Горные породы и минеральные месторождения экзогенной группы

Продукты экзогенных процессов — минералы коры выветривания и минералы осадочных пород. Среди продуктов выветривания наблюдаются как современные, так и древние, вследствие чего различают современную и древнюю коры выветривания.
Современное выветривание происходит в очень преобразованной коре, которая покрывает поверхность горных пород. Иногда оно проявляется на десятки и даже сотни метров ниже земной поверхности, образуя кору выветривания глубокого профиля. Древнее выветривание происходило при образовании почти каждой толщи во время перерыва в накоплении осадков, когда они временно оказывались на поверхности земли.
Среди древних кор выветривания И.И. Гинзбург, наиболее полно изучивший минералогию коры выветривания, выделяет площадную, распространенную на значительной площади, и линейную, вытянутую в одном направлении и связанную с контактами, трещинами, жильными породами и др.

Мощность коры выветривания зависит от сочетания ряда условий. В частности: выровненность суши, тектоническое спокойствие, слабая эрозия, теплый и влажный климат на протяжении длительного периода, а также благоприятный для разрушения и выноса состав пород — содействуют образованию мощной коры выветривания. Характерно, что кора выветривания выражена лучше в тропических и хуже в полярных зонах.
Важную роль в формировании коры выветривания играют приповерхностные воды, область циркуляции которых можно разделить на три зоны (рис. 344). Первая, самая верхняя зона (зона просачивания), размещается между поверхностью и уровнем грунтовых вод. В ней происходит достаточно свободная и достаточно быстрая циркуляция вод, главным образом в вертикальном направлении до уровня грунтовых вод. Воды ее обогащены кислородом и углекислотой и имеют значительную окислительную и растворяющую способность, т. е. здесь господствует водновоздушный режим. Ниже этой зоны, в общем под уровнем грунтовых вод, размещается зона истечения; нижняя ее граница определяется пунктами пересечения уровня грунтовых вод с поверхностью (пунктами «истечения»). В пределах этой зоны воды имеют некоторое движение, обычно очень небольшое, которое направлено главным образом к пунктам «истечения» (т. е. в направлениях более или менее близких к горизонтальным). Воды этой зоны содержат очень незначительное количество кислорода. Ниже размещается зона застойных вод, которые не перемещаются и не имеют свободного кислорода.

По мере просачивания поверхностных вод в более глубокие горизонты решительно меняется их общий характер. Воды постепенно снижают свой окислительный характер, расходуя по пути свободный кислород на окислительные реакции. Особенно сильно этот расход кислорода проявляется при окислении сульфидов и им подобных соединений с образованием на первой стадии сернокислых, мышьяковокислых и других солей.
Сравнительно легко подвергаются окислению такие соединения, которые в своем составе содержат металлы в низших степенях валентности, например Fe2+, Am2+, V3+ и др. В процессе окисления эти металлы переходят в ионы высших валентностей, что приводит к разрушению кристаллических веществ. Последние, окисляясь, образуют новые как растворимые, так и нерастворимые в воде соединения. Соли, возникающие при этих процессах, на первой стадии (сульфаты, карбонаты и др.) с разной скоростью вступают в реакцию с водой, подвергаются разложению (гидролизу), в результате чего ряд катионов выпадает в виде труднорастворимых в воде гидроокислов.
Степень окисления (и восстановления) оценивается величиной окислительно-восстановительного потенциала (Eh), который выражается в милливольтах и изменяется от -200 до +500 мв.
Величина Eh наряду с показателем pH, который указывает на содержание свободных ионов H и ОН, в значительной степени определяет активность процессов выветривания, в частности активность воды при химическом разложении минералов и горных пород.
От pH циркулирующих растворов зависит характер продуктов выветривания. Например, в результате выветривания гиперстена при pH > 6,0 возникают гидроокислы железа, при pH = 7,5-7,0 образуется нонтронит. Каолинит возникает в кислой среде (pH < 7), а монтомориллонит — в щелочной.
В процессе развития коры выветривания по мере выщелачивания силикатов pH их уменьшается и в тот момент, когда pH силиката становится равным pH растворов, реакция разложения останавливается. Чем больше разница между первичной щелочностью минерала и pH раствора, тем глубже и интенсивнее (при прочих равных условиях) проходит реакция.
В минеральном отношении кора выветривания представляет собой скопление самых различных минералов. В ней широко представлены: 1) первичные минералы, особенно устойчивые против влияния агентов выветривания (кварц, рутил, магнетит) и такие, которые еще не успели подвергнуться выветриванию; 2) промежуточные продукты, сохранившие кристаллическое строение, но поддавшиеся уже значительным изменениям в своем составе (гидрослюды, гидрохлориты и др.); 3) продукты конечного разложения первичных минералов (гели кремнезема, глинозема и окиси железа, а также соли щеточных и щелочноземельных металлов). Преобладание того или иного комплекса минералов указывает на характер выветривания и на тип самой коры выветривания.
Характерной особенностью коры выветривания является наличие в ней коллоидальных образований.
В зависимости от преобладания в коре выветривания определенных минералов различают коры выветривания каолинитовые, монтмориллонитовые, охристые, гидрослюдистые, карбонатные и др.
В образовании коры выветривания различают несколько стадий. Так, при выветривании кристаллических пород устанавливают три стадии: первая ив них характеризуется вынесением наиболее подвижных соединений (Na, К, Ca, Mg), вторая — вынесением малоподвижных веществ (переведением в подвижное состояние кремнезема благодаря щелочной реакции растворов), третья — вынесением соединений железа. После третьей стадии остаются только окислы алюминия, наименее подвижные в коре выветривания.
Таким образом, сначала кора выветривания состоит главным образом из продуктов физического выветривания. Потом она обогащается известью и насыщается основаниями. В последующую стадию верхние горизонты коры выветривания теряют значительную часть оснований и обогащаются кремнеземом (каолинитовый тип выветривания), а затем остаются только полуторные окислы алюминия и железа (аллитный тип выветривания).
Обычно в пределах коры выветривания наблюдается определенная зональность, которая выражается в смене зон различного минерального состава.
Различные минералы, попадая в зону выветривания, по-разному реагируют на воздействие агентов выветривания. Быстрее других выветриваются орто- и метасиликаты (оливин, пироксены, амфиболы и др.). На первых стадиях за их счет образуются хлориты, гидрослюды, а затем монтмориллонит и нонтронит. При более длительном выветривании накапливаются гидроокислы железа, колинит и как конечный продукт — свободная окись алюминия. Полевые шпаты переходят в гидрослюды, а потом в каолинит или монтмор иллонит.
Кварц характеризуется высокой устойчивостью в условиях выветривания. Его состав не изменяется даже при тонком дроблении.
Ход выветривания и степень его развития существенно изменяются в зависимости от температуры и влажности, поступления органического вещества, а также от рельефа. Эти факторы обусловливают определенную географическую зональность в локализации коры выветривания.
Минералы коры выветривания образуются как синтетическим путем (например, преобразование полевого шпата в каолинит происходит за счет разложения полевого шпата на отдельные окислы К2О, Al2O3, SiO2 и коагуляции этих окислов в минерал состава каолинита), так и путем гидролиза первичных минералов.
При выветривании новый устойчивый минерал во многих случаях образуется из исходного, старого, не сразу, а последовательно, проходя через промежуточные минералы, являющиеся стадиальными по отношению к конечному. Стадиальность выветривания в значительной степени определяется характером структуры и состава минерала. Стадиальное образование минералов показано ниже на примере выветривания нефелина:

Конечными продуктами разложения являются минералы, устойчивые в самых верхних горизонтах земной коры. Здесь в зависимости от горных пород формируются следующие минералы:
1. Ультраосновные породы: кварц, халцедон, опал, гидроокислы железа, кальцит, арагонит, доломит, магнезит, нонтронит, силикаты никеля.
2. Базальты: монтмориллонит, нонтронит, галлуазит, гидроокислы железа, кварц, халцедон, опал, кальцит, хлорит, палыгорскит
3. Граниты : каолинит, гидрослюды, гидроокислы железа, гидраргиллит.
4. Диориты: каолинит, гидроокислы железа, гидрослюды, гидрохлорит.
5. Нефелиновые сиениты: гидрослюды, монтмориллонит, бейделлит, гидроокислы железа.
6. Выцветы на почвах: галит, гипс, мирабилит, эпсомит.
7. Известняки и мергел и: кальцит, гидроокислы железа, сферосидерит, халцедон, опал (кремень).
8. Гипсоносные породы: гипс, целестин, барит, самородная сера, арагонит, кальцит.
9. Глинистые и песчано-глинистые породы: каолинит, глауконит, вивианит, фосфориты.
Часть минеральных месторождений коры выветривания возникает как остаточный продукт (формации латеритная, силикатов никеля, окислов и гидроокислов марганца, глинистых минералов, гипсовой шляпы и железной шляпы), часть является результатом вмывания растворов (формации инфильтрационной группы: сферосидеритовая, баритовая, фосфоритовая и вторичного сульфидного обогащения).
Месторождения латеритов образуются за счет ультраосновных, кислых и щелочных пород, на месте которых в результате выветривания остаются отложения, обогащенные гидроокислами железа и алюминия. Такие образования называются латеритами, а сам процесс их возникновения — латеритизацией.
Эти месторождения формируются в условиях жаркого и влажного климата. В латеритных месторождениях наблюдается определенная зональность, которую А. Лакруа назвал латеритным профилем.

В месторождениях, которые сформировались на ультраосновных породах, почти исключительная роль принадлежит лимониту с примесью силикатов никеля (гарниерит и непуит — ревдинскит). В месторождениях, сформированных на кислых и щелочных породах, наряду с лимонитом важную роль играет также гидраргиллит.
Месторождения окислов и гидроокислов марганца связаны с выветриванием осадочных карбонатных руд марганца, а также метаморфических пород, обогащенных марганцем. Они образуют плащеобразные тела, которые с глубиной переходят в коренные марганецсодержащие породы.
Месторождения минералов глин образуют плащеобразные тела, гнезда и карманы в коренных породах, в которые постепенно они переходят. По минеральному составу наиболее развиты глины, состоящие из каолинита.
Месторождения гипсовой шляпы связаны с залежами солей, которые попадают в сферу действия подземных вод. Воды растворяют соли и выносят компоненты, входящие в их состав. После выветривания остаются гипс — Ca[SO4]*2Н2O и ангидрит — Ca[SO4], которые наблюдаются в виде прослоек и вкрапленников. Вместе с гипсом и ангидритом встречаются также и другие труднорастворимые минералы. Для некоторых месторождений характерна концентрация в гипсовой шляпе боратов, для месторождений Луизианы (США) — самородной серы, а иногда галенита (PbS) и сфалерита (ZnS).
Зона окисления сульфидных месторождений (железная шляпа) обычно образует плащеобразные тела, которые с глубиной постепенно переходят в первичные неокисленные руды. Образование железной шляпы связано с тем, что сульфиды оказываются неустойчивыми в растворах, содержащих свободный кислород, и постепенно переходят в кислородные соединения — окислы, гидроокислы, сульфаты, карбонаты и др. и в конечном счете в кремнезем и гидроокислы железа. Скорость такого перехода для отдельных месторождений и отдельных сульфидов, различна. Она определяется разными причинами, среди которых главной является минеральный состав и другие особенности месторождений (характер боковых пород, климат, рельеф, тектоника и др.). В общем можно сказать, что сульфиды не устойчивы в зоне просачивания (см. рис. 344), где растворение преобладает над отложением, и устойчивы в зоне застойных вод. Тут растворение и отложение находятся в. равновесии. В зоне истечения наблюдаются некоторые средние условия, хотя она все же более близка к зоне застойных вод. Наиболее полно минералогия зоны окисления изучена С.С. Смирновым.

Процессы, развивающиеся в зоне окисления, в конечном результате приводят к полному удалению серы и к рассеиванию некоторых других элементов, которые входят в состав месторождений. Среди этих процессов главными являются:
1. Процессы окисления сульфидов, дающие начало разнообразным, главным образом легкорастворимым сульфатам, в виде которых выносится значительная часть материала из зоны окисления. Здесь совершается такая, реакция:

2. Процессы осаждения из сульфатных растворов кислородных соединений, которые часто совсем не содержат серы (карбонаты, окислы, гидроокислы) по таким реакциям:

3. Процесс растворения и переотложения кислородных соединений, которые также ведут к освобождению зоны окисления от ряда элементов.
Воды, промывающие зону окисления, являются специфически сульфатными и приближаются к нормальным поверхностным водам только в конечные стадии изменения сульфидного материала, когда зона окисления почти совсем теряет сульфидные и сульфатные соединения.
Для минералов, которые образуются в зоне окисления, характерно ритмическое чередование натечно-зональных каемок (рис. 345), которые появляются в результате последовательного замещения с периферии первичных сульфидов. Здесь наблюдаются также типичные натечные агрегаты и характерные петельчатые структуры (рис. 346).
В формациях остаточной группы выделяются следующие минералы:
1. Латеритная формация — гиббсит и каолинит.
2. Формация силикатов никеля — кварц, халцедон, хризопраз, бурые железняки, никельсодержащие гидросиликаты магния, доломит, магнезит, хризотил-асбест, гарниерит, ревдинскит, керолит, тальк, нонтронит.
3. Формация окислов и гидроокислов марганца — вернадит, псиломелан, пиролюзит.
4. Формация глинистых минералов — каолинит, кварц.
5. Формация гипсовой шляпы — гипс, ангидрит, гидроборацит, ашарит, боронатрокальцит, иньоит, колеманит, самородная сера, галенит, сфалерит.


Исключительно важная роль принадлежит формации железной шляпы, формирующейся в результате окисления сульфидных месторождений. Здесь в зависимости от типа месторождений возникают следующие характерные ассоциации:
1) медные месторождения — самородная медь, куприт, малахит, азурит, хризоколла, мелаконит, халькозин, ковеллин; 2) цинковые месторождения — смитсонит, каламин; 3) серебряные месторождения — самородное серебро, хлораргирит; 4) свинцовые месторождения — церуссит, англезит, пироморфит, вульфенит, крокоит; 5) мышьяковые месторождения — скородит, миметезит, бедантит; 6) сурьмяные месторождения — валентинит, сервантит, стибиоконит; 7) молибденовые месторождения — повеллит, молибденит, вульфенит.
Инфильтрационные минеральные месторождения представляют собой продукты выветривания, которые перешли в водные растворы и вынесены в область циркулирующих грунтовых вод в виде очень разбавленных растворов. В толщах горных пород и в частности в коре выветривания они растворяют некоторые компоненты вмещающих пород и вместо них откладывают новые минералы, которые были принесены в растворенном виде. В определенной степени инфильтрационные процессы имели место также в рассмотренных выше остаточных месторождениях. Среди инфильтрационных месторождений наиболее распространены месторождения сферосидеритов, карнотита и росколита, патронита, барита, фосфоритов и вторичного сульфидного обогащения.
Месторождения сферосидеритов (конкреции сидеритов с значительной примесью глинистого вещества, бурых железняков, а иногда пирита) возникают за счет взаимодействия растворов, содержащих железо в виде бикарбонатов или сульфатов, с карбонатными породами. Между раствором и карбонатом происходит реакция обмена, в результате которой обычно кальцит метасоматически замещается сидеритом:

Сидерит, или сферосидерит, образует в карбонатных породах гнезда и пластообразные тела, сложенные стяжениями от нескольких сантиметров до полметра и более в разрезе.
Месторождения карнотита и росколита возникают из сульфатных растворов ванадия и урана. Эти элементы осаждаются из растворов в виде карнотита и росколита под влиянием известкового цемента песчаников или растительных остатков.
Подобным же путем в глинистых сланцах, обогащенных углистыми веществами, образуются месторождения патронита.
Месторождения барита возникают за счет выщелачивания поверхностными водами бария, рассеянного среди карбонатных пород и позже переогложенного в карстовых пустотах.
Месторождения фосфоритов возникают в результате выветривания фосфатизированных известняков, песчаников и мергелей. Под влиянием поверхностных вод, содержащих гумусовые кислоты, [PO4]3- относительно легко переходит в раствор и выносится, а затем откладывается в порах известняка или в карстовых пустотах в форме фосфата кальция.
Месторождения вторичного сульфидного обогащения образуются обычно в нижних горизонтах зоны истечения и в верхних горизонтах зоны застойных вод (см. рис. 344) и постепенно переходят в зону первичных сульфидных руд.
Вторичные сульфиды этой зоны возникают за счет взаимодействия сульфатных растворов, которые просачиваются из зоны окисления, с первичными сульфидами (главным образом сульфидами меди, иногда серебра) по таким возможным реакциям:

Наблюдения показали, что наиболее мощные зоны сульфидного обогащения встречаются в тех случаях, когда первичные руды представлены пиритом и халькопиритом.
Образование минералов в зоне вторичного обогащения обычно начинается с выделения их по трещинкам в первичных сульфидах. Вторичные сульфиды, замещая первичные, сначала цементируют их реликты (рис. 347). Процесс замещения начинается с периферии зерен первичных сульфидов и может дойти до полного вытеснения этих минералов.
Из формаций инфильтрационной группы наибольшее значение имеет зона вторичного сульфидного обогащения (табл. 122).
При формировании осадочных месторождений важная роль принадлежит способности различных веществ к переносу в водной среде. М. Н. Страхов по форме, в которой вещества переносятся реками, разделил их на четыре группы:
1. Легкорастворимые соли — NaCl, KCl, MgSO4, MgCl2, CaSO4, CaCl2. Они находятся в реках всегда в виде истинных, ионных растворов и никогда не встречаются в виде коллоидных растворов и во взвешенном состоянии.
2. Карбонаты щелочных и щелочноземельных металлов — CaCO3, MgCO3, Na2CO3. Эти вещества находятся в виде резко ненасыщенного раствора (в реках гумидных равнин севера и тропиков) и в виде тонкозернистой механической взвеси в степных и горных реках.
3. Соединения Fe, Mn, Р, а также соединения малых элементов (V, Cr, Ni, Co, Cu и др.). Эти вещества характеризуются очень малой растворимостью, чем определяется их незначительное содержание в речных водах в растворенном состоянии, а также способностью образовывать наряду с истинными коллоидные растворы, которые играют большую роль в поверхностной миграции этих элементов (за исключением фосфора).
4. Кварц и разнообразные силикатные и алюмосиликатные минералы. Они переносятся в реках только в суспензированном виде и в виде грубозернистого материала, перемещаемого по дну или во взвешенном состоянии.

Нерастворимые продукты выветривания выпадают при переносе их водными потоками не одновременно, а в определенной закономерной последовательности, которая определяется так называемой механической дифференциацией. Механическая дифференциация определяется величиной и формой частичек, их плотностью, устойчивостью к истиранию, также характером, скоростью и массой транспортирующей среды. В общем можно считать, что ближе к берегу размещаются более крупнозернистые осадки — гравий, далее замещаемый песками, а затем илами.
Продукты выветривания, которые переносятся в виде истинных или коллоидных растворов, осаждаются в различных водоемах по закону химической дифференциации. Вначале кристаллизуются труднорастворимые продукты, легкорастворимые откладываются лишь в специфических условиях, которые содействуют их осаждению.

В результате механической и химической дифференциации возникают три группы осадочных образований: 1) осадочные образования, возникшие исключительно механическим путем (галечники, пески и глины); 2) осадочные образования, которые могут возникать химическим путем (или химическим в сочетании с механическим); к ним принадлежат окислы и гидроокислы железа и марганца, кремнезем, фосфат кальция, минералы бокситов, сидерит, сульфиды меди, глауконит, шамозит и тюрингит, а иногда также пирит и марказит и частично известняки и доломиты; 3) осадочные образования, которые могут возникнуть только химическим путем — известняки, доломиты, флюорит, ангидрит, целестин, гипс, каменная соль, калийномагнезиальные соли и бораты.
Во многих случаях к процессам механического и химического образования осадков присоединяются также биогенные процессы.
В формировании осадочных горных пород важную роль играют обломки различных минералов, которые называют терригенными или аллотигенными. Среди них различают минералы так называемой тяжелой фракции с плотностью больше 2,75 и минералы легкой фракции с плотностью меньше 2,75.
При переходе соответствующего осадка в горную породу (стадия диагенеза) возникает ряд новых минералов, которые принято называть аутигенными. Аутигенные минералы могут возникать также в сформировавшейся горной породе как новообразования, поэтому среди аутогенных минералов различают биогенетические, или сингенетические, и эпигенетические.
Главными аутогенными минералами являются опал, халцедон, кварц, кальцит, доломит, анкерит, магнезит, сидерит, родохрозит, арагонит, глауконит, шамозит, тюрингит, каолинит, галлуазит, гидрослюды, монтмориллонит, бейделлит, диаспор, бемит, гидраргиллит, гетит, лепидокрокит, пиролюзит, псиломелан, пирит, марказит, апатит, вивианит, гипс, ангидрит, галит, сильвин, самородная сера.
Среди минеральных месторождений осадочного происхождения выделяем три группы: 1) механические осадочные месторождения, 2) химические осадочные месторождения, 3) биохимические осадочные месторождения.
Механические осадочные месторождения — россыпи имеют в своем разрезе следующие части: торфы, пласт, почва, или плотик. Пластом, а в золотых россыпях «песками» называется та часть россыпи, где произошла концентрация полезного компонента. Торфы представляют собой толщу пород, перекрывающую пласт. Почва, или плотик,— это порода, на которой располагается пласт. В разрезе россыпи иногда пласт концентрируется на каком-либо прослое в торфах; тогда этот пласт, на котором произошла концентрация минералов, носит название ложного плотика.
Наиболее богатые участки россыпи обычно располагаются вдоль вогнутой стороны изгиба рек и в устье впадающих рек. Для концентрации минералов существенное значение имеет характер плотика. Наиболее благоприятными породами, составляющими плотик, являются известняки и доломиты, а также тонкослоистые нетвердые породы типа глинистых сланцев, в особенности крутопадающие по течению реки и простирающиеся поперек речной долины. Иногда водные потоки выносят тяжелые минералы к берегам озер и морей, образуя озерные и морские россыпи. Такие россыпи возникают также под влиянием размывающего действия самого моря или озера.
Механические осадочные месторождения известны для таких минералов, как золото, платина, алмаз, кварцевые пески, глины, каолинит, бокситы, фосфориты, монацит (табл. 123).
Химические осадочные месторождения, которые образовались из истинных растворов, представлены так называемой галогенной формацией (табл. 124), к которой принадлежат месторождения солей кальция, натрия, калия и магния (гипсы, ангидриты, каменная соль, калийные и магнезиальные соли, бораты). Эти месторождения формируются за счет солевой массы мирового океана (табл. 125).

Месторождения галогенной формации возникают лишь в морских лагунах в условиях аридного климата, когда образуется достаточно высокая концентрация солей в растворах. При увеличении концентрации растворов соли осаждаются в определенной последовательности, которая зависит прежде всего от их растворимости. Первыми выделяются труднорастворимые соли, последними — легкорастворимые (рис. 348). Кроме растворимости солей, на последовательность их образования влияет относительное количество солей в растворе, температура раствора, а также наличие других солей.
Концентрация растворов в условиях земной поверхности может достичь насыщения только при определенном режиме бессточных водоемов, когда прилив в них воды, содержащей соли, будет равен (или меньше) испарению. Накопление солей происходит также в водоемах, отделенных от моря узкой пересыпью (баром), при непрерывном поступлении в них морской воды (рис. 349). Это явление положено в основу теории немецкого геолога К. Оксениуса, известной под названием теории баров.

В условиях сухого климата, когда через пролив постоянно поступает такое же количество воды, какое испаряется с поверхности залива, в заливе будут накапливаться соли, образующие при соответствующей концентрации раствора осадок на дне залива. Толщина залежи зависит от глубины залива и от продолжительности процесса. Соли могут откладываться и в мелководных бассейнах, в которых накопление осадков сопровождается длительным эпейрогеническим прогибанием.
Химические осадочные месторождения, образовавшиеся из коллоидных растворов, представлены рудами железа, марганца, меди и алюминия (см. табл. 124). Эти месторождения рассмотрим на примере гидроокислов, карбонатов и силикатов железа, образующихся за счет выветривания и разложения железосодержащих минералов основных и ультраосновных, реже метаморфических и осадочных пород, а также более древних железорудных месторождений.
Соединения железа характеризуется очень незначительной растворимостью в воде. За небольшим исключением железо находится в поверхностных водах в виде золя Fe(OH)3, защищенного коллоидным органическим веществом или золем SiO2, а также в виде коллоидных комплексных железоорганических соединений (гуматов железа). Трехвалентиое железо очень чувствительно к реакции среды и оказывается устойчивым в растворе лишь при очень низком pH = 2—3. При повышении pH гидролиз солей Fe3+ резко повышается, а мицеллы Fe(OH)3, которые при этом образуются, коагулируют.
Наибольшие количества железа, как правило, концентрируются недалеко от берега и чаще в устьях рек, в особенности в районах тропического и субтропического климата.
Несколько отличаются от обычных морских месторождений озерноболотные отложения, развитые в северных районах, где котловины, депрессии и речные долины являются местами формирования озерно-болотных руд, а повышенные участки, разделяющие их,— источниками, поставляющими в эти котловины растворы и обломочный материал.
Осадочные биохимические месторождения возникают главным образом в результате жизнедеятельности организмов.
Роли и значению биохимических процессов в минералообразовании уделяли особое внимание В.И. Вернадский и Я.В. Самойлов, давшие основу точному знанию и пониманию этих процессов. Как отмечает В.И. Вернадский, химический состав организмов теснейшим образом связан с химическим составом земной коры. Биохимическая роль организмов заключается в том, что они аккумулируют вещества из ничтожных концентраций окружающей породы и после гибели или в результате жизнедеятельности дают особые минералы; кроме того, организмы в ряде случаев играют роль катализаторов, содействующих выделению из растворов определенных минералов.

По данным В. И. Вернадского, в живом веществе в количествах от 1 до 10% содержится более 20 химических элементов: О, Н, С, Ca, N, Al, Fe, Si, Mg, Ba, I, Sr, Р, Mn, Cl, Zn, Br, Cu, V, К, Na. Из названных элементов такие, как О, Н, С, N, Ca, содержатся во всех организмах, в то время как прочие находятся лишь в некоторых организмах.
Биохимическим путем образовалось большинство месторождений известняков, фосфоритов, самородной серы и ванадатов. Возможно, что в образовании некоторых месторождений железа и марганца также определенная роль принадлежала биохимическим процессам.
Основной минерал формации фосфоритов — апатит (фторапатит, карбонатапатит, гидроксилапатит, франколит и курскит), с которым обычно ассоциируют глауконит, кальцит, кварц и обломки раковин. Самородная сера ассоциирует с кальцитом, целестином, баритом, минералами глин и гауэритом (MnS2). Главные минералы месторождений ванадатов — тонкодисперсные минералы глин, кальцит, доломит, сидерит, ванадинит, с которыми встречаются как второстепенные барит, росколит, пирит, сфалерит, молибденит, халькопирит и патронит.