磷礦是壹種富含磷的沈積巖，主要由生物化學沈積作用形成。磷塊巖中的磷塊巖屬於碳氟磷灰石類質同象系列，其結晶狀態為無定形、隱晶質、片狀和柱狀。與磷灰石伴生的礦物有方解石、白雲石、海綠石、矽質和有機質。磷塊巖礦石結構以塊狀、條帶狀為主，也有結節狀、層狀、網狀脈狀結構。礦石結構壹般包括凝膠結構、內部碎屑結構、球晶結構和生物碎屑結構。
目前發現的磷塊巖礦床都是海相沈積，雖然陸相沈積也含有磷酸鹽，但沒有發現壹個符合開采要求的。根據產狀，磷塊巖可分為層狀磷塊巖和瘤狀磷塊巖兩種。磷礦床是各類磷礦中最重要的工業類型，其儲量占世界磷礦總儲量的80%。我國的雲南、貴州、湖北、四川、陜西、山西、河南、甘肅等地區均有分布，國外很多如美國、澳大利亞等國家也屬於這壹類型。
磷塊巖礦床的地質時代很廣。從元古代到現在，幾乎所有的磷礦床都分布在各個時代。世界上磷塊巖形成的主要時代有震旦紀、寒武紀、二疊紀、白堊紀和第三紀。中國沈積磷礦的主要時代為晚震旦世和早寒武世，其次為泥盆紀、石炭紀和奧陶紀。
除磷塊巖礦床外，矽藻土礦床、沈積型自然硫礦床、沈積型黃鐵礦礦床也屬於生物化學沈積礦床，它們有的是由生物遺骸直接堆積而成，有的則是由於生物生命活動或生物分解而使某些元素堆積而成。現代研究表明，包括黑色頁巖在內的多元素金屬礦床的形成與生物作用有關。生物成礦是現代成礦研究的壹個重要方面。
二。重要的礦藏
1.雲南昆陽磷礦
該礦床位於揚子地臺西部，康滇地軸東部。磷塊巖層產於早寒武世梅樹村早期玉壺村組鐘毅村(圖7-30)。含磷巖系的巖石組合為矽質巖-白雲石-磷塊巖。磷礦分為上下兩層，中間夾灰白色含磷水雲母粘土巖，厚度約1.6m，煤層東西長8km，礦區面積20.86km2，上層煤層厚度1.97 ~ 14.85 m，平均厚度5.77m，較穩定。下煤層厚度0 ~ 6.87 m，平均厚度3.5m，變化較大。全區礦石平均P2O5含量為26.24%，地表氧化礦品位高，P2O530%以上，有害雜質少。深部原生礦P2O5含量顯著降低(20% ~ 25%)，而CaO和MgO含量增加。礦石類型主要為藍灰色富磷酸鹽巖石和淺灰色白雲石磷酸鹽巖石。礦石礦物主要為膠磷礦，少量白雲石、方解石、玉髓、海綠石和綠泥石。礦石結構主要為粒狀結構(內部碎屑、球晶和生物碎屑結構)。礦石結構呈塊狀、條帶狀、結節狀和礫石狀。
圖7-30昆陽磷礦小歪頭山玉壺村組地層柱狀圖
(引自屠光池等，1988)
礦床位於康滇地軸東南緣碳酸鹽巖緩坡(臺)上，形成於潮下帶-潮間帶-潮上帶-潮間帶-潮下帶的變化沈積環境。磷塊巖的層理類型主要為水平層理、波狀層理和粒狀層理，其次為交錯層理。礦區經昆明、峨眉、川北進入陜西，形成壹條南北長800公裏、東西寬40～60公裏的重要磷礦成礦帶。
2.四川什邡磷礦床
位於四川盆地西緣龍門山地臺褶皺帶中段。含磷剖面屬於中、上泥盆統，自下而上由礫質磷塊巖、磷鍶鋁礦、含磷高嶺土、含磷應時砂巖和白雲巖組成。含礦剖面為上震旦統燈影組藻白雲巖上的平行不整合。
礦體為磷塊巖礦體和磷酸鋁礦體。磷塊巖礦體主要呈層狀、透鏡狀，其形態和厚度受底板古巖溶地貌特征和發育程度控制。在巖溶窪地，礦體增厚，凸起變薄。礦體厚度0 ~ 75.3m，壹般6 ~ 10m，單個礦體長度4500m，壹般1300~3200m ~ 3200m。磷塊巖-鍶鋁礦體呈層狀、透鏡狀產於含磷段中部，位於磷塊巖層之上，兩者呈快速過渡狀態。在大多數情況下，它與下面的碎屑磷塊巖相同。礦體長70 ~ 3100米，壹般數百至數千米，厚0 ~ 23.50米，壹般2 ~ 5米。
礦石中的磷塊巖主要為碳氟磷灰石和磷酸鋁，其他礦物主要為粘土礦物和矽質。礦石結構主要有內部碎屑結構和膠體結構，礦石結構主要有角礫巖結構、塊狀結構、層狀結構和條帶狀結構。礦床為風化-再沈積磷塊巖礦床，為早期(晚震旦世-早寒武世)含磷層，在泥盆紀經長期風化淋濾搬運再沈積而成。
三。磷礦床的成因
地殼中磷的含量為0.13%，被認為是典型的生物元素。動物在生命周期中吸收磷形成身體，如骨骼、牙齒、甲殼動物等。如脊椎動物的骨骼中含P2O5高達53.31%，部分種類的舌形貝類和圓形貝類含P2O5 580% ~ 91.5%。
磷塊巖中的磷主要來源於巖漿巖中磷灰石的風化釋放。磷很容易溶解在含有CO2和有機酸的地表水中，被帶到海盆中，被動植物吸收。壹些地質學家認為，溶解在海水中的磷主要是海底火山噴發造成的。
關於磷如何通過生物和生物化學過程富集形成礦床，目前有不同的認識，主要有生物成因、生物化學成因和化學成因。
生物成因理論認為，磷塊巖礦床是大量生物死亡後在海水中堆積形成的。在南非好望角以南，赤道暖流與南極寒流相遇，大量生物死亡，其遺骸堆積在海底，形成大量磷酸鹽結核。在愛沙尼亞早誌留世磷塊巖礦床中，有三層磷塊巖幾乎全部由礦化扇貝的殼組成。
生化遺傳學理論認為磷的富集與海洋中的浮遊生物有關。在熱帶淺水區，大量浮遊生物繁殖並吸收海水中的磷。當生物死亡時，碎片沈入海底的淤泥中，可被細菌分解釋放出磷。因此，泥漿中富集了大量的磷，比底層海水高70 ~ 150倍。如裏海水中磷酸鹽的含量為3 ~ 7 mg/m3，而海底淤泥中磷酸鹽的含量高達200 ~ 1100 mg/m3。含磷量高的汙泥水向濃度低的底層擴散。在擴散過程中，磷酸鹽聚集在小顆粒(如沙粒、礦物顆粒、生物碎片等)周圍。)形成磷酸鹽結核。這樣，由於富含有機質的淤泥的長期沈積，可以形成較厚的磷塊巖礦床。
化學成因理論是由a b .卡恰科夫(1937)提出的。他根據海洋水化學資料，研究了磷在現代海水中的分布和P2O5-CaO-HF-H2O的相平衡關系，進而合理地闡述了磷的化學沈積過程。他把海水分成四層(圖7-31)。第壹層是從水面到60m深處，是浮遊生物活躍繁殖層，或稱光合層；在這個海水層中，生物從海水中吸收了大量的磷。因此，該層海水中的磷含量很低。P2O5最大含量為10 ~ 15 mg/m3，通常低於2 ~ 5 mg/m3。此外，該區域的CO2分壓不超過30.39Pa(3×10-4 atm)。第二層水深從60m到300~400m，是死亡生物經過的水層，磷的含量略高。第三層水深從300 ~ 400 m到約1000 ~ 1500 m，為死生物分解水層；由於磷酸鹽的分解，海水中P2O5的濃度為300 ~ 600 mg/m3，甚至更高。CO2的分壓增加到12×10-4大氣壓。第四層水深在1000 ~ 1500 m以下，磷含量再次降低。
圖7-31深上升冷水流條件下陸架區海水中磷塊巖沈澱磷酸鹽形成示意圖。
(根據卡薩科夫的資料，1937)
1—海岸卵石層相和砂相；2-磷塊巖相；3-鈣質沈積相；4-浮遊生物殘余物的沈降；5 ——電流方向
鑒於海水中CO2的濃度對磷酸鹽的溶解起著重要的作用，CO2和CO2-3隨著海水深度的增加而增加。因此，當上升的洋流將富含磷和CO2的深冷海水帶到陸架邊緣時，水溫升高，水柱壓力降低，導致CO2從水中逸出，或被生物吸收，或形成CaCO3沈澱。在這種情況下，水中CO2的分壓顯著降低，磷酸鈣在水中的溶解度也降低。當達到過飽和狀態時，磷以磷酸鈣的形式沈積，在陸架邊緣形成磷酸鹽沈積。這個結論的關鍵是必須有上升洋流，所以也叫上升洋流成磷說。卡恰科夫的化學成因假說很好地解釋了許多大型磷礦床中動物化石的缺失，以及陸相淡水盆地和淺封閉盆地中磷酸鹽巖的缺失。這壹理論長期以來被認為是解釋磷酸鹽礦床形成的經典理論。
現代海洋沈積物中的磷酸鹽結核出現在世界許多地方的深海和淺海海底。淺水海底的磷酸鹽礦床多分布在水深30 ~ 300 m的區域，這些磷酸鹽礦床是由於深循環洋流流入淺水而形成的。
大量事實和研究表明，巨大的海相磷塊巖礦床是在磷酸鹽沈積後形成的，並經常經歷改造。中國西南地區晚震旦世至早寒武世大型磷礦床的形成大致經歷了兩個成礦階段。第壹個是膠體聚集。在相對穩定、低能的淺水環境中，磷從含磷海水中飽和析出，膠體聚集沈澱，是海相磷塊巖的主要礦化。第二階段是轉變或精選。上述結塊的磷凝膠在洋流和強風暴浪的作用下被攪起，經過風選和遷移，形成不同粒徑的顆粒(礫石、沙粒、團聚體、生物碎屑等。)在不同的能量環境中形成並重新沈積。這是磷進壹步富集，形成大量優質磷礦床的重要成礦模式和階段。此外，在成巖階段，孔隙中磷溶液的沈澱也會使磷塊巖富集。
四。勘探與評價要點
磷礦床的地質年齡很長，但在壹個地區或壹個構造單元中，往往只有壹到兩個含磷層位，如滇東下寒武統玉壺村組和黔中鄂西上震旦統陡山沱組。因此，研究地層剖面，沿含磷層位找礦是首要工作。
磷塊巖的形成與古地理環境有關。目前發現的磷礦床都是在海洋環境中沈積的。雖然富磷洋流沈澱的磷酸鹽主要發生在大陸架邊緣(大陸邊緣)，但由於風暴浪和洋流的沖刷和揚礦作用，磷酸鹽再沈積的範圍要廣得多，在陸架(大陸架)的沿岸和淺海區域均可沈積，在陸架邊緣的次深海盆地也有磷酸鹽沈積。在中國西南中上揚子磷塊巖集中區，磷塊巖尤其集中在島嶼、碳酸鹽臺地、生物礁、構造高地等“海底高地”及其附近的半局限盆地中。
磷塊巖是異常海洋條件的產物，它伴隨或鄰近壹組異常沈積物，可以指示磷酸鹽的形成環境和成因。磷塊巖序列中巖石組合的主要類型有:①磷塊巖-白雲石-鎂質粘土-燧石；②磷礦-黑色頁巖-燧石；③磷礦-帶狀氧化鐵-燧石；④磷礦石——鐵和錳的氧化物。
磷礦是壹種富含磷酸鹽的沈積巖。磷酸鹽礦物多為無定形、隱晶質、極細的磷灰石晶體，肉眼難以識別。因此，磷塊巖與碳酸鹽巖等其他沈積巖往往沒有明顯的區別。勘探時應加強測試和顯微鏡觀察工作，或采用簡單的化學方法。
此外，許多磷礦床含有鈾等放射性元素，因此伽馬能譜儀可直接用於野外找礦。