В.В. Авдонин, В.В. Кругляков И.Н.Пономарева, Е.В.Титов
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
МИРОВОГО ОКЕАНА
Допущено Министерством образования
Российской Федерации
в качестве учебника для студентов
высших учебных заведений,
обучающихся по направлению
«Геология»
Издательство
Московского университета 2000
2
Рецензенты:
Кафедра месторождений полезных ископаемых
и их разведки Российского университета дружбы народов;
член-корреспондент РАЕН, профессор П.А. Игнатов
Издание осуществлено при поддержке НПО «Южморгеология» и Фонда им. академика В.И. Смирнова
Полезные ископаемые Мирового океана (основные ти-П 49 пы твердых полезных ископаемых):
Учебник / В.В. Авдонин, В.В. Кругляков, И.Н. Пономарева, Е.В. Титова. — М.: Изд-во МГУ, 2000.
- 160 с.
ISBN 5-211-04346-4
В учебнике дана характеристика важнейших геолого-промышленных типов рудных и нерудных месторождений
океана, как активно разрабатываемых в настоящее время, так и перспективных, промышленное освоение которых
планируется в будущем. Приведены сведения по геологии и металлогении океана, закономерностям размещения и
локализации месторождений. Рассмотрены процессы современного рудогенеза; основное внимание уделено
формированию железомарганцевых конкреций и корок, сульфидоносных осадков и массивных сульфидных руд.
Для студентов и магистрантов геологических вузов и специалистов в области морской геологии и рудных
месторождений.
УДК 553.3 ББК 26.325
ISBN 5—211—(14346—I
© В.В. Авдонин, В.В. Кругляков,
И.Н. Пономарева, Е.В. Титова, 2000 г.
3
ПРЕДИСЛОВИЕ
Все возрастающая потребность в различных видах минерального сырья и истощение
запасов полезных ископаемых на суше выдвигают проблему изучения и освоения
минеральных ресурсов дна Мирового океана в разряд первоочередных. В последние
десятилетия на всей огромной акватории океана проводятся целенаправленные поисковые
работы на различные виды минерального сырья. Судя по прогнозам отечественных и зару-
бежных специалистов, доля морских месторождений полезных ископаемых в третьем
тысячелетии станет преобладающей по сравнению с месторождениями суши. Многие
государства, обладающие наибольшими ресурсами твердых полезных ископаемых в зонах
особых экономических интересов и в интенсивно исследуемых участках Международного
района морского дна, — в первую очередь США, Франция, Россия, Япония, КНР, Индия,
Республика Корея и другие — активно готовятся к началу освоения морских
месторождений.
Современный уровень изученности морских минеральных образований позволяет
выделить следующие группы твердых полезных ископаемых: 1) железомарганцевые
(полиметалльные) конкреции; 2) кобальтоносные железомарганцевые корки; 3) массивные
сульфиды; 4) металлоносные осадки; 5) фосфориты; 6) россыпи (оловоносные, золотые,
титано-циркониевые, алмазоносные и др.); 7) углеводороды в твердой фазе —
газогидраты; 8) строительные материалы (песок, гравий, ракушечник).
Настоящий учебник составлен в соответствии с программами курсов «Рудные
месторождения» и «Полезные ископаемые Мирового океана», предусмотренных
учебными планами геологических факультетов университетов и геологоразведочных
вузов. Содержит характеристику перспективных геолого-промышленных типов
месторождений твердых полезных ископаемых океана. Приведены сведения об истории
обнаружения и изучения, распространенности каждого типа полезных ископаемых,
минеральном и химическом составе руд, генезисе, перспективах промышленного
освоения. При составлении пособия использован обширный литературный материал и
результаты личных исследований авторов.
4
ВВЕДЕНИЕ
С древнейших времен и до наших дней океан привлекает внимание человека как
источник разнообразных ресурсов, в том числе минеральных. Площадь Мирового океана
составляет 361 млн км2, или 70,8% поверхности земли. Не удивительно, что океан
представляется кладовой с несметными богатствами, и они не лишены оснований.
Промышленная добыча минерального сырья из морских месторождений осуществляется в
течение нескольких столетий. Так, в Шотландии в 1620 г. началась добыча угля из шахт,
заложенных на островах и пройденных под дном моря. В Англии, на Корнуоле еще в
XVIII в. оловянные месторождения разрабатывались подводными шахтами. В настоящее
время добыча угля, железа, медно-никелевых руд и других осуществляется из более чем
100 месторождений, расположенных под дном моря. Это никелевые месторождения в
Гудзоновом заливе (Канада), ртутные в Эгейском море (Турция), баритовые на о. Кастл
(США), железные руды в Японии, Австралии, Финляндии, Канаде. Глубина таких шахт
колеблется от 30 до 2400 м под дном моря, удаленность от берега превышает 10 км при
глубине воды до 120 м.
Из соляных куполов, расположенных в море в 10—11 км от берега, методом
подземной выплавки добывается сера (шт. Луизиана, США). В подобных месторождениях
сосредоточено около 30% мировых запасов серы.
Наряду с месторождениями, аналогичными известным на суше, разрабатываются и
образованные в морской среде. К ним в первую очередь относятся россыпные
месторождения ильменита, рутила, циркона, монацита, касситерита, золота, платины,
алмазов. В море добывается большое количество песка, гравия и других строительных
материалов.
Помимо этого, известны разнообразные месторождения металлических полезных
ископаемых: железомарганцевые конкреции, кобальтоносные корки, металлоносные
осадки, массивные сульфиды и ар. Характерной особенностью морских месторождений
является то, что в большинстве случаев они еще находятся в стадии формирования.
Полезные ископаемые, которые извлекаются и могут извлекаться из океана,
подразделяются на три группы, соответствующие
		5%^	гК			№				р		
		г> 		V	о	л						X. S
			4 х ПЛ .*/С“			Кпг * га»,	£					
		fli , ,Н Л t* Ff	4^7.		•к7*		X 7	НИ	J	я*	ГаЫДз.	£ С*’ С		
		-|			Я			’.'.То***** *1 А’’	5^53 .'»«			
			4 I					1	U			FUAii , Л	/
			-J '*	кот 7	ж-	• V /».Г- ыпьч		•	1.	,  ”, ‘Я"		&Tl2a4 '""Г'	ы' /
	'ь Z			>				z		"AJI	 • + + ♦	
	' -												
Рис. 1. Карта полезных ископаемых Мирового океана (по [10]).
7 — подводная континентальная окраина с мощностью цеметаморфизованных осадков более 1000 м, перспективная на нефть и газ; 2 — месторождения
нефти и газа; J — прибрежно-морскне россыпи тяжелых минералов: Ti - титановых минералов (ильменит, рутил), Zr — циркона, М — монацита, Fe —
магнетита и титакомагнетнта, Sn — касситерита, Pt — платины, Ан — залоги, Ст — хромита, Hi — никеля, Си — мели; 4 — поля распространения
полиметаллических конкреций; 5 — подводные коренные месторождения: С — каменного угля, Fe — железных руд-, Ni, Си — медно-никелевых руд, Sn —
Касситерита Au - золота, Hg, - киновари, Ва - барита, Си — медиых руд. 6 - строительные материалы (песок, гравий, ракушник), 7 — россыпи алмазов;
рудные’илы: Си - медь, Zti - цинк, Ан - золото, Ag - серебро; 9 - фосфориты; 10 - месторождения серы; И - участки гидротермальной
деятельности и сульфидного рудообразовання вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятая
Рис. 2. Карта промышленного освоения минеральных ресурсов Мирового океана (1985) (по [10]).
I - районы активных геофизических работ на нефть и газ; 2 - районы поисково-разведочного бурения на нефть и газ; J - морская добыча нефти и газа;
4 — разработка прибрежно-морских россыпей тяжелых минералов; 5 — подводные горные разработки коренных твердых полезных ископаемых, &
подводная разработка строительных материалов; 7- добыча серы с помощью морских буровых скважин; 8 - главные районы поисково-разведочных работ
на полиметаллические минералы; 9 — район разведочных работ на рудные илы; 10 — район разведочных работ на фосфориты (буквенные обозначения
те же, что на рис. 1)
трем этажам или уровням концентрации: 1) морская вода, 2) собственное морское дно
с рыхлыми образованиями, 3) недра океанского дна. Только последняя группа по своим
особенностям соответствует месторождениям континентов. Расположение основных
видов минерального сырья морского дна и его недр приведено на рис. 1.
Потребление минерального сырья, по оценкам экспертов, удваивается каждые 15
лет. В настоящее время ежегодная добыча превышает 25 млрд, т в год, из них более 3
млрд, т поступает из морских месторождений. Основную массу добываемого сырья
составляют пески, гравий и другие строительные материалы (около 60%), углеводороды
(около 30%). Добыча металлических полезных ископаемых (металлы, концентраты, руда)
пока не превышает 1 млрд т, но постоянно возрастает. По прогнозам отечественных
и зарубежных специалистов, доля морских месторождений полезных ископаемых в
третьем тысячелетии станет преобладающей по сравнению с месторождениями суши.
Современное состояние освоенности минеральных ресурсов океана отражено на рис. 2, в
таблицах 1 и 2.
Потенциальные возможности морских месторождений весьма велики. Подсчитано,
что при современном уровне потребления морские месторождения могут обеспечить
мировую промышленность: медью в течение 2 тыс. лет, никелем — 70 тыс. лет,
марганцем — 140 тыс. лет, кобальтом — 420 тыс. лет (Гаврилов, 1983). Этими цифрами
не следует обольщаться, поскольку речь идет о ресурсах, большая доля которых в
настоящее время практически недоступна, как будет недоступна и в обозримом
будущем. Тем не менее, постепенное истощение запасов некоторых металлов на
материках на фоне потребностей в них приводит к постоянному снижению кондиций,
к необходимости использования руд с низкими содержаниями металла. Следствием
этого является отчетливая тенденция к выравниванию сумм затрат на освоение
эквивалентных по масштабам месторождений на материке и на морском дне. Поэтому
уже сейчас проблема промышленной добычи некоторой части заключенных в морских
месторождениях металлов переводится в плоскость практических решений. Это, прежде
всего, касается залежей железомарганцевых конкреций, месторождения которых в рудной
провинции Кларион-Клиппертон (Северо-Восточная котловина Тихого океана) и в
Центральной котловине Индийского океана (лицензионный участок Индии) опоискованы
на участках, выделенных странам-участницам международных исследований, и
практически подготовлены к эксплуатации. Вероятно, не слишком много времени
6
потребуется и для организации промышленных разработок рудных корок
Магеллановых гор и поднятий
Таблица 1
Мировая добыча некоторых основных видов минерального сырья
(по Е, Востокову, 1990)
Виды сырья	Количество, млн т (всего)			В том числе морская добыча	
	1975	1981	2000 (прогноз)	1981	2000 (прогноз)
Каменные материалы	6890	—	—	—	—
Пески и гравий	6240	—	—	Около 1800	—
Уголь	3237	Около 3700	5500	Около 70	—
Нефть (с газоконденсатом)	2711	Около 3000	3500	Около 685	Окало 2080
Газ (с попутным), млрд м3	1299	Около 1600	2000	Около 344	Около 520
Железная руда	886	Около 900	—	10	—
Карбонатное цементное сырье	614	—	—	—	—
Глины	276	—	—	—	—
Каменная соль	153	Около 200		70	
Фосфаты	140	—	—	—	—
Известняки	101				
Сера	53	—	—	1,5	—
Калийные соли	25,7	27,6		2.7	
Марганцевая руда	25	—	—	—	—
Барит	4	—	—	0,2	—
Магний (включая соеди- нения магния)	0,8	—	—	0.1	—
Маркус—Уэйк—Неккер в западной части Тихого океана, металлоносных илов
красноморских впадин.
Таким образом, происходит оформление новых промышленных типов рудных
месторождений, среди которых следует выделить месторождения: 1) железомарганцевых
конкреций, 2) кобальтоносных корок, 3) океанских массивных сульфидных руд
(«курильщиков» и др.), 4) металлоносных осадков. В связи с этим актуальными стали
проблемы изучения геологии и металлогении океана, генезиса и закономерностей
размещения и локализации различных типов полезных ископаемых.
Освоение минеральных ресурсов океана — необходимый этап развития земной
цивилизации. Следует отметить, что взаимоотношения с океаном должны строиться
на основе бережного и внимательного отношения к этому источнику живительной
силы, резерву продуктов питания и минерального сырья.
Таблица 2
Степень освоенности полезных ископаемых океана
(по Е. Востокову, 1990, с уточнениями)
7
Отложения дна Мирового океана	Морская вола
Полезные коыпоиенты	При- бреж- ная эона	Шельф	Континен- зольный СКЛОН н континен- тальное подножке	Ложе морей к океанов		Основные районы добычи и добывающие страны
				глубоко - водные котло- вины	срсдикно- оксаничсс- кие хреб- ты и риф- товые эоны	
1	2	3	4	5	6	7
Соли различно- го состава (по- варенная соль и ЛР-)						СССР, США, Великобритания, Япония
Магний	—					СССР, США, Великобритания, Япония
Бром, йод	**—					СССР, США, Великобритания, Япония
Натрий, калий	—					СССР, США, Всл и кобр итания, Япония
Другие металлы (уран и др.)						Великобритания
Опресненная вода	—					США, СССР, Кувейт, Япония
Металлоносные илы и рассолы					-	
Строительные материалы: песок, гравий	—	-				СССР, США, Великобритания
Известняк-ра- кушечник и скопление мор- ских раковин		—	-			США, Исландия, Великобритания, Ирландия, СССР
Известковистые илы			-			США
Кремнистые илы			—			США
Глубоководные глины						Япония
Россыпи: зол о- То, платина	—					Филиппины, США (Аляска)
8
Продолжение ma&s. 2
Отложения дна Мирового океана	1	1	2	3	4	5	6	7
	Касситерит	—	—				Юго-Вост. Азия, Австралия
	Ильменит, цир- кон, монацит	—	-				Бразилия, Индия, Южная Африка, Юго-Вост. Азия
	Алмазы		-				Юго-Зап. побе- режье Африки
	Барит	—					США (шельф Аляски)
	Фосфориты		-				США, Австра- лия, Мексика, Япония
	Глауконит		-	—			США
	Железомарган- цевые конкре- ции						СССР, Индия, США, Япония, Франция, Китай, Корея
	Кобальтонос- ные корки				**«*		СССР, США, Япония
	Газогидраты				***♦		СССР, США
Il	Недра дна морей и океанов	Глубоководные сульфиды						СССР, США, Япония, ФРГ, Франция, КНР
	Нефть и газ		—	—			США, Ближний Восток, Мексика, Венесуэла, Вели- кобритания, Нор- вегия, СССР
	Железная руда	—				11	Канада, Швеция. Финляндия, Франция, Япо- ния
	Уголь	—					Япония, Вели- кобритания
	Сера						США (Мекси- канский залив)
	Соль	—					США (Мекси- канский залив)
	Цветные метал- лы	—					Великобритания. Канада
- 1	- 2	—- 3 .... 4	5
1 — промышленная добыча; 2 — опытная добыча; 3 — разведочные работы; 4 — по-
исково-разведочные и экспериментальные работы; 5 — рекогносцировочные и научно-
исследовательские работы.
9
Глава /.ГЕОЛОГИЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ОКЕАНА
Своеобразной особенностью океанского дна является то, что геодинамические
процессы различного типа выражаются в формировании разнообразных геотектонических
структур, различающихся между собой характерными особенностями рельефа. Рельеф
дна Мирового океана в большей степени, чем рельеф суши, отражает особенности
геологического строения и фиксирует геотектонические элементы. В связи с этим
рельеф дна океана является элементом геологического строения и основой
геотектонического (и металлогенического) районирования (рис. 3).
1.	ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РЕЛЬЕФА ДНА ОКЕАНА
Морфологию дна Мирового океана изучают сравнительно давно, однако до сих
пор существуют различные точки зрения на выделение форм подводного рельефа и их
размеры. В значительной степени это объясняется пока все еще слабой изученностью дна
океанов. Для получения глобального представления об особенностях вертикального
расчленения земной поверхности составляется гипсографическая кривая и обобщенный
профиль дна океана (рис. 4). Анализ гипсографической кривой показывает, что наиболее
часто встречаются на нашей планете высоты от 0 до 1 км (20,9%) и глубины от 3 до 6
км (53,5%). Средняя отметка рельефа материков +875 м, а средняя глубина Мирового
океана -3794 м.
Дно Мирового океана может быть подразделено на несколько
геоморфологических провинций, которые относятся к крупнейшим категориям
подводного рельефа: 1) подводные окраины континентов (материков), 2) переходные
зоны, 3) океанское ложе, 4) срединно-океанические хребты.
В пределах геотекстур выделяют формы рельефа более высокого порядка —
морфоструктуры. К ним относят подводные хребты, островные дуги, возвышенности,
валы, плато, котловины, желоба и др. При еще более детальном расчленении донного
рельефа в качестве морфоскульптур намечают горы, холмы
оя
3
ф
а
Открытое море
Международный район морского дна
1 Уровень моря при наибольшем отливе
Осадочный слой
3
Ф
сртлубина
3500м
3
G
V
g
X
Континета л ьный
шельф
Г еоморфо-
логические
элементы
глу- । ср.глуби- |
"YiSn на 2^0 м |
до 12 миль
I
, Экономическая зона
3 I Континентальный
3 2 I
* 1 1 шельф
хокеа- х фТС|\
Абиссальное\ниче- <вая ч х|
\ поднятие \ ский 4 д0“ х
\______________Х^ финах
|	| I до 200 миль
’ до 24 ми^
Гоанитный слой
20
Мантия
30, КМ-;
Минераль-
ные
ресурсы
Полиметал- \ Ноли метал- \Масси- хМетаппо_
ические \лические \вные \ носные
конкреции и хконкреции и хстль- \ ИЛЬ)
корки \ корки «Ьидныех
\	\РУДы х
Нефть, газ, россыпи
тяжелых минералов, уал, \га'зогид
мазы, строительные \газо- \ты, roi
материалы, угопь, же- \гидраты> металличе-
лезные руды, серы. \фосфс+ таие IW.
барит Y риты ХФосфоР*™
Рис. 3. Соотношение геоморфологических, юридических и геологических зон с минеральными ресурсами морского дна (по [ Ю])
ge
ФО
ПЪ И
I

10
Рис. 4. Гипсографическая кривая и обобщенный профиль дна Мирового океана
(по О. Леонтьеву, 1982)
уступы, террасы и др. Наконец, поверхность указанных морфологических единиц
осложнена микрорельефом.
Подводные окраины континентов
Занимают площадь 80,61 млн. км2, что составляет 22,4% общей площади Мирового
океана. В эту геоморфологическую провинцию входят три зоны: континентальный шельф,
материковый (континентальный) склон и материковое подножие.
Континентальный шельф (от англ, shelf — полка, выступ, отмель) представляет
собой подводную слегка наклонную равнину вокруг материков, выработанную на
геологических образованиях, продолжающих обычно структуру суши. Ширина шельфов
колеблется от 1 до 1500 км (средняя 65—80 км). Бровка шельфа (его внешняя граница)
обычно отмечается на глубине около 200 м, хотя известны существенные отклонения от
этой отметки. Так, в Черном море бровка прослеживается в основном в интервале
105—115 м, в морях полярного бассейна она местами опускается до 500 м и глубже.
Считается, что современные шельфы позднеплейстоцен-голоценового возраста и воз-
никли в результате трансгрессивного затопления прибрежных участков континентов.
Трансгрессия была вызвана таянием ледников последнего вюрмского оледенения и
привела к поднятию уровня Мирового океана на 100 м. Береговая линия, близкая к
современной, установилась примерно 5—6 тыс. лет назад. В результате быстрого подъема
уровня под водой оказались участки с типичным рельефом суши. На шельфах часто
встречаются затопленные древние береговые линии, долины рек, различный
аккумулятивно-экзарационный ледниковый рельеф, эоловые формы и т.д.
Материковый (континентальный) склон начинается от бровки шельфа резким
перегибом дна. Материковый склон обычно характеризуется вогнутым профилем: в
верхней части он наиболее крут и постепенно выполаживается с глубиной. Наиболее
часто углы наклона составляют 10—14°. Нижняя граница материкового
(континентального) склона проходит в среднем по изобатам 2,5—3 км, варьируя от 1 до
4,5 км. Материковый склон, как и шельф, сравнительно узкий участок океанического дна,
его ширина меняется от 8 до 270 км. Совместно с шельфом он образует континентальную
террасу и отличается расчлененным глыбово-ступенчатым рельефом. Ступени,
ориентированные вдоль склона, рассекаются каньонами, следующими по глубоким
11
раздвиговым трещинам или разломам. Несмотря на раздробленность, континентальный
склон обнаруживает очевидную морфологическую связь с континентом.
У основания континентального склона на глубинах до 3—5 км расположена слабо
наклонная мелковолнистая аккумулятивная равнина — континентальное подножие,
занимающее около 23% площади дна океана. По существу, это является промежуточным
элементом рельефа между материковым склоном и ложем океана. Оно часто состоит из
слившихся между собой глубоководных конусов выноса. Ширина континентального
подножия достигает нескольких сотен километров, а максимальные уклоны поверхности
дна в его пределах не превышают 2,5°. В пределах континентального подножия нередко
формируются «осадочные хребты» — гигантские аккумулятивные формы с
относительной высотой до 1—1,5 км, образовавшиеся под воздействием постоянных
донных течений.
Переходные зоны
Зоны перехода от океанов к материкам в зависимости от морфологии,
геологического строения, истории и режима развития разделяются на две группы —
атлантическую и тихоокеанскую, в которых выделяются несколько морфологических
типов.
По данным работы [4], для атлантической группы, развитой в основном по периферии
Атлантического и Индийского океанов и в незначительной степени в Тихом океане,
характерны сочетания сравнительно узких шельфов и континентального склона. По
степени усложнения морфологии континентального склона устанавливается
последовательность типов, в которой выделяются зоны: с простым континентальным
уступом (Сомали, Ангола); со ступенчатым континентальным склоном (Флорида, Зап.
Африка, Австралия); с раздробленным континентальным склоном, или бордерлендом
(Калифорния, Юго-Восточная Африка, Зап. Австралия); с поясом микроконтинентов
(возв. Риу-Гранди; о-ва Мадагаскар, Крозе, Кергелен; Новая Зеландия с плато Кемпбелл и
Чатем). Эта последовательность, по-видимому, отражает стадии дробления (деструкции)
края континента в условиях активного растяжения, в связи с чем переходные зоны этой
группы называются также деструктивными. К ним относятся и зоны перехода «неполного
развития», обусловленного неустойчивым тектоническим режимом. Для них характерны
системы грабенообразных депрессий на шельфе, которые разделяют островные гряды.
Континентальный склон в таких зонах осложнен продольными и диагональными
ступенями, которые разделены зонами подводных палеовулканических построек
(подводные горы Кадьяк и провинции Зап. Аляски).
Спецификой тихоокеанской группы зон перехода является совокупность островных
дуг и желобов. Островные дуги представлены подводными и островными сооружениями.
Глубоководные желоба отделяют переходные зоны от абиссальных равнин океана. В этих
зонах происходит наращивание континентальной коры. Котловины окраинных морей
играют роль пограничных форм, разделяющих области нисходящего — к западу и
восходящего — к востоку от них развития структуры и рельефа. Общая площадь
переходных зон составляет 8,5% площади Мирового океана.
Ложе океана
Это наиболее обширная часть дна, занимающая 54% площади Мирового океана
(более 38% всей поверхности Земли). Основными элементами его рельефа являются
глубоководные равнины (глубиной 4—6 км) и разделяющие их океанские поднятия.
Среди абиссальных равнин различают плоские и холмистые. Последние, присущие
западной части Тихого океана, изобилуют холмами высотой до 500 м и горами высотой до
4 км, иногда выходящими над уровнем океана в виде изолированных островов.
12
Океанские поднятия имеют различную форму — от изометричной (Бермудское
поднятие, поднятие Шатского) до линейно вытянутой (Китовый, Восточно-Индийский,
Мальдивский хребты и др.) Сочетание поднятий и впадин придает рельефу ложа океана
ярко выраженную крупноячеистую структуру.
Специфическими формами рельефа океанского ложа являются пирамидальные горы
с уплощенными вершинами — гайоты, образующие группы, а также линейные зоны,
иногда венчающие протяженные возвышенности (поднятия Маркус-Уэйк-Неккер,
Магеллановы горы в Тихом океане).
Срединно-океанические хребты
Представляют собой крупнейшую горную систему Земли, протягивающуюся
непрерывной полосой через все океаны, протяженностью более 60 тыс. км, площадью от
55 до 63 млн. км2, т.е. более 15% земной поверхности. Срединные хребты достигают
высоты 6000 м (Геология..., 1990) и представляют собой сводообразные линейно
ориентированные поднятия с отчетливо выраженной осевой зоной. Вдоль осевых зон
выделяются узкие впадины рифтовых долин, располагающиеся вдоль оси хребта в виде
протяженных кулисообразно сменяющих друг друга структур. Ширина рифтовых долин
1—1,5 км, иногда достигает 2—7 км; высота ограничивающих долину приразломных
гребней — от 80—100 до 300—400 м. Рифтовые долины представляют собой области
проявления базальтового вулканизма, в их днищах наблюдаются современные излияния
базальтовых лав и гидротермальная активность, продуктом которой являются, в
частности, придонные сульфидные постройки («черные курильщики») и скопления
массивных сульфидных руд. Срединно-океанические хребты практически на всем
протяжении расчленены многочисленными поперечными трансформными разломами,
вдоль которых также фиксируются троговые долины. Фланговые зоны срединно-
океанических хребтов характеризуются сложным ложбинно-грядовым рельефом,
значительно менее расчлененным, чем в пределах рифтов.
Основные особенности рельефа океанского дна убедительно объясняются с позиций
гипотезы спрединга. Согласно ей срединно-океанические хребты формируются над
восходящими ветвями конвективных ячеек мантии. Вдоль этих хребтов литосферные
плиты расходятся в стороны и там происходит раскрытие океана с образованием новой
океанической коры. Нисходящая ветвь ячейки вовлекает океанское дно в глубоководные
желоба, где одна литосферная плита пододвигается под другую, кора поглощается и,
вероятно, расплавляясь, вновь включается в мантию. Таким образом, дно океана
находится в постоянном движении — непрерывно рождается в осевой зоне срединных
хребтов (зоны спрединга) и исчезает в глубоководных желобах (зоны поглощения).
Гипотеза спрединга дна океанов получила дальнейшее развитие в теории тектоники
литосферных плит, согласно которой поверхность земного шара разделена на
литосферные плиты разных размеров (8 крупных и примерно 12 небольших), скользящих
по астеносфере. Литосфера рождается в зонах аккреции, а в зонах деструкции
разрушается. Указанный механизм подтверждается геофизическими данными и
глубоководным бурением, установившими постепенное увеличение мощности, стра-
тиграфического диапазона осадков и удревнение возраста базальтов по мере удаления от
оси рифта.
2.	ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ ОКЕАНА
Земная кора в пределах ложа океана делится на три слоя: первый (осадочный),
второй и третий, залегающие на верхней мантии. Мощность первого слоя осадочных
пород и осадков (со скоростями сейсмических волн 1,5—2 км/с) резко изменчива в
13
различных областях: от первых сотен до первых тысяч метров (средняя 0,5 км), а в ряде
случаев этот слой практически отсутствует.
Второй слой базальтов и долеритов с редкими прослоями осадочных пород (скорость
сейсмических волн 4,4—6 км/с) подразделяется на два горизонта: верхний сложен
лавовыми излияниями базальтов, нижний — комплексом параллельных даек. Его средняя
мощность около 2 км, под срединными хребтами возрастает до 5—5,5 км. Третий,
«габбровый» слой со скоростями сейсмических волн 6,5—7,5 км/с залегает на перидоти-
тах верхней мантии. Он является самым мощным (в среднем 5-7,5 км).
На основе геофизических данных — глубинного сейсмического зондирования и
гравиметрических материалов — в океане выделено три типа коры, отличающихся
мощностью, что связано с их генезисом (рис. 5).
Первый тип характеризуется сокращенной мощностью и развит по границам
литосферных плит. Второй тип — это океаническая кора со средними мощностями,
пользующаяся распространением в пределах глубоководных акваторий. К этому типу
Рис. 5. Типы земной коры в океане (по [4])
относятся также погруженные блоки континентальной коры. Третий тип
утолщенной коры развит в районах проявления глубинного и сверхглубинного
магматизма.
Каждый тип коры подразделяется на классы, отражающие в основном генетические
особенности. В первом типе выделены два класса: один с корой незавершенного
типа, другой — с редуцированной. Первый характерен для осевых зон срединно-
океанических хребтов, где происходит формирование новой океанической коры.
Осадочные образования в рифтах маломощны, а иногда полностью отсутствуют.
Лавовые излияния второго слоя развиты очень широко. Мощность вулканического
горизонта колеблется от 0,2 до 1,0, реже до 2 км, а у залегающего ниже горизонта
параллельных даек — до 2 км. Последние представляют собой последовательно
возникшие магмовыводящие каналы, сложенные застывшим базальтовым материалом,
постепенно переходящим вверх в лавовые образования. Мощность даек 1—3 м,
междайковые пространства, сложенные габбро, занимают до 10% объема в нижних
горизонтах лайкового комплекса и практически исчезают в средних. Специфической
чертой строения коры осевых частей срединно-океанических хребтов является
отсутствие третьего, «габбрового» слоя, который кристаллизуется позднее в ходе
последующей дифференциации вещества верхней части мантии. Таким образом, кора
рифтовых зон находится на начальной стадии развития, и отсутствие не успевшего еще
14
сформироваться третьего слоя и послужило причиной для отнесения ее к
незавершенному классу.
Ко второму классу относится кора, развитая в зонах крупных трансформных
разломов. В этих районах кора характеризуется сокращенным разрезом, но в данном
случае отсутствует второй слой. Часто и третий слой представлен не полностью, по-
этому кора получила название редуцированной.
Во втором — стабилизированном — типе основную роль играет обычная тонкая
океаническая кора, развитая на огромных пространствах глубоководных котловин. В ней
развиты все три слоя общей мощностью 6—8 км. К этому типу относятся также
опущенные блоки микроконтинентов с континентальной корой мощностью 25—35 км.
Утолщенная кора третьего типа формируется в результате вздыманий
магматического глубинного материала. К первому классу относятся участки крупных
вулканических подводных гор на дне глубоководных акваторий. Утолщение коры
происходит за счет увеличения мощности третьего слоя. Второй класс регионально
утолщенной коры представлен в виде обособленных областей (Исландия) или в виде
цепочек островов и подводных вулканических сооружений (Гавайско-Императорская
горная система). Возникновение этих районов связано с функционированием «горячих
точек». Земная кора здесь характеризуется резко увеличенной мощностью (в 10—15 раз)
второго вулканогенного слоя.
Земная кора океанов существенно отличается от земной коры континентов по
мощности и структуре. В океанах ее мощность изменяется от 3,5 до 30—40 км, на
континентах — от 20 до 70 км.
Строение земной коры океанов неодинаково: океаны различаются между собой и по
мощностям коры, и по соотношению мощностей слоев. Наблюдаемое в пределах самих
океанов большое разнообразие типов и подтипов коры несомненно отражает
сложность процессов их образования и эволюции.
Переходные зоны. Зоны перехода от континентов к океанам охватывают окраинные
части этих структур, в пределах которых происходит смена континентального типа земной
коры океаническим. Выделяются переходные зоны тихоокеанского и атлантического
типов. Первые получили название активных переходных зон, или континентальных
окраин, в связи с интенсивным проявлением в их пределах современного вулканизма и
сейсмичности. Для них характерно наличие сейсмофокальных зон Заварицкого-
Беньофа, погружающихся под переходную зону от ее внешней приокеанической границы
до глубины 200—700 км. В пассивных зонах, развитых преимущественно вокруг Атлан-
тического, Индийского, Северного Ледовитого океанов, сейсмичность и современный
вулканизм отсутствуют или значительно менее активны.
Активные зоны перехода подразделяются на западно- и восточно-тихоокеанский
(андский) подтипы.
Переходные зоны на западе включают окраинные моря и глубоководные
океанические желоба, горно-складчатые сооружения и вулканические островные дуги, им
свойственна максимальная контрастность рельефа поверхности земной коры и сложное в
плане распределение континентального и промежуточных (субконтинентального и
субокеанического) ее типов. Внутренней границей, отделяющей переходные зоны от кон-
тинентов, являются окраинноматериковые вулканические пояса (Охотско-Чукотский и
др.); внешней границей служат приокеанические склоны глубоководных желобов
(Алеутского, Курило-Камчатского, Идзу-Бонинского и др.). В тектоническом отношении в
состав переходных зон входят структуры с континентальной и переходной корой. К
первым относятся, например, кайнозойские складчатые системы (Корякско-Камчатская,
Хоккайдо-Сахалинская и др.), эпимезозойские плиты (северо-восточный шельф Берингова
моря, «Сунда шельф»). Структуры второй группы представлены сопряженными
системами: глубоководный океанический желоб — островная дуга с поясом андезитового
вулканизма — глубоководная морская впадина в тылу дуги.
Андский подтип переходных зон отличается отсутствием островной дуги и
окраинного моря: глубоководный океанический желоб сопрягается непосредственно с
системой кайнозойских окраинно-континентальных горно-складчатых сооружений с про-
явлением андезитового вулканизма (например, зона перехода Южной Америки к Тихому
океану).
15
Пассивные переходные зоны выражены в рельефе континентальными шельфами,
склонами и подножиями. В их пределах происходит последовательное изменение типа
земной коры от континентального во внутренней части шельфа на субконтинентальный на
внешнем шельфе и склоне и на субокеанический в области континентального подножия.
Характер преобразований, происходящих в переходных зонах, проявлен в
закономерностях изменчивости строения земной коры. Согласно стандартной модели
строения континентальной коры, в ее консолидированной части выделяется три
этажа (условно названными гранитным, диоритовым и базальтовым). Субконтинентальная
кора пассивных переходных зон отличается редукцией, вплоть до полного исчезновения
верхнего этажа и сильным нарушением промежуточного. Субокеаническая кора в зоне
периокеанического прогиба отличается от океанической коры более мощным осадочным
слоем.
Впадины окраинных и внутренних морей образовались при рифтогенезе
континентальной коры. Им свойственен субокеанический тип коры, консолидированная
часть которой в некоторых случаях является новообразованной (впадина Южно-Китай-
ского моря). В ряде случаев кора этих структур может содержать сокращенный нижний
этаж континентальной коры или состоять из блоков древней и новообразованной коры.
Некоторые впадины представляют собой реликты океана, в той или иной мере
переработанные последующими процессами (Алеутская).
Островные дуги характеризуются корой субконтинентального типа, мощность
которой меняется в широких пределах от 10 до 35 км. Ее консолидированная часть
состоит из блоков изменений континентальной и (или) океанической коры, образующих
цоколь поднятия, а также из продуктов островодужного магматизма, метаморфических
пород, деформированных осадочных отложений.
В переходных зонах проявляются две тенденции в развитии коры: наращивание
континентальной коры в островных дугах и кайнозойских складчатых системах и ее
деструкция при формировании краевых плит пассивных окраин.
Наращивание континентальной коры в активных переходных зонах сопровождается
интенсивными процессами деструкции, приводящими к образованию субокеанической
коры глубоководных морских впадин.
3.	ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ
По данным С. Андреева и Н. Гуревича [4], срединно-океанические хребты (СОХ)
характеризуются сложным строением. Хребты трассируют линии, по которым происходит
разрастание океанского дна: срединное положение при этом они занимают далеко не
всегда. Указывают три различные стадии в цикле рождения новой океанической коры:
растяжение, вызванное движением литосферных плит в стороны от оси; раскалывание
коры и внедрение базальтов в раскрывшуюся трещину, их излияние на морское дно в виде
подушечных лав.
Срединно-океанические хребты характеризуются разными скоростями спрединга.
Наиболее низкая скорость движения дна (полускорость разрастания) зафиксирована на
Срединно-Атлантическое хребте — 0,5—2,5 см/год. Средние скорости, оцениваемые
2,5—4,5 см/год, свойственны Галапагосскому центру спрединга. Наиболее высокие
скорости — 4,5—8,0 см/год отличают Восточно-Тихоокеанское поднятие.
Геофизические и петрологические данные свидетельствуют о наличии
магматической камеры под осью хребта на малой глубине (5—6 км), где происходит
дифференциация и перемешивание поступающих из мантии магм. Камера подпитывается
в центре и одновременно затвердевает с двух сторон при спрединге. Над центром камеры
располагается узкая вулканическая зона (шириной 0,25—2,0 км). Короткие периоды
внедрения даек и излияний базальтов в вулканической зоне сменяются периодами
относительного покоя.
16
Зона молодого вулканизма обрамляется активной тектонической зоной, в которой
происходит интенсивное растрескивание коры. Трещины параллельны простиранию
хребта, по некоторым из них происходят смещения по типу нормального сброса.
Предполагается два возможных механизма образования трещин: 1) за счет растягивающих
напряжений в коре (Макдональд, 1982); 2) в результате сокращения коры по мере охлаж-
дения (Лонсдейл, 1977). Через трещины в горячую молодую кору поступает океаническая
вода, которая нагревается и вновь выбрасывается наружу. В пределах активной
вулканической зоны наблюдается интенсивная гидротермальная деятельность. Многие
исследователи конвективный гидротермальный процесс считают ответственным за
формирование океанических сульфидных руд и склонны придавать ему едва ли не
универсальное значение.
Срединно-океанические хребты разделяются на сегменты обычно по зонам
трансформных разломов. Как правило, морфологическая граница хребта располагается
между изохронами 26—36 млн. лет (магнитные аномалии 7—13), а его гребневая зона
грубо очерчивается изохроной 10 млн. лет (магнитная аномалия 5).
Под осью Восточно-Тихоокеанского поднятия детальными сейсмическими
исследованиями обнаружены аномалии (низкоскоростные неоднородности),
интерпретируемые как магматическая камера (с глубиной кровли от сотен метров до 2—4
км от дна) и область частично расплавленных пород в мантии.
Во всех океанах вдоль спрединговых зон наблюдается повышенный тепловой
поток. Его величина изменяется от (95 ± 72) мВт/м2 на Восточно-Тихоокеанском
поднятии до (63 ± 57) мВт/м2 на Срединно-Атлантическом хребте. Отмечается
систематическое уменьшение теплового потока с удалением от осей.
Сеть разломов Мирового океана. По материалам 3. Байбулатовой, Е. Востокова, Е.
Мирлина, Е. Дубинина, глобальная сеть разломов океанского дна определяется в первую
очередь сочетанием рифтовых зон срединно-океанических хребтов, трансформных
разломов и зон Заварицкого-Беньофа.
Трансформным разломам принадлежит важная роль в тектонике океана. На дне
океанов они встречаются почти повсеместно, их влиянию подвержено около 20%
площади океанической литосферы. Большинство трансформных разломов разделяют сре-
динно-океанические хребты на серию крупных блоков, смещенных друг относительно
друга на многие километры. Протяженность зон этих разломов варьирует от нескольких
десятков километров до тысяч километров. Будучи границами литосферных плит, они
проникают на глубину до подошвы литосферы. Морфологически они чаще всего
выражены ущельями, глубина которых на 1—2 км больше, чем глубины соседних с ним
рифтовых долин. Трансформные разломы в пределах отдельных секторов срединно-
океанических хребтов параллельны друг другу. Распределены они неравномерно: на
Срединно-Атлантическом хребте расстояние между ними от 20 до 75 км, в Индийском и
Тихом океанах — от 60 до 300 км. Размещение разломов обусловлено тектоническим и
термическим режимами поднятий. Основной особенностью трансформных разломов яв-
ляется то, что движения по ним происходят лишь на тех участках, которые заключены
между смещенными отрезками осевой зоны хребта, остальные их части являются
сейсмически пассивными. Длина активной части, т.е. расстояния, на которые смещены
осевые части СОХ, различна. В Атлантике преобладают (около 60%) короткие разломы
длиной активной части 10—40 км, а свыше 150 км встречается всего в 5% случаев. В
Индийском и Тихом океанах длина активной части разломов значительно больше, хотя и
здесь у половины разломов активная часть не превышает 150 км. Отмечено, что
пассивные следы крупных трансформных разломов, пересекая литосферу молодых
океанов, продолжаются в пределы континентов в виде ослабленных зон, унаследовавших
древние континентальные разломы, к которым приурочены карбонатиты, кимберлиты,
интрузии основных и ультраосновных пород и связанные с ними месторождения в
Западной Африке, Бразилии, Северной Америке и Австралии.
Характеризуя рифтовую систему Земли, все исследователи подчеркивают
17
длительность ее формирования — от протерозоя до настоящего времени, при этом
развитие отдельных рифтов продолжалось от десятков до сотен миллионов лет.
В пределах окраинных и внутренних морей и континентальных окраин широко
распространены кольцевые и дуговые структуры. Установлено их присутствие и в
центральных частях океана. Важнейшая роль среди них принадлежит магматогенным
структурам центрального типа. Размеры последних колеблются от сотен метров до
нескольких тысяч километров, наиболее распространены размеры 40—80, 100—120, 200—
240, 500—650 км. Большинство этих структур тяготеет к тектоническим узлам. С
крупнейшими из них связаны минеральные ресурсы Мирового океана.
4.	ДОННЫЕ ОСАДКИ МИРОВОГО ОКЕАНА
Вещественный состав донных осадков и закономерности их распределения в
различных зонах океана, по Н. Короновскому и А. Якушевой, связаны с: 1) глубиной
океанов и рельефом дна; 2) гидродинамической обстановкой (волнение, приливы и
отливы, поверхностные и глубинные течения); 3) характером поставляемого осадочного
материала; 4) биологической продуктивностью; 5) эксплозивной деятельностью вулканов.
По генезису выделяются следующие основные группы осадков: 1) терригенные; 2)
ледниково-морские; 3) кремнистые; 4) известковые; 5) пелагические («красная
глубоководная глина»). Распространение осадков на дне океанов представлено на рис. 6.
Закономерности распределения донных осадков и их соотношения в различных местах
океанов и морей определяются (по А. Лисицыну) зональностью: 1) климатической; 2)
вертикальной, связанной с изменением глубин; 3) циркумконтинентальной, т.е. степенью
удаленности от континента или крупных островов.
Терригенные осадки. Наибольшая часть терригенных осадков, приносимых с суши,
откладывается в пределах подводной окраины материков — в области шельфа,
континентального склона и его подножия.
При поступлении осадочного терригенного материала в Мировой океан происходит его
механическая дифференциация, благодаря которой происходит постепенная смена
осадков — от грубых песчано-гравийно-галечных в прибрежной мелководной части
через песчаные и песчано-алевритовые в более глубоких частях шельфа, затем
алевритопелитовые до самых тонких пелитовых осадков у подножий континентальных
окраин.
осадки; отсутствие крапа — осадки континентальных окраин
ные
18
Ледниково-морские осадки особенно широко развиты в Приантарктической части
Мирового океана. Ледники Антарктиды при своем движении захватывают различный
обломочный материал, который выносится шельфовыми льдами и айсбергами на далекое
расстояние от континента. При постепенном таянии айсбергов обломочный материал,
заключенный в них, выпадает на дно. Ледниковые осадки окаймляют берега Антарктиды
почти сплошным поясом шириной от 300 до 1200 км при средней ширине 500—700 км, а
также они развиты вблизи Гренландии. Ледниково-морские осадки распространены в
пределах шельфа и континентального склона, а в прилежащих частях ложа океана они
сменяются кремнистыми биогенными.
Биогенные осадки широко распространены в Мировом океане, среди которых выделяются
два основных типа: кремнистые и известковистые.
Кремнистые осадки состоят более чем на 30% из аморфного кремнезема. Среди
них выделяют диатомовые и радиоляриевые осадки.
Диатомовые осадки образуются в результате накопления кремнистых панцирей
диатомовых водорослей, которые широко развиты в холодных приполярных областях.
Диатомовые осадки доминируют в арктических и субарктических широтах и образуют
огромный непрерывный пояс вокруг Антарктиды шириной до 300, а местами достигает
1200 км. В Северном полушарии диатомовые осадки не образуют сплошного пояса, а
выражены в виде отдельных областей распространения в северной части Тихого океана.
По гранулометрическому составу — это алевритоглинистые и глинистые осадки.
Особым подтипом являются этмодискусовые диатомовые осадки экваториальной
зоны, которые состоят из крупных панцирей теплолюбивых диатомей — этмодискусов,
встречающихся в западной тропической части Тихого океана в виде отдельных пятен
глубже 4500—4700 м.
Радиоляриевые осадки состоят из скелетов простейших планктонных организмов —
радиолярий, сложенных аморфным кремнеземом. Местами наблюдаются остатки
теплолюбивых диатомей, образуются радиоляриево-диатомовые или диатомово-
радиоляриевые осадки. Они отмечаются местами в экваториальной части Индийского и
Тихого океанов. По гранулометрическому составу — это алеврито-пелитовые или
пелитовые осадки. Радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые осадки встречаются пре-
имущественно на дне котловин ниже критических глубин карбонатного
осадкообразования. Иногда радиоляриевые осадки чередуются с красными
глубоководными глинами.
Известковые или карбонатные осадки состоят более чем на 30% из СаСОз. По
преобладанию захороненных остатков организмов подразделяются на фораминиферовые,
кокколитофоридовые и птероподовые. Высокая биологическая продуктивность
отмечается в экваториальной и субтропической областях и приводит к интенсивному
поступлению остатков организмов и продуктов их жизнедеятельности на дно, где они
накапливаются. Растворимость скелетов организмов различна и зависит от глубины.
Критическая глубина карбонатонакопления (КГК), ниже которой растворяется весь
карбонат кальция, колеблется в разных районах от 4000 до 4700 м. Поэтому карбонатные
осадки играют важную роль до 4700 м, но отсутствуют в районах с большими глубинами.
Фораминиферовые осадки состоят из раковин простейших одноклеточных
организмов или их обломков. Размеры раковин от 50 до 1000 мкм. Фораминиферы
обитают в верхних слоях океанических вод с максимальным распространением до глубин
50—100 м. Отмирая, они медленно опускаются на дно и образуют различные по
гранулометрическому составу, преимущественно песчано-алевритовые или алеврито-
пелитовые карбонатные осадки, в которых количество СаСОз колеблется от 30 до 90%.
Эти осадки распространены от глубин шельфа до критической глубины карбонатной
компенсации.
Кокколитофоридовые осадки образуются за счет скопления пластинок известковых
водорослей кокколитофорид микроскопических размеров — от 5 до 5 мкм. В большинстве
19
случаев образуются смешанные осадки с различным соотношением кокколитофорид и
фораминифер.
Птероподовые осадки состоят из остатков пелагических планктонных моллюсков —
птеропод, которые обитают в теплых тропических и экваториальных водах. В
большинстве случаев распространены смешанные птероподово-фораминиферовые осадки.
В экваториальных зонах местами развиты смешанные карбонатно-кремнистые
осадки — диатомово-фораминиферовые или радиляриево-фораминиферовые.
Пелагические осадки («красная глубоководная глина»). Эта глина коричневого
цвета различных оттенков занимает, по данным А. Лисицына, свыше 35—50% площади
Тихого океана и около 25—30% Атлантического и Индийского. Она состоит из наиболее
тонких частиц и распространяется в наиболее глубоких частях океана ниже критической
глубины карбонатной компенсации. Содержание в них СаСОз меньше 1%. Обычный
компонент «красных» глин — аутогенный глубоководный минерал группы цеолитов.
В последнее время получили развитие идеи А. Лисицына, В. Фролова и других о
гальмиролитической природе глин.
5.	МАГМАТИЗМ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
ФОРМАЦИИ ОСНОВНЫХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ
ЭЛЕМЕНТОВ ОКЕАНА
Срединно-океанические хребты. Структура и строение срединно-океанических
хребтов определяются взаимодействием раздвигающихся литосферных плит и
восходящих мантийных потоков. В рифтовой зоне хребтов формируется новая
океаническая кора. Здесь на больших площадях изливаются базальтовые подушечные
лавы, формирующие слой 2А океанической коры. Они подстилаются слоем 2Б, состоящим
из интрузивных образований и лайкового комплекса. Среди интрузивных образований
известны гарцбургиты, габбро, долериты, дуниты, оливиновые габбро и др. В
совокупности эти образования представляют собой основной элемент современных
офиолитовых серий. Базальты срединно-океанических хребтов (MORB) относятся к
толеитовой серии и в общем достаточно однородны по петрохимическим и
петрографическим признакам. Тем не менее, в зависимости от приуроченности к
различным элементам структуры — осевым частям поднятий, склонам, подводным горам,
островам — в них выделяются группы, различающиеся по геохимическим, а иногда и
петрохимическим характеристикам. Так, базальты, удаленные от осевых частей поднятий,
приближаются по составу к субщелочным оливиновым базальтам (Шарков, Цветков,
1986). Наряду с этим, отмеченная выше сегментация срединно-океанических хребтов
выражается не только в морфологическом плане делением их трансформными разломами,
но и в том, что соседние сегменты заключают в себе автономные магматические камеры.
И в результате этого вулканиты различных сегментов СОХ обнаруживают заметные
отличия друг от друга, что показано Л. Дмитриевым и др. (1990).
В гребневой части срединно-океанических хребтов осадочные отложения
практически отсутствуют, они появляются на склонах, и мощность их возрастает по мере
удаления от осевой зоны. На склонах хребтов формируются грабеновые структуры
шириной от 20 до 60 км и протяженностью в несколько сотен километров. В них
накапливаются известковистые и кремнистые илы, турбидиты и другие осадки. При
глубинах ниже уровня карбонатной компенсации (который колеблется от 4 до 4,7 км)
отлагаются только кремнистые осадки. А. Ковалев (1978) склонен относить осадочные
комплексы, накапливающиеся в подобных гребневых структурах, к аспидной формации.
Абиссальные океанические впадины можно отнести уже к полиформационным,
многоэтажным. Два нижних слоя трехслойной коры, представленные габброидами и
базальтовыми лавами, иногда перемежающимися с уплотненными осадками, можно
отнести к представителям офиолитовой серии, подобным офиолитам срединно-
20
океанических хребтов, и возникшим в похожей обстановке. Они перекрываются
осадочными образованиями. По А. Ковалеву, образующиеся осадочные толщи могут быть
отнесены к формациям — глубоководной глинисто-кремнистой, глубоководной глинисто-
известково-кремнистой. Кроме того, следует выделять самостоятельную формацию
железомарганцевых конкреций. На подводных горах, гайотах и атоллах образована
формация рифовых известняков, иногда содержащая фосфориты.
В пределах океанических впадин широко проявлен внутриплитный океанический
магматизм. Возникновение вулканических островов и подводных вулканических гор и
поднятий, на долю которых приходится от 5 до 25% поверхности океанического дна,
обычно связывается с деятельностью мантийных «горячих точек». На островах резко
преобладают базальты толеитовой серии. Помимо них развиты базальты калиево-
натриевой субщелочной, а также натриевой и калиево-натриевой щелочной серий.
Зоны трансформных разломов по характеру вулканизма близки океаническим
островам, поскольку нередко контролируют цепи подводных вулканов и островов. Однако
магматизм в этих зонах более разнообразен. Здесь формируются вулканиты толеитовой
пикрит-базальтовой серии. Встречаются лейкократовые субщелочные базальты,
оливиновые долериты. К зонам трансформных разломов, рассекающих срединно-
океанические хребты, приурочены также интрузии базитов и ультрабазитов. В
поперечных грабенах накапливаются глубоководные отложения терригенной или
терригенно-эвапоритовой формации.
Островные дуги отличаются большим разнообразием геологических формаций. В
их пределах, по В. Смирнову (1975), выделяются три группы формаций: 1) перидотитовая
с месторождениями хромитов (Филиппины); 2) габбро-пироксенитовая с проявлениями
титаномагнетитов (Япония); 3) вулканогенная или вулканогенно-осадочная, наиболее
широко развитая.
Островные дуги как геологическая структура переживают длительную и сложную
эволюцию. В общем плане в развитии систем островных дуг можно выделить стадии:
заложения дуги и подводного вулканизма, развития дуги (подводный и субаэральный
вулканизм); подъема дуги и интрузивного магматизма; реверсии и развития новой
вулканической дуги. Эта эволюция
сопровождается эволюцией магматизма. На ранних стадиях преобладает базальтоидный
вулканизм. При этом в отличие от других структур здесь развиты, пять магматических
серий (Шарков, Цветков, 1986): толеитовая (островодужная), известково-щелочная,
калинатровая субщелочная, шошонитовая и реже калиевая щелочная. Базальтоиды
однородных и последовательно дифференцированных серий сменяются вулканогенно-
осадочными последовательно и контрастно дифференцированными формациями —
базальт-андезит-дацит-риолитовыми, базальт-риолитовыми. Осадочные формации
терригенные, известково-терригенные, черносланцевые накапливаются в депрессионных
структурах в периоды затухания вулканизма.
В глубоководных желобах, расположенных с внешней стороны дуги, происходит
интенсивное накопление мощных осадочных толщ, среди которых выделяются
глубоководные пелагические, черносланцевые, флишевые формации.
В пределах окраинных морей наряду с осадочными — терригенными и
карбонатно-терригенными, граувакковыми, флишевыми — образуются и вулканогенно-
осадочные формации, преимущественно дифференцированные, базальт-риолитового ряда.
Итак, магматизм островных дуг более разнообразен, чем собственно океанский и
более дифференцирован. Именно в этих структурах интенсивно проявляются кислые
дифференциаты — андезиты, дациты, риолиты.
21
6.	ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ
РУДОНОСНОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ФОРМАЦИЙ ОКЕАНА
Металлогения океана как научное направление находится в начальной стадии
развития. Изученность геологических особенностей дна океана и рудоносности формаций
более чем схематична и никак не сопоставима с изученностью континентов. Тем не менее,
уже имеются первые обобщения (В. Смирнов, А. Щеглов, А. Кривцов), позволяющие в
предварительной, общей форме охарактеризовать основные металлогенические
особенности океана.
Как следует из наиболее обстоятельного на сегодняшний день металлогенического
анализа океана, выполненного В. Смирновым (1975), эти основные особенности
заключаются в следующем.
Геологическое строение Мирового океана существенно отличается от континентов
не только мощностью земной коры, но и возрастом пород. Если на континенте эпохи
магматизма и рудообразования зафиксированы геологическими формациями от архея до
настоящего времени, то преобладающий возраст пород дна океана — кайнозойский, а
самыми древними породами считаются базальты юрского магматического комплекса.
Таким образом, в океане представлены продукты лишь одной альпийской магматической
и металлогенической эпохи. Уже одно это обстоятельство существенно ограничивает круг
потенциально возможных типов месторождений в океанических породах.
Состав магматических формаций, развитых в океане, не отличается разнообразием.
Среди плутонических пород преобладают гарцбургиты, реже отмечаются дуниты, габбро
и долериты. Петрохимические особенности этих пород свидетельствуют об их слабой
магматической дифференцированности. Вулканические породы океана представлены
базальтами нескольких разновидностей, основные особенности которых свидетельствуют
о глубинных источниках магм, об отсутствии влияния на их состав вещества верхних
слоев Земли, о слабо проявленной дифференциации.
Таким образом, из возможных эндогенных рудных месторождений исключается вся
гранитофильная группа.
Еще одним свидетельством ограниченности проявления рудообразующих процессов
является слабое развитие метасоматоза в породах. Имеющиеся в настоящее время
сведения позволяют отметить широкое развитие только серпентинизации. Метаморфизм
амфиболитовой, зеленосланцевой и цеолитовой фаций в небольших масштабах отмечен
среди магматических пород Срединно-Атлантического хребта.
В. Смирнов особо отмечает слабую дифференциацию магматических образований
океана. Как известно, образование большинства эндогенных месторождений —
магматических и постмагматических — связано со становлением дифференцированных
магматических комплексов и, в конечной степени, обусловлено процессами
магматической дифференциации. С этой точки зрения магматические комплексы дна
океана мало перспективны на обнаружение эндогенных месторождений. Признаками
слабой дифференциации пород являются: 1) ограниченность базальтоидного ряда
глубинных изверженных пород, обрывающегося на габбро и редко доходящего до высших
членов дифференциации (плагиодиоритов, плагиогранитов); 2) отсутствие сколько-нибудь
полно дифференцированных серий пород как среди плутонических, так и среди
вулканических разновидностей; 3) отсутствие массивов расслоенных пород; 4)
относительное обогащение главных глубинных пород — гарцбургитов — кремнеземом,
титаном и магнием при более совершенной дифференциации концентрирующихся в
остаточном продукте их выплавления, которым в данном случае является лерцолит; 5)
повышенное содержание в них литофильных элементов, сконцентрировавшихся в этих
породах в связи с задержкой в фракционировании более кислых продуктов.
22
Этот вывод не относится к переходным зонам от океана к континенту, к системам
островных дуг, где магматизм разнообразнее, развиты дифференцированные комплексы и
в связи с этим формируются разнообразные месторождения.
Все перечисленные обстоятельства привели В. Смирнова к выводу о
неблагоприятных перспективах формирования эндогенных рудных месторождений в
геологических структурах океанского дна. По-видимому, совершенно исключается
образование широкой группы гранитофильных месторождений руд цветных, редких,
благородных и радиоактивных металлов. Ограниченный возрастной диапазон
магматических пород, их неполноценная дифференциация, изохимический характер
постмагматического метаморфизма не создают обнадеживающих перспектив и для
широкого развития рудных месторождений базальтоидной группы.
В то же время можно предположить образование хромитовых и даже хромито-
платиноидных месторождений в связи с широко распространенными гарцбургитами.
Возможно также образование титаномагнетитовых месторождений в породах габбрового
ряда. В этой характеристике металлогении океана содержится важное, на наш взгляд,
замечание о том, что в структуре дна возможно существование месторождений, не
свойственных геологическим условиям континентов.
К этому нужно добавить, что эндогенная металлогения океана вряд ли в ближайшем
будущем сможет существенно пополняться новыми материалами. Обнаружение
месторождений, локализованных в породах океанского дна, еще долго не станет обычным
мероприятием, как на континенте. Тем не менее, открытия последних лет позволяют более
оптимистично оценивать перспективы образования эндогенных месторождений в
океанических формациях. Прежде всего, имеются в виду широко распространенные
сульфидные проявления, связанные с базальтоидным магматизмом срединно-
океанических хребтов и задуговых бассейнов. Эти образования не без основания считают-
ся современными аналогами древних колчеданных месторождений. Эти руды находятся в
стадии формирования, они еще не захоронены последующими отложениями, что и
обусловило возможность их обнаружения. Имеющиеся материалы уже сейчас позволяют
утверждать, что данные месторождения, как и колчеданные и колчеданно-
полиметаллические древние месторождения континентов, обнаруживают определенную
изменчивость своего состава, обусловленную изменчивостью рудоносных формаций.
Специфическим элементом металлогении океана являются железомарганцевые
конкреции и рудные (кобальтоносные) корки. Несмотря на их формирование
непосредственно на поверхности дна, на очевидное участие в процессах их образования
придонной воды и материала заведомо не экзогенного происхождения, — вряд ли можно
рассматривать их только как экзогенные образования. Характер их распространения,
закономерности концентраций, особенности состава позволяют видеть влияние на их
генезис, с одной стороны, вулканических пород дна, с другой — активных вулканических
процессов. Возможно, что эти образования в какой-то степени аналогичны рудным
элементам древних вулканогенно-осадочных формаций. Как отметил В. Смирнов, они
также фиксируются элементами базальтоидного ряда. Поэтому, на наш взгляд, они
должны относиться к элементам эндогенной металлогении.
Особое место занимают островодужные структуры и зоны перехода континент—
океан. Как было отмечено, они характеризуются развитием разнообразных осадочных,
вулканогенно-осадочных и интрузивных формаций. Формационное разнообразие связано
не только со структурной эволюцией этих зон, но и с особенностями строения земной
коры, в частности, с наличием блоков континентальной коры и коры переходного типа. В
этих зонах широко развиты в различной степени дифференцированные магматические
формации. Все это обусловило распространение в переходных структурах
многочисленных типов эндогенных месторождений. Эти обстоятельства делают пере-
ходные зоны структурами, которые обладают достаточной индивидуальностью для
выделения их в самостоятельный класс металлогеничёских объектов.
23
Глава 2. ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫЕ КОНКРЕЦИИ ОКЕАНСКОГО ДНА
Железомарганцевые конкреции близки по составу, условиям образования и генезису
кобальтоносным коркам, совместно с которыми могут быть объединены в группу
оксидных руд океана. В ряде случаев наблюдаются образования, которые нередко
рассматриваются как связующее звено между конкрециями и корками, в частности, так
называемые «конкреционные мостовые» и др. Поэтому, предваряя характеристику
оксидных руд, целесообразно рассмотреть историю их изучения и принципы
разграничения на самом деле самостоятельных типов — железомарганцевых конкреций и
кобальтоносных корок.
ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ ОКСИДНЫХ РУД ОКЕАНА
Железомарганцевые конкреции являются сугубо океаническими образованиями и не
имеют достоверных аналогов на суше. Озерные железные руды конкреционной текстуры,
известные под названиями «бобовая руда», или «копеечная руда», которые начали
разрабатываться еще в средневековой Швеции и в допетровской Руси, представляют
собой продукты принципиально иных процессов, чем образование оксидных
океанических руд.
Первые образцы железомарганцевых конкреций были подняты со дна Карского моря
в 1868 г. судном «София» и несколько позже во время экспедиции на «Веге» в Баренцевом
море. В 1873 г. конкреции были обнаружены в 160 милях к юго-западу от Канарских
островов знаменитой кругосветной экспедицией на корвете «Челленджер» (1872—1876).
Находка вызвала большой интерес. В результате обработки материалов этой экспедиции
были выделены две модификации рудных стяжений — собственно конкреции и мелкие
зерна двуокиси марганца, которые в современной литературе называются
микроконкрециями. В 1904—1905 годах интересные сведения о конкрециях были
получены американским исследовательским судном «Альбатрос», работавшим в юго-
восточной части Тихого океана. В 1924—1927 годах конкреции были обнаружены
во многих районах Атлантического океана немецким исследовательским судном
«Метеор». После открытия конкреции почти 80 лет оставались экзотикой океанских
глубин. Их поднимали суда разных стран: «Вальдивия» (ФРГ), «Дискавери»
(Великобритания), «Галатея» (Дания). В 1957 г. в Тихом океане в 370 км к востоку от о.
Таити с глубины 700 м были подняты конкреции, содержащие 2,37% кобальта и 1,0%
никеля. Эти находки вызывали большой научный, но весьма далекий от практических
целей, интерес. Вряд ли кто мог предположить тогда, что подобные конкреции буквально
усеивают дно океана, а в отдельных местах образуют сплошные покрытия —
«конкреционные мостовые».
Данные об оксидных рудах Мирового океана стали накапливаться в Советском
Союзе после 1949 г., когда начались регулярные рейсы Института Океанологии АН СССР
на научно-исследовательском судне «Витязь» в Тихий океан. В рейсе 19 в 1954 г. в
Северо-Западной котловине в районе поднятия Шацкого и Императорского хребта были
обнаружены конкреции с высоким содержанием кобальта (Безруков, 1975). В 1958—1959
годах судами Института Океанологии АН СССР были получены первые данные о
конкрециях участка дна Северо-Восточной котловины Тихого океана между разломами
Кларион и Клиппертон (Скорнякова, 1960). Большим вкладом в изучение проблемы
явились результаты рейсов 43 и 48 НИС «Витязь» под руководством И. Безрукова.
На ранних стадиях, вплоть до 70-х годов, исследования дна океана выполнялись в
24
основном с использованием дночерпателей Петерсона, Кудинова и Лисицына («Океан-
0,25»), легких тралов типа «Галатея» и «Сигсби» и других инструментов, позволявших
отбирать либо слабо уплотненные осадки, либо лежащие на поверхности дна отдельные
мелкие объекты: осколки коренных пород, конкреции, живых представителей
бентического населения, биологические остатки (зубы акул, слуховые косточки китов). В
результате сложилось представление о том, что океанические конкреции развиты в
котловинах со слабо волнистым, полого холмистым рельефом, в локальных межгорных
впадинах, на шлейфах (подножиях), склонах и вершинах подводных гор. В отдельных
случаях в районах подводных гор на осколках базальтоидов на одной из их поверхностей
обнаруживалась рудная корка толщиной до первых сантиметров, тогда как на остальных
наблюдались лишь незначительные инкрустации. Применение в таких районах тяжелых
драг обеспечило возможность откалывания крупных кусков коренных пород из
естественных подводных обнажений. Во многих случаях на их верхних поверхностях
были развиты рудные корки. Наряду с такими обломками в драгах обнаруживались
крупные образцы коренных пород, со всех сторон покрытые рудным материалом. Кроме
них встречались и конкреции, внешне подобные конкрециям океанических котловин.
В 60—70-е годы во всем мире и до начала 80-х в СССР исследования океанических
оксидных руд выполнялись исключительно в научных целях. При этом определения
элементного состава выполнялись не по представительным пробам, дающим возможность
оценки ресурсов и подсчета запасов, а по отдельным конкрециям или их фрагментам.
Поэтому в ранних публикациях чаще встречаются не типичные, а уникальные результаты
анализов. Даже в некоторых современных обзорах, основанных на ранее опубликованных
данных, встречаются сильно различающиеся значения концентраций отдельных
элементов. Кроме того, в обзорах 80-х годов обычно характеристики рудных провинций
(полей) конкреций и корок даются без подразделения по типам оруденения. Вследствие
этого в одной группе объединялись конкреционные поля океанических котловин и горных
или островных районов. При этом было известно, что первые характеризуются
марганцево-никелево-медной специализацией, а вторые — железо-кобальтовой. Причины
такого различия рассмотрены ниже.
Здесь же отметим, что оксидные руды котловин и горных районов — это руды
разных типов по всем основным показателям — от состава и условий залегания до
способов поисков, разведки и добычи. Попутно оговорим, что только конкреции котловин
с их марганцево-никелево-медной специализацией могут рассматриваться как
самостоятельное полезное ископаемое. Конкреции же горных районов — это скорее
экзотические явления, связанные с оруденением коркового типа.
Различия в условиях залегания и составе оксидных океанических руд при недостатке
литолого-геохимических данных о подстилающих их субстратах породили множество
противоречивых концепций их происхождения и причин залегания конкреций котловин
на поверхности осадочных образований. Дополнительно осложняющим понимание
природы оксидного оруденения стало увлечение определениями абсолютного возраста.
На основании этих данных был сделан вывод, что конкреции растут со скоростью порядка
1 мм/млн. лет, тогда как осадок накапливается на порядок быстрее. Отсюда возникло
понятие «парадокса конкреций». На русском языке информация о «парадоксе» впервые
появилась в переводной монографии Д. Кронена (1983). Этот «парадокс» разные
исследователи пытались объяснять, привлекая электрохимические процессы, активность
зарывающихся представителей бентоса (илоедов) и др. Д. Кронен же обратил внимание на
то, что определение абсолютного возраста пористых сред в принципе некорректно.
Многочисленные наблюдения, выполнявшиеся в восьмидесятые годы специалистами
научно-производственных объединений «Южморгеология», «Дальморгеология»,
«Севморгеология» и Институтом Океанологии АН СССР, показали, что рост корок и
конкреций многостадиен. В рудной массе находятся микрофаунистические остатки,
захваченные в процессе роста. Комплексы этих остатков свидетельствуют о том, что рост
25
происходил в некоторые короткие отрезки геологического времени, между которыми
были длительные перерывы. С точки зрения анализа скорости роста конкреций и корок
представляют интерес находки образцов с трубками червей с мягкими телами на по-
верхности. Такие образцы разрезались на камнерезном станке. На срезе прослеживалось
продолжение трубки в рудную массу на глубину до 1,5 мм. Следовательно, только за
время жизни одного индивида накопилось не менее 1,5 мм рудного вещества.
В 60—80-е годы проблема генезиса океанических оксидных руд рассматривалась в
отрыве от субстратов. Это привело к тому, что рудные корки и некоторые конкреции
рассматривались как продукты осаждения материала из водного раствора. Другая часть
конкреций рассматривалась как диагенетическая. В середине 80-х годов за рубежом
появились первые публикации, свидетельствующие о невозможности отложения рудного
вещества из воды.
Изучение состава субстратов в сопоставлении с составом рудного вещества,
выполнявшееся в объединениях «Южморгеология» и «Дальморгеология», позволило
разработать единую концепцию генезиса рудных корок и конкреций на дне океана. В
соответствии с ней оксидные руды — это продукт гальмиролиза (подводного
выветривания). Эта концепция определяет и различия в составе конкреций котловин и
горных районов.
Марганцовистые (марганцево-никелево-медная специализация) конкреции котловин
формируются на осадочном чехле мощностью до первых сотен метров, представленном
(снизу вверх) карбонатными, преимущественно нанофоссилиевыми осадками, тонким (до
1 м) слоем пористого рентгеноаморфного глинистого материала типа аллофона,
цеолитсодержащими (красными глубоководными) глинами и иллитовыми глинами.
Венчают разрез конкреции. Глинистая составляющая здесь подобна разрезу глин
полного профиля коры выветривания на суше,
который, судя по описаниям Н. Страхова и других исследователей, практически не
зависит от состава материнских пород, подверженных выветриванию. Все различие
заключается только в окислах и вторичных карбонатах металлов. При выветривании
карбонатных пород накапливается в основном марганец. Кроме него накапливаются
ассоциирующие с ним металлы — молибден, никель, медь и др. В океанических
котловинах при гальмиролизе нанофоссилиевых и фораминиферовых осадков также на
поверхности глин формируются конкреции с содержанием марганца около 30%, что
соизмеримо с его концентрациями в рудах Чнатуры и Никополя.
В условиях подводных гор и островов, представленных либо потухшими вулканами,
либо приподнятыми по разломам блоками, сложенными преимущественно базальтоидами,
формируются железистые рудные корки и конкреции железо-кобальтовой геохимической
специализации. Такая специализация железных шляп характерна для кор выветривания
пород основного состава на суше, на что указывали Н. Страхов и его последователи. В
районах подводных гор профиль коры гальмиролиза чаще всего неполный. На сильно
измененном субстрате зачастую между базальтоидами и рудным материалом отмечается
только тонкий прослой цеолита или глинисто-цеолитового материала со следами
каолинита.
Таким образом, среди оксидных руд выделяются: 1) железо-марганцевые конкреции
глубоководных котловин; им сопутствуют корки и микроконкреции, представляющие
минералогический интерес; 2) кобальтоносные железомарганцевые корки подводных
поднятий несрединноокеанического типа, которым сопутствуют конкреции и плиты-
отторженцы (в литературе они описываются иногда как корково-конкреционные
образования) с повышенным содержанием кобальта, представляющие промышленный
интерес лишь в комплексе с корками.
В литературе встречается термин «конкреционные мостовые», который достаточно
широко используется. Им в отдельных случаях обозначаются залежи конкреций
океанических котловин с очень плотным расположением отдельных индивидов, когда
26
конкреции на фотографиях дна касаются друг друга (рудная провинция Диамантина в
Амстердамской котловине Индийского океана). В другом контексте термин применяется
для характеристики сцементированных рудным материалом отдельных конкреций на
шлейфах подводных гор (поднятие Маркус-Уэйк, Магеллановы горы в Тихом океане).
Океанические железомарганцевые образования по масштабам проявления не имеют
аналогов. Их ресурсы оцениваются более чем в 100 млрд, т сухой рудной массы,
содержащей в целом: марганца столько же, сколько на суше; никеля в 5—6 раз больше,
чем на континентах; меди — половину ресурсов суши; кобальта в 50 раз больше, чем на
суше; молибден в 2—3 раза превосходит наземные ресурсы; платиноиды составляют до
40% ресурсов суши (Андреев и др., 1998).
Железомарганцевые конкреции абиссальных котловин
Железомарганцевые конкреции (ЖМК) покрывают обширные площади
глубоководных котловин Мирового океана. По вещественному составу — это сложные
многокомпонентные образования, содержащие более 40 элементов в количествах,
значительно превышающих кларк.
С начала 1960-х годов конкрециями заинтересовались многие промышленные фирмы
и развернули планомерные геологоразведочные работы. Уже в 1974 г. в ООН подается
заявка от имени США на открытие первого месторождения ЖМК в районе Северо-
Восточной котловины Тихого океана между разломами Кларион и Клиппертон. Работы
быстро приняли международный характер, исследования проводили СССР, ФРГ, Англия,
Франция, Япония, Индия, Австралия, Новая Зеландия. В 1987 г. наиболее изученная часть
зоны Кларион-Клиппертон в Тихом океане Международным Органом по морскому дну и
Международным трибуналом по морскому праву при ООН была разделена на отдельные
участки между странами, внесшими наиболее существенный вклад в поисково-
разведочные работы. Лицензия на один из этих участков была выдана по заявке
«Южморгеологии» от имени СССР. В настоящее время участок закреплен за Россией.
Распространение. Основная масса железомарганцевых конкреций сосредоточена на
дне абиссальных котловин Тихого, Индийского и Атлантического океанов, а также в
Антарктическом секторе. В значительно меньших количествах они распространены на дне
окраинных морей Северного Ледовитого океана. При классификации скоплений
железомарганцевых конкреций используются понятия и термины, применяемые обычно
при характеристике областей распространения рудных месторождений, что, безусловно,
подчеркивает промышленное значение этих объектов. Установлено, что 90% выявленной
конкреционной массы размещается в интервале от 35° с. ш. до 42° ю. ш., формируя
единый планетарный пояс, который протягивается вдоль экватора через три океана:
Тихий, Индийский и Атлантический. Ряд авторов (Казмин, 1984; Корсаков и др., 1987
и др.)
Рис. 7. Рудные провинции железомарганцевых конкреций в Мировом океана (по О. Корсакову и др., 1990).
1 — площадь распространения конкреций; 2 — рудные провинции: 1—16 —Тихого океана (1 — Северо-Западная, 2 — Северо-Восточная,
3 — Калифорнийская, 4 — Кларион-Клиппертон, 5 — Центральнотихоокеанская, 6 — Маркус-Неккер, 7 — Восточно-Марианская, 8 —
Филиппинская, 9— Туамоту-Обшества, 10 —Южно-Тихоокеанская, 11 — Юго-восточной части Южной котловины, 12 — Гавайская, 13 —
Перуанская, 14 — Чилийская, 15 — Беллинсгаузена, 16 — Южно-Тихоокеанского поднятия); 17—27 — Индийского океана (17 — Агульяс,
18 — Мозамбикская, 19 — Мадагаскарская, 20 — Сомалийская, 21 — Аравийская, 22 — Центральиоиндийская, 23 — Осборн, 24 —
Западно-Австралийская, 25 — Натуралиста, 26 — Амстердамская, 27 — Крозе), 28—32 — Атлантического океана (28 — плато Блейк,
29 — Северо-американской котловины, 30 — Бразильская, 31 — Капская, 32 — Моря Скотия); J — оси срединно-океанических хребтов
в пределах этого пояса условно выделяют широтно ориентированные пояса второго
порядка: Северный приэкваториальный, Экваториальный и Южный приэкваториальный,
в пределах которых они характеризуют рудные поля железомарганцевых конкреций.
Однако основной таксономической единицей конкрециеносности Мирового океана
являются рудные провинции, приуроченные к крупным морфоструктурам дна —
участкам глубоководных котловин (рис. 7). Рудные провинции подразделяются на
рудные поля, а те, в свою очередь, на рудные залежи и рудные тела.
Для количественной характеристики скоплений железомарганцевых конкреций
используются понятия площадной плотности (процент площади дна, занятый
конкрециями) и весовой плотности (масса конкреций на единице площади, кг/м2).
Рудная провинция характеризуется единством геоморфологической структуры,
выдержанностью геохимической специализации при большом диапазоне плотности
залегания конкреций.
Рудные провинции Тихого океана. В Тихом океане наибольший промышленный
интерес представляет северный приэкваториальный пояс конкрециеносности,
расположенный между 5—8 и 30° с. ш. Конкреции здесь покрывают в среднем 32%
площади дна с весовой плотностью от 1 до 32 кг/м2 и отличаются повышенными
содержаниями марганца, меди, никеля, свинца, цинка. Здесь выделены провинции
Кларион-Клиппертон, Калифорнийская, Центральноокеанская. Южный пояс
конкрециеносности Тихого океана расположен между 7 и 45° ю. ш., к которому относятся
рудные провинции Перуанская, Чилийская, Южнотихоокеанская. Для этого региона
характерна наиболее высокая весовая плотность залегания конкреций, которая местами
достигает 50—70 кг/м2, но более низкое, чем в северном поясе, содержание рудных
элементов. Наиболее перспективной является провинция Кларион-Клиппертон.
Рудные провинции Индийского океана. В Индийском океане выделяются
несколько рудных провинций: Центральноиндийская, Западно-Австралийская, Южно-
Австралийская, Диамантина. Самой перспективной здесь представляется
Центральноиндийская провинция, которая характеризуется весовыми плотностями до 20
кг/м2. В пределах этой провинции Индия имеет лицензионный участок для разведки и
добычи конкреций. Следующей по перспективности является провинция Диамантина в
Амстердамской котловине, в которой максимальная весовая плотность залегания
достигает 54,5 кг/м2, но по содержанию основных элементов конкреции этой провинции
существенно беднее.
По геохимической специализации конкреций западная часть Индийского океана близка к
Атлантическому (никель-кобальт-марганцевый тип).
28
Рудные провинции Атлантического океана. В Атлантическом океане выделены
провинции Северо-Американской, Бразильской и Капской котловин. Конкреции
Атлантического океана отличаются более высоким содержанием железа и низким
содержанием никеля и кобальта, при незначительном содержании меди. Весовая
плотность невелика, максимальная 3—5 кг/м2. Перспективных для промышленного
освоения скоплений ЖМК в Атлантическом океане пока не обнаружено.
Фонд прогнозных ресурсов ЖМК в Мировом океане оценен по 11 выявленным полям и
более чем по 50 конкреционным площадям в 30—40 млрд, т сухой массы (Андреев и др.,
1998). Интересно отметить при этом, что масса ЖМК ежегодно увеличивается на 10 млн т.
Практический интерес в настоящее время представляют глубоководные скопления
конкреций, содержащих в сумме никеля и меди не менее 1,8%.
Морфогенетические типы конкреций. ЖМК представляют собой округлые,
эллипсоидальные, лепешковидные, иногда шарообразные обособления диаметром от
долей миллиметра до десятков сантиметров. Они бывают одиночными (одноядерными)
или сростковыми. По классификации Л. Аникеевой и др. (1985), основными
морфологическими типами конкреций являются: сфероидальный, эллипсоидальный,
дискоидальный, веретенообразный, таблитчатый, биоморфный, неправильный,
сростковый, аггютинированный и др. Поверхности конкреций гранулированные,
гроздевидные, асимметричного типа: верхние, выступающие над осадком поверхности
обычно гладкие, нижние, погруженные в осадок — зернистые, шероховатые. Они
различаются и по условиям залегания, по минеральному и химическому составу,
геохимической специализации в отношении малых редких и рассеянных элементов.
Попытки увязать между собой морфологические особенности конкреций с их составом и
генетическими чертами привели к выделению трех основных генотипов глубоководных
ЖМК (Гросс, Корсаков, Кругляков и др., 1985).
Генотип А представлен мелкими, до 5 см в поперечнике образованиями,
полигональной, сростковой, дисковидной формы и др. Поверхность конкреций близка к
гладкой. Текстура тонкослоистая, структура слойков короткостолбчатая или оолитоидная.
Им свойственны цеолитовые или глинисто-цеолитовые ядра. Характерна высокая
положительная корреляция между марганцем, никелем и медью, с одной стороны,
и железом и
29
Рис. 8. Генотипы глубоководных конкреиий: а — конкреция генотипа А; ув. 4.
я центре тонкослоистые обломки I генерации. 6 — конкреция генотипа В; ув. 3,2,
I генерация — фрагмент тонкослоистой текстуры с точечным ядром, II генерация
представлена слоем средней мощности, после частичного растворения наросли
грубые слои III генерации генотипа С; в — конкреция генотипа С, ув. 1, видны
слои [V генерации
30
Рис. 9. Примеры распределения конкреций по поверхности дна
кобальтом с другой. Корреляция между группами марганца и железа отрицательная.
Марганцевый модуль (отношение концентрации марганца к концентрации железа)
минимальный по сравнению с другими генотипами. В конкрециях генотипа А мак-
симальная концентрация редкоземельных элементов.
Генотип В представлен промежуточными разностями между генотипами А и С.
Преобладающий размер конкреций — от 3 до 5 см. Формы полигональные,
эллипсоидальные, почковидные, поверхность от мелкозернистой до бугристой. Иногда
отмечаются глинистые ядра, чаще ядром служат конкреции генотипа А или их
обломки. Характерной текстурой является столбчатая, переходная к дендритовой, либо
сложная, обусловленная сменой типов развития А и В. Марганцевый модуль выше, чем
в генотипе А.
Генотип С. Размер конкреций от первых сантиметров до 15—17 см, преобладают
конкреции размером 6—10 см. Форма дискоидальная, полигональная, почковидная,
грибовидная. Поверхность бугристая, снизу осложнена рыхлой микроскульптурой.
Текстура грубослоистая, структура дендритовая. Конкреции безъядерные или
регенерированные по обломкам более ранней генерации. В рудных слоях нередко
31
содержатся значительные количества глинистого силикатного материала. Сила корреляци-
онных связей между основными элементами минимальна, марганцевый модуль наиболее
высок. К этому генотипу тяготеют цветные и благородные металлы, в частности в нем
наблюдаются наиболее высокие концентрации элементов группы платины (рис. 8).
Конкреции генотипа А распространены на глубинах 4360—5190 м, наиболее
часто встречаются на выровненных, преимущественно вершинных поверхностях.
Конкреции генотипа С отмечаются на глубинах 4600—5160 м и тяготеют к пологим
склонам, иногда со следами активного перемещения осадка. Установлено, что эти
конкреции часто в большей или меньшей степени бывают присыпаны осадком, иногда до
полного захоронения. Некоторые особенности залегания конкреций различных
генотипов на поверхности дна видны на рис. 9.
Внутреннее строение. В большинстве случаев конкреции имеют концентрическое
строение и состоят из ядра и облекающей его рудной оболочки. В качестве ядра
наблюдаются различные по форме обломки горных пород, комочки уплотненного карбо-
натного или кремнистого осадка, стяжения цеолитов, обломки ранее сформированных
и разрушившихся конкреций. Обычно ядро не превышает 40% объема всего
стяжения. Иногда ядрами конкреций, распространенных в пределах абиссальных
равнин
Рис 10. Внутреннее строение конкреций. Полиров. шлифы (ио Н Скорняки*
пой. Т Успенской, 1989) Увеличение* « —- 2,6, t? — 2.8; ft -- 2.3; г — 2.5,	- нлт
величина
32
океана, являются зубы акул, слуховые кости китообразных, другие фаунистические
остатки. Нередко ядром служат микроконкреции или раковины фораминифер, а
также скелеты радиолярий; в этих случаях конкреции производят впечатление
безъядерных.
В районах с расчлененным рельефом часто встречаются многоядерные конкреции, на
выровненных участках абиссальных равнин преобладают одноядерные образования.
Иногда ядра конкреций, особенно если они представлены глинистым материалом,
бывают «пропитаны» гидрооксидами железа и марганца, проникающими в них по
трещинам, либо в виде дендритов, ооидов и др.
Мощность рудной оболочки, обволакивающей ядро, неодинакова: в типичных
случаях толщина верхнего слоя в 1,5—2,0 раза меньше, чем нижнего. Наиболее
отчетливо это проявляется в конкрециях уплощенных форм (рис. 10).
Текстуры и структуры конкреций. Практически повсеместно конкреции
характеризуются различными вариациями концентрически-полосчатого строения. Им
свойственны параллельно-слоистые, ритмически-слоистые, скорлуповато-слоистые
текстуры "и др. Подобное строение обусловлено последовательным нарастанием слойков
различных по составу, облику, мощности, примесям постороннего материала. Часто
между более или менее широкими полосками таких слойков наблюдаются перерывы,
фиксируемые признаками разрушения или растворения ранее образованных слоев,
присутствием обильных остатков микрофауны, обломочных частиц. Подобные явления,
наряду с упомянутыми выше фактами растрескивания, разрушения конкреций,
регенерации и обрастания обломков новыми слоями, отчетливо фиксируют этапы
формирования конкреций и наглядно отражают сложный, прерывистый процесс их роста.
Микроскопическое изучение показывает, что внутреннее строение конкреций обусловлено
различными сочетаниями колломорфных, дендритовых, глобулярных, столбчатых,
торцовых (полигонально-глобулярных) структур.
Ведущим мотивом текстурного рисунка на поперечном срезе является
чередование полос, каждая из которых имеет фестончато-дендритовое, фестончато-
столбчатое строение (рис. 11). На границах полос, а иногда и внутри них нередко
наблюдаются признаки частичного растворения отдельных дендритов, полос,
цементации фрагментов разрушенного слоя материалом следующей полосы. При изучении
материала конкреций под сканирующим электронным микроскопом удается установить
размер и морфологию отдельных столбиков дендритов, их концентрически-зональное
33
Рис. IJ Строение рудных оболочек конкреций (по Н Скорняковой, Т. Успенской,
1989): а - чередование массивно-дендритовых и тонкослоистых дендритовых
слоев, ув. 150; б — ажурное строение глобулей и дендритов тонкослоисто-дендри-
тового слоя, ув. 320
34
Рис 12. Электронно-микроскопические фотографии конкреций
35
строение на поперечных сколах, волокнистые агрегаты, заполняющие пространство
между дендритами, мелкие глобули, растущие в крупных порах, фаунистические остатки
(рис. 12).
Минеральный и химический состав конкреций. Рудная оболочка ЖМК сложена
преимущественно гидрооксидами марганца и железа с примесью глинистого,
обломочного и органогенного материала. Содержание нерудных компонентов может
варьировать от 1 до 50%.
Основными минералами конкреций являются гидрооксиды железа и марганца,
тонкодисперсные, аморфные или слабо окристаллизованные. Изучение минерального
состава конкреций производится с помощью рентгеновских, дифрактометрических
методов в сочетании с просвечивающей электронной микроскопией и
микродифрактографией.
В кристаллической фазе преобладают минералы марганца. Низкая степень
упорядоченности и тонкодисперсность марганцевых минералов затрудняют их
диагностику, тем не менее, среди них установлены тодорокит, бузерит, асболан, асболан-
бузерит, вернадит. При нагревании или длительном хранении бузерит переходит в
бернессит. Помимо перечисленных минералов в ЖМК встречаются пиролюзит,
псиломелан и другие модификации гидрооксидов марганца.
Железистые минералы конкреций изучены хуже, что обусловлено низкой степенью
окристаллизованности, в результате чего железо находится главным образом в виде
аморфного гидратированного оксида. Наряду с этим в конкрециях устанавливается гетит,
фероксигит, ферригидрит. По данным Ф. Чухрова и др. (1981), в некоторых конкрециях
отмечалось присутствие лепидокрокита, гематита и акагенита, при этом отмечается, что
эти три минерала встречаются в основном не в конкрециях, а в осадках из зон разломов,
чаше в составе микроконкреций.
Присутствие нерудных минералов обусловлено наличием ядер (когда они
представлены обломками твердых пород или уплотненными осадками), а также
включений обломочного материала терригенного или вулканогенного происхождения и
биогенных остатков.
Среди нерудных минералов конкреций наиболее часто встречаются
монтмориллонит, филлипсит, хлорит, кварц, аморфный кремнезем, полевые шпаты.
Отмечаются также мелкие обломки пород и скелетов микроорганизмов.
Медь, никель и кобальт обычно не образуют самостоятельных минеральных форм и
присутствуют в виде изоморфных примесей или адсорбированного вещества. При этом
установлено, что никель и медь концентрируются в основном в кристаллической фазе,
тогда как кобальт в большой мере тяготеет к аморфной.
Помимо перечисленных минеральных форм в конкрециях установлены редкие
включения сульфидов меди и железа — пирита, халькопирита, ковеллина, борнита. Но
наибольший интерес представляют загадочные включения мельчайших частиц
самородных металлов и их соединений: железа, меди, цинка, алюминия, золота, платины
(в форме селенидов); встречаются также так называемые «космические шарики» тэнита
(никелистого железа). Самородные выделения характеризуются разнообразной формой —
от пластинчатой до проволоковидной, размерами от долей миллиметров до микронов.
Химический состав конкреций непостоянен, содержания даже основных элементов
испытывают резкие колебания. В конкрециях всего Мирового океана уровень содержания
элементов характеризуется следующими цифрами (в %): марганец 0,07—50,3; железо
0,3—50,0; никель 0,08—2,48; медь 0,003—1,90; кобальт 0,001—2,53; цинк 0,01—9,0;
свинец 0,01—0,75. О колебаниях в содержании основных металлов конкреций можно
судить по табл. 3—5.
Средний состав ЖМК Тихого океана (в %): марганец 24; железо 14; кремний 9,4;
алюминий 2,9; натрий 2,6; калий 1,9; магний 1,7; никель 0,99; кальций 0,18; титан 0,67;
медь 0,53; кобальт 0,35; барий 0,18; свинец 0,09; стронций 0,081; цирконий 0,063; ванадий
0,054; молибден 0,052. Наиболее высокие содержания марганца (до 39%) характерны для
36
конкреций из окраинных континентальных зон, железа — срединно-океанических хребтов
(до 20%), никеля — глубоководных впадин (до 0,6%), кобальта — подводных
возвышенностей (до 1,15%), меди — глубоководных впадин (до 0,4%) (табл. 3).
В Индийском океане содержание металлов в конкрециях также неравномерно:
конкреции Центральной котловины обогащены марганцем, никелем, медью и цинком,
Мадагаскарской котловины — железом и кобальтом (табл. 4). В Атлантическом океане
конкреции с повышенным содержанием марганца, никеля и меди распространены в
Капской и Аргентинской котловинах, обогащенных железом — в северо-западной зоне и
котловине Зеленого мыса (табл. 5).
Как показано Н. Скорняковой (1989), изменения химического состава конкреций
контролируются в основном фациальными обстановками рудообразования.
Геохимическим показателем этих обстановок служит величина отношения Mn/Fe.
Поскольку малые
Сретее содержание металлов (в %) в ЖМК
(no С. Андрееву,
Провинции	Пл.*	Мп	Fe	Ni	Си	Со
Кларион-Клиппертон	3529	27,24	6,29	1,216	1,022	0,214
Центрально-Тихоокеанская	1888	21.49	9,63	0,763	0,696	0,237
Калифорнийская	113	2530	9,89	1,046	0,653	0,136
Гавайская	62	2037	15,89	0,370	0,039	0,557
Южно-Тихоокеанская	217	14,34	16,88	0,335	0,212	0,330
Перуанская	353	33,43	5,76	1,249	0,659	0,082
Туамоту	88	19,70	14,47	0,515	0,206	0,702
• Площадь, тыс. км*
элементы не образуют самостоятельных минеральных фаз, их распределение в
конкрециях связано с содержанием и соотношением основных рудных компонентов —
Мп и Fe. Имеются свидетельства о том, что сорбционные свойства конкреций
определяются марганцевой составляющей. При этом Ni, Си, возможно, Zn входят в
структуру 10 А минералов Мп, содержание Со и РЬ увеличивается в конкрециях,
сложенных преимущественно вернадитом. В конкрециях глубоководных котловин
пелагической области элементы марганцевой группы (Ni, Си, Mo, Zn) по характеру
распределения близки к Мп и к величине отношения Мп/Ре. В распределении
элементов группы Fe (Со и РЬ) обнаруживаются черты сходства с железом.
Элементы, входящие в состав конкреций, подразделяются на три категории:
главные рудные (Мп, Fe, Ni, Со, Си, а также Zn и РЬ), главные нерудные (К, Na, Mg,
Са, Ba, Si, Al, Ti, Р, S, Сорг СОг), редкие и рассеянные — все прочие.
Промышленный интерес представляют 33 элемента: 4 основных — марганец, никель,
медь, кобальт и 29 попутных — благородные металлы (золото, серебро, платиноиды),
рассеянные элементы (молибден, теллур, таллий, висмут, рубидий, гафний), редкие
(ванадий, цирконий) и некоторые редкоземельные элементы группы церия и иттрия.
В целом для Тихоокеанского бассейна с позиций промышленного использования
железомарганцевые руды можно подразделить на три типа (Андреев и др., 1990): никель-
медные (суммарное содержание Ni и Си 2—)%) в приэкваториальных районах,
кобальтовые (0,6—1,0%) на подводных возвышенностях, марганцевые (35—45% Мп с
низкими содержаниями других металлов) в восточной части океана
37
Таблица 3
рудных провинций Тихого океана
1998)
Мо	Ti	Zn	Pb	V	Ан ppm	Pl ppm
0,057	0,374	0,152	0,053	0,042	0,204	0,104
0,042	0,695	0,092	0,050	0,042	0,083	0,085
0,040	0,434	0,178	0,055	0,038	0,0015	0,085
—	1,151	0,104	—	—	—	—
0,027	1,159	0,062	0,060	0,056	0,0152	0,120
0,067	0,259	0,147	0,042	0,051	0,0025	—
0,047	1,044	0,061	0,181	0,063	0,0470	0,848
Плотность конкреций обнаруживает вариации от 1,29 до 2,67 г/см3, в среднем
наиболее часто отмечаются значения в интервале 1,97—2,03 г/см3. Пористость в
среднем составляет 25—35%, при этом наблюдаются вариации от 10 до 60%. Суммарная
поверхность пустот 120—290 м2Д.
Для переработки конкреций наиболее экономичными считаются два метода: пиро-
и гидрометаллургический. При пирометаллургическом процессе общее извлечение
металлов превышает 90%. Этим процессом предусматриваются высушивание
материала, его плавление (при 1400° С), обработка парами хлора, осаждение металлов.
При гидрометаллургическом способе — кислотное выщелачивание, обработка хлористым
аммонием, сульф идизация.
Генезис железомарганцевых конкреций. Глубоководные скопления ЖМК
приурочены к поверхности дна. Как показывают данные бурения, конкреции
присутствуют и в толще осадков. Наиболее древними являются юрские конкреции.
Среди погребенных конкреций юрские и меловые составляют 8%, палеоген-миоценовые —
43%, плиоцен-плейстоценовые — 49%. Отмечались случаи, когда в керновых колонках
конкреции присутствовали на нескольких уровнях. В Тихом океане большая часть
погребенных конкреций обнаружена в северной приэкваториальной области, в
частности, в пределах рудной провинции Кларион-Клиппертон, где возрастной
диапазон их от среднего эоцена до плейстоцена. В Индийском океане они встречены
на глубинах от 2800 до 5380 м во всех типах распространенных здесь осадков:
кремнисто-глинистых, радиоляриевых, диатомовых, карбонатных илах, пелагических
глинах. Большинство
38
Таблица 4
Среднее содержанке металлов (в %) в ЖМК рудных провинций Индийского океана
(по С. Андрееву, 1998)
Провинции	Пл.*	Мп	Fe	Ni	Си	Со	Мо	Ti	Zn	РЬ	V	Аи ppm	р. ppm
Центрально - И ндоо кеа некая	305	22,68	9,00	0,931	0,798	0,141	0,030	0,266	0,112	0,052	0,034	0,0070	0,120
Западно-Австралийская	122	17,72	10,69	0,544	0,411	0,201	0,039	—	0,060	0,092	—	0,0200	—
Мадагаскарская	93	12,43	17,88	0,170	0,105	0,302	0,016	0,910	0,039	0,105	0,050	—	—
Кроэе	37	13,84	14,18	0,463	0,148	0,165	0,036	—	0,084	0,083	—	—	—
Южно-А встрял ийская	60	18,39	13,56	0,692	0,356	0,148	0,023	0,250	0,084	0,080	—	—	—
Агульяс	24	15,40	15,04	0,713	0,139	0,289	0,016	—	0,071	0,192	—	—	—
(Мозамбикская	33	12,27	10,76	0,394	0,117	0,304	0,039	—	0,055	0,109	—	—	—
] Натуралиста	5	15,64	17,72	0,344	0,228	0,218	—	—	0,060	0,120	—	—	-
•Площадь, тыс. км2.
Таблица 5
Средние содержания металлов (в %) в ЖМК рудных провинций Атлантического океана
(по С.Ацдрееву, 1998)
Провинции	Пл *	Мп	Fe	Ni	Си	Со	Мо	Ti	Zn	Pb	V	Au	
Се веро-Америка иска я	17	14,38	18,84	0,324	0,162	0,261	—	0,610	—	—	0,054		
Плато Блейк	37	13,38	12.15	0,456	0,097	0,442	0,047	0,268	0,049	0,171	0,084	0,0020	
Бразильская	50	18,31	14,84	0,614	0,277	0,326	0,024	0,363	0,081	0,049	0,029	—	
Капская	23	18,34	7,38	0,693	0,310	0,160	0,021	0,484	0,072	0.080	0,032	0,028	0,095 [
• Площадь, тыс. км2.
конкреций приурочено к перерывам в осадконакоплении. По морфологическим
особенностям и составу погребенные конкреции сходны с залегающими на поверхности.
Последним свойственна парагенетическая связь с осадками преимущественно кремнисто-
глинистого состава.
Наиболее важными характеристиками условий залегания конкреционных скоплений
являются рельеф, геоморфология и глубина океана, литологический состав и физико-
механические свойства донных осадков (Юбко и др., 1990).
Возраст и скорости роста конкреций колеблются в пределах нескольких порядков.
Определение скоростей роста осуществляется различными методами: радиометрическим
(послойного датирования), биостратиграфическим (по фораминиферам и
наннофоссилиям, захваченным в процессе роста конкреций), палеомагнитным (путем
определения мощности слоев конкреций после инверсий геомагнитного поля), методом
датирования ядер (костных остатков) и подстилающих пород. Перечисленные методы
дают диапазон скоростей роста от 1 до 100 мм за 1 млн. лет. Строго говоря, в
большинстве случаев определяется время существования конкреций; собственно процесс
роста, происходящий, как правило, скачкообразно, занимает не более десятой части
этого времени.
Проблема генезиса ЖМК еще далека от окончательного решения. Имеется два
подхода к этому вопросу. Одни исследователи считают конкреции седиментационными,
гидрогенными, сформированными путем извлечения компонентов из морской воды и
концентрации их на границе раздела вода—осадок. Источниками вещества в данном
случае могут быть: речной сток (привнос растворенных веществ особенно ощутим в
периферических зонах океана), вулканогенная деятельность, в частности поступление
гидротермальных растворов в зонах активизации, и, наконец, эоловый источник
поступления материала. Пожалуй, главным аргументом, опровергающим возможность гид-
рогенного происхождения ЖМК, является то, что морская вода недосыщена всеми
тяжелыми и переходными металлами, а сток с суши, по данным японских
исследователей, в принципе не может достичь основных рудных провинций.
Согласно другим представлениям, конкреции являются продуктом диагенетических
процессов. Выделяющиеся при литификации осадков растворы, насыщенные рудными и
петрогенными компонентами, попадают в придонный слой, где и образуются конкреции.
Такой механизм объясняет наличие определенных связей между распространением
конкреций, их плотностью и составом, с одной стороны, и составом подстилающих
39
осадков, с другой.
Во всех случаях в формировании конкреций участвуют механизмы сорбции,
коагуляции, соосаждения, окисления. Неясность генезиса нашла отражение и в
компромиссном подходе к их типизации, которая предусматривает выделение
седиментационного (гидрогенного), диагенетического и седиментационно-
диагенетического типов. Одним из основных критериев их различия служит марганцевый
модуль, величина которого в первом типе составляет 2,0—2,5, во втором 4—5, а в третьем
соответственно принимает промежуточные значения.
В последнее время В. Кругляковым и Н. Берлизевой (1994) предложена
гальмиролитическая концепция генезиса конкреций и корок. Ими показано, что разрез
глинистой части осадочной толщи абиссальных океанических котловин по вещественному
составу подобен корам выветривания на континенте, что позволяет рассматривать его как
кору гальмиролиза, которую венчают рудные образования. Начало процесса
конкрециеобразования совпадает со временем погружения первично-осадочных
карбонатных или кристаллических пород ниже критической глубины карбонатной
компенсации. Процесс рудообразования многостадиен. Начинается он как завершающая
стадия гальмиролиза (в условиях Северо-Восточной котловины Тихого океана, например,
в позднемиоценовое время) и продолжается в процессе формирования элювия и делювия
до настоящего времени.
Согласно этой концепции, железомарганцевые корки являются аналогом
железистого панциря на карах выветривания суши. Конкреции генотипа А — это
следующая, специфически океаническая стадия развития коры гальмиролиза, приводящая
к формированию относительно мелких стяжений в условиях медленной поставки рудного
вещества. Конкреции генотипа В — подводно-делювиальные образования с реликтовыми
признаками собственно элювиальной природы, испытавшие частичное растворение
(восстановление) и вторичное окисление. Конкреции генотипа С — вторично окисленные
руды преимущественно подводного делювия.
Элементный состав конкреций контролируется условиями залегания и суммарной
мощностью глинистых элювиально-делювиальных отложений.
В зонах развития конкреций генотипа А мощность элювия минимальна и редко
превышает 3,5 м. Эти конкреции существенно более железистые, чем конкреции генотипа
С, отношение концентраций Ni/Cu наиболее высокое, хотя общие содержания этих
металлов ниже, чем в конкрециях генотипов В и С. Для конкреций генотипа В, развитых
на элювиально-делювиальных отложениях большей мощности, характерны относительно
повышенная марганцовистость, более высокое содержание Си и Ni и более низкое
отношение Ni/Cu. Конкреции генотипа С наиболее марганцовисты и наиболее обогащены
цветными металлами.
Перспективы промышленного использования. ЖМК относятся к числу наиболее
важных полезных ископаемых. По количеству содержащихся в них промышленно ценных
компонентов они не уступают крупным и уникальным месторождениям суши. Таким
образом, ЖМК следует рассматривать как важный перспективный геолого-
промышленный тип — потенциальный источник марганца, кобальта, никеля, меди. Кроме
того, конкреции являются высокоэффективным природным сорбентом и могут успешно
использоваться для очистки сточных вод металлургических производств, АЭС с
последующим извлечением из них ценных компонентов. Основные аспекты
промышленного освоения месторождений ЖМК рассмотрены на примере наиболее
детально изученной провинции Кларион-Клиппертон, которая является своеобразным
международным полигоном, где отрабатываются методики изучения, разведки, оценки и
освоения месторождений.
Рудная провинция Кларион-Клиппертон находится в северной приэкваториальной
части глубоководной Северо-Восточной котловины Тихого океана и представляет собой
фрагмент океанической плиты, ограниченный субширотными трансформными разломами,
по наименованию которых названа провинция. Протяженность зоны около 3200 км,
40
ширина 1000 км. Земная кора имеет типичное трехчленное строение, мощность ее 10,6—
10,8 км. Соотношение мощностей первого, второго и третьего слоев 1:15:50. Возраст
коренных пород ложа (имеются в виду базальты второго слоя и осадочные образования)
омолаживается с запада на восток от позднемелового (74—77 млн. лет) до
раннемиоценового (20—21 млн. лет). На крайнем востоке провинции осадочные
образования относятся к верхнему миоцену и, возможно, к низам плиоцена. Структура
района обусловлена сочетанием крупных субширотных разломов и субмеридиональных
вулканотектонических блоков. Расположение блоков определяет «клавишный» тип
структуры с общим наклоном с востока на запад, обусловленный перемещениями по
оперяющим трещинам, образованным за счет сдвигов по трансформным разломам
Кларион-Клиппертон. Чередующиеся приподнятые и опущенные участки имеют
удлиненную форму размером 100—400 км в поперечнике; относительные превышения
100—300 м. В целом преобладают пологоволнистые формы рельефа с одиночными и
групповыми вулканическими сооружениями (рис. 13).
Рис. 13. Геолого-геоморфологическая схема зоны Кларион-Клиппертон
(по В. Юбко и др., 1990).
/ — красные глубоководные глины (эвпелагические); 2 — кремнисто-глинистые
отложения с преобладанием кремнистой (а) и глинистой (б) компонент; 3 —
карбонатные илы; 4 —граница подножия склона Восточно-Тихоокеанского под-
нятия; 5 — границы приподнятых участков; 6 — границы разломов Кларион
и Клиппертон; 7— разломы Безымянный (Б), Математиков (М); 8 — оси припод-
нятых (а) и опушенных (б) участков
Иногда, как следствие проявления гидродинамической активности, наблюдаются
эрозионные врезы или эрозионные останцы. Средняя мощность осадочных отложений
80—350 м. Наиболее древними на западе провинции являются залегающие на базальтах
кремнисто-глинистые сланцы формации Лайн (Кг-Рз).
Центральная, наиболее мощная часть разреза представлена карбонатными
отложениями маркизской свиты (Р3з—№1). В верхней части разреза, относящейся к
свите клиппертон (N2;—Q), нарастает роль кремнисто-глинистых отложений (рис. 14).
Свита клиппертон занимает не менее 80% поверхности дна.
До 2% площади занимают обнажения лав толеитовых базальтов, относящихся ко
второму слою океанической коры. Значительно реже в разрезе осадочной толщи
фиксируются эффузивные и интрузивные тела базальтов молодого возраста (до со-
временных).
ЖМК образуют поле шириной 300—700 км, длиной более 3500 км. Наиболее
продуктивные скопления приурочены к осевой части полосы шириной 100—150 км
(рис. 15). Ресурсы провинции оцениваются в 5—12 млрд, т конкреций в сухом весе,
среднее содержание металлов, %: никеля — 1,3; меди — 1,1; кобальта — 0,25; марганца —
27 (Корсаков и др., 1990).
Распределение генотипов ЖМК пространственно упорядочено. Конкреции
генотипа А небольшие по размерам (4—6 см в поперечнике),
41
Z31 И3 ^34 HZ!5 Е26 ^З7	S39 ЕЗ10 *п
Рис 14. Донные осадки зоны Кларион-Клиппертон.
1 — известкою-глин истый ил; 2 — глубоководная цеолитсодержащая глина; J - •
радиоляриево-глинистый ил; 4 — глинисто-радиолериевый ил; 5 — диатомово-
радиоляриевый ил; 6 — цеолитевая глина; 7 — радиоляриты; 8 — мелоподобный
известковый ил; 9 — область погребенных конкреций с высоким содержани-
ем кобальта; 10 — разломы; // — скважины глубоководного бурения «Гломар
Челленджер»
обогащенные железом (7,5%) и кобальтом (0,24%), но обедненные марганцем
(22,5%), никелем (1,06%) и медью (0,88%), смещены в северную часть
конкрециеносной полосы. К осевой области полосы тяготеют конкреции генотипа
С, размеры которых в наибольшем сечении составляют 10—12 см, а средние
содержания компонентов, %: марганца 29,0; никеля 1,50; меди 1,15; железа 6,2;
кобальта 0,23. Южная часть конкреционной полосы занята высокомарганцевыми
ЖМК, характеризующимися низкими весовыми концентрациями (2—5 кг/м2) и
небольшими размерами.
Рис. 15. Схема конкрециеносности зоны Кларион-Клиппертон (по В. Юбко
и др., 1990).
1 - участки отсутствия конкреций; 2 — значения концентраций влажных
ЖМК, кг/мг (а — менее 5, 6 — 5—10, в — более 10); ост. усл. обозн. см. рис. 13
Помимо ЖМК на площади провинции отмечены скопления металлоносных осадков
с содержаниями (в %): железа — 4,3—9,6; марганца — 2,2—8,1; никеля — 0,1—1,0; меди
— 0,11—0,74; молибдена — 40—70 г/т. Наблюдаются также проявления сульфидной
минерализации — обнаружены обломки базальта с густой вкрапленностью халькопирита.
Валовый состав образцов (%): железа — 15,52; меди — 17,84; свинца — 0,31; цинка —
0,07; серебра — 640 г/т.
Выделенный России участок, состоящий из двух частей, занимает площадь 75 тыс.
км2, Геолого-геофизические работы региональной, поисковой и оценочной стадий
42
проводились в течение 1980—1989 гг. Геологоразведочные работы выполнялись в 1992—
1999 гг. Перепад глубин в пределах участка 4,7—5,2 км, относительные превышения
рельефа 100—200 м, присутствуют горы высотой до 1500 м. На 70% площади развит
полого-холмистый рельеф с максимальным уклоном поверхности не более 2°. Средняя
плотность конкреций 9,4 кг/м2, максимальная — до 30 кг/м2.
По результатам работ НИС «Южморгеология» 1992 г. на полигоне площадью около
100 км2 в пределах Российского лицензионного участка И. Пономаревой, Р. Казанцевым и
В. Кругляковым были выявлены некоторые закономерности распространения и условий
залегания ЖМК. В свите клиппертон выделены два геоакустических подкомплекса (слоя):
Ai — цеолитсодержащие глины, Аг — глины иллитового состава. Слой Аг со средней
мощностью 4,5 м распространен на большей части полигона преимущественно на
выровненных днищевых или вершинных поверхностях. При увеличении мощности этого
слоя более 4,5 м на поверхности дна равномерно залегают конкреции генотипа С. На
участках, где мощность слоя Аг сокращается, появляются конкреции переходного
генотипа В. При дальнейшем сокращении мощности слоя иллитовых глин на вершинных
поверхностях, особенно вблизи склонов, распространены конкреции генотипа А и корки.
Конкреции генотипа А залегают в виде цепочек, а при высокой плотности сливаются на
фотографиях дна в сплошные массы. Там, где на поверхность выходят иллит-
монтмориллонитовые цеолитсодержащие глины слоя Ai или нижележащие комплексы
маркизской свиты, свиты лайн и базальты, в основном на склонах круче 6°, конкреции не
наблюдаются. Таким образом, поля распространения конкреций различных генотипов
контролируются составом подстилающих осадков и соотношением мощностей отдельных
слоев, а также геоморфологическими элементами дна.
Рудные тела, соответствующие «клавишам» рельефа, имеют грубоизометричную и
удлинённую полосовидную форму в плане. Ширина их от 0,06 до 16 км. Протяженность
полосовидных рудных тел достигает первых десятков километров. Безрудные окна
занимают от 0,1 до 0,5% площади рудных тел. Границы тел имеют резкий контрастный
характер. Вся площадь участка изучена с детальностью категории Рг; 1,1 тыс. км2
(полигон 2а) до категории Pi 1,4 тыс. км2 (ТИП) — соответствует категории Сг. Средние
содержания полезных компонентов в конкрециях (в %): марганец — 29,3; никель — 1,39;
медь — 1,1; кобальт — 0,23. Извлечение металлов из руд при переработке составляет (в
%): марганец — 74; никель — 90; медь — 88; кобальт — 86. ЖМК могут быть
использованы и как природные сорбенты.
Промышленное значение по международным оценкам имеют конкреции,
содержащие в сумме никеля и меди не менее 1,8% или никеля, меди и кобальта в
никелевом эквиваленте (1 часть никеля + 0,5 части меди + 1 часть кобальта) — 2% и более
при минимальной весовой концентрации 10 кг/м2.
В отечественной практике принята оценка по условному никелю, как сумме
содержаний металлов с учетом технико-экономических коэффициентов относительно
никеля (например, NVCJ = Ni + 0,3 Си + 5,0 Со + 0,1 Мп)*. Так, при оценке российских
участков минимальное промышленное содержание в условном никеле составило 5%.
Минимальная промышленная плотность залегания конкреций принята 12,0 кг/м2 (8,5
кг сухой массы). Минимальное значение для оконтуривания рудных тел — 7,0 кг/м2 (5,0
кг сухой массы). В процессе разведки оценены ресурсы попутных компонентов: серы,
золота, серебра, платиноидов, редких земель, молибдена, ванадия, селена, теллура, таллия
и др.
Запасы руды на площади 30 тыс. км2 обеспечат 20-летнюю эксплуатацию при
максимальной разрешительной производительности 46 500 т никеля в год. Эти цифры
сопоставимы с эксплуатацией крупного месторождения медно-порфировых руд на суше.
Расчеты показывают, что оптимальный уровень рентабельности может быть достигнут
при годовой производительности добывающего комплекса в 3 млн т сухих конкреций, что
дает 34,6 тыс. т никеля; 26,9 тыс. т меди; 5,2 тыс. т кобальта и 595 тыс. т марганца.
* Переводные коэф, не постоянны, а зависят от коньюннкгуры цен на металлы.
43
Глава 3. КОБАЛЬТОНОСНЫЕ ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫЕ КОРКИ
Первоначально рудные корки рассматривались как аналоги железомарганцевых
конкреций. Впоследствии существенные отличия, присущие этим образованиям, такие как
приуроченность их к подводным горам, кобальтовая специализация, процессы
формирования, — послужили причиной выделения их в самостоятельный тип полезных
ископаемых океана. В среднем рудные корки содержат около 20% марганца, около 15%
железа, от 0,3 до 2,5% кобальта.
Первые сведения о корках, как обогащенных кобальтом (до 0,7%) уплощенных
конкрециях особого типа, относятся к 1954 г. Экономический интерес к этим
образованиям оформился в 70-х годах. Первые широкомасштабные исследования экспе-
дицией «Миднак» на германском судне «Зонне» проведены в 1981 г. Российскими
исследователями рудные корки интенсивно изучались в 1988—1992 гг., когда были
предприняты комплексные работы на ряде объектов Тихого, Индийского и Атланти-
ческого океанов.
По составу и содержанию рудных компонентов корки представляют собой не менее
ценное потенциальное сырье, чем конкреции. В отличие от абиссальных конкреций,
образующих широкие рудные поля в тысячи квадратных километров на глубинах около 5
км, корки локализуются значительно уже и развиты в основном на существенно меньших
глубинах. Это способствует усилению интереса исследователей к коркам как к
потенциальному рудному сырью.
Распространение. Сведений об общих закономерностях распространения рудных
корок в Мировом океане в целом практически нет. К настоящему времени выявлено около
двух десятков крупных районов распространения корок (рис. 16). Основная их масса
сосредоточена в западной половине Тихого океана: на поднятиях Мидпасифик, Маркус-
Уэйк-Неккер, Магеллановых гор в районах островов Лайн, Гавайских, Маршалловых,
Туамоту (рис. 17). Менее изучены проявления корок в Индийском океане, где они
известны на горе Экватор, на Мальдивском хребте и в западной части океана от Восточно-
Индийского хребта
□ 1 И 2
Рис. [6. Распространение рудных корок в Мировом океане (по Г. Батурину,
с исправлениями авторов).
/ — рудные кобальтсодержащие корки подводных гор; 2 — эпизодически встре-
чаемые рудные корки различной природы
44
до хребта Инвестигейтор, включая локальные поднятия в Кокосовой котловине, на
хребте Брокен.
В Атлантическом океане рудные корки распространены на хребте Китовый,
поднятии Сьерра-Леоне, возможно, на подводных горах Новой Англии, возвышенности
Риу-Гранди и подводных горах в пределах ряда котловин (табл. 6).
Наиболее детально железомарганцевые корки изучены в западной части Тихого
океана. Скопления рудных корок имеют четкую морфоструктурную позицию. Они
приурочены к скальным выходам коренных пород на склонах подводных плоско-
вершинных гор — гайотов (рис. 18).
Железомарганцевое орудение гор Мидпасифик, хребта Неккер и островов Лайн,
по данным Дж. Хейна (1985), развито на склонах от 12 до 20° при глубинах от
1100 до 3000 м. В поперечных долинах железомарганцевые корки не обнаружены.
Одна из наиболее известных залежей, расположенных в районе о. Джонстон, с
ресурсами руды, превышающими 30 млн. т,
Рие. 17. Распространение подводных гор в западной части Тихого оксана
(по Ю. Богданову и др., 1990).
/ — подводные горы; 2 - современные зоны субдукции, 3 — аномалия MI, от-
вечающая среднемеловой оси спрединга; 4 — номера скважин
образована на пологом склоне в интервале глубин от 1000 до 1800 м (Хальбах, 1984).
На гайотах Магеллановых гор, по данным Ю. Богданова и др. (1987),
благоприятными для формирования корок являются свободные от осадков склоны
крутизной до 20° на глубинах до 2500 м. На более крутых склонах процесс
коркообразования выражен слабо, а на плоских вершинах корки отсутствуют.
45
Таблица 6
Основные районы распространения
кобаяьтоносиых марганцевых корок  Мировом океане
Океан	Объект	Кол-во проб, л	Среднее содержание металлов, %			
			Мп	Ni	Си	Со
Тихий	Гавайский архипелаг (США)	[7	22,15	0,54	0,26	0,79
	Поднятие Туамоту (Фран- ция)	27	21,86	0,67	0,40	0,47
	Район Уэйк (международная зона)	43	20,22	0,55	0,26	0,42
	Район Неккер (международ- ная зона)	35	18,0	0,51	0,27	0,62
	Маршалловы острова (США)	13	24,0	0,44	0,23	0,64
	Магеллановы горы (между- народная зона)	[5	18,9	0,46	ОДО	0,41
Индийский	Район горы Экватор (между- народная зона)	20	15,55	0,33	0,17	0,48
Атланти- ческий	Хребет Китовый (междуна- родная зона)	16	19,2	0,39	ОД 1	0,58
Корки распространены на глубинах 1000—3500 м. Глубже, до 4900 м они
встречаются редко и, видимо, во вторичном залегании. Мощность корок обнаруживает
определенную связь с глубиной: наиболее мощные корки (около 6 см) располагаются
редсмв сонкр«цин
Рис. 18. Геологический разрез гайотов ИОАН и Ита-Майтаи (по [9] с до-
полнениями).
1 — фораминиферовые илы; нижний эоцен—современные; 2 — осадки неуста-
новленного состава; 3 — рифовые известняки; 4 — базальтовые брекчии с кар-
бонатным цементом; 5 — радиоляриевые илы, цеолитовые глины, кремни; се-
номан—современные; 6 — турбидиты с вулканическим материалом; апт—альб,
камлай; 7 — базальты; S — номера скважин бурения
на глубинах 1500—2100 м; выше 1500 м их мощность составляет 2—3,5 см, ниже 2100
м — 0,5—3,5 см.
Как в Индийском, так и в Тихом океане корки отмечаются в местах развития
наиболее древнего фундамента. Субстратом рудных корок поднятий Маркус-Уэйк-
Неккер и Магеллановых гор в Тихом океане чаще всего выступают вулканогенные
палеотипного облика породы нижнего мела: анкаремиты, океаниты, трахибазальты, их
туфы и др. В качестве субстрата могут также выступать интенсивно фосфатизированные
брекчии афировых базальтов. Реже, в качестве субстрата, встречаются карбонатные
биогермные породы и сильно фосфатизированные кокколито-фораминиферовые
известняки. Местами в нижних частях склонов на глубинах более 3200 м встречены
сланцеватые осадочные породы алевропелитового состава альб-сеноманского возраста.
В наиболее изученных районах Индийского океана (поднятия Кокосовой
котловины, хр. Инвестигейтор и др.) корки встречаются преимущественно на базальтоидах,
вариолитах и литифицированных осадочных образованиях, сложенных преимущественно
46
скелетами фораминифер.
Таким образом, в качестве субстрата рудных корок может выступать любая твердая
горная порода независимо от ее генезиса.
Связь интенсивности рудонакопления с составом субстрата проявлена не слишком
отчетливо, но тем не менее существует: на рифогенных известняках наблюдаются
только тонкие корки или примазки рудного вещества, на кремнях — маломощные
корки, а на базальтах и брекчиях — наиболее мощные (до 13—15 см). На участках
дна, где залегают рыхлые осадки, имеются только маломощные корки, нередко
ассоциирующиеся с конкрециями, ядра которых состоят из обломков базальтов и
гравелитов.
Железомарганцевые корки представляют собой протяженные покровы гидрооксидов
железа и марганца на скальных выступах вулканогенных и осадочных пород, а также
плитах и глыбах элювия, которые могут быть полностью заключены в рудную
оболочку. Помимо этого, в районах развития корок встречаются отторженные корковые
плиты, корково-конкреционные образования и конкреции. Весь этот материал
закономерно размещен на склонах — от вершин гор до их подножий.
Вершины гор чаще всего безрудны, особенно если покрыты молодыми
карбонатными или глинисто-карбонатными осадками. Коренные породы на вершинах
иногда покрыты железо-марганцевыми корками, с которыми ассоциируют корково-кон-
креционные образования и вершинные конкреции. Количество
Рис. 19. Строение и минеральный состав участка конкреционной мостовой Об-
разец станции 50 Др. (по М. Мельникову, 1993)-
1 — сферические конкреции, II — зона срастания, Ill — покровная корка.
Минеральные составы 1 — асболон-бузерит; 2 — асболан-бузерит с бузеритом;
3 — вернадит с неустойчивым бузеритом, 4 — монтмориллонит-иллит с филлип-
ситом (туф); 5— границы структурных элементов и минеральных зон; 6~ марки-
рующие слои; 7 — шов срастания; 8 — трещины
вершинных конкреций возрастает вблизи бровки, а на перегибах развиты сплошные
корки. На выположенных поверхностях подножий (обычно на глубинах 3,5—4,5 км)
собственно корки практически отсутствуют, а получают развитие корково-кон-
креционные образования, которые по мере удаления от гайотов сменяются либо очень
47
мелкими рудными стяжениями, либо «конкреционными мостовыми». Последние
представляют собой сплошные сливные панцири. Они состоят из плотно лежащих
сферических конкреций диаметром 4—7 см, покрытых сверху общей рудной коркой
толщиной 1,1—1,3 см. Поверхность мостовой бугристо-ячеистая, гладкая, блестящая.
Отличительная особенность конкреций — наличие нерудных ядер — пород вулка-
нического происхождения. Эти конкреции образованы одной генерацией рудного
вещества. Общая корка, вероятно, представлена веществом другой генерации (рис. 19).
Местами конкреционные плиты расколоты на отдельные фрагменты, наползающие друг
на друга. Ширина полей конкреционных мостовых измеряется первыми километрами,
заканчиваются они оторочкой из отдельных несцементированных конкреций.
Корково-конкреционные образования представляют собой угловатые обломки пород
субстрата, со всех сторон покрытые рудной оболочкой толщиной 1,0—1,5 см и более.
Такие своеобразные глыбовые корковидные конкреции достигают размеров 20 х 20 х 15
см. Рудная оболочка, покрывающая эти образования, по составу и строению аналогична
коркам на коренных породах.
В. Кругляков и М. Мельников (1993) отмечают своеобразную фациальную
зональность в распределении руд на подводных горах. Выделяются фации: вершин
(безрудные молодые нелитифицированные осадки, либо конкреции и корково-
конкреционные образования); фация выпуклых склонов (сплошные корки), фация
вогнутых склонов (сплошные корки совместно с конкрециями и корково-конкреционными
образованиями); фация подножий (конкреционные мостовые, либо молодые осадки со
спорадически развитыми на их поверхности конкрециями мелкодресвяной размерности).
Морфология и внутреннее строение корок
Структура поверхности корок неоднородная и может быть гладкой, шероховатой
(шагреневой), бугорчатой и мелкобугорчатой (ботриоидальной) с выступающими
пизолитами. Морфология корок зависит от поверхности субстрата. На хорошо
абрадированной поверхности корки ровные, гладкие либо осложнены микроскульптурой,
определяемой характером роста. На шаровых или подушечных лавах корки, повторяя
микрорельеф субстрата, образуют очень неровную поверхность с локальными уступами,
отдельными мелкими впадинами, зачастую заполненными осадком и конкрециями
склонов.
В большинстве случаев корки Тихого океана имеют отчетливо выраженное слоистое
строение, при этом независимо от региона, как правило, выделяются три слоя (Богданов и
др., 1991). Все они в достаточной мере фосфатизированы, причем фосфатизация
проявляется и в форме замещения фаунистических остатков, находящихся в отдельных
трещинах или порах, и в виде прожилково-вкрапленного оруденения. Трещины, выпол-
ненные апатитом, прослеживаются из субстрата через все три слоя.
В. Кругляков и М. Мельников (1993) выделяют четвертый слой — внешне почти не
отличимый от третьего, но характеризующийся тем, что он является постфосфатным:
«срезает» трещины, выполненные апатитом. Мощность этого четвертого слоя достигает
1,5 см.
Помимо выделенных слоев нередко в зоне контакта корок с субстратом
наблюдаются прослои вулканомиктовых брекчий, карбонатно-фосфатный цемент которых
насыщен гидроксидами железа и марганца.
Работы последних лет позволили уточнить и детализировать обобщенный разрез
железомарганцевых корок Магеллановых гор Тихого океана. По данным М. Мельникова
(1994), выделено пять слоев, прослеживающихся на всех гайотах района (рис. 20).
Слой R нижний, приконтактовый, «реликтовый» толщиной до 8 см, сложен рудным
веществом смоляно-черного цвета с алмазным блеском, раковистым изломом, иногда
скорлуповатой отдельностью. Текстура массивная, однако, под микроскопом выявляется
ультратонкослоистое строение. В слое нередко присутствуют включения
фосфатизированных известняков или измененных базальтов — это реликты пород
48
субстрата. Иногда наблюдаются трещины, заполненные фосфатизированным кокколито-
фораминиферовым материалом. Основные рудные минералы — асболан, асболан-бузерит
и «5А° минерал».
Слой 1—1 толщиной 2—7 см сложен интенсивно преобразованным рудным
веществом компактно-слоистой (I—1а) и грубопараллельно-слоистой (1—1 в) текстур.
Основные минералы — железистый вернадит, марганцевый ферроксигит, апатит; отмеча-
ется примесь асболана, асболан-бузерита.
Слой 1—2 представлен массивным плотным рудным веществом пятнисто-
дендритовой текстуры мощностью 3—6 см. Отмечаются многочисленные включения
карбонатно-фосфатного состава. Минеральный состав аналогичен слою 1—1, с той лить
разницей, что вместо примесей асболана и асболан-бузерита присутствуют примеси
гематита и сидерита.
Слой 11 (толщина 2—5 см) характеризуется повышенной пористостью,
обусловленной грубостолбчатой текстурой. Поры между вертикально ориентированными
столбцами дендритов часто заполнены нерудным — глинистым, карбонатно-глинистым,
фосфатным материалом, составляющим до 30% объема. Присутствие нерудного
материала придает слою пеструю окраску. Состав слоя вернадит-ферроксигитовый с
примесью монтмориллонита-иллита, полевых шпатов, иногда гематита и кварца.
Слой 111 отличается от предыдущего более массивной текстурой, нечеткой
слоистостью, черным цветом, характерным землистым

I
о I»
£
<и
3
Слой
характеристи ка
квартер
Массивная структура, цвет черный с бурым
оттенком, текстура столбчатая.

£
t;
А
о
£
ла
о
х
е
о
if
I I Z
S "3"
5.0
6.0
3.5
Пористый слой, пестро окрашен, тестура
радиально-столбчатая. Заполнение
нитерстицнй неполное. Материал
заполнения - глинистый, карбонатно-
глинистый
 И т
Ж

я
Q
Я
О
5-5
Слой пятнистый, пестро окрашен, тестура
гиганто-столбчатая. Рудный материал
иссиня-черный. Фосфатный материал
заполнения иятерстипий - серо-бежевый
50.0
да
в
к
8
5
е
£
- 5*
Д-!
3.5
Облик слоя антрацитовидный, цвет
иссиня-черный, текстура тонко-слоистая.
Высокое содержание бежевых фосфатных
прожилков - межслоевых и секущих
X
oj
iUfiffSHSKBl
еHS HIISIIH Н № Б1
i 1Ш = Illi S 1П1 Е |Ц SI
до
8.0
Реликтовый слой пестро-окрашенный.
Рудный материал черный. Текстура
мозанчно-блокоаая. Многочисленные
фосфатные включения, прожилки,
линзы серо-бежевого цвета
ШВМвИЕИ

8
§
X
SlISHSn
65.0
i 1
*«***«***<
**•«**«**>
3.0

Реликтовый слой пестро окрашенный.
Рудный материал черный. Текстура
мозаично-блоковая. Фосфатные
включения, прожилки, линзы серо-
бежевого цвета
7
Рис. 20. Разрез железомарганцевых корок поднятия Маркус-Уэйк и Магеллано-
вых гор (составил М. Мельников с использованием материалов И. ПуляевоЙ)
49
изломом, стеклянным до матового блексом. Структура его обычно столбчатая до
микростолбчатой, иногда до ламинационной. Толщина слоя 1—3 см. Минеральный состав
определяется вернадит-ферроксигит-кварцевой ассоциацией.
В ряде случаев (почти в 25) наблюдаются корки «неполного разреза». Часто
отсутствует «базальный» слой R, на субстрате образуется сразу II слой, на котором
лежит III, или постфосфатный. По-видимому, такие корки начали формироваться позже
обычных; наиболее широко они развиты на глубинах 2,5—3,0 км.
Другой тип неполного разреза (еще более позднего начала формирования корок)
представлен только слоем III и, возможно, постфосфатным. Для этого типа наиболее
характерны глубины более 3,5 км.
Наиболее часто встречается прерывистый разрез корок, когда присутствуют только
«реликтовый» слой R и постфосфатный, или слой R, слой III и постфосфатный, или
слой II и постфосфатный. Вообще неполный разрез корок характерен для малых
глубин, до 1,5 км. Наиболее редко он отмечается в интервале глубин от 2,5 до 3 км.
Различие в химическом составе слоев выражается в том, что нижние слои
обогащены фосфором, характеризуются повышенным содержанием никеля и
пониженным кобальта.
Верхние слои — II и III обогащены кобальтом, а содержание фосфора в них резко
падает. Отношение Mn/Fe в слоях R, 1—1 и 1—2 близко к 2, в слоях II и III — около
1,5.
Все слои имеют четкие резкие границы, нередко обладают признаками несогласия —
наличием эрозионных поверхностей, выпадением из разреза отдельных прослоев. Эти
явления фиксируют перерывы в накоплении рудного вещества.
Биостратиграфические исследования (Пуляева, 1999), базирующиеся на изучении
остатков известкового наннопланктона, дали возможность определить временные
интервалы формирования выделенных слоев.
Наиболее древними образованиями являются прослои вулканомиктовых брекчий,
относящиеся к позднему мелу. Слой R разделен на две генерации — позднемеловую R1 и
позднепалеоцен-раннеэоценовую — R2. Слой 1—1 получил довольно определенную
привязку к интервалу в 55,0—52,0 млн. лет, что соответствует позднему палеоцену—
раннему эоцену. Формирование слоя 1—2 предположительно происходило в эоцене
(I—2а) и в позднем олигоцене (I—2в). Слой II отнесен к раннему-среднему миоцену.
Самый молодой слой III, присутствующий во всех разрезах, начал формироваться в
позднем плиоцене и охватывает интервал 1,8—0 млн. лет.
Таким образом, биостратиграфические данные позволяют выделить шесть этапов
образования рудных корок: позднемеловой, позднепалеоцен-раннеэоценовый, средне-
позднеэоценовый, позднеолигоценовый, ранне-среднемиоценовый, плиоцен-
плейстоценовый. Перерывы, разделяющие эти этапы, длились от 2 до 10 млн. лет (см.
рис. 20). На основе этих данных оцениваются и скорости роста слоев,
обнаруживающие существенные колебания — от 35—45 до 3—7 мм/млн. лет.
Общая схема эволюции рудного процесса в пределах Магеллановых гор в целом
однотипна для всех вулканических сооружений. Более того, сопоставление многослойных
разрезов железомарганцевых корок из различных районов Тихого океана показало, что
генерации корок, выделяемые на гайотах Магеллановых гор, прослеживаются на склонах
вулканических сооружений Срединно-Тихоокеанских гор, Маршалловых островов,
островов Лайн и Гавайского архипелага. Эти генерации соответствуют основным этапам
железомарганцевого рудогенеза в Тихом океане. Интересно отметить при этом, что
этапы формирования корок в целом согласуются с максимумами марганце-накопления на
континентах — с небольшим смещением во времени совпадают два экстремума. Один
приурочен к позднему олигоцену и раннему миоцену, другой — к первой половине
эоцена (Пуляева, 1999).
Характерные детали внутреннего строения корок выявляются при
микроскопическом и электронномикроскопическом изучении этих образований. Такое
изучение показывает, что рудным коркам в основном свойственно глобулярное,
глобулярно-зернистое, глобулярно-блоковое, колломорфное и колломорфно-глобулярное,
колломорфно-кавернозное и колломорфно-ячеистое строение (рис. 21, 22).
Распределение глобулей нередко имеет зональный концентрически-слоистый
характер. Нарастание слойков происходит неравномерно, они имеют различную толщину
в разных участках поверхности, что и обусловливает, в конечном счете, возникновение и
рост дендритовидных образований чрезвычайно широко развитых. Особенности
внутреннего строения дендритов хорошо видны на микрофотографиях поперечных сколов
50
(см. рис. 21). Размеры глобулей от 300 до 0,5 мкм и менее.
Глобулярно-дендритовый характер строения корок обусловливает широкое
развитие в них пор различной морфологии и размера (от 300—500 до менее чем 0,5
мкм).
В многочисленных порах и каналах дендритов часто отмечаются новообразования
мелких глобулей. Это является следствием многократного возобновления процесса
рудонакопления.
Поверхностный слой рудных корок представлен глобулярно-дендритовыми
выделениями тонкодисперсных смесей железных и марганцевых минералов.
Мелкобугорчатая поверхность корок
Рис. 21. Детали внутреннего строения корок; проэр шлифы, ув. 40.
А. Б — концснгрически-слоистые текстуры с гнездовыми выделениями апатита; В. Г - косые срезы столбчатых дендритов; Д, Е — чередование слоев
различной текстуры смена крупных столбчатых дендритов более мелкими (Д); деструкция зоны мелких оолитов и обрастание ее зоной сплошной мине
ралиыции (Е)
51
Рис. 22. Электронно-микроскопические фотографии корок: А - глобулярно-денд-
ритовая поверхность корки, Б — скелет радиолярии среди дендритов постфос-
фатного слоя; В, Г — столбчатые дендриты II! слоя с обломанными головками;
Д — дендриты постфосфатного слоя, косой срез; Е — скорлуповато-глобулярное
строение пористого слоя (11)
и конкреций создается сочетанием разноразмерных глобулярных головок столбчатых
дендритов. Нередко на мелкобугорчатой поверхности корок наблюдаются участки с
обломанными головками дендритов (см. рис. 22).
III слой также состоит из столбчатых дендритов с многочисленными мелкими
порами. На поперечных срезах дендритов отчетливо проявлено их концентрически-
зональное строение (см. рис. 22). Промежутки между дендритами выполнены тонкозер-
нистым пористым материалом. В этом слое в порах и каналах также наблюдаются
наросты глобулей более молодых генераций.
II слой — рыхлый, пористый. Его основу составляют охристые массы, в составе
которых фиксируются минералы железа, марганца и различные алюмосиликаты,
сохраняются неразрушенные железомарганцевые дендриты и агрегаты глобулей. Четко
выраженные структурные закономерности отсутствуют. Особенностью слоя является
постоянное присутствие элементов-примесей: кремния, алюминия, магния, калия,
титана.
Тыловые части корок, соответствующие слою III, отличаются скорлуповато-
слоистым строением глобулей железомарганцевого состава. Однородные
железомарганцевые массы этого слоя содержат в трещинах скорлуповатой отдельности
тонкочешуйчатые смешаннослойные минералы, тонкодисперсный апатит и т.д., что
обусловливает повышенные содержания фосфора, кальция, алюминия, кремния и калия,
свойственные этому слою.
Исследование рудных корок Индийского океана показало их явное текстурное
отличие от тихоокеанских. В Индийском океане не обнаружены многослойные корки с
52
явным различием структуры отдельных слоев. Контакт рудных корок с субстратом
макроскопически четкий, повторяющий поверхность субстрата. При микроскопическом
исследовании обнаруживается два варианта контакта. В одних случаях он представлен
ритмическим чередованием тончайших (доли миллиметра) рудных слойков и таких же
слойков, сложенных цеолитом. В других случаях рудное вещество проникает на
некоторую глубину в субстрат, заполняя поры в базальте, или образуя псевдоморфозы по
биогенным остаткам известняка, например, по раковинам фораминифер. В индоокеанских
корках и их субстратах не отмечается фосфатизации. Лишь на хр. Брокен встречены
железомарганцевые фосфатизированные образования.
Минералогия корок. Железомарганцевые корки подводных гор, как и абиссальные
конкреции, в значительной мере сложены рентгеноаморфным веществом. Среди
преобладающей аморфной фазы присутствуют рудные и нерудные минералы
кристаллической структуры. Рудная составляющая корок представляет собой
ультрамикроскопические срастания различных минеральных фаз аморфных и частично
раскристаллизованных оксидов и гидрооксидов марганца и железа. Поэтому
диагностика их возможна лишь с использованием рентгенографии в сочетании с
микрозондовым рентгеноспектральным анализом и электронной микроскопией,
сопровождаемой энергодисперсионным анализом и микродифрактометрией.
Преобладающим минералом корок является чаще всего вернадит, составляющий от
60 до 100% рудного вещества. Субмикроскопические срастания вернадита и
марганецсодержащего фероксигита, образующие глобулярно-дендритовые и глобулярно-
колломорфные структуры, слагают все слои рудных корок и корково-конкреционных
образований, которые оказываются идентичными по составу и различаются только по
морфологии выделений и текстурно-структурным особенностям. По данным
рентгенофазового анализа и ПК-спектроскопии, основная масса корок Магеллановых гор
сложена в основном манганогелем, на фоне которого фиксируются кристаллические
фазы вернадита и рансьеита.
В агрегате вернадита и марганцовистого фероксигита встречаются бернессит,
тодорокит, асболан-бузерит, манганодит, гетит, гематит, магнетит, маггемит. Во внешних
слоях корок и конкреций установлен пиролюзит, образующийся при дегидратации
вернадита.
В пространствах между почками, глобулами и дендритами присутствуют опал,
халцедон, кварц, плагиоклаз, монтмориллонит, нонтронит, каолинит, цеолиты.
Установлено, что в почковидных колломорфных агрегатах железомарганцевого состава на-
блюдается чрезвычайно тонкое чередование зон, обогащенных марганцем и железом, и
зон, обогащенных кремнеземом (опал, халцедон).
В промежутках между слоями в тонкослоистых оторочках глобулярных выделений в
ассоциации с алюмосиликатными минералами, а также вдоль концентрических трещин
отслоения и радиальных трещин отмечаются тонкозернистые выделения апатита.
Основная масса апатита имеет наложенный характер, вторичный апатит замещает
минералы марганца и железа. Особенно обогащены апатитом приядерные слои, где он
наблюдается в виде единичных кристаллов (до 20 мкм) и гнездообразных скоплений (300
мкм). Возможно, часть из них обусловлена включениями микроихтиолитов (зубы и
плакоидные чешуйки рыб). Выделяются две разновидности фосфатов кальция: одна
(оксикарбонат-апатит, даллит) содержит редкие земли и иттрий, вторая — кремний и
алюминий (силикат-апатит).
Корки Индийского океана по минеральному составу несколько отличаются от
тихоокеанских меньшим количеством окристаллизованных минералов. В образцах
индоокеанских корок диагностированы асболан, вернадит, асболан-бузерит, фероксигит,
тодорокит, самородные металлы (алюминий или медь), шпинель и как редкая
аномальная примесь — каолинит. Оксидные и гидроксидные минералы марганца и
железа те же, что и в тихоокеанских корках. Самородные металлы в корках Тихого
океана не обнаружены.
Сопоставление минеральных ассоциаций рудных корок и сопутствующих им
рудных образований Тихого и Индийского океанов свидетельствует о принципиальном
единстве процесса накопления рудного материала.
Принципиальное же различие связано с наложенным процессом фосфатизации в
западном сегменте Тихого океана, который совершенно не отмечается в изученной
части Индийского океана. Этот процесс способствовал раскристаллизации
рентгеноаморфной массы вообще, формированию отдельных минералов железа и
марганца на контактах с фосфатными прожилками и, как следствие, образованию
53
специфических микротекстур.
Химический состав рудных корок Мирового океана чрезвычайно разнообразен,
отражая различные условия их образования. Лучше других изучены корки Тихого
океана, где они образуют наиболее мощные залежи (табл. 7).
Таблица 7
Среднее содержание главных рудных элементов (в %)
в корках некоторых районов Тихого океана
(из Г. Батурина, 1993, е изменениями)
Район	Мп	Fe	Со	No	Си	Ti	Число проб
Гавайский хребет	21,93	15,72	0,84	0,43	0,051	1,02	77
Атолл Джонстон	22	17	0,70	0,43	о.п	1,3	12-40
Маршалловы острова	20,4	12,3	0,84	0,39	0,38	0,77	49
Горы Мид Пасифик	20,06	14,73	0,72	0,47	0,11	—	44
Хребет Лайн	20,4	17,0	0,55	0,39	0,154	1,2	59
Ита-Майтан	18,9	13,5	0,41	0,46	0,10	0,83	159
Гайот ИОАН	17,8	12,7	0,40	0,42	0,09	0,78	180
По Атлантическому океану данных значительно меньше, а по Индийскому имеются
лишь единичные сведения.
В корках Тихого океана главные рудные элементы распределены неравномерно;
средние содержания в индивидуальных объектах меняются в следующих пределах (в
%): марганец 11—27; железо 3,1—22,2; кобальт 0,19—1,2; никель 0,22—0,63; медь
0,03—0,15; титан 0,3—1,3. К числу основных рудных элементов условно относятся
также свинец, цинк, ванадий и молибден. Сумма цветных металлов составляет около
1,5%. Нерудные компоненты — кремний, алюминий, щелочные и щелочноземельные
металлы, фосфор, сера, углекислота и Сорг составляют в сумме около 16%. Кроме
того, корки содержат в среднем 20% влаги [3].
Изменение химического состава корок контролируется общими закономерностями
пелагического седиментогенеза, которые определяют фациальные обстановки
рудообразования. В качестве геохимического показателя фациальных обстановок рудо-
образования используется величина отношения Mn/Fe (марганцевый модуль). По
данным В. Круглякова и М. Мельникова, в корках Тихого океана он меняется от 0,32 до
3,6. Преобладают значения 1,17—1,69. С величиной марганцевого модуля четко
коррелируют содержания кобальта, никеля и других элементов. При значении модуля
меньше 1 кобальт и никель не установлены. При Mn/Fe = 2 содержание кобальта
достигает 0,9—1,4%, а никеля — 0,6—0,7%. Если марганцевый модуль превышает 3,
то содержание кобальта выше 1%, может достигать 1,5%, а никеля—до 0,9%.
С величиной марганцевого модуля связано содержание кремнезема. При значении
модуля менее 1 содержание SiCh достигает 13%, а при высоких значениях (более 3)
снижается до 1,8%.
В послойном разрезе корок величина марганцевого модуля изменяется от
максимальной (2,8) в «базальном» слое R до минимальной (немногим более 1) в слое III
(табл. 8).
54
Таблица 8
Послойный элементный состав
рудной корки-отторженна гайота МБ-23
(поднятие Маркус-Уэйк), %
Олой	Fe	Мп	Со	Ni	Си	Р2О5
Внешняя лостфосфатная оболоч- ка, верх	16,98	25,11	0,72	0,57	0,14	0,91
Внешняя постфосфатная оболоч- ка, низ	19,75	44,61	1,2!	1,12	0,28	0,73
Слой III	18,89	20,85	0,60	0,38	0,05	0,99
Переходный от III к слою П — пористому	16,80	27,52	0,77	0,59	0,09	0,99
Слой II	13,16	29,17	0,82	0,71	0,21	1,03
Переходный от II к слою R	5,96	15,58	0,23	0,41	0,13	13,07
Слой R	13,81	21,50	0,23	0,26	0,07	7,41
Безрудный субстрат (брекчия)	6,94	0,90	0,02	0,06	0,03	14,01
Надо заметить, что каждому из выделенных слоев присущ индивидуальный характер
распределения элементов, что дает дополнительные основания для стратификации корок.
Редкоземельные элементы исследованы неравномерно, суммарное содержание их в
корках в среднем 1685 г/т; преобладают среди них — церий, в среднем 918 г/т,
лантан 271 г/т, неодим 226 г/т.
Из редких и рассеянных элементов наиболее распространены мышьяк (210 г/т) и
иттрий (213 г/т), наименее распространены ртуть (0,06 г/т) и рений (0,0012 г/т).
Среднее содержание серебра составляет 90 мг/т при колебаниях от 15 до 220 мг/т.
Золото в корках подводных гор Мид Пасифик содержится в незначительных
количествах: от 1—5 до 67—70 мг/т (в среднем 13 мг/т). Корки гор Туамоту содер-
жат золота намного больше. Содержания платины по многочисленным определениям
колеблются от 320 до 765 мг/т; максимальные содержания 2—4 г/т зафиксированы в
корках Гавайского архипелага. Средние содержания платиноидов составляют (в мг/т):
рутений — 9; родий — 20; палладий — 2,1; осмий — 17; иридий — 6.
По данным Г. Батурина (1993), несмотря на принципиальную близость
химических составов корок и конкреций Тихого океана между ними имеются
существенные различия.
Во-первых, в отличие от корок, содержащих почти эквивалентные количества
марганца и железа (при региональных изменениях соотношения Mn/Fe от 0,7 до 2,1), в
конкрециях в большинстве случаев преобладает марганец и диапазон отношения
Mn/Fe значительно шире. Во-вторых, в корках содержание кобальта в среднем
примерно в три раза выше, чем в конкрециях. В-третьих, содержания в корках никеля
и цинка в 1,5—2 раза, а меди в 4—5 раз ниже, чем в конкрециях.
Из нерудных элементов корки содержат заметно больше по сравнению с конкрециями
кальция, титана, фосфора, стронция, углекислоты и существенно меньше кремния,
алюминия.
Атлантический океан. Средние составы корок Атлантического океана близки к
составам корок Тихого океана. В то же время, они несколько беднее марганцем,
кобальтом, никелем, титаном, кремнием, натрием, кальцием, барием, углекислотой,
ураном, платиной, но обогащены железом, калием, магнием, фосфором, кадмием, ртутью,
скандием, селеном, мышьяком, хромом, торием (Батурин, 1993).
Возраст и генезис корок. Мощность корок находится в прямой зависимости от
возраста подводных гор, на склонах которых они залегают, чем и определяется нижняя
граница начала процесса роста корок. Так, в центральной части Тихого океана многие
подводные горы, покрытые корками, имеют абсолютный возраст пород порядка 30—60
млн. лет.
Для датирования корок применялись различные методы: бериллиевый, стронциевый,
палеомагнитный и др. Скорость роста корок, рассчитанная по указанным методам,
колеблется от 0,9 до 11 мм/млн. лет.
Генезис железомарганцевых корок дискуссионен. Ключевым вопросом в этой проблеме
является источник рудного вещества.
55
П. Хальбах и Д. Путеанус полагали, что основным источником железа корок
являются карбонатные скелетные остатки планктонных организмов. При растворении
планктона в водах, недосыщенных карбонатом кальция, железо высвобождается в форме
коллоидных гидрооксидных частиц, которые каталитически окисляют на своей
поверхности растворенную в океанической воде закись марганца. Вместе они обогащают
рудное вещество формирующихся железомарганцевых корок кобальтом, никелем и
медью, экстрагируя их из океанической воды.
Другая группа морских геологов, возглавляемая А. Лисициным, полагает, что
осадочный материал поставляется из водной толщи в составе твердых частиц.
Определяющей формой нахождения железа в водах пелагиали океана является
растворенная, а не взвешенная. На долю растворенного железа приходится 70—80% от
его общего содержания в воде. В растворе основная часть железа присутствует в форме
металлоорганических соединений. Определяющая масса подвижного железа в
пелагических осадках в основном сложена гетитом с преобладающим размером
«элементарных» частиц. Часть подвижного железа при определенных условиях может
стягиваться в железомарганцевые конкреции.
В. Кругляков с коллегами, развивая идеи А. Лисицина, В. Фролова и ряда других
исследователей процесса гальмиролиза (подводного выветривания), выдвигают гипотезу
гальмиролитического формирования океанических оксидных руд. Установлено, что корки
формируются на тех участках дна, которые продолжительное геологическое время
находятся в непосредственном контакте с водой в зонах дерепции (абсолютного
ненакопления осадочного материала), что приводит к постоянному взаимодействию
твердой фазы (горной породы) с подвижной жидкой фазой (водой). Придонные течения
способствуют постоянному нарушению динамического равновесия между водой и
породой. Вследствие этого происходит подводное химическое выветривание горных
пород — гальмиролиз. При этом проявляется деструкция алюмосиликатов с выносом
подвижных компонентов кремнезема, щелочей, щелочных земель и др. Железо и
марганец, являясь наименее подвижными, образуют остаточные скопления типа корки
пустынного загара, отмечаемой при химическом выветривании в субаэральных условиях.
Эта точка зрения может объяснить наличие в корках кварца, цеолита, каолинита,
транспортировка которых с суши проблематична. Контакт рудных корок с субстратом
также подтверждает такое предположение. В редких случаях контакт четкий, при этом на
границе отмечается тончайшее проявление аутогенной цеолитовой минерализации. Чаще
в приконтактовой зоне субстрата отмечаются псевдоморфозы железомарганцевых рудных
образований по отдельным элементам субстрата (по фаунистическим остаткам, по
отдельным минеральным зернам и т.д.). При этом, если субстрат представлен эффузивной
породой, она имеет явный палеотипный облик, вплоть до полного разложения первичных
минералов.
Роль гидрогенного фактора при таком подходе сводится к локальному
перераспределению рудного вещества между отдельными рудными индивидами и
отдельными их частями. Интенсивность гидрогенного перераспределения вещества, по-
видимому, различна на различных глубинах, что и определило, в частности,
неравномерность распределения по глубине многослойных корок в горном обрамлении
впадины Минамитори. Процесс растворения активизируется на некоторой глубине, при-
близительно соответствующей 2500 м или несколько глубже. По мере погружения под
этот уровень первичная корка (слой R) в большей или меньшей мере растворяется.
Растворенный же рудный материал в сочетании с гальмиролитическим определяет
быстрый рост корки на меньших глубинах, что приводит к быстрому росту пористого слоя
II.
Геохимические исследования, опирающиеся на статистические данные,
характеризующие содержания различных компонентов в корках, морской воде,
гидротермальных рудах и гидротермальных флюидах, позволяют получить свидетельства
56
поступления некоторых элементов в корки из гидротермальных источников, что дает
основания для выделения корок гидротермального типа (Батурин, 1993).
По мнению Г. Батурина, при рассмотрении эволюции состава корок необходимо
учитывать тектонические факторы. В течение времени роста корок (десятки миллионов
лет) происходили значительные изменения уровня океана, вертикальные движения
различных участков земной коры и движения литосферных плит с расположенными на
них подводными горами. Указывается, в частности, что горы Мид Пасифик и
Магеллановы, находящиеся в северной части Тихого океана, 110 млн. лет назад
Рис. 23. Движение блока Тихоокеанской плиты древнее 110 млн лет (по Ю. Бог-
данову и др., 1990).
1 — современное положение блока; 2 — положение 110 млн лет назад; 3 —
реконструкция оси спрединга на время 110 млн лет назад; 4 — современная ось
спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия; 5 — положение современных
подводных гор и островов ПО млн лет назад; 6 — современные и плиоцен-чет-
вертичные вулканы океанских островов; 7 — скважины, вскрывшие глубоковод-
ные внутриплитовые базальты; 8 — траектория движения Тихоокеанской плиты и
время (в млн лет)
располагались в его южной части и при миграции Тихоокеанской плиты в северо-
западном направлении пересекли три климатические зоны, различные по биологической
продуктивности, гидрологическому и гидрохимическому режиму (рис. 23). Так,
обогащение корок фосфатным веществом связывают с вхождением области подводных гор
в северную приэкваториальную зону высокой биологической продуктивности, где
происходило, вероятно, биогенное накопление фосфатного материала (Батурин, 1993).
Перспективы освоения
По содержанию марганца и кобальта корки являются кондиционными рудами.
Попутно из них могут извлекаться никель
57
Таблица 9
Основные характеристики условий залегания
 вещественного состава кобальтоносных марганцевых корок
подводных гор и ЖМК поля Кларион-Клиппертон
Основные характеристики	Кобальтоносные марганцевые корки	ЖМК
Глубина залегания, м	600-3000	4700-4900
Площади локализации, тыс. км2	единицы	десятки
Средняя весовая плотность залегания, кг/м2	50-55	10-15
Вещественный состав, % (среднее содержание):		
Мл	18-20	27,3
Ж	14	5,33
Ж'1 е <	0,51	1,24
Си '• '	0,27	1,04
Со	0,62	0,20
	5,49	5,27
Продуктивность Niyal, кг/м2	2,745	0,527
Удаленность перспективных объектов от гра- ниц России, км	4000-5000	7 500-80 000
Примечание. Niy(al = 0,1 Мп + Ni + 0,3 Со + 5,0 Со.
медь, вероятно, платина, молибден, ванадий, редкоземельные элементы. Прогнозный
фонд кобальтоносных корок составляет более 40% общих ресурсов оксидных руд
океана (Андреев и др., 1998).
Кобальтоносные корки по ряду показателей превосходят железомарганцевые
конкреции (табл. 9). В них выше весовая плотность залегания, меньше глубина океана,
на которой они встречаются. Кобальтоносные корки локализуются на меньшей площади,
их скопления ближе к границам России. Сопоставление вещественного состава корок
и железомарганцевых конкреций показывает, что содержание кобальта в корках в 3—4
раза превосходит его содержание в конкрециях. Главным недостатком этого сырья
является его прочная связанность с субстратом, на котором оно формируется, и
сложный рельеф в районах распространения. Освоение кобальтоносных корок ос-
ложнено технической проблемой их отделения от подстилающего субстрата.
Общие ресурсы корок в океане составляют не менее 1 млрд, т, однако практическое
значение могут иметь лишь некоторые залежи. Например, при площади рудного поля
300 км2, при 40% покрытии корками дна и средней их мощности 2 см, ресурсы могут
составлять 3 млн. т руды (Батурин, 1993).
Один из наиболее изученных районов Тихого океана (подводные Срединно-
Тихоокеанские горы и хр. Неккер) взят для выяснения практической значимости
кобальтоносных корок. Здесь в пределах полигона, обследованного по сети 50 х 50 и
частично 25 х 25 км, выявлены участки скопления кобальтоносных марганцевых корок
толщиной от 0,5 до 13—15 см. Рудная масса корок такой толщины дает весовую
плотность залегания — от 18,5 до 130 кг/м2. Состав кобальтоносных корок: марганец
16,6—21,9%, железо 10,5—14,6%, кобальт 0,60—0,91%, никель 0,44—0,67%, медь 0,14—
0,22%. Продуктивный батиметрический интервал 1500—2000 м. В межгорных депрессиях
встречены железомарганцевые конкреции с содержаниями марганца 14—21%, железа 9—
15%, никеля 0,44—0,67%, меди 0,15—0,29%, кобальта 0,58—0,86%. Они распространены
и за пределами продуктивного интервала корок до глубины 4500 м.
По данным С. Андреева с соавторами (1998), российскими исследователями в
средней части гряды Магеллановых гор открыт рудный объект, который может быть
отнесен к разряду месторождений-гигантов. Рудные залежи располагаются в интервале
глубин 1500—2500 м по периметру плоских вершин гайотов и ответвляются в
58
направлении отрогов и конусов-сателлитов, кольцом опоясывая горный массив. Площадь
отдельных рудных залежей 60—100; 200—450 км2. Общая площадь месторождения,
включающего два гайота МА-15 и МЖ-35, составляет 10—12 тыс. км2. Мощность корок
от первых до 20 см и более. Прогнозные ресурсы оцениваются в 130—135 млн. т сухой
массы, в которой содержится 741 тыс. т кобальта, 602 тыс. т никеля, 28,6 млн. т марганца.
Кроме главных компонентов в корках содержатся 0,05—0,12 % молибдена, 0,35—1,31 г/т
платиноидов, 1,3—4,4 кг/т редких земель, 14,3—28,0% железа. Общие ресурсы
месторождения отвечают сроку 20-летней эксплуатации при годовой производительности
1 млн. т руды. При этом годовое производство кобальта составляет 4200 т, т.е. около 15%
мирового производства.
Таким образом, можно сделать следующие выводы.
1.	Кобальтоносные марганцевые корки по содержанию кобальта (0,6—1,6%) заметно
превосходят абиссальные конкреции типа Кларион-Клиппертон.
2.	Весовая плотность залегания корок весьма значительна и достигает 50 кг/м2 уже
при толщине корок 2 см. Скопления корок характеризуются относительно высокой
локализацией в пределах вершин и склонов подводных гор.
3.	Прогнозные ресурсы корок и сопутствующих им конкреций могут на больших
перспективных участках (20—30 тыс. км2), как например, в хребте Неккер, быть
сопоставимы с наиболее продуктивными конкреционными объектами поля Кларион-
Клиппертон.
Проблема освоения кобальтоносных марганцевых корок океана не менее
значительна, чем современная проблема освоения железомарганцевых конкреций. Кроме
того, проведение исследований в этой области может привести к более углубленному
познанию металлогении океана и способствовать в итоге открытию новых видов
полезных ископаемых, в том числе и эндогенного происхождения, на океаническом дне.
59
Глава 4. МЕТАЛЛОНОСНЫЕ ОСАДКИ
Под металлоносными осадками понимают рыхлые неконсолидированные осадки,
обогащенные металлами гидротермального происхождения. Обогащение происходит
главным образом за счет железа и марганца. Металлоносными принято называть осадки с
содержанием железа в бескарбонатном веществе более 10%, с отношением (Fe + Mn)/Ti
свыше 25. В отличие от других образований, в частности, продуктов выветривания, ко-
торым также свойственны высокие содержания железа и марганца, металлоносные осадки
характеризуются пониженными содержаниями алюминия и титана.
Формы нахождения металлов в подобных осадках различны: оксиды, сульфиды,
силикаты. По составу эти образования весьма разнообразны: одни близки к
гидротермальным коркам, другие — к массивным сульфидам. По преимущественному
составу рудной фазы осадки подразделяются на «гидрооксидные», сложенные
гидрооксидами Fe и Мп, «силикатные» с существенным содержанием аутигенных осадков
железа и сульфидные (металлоносные илы, «рудные илы»).
Первые признаки гидротермальной активности на морском дне были обнаружены в
1881 г. экспедицией на корвете «Витязь» под руководством адмирала С. Макарова,
получившей в Красном море с глубины 600 м пробу воды температурой 21,6е С и
соленостью 40,4%о. Впоследствии эти данные подтвердились, но только в середине 60-х
годов XX в. в результате нескольких английских и американских экспедиций была
установлена рифтовая природа Красного моря, обнаружены впадины Атлантис-П,
Дискавери и Чейн, заполненные горячими (до 56° С) рассолами и металлоносными илами.
Металлоносные осадки на Восточно-Тихоокеанском поднятии были впервые получены во
время экспедиции «Челленджера» (1873—1876), однако они не привлекли внимания
исследователей. И только спустя 90 лет работами Н. Скорняковой, К. Зеленова, К.
Бострема, М. Петерсона, Э. Бонатти и других была установлена связь этих образований с
подводной гидротермальной деятельностью и они стали объектом всестороннего
изучения.
При глубоководном бурении океанского дна неоднократно встречались древние
металлоносные осадки, погребенные под толщей более молодых отложений. По
имеющимся данным, распространение древних металлоносных толщ и распределение их
мощностей в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах симметрично относительно
осей спрединговых хребтов (Гурвич, 1998).
Интенсивному изучению металлоносных осадков в последующие годы
способствовал определенный экономический интерес. Выявлены многочисленные участки
распространения металлоносных осадков, кроме того, в процессе этих работ обнаружены
придонные гидротермальные системы и сопутствующие им сульфидные постройки.
Научный интерес к продуктам подводной гидротермальной деятельности и
процессам их формирования определяется еще и тем обстоятельством, что они являются
аналогами некоторых типов месторождений на континентах. Изучая эти объекты,
исследователи имеют уникальную возможность непосредственно наблюдать процесс
гидротермально-осадочного рудообразования во всех его проявлениях.
Распространение
Металлоносные осадки являются гидротермальными образованиями, поэтому
размещение их на океанском дне определяется приуроченностью к активным хребтам, к
районам интенсивной гидротермальной деятельности (рис. 24). Современные
металлоносные осадки встречаются во всех океанах, в осевых частях и на флангах
спрединговых хребтов, вблизи гидротермальных полей. Наиболее широко они
60
распространены в Тихом океане, меньше — в Индийском, незначительно — в
Атлантическом [6].
Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана образуют самое
обширное поле в Мировом океане общей площадью около 10 млн. км2, расположенное к
западу и востоку от оси ВТП между примерно 5 и 45° ю.ш. Они представляют собой
обычные пелагические илы, в разной степени обогащенные железом и марганцем
гидротермального происхождения. Широкому распространению металлоносных осадков в
этом поле способствуют низкие скорости накопления разбавляющего абиогенного
вещества. В связи с этим роль гидротермальных компонентов остается значительной на
огромных расстояниях от оси ВТП: средняя ширина области распространения
металлоносных осадков свыше 2000 км.
Рис. 24. Расположение и границы литосферных плит Земли и распространение современных металлоносных осадков в Миро-
вом океане (по [6]).
1 — зоны субдукции; 2 — границы плит неясной природы; 3 — трансформные разломы; 4 — оси срединных хребтов; 5 — направле-
ния движения плит; 6 — области глубокофокусных землетрясений; 7 — области сплошного распространения металлоносных осадков
Металлоносные осадки в юго-восточной части Тихого океана накапливаются в
пределах нескольких структур: Восточно-Тихоокеанского, Галапагосского, Чилийского
поднятий, Перуанской котловины, депрессии Бауэр, Южного Галапагосского хребта.
Металлоносные осадки северной части ВТП обнаружены между 9 и 14е с. ш.
по обе стороны от оси поднятия на площади около 200 тыс. км2. Поля
высокотемпературных гидротермальных источников и скоплений массивных сульфидных
руд приурочены к осевой части, представленной цепью щитовых вулканов, разделенной
разломами на отрезки длиной от 30 до 120 км [6].
Металлоносные осадки встречаются и на северном продолжении ВТП — хр. Хуан-
де-Фука, где приурочены к участкам высокотемпературной гидротермальной деятельности.
Во впадине Гуаймас рифтовой зоны Калифорнийского залива благодаря высоким
скоростям терригенной седиментации (до 1 м/тыс. лет) современные металлоносные
осадки не накапливаются. На поверхности мощной (до 5 км) осадочной толщи,
содержащей базальтовые силлы, образуются конусовидные сульфидные тела, сходные с
61
массивными рудными телами океанических рифтов. В их составе преобладают сульфиды
цинка. Характерно присутствие твердых битумов, цементирующих рудные минералы.
Предполагается наличие рудных тел и внутри осадочной толщи. В северной части той же
рифтовой зоны обнаружена пастообразная залежь талька с пирротином.
Металлоносные осадки встречены и в других районах Тихого океана, в
частности, в зоне Кларион-Клиппертон. Марганцовистые, железистые, нонтронитовые,
смектитовые осадки распространены в задуговых бассейнах в западной и юго-западной
частях Тихого океана, где локализуются вблизи центров активной гидротермальной
деятельности.
В Индийском океане металлоносные осадки в основном накапливаются в области
точки тройного сочленения, где смыкаются Африканская, Индийская и Антарктическая
литосферные плиты и сходятся три срединно-океанических хребта: Аравийско-
Индийский, Центральноиндийский и Западноиндийский. Они обнаружены также вдоль
Западноиндийского хребта и в других участках. Наиболее детально изучены в Аденском
заливе, где представлены мягкими массами плохо окристаллизованных тодорокита и
бернессита, рыхлыми образованиями смектита, рентгеноаморфными выделениями
оксидов железа.
В Атлантическом океане современные металлоносные осадки распространены в
нескольких районах низкоспредингового Срединно-Атлантического хребта: в районе
FAMOUS (37° с.ш.), на гидротермальных полях TAG (26° с.ш.), МАРК (23°22’ с.ш.) и
14°45' с.ш. В первом гидротермальные отложения, представленные смесью
гидрооксидного и глинистого материала, включая гидротермальные железомарганцевые
конкреции, смектит, гидрослюды, образуют невысокие холмы, приуроченные к устьям
гидротермальных источников Во втором распространены рыхлые массы тодорокита и
бернессита, нонтронит, аморфные гидрооксиды железа, сульфосоли. Среди осадков
присутствуют продукты разрушения гидротермальных построек.
Металлоносные осадки гидротермального поля МАРК распространены на
небольшой площади, относятся к проксимальному типу и характеризуются значительным
количеством сульфидного материала (Гурвич, 1998).
В Красноморском рифте обнаружены металлоносные осадки, горячие рассолы,
очаги разгрузки гидротерм. Этот район справедливо считается наиболее перспективным
для изучения процессов современного гидротермально-осадочного рудообразования и
поэтому заслуживает более детальной характеристики.
Литология и минералогия
Металлоносные осадки являются полигонными образованиями, в их состав входят
компоненты различного происхождения — гидротермальные, терригенные,
вулканогенные, эдафогенные, биогенные, гидрогенные. Соотношения этих комплексов
определяют их облик и тип.
Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана представляют собой
обычные пелагические илы, в различной степени обогащенные рудным веществом
гидротермального происхождения [6]. Пелагический осадочный материал накапливается в
соответствии с циркумконтинентальной, широтной, вертикальной и тектонической
зональностями, а поступление рудного вещества в осадки приурочено к зонам
гидротермальной деятельности. Наиболее распространены карбонатные металлоносные
осадки, формирующиеся выше критической глубины карбонатонакопления (4200—4700
м). В их составе преобладает биогенный материал — кокколиты, скелеты планктонных
фораминифер и органогенный детрит. В экваториальной высокопродуктивной зоне и в
пределах антарктического кремнистого пояса преобладает другой биогенный материал —
опал скелетных остатков диатомей, радиолярий и др. В бескарбонатных металлоносных
осадках содержится тонкодисперсное алюмосиликатное вещество и Fe-монтмориллонит.
62
В районах интенсивных тектонических нарушений, вблизи осевой части ВТП
металлоносные осадки представлены эдафогенной брекчией с неокатанными обломками
базальтов, долеритов и металлоносным илом в качестве цемента.
В металлоносных осадках широко распространены обломочные минералы: кварц,
плагиоклаз, роговая обманка, пироксены, вулканические стекла, эпидот, магнетит, циркон,
гранат, часть которых поступает эоловым путем, другие имеют вулканогенное или
эдафогенное происхождение.
Из глинистых минералов наиболее распространены смектиты, среди которых
преобладают Fe-монтмориллониты разной степени окристаллизованности.
Среди аутигенных образований широко распространены железо-марганцевые
конкреции, присутствуют цеолиты, тонкодисперсный барит.
Рудные компоненты металлоносных осадков представлены преимущественно
рентгеноаморфными коллоидными и плохо окристаллизованными минералами железа и
марганца, чаще всего в виде глобул диаметром 3 мкм, иногда более крупных выделений
кремнисто-железистого геля. Основная часть железа в этих осадках представлена
коллоидной разновидностью гетита и Мп-ферроксигита. В парагенезисе с ним
присутствует нонтронит. В подчиненных количествах встречаются титаномагнетиты и
маггемит. Марганец находится в оксидных и гидрооксидных формах.
В крупноалевритовой и мелкопесчаной фракциях рудного вещества обнаружены
частицы (менее 0,1 мм) самородных металлов и сплавов: Cd, Ni, Al, Sn, Si, Ti, а также Al-
Mg-Si, Al-Si, Al-Fe, Al-Mg, Al-Ti-Ca, Fe-Si, Fe-Cr-Ni-C, Zn-Al, Zn-Fe, Cu-Zn, Cu-Zn-Al, Ag-
Cu, Sn-Cu, Sn-Zn, Sn-Pb, Sn-Pb-Zn. Наиболее широкий спектр их отмечается вблизи
гидротермальных проявлений — на удалении до 10—20 км. Здесь же встречаются и
сульфиды, преимущественно пирит, халькопирит, сфалерит.
В осадках депрессии Бауэр марганец присутствует в форме микроконкреций,
состоящих из смеси вернадита и тодорокита. По другим данным, в осадках этой депрессии
выделяют железистый смектит, тодорокит, смесь железо-марганцевых гидрооксидов с
гетитом, а также биогенный кремнезем, кальцит, фосфатные костные остатки, филлипсит,
барит и терригенные минералы. В минеральных фазах железа концентрируется цинк, медь
и кобальт, в марганцевых минералах — медь и никель.
В Галапагосском районе 'распространения металлоносных осадков, расположенном к
югу от Галапагосского рифта, в 20-километровой полосе находятся холмы
гидротермальных осадков в виде вытянутых рядов, субпараллельных оси спрединга.
Высота холмов 15—20 м, диаметр до 50 м. Холмы сложены нонтронитом с примесью
гидрослюд, хлорита, ферчилдита, филлипсита, кварца и полевого шпата, а также
микроконкреций железо-марганцевых оксидов. На вершинах холмов наблюдаются
марганцевые корки, сложенные тодорокитом, бернесситом. Гидротермальные холмы
сформировались в результате взаимодействия гидротермальных растворов с придонными
и поровыми водами. Удаленная фация рудоотложения гидротермальных систем
представлена слоистыми образованиями, состоящими из чередующихся марганцевых
корок и нонтронитовых прослоев. Присутствуют бернессит и смектит. По данным
бурения мощность металлоносных осадков составляет десятки метров.
Химический состав
Химический состав металлоносных осадков зависит от соотношения рудных и
нерудных компонентов и обусловлен составами поступающих на дно гидротерм,
условиями их разгрузки и составом и количеством поступающего осадочного материала.
Сопоставление средних содержаний химических элементов в абиогенном веществе
металлоносных осадков и фоновых осадков юго-восточной части Тихого океана (табл. 10)
отчетливо показывает, что металлоносные осадки, в отличие от фоновых, обогащены
железом, марганцем и рядом микроэлементов и обеднены алюминием [6]. Изучение
63
распределений содержаний рудных компонентов по площади металлоносного ореола на-
глядно свидетельствует, что наиболее высокие содержания приурочены к осевой зоне
ВТП. По мере удаления от ВТП содержания железа и марганца постепенно уменьшаются
до уровня фоновых значений. Эта картина осложняется влиянием придонных течений.
Металлоносные осадки в различных областях накопления характеризуются
индивидуальными особенностями состава. Так, железисто-нонтронитовые осадки
Галапагосского рудного поля при всей пестроте их вещественного состава в целом
обогащены железом и марганцем при среднем отношении Mn/Fe около 0,1. Они
характеризуются также резко пониженными по сравнению с обычными океанскими
осадками содержаниями Al, Са, Na, Ва и обогащены только цинком и сурьмой при замет-
ном обеднении всеми прочими литогенными и рудными металлами. При общем низком
содержании РЗЭ в них резко проявляются отрицательная Се-аномалия и в ряде случаев
повышенное отношение Eu/Sm > 0,3.
Таблица 10
Средние содержания химических элементов в вбиогенном веществе
металлоносных (МО) и фоновых (ФО) осадков
юго-восточной части Тихого океана (ио [б])
Элемент		MO	ФО	Элемент		MO	ФО
Fe	%	16,86	5,8	U	r/e	32	45
Мл		5,07	0,75	Rb		33	45
Si		16,19	23,4	Ba		10800	10500
Al		4,35	7,8	La		157	61,8
Ti		0,27	0,45	Ce		114	83,1
Си		1041	136	Snr		29,3	18,8
Zn		411	159	Eu		7,7	4,3
Pb		155	41	Yb		11,0	6,8
TI		15,5	0,7	Y		290	191
Cd		1.7	0,42	Sc		26,1	20,8
Sn		6,42	1,5	Hf		6,3	4,1
Ni		826	136	Zr		456	178
Co	г/т	218	32	Th		5,0	7,9
Cr		29	50,0	Ga		10	18
V		428	91	Ag		5,32	0,11
As		93	13	H8		460	
Sb		11,9	3,9	Au		10	3,5
Mo		93	27	Pd	мг/г	15	4
U		3,8	1,3	Ir		0,5	0,3
в		210	250	Os		0,29	
Состав металлоносных осадков других районов также изменчив. Необходимо
отметить при этом, что большинство рудных компонентов (Ni, Со, V, Си, Zn, РЗЭ,
Sb, Zr, НО поступают в металлоносные осадки из гидротермальных растворов и свя-
заны с гидротермальными и аутогенными формами — оксигидроксидами Fe и Мп и Fe-
смектитами [6].
Древние металлоносные осадки
По результатам глубоководного бурения металлоносные осадки в виде рыхлых
осадков и в различной степени литифицированных пород неоднократно встречались
среди отложений различного возраста.
Поскольку металлоносные осадки связаны с функционированием подводных
64
гидротермальных систем, приуроченных к спрединговым хребтам, то, как правило,
залегают в нижней части разреза осадочного чехла океана. Эти образования
выделяются в самостоятельную металлоносную базальную формацию (Лисицын и др.,
1973).
По Е. Гурвичу, встречаемость металлоносных осадков в ба-зальных толщах океанов
различна. Так, в Атлантическом океане они были впервые встречены в 18%
скважин, в Индийском — в 33%, в Тихом — в 48%. Мощность базальных метал-
лоносных толщ изменяется от первых десятков сантиметров до нескольких десятков
метров, в единичных случаях достигает ста и более метров. Наиболее мощные толщи и
наибольшие площади их распространения зафиксированы в базальных слоях осадочного
чехла Тихого океана. Самые древние из вскрытых в настоящее время металлоносных
отложений — верхнеюрского возраста. При этом с удалением от осевых зон
спрединговых хребтов возраст толщ вследствие удревнения базальтового фундамента
увеличивается. Минеральный и химический состав древних металлоносных толщ в целом
близок современным образованиям, наблюдаемые различия не выходят за пределы
колебаний, обусловленных фациальными особенностями условий осадконакопления.
Металлоносные осадки Красного моря
Красное море представляет собой межконтинентальную рифтовую зону, в осевой
части которой формируется молодая океаническая кора, а по периферии развита кора
континентального типа, мощность которой возрастает по направлению от оси рифта.
Красноморский рифт входит в единую рифтовую систему Земли, в нем проявляются
процессы вулканизма и гидротермальной деятельности, которые свойственны и другим
океанским рифтам. Он возник вследствие раздвижения Аравийской и Африканской
литосферных плит (рис. 25). Рифтовая структура протягивается на 2000 км при ширине 300
км; в южной части максимальная глубина рифта около 2900 м, в> северной — около 1500
м, отмечаются смещения по трансформным разломам. Скорость спрединга красноморского
рифта 1,6 см в год. Строение Красноморского рифта характеризуется наличием
внутреннего рифта шириной 4—5 км и системы сбросовых уступов. Внутренний рифт
включает центральное вулканическое поднятие со сложно расчлененным рельефом и
обрамляющие его впадины. От срединно-океанических рифтов Красноморский отлича-
ется меньшей продолжительностью процессов наращивания земной коры, отсутствием
срединного хребта и относительно малыми глубинами [2,	6]. Изобата 500 м
очерчивает глубокие
65
Рис. 25. Геодинамическая обстановка в Красноморском регионе (по [6)).
1 — направления относительный перемещений литосферных плит; 2 — оси
спрединга и направления растяжений в них; 3 — разломы и направления
сдвигов по ним; 4 — граница Евразийской и Аравийской плит по зоне сжа-
тия. Прямоугольник — район детальных исследований Красноморской экспедиции
АН СССР
впадины с высотой бортов 1—1,5 км. В осевом троге установлен ряд локальных
впадин, заполненных металлоносными осадками и гидротермальными
минерализованными рассолами с температурой до 65° С (рис. 26). Толщина слоя
рассолов от 8 до 320 м. В одной из этих впадин — Атлантис-П, размеры которой
составляют 6 х 15 км, зафиксирована активная гидротермальная деятельность и
продолжающийся в настоящее время процесс накопления металлоносных осадков. По
данным Д. Бишофа, Г. Беккера, Г. Рихтера, Г. Бутузовой и других, металлоносные
осадки впадины Атлантис-П представлены пачкой чередования слоев различных фаций
и состава. Поверх осадков находится слой плотных горячих рассолов, температура
которых
66
Рис. 26. Расположение в осевой части Красного моря рифтовых впадин и участ-
ков дна с океанической корой (по [2]).
2 — впадины с рассолами; 2 — впадины без рассолов; 3 — области развития
океанической коры
56° С; именно из этих рассолов отлагается верхний слой осадков. Рассолы содержат в
10 раз больше солей, чем морская вода, pH не ниже 5,3. Выше находится второй
слой рассолов,
Рис. 27. Схематический разрез через южную часть впадины Атлантис-П (по [2]).
1 — морская вода; II, III — соответственно, верхний и нижний слои рассольной
толщи. I — плиоцеи-четвертичные глинисто-карбонатные породы; 2 — миоце-
новые эвапориты; 3 — базальты океанической коры; 4—7 — литолого-минера-
логические зоны рудоносных отложений [Backer, Richter, 1973J: 4 — аморфно-
силикатная (AM), 5 — оксидная (СО), 6 — верхняя и нижняя сульфидные (SU( и
SU2), 7 - детрито-оксидно-пиритная (DOP); 8 — разгрузка гидротерм
5 6Е37И8
67
имеющих промежуточный состав и образовавшихся в результате смешения донных
рассолов с морской водой (рис. 27). Строение осадочной толщи впадины Атлантис-П
характеризуется сложным чередованием разнообразных по составу фаций. В обобщенной
схеме строения разреза выделяется пять последовательно сформированных зон (рис.
28). Наиболее древняя обломочно-окисно-пиритная зона (DOP) сложена биогенно-
терригенным материалом с незначительной примесью сульфидов, ангидрита и
гидроксидов железа. Нижняя сульфидная зона (SUJ) характеризуется присутствием
обогащенных сульфидами прослоев и относительно высоким содержанием S, Zn, РЬ,
Си. Мощность зоны от 1 до 3 м. В осадках центральной окисной зоны (СО) рудное
вещество представлено в основном оксигидроксидами железа, встречаются прослои,
обогащенные рентгеноаморфными гидроксидами Мп, манганитом, тодорокитом.
Присутствуют также железистые смектиты, манганосидериты, ангидрит, гипс.
Мощность осадков зоны от 1 до 10 м. Верхняя сульфидная зона (SU2) мощностью
1—7 м содержит прослои, обогащенные сульфидами (сфалерит, пирит,
рентгеноаморфные сульфиды). Присутствуют также железистые слоистые силикаты,
карбонаты Fe и Мп и др. Осадки самой молодой аморфно-силикатной зоны (AM)
наиболее однородны по составу и состоят из аморфных гидроксидов железа и
кремнезема. Мощность от долей до 4 м.
AM
- 3600 лет
SU2
- 5900 лет
СО
- 6600 лет
SU,
- 11700 лет
DOP
- 25000 лет
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Рис. 28. Обобшенмая схема строения оса-
очной толши впадины Атлантис П (по [6]).
— карбонаты; 2 — лимонит; 3 — брекчии;
—9 — фации: 4 — аморфная, 5 — сульфид-
ая, 6 — силикатная, 7 — манганитовая, S —
имонитовая и лимонит-гематитовая, 9 —
бломочно-биотитовая; 10 — литифициро-
анные карбонаты. Возрастные оценки гра-
1иц эон сделаны по материалам (Ku, 1969;
lu et al., 1969; Geyh, Heindorf, 1976; Shanks,
Bischoff, 1980; Купцов, Палкина, 1986)
68
Прослои сульфидных фаций, как было отмечено, содержат плохо
окристаллизованные сфалерит и марматит, реже пирит, микрокристаллические
агрегаты барита, а также более редкие кубанит, цинк-халькопирит и др. Обнаружены также
самородные железо, алюминий, свинец. Осадки других фаций представляют собой илы,
сложенные железистыми монтмориллонитами, смектитами, аморфным кремнеземом,
гидроксидами железа, марганца и продуктами их постседиментационных преобразований.
Общая мощность осадков 30—100 м. Время их формирования оценивается в 25 тыс. лет.
Мощность сульфидных горизонтов в осадках 1—7 м, они характеризуются скоростью
осадконакопления 32—96 см за 1 тыс. лет. Средние содержания металлов в верхнем
горизонте составляют (%): железо — 23; цинк — 2,4; медь — 0,8; свинец — 0,05. По
оценке Д. Бишофа, в осадках впадины Атлантис-П сосредоточено цинка 1,7 млн. т при
среднем содержании 3,4%, меди 0,7 млн. т (содержание 1,3%), свинца 30 тыс. т
(содержание 0,1%), серебра 2100 т, золота 21 т. Во всех прочих впадинах рифтового
ущелья Красного моря металлоносные осадки сложены преимущественно гидроксидами
железа и кремния,
Таблица 11
Минеральный состав гидротермального
рудного вещества в осадках Красного моря
(по Г. Бутузовой, 1998)
0 кем гилрокс иды	Силикаты	Сульфиды	Сульфаты	Карбонаты	Прочие
Рентгене- аморфные гид- роксиды Fe и Мп*** Аморфный SiOj*** Гетит*** Лепидокро- кит* ++ Гематит** Магнетит** Мп-гетит+* Ферри гидр нт* Фероксигит* Тсдорокит** Манганит** Асболаны** Буэерит* Вернадит* Файткнехтит* Рамсделлит* Феррофранк- линит*	Ряд смектитов от нонтронита до селадони- та*** Тальк* Сапонит* Стевенсит* Серпентин* Вермикулит* Хлориты* Керолит* Актинолит* Пироксен* Гранат* Иль вант* Хриэокола*	Пирит*** Сфале- рит*** Халькопи- рит** Пирротин** Марказит* Вюртцит* Сульфосо- ли Си* Ковеллин* Ахантит-ар- генит* Изокубанит* Арсенопи- рит* Грейтит* Смайтит* Канзит*	Ангид- рит+++ Барит** Гипс*	Сидерит+ Родохрозит* Манганоси- дериты***	Атакам ит+ Хлориды Fe* Самородные металлы*
Примечание, Минерал: +++ широко развит; ** обычен; * редок.
составляющими в сумме до 70% рудного вещества. В отдельных горизонтах эти фазы
разделены: аморфные гидроксиды железа образуют сплошные гелевидные массы бурого и
желтовато-красного цвета, а кремнезем находится в форме бесцветных глобулярных
скоплений. Гелевидные участки, содержащие двухвалентное железо, окрашены в зеленый
цвет, и в них часто наблюдаются скопления сульфидов. В процессе постседимента-
ционных преобразований аморфные гидроксиды железа кристаллизуются с образованием
гетита, гематита, магнетита, лепидокрокита, маггемита.
Изменчивость состава осадков Красного моря по вертикальному разрезу
свидетельствует о значительных флуктуациях поставки гидротермального вещества и
условиях его осаждения в этом бассейне. Так, осадки верхней аморфно-силикатной зоны
относительно обогащены аморфным кремнеземом, сурьмой, германием, кобальтом;
верхней сульфидной зоны — магнием, барием, бором, ванадием, серой и ассоциацией
связанных с серой
69
Таблица 12
Средние содержания химических элементов (%) в осадках отдельных литолого-фациальных тон
в разных районах впадины Атлантис-II (по Е.Гурвич, 1998)
Зона	Район впадины	Ai	SiO2	Fe	Мп	Zn	Си	S	со2	Ca
	Северная котловина	0,80	28,0	34,3	1,1	0,71	0,40	0,80	8,2	5.6
	Северный перевал	1,5	22,0	42,0	1.0			1,0	3,0	
	Восточная котловина	0,99	26,0	34,5	0,95	1,83	0,36	1,1	3,7	< I
AM	Центральное поднятие	0,95	30,8	31,0	0,50	0,21		2,4		
	Западная котловина	0,77	21,2	30,7	0,57	2,4	0,49	3,6	1,96	4,5
	Юго-западная котловина	0,60	30,0	32,2	0,48	3,85	0,79	5,5	0,30	2,0
	Юго-восточный перевал	1,2	26,9	37,0	0,21	4,1	0,61	2,5	2,0	
	Северная котловина	0,67	23,2	25,6	0,82	1,15	0,28	1,8	6,6	5,6
	Северный перевал	1,0	37,0	16,1	0,20			3,0	0,50	
su2	Восточная котловина	1,7	35,4	33,8	0,86	2,81	0,48	3,4	1,6	
	Западная котловина	0,96	15,5	23,5	0,93	5,05	0,98	11,5	1,8	1.0
	Юго-западная котловина	0,83	22,2	21,8	0,70	2,34	0,91	14,0	< 0,5	9,2
	Юго-восточный перевал	1,6	25,7	30,8	1,22	11,5	1,01	5,0	5,0	
	Северная котловина	0,56	10,1	31,1	п.з	0,43	0,07	2,0	4,7	3,7
	Северный перевал	2,0	20,0	31,5	1.2			0,50	8.0	
СО	Восточная котловина	2.25	15,3	33,3	3,65	0,28	0,65	0,17	5,5	1.4
	Западная котловина	1,04	15,0	28,9	1,42	0,465	0,38	2,7	7,3	2,3
	Юго-западная котловина	0,60	16,3	37,5	0.68	0,47	0,20	4,2	4.0	7,7
	Юго-восточный перевал	1,67	13,2	22,6	15,6	0,225	0,057	1,0	5,0	
	Северная котловина	1,2	17,0	33,6	0,48	3,2	0,87	7,0	11.9	1,1
	Северный перевал	1,2	10,0	38,5	0,70	5,6	1,2	9,2	2,0	
SU,	Восточная котловина	1,25	28,7	35,5	2,45	1,29	0,57	5,6	з.з	
	Западная котловина	0,88	33,0	31,0	1,32	4,05	1,12	9,45	2,1	1,0
	Юго-восточный перевал	1,8	24,2	29,2	2,55	5,93	1,02	2,0	10,0	
металлов (цинком, свинцом, мышьяком, молибденом, кадмием, таллием, ртутью, золотом);
центральной оксидной зоны — биогенным карбонатом кальция и марганцем; нижней
сульфидной зоны — серой, медью, цинком, свинцом, серебром при относительно низком
содержании кадмия, сурьмы (табл. 11). В целом металлоносные осадки Красного моря
обогащены сравнительно с нормальными осадками этого бассейна и, что более показа-
тельно, глубоководными осадками океана, следующей серией элементов: Fe, Мп, Сорг,
Ba, Zn, Си, Pb, Cd, As, Sb, Ag, Ан, Те, Hg, Mo, U, Li, Ge и, возможно, Ga (табл. 12).
Особый интерес представляют редкоземельные элементы, содержание которых в
металлоносных осадках в несколько раз ниже, чем в «нормальных» красноморских
осадках, и более чем на порядок ниже, чем в осадках океана. При этом отношение
Ce/La в них обычно низкое для осадочных образований и сходно с таковым в океанских
водах, а отношение Tu/Sm, напротив, необычно высокое, что характерно для
гидротермальных образований.
Возраст и темпы накопления металлоносных 1 осадков определялись различными
методами: радиоуглеродным, соотношениями 1JC/ С, 18О/ О, изотопами урана и тория.
По результатам радиоуглеродного датирования семи колонок, за последние 20 тыс.
лет скорости седиментации во впадинах Атлантис-П и Дискавери колебались от 5 до
более 60 см за 1000 лет. Темпы поступления силикатного материала были около 2 см
за 1000 лет, карбонатного биогенного до 8 см за 1000 лет. 11 тыс. лет назад
произошло резкое изменение климата и внедрение рассола во впадину Атлантис-П, но
возраст некоторых прослоев рудного материала 17—20 тыс. лет и более. Возраст
металлоносных осадков, оцененный по различным методам, колеблется от 10 до 26
тыс.лет во впадине Атлантис, до 40 тыс. лет по впадинах Эрба и Нереус и 55 тыс.
лет во впадине Суакин.
Генезис. Металлоносные осадки распространены в регионах с разнообразной
тектонической обстановкой в зарождающихся и молодых рифтах (Красное море,
Калифорнийский и Аденский заливы), низкоспрединговых срединно-океанических
хребтах (Северная Атлантика), средне- и высокоспрединговых хребтах (Восточно-
Тихоокеанское поднятие, Галапагосский рифт), в районах задугового спрединга (западная
часть Тихого океана); известны также многочисленные локальные проявления
металлоносных осадков, связанные с современным и молодым подводным вулканизмом.
По генетическим особенностям металлоносные осадки обычно сопоставляют с
океанскими массивными сульфидами (характеристика
Рис. 29. Схема основных минералообразуюших процессов во впадине Атлантис II (по [2]).
1 — морская вода; II - верхний слой рассолов; III — нижний слой рассолов
п х 10* км
САХ; их 10°км
2800
ВТП: пх 10* - пх 10’ км
п х IO2»
3200
Глубина, м
САХ
2600
Размеры
ореолов
1800
2200
2600,
Направле I
ние при- |
донных
течений
зам

МЕТАЛЛОНОСНЫЕ
I ТИПА I
ОСАДКИ
II ТИПА
ФОНОВЫЕ
ОСАДКИ
Глубина, м
ВТП
1600
Рис. 30. Схема формирования и размеры ореолов металлоносных осадков типов I, II в условиях ВТП и САХ 15]. Жирными стрелка-
ми показано поступление гидротермальных компонентов из адыма курильщика*, тонкими — из плюма, штриховыми поступление
фоновых компонентов
71
которых содержится в следующем разделе). Это справедливо лишь в отношении
сульфидоносных осадков, подобных красноморским. В известной степени разница между
конусом курильщика и сульфидным пластом осадков заключается лишь в условиях
накопления вещества, которые определяются обстановкой разгрузки гидротермальных
растворов. Вероятно, для этих случаев можно предполагать единые источники растворов,
источники металлов, условия миграции и т.д. Различными будут лишь условия
накопления рудного вещества. Минералообразование во впадине Атлантис-П
проиллюстрировано на рис. 29. В то же время металлоносные осадки разнообразны по
составу и, вероятно, бессульфидные осадки, состоящие в основном из гидроксидов железа
и марганца, — имеют другую природу. В общем случае, вероятно, металлоносные осадки
следует подразделить на три группы.
К первой принадлежат сульфидные или сульфидсодержащие осадки, которые в
большинстве случаев относятся к современным аналогам древних колчеданных
месторождений.
Вторая группа — это осадки нонтронитового типа; они сопоставляются с
хлоритолитовыми линзами, подстилающими колчеданные и колчеданно-
полиметаллические залежи.
И, наконец, третья группа — это осадки, состоящие в основном из гидроксидов
железа и марганца. Образование их, скорее всего, можно связать с осаждением вещества,
привнесенного на поверхность морского дна гидротермальными растворами и
претерпевшего длительный перенос в морской воде. Среди них выделяется два типа
осадков [5]: первый (апосульфидный) представлен твердыми продуктами окисления
сульфидных минералов, содержащихся в «дымах курильщиков», второй (первично-
гидроксидный) образуется в ходе осаждения гидроксидной рудной взвеси. Схема
формирования этих типов представлена на рис. 30.
Подробнее некоторые вопросы генезиса гидротермальных металлоносных осадков
рассмотрены в следующем разделе.
Перспективы освоения. В качестве потенциального объекта будущего
промышленного освоения рассматриваются осадки двух красноморских впадин —
Атлантис-П и Дискавери. Реально извлекаемыми были определены запасы в слое жидких
оксидов глубиной 10 м ниже поверхности дна. Общие запасы рудного вещества в
пересчете на сухой вес составляют 83 млн. т, из которых на долю сульфидных осадков
приходится 19 млн. т. Эти осадки заключают в себе 60% общих ресурсов. В 1 т сухого
обессоленного осадка содержится металлов на сумму 30 долларов (в ценах 1967 г.).
Полная стоимость металлов в 10-метровой толще осадков — около 1,5 млрд. дол.
72
Глава 5. МАССИВНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ РУДЫ ОКЕАНА
Сульфидные руды океана — одно из крупнейших открытий последнего времени,
оказавшее существенное влияние на формирование концепции вулканогенного
гидротермального рудообразования. Представления о возможности современного суль-
фидного рудообразования на дне океана первоначально базировались на открытии в 60-е
годы металлоносных осадков и гидротермальных рассолов в пределах Красноморского
рифта, на обнаружении в различных участках океанского дна сульфидной вкрапленности
в базальтах. В начале 70-х годов были сформулированы основные положения концепции
формирования океанической коры в рифтовых зонах океана и связанной с этим процессом
гидротермальной деятельности, что позволило прогнозировать возможные обстановки
современного сульфидного рудообразования. Прогнозы подтвердились в 1978 г.
обнаружением сульфидных построек на базальтах в осевой части Восточно-
Тихоокеанского поднятия в районе 21° с.ш. франко-американско-мексиканской
экспедицией с помощью подводного обитаемого аппарата «Спана». В следующем году
при специальных работах на аппарате «Алвин» неподалеку от этой точки наблюдались
«черные курильщики» — трубообразные конусы сульфидных построек, через которые
поступают гидротермальные растворы, насыщенные взвесью минеральных частиц и
рассеивающиеся в водной среде подобно дыму. Эти находки, несмотря на то, что они
прогнозировались и ожидались, произвели сенсационное впечатление, во многом
благодаря тому, что «черные курильщики» сопровождались уникальным, полностью
независимым от экзогенных источников питания комплексом биоты. В последующие
годы аналогичные явления многочисленными экспедициями различных стран были
обнаружены на многих участках срединно-океанских хребтов Тихого и Атлантического
океанов.
К настоящему времени гидротермальные сульфидные руды, активные и «потухшие»
курильщики выявлены в зоне Восточно-Тихоокеанского поднятия, в районах задугового
спрединга Тихого океана, в Атлантическом океане в пределах Срединно-Атлантического
хребта — всего более чем в 50 районах (рис. 31).
73
Рис. 31. Схема гидротермальной рудонос: ности Мирового океана (по И.Грамбер-
гу и др„ 1990).
7 — океанические и межконтинентальные рифты, направления и полные скорос-
ти спредкнга (см/год); 2 — активные участки трансформных разломов; 3 —
зоны субдукпии; скопления массивных сульфидных (колчеданных руд): 4 —
осевых частей океанических рифтов, лишенных рифтовых долин, 5 — рифто-
вых долин, преимущественно краевых частей (а — на базальтах, б — на осадках);
6 — приосевых рудоносных гор; 7 — межконтинентальных рифтов (на осадках);
S — тыловодужных рифтов; 9 — стратиформные залежи; 10 — контуры металло-
генических мегапоясов и поясов; металлогенические пояса: I — Средин но-Атлан-
тический, II — Восточно-Тихоокеанский (пояса: Па ~ Северо-Американский,
Пб — Латиноамериканский, Пв — Галапагосский), III — Западно-Тихоокеанский,
IV — Красноморско-Индоокеанский (пояса: IVa ~ Красноморский, ГУб —
Центральноиндоокеанский, IVb — Восточно-Индоокеанский); рудные районы:
САХ - 1 - 26* с.ш. (ТАГ), 2 - 24,5" с.ш., 3 - 23" с.ш. (МАРК), 4 - 15' с.ш.; 5 -
хр. Эксплорер, 6 — хр. Эндевор; хр. Хуан-де-Фука — 7 — 46' с.ш., 8 — 44" с.ш.;
9 — хр. Горда, 10 -- Калифорнийский зал.; ВТП — 11 - 21' с.ш., 12 — 13' с.ш.,
13 - 11-12’ с.ш., 14 - Г с.ш., 15 - 17-20' ю.ш., 16 - 21-22’ ю.ш., 17 -
23' ю.ш., 18 — 26’ ю.ш., 19 — Галапагосский хр., 20 — Красное море, 21 — трог
Окинава, 22 — Марианский трог, 23 — впад. Манус, 24 — трог Лау
Массивные сульфидные руды образуют холмы и конусовидные постройки
высотой до первых десятков метров и массой до нескольких тысяч тонн. Рудные тела
являются продуктами разгрузки рудообразующих гидротерм и располагаются над устья-
ми каналов, по которым гидротермы поступают на морское дно. Будучи приуроченными
к протяженным трещинам, зоны разгрузки часто формируют ряды, цепочки конусов,
труб, которые иногда, срастаясь, образуют своеобразные стенки.
Центральная часть конусообразных построек представляет собой продолжение
канала разгрузки и выполнена наиболее поздними рудными массами, сложенными
сульфидами меди и цинка.
74
Рис. 32. Последовательность формирования гидротермальных сульфидных постро-
ек в осевой и приосевой частях ВТП в районе 12—50' с. ш. (Hekinian, Fouquet,
1985 из [9]).
I _ просачивание низкотемпературных гидротермальных растворов через трещины в лопастных лавах; П — разгрузка
высокотемпературных (320—350° С) гидротерм через трубы, построенные в основном сульфидами меди и ангидритом
(У). Срастание отдельных труб приводит к образованию более крупных сооружений. Из просачивающихся через них
гидротермальных растворов (2) осаждаются низкотемпературные (< 200° С) фазы сульфида цинка (3) и железа вокруг
трубок животных (Alvinella) (4). В результате движения горячих гидротермальных растворов по трещинам фундамента
формируется штокверковая сульфидная минерализация (5); III — уменьшение интенсивности и локализованное™
гидротермальной активности (У) вследствие заполнения пространства пор. В местах локализованных выходов гидротерм
образуются трубы из сульфида цинка (2). Увеличение роли диффузии гидротермальных растворов приводит к формирова-
нию внутри основной постройки зональности минералообразования. В центре формируются сульфиды меди (3), далее —
сульфиды цинка и железа (4), ближе к краю — колломорфные сульфиды железа (5); IV а — разрушение сульфидных
построек в процессе спрединга (/) и образование нормального сброса (2). В осевой части грабена может начаться новый
цикл гидротермальной активности (3). Гидротермальная деятельность может возобновиться и в местах активного сбро-
сообразования (2); IV б — внеосевая гидротермальная активность и связанное с ней возобновление разгрузки рудных
компонентов. Линзообразные тела рудного вещества, перекрывая друг друга, образуют более крупные сооружения
массивных сульфидов по сравнению с телами, сформировавшимися в осевых центрах спрединга. В пределах таких
сооружений массивных сульфидов обычно не наблюдается зональности распределения минеральных фаз. Они построены
высокотемпературными фазами, богатыми медью (У), рассеянными более заметными низкотемпературными фазами
минералов железа (2), а также штокверками (3)
75
Рис. 33. Строение активной гидротермальной постройки по данным бурения
(Humphris et al., 1995, по Ю. Богданову, 1997).
Брекчии: I — пиритовая; 2 — пирит-ангидритовая; 3 — пнрит-кремнисто-ангид-
ритовая; 4 — пирит-кремнистая; 5 — окремненных базальтов, 6 — хлоритизиро-
ванных базальтов; 7 — базальты
Здесь в существенных количествах нередко отлагается ангидрит, присутствуют фазы
кремнезема. Затем следуют три зоны, образовавшиеся в результате просачивания
гидротермальных растворов сквозь стенки трубы: внутренняя высокотемпературная
пирит-халькопиритовая, средняя пирит-сфалеритовая, внешняя низкотемпературная,
сложенная пиритом, марказитом, колломорфным пиритом, кремнеземом. По периферии
холмов распространены шлейфы осадков, возникших в результате осаждения и окисления
рудной взвеси из «черных дымов» — гидроксидов железа с реликтами зерен пирротина,
пирита и сульфидов цинка. Особенности строения и формирования подобных
сульфидных построек хорошо видны на примерах, изученных Р. Хекинианом и др.
(рис. 32).
Рис. 34. Типы гидротермальных построек Южного трога впадины Гуаймас (по (91)
76
Конусовидным сульфидным постройкам характерна «корневая» система. По
данным бурения в гидротермальном поле ТАГ (21° с.ш. Срединно-Атлантический
хребет), брекчированные, гидротермально измененные, минерализованные базальты под
цоколем одной из построек прослежены на глубину 125 м (рис. 33).
Нередко сульфидным постройкам свойственна форма труб, колонн и пагод
высотой до 10—30 м, возвышающихся на конических цоколях диаметром от 1—3 до 10—
15 м. Причудливая форма построек обусловлена находящимися на их стенках бакте-
риальными матами, скоплениями вестиментифер (рис. 34).
Реже встречаются, но видимо, также достаточно широко распространены
плащеобразные покровы массивных сульфидных руд мощностью 1—10 м. Масса
некоторых скоплений подобного рода достигает 2 млн. т. На подводных горах вблизи
рифтовых зон известны плотные валуноподобные сульфидные образования. Встречаются
глыбовые развалы руд, образовавшиеся, очевидно, за счет разрушения как трубок
курильщиков, так и массивных образований.
Гидротермальное оруденение широко развито не только на поверхности дна, но и,
судя по данным бурения, в верхней части второго слоя океанической коры. Оно проявлено
дендритами гидроксидов Fe и Мп, вкрапленностью, прожилками кальцита, сульфидов
(пирит, халькопирит) и самородной меди.
Тектоническая позиция оруденения. Сульфидные руды локализуются в осевых зонах
срединно-океанических хребтов, в межконтинентальных и задуговых рифтовых зонах.
Большинство известных рудных полей находится в Тихом океане: на Восточно-
Тихоокеанском поднятии (21° с.ш.; 9—12° с.ш.; 6—8° с.ш.; 17—18° ю.ш.; 20—22° ю.ш.),
Галапагосском хребте, хребтах Эндевер, Хуан-де-Фука, Горда. В Атлантике выявлено 6
рудных объектов: гидротермальные поля ТАГ, Брокен Спур, Снейк Пит, МАРК, 14°45'
с.ш. и др.
В рифтовых зонах Индийского океана массивные сульфидные руды на поверхности
дна не обнаружены, однако широко развиты проявления прожилково-вкрапленного
сульфидного оруденения и металлоносные осадки.
Массивные сульфидные руды в виде конусовидных или трубообразных построек,
плащеобразных залежей образуют обычно скопления — своеобразные рудные поля.
Каждое из них состоит из многочисленных крупных и мелких построек, некоторые
находятся в стадии рудообразования. В одних случаях они разобщены и расстояния
между ними достигают 500 м и более, в других — располагаются группами
сближенных, иногда сросшихся построек, образующих залежи длиной 300—1000 м,
шириной 50—200 м, высотой 20—50 м. Протяженность рудных полей от 1 до 4—7 км,
ширина их от 300 м до 1—1,5 км.
Рудные поля обнаруживают отчетливую приуроченность к различным вулкано-
тектоническим структурам: линейным вулканам осевых сводов срединно-океанических
хребтов, прибортовым зонам осевых грабенов, вулкано-тектоническим поднятиям осевых
долин, кальдерам вулканов центрального типа и др.
В осевой части ВТП, в районе 13° с.ш., известно около 80 индивидуальных
сульфидных проявлений, в 24 из них рудообразование продолжается в настоящее время.
По материалам «Южморгеология», в этом районе выделяется два рудных поля, при-
уроченных к двум кулисам осевого грабена (рис. 35). Сульфидные постройки
преимущественно медно-цинкового состава — «черные курильщики», поля массивных
сульфидов, а также глыбовые развалы руд располагаются в пределах осевых грабенов
гребневой зоны ВТП. Они тяготеют к трещинам в базальтовых лавах и образуют
ряды вдоль осей рифтов. Руды отсутствуют в зоне кулисообразного сочленения
грабенов, где каждый из них вырождается в систему трещин, между которыми выде-
ляется локальная впадина.
Крупные скопления гидротермальных сульфидов в Галапагосском рифте
локализованы в районе развития двух рифтовых долин — северной долины основного
77
рифта и южной долины «перескочившего» рифта, расстояние между которыми около 2 км
(рис. 36). К горсту, разделяющему долины, приурочены сульфидные
Рис. 35. Батиметрическая карта участка ВТП района 13* с.ш. (по материалам
«Южморгеология»).
1 — осевой грабен; 2 — уступы высотой более 10 м; 3 — области развития дву-
слойного разреза фундамента; 4 — изученные сульфидные проявления — «чер-
ные курильщики*
78
Рис. 36. Структурная схема Галапагосского рифта в районе 85‘50’ з. д. (из [9])
тела, располагающиеся вдоль сбросов, ограничивающих горст. Одно из наиболее крупных
сульфидных образований расположено вдоль северной границы южной рифтовой долины
и представляет собой стену сросшихся сульфидных труб высотой до 35 м, шириной
свыше 20 м и длиной до 500 м.
Другие рудопроявления Галапагосского рифта также приурочены к зонам разломов в
краевых частях рифтовых долин. Рудам этого района свойственна медная специализация.
Сульфидные постройки обнаружены также на подводных горах вблизи осевой части
ВТП (21 и 13° с. ш.). Горы представляют собой вулканы центрального типа высотой 350—
600 м. Рудные тела небольшие конусовидные (1—3 м) и покровного типа. На
стенках кратера и у подножия вулканических гор из-под осадочного покрова
обнажаются также округлые глыбы очень плотных кристаллических сульфидных руд
размером 1—10 м. Известные руды пририфтовых вулканических гор сложены главным
образом сульфидами Fe и Си. В районе 13° с.ш. они отличаются повышенным (до 1%)
содержанием Со.
В центральной части хр. Хуан-де-Фука сульфидные постройки зафиксированы в
кальдере подводной горы, расположенной непосредственно на оси хребта. Конические
постройки на дне кальдеры сложены сульфидами цинка [4].
Сульфидные постройки рудных районов Срединно-Атлантического хребта
располагаются как в осевой зоне рифтовой долины, так и в ограничивающих ее
уступах. Рудные поля обычно представлены группами разобщенных холмовидных
построек размером в десятки и сотни метров в основании и высотой до 30—70 м.
Расстояние между отдельными постройками 500—2000 м. Руды преимущественно медной
специализации (Андреев и др., 1998).
К зонам активных трансформных разломов Романш и Вима в Атлантике приурочены
рассеянная и жильная пирит-халькопиритовая минерализация в хлоритизированных
метабазальтах. В зоне разлома Романш в 30 км от оси Срединно-Атлантического хребта
были обнаружены сульфидные конкреции.
79
Существенно отличаются от проявлений СОХ рудные поля в приконтинентальных
рифтовых хребтах и задуговых бассейнах.
Наиболее известны рудные поля на вершинах подводных вулканов, вблизи
побережий и в лагунах вулканических островов в юго-западной части Тихого океана.
Они характеризуются крупными и весьма крупными залежами руд, в которых
сочетаются сульфидные постройки (холмы и трубообразные тела) и стратиформные тела
сульфидсодержащих осадков. Основное же отличие этих проявлений заключается в
высоком содержании свинца (до 8—20%) в рудах. Эти руды наиболее близки колчеданно-
полиметаллическим рудам рудноалтайского или куроко типов.
Минеральный состав сульфидных руд гидротермальных построек весьма
разнообразен. Наибольшим развитием пользуются пирит и марказит (около 50%),
сульфиды цинка (около 34%), меденосные фазы (около 16%). Пирит, марказит,
пирротин, сфалерит, вюртцит, халькопирит, кубанит являются главными минералами руд.
Изредка встречаются галенит, арсенопирит, никелин, молибденит, теннантит, минералы
серебра, самородная медь, золото и др. Помимо минералов, образованных в результате
взаимодействия гидротермальных растворов с морской водой, широко распространены
продукты окисления руд — ковеллин, борнит, халькозин, разнообразные сульфаты меди
и железа — бонатит, халькантит, атакамит, замещающие сульфиды. В изобилии
присутствуют оксиды и гидроксиды железа. Из нерудных минералов наиболее широко
распространены ангидрит, опал, присутствуют барит, самородная сера,
монтмориллонит, тальк, аолинит и др. В составе сульфидных построек района 13° с. ш.
ВТП было обнаружено 47 минералов.
Особенностью многочисленных сульфидных проявлений является наличие
трубчатых каналов в рудной массе, которые обусловлены присутствием полихет и
вестиментифер, в различной степени замещенных сульфидами и нерудными минералами.
Остатки червей — характерная особенность едва ли не всех известных сульфидных
проявлений. Эти организмы в изобилии присутствовали на постройках. По данным
опробования и теленаблюдений (13° с. ш. ВТП, НИС «Геленджик», 1991 г.), от вершин
курильщиков к основанию возрастает степень замещения оболочек вестиментифер
сульфидами. У вершины конуса эти оболочки не изменены и сохраняют
эластичность, тогда как в нижней части и внутри конуса они замещены сульфидами
и даже внутренние части их трубок бывают заполнены сфалеритом или халькопиритом.
Надо заметить, что образование сульфидов во внутренних полостях трубок червей, по-
видимому, определяется интенсивным замещением остатков трофосомы, благодаря тому,
что эта ткань насыщена сульфатредуцирующими бактериями. Это обстоятельство может
служить причиной обнаружения и самородной серы. Своеобразным симбиозом червей
с бактериями скорее всего можно объяснить и широко развитые бактериоморфные
выделения сульфидов.
В составе руд курильщиков выделяется несколько минеральных ассоциаций —
продуктов различных процессов: первичные минералы, отлагавшиеся из гидротерм и
замещавшие остатки фауны; минералы, образовавшиеся в результате подводного окис-
ления сульфидов; минералы нормальной седиментации, в том числе ассоциации
железо-марганцевых конкреций.
Текстурно-структурные особенности изученных сульфидных проявлений в основном
определяются развитием сульфидов по остаткам вестиментифер, полихет и другой фауны;
широко развиты также бактериоморфные микроструктуры (рис. 37, 38).
Довольно интенсивно проявлены процессы окисления, в составе их продуктов
наряду с оксидами и гидрооксидами железа в значительных количествах присутствуют
водные сульфаты железа и меди, хлориды и др.
После затухания активной гидротермальной деятельности курильщиков они, помимо
окисления, подвергаются процессам образования железо-марганцевой минерализации,
которая вместе с процессом седиментации представляет собой, по-видимому,
80
естественный фон, на котором возникновение курильщиков является кратковременным
частным эпизодом.
Обобщение данных по преобладающим разновидностям океанских сульфидных руд
(включая сульфидные фации впадины
Рис. 37. Строение руд курильщиков района 13° с.ш. ВТП (фотографии анагли-
фов, ув 48).
А замещение пиритом тонкослоистой, местами расслоенной кутикулярной
оболочки вестиментиферы; Б — сложный рисунок пиритовых обособлений,
наследующих кутикулярный слой и ткани (?) вестимснтиферы; В — колло-
морфный пирит и реликт многослойной оболочки, Г — дендритоподобная струк-
.	тура сфалерита
Атлантис-П в Красном море) позволило дать примерную оценку их общего состава
по главным регионам распространения (табл. 12). Для руд района 21° с.ш. ВТП,
Хуан-де-Фука и сульфидных фаций металлоносных осадков Красного моря наиболее
характерна цинковая минерализация; для руд района 13° с.ш. ВТП,
Галапагосского района и САХ — медная; для руд трога Окинава (задуговый
спрединг) — свинцово-цинковая и золото-серебряная.
Содержание РЗЭ в сульфидных рудах значительно ниже по сравнению с наиболее
распространенными породами земной коры. В пиритовой и высокотемпературной
халькопиритовой фазах руд ВТП (13° с. ш.) были обнаружены значительная по-
ложительная европиевая аномалия и отрицательная цериевая аномалия, видимо,
отражающие состав рудного флюида. Те же особенности распределения РЗЭ были
отмечены позднее в относительно
81
Рис. 38. Бактериоморфные образования пирита. Электрон ном и крое конические
снимки. Образцы руд курильщиков 13“ с. ш. ВТП
а, б, в — бактериоморфные глобулы пирита на стенках и во внутренних
полостях всстимснтифер, г — слой кутикулярной оболочки, замещенной пиритом
и покрытой гроздьевидными глобулами
низкотемпературных баритах (температура образования 130—210°), сопутствующих
сульфидным рудам трога Окинавы в северо-западной части Тихого океана.
Рост сульфидных построек происходит достаточно быстро. По данным Р. Хекиниана и
других, сульфидные постройки в рифтовой зоне Восточно-Тихоокеанского поднятия
сформировались менее чем за 100 лет. Согласно наблюдениям, за 5 дней вырастает
цилиндрическое тело диаметром 10 см на высоту 40 см при средней плотности 2,9
г/см3, т.е. ежедневно отлагается 1,6 кг рудного материала. Конические сульфидные
сооружения с основанием диаметром 6 м и высотой 3 м, массой около 41 т,
сформировались за 70 лет.
Генезис придонных сульфидных построек. Большинство исследователей,
изучающих современные проявления сульфидных руд, приходят к выводу о
решающей роли в их формировании
Таблица 12
Среднее содержание.рудных элементов в океанских сульфидах
(по Г. Батурину, 1993)
Элемент	Восточно-Т нхоокеан- скос поднятие		Галапагос- ский рифт	Хребет Хуан-Де- Фука	Трог Окинава	Срединно- Атланти- ческий хребет	Впадина Атлантис’!!, Красное море
	2Г с.ш.	13’ с.ш.					
Fe, %	13,9	35	38	8	8	27,3	29
Си	0,6	10	6,5	0,2	2,0	10,6	0,8
Zn	40,8	0,62	1,0	54	24	2,6	3
РЬ	0,05	0,009	0,0215	0,25	14,8	0,1040	0,08
Cd, г/т	500	9	40	775	780	—	30
Со	100	100	250	15	—	25	100
Ag	380	8	20	260	2430	300	54
Аи	0,2	0,06	0,2	0,1	4	—	0,05
Pt	0,002	0,2	0,005	0,005	—	—	
82
конвекции морской воды в трещинных системах дна. Конвективная (рециклинговая)
модель формирования месторождений базируется на предположении о выщелачивании
рудных компонентов из пород морского дна циркулирующей морской водой,
нагреваемой вблизи магматических очагов. Согласно этой модели, рудообразующие
растворы соответствуют по общей минерализации обычной морской воде; насыщение их
рудным веществом происходит за счет выщелачивания компонентов из базальтов при
конвективной циркуляции морской воды по проницаемым зонам трещиноватости вблизи
магматического очага (рис. 39).
Поскольку есть все основания рассматривать современные сульфидные руды океана
аналогами древних колчеданных месторождений, рециклинговая модель
распространяется и на эти объекты. Однако, несмотря на очевидную популярность и не-
сомненную привлекательность по ряду позиций, конвективная (рециклинговая) модель
не способна удовлетворительно объяснить ряд фундаментальных положений как
современного, так и древнего колчеданообразования, в частности:
1) закономерную связь состава руд месторождений с петрохимическими
характеристиками рудоносных формаций и комплексов, с особенностями эволюции
вулканизма;
2) вертикальную зональность и самих рудных залежей, и
чередующихся в разрезах формаций рядов месторождений.
Гидро/пгрнаммый
рост iop
со,
№

Могмапччоглий oval
Рис. 39. Схема процессов рудообразован ия в океанской высокотемпературной гидротермальной системе (по [5])
Одна из основных проблем генезиса колчеданно-полиметаллических месторождений
— проблема источника рудного вещества. Согласно рециклинговой модели, рудное
вещество выщелачивается циркулирующей системой из подстилающих пород —
применительно к океанским гидротермальным системам — из базальтов. При этом
нисходящие потоки морской воды, достигая глубинных зон, вследствие нагревания и
реакций с вмещающими породами превращаются в гидротермальные растворы, вы-
83
носящие на поверхность морского дна материал, необходимый для создания
колчеданных залежей (см. рис. 39). Более того, предполагается, что состав сульфидных
руд при этом зависит не столько от исходного состава гидротерм, сколько от соотно-
шения объемов контактирующих фаз на геохимическом барьере вода—порода (Грамберг,
Андреев, 1996).
Подобный механизм формирования океанских рудоносных гидротерм противоречит
некоторым фактам.
Во-первых, конвективная система при своем функционировании производит не
избирательное выщелачивание, проникая сквозь поры породы и охватывая огромные
массы пород, а в основном использует трещинные проницаемые зоны, распространяясь по
проницаемым «водоносным» породам, минуя водоупоры — каковыми и являются
базальты.
Во-вторых, циркулируя по трещинным и проницаемым зонам, вода (растворы)
прорабатывает каналы, растворяя всю массу породы, доказательством чего могут служить
неоднократно наблюдаемые факты выщелачивания базальтового стекла в образцах,
поднятых на 13° с.ш. ВТП. Это своеобразный карст.
В-третьих, исследования, в частности, проведенные В. Курносовым (1986), показали,
что в результате взаимодействия морской воды с базальтами и изменений в них,
которые вызывает это взаимодействие, из базальтов выносятся огромные массы
петрогенных компонентов — кремния, алюминия, железа, магния, кальция, натрия и др.
Количества выносимых компонентов измеряются сотнями килограммов из каждого
кубического метра. На этом фоне выносимые из базальтов количества рудных компо-
нентов являются ничтожно малыми. Кстати, вынесенное из базальтов вещество
является существенным вкладом в формирование осадков океана.
Таким образом, нормальное функционирование конвективных систем должно
приводить к выносу в основном петрогенных компонентов.
Поэтому океанские гидротермальные системы не являются производными
конвективной циркуляции: их отличает высокое содержание рудных и некоторых других
компонентов.
Это подтверждается данными по составу вулканических эксгаляций, которые
показывают, что конденсаты вулканических газов и глубинные гидротермы, в меньшей
степени разбавленные метеорными или морскими водами, заметно обогащены рудными
компонентами по сравнению с океанскими гидротермами. Среди рудных компонентов в
них значительная роль принадлежит меди и цинку, тогда как в гидротермах существенно
преобладает железо (в данном случае — петрогенных компонент). Да и по
относительному составу петрогенных компонентов эти образования отличаются от
гидротерм большим содержанием магния и кремния.
Таким образом, альтернативой модели выщелачивания может быть модель
разбавления магматического флюида циркулирующими подземными водами, в том числе
и водами конвективных систем (или в ином варианте — обогащения конвективных вод
магматическим флюидом).
Согласно данным А. Маракушева и Н. Безмена, ювенильная природа
высокотемпературных гидротермальных струй океана (черные курильщики) доказывается
изотопными данными по сере, свинцу, стронцию, а также обогащенностью их легким
изотопом гелия, радоном, литием, калием, рубидием, водородом, метаном,
сероводородом, углекислотой, барием, стронцием.
В последнее время появляется все больше сведений об участии эндогенного
материала в формировании современных гидротермальных систем. Анализ имеющихся
данных по северной части Восточно-Тихоокеанского поднятия подтверждает эту кон-
цепцию. Получены свидетельства того, что различия в составе руд выявленных здесь
сульфидных построек обусловлены формированием их в результате функционирования
самостоятельных гидротермальных систем, которые генерируются автономными маг-
матическими очагами. Отчетливо проявлена петрохимическая неоднородность базальтов в
различных сегментах рифтовой зоны, характеризующихся наличием изолированных
магматических камер.
84
Изложенные факты и соображения позволяют предложить эволюционную схему
модели формирования сульфидных залежей, которая в общих чертах сводится к
следующему.
Вероятно, на ранних этапах в гидротермальный процесс вовлекаются метеорные и
захороненные воды, разогретые тепловым потоком вулканических очагов и флюидными
эманациями. Эти системы могли в отдельных случаях функционировать по механизму
конвективных ячеек и обеспечивать интенсивное выщелачивание пород с выносом
больших масс кремнезема, глинозема и др. Позднее, когда каналы циркуляции хорошо
проработаны растворение и вынос петрогенных компонентов резко
Таблица 13
Потенциальные ресурсы массивных сульфидных руд
и содержащихся в них металлов некоторых объектов Мирового океана
(по С. Андрееву и др., 1998)
Рудные районы (поля)	Масса руды, млн т	Ресурсы металлов, тыс. т				
		Си	Zn	РЬ	Ag*	Аи*
ВТП, 13° с.ш.	5,8	166,0	504,2	0,7	466,5	0,5
Галапогосскмй хр.	10,0	380,0	88,0	—	280,0	1,1
Хр. Эксплорер	3,0	153,3	272,2	—	6120,0	6,42
Впадина Гуай мае	2-3,0	13,7	29,8	—	37,5	0,2
Хр. Хуан-де-Фука	4,8	32,8	190,2	—	208,7	0,59
САХ, 24“ с.ш. (ТАГ)	14,5	1141,2	488,7	—	1029,0	33,5
САХ, 24“ с.ш. (МАРК)	2,4	430,0	96,0	—	108,0	24,0
* Ag и Au — в тоннах.
слабеет и усиливается роль магматических флюидов — происходит вынос рудных
компонентов.
Имеющиеся материалы свидетельствуют о ювенильном источнике основных
рудообразующих компонентов, формирующих придонные сульфидные постройки и
древние колчеданно-полиметаллические месторождения.
Перспективы освоения. Общие ресурсы океанских сульфидных руд оцениваются
по-разному. По данным С. Андреева и др. (1998), потенциальные ресурсы океана в
сравнении с ресурсами суши составляют: меди около 20%, цинка 25—30%, серебра
превосходят в 1,5—2 раза, золота достигают одной трети.
По Г. Батурину, ресурсы меди в сульфидных рудах океана, известных в 1987 г.,
оценивались в диапазоне от 5 до 216 млн. т, цинка — от 11 до 518 млн. т, что достигает
при максимальном значении соответственно 14 и 29% мировых запасов на континентах.
Сведения о ресурсах отдельных объектов скудны и противоречивы. Наиболее
крупная Галапагосская рудная залежь оценивается в 25 млн. т. Данные по другим
скоплениям сульфидных руд приведены в табл. 13.
Как видно из приведенных данных, наибольшие перспективы в пределах
Международного района морского дна имеет Центрально-Атлантическая провинция
(осевая зона САХ между 15 и 26° с. ш.). Здесь сосредоточены наиболее крупные
рудные тела; с этой провинцией связываются перспективы увеличения ресурсов меди и
золота. В силу приоритета открытий, на приобретение участков в указанной зона с
наибольшей вероятностью могут рассчитывать Россия, США и Франция (Глумов и др.,
1997). Это тем более важно, что в пределах 200-мильной экономической зоны России
значительных колчеданных проявлений не обнаружено. Определенные перспективы
связываются с Командоро-Курильским регионом, в первую очередь с западной частью
Алеутской островной дуги. Масса вероятной руды оценивается приблизительно в 282 млн.
т, с содержанием около 33 млн. т цинка, 2 млн. т меди, 32 тыс. т серебра, 3 тыс. т кобальта
85
и никеля, а также 240 т золота, валовая стоимость которых составляет порядка 60 млрд,
дол. (Глумов и др., 1997).
Перспективы промышленного освоения сульфидных руд пока неясны. Может быть в
XXI в. они будут рассматриваться как новые источники минерального сырья.
Предварительные расчеты показывают, что при гипотетической разработке океанских
сульфидов в объеме 1,5 млн. т руды в год количество извлеченных металлов могло бы
составить по отношению к мировой добыче 0,5—5% цинка, 0,5—2% серебра и 0,5—1%
меди, что ставит эти руды по их возможному потенциалу в один ряд с
железомарганцевыми конкрециями и корками.
86
Глава 6. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ПРИБРЕЖНЫХ РОССЫПЕЙ
Среди полезных ископаемых океана морские россыпи по экономическому значению
занимают второе место после углеводородов. Подводные и прибрежные россыпи
обеспечивают 7% мировой добычи из россыпей, а для олова их доля составляет 20%.
Прибрежные россыпи разнообразны по составу. Большим распространением
пользуются титано-циркониевые россыпи — уникальные скопления минералов титана
(ильменит, рутил, лейкоксен) и редких земель (циркон, монацит и др.), как правило, не
образующих промышленных скоплений в других геологических условиях.
Промышленное значение имеют россыпи магнетита и титаномагнетита,
распространенные в областях базальтового и андезитового вулканизма.
Непосредственную связь с коренными источниками обнаруживают россыпи касситерита,
золота и платины, алмазов. Разрабатываются также россыпи фаната, силлиманита,
ставролита, кианита и других минералов, представляющих собой акцессории
изверженных и метаморфических пород.
По времени образования прибрежно-морские россыпи разделяются на древние и
современные. Возраст кайнозойских россыпевмещающих толщ — от эоцена до голоцена,
наиболее часты плейстоцен-голоценовые продуктивные горизонты. По условиям
формирования выделяют россыпи пляжей, баров, кос, береговых валов, лагун, дельт,
подводного склона и др. Некоторые россыпи приподняты над уровнем моря, другие
относятся к числу подводных или затопленных морем. Среди последних встречаются
элювиальные, делювиальные, аллювиальные и другие, оказавшиеся на дне моря в
результате подъема уровня Мирового океана в послеледниковую эпоху. Современные
пляжевые россыпи приурочены к зонам воздействия волнений, приливов и отливов,
донных течений. Россыпи характеризуются значительной протяженностью, относительно
небольшой шириной (порядка десятков метров), невыдержанными мощностями и
содержанием тяжелых минералов. Существенное значение имеют также россыпи
дельтового типа. Минеральный и гранулометрический состав прибрежных россыпей
определяется типом коренных источников и геологической обстановкой образования
россыпей.
Источником минералов для титано-циркониевых россыпей служат древние глубоко
метаморфизованные чарнокитовые комплексы, включающие базит-гипербазитовые
породы, граниты, чар но киты и т.д. При этом прямая связь первоисточника и россыпи
обычно отсутствует: россыпи формируются из промежуточных коллекторов —
обломочных толщ, образовавшихся при денудации коренных пород и подвергавшихся
неоднократному перемыву и переотложению, что способствовало обогащению рыхлой
массы рудными минералами. Кроме этого, к числу основных источников обломочного
материала морских россыпей относятся: продукты выветривания докембрийских и
палеозойских кристаллических и осадочных пород, переносимые в море реками (Индия,
Восточная Австралия, США, шт. Флорида); продукты размыва отложений ледникового
происхождения, залегающих на дне или в прибрежной зоне моря (Балтийское море,
шельфовая зона Аляски); продукты абразии эффузивно-туфовых толщ (Япония, Новая
Зеландия). Источником для формирования береговых россыпей золота и касситерита
служат минерализованные, оруденелые жилы, штокверки, скарновые и грейзеновые зоны,
приуроченные к кислым интрузиям мезозойско-кайнозойских складчатых поясов. В
редких случаях фиксируются промежуточные коллекторы. Частицы золота, платины и
касситерит не выдерживают длительного переноса, неустойчивы при многократном
переотложении, поэтому золото- и оловосодержащие россыпи в береговой зоне
сохраняются при условии их быстрого захоронения. Наибольшее промышленное значение
имеют россыпи этих металлов аллювиального генезиса, сохранившиеся в затопленных
долинах на шельфах Индонезии, Таиланда, США (Аляска) и др.
87
Промышленная разработка в наиболее крупных масштабах ведется на титано-
циркониевых и оловоносных россыпях. Замечательной особенностью прибрежных
россыпей (кроме оловоносных) является их восстанавливаемость после отработки в тече-
ние нескольких штормовых сезонов, благодаря чему истинные запасы могут оказаться в
несколько раз больше, чем устанавливается при их первой разведке. Другой важной
особенностью является высокое качество руды, обусловленное большей чистотой рудных
минералов, что является результатом длительного переноса и перемыва прибоем в месте
отложения.
В настоящее время разработка прибрежных морских россыпей в крупных масштабах
ведется в Австралии, Индии, Шри-Ланка, Индонезии, Таиланде, Малайзии, Новой
Зеландии, США, Бразилии, ЮАР и др. В небольших размерах прибрежные россыпи
разрабатываются почти во всех приморских странах, в том числе европейских.
Комплексные титано-циркониевые россыпи. Как уже отмечалось, они по составу
сырья не имеют аналогов среди других генетических типов месторождений на суше.
Наиболее крупными месторождениями этого типа располагает Австралия. Вдоль вос-
точного побережья материка в зоне тянется полоса длиной более 1000 км плейстоцен-
голоценовых террас, пересыпей, лагун, дюн, отмелей, баров, пляжей, содержащих
продуктивные тела длиной до 150—200 м , шириной 10—15 м, мощностью до 1—2 м.
Подводные россыпи прослежены в море до глубин 25 м при удалении от берега на 2—3
км. Основные минералы россыпей — ильменит, рутил, циркон. В наиболее богатых телах,
ныне преимущественно отработанных, концентрация рудных минералов составляет от 40
до 80% (вес). В настоящее время предпринимается разработка россыпей с малым
содержанием (1—2%) тяжелых минералов. Пляжевые и донные россыпи известны также
на юго-западном побережье Австралии.
Промышленные запасы тяжелых минералов в Австралии в 1994 г. составляли (млн.
т): ильменита 67,6, рутила 9,4, циркона 11,5, монацита менее 0,3.
Индия обладает крупнейшими в мире запасами титано-циркониевых руд в
прибрежных россыпях, отличающихся высоким качеством сырья. Месторождения,
расположенные на юго-западном, южном и юго-восточном побережье полуострова
Индостан, связаны с системами морских плейстоцен-голоценовых террас на суше (до
уровня 80—100 м) и на дне акватории (до -55—90 м), а также с пляжами, барами,
лагунами, дюнами, дельтами рек. Продуктивные горизонты в длину достигают
нескольких километров, при ширине в десятки и сотни метров. Мощность варьирует от
сантиметров до 2—3 м. Россыпи характеризуются достаточно высоким содержанием
монацита (от 2—5 до 40—60% тяжелой фракции).
Главным источником тяжелых минералов россыпей Индии являются чарнокиты и
метаморфические породы гранулитовой фации, а также траппы, подвергшиеся
латеритному выветриванию.
Общие запасы тяжелых минералов в Индии оцениваются (по состоянию на 1993 г.): по
ильмениту 55 млн. т, по рутилу 4,7 млн. т. Запасы циркона и монацита составляли в 1982
г. соответственно 7 и 2 млн. т. В Шри-Ланка россыпи с ильменитом, рутилом, цирконом,
монацитом образовались за счет чарнокитов и гнейсов. Запасы ильменита составляют 6,8
млн. т, рутила — 0,8 млн. т.
Вдоль западного побережья Новой Зеландии имеются россыпи ильменита,
титаномагнетита, магнетита с цирконом, монацитом, шеелитом, золотом. Рудные тела
располагаются в надводных (150—170 м) и подводных (до -50—70 м) террасах, дюнах и
на современных пляжах. Промышленные концентрации золота в россыпях связаны с
разрушением месторождений золотокварцевой формации. Промежуточные коллекторы —
нижнемеловые и палеогеновые золотоносные конгломераты, аллювий и ледниковые
образования палеогена, неогена и плейстоцена.
На побережье Японии распространены преимущественно россыпи магнетита и
титаномагнетита, разрабатывающиеся для нужд черной металлургии.
88
Магнетитовые, титаномагнетитовые, иногда хромитовые и золотые россыпи
известны на побережьях и шельфе ряда островных государств в Тихом океане —
Филиппинах, Фиджи, Новых Гебридах и др. В ряде стран велись их разработки, масштаб
которых был невелик.
Промышленно ценные титано-циркониевые россыпи имеются на побережьях
Шаньдунского и Ляодунского полуостровов. Ильменит-рутил-цирконовые россыпи,
местами с монацитом или магнетитом, распространены в прибрежных странах Африки. В
ЮАР разведана одна из крупнейших в мире комплексных россыпей Ричардс-Бей. Она
приурочена к древней террасе на высоте 20—30 м, ее длина 17 км, ширина до 2 км. В
россыпях ЮАР содержится 2 млн. т ильменита, 0,2 млн. т рутила и 0,1 млн. т циркона. В
настоящее время страна дает около 17% мировой добычи ильменита и рутила.
Крупные месторождения известны в Сьерра-Леоне, Мозамбике, Египте.
Комплексные россыпи ильменита и магнетита с цирконом, рутилом, золотом,
платиной, монацитом, ураноторитом, иногда хромитом располагаются вдоль западного
побережья Северной Америки. На восточном побережье известны крупные россыпи
ильменит-рутил-циркон-монацитового состава, а вдоль побережья Канады
распространены магнетитовые пески с огромными запасами (15—18 млрд. т). Богатые
ильменит-магнетитовые россыпи обнаружены в Центральной Америке, а в Бразилии
разрабатываются титано-циркониевые россыпи.
В европейских странах небольшие прибрежные россыпи ильменита, магнетита,
титаномагнетита, циркона, рутила, фаната развиты почти повсеместно и в некоторых
случаях разрабатываются.
Россыпи касситерита. Наиболее крупные оловоносные россыпи распространены в
странах Юго-Восточной Азии в пределах Бирмано-Малайско-Индонезийского оловянного
пояса. Большая их часть имеет аллювиальное происхождение. Наряду с ними встречаются
и другие типы россыпей. Коренными источниками служат рудные тела касситерит-
кварцевой, касситерит-силикатной формаций и оловоносные грейзены, связанные с
мезокайно-зойскими гранитоидными интрузиями складчатых поясов. Важную роль в
россыпеобразовании играют лагунные коры выветривания позднего мел-палеогенового
возраста, за счет которых в раннем плиоцене сформировались осадочные россыпи (тип
кулит) и аллювиально-пролювиальные концентрации (тип крикил), а в среднем плиоцене
— аллювиальные (тип какса-паранг). Все три названные типа древних концентраций
олова послужили источниками питания для плейстоцен-голоценовых россыпей
аллювиально-морского (тип ментьянг) и прибрежно-морского генезиса, заключенных в
морских террасах на суше (уровни 5—6 и 18—20 м) и на дне современных акваторий
(уровни до -40 м), а также в затопленных речных долинах на удалении до 5—15 км от
берега моря при глубинах до 40—60 м. Мощность продуктивных горизонтов от 1—2 до
20—30 м, мощность перекрывающих пород до 30 м, содержания касситерита от сотен
граммов до первых килограммов на 1 м3.
В россыпях Индонезии общие запасы олова оцениваются в 800 тыс. т, столько же
составляют прогнозные ресурсы. Крупные запасы олова в россыпях имеются в Таиланде,
Малайзии, Бирме.
В Великобритании известна техногенная касситеритовая россыпь в зал. Сент-Айвз у
западного побережья Корнуолла. Месторождение промышленное.
Россыпи алмазов. Единственной шельфовой областью Мирового океана, где
эксплуатируются россыпи алмазов, является юго-западное побережье Африки на
значительном протяжении — Намибия, ЮАР и Ангола. В приморской низменности и при-
брежной зоне океана прослеживаются серии морских алмазоносных миоцен-плейстоцен-
голоценовых террас на уровнях до 150—160 м на суше и до -65—90 м — на дне
акватории, а также затопленные палеодолины и обширная дельта р. Оранжевой.
Мощность продуктивных горизонтов от долей метра до 3,7 м, ширина от 2—5 до 30—50
м, мощность вскрыши от 1—2 до 30—40 м. В россыпных месторождениях Намибии и
89
ЮАР запасы алмазов в сумме превышают 400 млн. каратов. Содержания алмазов в
среднем составляют 0,1—0,2 карата/м3, но в отдельных телах достигают 1—5 и даже 50—
100 карат/м3. Алмазоносны также отложения многочисленных временных водотоков и
дефляционные образования. Добыча ведется также на акватории с глубинами -50, -60 м.
Добыча алмазов из морских месторождений
Юго-Западной Африки составляет 5% мировой добычи. Положительными
факторами являются относительно высокое содержание и хорошее качество алмазов.
Алмазные россыпи зафиксированы в КНР в зал. Бохайвань.
Россыпи золота и платины. Промышленное значение имеют россыпи золота в
шельфовых областях США, где ресурсы металла составляют примерно 1500 т. На
побережье Аляски располагается Сьюардский золотоносный район с масштабными кон-
центрациями рассеянного золота. Коренные источники неизвестны, но вероятно связаны с
проявлениями мезозойской магматической деятельности. Мощность золотоносных
пластов от 0,3—1 до 4—5 м, ширина от 1—3 до 25—30 м, содержание золота от долей
грамма до 100—200 г/м3; имеются прослои с содержаниями до 1 кг/м3. Прибрежно-
морские россыпи с золотом известны и в других районах.
Единственное эксплуатируемое морское месторождение платины —
позднеплейстоценовая россыпь в зал. Гудньюз на западе Аляски, имеющая аллювиальное
происхождение и продолжающаяся с континента на шельф. Мощность продуктивного
пласта 0,6—2 м, протяженность около 100 м, содержание платины 10—25 г/м3. Коренным
источником служат ультрабазиты массива Ред-Маунтин. Содержание платины в песках 25
г/м3, запасы россыпи оценены в 75—150 т. В извлеченных 20 т концентрата содержалось
платины 82%, иридия 11%, золота 2,2%, осмия 2%, а также родий, рутений и палладий.
Аналогично расположение морской россыпи платины в устье р. Салмон и других районах.
Основные закономерности размещения россыпей в шельфовых областях и
перспективы обнаружения новых месторождений. Согласно принципам
районирования, разработанным в рамках программы «Интерморгео» [4], россыпные
концентрации в шельфовых областях группируются в пределах региональных
минерагенических единиц — зон шельфового россыпеобразования (ЗШР). Эти единицы
тесно связаны с питающими провинциями определенной геолого-структурной
принадлежности и профилированы по одному или нескольким полезным ископаемым.
ЗШР располагаются изолированно или являются составными частями (звеньями)
трансрегиональных единиц — поясов шельфового россыпеобразования (ПШР) Зоны
шельфового россыпеобразования имеют значительную протяженность — сотни и первые
тысячи километров при небольшой ширине. Обычно это полоса приморской низменности
и прибрежного мелководья общей шириной вкрест простирания современной береговой
линии от нескольких километров до 100—120 км. По простиранию ЗШР неоднородны —
россыпные районы в них чередуются с участками, где россыпная минерагения выражена
слабо.
Глобальными единицами шельфового россыпеобразования служат мегапояса,
окаймляющие океанские депрессии перехода от геодепрессий к структурам континентов.
Тихоокеанский мегапояс, окаймляющий одноименную геодепрессию, характеризуется
полиминеральной специализацией и включает пять поясов и пять зон шельфового
россыпеобразования. Наиболее крупный (длиной более 6000 км) и богатый ПШР —
Северокордильерский с золото-платиновыми и оловоносными районами и концент-
рациями минералов титана, циркония, железа и редких земель. Интересен
полиминеральный Восточно-Австралийский ПШР с уникальными россыпями ильменит-
рутил-циркон-монацитового состава, россыпями и россыпепроявлениями касситерита,
золота, платины (рис. 40).
В состав Тихоокеанского мегапояса входят области, перспективные на обнаружение
россыпной оловоносности (шельфы Южно-Китайского моря, Тонкинского залива,
Японского и Андаманского, Тиморского, Кораллова, Тасманова морей) и алмазоносности
90
(моря Суду, Яванское, Андаманское, Кораллова, Тасманова, у островов Индонезии,
берегов Бирмы и Таиланда).
Атлантический мегапояс включает Западно-Африканский ПШР с крупными
алмазоносными районами и россыпями ильменита, рутила, циркона, монацита. В
западноатлантической ТТПТР располагаются огромные концентрации «черных» минералов
с Аппалачской и Уругвайско-Бразильской ЗТТГР
Индоокеанский мегапояс включает Малайско-Индонезийскую ЗШР с крупными
россыпными оловоносными районами, Восточноафриканско-Мадагаскарский пояс,
Бирмано-Индийскую и Западно-Австралийскую зоны с богатыми россыпями ильменит-
рутил-циркон-магнетит-моноцитового состава.
В целом Тихоокеанский мегапояс содержит около 80% всех олово- и золотоносных
районов (из всех россыпных единиц шельфовых областей мира), 43% районов с
россыпями «черных» минералов и практически все платино- и хромитоносные районы.
Для Атлантического мегапояса и Индийского океана суммарные цифры таковы: алмазы
— 100% районов; олово и золото — 6%; минералы титана, циркония, железа и редких
земель — 42%.
Как было отмечено, россыпные месторождения в шельфовых областях активно
разрабатываются, поэтому актуальны поиски новых объектов. При перспективной оценке
известных и вновь выявляемых зон россыпеобразования используется комплекс
геологических предпосылок и признаков, определяющих
Рис. 40. Схема поясов и зон шельфового россыпеобразования в Индийском, Тихом и Атлантическом океанах (по [4]).
I — золото, 2 - касситерит; 3 — алмазы; 4 — хромит; 5 — платина; 6 — минералы титана, циркония, железа и редких земель
размещение и локализацию россыпей. Анализируются магматические и геолого-
тектонические предпосылки, определяющие размещение областей питания. Учитываются
палеогеографические, морфоструктурные факторы, позволяющие выявить древние рос-
сыпи, которые могут быть весьма разнообразны: элювиальные, аллювиальные, прибрежно-
морские, лагунные и др. Поскольку нередко кайнозойскому россыпеобразованию
предшествует накопление рудных минералов в более древних осадочных толщах —
промежуточных коллекторах, — выявление и оценка этих образований имеет важное
значение для многих районов. Отмечается, что в различные эпохи россыпеобразования
91
возникали благоприятные обстановки для формирования месторождений разного типа.
Так, образование россыпей олова и золота наиболее активно происходило в раннюю
(эоцен-плиоценовую) эпоху образования, следовавшую за периодом пенепленизации и
формирования кор выветривания. В позднекайнозойскую (плейстоцен-голоценовую)
эпоху происходило формирование двух основных типов россыпей — аллювиальных и
прибрежно-морских. Возможность формирования некоторых типов россыпей
определяется сочетанием климатических и гидродинамических условий. Так, россыпи
«черных» минералов — магнетита, ильменита, рутила, монацита, циркона — формируются
в районах с теплым и жарким климатом, у открытых побережий, подвергающихся
воздействию волн, штормов и приливов.
Большинство из перечисленных зон россыпеобразования обладают значительными
перспективами обнаружения новых месторождений [8, 11].
Открытие россыпей касситерита прогнозируется на шельфах восточной (Танзания) и
юго-западной Африки, о. Мадагаскар, в Мозамбикском проливе, на восточном побережье
Бразилии, юго-востоке Канады (п-ов Новая Шотландия), вокруг п-ва Бретань и в
Бискайском заливе, вдоль северных побережий Алжира, Марокко и Сомали.
Перспективы обнаружения новых месторождений золота весьма высоки в известных
районах — на Аляске, в Центрально-Американской и Новозеландской зонах.
Прогнозируется также обнаружение скоплений россыпного золота вдоль восточного и юго-
западного побережий Африки, вокруг о. Мадагаскар, на западе Австралии, в Уругвайско-
Бразильской зоне.
Возможно, перспективными окажутся россыпепроявления и отдельные находки
алмазов, известные в Азово-Черноморском и Средиземноморском бассейнах, вдоль
восточного побережья Австралии, берегов Северной Америки (Береговая зона), Китая,
Кореи, Вьетнама, п-ова Малакка, в Уругвайско-Бразильской зоне.
92
Глава 7. ФОСФОРИТЫ
Фосфоритоносные отложения распространены на многих шельфах и подводных
горах современных океанов. Ресурсы фосфора в водах Мирового океана оцениваются в
100 млрд, т (Батурин, Покрышкин, 1980). По данным Д. Меро они составляют 300
млрд. т.
Фосфоритовые образования на дне океанов впервые были открыты на банке
Агульяс, к югу от южноафриканского побережья, во время экспедиции на
«Челленджере» в 1873—1876 гг.
Распространение. Подводные фосфориты обычно встречаются на глубинах менее
1000 м, т.е. на континентальных окраинах: прибрежных банках и краевых плато. Они
наиболее многочисленны на западных окраинах континентов (рис. 41), но иногда
встречаются и на восточных окраинах, например на плато Блейк, расположенном в
прибрежной зоне юго-восточной части Северной Америки и на банке Чатам к востоку
и юго-востоку от Новой Зеландии.
Фосфориты приурочены к различным формам рельефа и залегают на пологом
внутреннем и внешнем шельфе, в верхней и средней частях континентального склона, на
подводных возвышенностях, плато, банках. Различают фосфориты шельфа и фосфориты
подводных гор.
Шельфовые фосфориты распространены на обширных площадях, выделяемых в
качестве фосфоритоносных провинций: Восточно- и Западноатлантической в
Атлантическом океане, Калифорнийской и Перуано-Чилийской в Тихом океане (Бату-
рин, 1978). Некоторые из этих провинций, в частности, Восточно- и
Западноатлантическая и Калифорнийская, примыкают к известным
фосфоритоносным бассейнам мезозоя—кайнозоя, расположенным в прибрежных
районах континентов. Помимо этого локальные скопления фосфоритов обнаружены и на
других шельфах.
Фосфориты на шельфах, по В. Покрышкину и 3. Кукалу [4], характеризуются
следующими особенностями распространения. Одна из наиболее изученных
Западноатлантическая провинция простирается на расстояние около 1400 км от
полуострова Флорида на юге до банки Джоржес на севере. Максимальная
концентрация
93
Рис. 41. Распространение фосфоритов на дне океана (по [1]).
1 — отдельные находки фосфоритов или ресурсы менее 0,1 млрд т; II —
ресурсы более 0,1 млрд т; III — фосфориты на подводных горах и возвышен-
ностях. Районы распространения фосфоритов на окраинах континентов. Атланти-
ческий океан. Шельфы: 1 — континентальный склон Испании, 2— континенталь-
ный склон Португалии, 3 — Марокко, 4 — Испанской Сахары, 5 — Сенегала, 6 —
Гвинеи, 7 — Ганы, 8 — Габона, 9 — Конго, 10 — Анголы, II — Намибии, 12 —
ЮАР; 13 — банка Агульяс; 14 — банка Ньюфаундленд; 15 — шельф Джорджии
и Северной Каролины; 16 — плато Блейк; 17 — терраса Пуртале; 18 — плато
Пернамбуку. Тихий океан; 19 — Калифорнийский бассейн; 20 — шельф Мексики;
21 — шельф и континентальный склон Перу; 22 — шельф и континентальный
склон Чили; 23 — шельф Сахалина; 24 — подводные возвышенности Японского
моря; 25 — шельф Австралии; 26— подводное поднятие Чатам. Индийский океан:
27 — юго-западный шельф Индии; 28 — континентальный склон Аравийско-
го полуострова; 29 — шельф о. Сокотры; 30 — атоллы Космоледо; 31 — шельф
Амирантских островов. Заштрихованы части континентов, обеспеченные фосфат-
ным сырьем за счет имеющихся месторождений
фосфоритов сосредоточена в мелководном (глубина 24—26 м) заливе Онслоу на
площади около 6000 км2. В этот район со стороны континента прослеживается
фосфоритоносная формация миоценового возраста (фосфоритные пески,
фосфатизированные раковины фораминифер) мощностью до 3,5—6,0 м. Среднее
содержание Р2О5 —12,4 %. Выше залегают голоценовые фосфатные осадки (илистые и
кварцевые пески, гравий с примесью фосфатных зерен) мощностью 0,5—3 м. Содержание
Р2О5 колеблется от 2,5 до 21,4%. Ресурсы форсфоритов зал. Онслоу оцениваются в
пересчете на концентрат с содержанием Р2О5 около 29,2 % — в 4,53 млрд. т.
Крупным фосфоритоносным районом является плато Блейк, расположенное
восточнее залива Онслоу на пологом участке континентального склона глубиной 300—
800 м. Площадь распространенны желваковых фосфоритов 22 тыс. км2, мощность отло-
жений достигает 8 м, общие ресурсы около 2 млрд, т при содержании Р2О5 в конкрециях
9,9—25,8 %.
На территории Восточноатлантической провинции обнаружены глауконитовые
фосфоритовые желваки, фосфатизированные известняковые конгломератовидные
скопления, кварц-глауконитовые песчаники, рассеянные фосфатные зерна и оолиты,
слагающие местами плотно сцементированную фосфоритовую плиту.
На банке Агульяс на глубине 50—200 м и более развиты глауконитовые, глауконит-
конгломератовидные и желваковые фосфориты с содержанием Р2О5 17—18%. Их ресурсы
оцениваются в 450 млн. т.
94
Фосфатные отложения на шельфе Юго-Западной Африки прослеживаются на 740 км
в виде полосы шириной 76 км. Наибольшие скопления фосфатного материала, как мелких
зерен — пеллет, так и фосфоритовых конкреций, наблюдаются в прибрежной
Намибийской зоне, ресурсы которой оцениваются в 4 млрд. т.
Фосфориты шельфа Западной и Северо-Западной Африки представлены массивными
железосодержащими фосфатными известняками, фосфатными зернами,
фосфатизированным обломочным материалом среди глауконитовых и биогенных донных
осадков. Ресурсы фосфатного сырья здесь в пересчете на Р2О5 составляют 400 млн. т.
Калифорнийская фосфоритоносная провинция простирается на расстояние свыше 2000 км
вдоль побережья США и Мексики.
Расположенная южнее Перуано-Чилийская провинция с ресурсами фосфоритов
более 100 млн. т прослеживается на расстояние 1600—1800 км и охватывает верхнюю
часть континентального склона с глубинами 100—450 м. Здесь развиты фосфоритовые
желваки среди терригенно-диатомовых и форамини-феровых песчано-алевритовых
осадков. Возраст фосфоритов — поздний плейстоцен до голоцена включительно.
Помимо указанных провинций известны менее крупные скопления фосфоритов на
шельфе Охотского моря, на банке Чатем и др.
Фосфориты на подводных горах распространены главным образом в Тихом, реже
Атлантическом и Индийском океанах на гайотах. В Тихом океане фосфориты найдены на
подводных горах в районе Маршалловых островов, в горной системе Маркус-Неккер.
Глубина их залегания от 300 м до 4 км, чаще 1—2,5 км. Возраст — от раннего мела до
эоцена. Основной тип — фосфатизированные известняки, иногда покрытые корками и
пленкой железомарганцевого состава. Содержание Р2О5 в них колеблется от 4 до 32%,
присутствует F.
В Индийском океане фосфориты выявлены на подводных горах в Западно-
Австралийской котловине на глубинах 1,7—3,7 км, их содержание достигает 32,5%.
Образцы фосфоритов и фосфатизированных пород были драгированы с подводных гор
Атлантического океана. Содержание Р2О5 колеблется от 15 до 28%. Фосфориты
подводных гор, в отличие от шельфовых, сформировались путем метасоматической
фосфатизации известняков, базальтов, гиалокластитов и других пород. Они ассоциируют с
рудными железомарганцевыми корками. При этом в одних случаях корки покрывают
сплошным покровом фосфатизированные породы (нередко сохраняющие текстурно-
структурные признаки базальтоидов и осадочных пород), в других фосфатизация
проявлена в виде наложенного прожилково-вкрапленного оруденения в рудных корках,
что отмечается, в частности, на поднятии Маркус-Уэйк и Магеллановых горах.
Фосфориты представлены плитами, глыбами, брекчиями в различной степени
фосфатизированных фораминиферовых, нанопланктонных и раковинных известняков, а
также участками вулканических пород, в которых поры и трещины заполнены
фосфатизированным биогенным материалом. Структура фосфатного вещества варьирует
от колломорфной до кристаллической. Для фосфоритов подводных гор типична
ассоциация фосфата с карбонатом, при этом фосфат, как правило, корродирует и замещает
карбонат.
Фосфориты на шельфах приурочены к биологически продуктивным зонам океана и
формируются в восстановленных биогенных осадках, обогащенных органическим
веществом, но содержащих значительную примесь терригенного материала.
Фосфориты на подводных горах сформировались в зонах с низкой биологической
продуктивностью, в окислительной обстановке, путем фосфатизации карбонатных пород
и базальтоидов.
Строение и состав фосфоритов. Фосфориты представлены небольшими (до 3 мм)
фосфатными зернами, желваками (до 10 см), конкрециями различного размера и формы,
корками, конгломератами, брекчиями, иногда целыми плитами массой до сотен
килограммов, фосфатизированными осадками и вулканическими породами. Обычно
95
фосфориты светло-коричневого цвета, но могут быть и более темными или даже
черными при высоком содержании примесей. На гайоте Арнольд (поднятие Маркус-Уэйк)
развиты светло-палевые, почти белые разности массивных фосфоритов. Твердость по
шкале Мооса около 5, а удельный вес 2,7—2,8 г/см3.
Морфология и внешний вид фосфоритов зависят от глубины их нахождения. В
прибрежных зонах они представляют собой пески, скопления зерен и оолитов, плотные и
рыхлые желваковые и конкреционные стяжения, плитчатые, округлые, глыбовые и
глыбово-ячеистые агрегаты размером от первых сантиметров до нескольких дециметров и
массой до десятков килограммов. На подводных абиссальных горах и холмах — это
твердые, реже рыхлые светлые, коричневатые или зеленоватые породы, залегающие в
виде линзовидных прослоев, плит и неправильной формы тел среди фосфатизированных в
различной степени известняков. Часто они покрыты корками гидроокислов Мп и Fe.
Строение фосфоритов определяется формами и размерами выделений фосфатного
вещества и степенью его кристалличности, формой и размерами нефосфатных примесей;
соотношениями между различными по составу и морфологии компонентами пород.
Изучение субмикроскопического строения фосфоритов позволило Г. Батурину, В.
Дубинчуку (1979) выделить следующие типы морфоструктур:
1)	органогенные, обусловленные наличием в породе остатков микропланктона,
микрофауны и костного детрита;
2)	колломорфные, без признаков кристаллического строения (стекловидные,
натечные, сгустковые, хлопьевидные, колломорфно-зернистые);
3)	кристалломорфные, с четко проявляющимися кристаллическими элементами
(кристаллически-зернистые, пластинчатые, призматические, шестоватые, игольчатые,
веретенчатые, блоковые, радиально-лучистые);
4)	комбинированные или сложные, включающие в себя элементы колломорфных и
кристалломорфных структур, а также глобулярные и глобулитовые (рис. 42).
Ультрамикроскопическое строение фосфоритов определяется рядом факторов: их
вещественным составом и степенью кристаллизации фосфатного вещества, что зависит от
комплекса условий осадкообразования, интенсивности процесса диагенеза и возраста
фосфоритов.
Наиболее распространенный фосфатный минерал фосфоритов —
фторкарбонатапатит, называемый коллофаном (аморфная модификация) или франколитом
(кристаллическая разность).
Рис 42 Типы морфоструктур фосфоритов (по Г. Батурину. В Дубинчуку, 1979).
а органогенная структура рыхлых конкреции с шельфа Перу. ув. 600. 6 — стекловидный фосфат на остатках диатомей в рыхлых конкрециях с шельфа
Перу. ув. 29 000, s - радиально-лучистое строение сферолитов в голоценовых плотных конкрециях с шельфа юто-тапалной Африки, ув. 26 000. г —
калломорфный фосфат с элементами тернистой структуры на поверхности панцирей диатомей в голопеновых плотных конкрециях с шельфа юто-западной
Африки, ув. 20 000
Таблица 14
Средний химический состав фосфоритов Мирового океана (по [И])
Оксан	Провинция, область	Содержание элементов или окнелов в вес. % (• — я ppm)																
		Р2О,	SiO;	ТЮ,	А1,О3	MgO	СаО	СО,		F	S	Fe	Sr	и*	Th"	Y*	La*	Ce*
Тихий	Япономорсхая Корейская Я.мвто	28,28 28,0 28.41	7.17 7.90 6,44	0,05 0,03 0.08	1,64 1,44 1.68	1,74 0,94 2,01	37,79 43.37 43,78	5.14 3.75 4,49	0,67 0,80 0,53	2,65 2.97 2.26	0,75	1,60 1,6! 1,49	0,009	32.80 17.40		! 10.00	44,30 27,40	17,84 16,60
	Мидпасифик Уэйк Неккер	22,05 20,85 20,33	12,72 43,8! 18,83	0,61 0,91 0,64	1,92 1,40 2,64	1.20 1,03 1,59	61,71 26,68 45,19	6.37 5J4 6,51	0.21 0.23 0,23	2.73 3,53 3,01		2,56 2,76 1,88	0,150 0,084 0,01!	4,94 4.94	2,83 2,83	382.00 391.00 388,00	236,00 141.90 204,00	65.30 75,00
	Гавайская	21,95																
	Калифорнийская	27,21	15.03	0,23	2.39	2,02	42,06	4.86	1,09	3,08		2,78	0.185	84,12		48,00		
	Чатем	20,63	6,37	0,02	0,91	0,61	45,29		0,40	2,58		2,06	0,145	208,00	11,57	35,40		
	Перуано-Чилийская Перуанская Чилийская	21,40 21,13 21,67	19,32 22,51 15,14		4.45 4.79 4,01	1.27 1,46 1.03	35.03 32,80 37.90	3,98 3,74 4,19	1,24 1.24	2,19 2.20 2.18	0.16 0.14 0,17	1,63 1,78 1,47		! 10,60 141,00 76,20	2,97 3,08 2,84	13,40 26,80	12,20 17.00 7,32	15.77 2S.72 9.55
Атланти- ческий	Западно-Атланти- ческая	21.89	15,37	0,10	7.29	1,06	42,73	10,97	0,4)	2,14		5,14						
	Марокканская	17.56	3,83	0,15	0,74	2.51	43,75	15.70	0,48	1.90	0.87	4,99	0,127					
	Капская Намибия Агульяс	17,89 21.83 16.22	13,12 5.36 15,02	0,12 0,!0 0,12	1,97 1,17 2,15	1,47 1.33 1,59	37.13 39,07 36,70	10.13 6.26 11,07	0,68 0,94 0,55	2.09 2,18 2.07	0.50 0,50	4,05 1,30 4,70	0,107 0,142 0,0001	96,00 73.70 163.00	5,17 5.76 3,40	86,80 86,80		
97
Формула минерала Саю-п/2 (РО^б.п (СОз)п F2 (где п — число атомов F, замещенных
углеродом). В составе обычны изоморфные замещения: Са — Mg, Sr, Na; РО4 — СО3, SO4;
F — OH, Cl. Содержание CaO в фторапатите 55,5%, P20s — 42,3%, F — 3,8%. В составе
фосфоритов преобладает оксид фосфора. Фосфориты обычно содержат много примесей:
обломки зерен минералов, фрагменты пород, углеродистое вещество и кремнистый
скелетный материал. В состав фосфоритов входят в различных соотношениях
нефосфатные минералы: основные — доломит, кальцит, кварц, халцедон, глауконит;
второстепенные — глинистые, алюмосиликатные, железистые минералы (пирит,
гидроксиды Fe), органическое вещество.
Химический состав фосфоритов характеризуется присутствием урана, Ni, Со, Cd,
редкоземельных элементов (лантаноиды цериевой группы), стронция, реже
отмечаются примеси РЬ, V, Sc, Zr, Se и др. Состав фосфоритов непостоянен и
варьирует в широких пределах (по Г. Батурину, в %): Р2О5 — 10—30; СаО - 17-50;
MgO - 0,2-4,9; Na2O - 1,17-2,15; К2О -0,02-1,3; SiO2 - 1,0-23,3; А12О3 - 0,06-7,2;
Fe2O3 - 1,0-30,6; СО2 - 3,0-13,7; SO3 - 0,36-6,76; F - 0,8-3,4; Сорг - 0,2-1,9 (табл. 14).
В шельфовых океанских фосфоритах повсеместно обнаружен пирит, так как он
является обычным диагенетическим компонентом восстановленных осадков. В
фосфоритах подводных гор он практически отсутствует. Во всех океанских фосфоритах
обнаружены гидроксиды железа. Органическое вещество имеет особо важное значение,
поскольку в его составе на дно осаждается геохимически подвижный органический
фосфор, мобилизуемый при формировании фосфоритовых конкреций. Обычным спут-
ником фосфора в осадочном цикле является уран. Его содержание в фосфоритах из
осадочных толщ на суше так же, как на дне океана, превышает средний уровень для
пород земной коры (3 х 10'4%), но колеблется в широких пределах — от 10'4 до 10''%.
Наиболее крупные выделения уранинита представлены хорошо ограненными
кристаллами кубического облика размером от долей до 1—2 мкм.
К числу экзотических минералов в океанских форсфоритах относится самородное
золото. Кубические, округлые и овальные кристаллы золота размером 0,1—0,3 мкм были
отмечены на поверхности кварцевых зерен, а вдоль микротрещин наблюдались
червеобразные кристаллы длиной 0,5—3 мкм.
Генезис фосфоритов. Генезис морских фосфоритов изучается давно. Существует
несколько гипотез происхождения фосфоритовых конкреций: биогенная (Д. Меррей и
А. Ренар), вулканогенная (Н. Шатский), хемоганная (А. Казаков), биохимическая (Г.
Бушинский), метасоматическая (Л. Эймс), вулканогенно-осадочная (Н. Шатский),
биогенно-диагенетическая (Г. Батурин).
В прошлом господствовала биогенная, получившая впоследствии название
биолитной гипотеза, которая была предложена Д. Мерреем после того, как
фосфориты были найдены на дне океана, к югу от мыса Игольного. Меррей считал,
что основной причиной образования фосфоритов являются массовые заморы
ихтиофауны в зонах активного взаимодействия теплых и холодных морских течений. При
формировании залежей значительную роль играют диагенез и метасоматическое
замещение фосфатом карбоната кальция.
Н. Кассин решающую роль в концентрации фосфатного вещества придавал
бактериям, остатки которых были обнаружены им в фосфоритах. Позднее его
микробиологическая гипотеза (модификация биолитной) на основании аналогичных
находок была поддержана Л. Кайе, А. Володиным и др. В настоящее время ее
развивает Э. Школьник.
В 1930-х годах появилась принципиально новая хемогенная теория А. Казакова,
которая получила широкое международное признание. В результате работ зарубежных
исследователей в периферических юго-восточных зонах Атлантического и Тихого океанов
было установлено явление вертикального подъема подповерхностных вод, получившее
название апвеллинга. На этом основании А. Казаков предположил, что стяжения
98
фосфоритов возникают там, где к поверхности поднимаются холодные глубинные воды
океанов, обогащенные минеральными солями. Резкая смена температурного режима
вод приводит к выпадению в осадок минералов. Поэтому чаще всего конкреции встре-
чаются у засушливых побережий, где сильнее контраст между нагретыми
поверхностными и холодными глубинными водами. При этом роль биогенного
фактора полностью игнорируется.
Модификацией хемогенной гипотезы можно считать метасоматическую модель,
предусматривающую образование фосфоритов в результате фосфатизации карбонатов
при контакте с морской водой, обогащенной фосфором.
Согласно вулканогенной гипотезе Н. Шатского, формирование крупных залежей
фосфоритов связано с поступлением в океан больших масс фосфора при
вулканических извержениях. После миграции на значительные расстояния в составе
водных масс фосфор концентрируется на дне.
Обобщая данные 1950—1960-х годов по геохимии фосфора в океане, Г. Бушинский
выдвинул биохимическую гипотезу, основное
Рис. 43. Схема процесса формирования современных фосфоритов в зонах при-
брежного апвеллинга (по [1]).
I - подъем и поставка фосфора в поверхностные воды, II — биологическая
продуктивность; 111 - биоседиментация; IV - диагенез и формирование фосфат-
ных стяжений; V - перемыв осадков при изменениях уровня океана и оста-
точная концентрация фосфатных стяжений. 1 — планктон. Осадки: 2 — пески,
3 - биогенные кремнистые; 4 — биогенные известковые илы: 5 — ракушки; 6 —
формирующиеся фосфатные стяжения; 7 — литифицироаанные фосфатные стя-
жения предшествующих генераций; 8 - осаждение фосфора из воды на дио
в составе органического детрита; 9 — миграция фосфора в осадках при диагенезе
отличие которой от биолитной и микробиологической заключалось в том, что главная
роль в первичной концентрации и осаждении фосфора отводилась не ихтиофауне и не
микроорганизмам, а морскому фито- и зоопланктону, при этом подчеркивалась роль
диагенеза в перераспределении фосфора. Кроме того, Г. Бушинский придавал большое
значение процессам переотложения осадочного материала как условию вторичного обо-
гащения и формирования залежей. Непосредственным источником фосфора в этом
процессе он считал речной сток.
С учетом предшествующих гипотез фосфоритообразования и новых данных о
химии морской воды и биохимии фосфора, Г. Батурин разработал новую
концепцию генезиса фосфоритов. Согласно этой концепции, апвеллинг обеспечивает
приток фосфора с глубин в приповерхностный слой, где он утилизируется
фитопланктоном. Высокая биологическая продуктивность этих зон определяет высокую
биогенную седиментацию. Процессы литификации и диагенеза приводят к образованию
фосфатных стяжений, которые затем претерпевают переотложение, перемыв,
способствующий обогащению осадков фосфором. Принципиальная схема
99
формирования фосфоритов приведена на рис. 43.
Возраст фосфоритов. Первые исследователи считали, что все фосфориты,
залегающие на поверхности дна, являются современными. По литолого-геохимическим,
микропалеонтологическим и геохронологическим данным возраст океанских фосфоритов
в различных районах колеблется в пределах от мелового до современного. Наиболее
древние (меловые) фосфориты встречены на ряде подводных гор Мид Пасифик в
северной тропической зоне Тихого океана. Возраст фосфоритов многих шельфовых
районов океана миоценовый. На шельфах Намибии, Перу—Чили и у восточного
побережья Австралии обнаружены современные и позднечетвертичные фосфориты.
Возможности промышленного освоения морских фосфоритов. Огромные ресурсы
фосфоритов на шельфе, качество изученных залежей, отвечающее кондиционным
требованиям, позволяют считать их потенциальным промышленным типом
фосфоритовых месторождений. В настоящее время фосфориты подводных гор
представляют в основном научный интерес — их изучение способствует выяснению
процессов фосфоритообразования в океане. Эти фосфориты отличаются от шельфовых
петрографическим составом, условиями размещения, залеганием на больших глубинах в
океане, что снижает их значение как потенциального источника фосфатного сырья.
Большой практический интерес представляют собой скопления фосфоритов
Японского и Охотского морей, в наибольшей степени — на поднятии Ямато в центре
Японского моря. Фосфориты этого района делятся на три типа (по И. Мирчинку): 1)
обломки плитчатых фосфатизированных диатомитов; 2) фосфорные желваковые
конкреции; 3) плитчатые псефито-псаммитовые породы с фосфатизированным цементом.
Иногда фосфориты приурочены к базальным горизонтам неогеновых отложений и
выходят на поверхность дна на склонах подводных возвышенностей в интервале глубин
1150—2150 м. Размеры желваков от 1 х 5 до 5 х 20 см. Содержание Р2О5 в
фосфатизированных диатомитах составляет 25—29%, в желваковых конкрециях — 29—
31%, в фосфатизированных псефито-псаммитовых породах— 11-13%.
Наиболее изучены поля распространения фосфоритов вдоль Калифорнийского
побережья и у берегов Флориды (США). Конкреции залегают на глубинах от 80 до 330 м,
удаление от берега 100 миль, плотность залегания колеблется от 20 до 100 кг/м2, в
среднем достигая 75 кг/м2. Среднее содержание Р2О5 — 28%, запасы Р2О5 около 1 млрд. т.
Наиболее значительные скопления обнаружены у берегов Мексики (лагуна Санта-
Доминго), представленные хорошо сортированными фосфатными песками, развитыми на
площади 13 тыс. км2, на глубинах 60—90 м. Фосфатный песчано-алевролитовый материал
сформировался в результате размыва фосфатсодержащих фораминиферовых известняков
миоценового возраста. Содержание Р2О5 — 4—12%, а общие запасы — 1,5—3 млрд. т.
Проводятся рекогносцировочные исследования фосфоритов на хр. Неккер в южной
части Императорских гор, в горах Музыкантов и в Северо-Западной котловине Тихого
океана. В целях прогнозной оценки фосфатного сырья на дне Мирового океана изучают
закономерности размещения крупных скоплений фосфоритов, изменчивость их состава,
благоприятные факторы их накопления, отрабатывают методику поисковых работ и
технологию добычи.
В настоящее время опытная разработка подводных залежей фосфоритов проводится
на шельфе Калифорнии (США).
100
Глава 8. СТРОИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ
И ДРУГИЕ НЕРУДНЫЕ ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Строительные материалы относятся к числу наиболее освоенных промышленных
видов морских полезных ископаемых*. В первую очередь, это пески, гравий, галечник,
карбонатные породы, илы и др. Добыча строительных материалов из морских
месторождений неуклонно возрастает, так как во многих странах песчано-гравийные
месторождения на суше либо в значительной мере отработаны, либо не разрабатываются в
связи с экологическими проблемами. Активная разработка пляжевых отложений привела
в ряде случаев к катастрофическим последствиям для береговой зоны и поэтому в
большей степени эксплуатируются более глубоководные части шельфа.
Ресурсы строительных материалов на шельфе грандиозны — около 70% площади
континентальных шельфов покрыты осадками, представляющими промышленный
интерес. В настоящее время считается рентабельной эксплуатация песчано-гравийных
месторождений, находящихся на глубинах до 50 м и удалении от берега до 300—500 м. О
масштабах добычи строительных материалов из морских месторождений можно судить по
следующим цифрам. США ежегодно извлекают более 500 млн. т песка и гравия и 40 млн.
т раковин моллюсков для производства извести. Великобритания с шельфа Северного
моря извлекает более 106 млн. т строительного песка и гравия и ежегодно наращивает
добычу на 20—25%. Многие миллионы тонн добывают Япония, Дания, Франция, ГДР и
другие страны. Неуклонно возрастают объемы поисково-разведочных и добычных работ
на шельфах во всем мире.
Морские месторождения песка и гравия разнообразны по геологическим условиям
залегания; это прибрежно-морские аккумулятивные террасы, банки, косы и др.
Месторождения могут выходить на поверхность или быть перекрытыми маломощными
современными осадками. Многие крупные песчано-гравийные месторождения
приурочены к дельтовым или палеодельтовым участкам рек, затопленным во время
последней трансгрессии.
Примером подобного типа месторождений является Днестровская банка,
расположенная на северо-западном шельфе Черного моря. Она представляет собой
вытянутую возвышенность размером 13 х 25 км, сложенную, как свидетельствуют данные
бурения, мощной толщей песчано-гравийно-галечного состава, залегающей на
плиоценовых известняках. Выше залегает глинисто-алевролитовая толща
древнеэвксинского возраста, развитая западнее Днестровской банки. Восточнее и западнее
вскрыты также мощные аллювиальные верхнечетвертичные толщи, заполняющие
палеорусла Днепра и Днестра. Во время позднеплей-стоценовой трансгрессии в древних
палеодолинах были отложены илисто-торфянистые слои, перекрытые черноморскими и
современными осадками.
Одним из крупнейших месторождений кварцевого песка является Одесская банка,
расположенная на северо-западном шельфе Черного моря в 20 км восточнее Одессы. Это
обширная отмель шириной 8—10 км, вытянутая на несколько десятков километров. От
берега ее отделяет глубокий (до 17 м) желоб шириной в несколько километров. Банка
разведана 60-ю скважинами. Месторождение представлено телом песчаников
новоэвксинского возраста мощностью до 30 м, несогласно залегающих на размытой
поверхности глин позднемиоценового возраста. Пески перекрыты голоценовыми илами,
мощность которых измеряется первыми метрами. В песках, помимо преобладающего
кварца, присутствуют полевой шпат, кальцит, глауконит и разнообразные акцессорные
минералы. Запасы кварцевых песков оцениваются ориентировочно в 20—25 млрд. т.
Многочисленные месторождения строительных материалов изучены на Балтийском
море. Ресурсы песчано-гравийных отложений здесь значительны. На шельфе Швеции
101
залежи песка и гравия оцениваются в 260 млн. м3, а вблизи о. Готланд — свыше 6 млрд.
м3. Значительные запасы валунно-гравийно-песчаных отложений известны в Рижском
заливе, а также на шельфах Германии и Польши.
Морские залежи строительного сырья на дне Балтийского моря образованы в
результате переотложения ледниковых образований. Они представлены валунами,
гравием, гравийно-песчаными отложениями и глинами. Выделяется три генетических
типа залежей.
1.	Материал ледниковой аккумуляции, приуроченный к краевым зонам, как правило,
конечноморенным, представленный крупнообломочными остаточными отложениями,
залегающими на дне в зонах абразии.
2.	Голоценовый материал, отложенный в результате аккумулятивной деятельности
морских течений, вероятно, во время трансгрессии литоринового моря и в
последующее время. Отложения представлены гравийным и песчано-гравийным мате-
риалом. Первый образует залежи различной мощности среди песчанистых отложений.
3.	Гравийно-песчаный и песчано-гравийный материал, накопленный, по-
видимому, в результате флювиогляциальной аккумуляции и образования зандровых
полей.
Наиболее пригодными для строительства являются гравийные и песчано-гравийные
отложения, используемые для получения бетонов. В качестве ценного строительного
материала используются и валуны гранитов, гнейсов, кварцитов, порфиров и др. Размер
валунов от десятков сантиметров до нескольких метров. Для строительства могут
использоваться также «шоколадные» глины, залегающие в глубинных участках моря. Они
отличаются высоким коэффициентом набухания и температурным интервалом выше
100°С, что позволяет использовать их для получения легко спекаемого материала.
Глауконит широко распространен на окраинах шельфа и в верхних частях
континентального склона, наиболее часто на глубинах от 100 до 500 м. Есть данные о
проявлениях аутигенного глауконита и на больших глубинах. В осадках он составляет
обычно до 20%, иногда его концентрация повышается до 90%.
Глауконит встречается в трех основных формах: аутогенные зерна и агрегаты,
детритовые зерна, заполнение раковин фораминифер и других организмов.
Глауконит часто ассоциирует с фосфоритами. Промышленные скопления его
установлены на калифорнийском побережье, возвышенности Чатем, шельфе Японии,
Мексики, ЮАР, Австралии, Перу и Чили.
Барит в виде конкреций, кристаллов и микрокристаллических агрегатов широко
распространен в морских осадках. Среднее содержание его в пелагических осадках 1%, в
некоторых бескарбонатных осадках юго-восточной части Тихого океана возрастает до
10%.
Проявления баритовых конкреций известны на шельфах Шри-Ланки, Индонезии и
Южной Калифорнии. Некоторые из них достигают массы 1 кг. Глубина распространения
более 300 м.
Более значительные скопления барита обнаружены на мексиканском шельфе, в
австралийском заливе Карпентария. В Японском море конкреции диаметром 2—3 см с
содержанием барита 74—98% находятся на поверхности диатомовых глин на глубине
1200—1300 м.
Цеолиты являются наиболее широко распространенными аутигенными минералами
океанских осадков. Чаще всего они представлены филлипситом и клиноптилолитом,
другие — гейландит, гармотом, морденит, ломонтит и др. — в подводных осадках редки.
Филлипсит присутствует в глубоководных океанических красных глинах, где его
содержание достигает 50%, и он ассоциирует с баритом и железомарганцевыми
микроконкрециями. Обычно в красных глинах цеолиты образуют линзы толщиной от 1 см
до 1,5 м. Наиболее крупные скопления глубоководных цеолитов находятся в Тихом
океане; в Индийском и Атлантическом они почти не встречаются.
102
Практическое использование морских цеолитов проблематично в связи с огромными
запасами этих минералов на суше.
Красные глины — рыхлые глубоководные осадки, покрывающие около 100 млн.
км2 океанского дна, где образуют слой до 200 м. Запасы их оцениваются в 1016 т, а их
годовой прирост в 500 млн. т. Состав красных глин: 15—20% А1; 13% Fe; 1—3% Мп;
0,2% Си; 0,09% Ni; 0,04% V и 0,02% Со. Результаты технологических испытаний и
опытных работ, выполненных в 1973 г. в ФРГ, подтвердили экономическую
эффективность переработки красных глин на алюминий. При комплексной переработке 1
млн. т красных глин при среднем коэффициенте извлечения 80% можно получить 160 тыс.
т А1; 10,4 тыс. т Fe; 16 тыс. т Мп; 1,6 тыс. т Си; 720 TNi; 560 т V2O5 и 160 т Со.
Добыча красных глин технически несложная: рыхлые мелкозернистые образования
можно отсасывать со дна при помощи насосов и поставлять по трубопроводам на
транспортные суда. Сокращение запасов бокситов на суше и повышение стоимости их
разработки может привести к необходимости в обозримом будущем освоения ресурсов
красных глин.
Известковистые и кремнистые илы, ресурсы которых соизмеримы с ресурсами
красных глин, представляют собой потенциальный источник относительно чистого СаСОз
для производства строительных материалов и нужд химической промышленности.
Возможности реальной добычи этого вида сырья пока не рассматриваются в силу его
невысокой стоимости.
103
Глава 9. 1ЛЗО1П1РЛТЫ
Г азогидраты представляют собой твердые соединения природного газа (метан, этан,
пропан, изобутан) и воды, образующиеся при определенных термодинамических
условиях, определяемых сочетанием высокого давления с относительно низкими
температурами. По внешнему виду газогидраты напоминают лед или рыхлый снег.
Этот тип природных соединений известен не более 40 лет. Открыт он впервые в
магистральном газопроводе как образование, закупорившее трубу. Первые сведения о
природных скоплениях этих образований относятся к 1972 г., когда они были обнаружены
в осадках Черного моря во время совместных работ МГУ и ВНИИГаз.
Распространение. Сначала газогидраты рассматривались как экзотическое
образование, не представляющее никакого практического интереса. В начале 80-х годов
положение изменилось. Эти образования стали находить все чаще в подводных
грязевулканических брекчиях в виде льдоподобных обломков, сублимирующих при
атмосферных условиях.
Затем были обнаружены некоторые формы проявления газогидратов в
геофизических полях. Это способствовало активизации работ по изучению газогидратов,
особенностей их распространения и оценке потенциальных ресурсов. В настоящее время
на акваториях Мирового океана выявлено несколько десятков площадей с геологическими
и геофизическими признаками гидратоносности (рис. 44).
По данным работы [4], газогидраты обнаружены в Тихом океане на
континентальном склоне Центрально-Американского желоба, в Атлантическом океане на
внешнем хр. Блейк, в Каспийском и Черном морях. Глубина, с которой извлечены гидрато-
носные образцы, колеблется от 0 до 403 м ниже дна при глубине моря от 480 до 5497 м.
Наиболее интересным проявлением газогидратов является тело неустановленной
формы мощностью 3—4 м, пересеченное скважиной в Тихом океане. Гидраты здесь
зафиксированы в керне и по данным каротажа.
Рис. 44. Районы присутствия газогидратов и их признаков в недрах Мирового океана
104
Почти все проявления гидратов приурочены к стабильным зонам, за исключением
образцов из Каспийского, Черного, Средиземного морей, где образование газогидратов
аномального состава обусловлено высоким давлением газов, выходящих из жерл грязевых
вулканов.
В районе хр. Блейк газогидраты были установлены геофизическими методами и
затем вскрыты скважинами. Во внутренних частях Мирового океана (на
континентальном склоне, подножии и океаническом ложе) признаки гидратов
наблюдались в кайнозойских, преимущественно терригенных отложениях, в одном
случае (в Центрально-Американском желобе) — в серпентинитах фундамента.
Состав и генезис газогидратов. Область термодинамической стабильности
газогидратов отражена на диаграмме (рис. 45). Интервал разреза, термодинамический
режим которого соответствует условиям устойчивого существования газогидратов, на-
зывается зоной гидратообразования. Эта зона охватывает 25% суши (приполярные
районы) и около 90% площади Мирового океана. К ней относятся почти 100%
площади континентального склона и 10% шельфа. Кровля этой зоны в полярных морях
находится на глубине 100—250 м, в тропических — 250—650 м, а подошва
расположена на несколько сотен метров ниже дна.
Постоянство термодинамических условий на дне обеспечивает возможность
образования газогидратов в современных седиментационных бассейнах на громадных
площадях, измеряемых тысячами квадратных километров. Это во многих районах под-
тверждено сейсмическими данными, регистрирующими специфическую отражающую
границу, именуемую BSR (bottom simulating reflect — отражение, подобное дну). Именно
эта граница рассматривается как кровля пласта газогидратов. Таких границ, может быть
несколько, что соответствует многопластовости залежей газогидратов. Обычно они
субпараллельны дну моря, но иногда в них отмечаются нарушения и перерывы. Такие
нарушения связаны либо с дефицитом газа для формирования гидратов, либо с его
избытком, приводящим к существенному повышению давления за пределы их
устойчивости. В последнем случае на дне моря возникают грязевые (газо-нефтяные)
вулканы. Для образования газогидратов в пределах этой зоны необходимы достаточно
высокие концентрации углеводородов, поэтому наиболее благоприятные условия
гидратообразования создаются над глубинными очагами нефтегазообразования.
Состав газогидратов непостоянен. В них в различных соотношениях могут
находиться вода, метан, его гомологи, возможны
105
непредельные углеводороды. В одном объеме газогидрата содержится 180—200 объемов
легких углеводородных газов, преимущественно метана. В их формировании участвует вода
как химическое соединение. Поскольку морская, элизионная, поровая вода в общем
случае высокоминерализованна, в процессе гидратообразования сульфаты, гидрокарбонаты
и другие растворенные компоненты выпадают в осадок или повышают минерализацию
окологазогидратных элизионных и поровых вод.
Условия залегания. По условиям залегания газогидраты полностью соответствуют
телам твердых полезных ископаемых осадочно-диагенетического генезиса, образуя
пластовые залежи, линзы, обломки которых и обнаруживаются в грязевулканической
брекчии и в кернах скважин глубоководного бурения. Иногда они наблюдаются в виде
прожилково-вкрапленного оруденения в пелитовых и алевропелитовых илах, превращая
их в естественном залегании в акустически жесткие (характеризующиеся повышенной
плотностью и скоростью распространения упругих колебаний) образования. При подъеме
на палубу такие илы практически мгновенно увеличиваются в объеме. По всему керну
отмечаются разрывы в виде разрастающихся пор неправильной изометричной формы или
серии трещин различного направления. Выделяющийся при этом газ вспыхивает при
поднесении к керну открытого пламени спички.
Поиски газогидратов осуществляются акустическими методами (высокочастотным
малоканальным сейсмоакустическим профилированием) в комплексе с отбором проб
донного материала грунтовыми трубками и буровыми установками.
Перспективы освоения. Интерес к газогидратам как потенциальному сырью в
последнее время ослабевает. По данным работы [4], современное стояние проблемы
106
практического использования газогидратов характеризуется следующими обстоя-
тельствами. Оценки ресурсов газогидратов в Мировом океане, выполненные различными
исследователями, колеблются в широких пределах от 3,1 х 1015 до 7,6 х 1018 м3. Эти
ресурсы более чем на порядок превышают извлекаемые запасы газа обычных
месторождений в мире. Однако отмечается, что приведенные цифры характеризуют не
запасы газогидратных залежей, а общее количество газа, содержащегося в зоне
гидратообразования.
Газогидратные залежи представлены двумя типами, существенно различающимися
по возможностям промышленного освоения. Первый тип залежей с литологическими
покрышками, основным принципом освоения которых является перевод газа из
гидратного состояния в свободное с последующим отбором его традиционными
методами. Разложение газогидратов может осуществляться снижением давления,
тепловым воздействием на пласт (закачкой горячей воды, при помощи нагревателей),
инъекцией ингибиторов (метанол и др.).
Для Мирового океана наиболее характерны залежи второго типа, не имеющие
литологической покрышки. Методика и технология добычи газа из таких залежей в
настоящее время не разработана.
К тому же высказываются опасения, что добыча гидратов из морских осадков может
привести к необратимым нарушениям экологического равновесия, что связано, в
частности, с резким увеличением объема газов при разложении гидратов.
Если значение газогидратов как потенциального полезного ископаемого еще подлежит
выяснению, то необходимость их изучения как глобального физико-геологического
явления, свойственного океану, вполне очевидна. Исследование газогидратов необходимо
для понимания особенностей нефтегазоносности глубоководных акваторий, для изучения
океанического седиментогенеза и диагенеза, в особенности для расшифровки геологи-
ческой истории продуктов преобразования захороненного органического вещества и
поровых вод, а также формирования теплового поля.
107
Глава 10. ОСОБЕННОСТИ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Методика поисков полезных ископаемых Мирового океана зависит от условий
залегания руд. Железо-марганцевые конкреции залегают на поверхности осадочного чехла
тонким слоем, при этом существует зависимость генотипа конкреций от состава верхней
части разреза. Для корок, сульфидов и фосфоритов такой закономерности не наблюдается.
Сульфиды и фосфориты (фосфатизированные породы) уходят на большие глубины, но
добываться могут только их верхние части. Для этих видов руд характерной
особенностью залегания является выраженность в рельефе: для сульфидов
приуроченность к рифтовым зонам (трубки курильщиков), для корок — поверхности
гайотов, свободные от рыхлых осадков, для фосфоритов — банки, подводные горы.
В основе поисков твердых полезных ископаемых лежит получение батиметрической
карты, карты акустической жесткости (сонографической характеристики поверхности дна)
и разреза верхней части чехла на первые метры—десятки метров. Эти сведения наиболее
надежно получаются при использовании многолучевых эхолотов, придонных
акустических и фототелевизионных комплексов, пробоотборников. На основании
использования этих устройств составляется геоморфологическая карта, являющаяся
основой для построения карт структуры рудных обособлений (полей, залежей). Масштаб
карт определяется стадией работ и типом полезного ископаемого.
Для оценки ресурсов проводится отбор проб донного материала. Для этого в
зависимости от вида полезных ископаемых используются дночерпатели, драги, тралы и
др. Определяется плотность залегания, минеральный и химический состав руд. При этом
определяется содержание основных рудных компонентов, шлакообразующих и вредных
примесей. По данным дистанционных исследований и геологического пробоотбора
оконтуриваются рудные залежи. Производится подсчет площадей рудных обособлений и
подсчет ресурсов или запасов одним из стандартных методов (геологических блоков,
Крайтинга и др.) (см. схемы, табл. 15).
Истощение запасов минерального сырья на континентах приводит к тому, что
возникает необходимость изучать потенциальные подводные месторождения дна
Мирового океана с целью поиска новых рудных скоплений и оценки их ресурсов.
108
Технологическая схема поисков оксидных руд
Промер и локация бокового об юра дальнего действия
многолучевым эхолотом ЕМ-12
Батиметрическая карга
Кари амплитуд
о граненного сигнала
Карта у|лов наклона
лив
Придонная
локация бокового
обзора высокого
разрешения
Геол п го- гео ф 111 и чес кая
интерпретация с
составлением
п редварн тел ьн ы х
картографических
материалов
Придонное фото-
зелепрофилированне
Физиографическая карга
Геологическое 1
опробование с
фотографированием
дна
UHOIIC1 ii. ИС С.tC.liniillIия химическое о и
чнпкрааьшп it сек* 1 ан л иелакон и
конкреций
Окончательная геолиго-
геофihj 1 ческая интернрстапня,
составление картографических
и текстовых материалов
Карта рудных зиежей с
оконтуренной охранной
бермой
Отбор проб. обращав. 
LUUkiii iii'icckiix iMkxtob :
Оценка ресурсов или подсчет
тапасов руд и мегхтлов
109
Технологическая схема поисков сульфидов
Промер и локация бокового обзора дальнего действия многолучевым
эхолотом ЕМ-12
Батиметрическая
карта
Карта амплитуд
отраженного сигнала
ф изи о графи чес кая
карта
Карта
уклонов дна
Выбор перспективных участков для детальных исследований
Придонная локация бокового обзора высокого разрешения
Фотографирование дна и
отбор проб грейфером с телевизионных! передатчиком
Грейфер
а»-
 Г*' *
Исследования минеральною и
химического состава
Геолого-геофизическая
интерпретация
Определение условий талегания
И УМСрС! I Ии
солености и
темперу пры
прилсниого
СЛОЯ ВкЫЫ иди.is
геле-профи, ы

Составление картографических
материалов и заключения
по
Методы, применяемые при поисках и разведке
месторождений полезных ископаемых
Таблица 15
Технические средства	Задачи				
	ПОИСКИ и развед- ка кон- креций	ПОИСКИ и разведка корок	поиски и разведка сульфидов	поиски газогид- ратов	экологи- ческий мони- торинг
Спутниковые радионавигационные системы GPS, DGPS для определения положения судна	+	+	+		+
Акустические навигационные системы для определения положения подвод- ных аппаратов	+	+	+	+	+
Многолучевой эхолот для получения информации о рельефе дна и литоло- гии	+	+	+	+	+
Сейсмоакустическая система высокого разрешения				+	
Сейсморазведка в различных модифи- кациях				+	
Природный локатор бокового обзора высокого разрешения	+	+	+	+	4-
Придонный акустический профило- граф	+			+	+
Фото-телевизионные комплексы	+		+		+
Пробоотборники воды и грунта, изме- рители параметров in situ	+	+	+	+	+
Газо-геохимический комплекс				+	+
Лабораторный аналитический комп- лекс	+	+	+		+
Камеральный комплекс	+	+	+	+	+
Ill
Себестоимость 1 т руды и металлов как на суше, так и в океане
определяется суммарными затратами на поиски, разведку, собственно добычу,
транспортировку, первичное обогащение, передел. В момент, когда себестоимость
океанических руд и получаемых из них металлов станет меньше, чем на суше (за счет
истощения запасов суши), добыча океанических руд станет рентабельной.
В настоящее время решаются проблемы добычной техники на уровне создания
макетов и их испытаний.
Методы, применяемые при поисках и разведке месторождений полезных
ископаемых Мирового океана, приведены в табл. 15.
112
ЛИТЕРАТУРА
1.	Батурин ГН. Руды океана. М., 1993.
2.	Бутузова Г.Ю. Гидротермально-осадочное рудообразование в риф-товой зоне
Красного моря. М.: ГЕОС, 1998 (Тр. ГИНРАН; вып. 508).
3.	Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность / Ю.Г. Волохин, М.Е. Мельников,
Э.Л. Школьник и др. М: Наука, 1995.
4.	Геология и минеральные ресурсы Мирового океана. INTERMOR-GEO, Варшава,
1990.
5.	Гидротермальные сульфидные руды и металлоносные осадки океана / С.Г.
Краснов, Г.А. Черкашев, А.И. Айнемер и др. СПб.: Недра, 1992.
6.	Гурвич Е.Г. Металлоносные осадки Мирового океана. М.: Научный Мир, 1998.
7.	Железомарганцевые конкреции Мирового океана. Л.: Недра, 1984.
8.	Карта твердых полезных ископаемых Мирового океана. М-б 1:25 000 000 /
Под ред. И.С. Грамберга. СПб., 1991.
9.	Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых
зон океана. М.: Наука, 1990.
10.	Международно-правовые и экономические проблемы поиска, разведки и
освоения минеральных ресурсов глубоководных районов Мирового океана / Ю.Б.
Казмин, А.Н. Волков, И.Ф. Глумов и др. Геленджик, 1989.
И. Металлогеническая карта Мирового океана. М-б 1:10 000 000 / Под ред. СИ.
Андреева. СПб., 1998.
12. Смирнов В.И. О металлогении океана. Металлогения. М.: Наука, 1993.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие..............................................3
Введение.................................................4
Глава 1. ГЕОЛОГИЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ ОКЕАНА .................9
Глава 2. ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫЕ КОНКРЕЦИИ ОКЕАНСКОГО ДНА ....23
Глава 3. КОБАЛЬТОНОСНЫЕ ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫЕ КОРКИ.........43
Глава 4. МЕТАЛЛОНОСНЫЕ ОСАДКИ...........................59
Глава 5. МАССИВНЫЕ СУЛЬФИДНЫЕ РУДЫ ОКЕАНА...............72
Глава 6. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ПРИБРЕЖНЫХ РОССЫПЕЙ........86
Глава 7. ФОСФОРИТЫ......................................92
Глава 8. СТРОИТЕЛЬНЫЕ МАТЕРИАЛЫ И ДРУГИЕ НЕРУДНЫЕ
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ....................................100
Глава 9. ГАЗОГИДРАТЫ...................................103
Глава 10. ОСОБЕННОСТИ ПОИСКОВ ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ.............................................107
Литература.............................................112
Учебное издание
Виктор Васильевич Авдонин, Владимир Викторович Кругляков, Ирина Николаевна
Пономарева, Екатерина Владимировна Титова
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ МИРОВОГО ОКЕАНА (основные типы
твердых полезных ископаемых)
Зав. редакций И. И. Щехура
Редактор ГС. Савельева
Художественный редактор Ю.М. Добрянская
Технический редактор НИ. Смирнова
Корректор Г.Я. Ярогиевская Компьютерная верстка СЮ. Воронина
Изд. лиц. № 040414 от 18.04.97
Подписано в печать 30.11.2000. Формат 60 х 90716.
Бумага офсетная. Офсетная печать. Усл. псч л. 10,0. Уч.-изд. л. 9,62. Тираж 1000 экз.
Заказ № 784. Изд. № 7053.
Ордена «Знак Почета» издательство Московского университета. 103009, Москва, ул. Б.
Никитская, 5/7.
Отпечатано с готового оригинал-макета в ООО
"Типография ИПО профсоюзов Профиздат",
109044, Москва, Крутицкий вал, 18.