Корисні копалини дна морів та океанів як перспективне джерело мінеральної сировини

Найбільш продуктивні скупчення  приурочені до осьової частини смуги  шириною 100-150 км. Ресурси провінції оцінюються в 5-12 млрд. т конкрецій в сухій вазі, середній вміст металів, нікелю - 1,3; міді - 1,1; кобальту - 0,25; марганцю - 27(Корсаков та ін., 1990).

 

2. Кобальтомарганцеві кірки(КМК)

2.1. Умови локалізації і особливості поширення КМК

 

 Кобальтомарганцеві кірки за умовами локалізації в більшості випадків відносяться до рудних утворень підводних гір. Морфологічно рудні скупчення цього типу виражені у вигляді тонкого (до 20 см) шару (кірки), що бронює від 30% до 60% площ вершинних областей і пологих (до 20% ) ділянок схилів. У числі інших рудних кірок умов, що сприяють формуванню, найбільш важливе значення мають глибини дна океану(600-2500 м), наявність в межах вказаного інтервалу глибин зони кисневого мінімуму, наявність інтенсивних течій зі скоростями, що перешкоджають накопиченню осадового матеріалу(10-30 см/с), переважання у складі спрямованого до поверхні дна осадового потоку карбонатного матеріалу.

Області розвитку рудних кірок у Світовому океані розподілені нерівномірно(мал. 3), що в першу чергу пов'язане з розташуванням контролюючу їх просторову позицію підводних гір. Найширше ці рудні утворення поширені в Тихому океані, де зафіксована найбільша кількість як поодиноких підводних гір, так і тих що утворюють архіпелаги Лайн, Туамоту, Гавайський, Маркус-Неккер, Кука, Магелланові гори, Маршалові острова. Хоча достовірні оцінки загальних ресурсів руд цього типу ще не отримані, по окремих регіонах є досить надійні дані, що свідчать, наприклад, про те, що в економічній зоні Гавайського архіпелагу зосереджені більше 1 млрд праці, в т. ч. 300 млн т марганцю, 6 млн т нікелю, 1 млн т міді і 10 млн т кобальту.

Малюнок 3. Схема поширення рудних полів КМК (за [3])

 

У Атлантичному і Індійському океанах ареали розвитку рудних кірок більше обмежені по площі порівняно з Тихим. Проте і тут за попередніми оцінками може йтися про ресурси руд в сотні мільйонів тонн. На частини підводних гір і піднятть Атлантичного океану рудні утворення вже встановлені (р. Грейт Метеор, підняття Сьєрра Леоне, Сеара, гори Нової Англії). Частина інших відносяться до перспективних в цьому відношенні(хребет Китовий, підняття Риу-Гранди).

Те ж саме можна  сказати і про Індійський океан, де встановлені(р. Екватор, хребет Брокен, Кокосовий вал, Амірантський хребет) або прогнозовані (Мозамбіцький хребет) скупчення кобальтоносных залізомарганцевих руд. Незважаючи на переважаючий характер зв'язку рудних кірок з обстановками підводних гір вулканічного походження, в океані відомі ще два варіанти умов їх локалізації. До першого відносяться обстановки деяких ділянок шельфу і континентального схилу(плато Блейк в Атлантиці), до другого - умови абісальних западин, де кірки просторово асоціюються з конкреційними залізомарганцевими утвореннями. У останньому випадку кірки(на відміну від ЗМК, залягаючих на рихлих осадах) в локальному плані тяжіють до ділянок дна, що зазнали ерозію, або складених магматичними породами.

2.2. Будова і склад

 

 Будова кобальтоносних кірок визначається поєднанням макро- і мікрошаруватості рудної маси. Макрошаруватість виражена у вигляді закономірного чергування шарів потужністю до перших сантиметрів, що відрізняються текстурою, кольором і складом.

У наповніших розрізах кірок  підводних гір виділяється до трьох макрошарів: нижній - темно-сірий до чорного, складений однорідною рудною масою оксигідратів заліза і марганцю масивного складання; проміжний, представлений бурою карбонатно-фосфатною матрицею, густо пронизаною орієнтованими перпендикулярно шаруватості дендритовидними скупченнями рудного матеріалу; верхній - рудний буро-сірий до чорного, однорідний.

Випадки неповних розрізів кірок досить широко поширені, причому  особливо часто відсутні проміжний  або верхній шар, нерідко обоє. Закономірний характер будови повних розрізів кірок пояснюється спрямованою зміною в часі фаціальних умов локалізації рудної речовини, пов'язаним з відомим процесом тектоної еволюції океанічних плит : послідовним опусканням їх (отже і рудоконтроконтролюючих структур - підводних гір) на все більші глибини.

Рудні мікрошари, що є  елементами внутрішньої структури  макрошарів, за текстурними характеристиками і потужністю дуже нагадують аналогічні мікрошари ЗМК. В той же час в рудних кірках відсутні мікрошари, складені кристалічними фазами рудних мінералів. З цієї причини для них характерні, в основному, стовпчаста, шарувата і компактна текстури.

Відповідним чином згадана  обставина відбита і в особливостях мінерального складу рудної речовини кірок : це тонкодисперсна суміш рентгеноаморфних вернадитуі гідрогетиту. У складі нерудної частини кірок відзначається приблизно той же набір мінералів, що і в ЗМК, але з додаванням помітних кількостей кальциту і апатиту(особливо в проміжному макрошарі).

Однією з головних особливостей хімічного складу кірок є високий вміст кобальту, в середньому в межах 0,4-0,8%. Досить поширеними є і більш високі значення (1-2% питомих концентрації рудних мас (при потужності кірок 2-6 см питома вага їх залягання складає 40-120 кг/м2) дозволяють розглядати їх в якості важливого виду мінеральної сировини як на кобальт, так і на інші метали. Середній зміст варіює в межах: марганцю 16-26%, нікелю 0,4-0,6%, міді 0,1-0,3%, заліза 14-20%.

 

3. Металоносні осади

 

Металоносні осади (рудні мули) користуються досить широким поширенням в океані і, принаймні, в одному випадку (западина Атлантис II в Червоному морі) утворюють економічно значимий рудний об'єкт. Головна ж роль металоносних осадів при оцінці характеру океанського рудогенезу на даний момент полягає в тому, що вони є прямими індикаторами рудоносної гідротермальної активності океанського дна.

За загальними характеристиками складу, будови і умов залягання металоносні осади мало відрізняються від звичайних пелагічних мулів, але виділяються на їх фоні підвищеним вмістом рудних компонентів, в першу чергу марганцю і заліза. Строга класифікація металоносних осадів до теперішнього часу ще не розроблена. Згідно найпоширенішим уявленням до цього типу осадових утвореннь відносяться різновиди пелагічних мулів, у складі яких або сумарний вміст марганцю і заліза перевищує 10% або вмісне залізо в перерахунку на безкарбонатну (абіогену) речовину перевищує ті ж 10%.

Сучасні металоносні  осади найбільше поширені в Тихому океані. Особливо це характерно для його південно-східної частини, де суцільним покривом цих утворень зайнята площа близько 10 млн км², що охоплює район Східнотихоокеанського підняття (СТП) між 5 пд. ш. і 45 пд. ш. і прилеглі ділянки абісальних западин. Аналогічні, у вигляді суцільного покриву, але на набагато меншій площі (більше 2 млн км²) скупчення металоносних мулів виявлені в Індійському океані в районі потрійного зчленування спредингових хребтів. Дані про наявність таких покладів в Атлантиці відсутні. Відносно більш численні локальні скупчення відомі в усіх трьох океанах.

Сучасні металоносні осади виражені у вигляді поверхневих шарів потужністю від перших сантиметрів до перших метрів. Зовні це звичайно темнозабарвлені (від бурих до чорних) мули, які містять переважно рентгеноаморфні гідроксиди заліза і марганцю гідротермального генезису. Рідше виявляються і кристалічні фази таких мінералів як тодорокіт, бернесит, псиломелан, гетит, залізистий смектит. Середній вміст деяких рудних елементів в абіогенній частині металоносних осадів південно-східної області Тихого океану і Індійского океану за даними А.П.Лісіцина та ін. приведені в таблиці1.

Таблиця 1. Середній вміст деяких рудних елементів в абіогенній частині металоносних осадів (за даними А.П.Лісіцина та ін)

Океан	Вміст
	%		г/т
	Fe	Мn	Ni	Сu	Со	Zn	РЬ	Мо
Південно-Східна частТихого	16,86	5.07	826	1041	218	411	155	75
Індійський	11,85	2,47	356	588	155	281	167	105

 

4. Глибоководні поліметалеві сульфіди (ГПС)

4.1 Поширення

 

Інформація, що постійно зростає в об'ємах, про сульфідні зруденіння океанського дна нині практично однозначно вказує на тісний просторовий і генетичний зв'язок рудних скупчень данного типу з тектонічно і магматично активними областями ложа океанів. Найяскравіше цей зв'язок проявлений в межах спредингових центрів практично усіх океанів(мал. 4). Встановлена досить змістовна пряма кореляція між інтенсивністю зруденіння і швидкостями спредінга відповідних центрів. Ця обставина обумовлює підвищену перспективність СТП відносно сульфідного зруденіння, як найбільш високоспредингового з усіх відомих центрів.

 

Малюнок 4. Схема розташування рудопроявів ГПС

1. масивного типу, 2- вкрапленого і штокверкового типу, 3- розломи системи СОХ

 

 

Просторове положення  рудопроявів в структурно-тектонічному плані спредингових центрів досить однотипно і у більшості випадків відповідає неовулканічним зонам осьових рифтових долин серединно-океанічних хребтів, що багатьма дослідниками зв'язується з осібливостями їх формування за схемою т. н. "рециклінгу". Згідно з цією схемою гідротермальні розчини, що є носіями рудних (Fe, Сі, Zn, Pb та ін.) і нерудних (SiO) компонентів, формуються за рахунок океанічної води, проникаючої по тріщинах в частково захололій корі за межами рифтових долин на глибини верхніх меж магматичних вогнищ(сотні метрів - перші кілометри), розташованих під долинами і живлячи згадувані неовулканічні зони. Розігріті під впливом вулканічних вогнищ води, що придбали з цієї причини підвищену хімічну агресивність, утворюють висхідний потік, що проектується в межі неовулканічної зони. Шляхом дотримання хімічно агресивні гідротерми насичуються за рахунок вилуговування з вміщуючих порід названими рудними і нерудними компонентами.

Просторове положення  рудопроявів в структурно-тектонічному плані спредингових центрів досить однотипне і у більшості випадків на ділянках виходів гідротерм, температура яких може досягати 350^о С, на поверхні морського дна метали вступають в з'єднання з сірковмісно морською водою, утворюючи сульфіди, які, випадаючи з розчину, формують рудні скупчення. Частки сульфідів, що не встигли осісти, утворюють на ділянках виходів активних гідротерм своєрідні димоподібні шлейфи типу грифонів, що мають характерний для сульфідних виділень чорний колір. Скупчення сульфідів морфологічно є переважно конічними тілами, діаметр основи яких коливається від перших метрів до 40-50 м, а висота складає 3 -30 м. Тіла розташовуються у вигляді ланцюжків уздовж осьових грабенів рифтових долин, тяжіючи як до їх бортів, так і до днища.

4.2 Будова і склад

 

У мінералогічному відношенні сульфідні тіла представлені піритом, халькопіритом, сфалеритом з підпорядкованою кількістю галеніту та ін. Агрегати рудних мінералів мають масивну текстуру. Вміст металів у валовому складі рудних мас досягає: цинку 65% (хр. Хуан де Фука), міді 30% (СОХ у 11^о Пн. ш.), свинцю 0,4%, срібла 1,5% (СТП у 21^о пн. ш.), золото 7 г/т (Каліфорнійська затока), платини 5 г/т. Ресурси сульфідних руд, що складають окремі тіла середніх размірів, складають близько 1 тис. т. У деяких рудоносних районах, як наприклад в межах Галапагоського центру спредінгу, проявилися випадки групування менших тіл у більші тіла, сумарні ресурси яких оцінюються в 25 млн. т руди.

Останніми роками отримані дані, що мають важливе значення в плані оцінки особливостей океанського рудогенезу в умовах позаспредингових обстановок, про суцільне і вкраплене сульфідне зруденіння підводних гір і розломних зон. Масивні скупчення сульфідів зафіксовані у вигляді плащевидних тіл на поверхні кальдерних частин підводних гір і їх схилів, розташованих як зблизька, так і на значній відстані від спредингових центрів. Мінеральний склад масивних руд підводних гір має певні відмінності від такого типу руд осьових рифтових зон : в них істотно понижена роль сульфідів цинку. Існують дані про збагаченість цих руд кобальтом, вміст якого досягає 1%. Ресурси руд окремих рудних покладів можуть сягати перших мільйонів тонн.

Перспективи вкраплених руд розломних зон, як мінеральної сировини, на сьогодні достатньо невизначені. Проте вже зараз можна говорити про дуже широку поширеність їх в океанах. Переважаючим типом цих руд являється мідноколчеданний.

 

5. Корисні копалини прибережних розсипищ

 

Серед корисних копалини океану морські розсипи по економічному значенню займають друге місце після  вуглеводнів. Підводні і прибережні розсипи забезпечують 7% світового видобутку з розсипів, а для олова їх частка складає 20%.

Прибережні розсипи різноманітні за складом. Великим поширенням славляться титано-цирконієві розсипи - унікальні скупчення мінералів титану (ільменіт, рутил, лейкоксен) і рідкісних земель (циркон, монацит та ін.), що як правило, не утворюють промислових скупчень в інших геологічних умовах. Промислове значення мають розсипи магнетиту і титаномагнетиту, поширені в областях базальтового і андезитового вулканізму. Безпосередній зв'язок з корінними джерелами виявляють розсипи каситериту, золота і платини, алмазів. Розробляються також розсипи силіманіту, ставроліту, кіаніту та інших мінералів, акцесорних у вивержених і метаморфічних породах.

За часом утворення  прибережно-морські розсипи розділяються на древні і сучасні. Вік кайнозойських розсиповмісних товщ - від еоцену до голоцену, найбільш часті плейстоцен-голоценові продуктивні горизонти. За умовами формування виділяють розсипу пляжів, бар’єрів, кіс, берегових валів, лагун, дельт, підводного схилу та ін. Деякі розсипи виведені над рівнем моря, інші належать до підводних або затоплених морем. Серед останніх зустрічаються елювіальні, делювіальні, алювіальні і інші, що виявилися на дні, в результаті підйому рівня Світового океану в післяльодовикову епоху. Сучасні пляжні розсипи приурочені до зон дії хвилювань, приливів і відливів, донних течій. Розсипи характеризуються значною протяжністю, відносно невеликою шириною (близько десятків метрів), невитриманими потужностями і вмістом важких мінералів. Істотне значення мають також розсипи дельтового типу. Мінеральний і гранулометричний склад прибережних розсипів визначається типом корінних джерел і геологічною обстановкою утворення розсипів.