一、概述
磷块岩是富含磷质的沉积岩，主要由生物化学沉积作用形成。磷块岩中的磷矿物属碳氟磷灰石类质同象系列，其结晶状态有非晶质、隐晶质、层纤状和柱粒状。与磷灰石伴生的矿物有方解石、白云石、海绿石、硅质、有机质等。磷块岩的矿石构造主要有块状、条带状，还常见有结核状、层状、网脉状构造等。矿石结构常见有凝胶结构、内碎屑结构、球粒结构、生物碎屑结构等。
迄今为止已发现的磷块岩矿床都是海相沉积的，陆相沉积中虽也含有磷酸盐，但尚未发现达到开采要求者。按产状，磷块岩可分为层状磷块岩和结核状磷块岩两个类型。磷块岩矿床是各类磷矿中最重要的工业类型，其储量占世界磷矿总储量的80%。我国云南、贵州、湖北、四川、陕西、山西、河南、甘肃等地区均有分布，国外如美国、澳大利亚等国的许多磷矿也属于这个类型。
磷块岩矿床的地质时代十分宽广，自元古宙至今，各时代几乎都有磷矿床分布。世界上形成磷块岩的主要时代为震旦纪、寒武纪、二叠纪、白垩纪、第三纪。我国沉积磷矿床主要时代为晚震旦世和早寒武世，其次为泥盆纪、石炭纪、奥陶纪等。
除磷块岩矿床外，还有硅藻土矿床、沉积自然硫矿床、沉积黄铁矿矿床等亦属生物化学沉积矿床，有的是生物遗体直接堆积而成，有的则是由于生物的生命活动或有机体的分解而使某些元素聚集形成矿床。现代研究表明，包括黑色页岩中的多种元素金属矿床的形成，都与生物作用有关。生物成矿是现代成矿学研究的一个重要方面。
二、重要矿床
1.云南昆阳磷矿床
矿床位于扬子地台西部，康滇地轴东侧。磷矿层产于早寒武世梅树村初期渔户村组中谊村段（图7-30）。含磷岩系的岩石组合为硅质岩-白云岩-磷块岩。磷矿分上、下两层，其间被厚约1.6m的灰白色含磷水云母粘土岩相隔。矿层东西延长8km，矿区面积 20.86km2。上矿层厚1.97～14.85m，平均厚5.77m，比较稳定。下矿层厚0～6.87m，平均厚3.5m，变化较大。全区矿石 P2O5含量平均为26.24%，地表氧化矿石品位较高，含P2O530%以上，有害杂质含量较少；深部原生矿石 P2O5含量显著降低（为20%～25%），而CaO、MgO含量增高。矿石类型主要为蓝灰色的富磷块岩和浅灰色的白云质磷块岩。矿石矿物主要为胶磷矿和少量白云石、方解石、玉髓、海绿石、绿泥石。矿石结构以颗粒结构（内碎屑、球粒、生物碎屑结构）为主。矿石构造有块状、条带状、结核状、砾状等。
图7-30 昆阳磷矿床小歪头山渔户村组地层柱状图
（引自涂光炽等，1988）
矿床位于康滇地轴东南缘碳酸盐岩缓坡（台地）上，在潮下带—潮间带—潮上带—潮间带—潮下带变化的沉积环境中形成。磷块岩层理类型以水平层理、波状层理和粒序层理为主，其次为交错层理。该矿区向北经昆明、峨眉、川北入陕西境内，构成一个南北长800km，东西宽40～60km的重要磷矿成矿带。
2.四川什邡磷块岩矿床
位于四川盆地西缘龙门山台褶带中段。含磷段属中、上泥盆统，自下而上为砾屑磷块岩、磷锶铝矾矿层、含磷高岭土粘土岩、含磷石英砂岩，上覆白云岩。含矿段平行不整合于上震旦统灯影组藻白云岩之上。
矿体为磷块岩矿体和磷锶铝矾矿体。磷块岩矿体主要呈似层状，次为透镜状，其形态和厚度受底板古喀斯特地貌特征和发育程度所控制，在喀斯特凹地内矿体增厚，凸起处变薄。矿体厚0～75.3m，一般 6～10m，单个矿体长4500m，一般长1300～3200m。磷锶铝矾矿体呈似层状和透镜状产于含磷段中部，位于磷块岩层之上，二者迅速过渡。多数情况下与下伏内碎屑磷块岩同有同无。矿体长70～3100m，一般长几百米至千余米，厚0～23.50m，一般厚2～5m。
矿石中磷矿物主要为碳氟磷灰石和磷锶铝矾，其他矿物主要为粘土矿物和硅质。矿石结构主要有内碎屑结构、胶状结构等，矿石构造主要有角砾状构造、块状构造、层状构造和条带状构造。该矿床为风化-再沉积型磷矿床，是早期（晚震旦世和早寒武世）的含磷层，经长期风化淋滤，在泥盆纪经搬运、再沉积形成的。
三、磷块岩矿床的成因
磷在地壳中的含量为0.13%，被认为是一种典型的生物元素。动物在其生命循环中都要吸收磷以组成其躯体，如骨骼、牙齿、甲壳等。例如脊椎动物的骨骼含P2O5达53.31%，有几种舌形贝和圆货贝中含P2O580%～91.5%。
磷块岩的磷质，主要来源于岩浆岩中的磷灰石的风化与释放，磷易被含CO2和有机酸的地表水所溶解，被带到海盆中并被动植物有机体所吸收。也有地质学家认为，溶于海水中的磷，主要是海底火山喷发活动带来的。
对于磷质如何通过生物作用和生物化学作用富集起来形成矿床，目前存在不同认识，主要有生物成因说、生物化学成因说和化学成因说。
生物成因说认为磷块岩矿床是由海水中生物大量死亡后聚集而成的。在南非好望角以南，赤道暖流和南极寒流相遇的地方，生物大量死亡，它们的遗体在海底堆积下来形成大量磷酸盐结核。在爱沙尼亚早志留世的磷块岩矿床中，有3层磷块岩几乎全由矿化的圆货贝的贝壳组成。
生物化学成因说认为磷的富集与海洋中的浮游生物有关。在热带浅海地带，大量浮游生物繁殖，并吸收海水中磷质。当生物死亡后，残骸下沉到海底的淤泥中，由于细菌作用可将残骸分解而释放出磷，因此，在淤泥中富集了大量的磷，其含量可比底层海水含磷量高70～150倍。如里海海水中磷酸盐含量为3～7mg/m3，而海底淤泥中的磷含量却高达200～1100mg/m3。含磷高的淤泥水向浓度较低的水底层扩散。在扩散过程中，磷酸盐围绕小的质点（如砂粒、矿物颗粒、生物残骸等）聚集，形成磷酸盐结核。这样，由于富有机质淤泥的长期沉积，便可形成较厚的磷块岩矿床。
化学成因说由A.B.卡查科夫（1937）提出。他根据海洋水化学的资料，研究了近代海水中磷的分布情况和P2O5-CaO-HF-H2O相平衡关系之后，比较合理地阐明了磷的化学沉积过程。他将海水划分为4 层（图7-31）。第一层从水面到60m深处，为浮游生物活动繁殖层，或称光合层；在这一海水层，生物大量吸取海水中的磷，结果，此层海水中的磷含量很低，P2O5的最大含量为10～15mg/m3，一般常低于 2～5mg/m3；此外，该带 CO2的分压不超过 30.39Pa（3×10-4大气压）。第二层水深自60m至300～400m，为死亡生物通过的水层，其中磷的含量略高。第三层水深自300～400m大约到1000～1500m，为死亡生物分解水层；由于分解出来的磷酸盐多，海水中P2O5浓度达 300～600mg/m3，甚至更高；CO2分压力增加到12×10-4大气压。第四层水深1000～1500m以下水层，磷的含量重新降低。
图7-31 在深部上升冷水流的条件下，陆棚地带的海水中形成磷块岩-沉淀磷酸盐示意图
（据A.B.卡扎科夫，1937）
1—海岸卵石层相和砂相；2—磷块岩相；3—石灰质沉积物相；4—浮游生物残体沉降；5—海流方向
鉴于海水中CO2的浓度对磷酸盐的溶解起很大作用，而CO2和CO2-3 是随着海水深度的增加而增加的。因而当上升洋流把深部富磷和CO2的寒冷海水带至陆棚边缘时，由于水温升高，水柱压力降低，导致水中CO2逸出，或为生物所吸收，或形成CaCO3沉积。在此情况下，水中CO2分压显著降低，磷酸钙在水中的可溶性亦随之降低，当达到过饱和状态，磷以磷酸钙形式沉积，在陆棚边缘形成磷矿床。这一结论的关键是必须有上升洋流的作用，所以亦称为上升洋流成磷说。卡查科夫的化学成因假说，较好地解释了许多大型磷矿床缺乏动物化石，在大陆淡水盆地和浅水封闭海盆中没有磷块岩形成等现象。该学说长期被认为是解释磷矿床形成的经典理论。
现代海洋沉积中的磷酸盐结核，出现在世界许多地区的深海和浅海的海底。在浅海海底的磷酸盐沉积大都位于水深 30～300m的地区。这些磷酸盐沉积是由深部循环洋流流入浅海地区引起的。
大量事实和研究表明，巨大的海相磷块岩矿床，是在磷酸盐沉积之后，又往往经历再改造作用才得以富集形成。我国西南晚震旦世—早寒武世的大型磷块岩矿床的形成，一般都经历了两个成矿阶段。首先是胶体聚沉。在相对稳定低能的浅水环境，磷质自含磷海水饱和析出，胶体聚沉，这是海相磷块岩的主要成矿作用。第二阶段是改造或簸选作用。上述已聚沉的磷凝胶，在洋流和强烈的风暴浪作用下被搅起，经过簸选、迁移，形成不同粒级的颗粒（砾屑、砂屑、团粒、生物碎屑等），在不同能量环境中再沉积。这是磷质进一步富集，形成量大质优磷矿床的重要成矿方式和阶段。此外，在成岩作用阶段，孔隙中磷质溶液的沉淀亦会使磷块岩富化。
四、勘查评价要点
磷矿床形成的地质时代很长，但在一个地区或一个构造单元内，往往只有一个或两个含磷层位，如滇东地区含磷层位为下寒武统渔户村组，黔中鄂西地区为上震旦统陡山沱组。因此，研究地层剖面，沿含磷层位找矿是首先要做的工作。
磷块岩的形成与古地理环境有关。目前发现的磷块岩矿床都是在海洋环境沉积的。虽然富磷洋流上升析出磷酸盐主要发生在大陆架边缘（陆缘）地区，但是由于风暴浪和海流的冲刷、簸选作用，磷酸盐再沉积的范围要广得多，可以沉积在陆棚（架）的滨海和浅海地区，而陆棚边缘次深海盆地亦有磷酸盐沉积。在我国西南中、上扬子磷矿聚集区，磷矿特别聚集在海岛、碳酸盐台地、生物礁、构造高地等“海底高地”边缘及其附近的半局限盆地中。
磷块岩是异常海相条件下的产物，它同时伴生或邻近的一组异常沉积物，能指示磷酸盐的形成环境和成因。磷块岩层序中岩石组合的主要类型为：①磷酸盐岩-白云岩-镁质粘土-燧石；②磷酸盐岩-黑色页岩-燧石；③磷酸盐岩-条带状氧化铁-燧石；④磷酸盐岩-铁、锰氧化物。
磷块岩是富含磷酸盐的沉积岩，磷酸盐矿物多为非晶质和隐晶质以及非常细小的磷灰石晶体，肉眼难以辨认。因此，磷块岩与碳酸盐岩等其他沉积岩在宏观上往往没有明显差别。在勘查时，应加强测试和显微镜观察工作，也可采用简易化学方法。
此外，不少磷块岩矿床中含有铀等放射性元素，因此，可以在野外直接应用伽马能谱仪进行找矿。