Современный (постсреднеюрский) Мировой океан, вместе с шельфовыми и глубоководными внутренними и окраинными морями, представляет собой глобальную минерагеническую провинцию площадью 361 млн км², в пределах которой масштабно развиты три типа рудогенеза: железо-марганцевый оксидный и гидроксидный, первые единичные проявления которого начинаются уже с конца раннего мела и максимально проявленный в четвертичном периоде кайнозоя [Аникеева и др., 2002]; гидротермальный сульфидообразующий; прибрежный шельфовый, преимущественно россыпеобразующий.

Многочисленные свидетельства проявления процессов океанического рудогенеза были получены еще в прошлом столетии, а в 1970–1980-х гг. определилось новое направление в науках о Земле - минерагения Мирового океана. Одним из ведущих центров исследований является ФГБУ «ВНИИОкеангеология» (ранее НИИГА - ПГО «Севморгеология»). Здесь подготовлен ряд монографий под редакцией С.И. Андреева и Л.И. Аникеевой [Андреев, 1994; Андреев и др., 1997а, б, 1999; Аникеева и др., 2002; Минеральные ресурсы…, 2007], созданы минерагенические карты океанов (1991–2008), а геолого-минерагеническая карта мира, составленная член-корреспондентом Л.И. Красным (ВСЕГЕИ) [Геология и минерагения…, 2000], впервые объединила геологию и минерагению океана и континентов.

Представления о рудогенезе в глубоководных областях рассмотрены в работах многих сотрудников отдела геологии и минеральных ресурсов Мирового океана ВНИИОкеангеология (2005–2017). В монографиях 2005 и 2008 гг. [Иванова и др., 2005, 2008] дан аналитический обзор твердых полезных ископаемых шельфовых областей России, изложены основные черты кайнозойского шельфового рудогенеза и показана ресурсная значимость его продуктов минерального сырья различных видов. В монографии по геологии и минерагении дальневосточных морей [Аникеева и др., 2012] большое внимание уделено высокому потенциалу шельфовых россыпей золота, черных металлов, а также показаны возможности обнаружения глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС) в Охотоморской тыловодужной зоне. Отмечены большие перспективы этих районов на газогидраты, которые могут быть не только самостоятельным видом полезных ископаемых, но и вероятным индикатором глубинных залежей нефти и газа на западе впадины Дерюгина Охотского моря на стыке с Северо-Сахалинской нефтеносной провинцией.

Был создан обширный информационный массив данных по главным видам океанических и шельфовых полезных ископаемых, в который входят железомарганцевые конкреции и корки, полиметаллические сульфиды, металлоносные илы, фосфориты, бариты, россыпи Au, Sb, Pt и черных металлов. Построены Минерагеническая карта Мирового океана масштаба 1:15 000 000 (2008) и Прогнозно-металлогеническая карта акваторий дальневосточных морей и Алеутско-Курильской зоны Тихого океана масштаба 1:15 000 000 (2011).

Океанический рудогенез, связанный с особыми геоструктурами, которых нет на суше, относительно молод (поздний мезозой - кайнозой) и испытывает дополнительное влияние гидросферы в ходе всех геологических процессов. Характерен широкий интервал гипсометрических величин (изобат) - от нескольких километров в абиссали до первых десятков метров литорали с соответствующими мощностями водной толщи и донных осадков. В морфоструктурном плане выделяются срединно-океанические подвижные пояса, плиты, опущенные континентальные блоки (аваншельфы и микроконтиненты), молодые шельфовые платформы.

Перечень твердых полезных ископаемых позднекайнозойской эпохи рудогенеза обширен (табл. 1). Они образуют самостоятельные залежи или же общие с древними полихронные (полигенные, полифациальные) тела, связаны с различными фациальными типами отложений и их генетическими разновидностями. Осадочные рудные тела имеют как механическое (россыпи на шельфах), так и физико-химическое, биогенно-химическое происхождение (ракушняк, органоминеральные илы).

Океанский Fe-Mn-рудогенез, продуктами которого являются железомарганцевые конкреции (ЖМК) и кобальтмарганцевые корки (КМК), - специфическое явление во времени и пространстве, ограниченное границами постсреднеюрского Мирового океана и его морей. ЖМК залегают на поверхности дна или в погребенном состоянии встречаются в осадочной толще. КМК отлагаются на подводных горах и гайотах в форме наслоений на коренных выходах пород или их обломках. Главными полезными компонентами ЖМК и КМК являются Ni, Cu, Co и Mn, ассоциирующиеся обычно с мафической группой пород и минералов.

Гидротермальный рудогенез с образованием сульфидных руд проявлен на дне океана в энергоактивных зонах - осевых частях срединно-океанических хребтов и рифтовых зонах внутренних и окраинных морей. Его производные - колчеданные руды, содержащие Cu, Zn и Pb, сопутствуемые Au и Ag, нередко комплексом редких (Se, Cd, Te) и рассеянных (Ga, Tl, Ge) элементов, а также Co, Mo и Ni. Комплекс основных полезных компонентов гидротермального рудогенеза тяготеет к сиалическим породам. Продукты гидротермального океанического рудогенеза имеют сходство с колчеданными рудами континентов самого разного возраста, в том числе образовавшимися задолго до пост-юрского океана. Остается неясным: это пример генетической аутентичности или случай конвергентного сходства объектов по геохимическим и минералогическим признакам?

В океане достаточно широко развито глубоководное и шельфовое фосфоритообразование, известны скопления гидротермальных и инфильтрационных баритов, встречены рудоносные илы и рассолы, металлоносные осадки.

По периметру Мирового океана, его внутренних и окраинных морей проявлен прибрежный россыпеобразующий гипергенный шельфовый рудогенез (россыпи тяжелых минералов и металлов: Au, Pt, касситерита, оксидов черных металлов Fe и Ti с редкими элементами), не уступающий по масштабу и практической значимости глубоководным океаническим типам рудогенеза.

Производные рудогенеза открытого океана

Крупные скопления ЖМК формируются на поверхности дна, сложенного донными осадками (карбонатные и кремнисто-глинистые отложения, красные глины) в абиссальных котловинах на глубинах от 4200–4300 до 5000 м и более. В Мировом океане выявлено 12 крупных полей ЖМК (см. рис. 1 «Карта распространения…» в статье С.И. Андреева, Г.А. Черкашёва [2018]). Скопления КМК, установленные в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах, залегают на подводных горах и гайотах на глубинах от 1000 до 3500 м, в основном на склонах по периметру плосковершинной поверхности.

Основной механизм поставки рудного вещества в ЖМК - гидрогенный при дополнительном влиянии седиментационного (выше уровня критического карбонатонакопления - УКК) и диагенетического (ниже УКК) факторов. Для КМК ведущим является гидрогенный привнос рудных компонентов. Гидротермальные Fe-Mn-образования формируются вблизи активных вулканических центров и гидротермальных источников.

Общий ресурсный потенциал Fe-Mn рудной массы океана оценивается в 105–106 млрд т: ЖМК - 57 млрд т; КМК - 43 млрд т; гидротермальные корки и конкреции - 5–6 млрд т. ЖМК являются комплексной высококачественной оксидной рудой на Ni, Cu, Co и Mn, КМК содержат высокие концентрации Со, умеренные – Ni и Mn. В гидротермальных Fe-Mn-образованиях содержания цветных металлов, кроме Mn, на порядок ниже.

Продуктивность - количество ЖМК на 1 кв. м - и вещественный состав конкреций варьируются в зависимости от вертикальной геохимической зональности водной толщи океана. Наиболее благоприятный интервал располагается непосредственно ниже УКК в пределах поля Кларион-Клиппертон (Тихий океан) (см. рис. 1 на с. 407 [Андреев и Черкашев, 2018]).

ЖМК, залегающие непосредственно ниже УКК, подвергаются дополнительному воздействию диагенетического фактора. Его действие связано с окислением захороненного в осадках детрита биогенного происхождения за счет отъема кислорода у оксидов и гидрооксидов и ремобилизации содержащихся в них Mn, Ni и Cu. Восстановленные в результате этого процесса ремобилизации металлы мигрируют к поверхности дна, где обогащают формирующиеся конкреции цветными металлами: Ni и Cu - в 1,5–2 раза, а Mn - в 1,3–2,0 раза [Андреев, 1994]. В итоге образуются богатые ЖМК типа Кларион-Клиппертон, наиболее широко представленные в одноименном поле в Северо-Восточной котловине Тихого океана.

В настоящий момент в пределах Российского разведочного района (РРР–ЖМК), заявленного Россией в 1987–1988 гг. (см. рис. 1 на с. 407 [Андреев и Черкашев, 2018]), завершены ГРР оценочной стадии, в результате которой в пределах РРР–ЖМК определен общий ресурсный потенциал рудной массы ЖМК - 450 млн т при весовой плотности залегания 11–12 кг/м² сухих ЖМК. В ближайшие 20 лет при освоении этого рудного объекта можно рассчитывать на наличие в его недрах запасов (категория С₂ и С₃) и прогнозных ресурсов (категория Р₁) по Mn - 54,6 млн т, Ni - 2,65 млн т, Cu - 2,12 млн т и Co - 0,42 млн т металла.

Формирование КМК происходит при ведущей роли гидрогенного привноса рудного материала. Обычное химическое состояние кобальта в океанской воде независимо от батиметрического интервала - CoCl₂. Этого, по-видимому, достаточно, чтобы в составе Fe-Mn-матрицы конкреций и корок в абиссальных районах отложилось порядка 0,2% этого металла. В верхнем гидрогеохимическом интервале (от 500 до 3500 м), в зоне кислородного минимума, кобальт связан с аммиакатами, возникающими в результате разложения осаждающихся остатков микробиоты, выполняющими роль его поглотителей и концентраторов. На подводных горах и гайотах в зоне осаждения Fe-Mn-матрицы, обладающей хорошими сорбционными свойствами, эти соединения легко экстрагируются, обогащая корки кобальтом при средних содержаниях 0,6%, в отдельных случаях - до 0,8–1,0%.

Заявленный РФ в Мировом океане рудный объект КМК (Магеллановы горы, Тихий океан) (см. рис. 1 на с. 407 [Андреев и Черкашев, 2018]) по содержанию Со (0,60%) почти в два раза превосходит крупнейшее месторождение Со на суше (0,28%) [Бежанова и др., 2015]. КМК еще более яркий, чем ЖМК, пример своеобразного рудного образования, встречающегося только в современном Мировом океане.

Отмечается выдержанность состава ЖМК и КМК в пределах обширных пространств океанского дна. Вариации содержаний элементов редко превосходят 10–20%, что корреспондируется с высокой устойчивостью химического состава водной толщи океана. Можно предположить, что стабильность составов двух систем (водной и железомарганцевой) обусловлена одним и тем же чрезвычайно масштабным фактором - рециклингом, т.е. инфильтрационным проникновением океанских вод во 2-й океанический слой, где они взаимодействуют с однородными по составу базальтами. В результате этого процесса выравнивается и стабилизируется состав океанических вод - основных продуцентов Fe-Mn рудных масс. Таким образом, в результате рециклинга находит объяснение процесс выравнивания и стабилизации водных масс, который передается производным Fe-Mn-рудогенеза (ЖМК и КМК), наделяя их теми же свойствами. В зависимости от локальной морфоструктурной, геологической позиции на дне и положения в структуре водной толщи океана к гидрогенному процессу формирования продуктов Fe-Mn-рудогенеза могут добавляться другие факторы (седиментационный, диагенетический и гидротермальный), обусловливающие разнообразие вещественно-геохимических характеристик и влияющие на продуктивность Fe-Mn-рудообразования. В условиях шельфовых внутренних и окраинных морей к ним подключаются процессы, связанные с особенностями постдиагенетического преобразования осадочной толщи и спецификой сноса материала с суши, что ведет к ограниченному обогащению ЖМО цветными металлами.

Таким образом, Fe-Mn-рудогенез Мирового океана, представленный ЖМК и КМК, является масштабным металлогеническим «эндемиком» планеты, связанным с постсреднеюрским глобально проявленным базальтовым импульсом. Морфоструктурно-тектоническим отражением последнего стал современный Мировой океан, выполненный уникальным по объему и стабильности состава геологическим телом, океанской водной толщей - основным продуцентом и транзитной средой для указанных выше Fe-Mn-образований. Остается справедливым высказанное много лет тому назад В.Рубеем [Rubey, 1951] положение: «Водная толща океана - результат дегазации мантии», а ЖМК и КМК, следовательно, опосредованные производные этого глубинного процесса.

Области проявления гидротермального рудогенеза, продуктами которого являются глубоководные полиметаллические сульфиды (ГПС) колчеданного типа, тяготеют к мобильным и энергоактивным зонам, характеризующимся повышенным тепловым потоком, активной сейсмической и вулканической деятельностью. Их источники имеют глубокие корни. По сейсмологическим данным, залегают на глубинах от 10 до 20–30 км и более, что позволяет говорить о нижнекоровой или даже мантийной их природе. Будучи приуроченными к осевой рифтовой зоне, они, по-видимому, отвечают завершающейся стадии формирования СОХ. Попытки обнаружить рудные объекты ГПС в пределах более древних океанических плит пока результатов не дали. По оценкам ториевого метода, абсолютный возраст проявлений ГПС укладывается в пределы 150–200 тыс. лет, что подтверждает их связь с завершающимся этапом развития срединно-океанических хребтов.

Взаимосвязь скоплений продуктов гидротермального рудогенеза с комплексом геодинамических факторов устанавливается и при более детальных работах в пределах РРР–ГПС (САХ). По аномалиям кондуктивного теплового потока (до 100–200 мВт/м²) и сгущениям сейсмических гипоцентров землетрясений можно наметить перспективные площади возможного нахождения металлогенических таксонов в ранге рудного района, рудного узла или поля. По локальным аномалиям конвективного теплового потока (более 200 мВт/м²) можно выходить на конкретные рудные объекты ГПС, предполагая, что энергонесущие струйные образования теплового потока могут содержать рудный материал, из которого образуются сульфидные скопления.

В связи с сейсмической и вулканической деятельностью сам факт такой поставки рудообразующих флюидов совместно с тепловым потоком, на фоне мощных восходящих дивергентных подвижек базальтов в рифтовой зоне СОХ, позволяет связывать генезис ГПС не с приповерхностным рециклингом, а с активизацией глубинных горизонтов и подъемом мобилизованного материала к поверхности дна по схеме действия плюм-тектонического механизма. Такая геодинамическая конструкция дает ответ на ряд вопросов, которые при рециклинговой поставке рудного материала не имеют объяснения, а именно: откуда берутся в большом количестве Fe и S для образования крупных серно-колчеданных залежей; чем объясняется особая селективная избирательность рециклинга по отношению к Cu и Zn; как можно объяснить крайнюю изменчивость составов ГПС и их разномасштабную локализацию на самых коротких расстояниях в условиях монотонного рециклинга. Как понять многофазность рудообразования, когда в пределах одного таксона залегают Cu-богатые и серно-колчеданные руды?

Особую группу составляют шельфовые железомарганцевые конкреции и корки (ШЖМК). Их поля известны в арктических морях России, Балтийском и Черном. Содержание железа и марганца в них достигает 40–55% при колебаниях каждого элемента от первых процентов до 20–25%. Малые рудные элементы (Ni, Cu) составляют обычно тысячные доли процента, местами отмечаются повышенные содержания кобальта (до 0,2%).

Наиболее детально изучены ШЖМК Финского залива Балтийского моря, где выделен рудный марганценосный район. В Черном море ШЖМК образуют скопления на шельфах России (Каламитского залива), Болгарии и Румынии при глубинах моря от 30–70 до 190–200 м. Содержания Fe - первые десятки г/куб. м, Mn – проценты [Шнюков и др., 2004]. Поля конкреций обнаружены на шельфе Аляски и в море Бофорта в Амеразийском бассейне Северного Ледовитого океана.

ШЖМК - продукт океанского рудогенеза, связанный с его поздней эпохой, формирующийся до настоящего времени под влиянием комплекса физико-химических процессов. Рудные скопления специфичны и кратковременны, поскольку контролируются сочетанием окислительной и восстановительной сред в придонных зонах на отрезках длительностью от 15–35 до 100–140 лет. При редуцировании окислительной зоны ШЖМК растворяются, переходят в осадок и служат материалом для накопления нового рудного слоя.

На аваншельфах и в шельфовых областях Мирового океана известны обширные провинции (Западно- и Восточно-Атлантическая) и области (Калифорнийская, Перуано-Чилийская, Аравийская, Индийская и Япономорская) фосфоритов. Глубины акваторий колеблются от десятков метров до 600–700 м. Выделены две эпохи фосфоритогенеза - раннекайнозойская (миоцен, поздний олигоцен - миоцен) и поздняя, плейстоцен-голоценовая. В раннюю эпоху соединения фосфора поступали с континентов, где существовали аналогичные провинции [Батурин, 2004]. При размыве древних пластов формировались молодые с высоким содержанием Р₂О₅. Характерно явление апвеллинга, в зоне фотосинтеза за счет фосфора активно развивается фитопланктон. Высокая биопродуктивность прибрежных вод определяет обогащение донных осадков органикой и фосфором («эффект Батурина»).

В толще пород позднего мела - эоцена на Самбийском полуострове пласты фосфоритов с глауконитом прослежены с суши на дно Балтийского моря. При их размыве фосфориты накапливаются в донных осадках. В Гданьском заливе Балтийского моря на дне известны скопления плейстоцен-голоценовых фосфоритов.

Известны пласты миоценовых фосфоритов в глубоководных районах на гайотах – подводных горах в Тихом и Индийском океанах. Вероятны скопления фосфоритов в дальневосточных морях, в частности Охотском, за счет размыва фосфоритоносных палеозойских толщ (Пришантарье, север Сахалина), в Японском море на поднятии Ямато.

Прибрежные зоны морей и океанов по всей планете охватывает поле (точнее, планетарный мегапояс) кластогенного механического рудогенеза с россыпями ценных минералов. В нем насчитывается 11 поясов с 54 зонами (табл. 2). Специализация зон и входящих в них районов с узлами и месторождениями весьма разнообразна. Петрогенные россыпи представлены золотом, оловом (касситеритом), платиноидами и хромитом, алмазами и «черными» минералами (магнетит, титаномагнетит, циркон, иногда - TR). Биогенные россыпные концентрации - янтарь и ископаемая мамонтовая кость [Иванова и др., 2008].

Наиболее широко распространены в шельфовых областях Мирового океана россыпи «черных» минералов - магнетита, титаномагнетита, циркона, часто с минералами редких земель (42 россыпных зоны). Особенно крупные и уникальные объекты на протяженных отрезках прибрежных зон известны в Индийской, Восточно- и Южноафриканской, Мадагаскарской зонах и зоне Австралийских Альп. Металлоносны пляжи, бары, лагуны, прибрежные дюны, морские террасы на суше до уровней 90–100 м и на дне акваторий при глубинах моря до 80–90 м. Коренными источниками питания служат толщи метаморфитов и терригенных пород с возрастом от докембрия до мезозоя; существенную роль играют мощные латеритные коры выветривания. Многочисленны более мелкие по масштабам россыпи этих же минералов в морях Северной и Западной Европы и Средиземноморья.

Преимущественно за счет размыва молодых вулканитов основного состава и андезитов питаются россыпи магнетита и титаномагнетита в Сахалино-Японской, Олюторско-Камчатско-Курильской и Филиппинской зонах и вокруг островов Океании. Здесь же появляются россыпи хромита и редко - платиноидов, которые связаны с разрушением интрузивных тел основного-ультраосновного состава.

Крупные россыпи алмазов известны на юго-западном побережье Африки и на дне прилегающего атлантического мелководья (Юго-западноафриканская зона). К акватории спускаются серии морских алмазоносных террас на уровнях от 160–100 до 5–10 м, продолжающихся на дне до глубин минус 60–65 м (возраст - от миоцена до плиоцена и голоцена). Аналогичны природные условия на северо-западе Африки и в Бразильской зоне. Основной источник алмазов - кимберлитовые трубки на окраинах щитов и древних платформ. Кимберлитовые тела питают ореолы рассеяния зерен алмаза и его спутников в Кольско-Беломорско-Тиманской зоне (пляжи, низкие морские террасы, мелководья морей Белого и Баренцева). Промежуточными коллекторами служат терригенные толщи палеозоя. В Южнолаптевской зоне развиты мезозойские промежуточные горизонты, а первичными источниками могут оказаться некимберлитовые магматические образования.

Основные перспективы шельфовой золотоносности связаны с Тихоокеанским и Арктическим мегапоясами (пояса Кордильерский, Андский, Дальневосточный). Наиболее известна Алеутско-Аляскинская зона с Номским районом, где россыпи золота на прибрежной низменности (палеошельф) и дне акватории имеют возраст плейстоцен–голоцен. В Дальневосточном поясе Сихотэалиньская зона включает Южноприморский район с плейстоцен-голоценовыми россыпями золота на пляжах, бенчах, в палеодолинах на дне залива Петра Великого. Остальные золотоносные зоны в шельфовых областях Мирового океана менее продуктивны. Особым типом золотоносности характеризуется Арктический пояс. В Карской, Североземельской и Восточносибирско-Чукотской зонах это челюскинский и рывеемский типы с масштабными объектами«долгожителями», имеющими возраст от эоцена–олигоцена до голоцена.

Россыпная оловоносность ярко проявлена в Восточнолаптевской и Восточносибирско-Чукотской зонах Арктического пояса. Здесь также имеют место крупные россыпи с интервалом формирования в ранне- и позднекайнозойскую эпоху (лаптевско-восточносибирский тип). Аналогичные объекты в других шельфовых областях мира неизвестны. Малайско-Индонезийский тип (Бирмано-Малайско-Индонезийская зона) характеризуется крупными россыпями касситерита с возрастом плейстоцен–голоцен. Такой же возраст имеют россыпи у островов Кинг и Тасмания (зона Австралийских Альп) и близ о. Корнуолл (Западноевропейская зона).

Россыпная платино- и хромитоносность в шельфовых областях Мирового океана проявлена незначительно. Единственная крупная россыпь платины на побережье и в палеодолинах на дне моря находится в районе Кускоквим Гудньюз (Беринговская зона Кордильерского пояса), имеет возраст плейстоцен–голоцен. Крупная дельтово-морская россыпь - на побережье и дне залива Юон (Папуа - Новая Гвинея в зоне островов Океании).

Биогенные россыпи в шельфовых областях относительно редки и своеобразны. В Самбийском районе на одноименном полуострове и в прилегающей зоне Балтийского моря находится Приморская группа крупных месторождений янтаря в толще верхнего эоцена - олигоцена. Россыпи имеют лагунно-дельтовый генезис и являются аллохтонными, дальнеприносными. В аналогичных условиях формировались эоценовые россыпи в Бирманской янтареносной провинции (Мьянма, Андаманское море). Современные пляжевые россыпепроявления янтаря широко распространены по берегам морей Средиземноморского, Балтийского, Северного, а также арктических и дальневосточных, Индийского океана. Они образуются при размыве древних продуктивных толщ (Балтийское море) или же каменных и бурых углей палеогена с включениями янтаревидных смол. На юге о. Сахалин известны небольшие россыпи янтаря Долинской группы.

На севере Американского континента обнаружены первичные и вторичные скопления янтаря с возрастом от мела до олигоцена, связанные с палеопроливом. Многочисленны пляжевые проявления янтаря вдоль побережий нескольких штатов США.

Россия - единственная страна в мире, где опоискованы и частично разведаны россыпи ископаемой мамонтовой кости, образующие промышленные скопления на приморских низменностях и побережьях островов в арктических шельфовых областях (Североякутская костеносная провинция). Здесь широко развита верхнеплейстоценовая толща - едома, ледово-лессовые образования, содержащие костные остатки териофауны в условиях криолитогенеза. С конца плейстоцена и в голоцене из этой толщи они активно вымываются и вытаивают, образуя линейные и площадные россыпи ископаемой мамонтовой кости на пляжах и в литорали арктических морей. В россыпных районах - Янском, Ляховском, Анжу, Индигирском и Алазейском - оценены запасы и прогнозные ресурсы, составляющие малую часть всего потенциала Североякутской провинции. Небольшие участки с костными остатками мамонтов находятся в береговых обрывах на севере Америки (залив Коцебу, акватория близ устья р. Юкон) [Смирнов, 2003].

К группе россыпных полезных ископаемых примыкает новый, еще недостаточно изученный вид минерального сырья - мелкое и тонкое золото (МТЗ).

В арктических морях России МТЗ образует обширные площади на дне (изометричные или лентообразные) и в дельтах крупных рек [Дельтово-прибрежно-морской…, 1984]. В Охотском и Японском морях изучены скопления МТЗ у западных побережий Камчатки и в Южном Приморье. Обследована площадь с МТЗ в Казантипском заливе Азово-Черноморского бассейна. Установлено повышенное (до 10–30%) содержание МТЗ в россыпях золота, продолжающихся с континента на шельф. Предложено выделять новый тип минерального сырья - МТЗ на шельфе [Резник и др., 2000].

Разносторонний анализ размещения аномальных концентраций МТЗ в донных осадках Мирового океана [Иванова и др., 2006] позволил выделить установленные и прогнозируемые провинции. Оценка промышленной значимости и ресурсов МТЗ тормозится отсутствием методики и недостаточно активным применением специальных средств пробоотбора. Опытные работы по извлечению МТЗ из донных осадков Японского моря с применением микроорганизмов выполнены в Приморье [Шельфовая область…, 2006].

Кайнозойский рудогенез в Мировом океане - глобальный процесс, начавшийся на рубеже юры и мела и продолжающийся поныне. Его отличает масштабность проявления, соответствующая океанским размерам; специфический комплексный характер состава продуктов Fe-Mn-рудогенеза (ЖМК и КМК), свойственный только океану; появление сульфидных руд (ГПС) гидротермального генезиса на завершающем этапе развития (последние 150–200 тыс. лет) срединно-океанических хребтов и островодужных структур, по-видимому, в результате финальной дифференциации исходного рудного материала.

Кайнозойский рудогенез больше чем новый тип рудогенеза. Он может свидетельствовать о наступлении очередного этапа в развитии Земли, ознаменованного проявлением параллельно развивающейся металлогении океана и континентов, каждого со своим особым типом рудогенеза: океанического, прежде неизвестного, и континентального - с продолжением традиционных видов рудообразования.

Кайнозойский океанский рудогенез – новое направление в геологических науках, при дальнейшем развитии которого следует обратить внимание на создание общей минерагенической системы океаны–континенты с обязательным учетом шельфовых областей. Почин этому направлению был положен в 2000 г., когда во ВСЕГЕИ под редакцией Л.И. Красного, Б.А. Блюмана, С.И. Андреева, с участием специалистов ВНИИОкеангеология по металлогении шельфа (А.М. Иванова) были составлены Геолого-минерагеническая карта мира, масштаб 1:15 000 000, и объяснительная записка к ней «Геология и минерагения континентов, транзиталей и Мирового океана».

Наряду с научными исследованиями мы все ближе подходим к необходимости решения проблемы практического использования минеральных богатств прибрежных и глубоководных районов Мирового океана - очень важного аспекта исследований, который позволяет осознать всю сложность и многогранность этой новой области человеческой деятельности.

В результате научной и организационной деятельности ФГБУ «ВНИИОкеангеология» в настоящее время наша страна заключила с МОМД ООН и ведет три контракта на разведку ЖМК, КМК и ГПС с целью последующего промышленного освоения этих объектов. Располагает фактическими данными и подготовленными прогнозами на акваторию дальневосточных морей с целью изучения шельфовых россыпей золота, олова, черных металлов; аквальных скоплений ГПС, баритов, фосфоритов, газогидратов. Авторы убеждены, что ТПИ Восточно-Арктического, Дальневосточного шельфов и окраинных морей будут существенно способствовать экономическому развитию Дальнего Востока, а прибрежные горно-обогатительные предприятия по переработке океанических ЖМК, КМК внесут весомый вклад в индустриальную структуру края.

Список литературы

Андреев С.И. Металлогения железомарганцевых образований Тихого океана. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1994. 191 с.

Андреев С.И., Аникеева Л.И., Старицына Г.Н. и др. Геодинамика и рудогенез Мирового океана. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1999. 210 с.

Андреев С.И., Грамберг И.С., Красный Л.И., Щеглов А.Д. Основные черты геологии и минерагении мира. СПб.: ВСЕГЕИ, 1997а. 44 с.

Андреев С.И., Старицына Г.Н., Аникеева Л.И. и др. Металлогеническая зональность Мирового океана. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1997б. 172 с.

Андреев С.И., Черкашёв Г.А. Твердые полезные ископаемые Мирового океана: проблемы изучения и освоения // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. С. 405-414.

Аникеева Л.И., Андреев С.И., Иванова А.М. и др. Геология и минерагения дальневосточных морей. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2012. 220 с.

Аникеева Л.И., Андреев С.И., Казакова В.Е. и др. Кобальтбогатые руды Мирового океана / ред. С. И. Андреев. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. 167 с.

Батурин Г.Н. Фосфатонакопление в океане. М.: Наука, 2004. 464 с.

Бежанова М.П., Стругова Л.И. Ресурсы, запасы, добыча, потребление и цены важнейших полезных ископаемых мира. М., 2015. 161 с.

Геология и минерагения континентов, транзиталей и Мирового океана / гл. ред. Л. И. Красный. СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2000. 294 с.

Геолого-минерагеническая карта мира. Масштаб 1:15 000 000. Минерально-сырьевые ресурсы Мирового океана. Объяснительная записка. Часть 4 / сост. С.И. Андреев. СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2000. 39 с. + 5 вкл.

Дельтово-прибрежно-морской тип аккумуляции тонкого золота / Н.М. Давиденко, П.В. Бабкин, В.А. Биланенко и др. / Проблемы морских минеральных ресурсов. Владивосток: ТОИ ДВНЦ АН СССР, 1984. С. 154–160.

Иванова А.М., Крейтер Е.Н. Мелкое и тонкое золото в шельфовых областях Мирового океана // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2006. № 2. С. 30–49.

Иванова А.М., Смирнов А.Н., Ушаков В.И. Кайнозойский рудогенез шельфовых областей России. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2005. 167 с.

Иванова А.М., Смирнов В.Н. Минерагения шельфовых областей мира / Труды ВНИИОкеангеология. Т. 214. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2008. 108 с.

Минерагеническая карта Мирового океана. Объяснительная записка / гл. ред. С. И. Андреев. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2008. 84 с.

Минеральные ресурсы Мирового океана: концепция изучения и освоения (на период до 2020 г.) / гл. ред. С. И. Андреев. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2007. 97 с.

Прогнозно-металлогеническая карта акваторий дальневосточных морей и Алеутско-Курильской зоны Тихого океана / С.И. Андреев, Л.И. Аникеева, А.М. Иванова и др. Масштаб 1:7 500 000. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2011.

Резник В. П., Федорончук Н. А. Тонкое золото в морских и океанических осадках // Литология и полезные ископаемые. 2000. № 4. С. 353–355.

Смирнов А.Н. Ископаемая мамонтовая кость. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2003. 172 с.

Шельфовая область Японского моря. Геология и минерагения / науч. ред. В. И. Ушаков. СПб.; Владивосток: ВНИИОкеангеология - ДВГИ ДВО РАН, 2006. 138 с.

Шнюков Е.Ф., Зиборов А.П. Минеральные богатства Черного моря. Киев: ОМГОР НАН Украины, 2004. 279 с.

Rubey W.W. Geological history of sea water // Bull. Geol. Am. 1951. No 62. Р. 1111–1147.

Ссылка на статью:

Иванова А.М., Андреев С.И., Казакова В.Е., Смирнов А.Н. Кайнозойский рудогенез в Мировом океане // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. С. 435-443.