, минералогического и др. Однако форма­ ционный метод требует дальнейших, более детальных исследований.

III. Фосфатоносные породы в геосинклинальных формациях варисцийского этапа Белорецко-Зилаирского антиклинория

иБельского прогиба на Южном Урале

Врайоне Белорецко-Зилаирского синклинорияи Бельского про­ гиба Б. М. Келлер (1949) впервые определил ряд формаций, отра­ жающих геологическую жизнь этого участка земной коры от ордо­ вика до верхней перми. И. В. Хворовой (1961), Ю. Р. Беккером (1965) и Н. П. Херасковым (1968) этот ряд формаций был уточ­ нен. Нами изучена фосфатоносность выделенных формаций этого ряда, а также рассмотрены взаимоотношения фосфатоносных фор­ маций друг с другом и фосфатоносных с бесфосфатными форма-

61

днями, и на этом фоне исследованы известные фосфоритовые залежи.

Фосфатоносной формацией мы называем парагенез горных пород в понимании Н. С. Шатского (1955), Н. П. Хераскова (1968), И. В. Хворовой, Б. М. Келлера и др., имеющий одним из главных членов фосфориты или чаще фосфатоносные породы. Фосфатонос­ ными породами мы, вслед за Г. И. Бушинским (1966), называем породы, содержащие 0,5—5% Р2О5, а фосфоритами — породы, со­ держащие более 5% Р2О5.

Главным условием выделения фосфатоносной формации яв­ ляется ее повторяемость в других регионах и в различные периоды развития земной коры. В последнем случае, по-видимому, следует говорить о гомологичных формациях (эволюции формаций). При­ сутствие крупных месторождений фосфоритов не является обяза­ тельным условием отнесения вмещающих их толщ к какому-либо типу фосфатоносной формации. Присутствие крупнейших фосфатных залежей в осадочной оболочке указывает на некоторый узел, сборность или сочленение различных фосфатоиосиых формаций. Раз­ рез, включающий крупные залежи фосфоритов, вряд ли может быть выбран за стратотип фосфатоносной формации.

По Б. М. Келлеру, II. В. Хворовой, Ю. Р. Беккеру и Н. П. Хе­ раскову, варисцийский этап в пределах Белорецко-Зилаирского синклинория и Бельского прогиба отражен непрерывным рядом геологических формаций.

Кремнисто-сланцевая фосфатоносная формация является са­ мой ранней фосфатоносной формацией, которая выделяется в варисцийском этапе франского или живет-франского возраста. В ниж­ ней части аспидной или граувакковой формации Б. М. Келлера (L949) имеется горизонт кремнистых пород, прослеживающийся по всем разрезам восточного крыла Белорецко-Зилаирского синклннория. Видимо, этот горизонт кремней и некоторые сопутствую­ щие породы тесно связаны в самостоятельную формацию, сходную по парагенезу пород с кремнисто-сланцевой формацией сакмарского типа. Последняя была определена на Сакмарском поднятии Н. С. Шатским (1955) как фосфатоносиая. Парагенотип этой фор­ мации— сакмарская и бетринская свиты силура на Южном Урале.

К кремнисто-сланцевой формации мы относим кремнистые сланцы, глинисто-кремнистые и кремнисто-глинистые сланцы, уг­ листо-кремнистые сланцы типа фтанитов, фосфатопосные крем­ нистые сланцы, глинистые сланцы, фосфатоносные аргиллиты и некоторые другие породы, развитые в основном по восточному крылу Белорецко-Зилаирского синклинория. К этой же формации, по-видимому, следует относить прослои известняков и туфоген­ ные сланцы типа кровельных. В некоторой степени формация сов­

типа, иногда развитые в зоне распространения яумбаевской свиты, следует относить к вышележащей граувакковой формации.

62

Б. М. Келлер (1949) отмечает, что силпциты франского яруса рас­ полагаются среди глинистых пачек, лишенных песчаных прослоев, и нигде не соприкасаются с песчаниками зилапрского типа. Среди сланцев наблюдаются иногда незначительные прослойки мелкозер­ нистых кварцевых песчаников, которые, по-видимому, следует также относить к кремнисто-сланцевой формации. По мнению Б. М. Келлера, Д. Г. Ожиганова и С. С. Горохова, кремни фран­ ского яруса описываемой кремнисто-сланцевой формации макро­ скопически не отличимы от кремней, развитых в силурийской крем­ нисто-сланцевой формации сакмарского типа. Обнаруженные нами фосфатоносные породы также макроскопически весьма сходны с фосфатоносными породами формации сакмарского типа. Это черные и темно-серые кремнистые сланцы с тонкими прослойками афанитовых фосфатоносных кремней; фосфатоносные породы при выветривании белеют и штуф становится полосчатым. На свежем изломе фосфатоносные прослойки не отличимы от вмещающих их бесфосфатных кремней. Содержание Р9О5 по штуфным пробам около 5%.

От генотипа кремнисто-сланцевых формаций франская крем- иисто-слаицезая формация отличается развитием туфогенных и ту- фогеино-глииистых сланцев типа кровельных. Ассоциация этих слан­ цев с силицитами, по-видимому, указывает на их принадлежность к кремнисто-сланцевой формации. Среди сланцев имеются прослои фосфатоносиых пород, отсутствующие в граувакковой формации. Вместе с кремнями сланцы испытывают одинаковые латеральные переходы на востоке в сторону эвгеосинклинали в формации типа яшмовых и вулканогенных, представленные продуктами излияний андезито-базальтовых лав франского времени (Нестоянова, 1964; Либрович, 1966). Зилаирская граувакковая формация на востоке примыкала непосредственно к кордильере, которая существовала на месте современного Восточно-Уральского поднятия (Г. А. Смир­ нов, 1961 г.). Все исследователи выделяют нижнюю часть зилаирской свиты (нижнюю часть аспидной формации Б. М. Келлера) в подсвиту или в самостоятельную свиту. Аспидная зилаирская формация, в понимании Б. М. Келлера (1949), видимо, должна рассматриваться как сборная толща, состоящая из двух или трех автономных формаций. Нижняя часть (яумбаевская или темиров-

ном граувакковыми сланцами и песчаниками как продуктами раз­ мыва зеленокаменных и метаморфических формаций.

Таким образом, варисцийский этап на Южном Урале ознаме­ новался появлением кремнисто-сланцевой фосфатоиосиой форма­ ции. Патрическими членами этой формации являются, как и в фор­ мации сакмарского типа, различные кремнистые сланцы, фтанитоподобные сланцы, углисто-кремнистые, фосфатоносные кремнистые сланцы аргиллиты, фосфатоносные аргиллиты и, по-видимому,

63

мелкие линзы известняков. Сланцы типа кровельных являются вто­ ростепенными членами этой формации. Восточная граница форма­ ции оборвана воздыманием хребта Урал-Тау. На восточном склоне Урала имеются стратиграфические аналоги, представленные вул­

что фосфатоносные кремни и кремни описываемой формации обя­ заны своим формированием вулканической деятельности, а форма­ ция относится к группе вулканогенных.

Нижняя граница формации определяется трансгрессивным на­ леганием на различные формации каледонид. Сходство членов разновозрастных кремнисто-сланцевых формаций часто вело к их объединению в одну свиту. М. Р. Камалетдиновым из бетринской свиты Д. Г. Ожиганова, датируемой силуром и нижним девоном, выделены франские кремнистые сланцы.

Верхняя граница формации расплывчата и проводится нами по массовому появлению граувакковых песчаников и алевролитов зилаирского типа и совпадает с границей канской свиты Д. Г. Ожиганова (1941, 1955). По-видимому, переход между крем­ нисто-сланцевой и граувакковой формациями является весьма постепенным и проходит через пачку аспидных или туфогенно­ глинистых сланцев типа кровельных. Здесь наблюдается тесное соединение членов этих формаций по вертикали.

Западные границы этой формации можно наблюдать, по-видп- мо.му, по западному крылу Белорецко-Зилаирского синклинория. Здесь от разреза к разрезу франские отложения представлены то карбонатными породами, то кремнистыми или переслаиванием кар­ бонатных и кремнистых пород (темировская свита Д. Г. Ожига-. нова, 1955, 1964). Иногда в одном разрезе можно наблюдать пере­ межаемость черных и темно-серых фосфатоносных пород кремнисто­ глинистого состава с известняками, которые относятся к формации терригенной группы. Развитая в основном по восточному крылу Белорецко-Зилаирского синклинория, кремнисто-сланцевая фосфа­ тоносная формация вулканогенной группы по западному крылу имеет в своем составе аллофильиыми членами карбонатные по­ роды приплатформенной формации. Кремнистые сланцы и фосфа­ тоносные кремнистые сланцы кремнисто-сланцевой формации можно рассматривать как аллофильные члены негеосинклинальной формации терригенного ряда. Зону сочленения этих формаций

Н. С. Шатский полагал, что отдаленные кремнистые формации относятся к группе вулканогенных и занимают место непосредст­ венно за кремнисто-сланцевой в сторону удаления от очагов извер­ жения или от вулканогенной зеленокаменной формации. К таким формациям он относил известные месторождения фосфатов Каратау и Фосфорию в США. Такие выводы Н. С. Шатского, как про­ тиворечащие геохимии фосфора, критиковали Н. М. Страхов

64

(1962), Г. И. Бушинский (1966), Б. М. Гиммельфарб (1965). Под­ тверждение приуроченности крупных залежей фосфатов к отдален­ ным формациям можно видеть не в увеличении фосфатоносностц с удалением от собственно вулканогенных формаций, а в смыкании слабофосфатоносных кремнисто-сланцевых формаций вулканоген­ ной группы с фосфатоносными формациями другой терригенной группы.

Таким образом, если кремнисто-сланцевые формации являются фосфатоиосными геосинклинальными формациями, то наибольшее накопление фосфора будет в той части геосинклинали, где они имеют в качестве аллофильных членов фосфатоносные породы или фосфориты. Например, на Южном Урале возможно сочленение па­ рагенезов пород кремнисто-сланцевой фосфатоносной формации с парагенезом пород доманиковой формации. Последнюю можно считать фосфатоносной, так как в ее парагенез входят фосфатонос­ ные породы. Фосфатоносность доманика описывалась Н. П. Хе­ расковым (1968), В. Л. Либровичем (1966), А. С. Хамзиным (1967) и др. По данным Н. М. Страхова, Г. А. Смирнова и других иссле­ дователей, отложения доманика относятся к терригенно-карбонат- ным формациям. Фосфатоносность этого ряда формаций, широко известная в пределах Русской платформы, отмечалась Г. Л. Миропольской и С. С. Эллерном.

Пример Белорецко-Зилаирского синклинория, где на фауиистически охарактеризованных слабофосфатоносных формациях можно ожидать возможность сочленения различных фосфатоносных фор­ маций, указывает на то, что и крупнейшие залежи фосфатов, повидимому, являются полиформационными агрегатами.

В других фосфатогенических провинциях намечается связь кремнисто-сланцевой фосфатоносной формации с терригенно-крем- нистой формацией; эта связь осуществляется посредством отдален­ ной кремнистой формации, к которой, по Н. С. Шатскому, при­ урочены залежи (Королев, 1960). Автономность этих формаций, в частности террнгенно-кремниевых, доказывается существованием их в отдифференцированном виде, без связей с кремнисто-сланце­ выми (Урал, Северная Африка — нубийский тип и др.).

В Северной Америке фосфатоносный пояс Фосфория (провин­ ция Фосфория), фосфоритовые месторождения которого Н. С. Шатский считал полными гомологами фосфоритам Каратау, также не­ сет крупнейшие залежи (Портнеф и др.) в зоне сочленения фос­ фатоносных формаций различных групп — кремнисто-сланцевой вулканогенной и кремнисто-карбонатной терригенной. Фосфатонос­ ные формации терригенной группы тесно связаны латерально с красноцветными и соленосными формациями нубийскими. Вул­ каногенную кремнисто-сланцевую формацию в типичном виде здесь выделить трудно. По-видимому, к ней следует относить кремни Рекс, которые иногда фосфатоносны. В Каратау выделение крем­ нисто-сланцевой формации также весьма затруднительно, здесь к ней можно отнести черные фтаниты чичканской свиты и кремни

продуктивной пачки. Эти кремни фтанитоподобны, от темно-серого до черного цвета, резко выделяются среди закономерно построен­ ной серии пород, включающей каройскую и тамдинскую свиты. Э. А. Еганов считает, что конвергенция формаций может происхо­ дить в пределах одного бассейна.

Б. М. Гиммельфарб (1965), возражая Н. С. Шатскому против отнесения форитов Лендера к зонам выклинивания кремнистосланцевой формации, писал, что, по-видимому, на месторождениях Леидера и на главных фосфоритовых залежах Фосфории разный

І-Ш ; Г-Л -? II S J

Рис. 8. Ряд формаций варийского этапа на Южном Урале и размещение

фосфатоносных формаций и залежей фосфоритов Селеука. По Б. М. Кел­ леру (1949), Ю. Р. Беккеру (1965), И. В. Хворовон (1961), Н. П. Хераскову

(1968).

тверждает наш тезис о том, что крупные залежи размещены в зо­ нах сочленения различных фосфатоносных формаций. Подобным образом размещены залежи фосфатов в улунтуйской свите трех­ членного байкальского комплекса (Еганов, 1968). На примере фор­ маций Южного Урала, по-видимому, подтверждается тезис о полиформационном характере фосфатных залежей морского генезиса.

Фосфатоносная формация нижнего карбона. Известная под наз­ ванием кульмской (Шатский, 1955; Сагунов и Ткачев, 1960 и др.) широко распространена в Казахстане и Западной Европе. Ее фос­ фатоносность установлена также на Южном Урале (рис. 8 ).

В ряду геологических формаций на Южном Урале кульмская формация расположена между граувакковой и флишевой. Состав и границы формации нами определены следующим образом: в верх­ ней части аспидной формации Б. М. Келлера (1949) начинают по­ являться черные аргиллиты, яшмовидные силициты и известняки (ямашлинская свита). Б. М. Келлер относит эти породы к слоям этрень и нижней части турнейского яруса. Мощность свиты от 50

66

до 300 м. Свита вверх по разрезу постепенно переходит в толщу, сложенную преимущественно песчаниками и аргиллитами. Песча­ ники присутствуют в виде прослоев, некоторые их разности мало отличаются от песчаников, развитых в граувакковой формации. Иногда песчаники рыхлые с большим количеством слюды по плоскостям наслоения. Весьма характерным для песчаников и ар­ гиллитов является повсеместное распространение обугленных расти­ тельных остатков. Особенно их много в плитчатых глинистых пес­ чаниках, которые местами оказываются обогащенными обуглив­ шимися остатками растений. В нижней и верхней частях толщи присутствуют пелитоморфные известняки с фораминиферами визейского облика. Редко наблюдаются прослои окремнелых аргил­ литов и яшмовидных сланцев. Мощность этой толщи (мазитовская свита Б. М. Келлера) до 100 м.

Выше с постепенным переходом залегает куруильская свита. По И. В. Хворовой (1939),- эта свита слагается кремнистыми из­ вестняками и сланцами, пласты которых разделены небольшими прослоями темных кремнистых пород типа аргиллитов. Кремнистые известняки в куруильской свите флишеподобно чередуются с крем­ нистыми сланцами, среди которых присутствуют темные толсто­ слоистые известковые разности и светло-серые тонкоплитчатые силициты. Мощность свиты в бассейне р. Сакмары до 300 м.

Выше по разрезу с постепенным переходом залегает иткуловская свита, представленная в бассейне р. Сакмары желтыми слив­ ными песчаниками, аргиллитами и известняками. Преобладают аргиллиты. Некоторое распространение в иткуловской и, по-види­ мому, куруильской свитах имеют фосфатоносные и марганценосные породы. В верхней части иткуловской свиты установлена фосфато­ носная пачка. По данным Н. П. Варламова, фосфатоносная пачка вскрыта у с. Кугарчи на р. Б. Сюрень и у с. Сатлыков и р. Б. Ик. Мощность фосфатоносной пачки в Кугарчах более 20 м, у Сатлы­ ков 8 м. Фосфатоносные породы представлены бурыми пористыми кремнистыми аргиллитами. В свежих невыветрелых образцах со­ держание P2Ö5 не превышает 5—6 %. Н. П. Варламовым на Кугарчинском участке содержание Р2О5 определено от 2—5 до 12,4%. Породы, содержащие повышенные количества фосфора, макроско­

с поверхности грязно-бурой фосфатно-глинисто-железистой коркой, отчего они приобретают вид уплощенных конкреций. В некоторых образцах фосфатоносных пород много пирита, который при вывет­ ривании переходит в бурые гидроокислы железа. В выветрелых разностях пород содержание Р2О5 обычно увеличивается до 21—27%; особенно обогащены отдельные плитки, находящиеся

вделювиальных суглинках.

Сразрезами вышеописанных толщ связаны многочисленные проявления железо-марганцевых руд. Марганцевые руды более

высокого качества обнаруживаются в зонах наложения кор вывет­ ривания на бедные марганценосные толщи. Содержание P2Os в марганцевых рудах 0,2—1,76%. Мощность иткуловской свиты, вмещающей фосфатоносные слои, по И. В. Хворовой, до 550 м.

Выше по разрезу непосредственно на иткуловской свите с по­ степенным переходом залегает толща пород, выделяемая И. В. Хво­ ровой в составе бухарчинской свиты и датируемая визе — намюром. Нижняя часть бухарчинской свиты мощностью примерно 30— 40 м литологически сходна и тесно парагенетически связана с нижезалегающими толщами иткуловской свиты и, по-видимому, от­ носится к единому парагенетическому комплексу пород, представ­ ленному вышеописанными свитами начиная с ямашлинской. Верх­ нюю часть разреза бухарчинской свиты глинисто-известнякового состава следует рассматривать в составе парагенезов флншевой формации.

К фосфатоносной формации типа кульмской на западном склоне Южного Урала следует относить толщу пород общей мощностью до 1700 м, располагающуюся между граувакковой и флишевой формациями. Возраст этой формации определяется турнейским и визейским временем. Переходы ее в ниже- и вышележащую флишевую формацию весьма постепенны. Формация имеет в зонах переходов черты, присущие пограничным формациям: граувакко­ вой и флишевой. Латеральные границы формации определяются следующим образом: на западном склоне восточная граница фор­ мации оборвана воздыманием хр. Урал-Тау. На восточном склоне Южного Урала формация имеет возрастные аналоги, представлен­ ные вулканогенными зеленокаменными формациями (березовская свита). Возможно, она имела латеральные связи с вулканогенной формацией (березовская свита) и поэтому относится к группе вул­ каногенно-осадочных формаций. Н .С. Шатский (1955) связывает марганец и фосфор, присутствующие в кульмской формации, с вул­ каническими источниками. В латеральном ряду формаций вулкано­ генной группы кульмская формация, по Н. С. Шатскому, занимает положение между кремнисто-сланцевой и отдаленной кремнистой формациями. Н. С. Шатский также рассматривает эту формацию как кремнисто-сланцевую, но с сильно развитой терригениой со­ ставляющей. Западные латеральные переходы формации в сторону Русской платформы характеризуются иногда довольно резкой сменой терригенно-кремнистых толщ формации на сравнительно маломощные бесфосфатные известняки платформенного типа.

В рассматриваемом районе, как и в других частях земной коры, формации такого типа являются фосфатоносными. Н. С. Шат­ ский полагает, что фосфориты этой формации являются характер­ ным членом парагенеза; постоянство, с которым фосфориты и фосфатоносные породы сопровождают кремнистые породы кульма, он сравнивает с известным парагенезом глауконитовых пород и фосфоритов. Характерной чертой кульмских формаций яв­ ляется повышенная углистость в некоторых породах. Вероятно,

68

углистость специфична для каменноугольного периода. Углыстость или углеродистость в кремнях и фтанитах, входящих в парагенезис кремнисто-сланцевых формаций сакмарского типа, отмечается

вразличных по возрасту формациях. По-видимому, углеродистость

вкремнях этого типа является характерной чертой кремнисто­ сланцевых формаций.

Н. С. Шатский, изучив фосфатоносность кульмскнх формаций в различных частях Атлантического сегмента земной коры, при­ шел к выводу, что фосфатоносность этих формаций сосредото­ чена в одном прослое фосфорита или размазана по значительной толще пород, и нм в том, ни в другом случае не имеет практиче­ ского значения. Б. М. Гиммельфарб (1965) полагает, что промыш­ ленного значения фосфатизация Кульма нигде не имеет. По на­ шему мнению, эти выводы справедливы относительно кремнисто­ сланцевых формаций вообще.

Поисковые работы в областях развития формаций такого типа, по-видимому, следует направлять в зоны естественного обогаще­ ния слабофосфатоносных пород этих формаций.

Кульмская фосфатоносная формация неперспективна для по­ исков морских фосфоритов, так как она имеет латеральное сочле­ нение с бесфосфатной платформенной формацией и фосфатонос­ ные породы разбавляются бесфосфатоносиыми известняками.

Фосфатоносные формации верхнего карбона и нижней перми. Если рассмотреть латеральные переходы выделенной Б. М. Кел­ лером (1949) в пределах Белорецко-Зилаирского синклинория флишевой формации к западу Русской платформы, то можно ви­ деть, что мощные (до 6 км) толщи флишевой формации резко сменяются маломощными карбонатными, мергельными и гли­ нистыми толщами, которые по своему строению и парагенезу по­ род представляют иную формацию, которая является фосфатонос­

Карбонатные отложения среднего карбона представлены башкир­ ским и московским ярусами. Башкирский ярус сложен толщей из­ вестняков и доломитов. Нижняя граница этой толщи устанавли­ вается по кровле светлых оолитовых известняков со множеством стриатифер. Московский ярус сложен такими лее известняками,

(близ хутора Камея) образования башкирского и московского яру­ сов также сложены в основном карбонатами. В известняках здесь имеются конкреции кремней черного или серого цвета, а в доло­ митах присутствуют кристаллики флюорита.

Выше без следов перерыва залегают отложения верхнего кар­ бона. Они тесно связаны с толщами московских известняков и со­ ответственно подразделяются на две части: нижнюю и верхнюю. Нижняя часть разреза карбонатная, образована темно-серыми

69