Рудный потенциал океана

Рудный потенциал океана

На протяжении предшествующих тысячелетий единственным источником минеральных ресурсов был континентальный блок, а в последней четверти ХХ в. началось освоение дна Мирового океана. В связи с этим уместно рассмотреть, каковы перспективы будущего освоения рудных ресурсов океана. Различным аспектам проблемы посвящено множество публикаций [1, 2] *, писала об этом и “Природа” [3]. Мы коснемся лишь самых характерных сторон состава и формирования океанских рудоносных отложений.

История исследования

Начальные сведения о рудных образованиях на дне открытого океана были получены в ходе проведения первой в истории мировой науки комплексной океанологической экспедиции на английском судне “Челленджер”, продолжавшейся почти четыре года (1872-1876).

18 февраля 1873 г. при проведении драгировки в 160 милях к юго-западу от Канарских о-вов со дна были подняты черные округлые желваки - железомарганцевые конкреции, содержащие, как показали уже первые анализы, значительное количество никеля, меди и кобальта. Правда, несколько ранее, в 1868 г., во время экспедиции Н. Норденшельда на шведском судне “София”, похожие конкреции были подняты со дна Карского моря, но эта находка осталась практически незамеченной.

В течение нескольких десятилетий после экспедиции “Челленджера” конкреции находили регулярно почти все последующие экспедиции, получавшие донные пробы, и, начиная с 60-х годов ХХ в. стали появляться обоснованные предположения о глобальном характере железомарганцевого оруденения на дне океана. Так, по расчетам Д. Меро [4], общие ресурсы железомарганцевых конкреций на дне Тихого океана достигают 1.66·10¹² т.

Другой тип подобных образований - железомарганцевые корки, которые, в отличие от конкреций, образуют протяженные относительно тонкие покровы на твердых породах различного состава, преимущественно на подводных поднятиях. Они были открыты и впервые описаны совместно с конкрециями в результате той же экспедиции на “Челленджере” и лишь много позднее выделены в самостоятельный морфологический тип.

В 1954 г. появилось первое сообщение о высоком содержании кобальта (0.7%) в железомарганцевых корках Тихого океана, что стимулировало дальнейшие комплексные исследования. В настоящее время кобальтоносные, медленно растущие корки обычно называют гидрогенными, или рудными, в отличие от бедных кобальтом и быстро растущих гидротермальных.

Собственно гидротермальные рудные образования включают в себя металлоносные и рудные осадки, массивные сульфиды и гидротермальные железомарганцевые корки.

Распространение железомарганцевых конкреций, обогащенных рудными металлами

Металлоносные осадки с аномально высоким содержанием железа были впервые обнаружены экспедицией “Челленджера”, а спустя 70 лет экспедицией “Карнеги” в юго-восточной части Тихого океана, но они также не привлекли к себе внимания. Ситуация изменилась, когда были опубликованы карты распределения железа и марганца в осадках Тихого океана, продемонстрировавшие региональное обогащение этими металлами обширной юго-восточной зоны. Такое обогащение связывалось с поставкой гидротермального вещества [5]. О возможном наличии в океане подобного процесса сообщал и К.К. Зеленов, воочию наблюдавший осаждение гидроксидов железа и алюминия из гидротерм на подводном склоне вулкана Бану-Вуху в Индонезии.

Детальные данные по геохимии осадков и дальнейшие исследования показали глобальный характер подводной гидротермальной минерализации; были выявлены новые площади распространения металлоносных осадков в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах, а также обнаружены древние металлоносные осадки в скважинах глубоководного бурения [6-8].

Столь же повышенный интерес вызвали к себе металлоносные осадки Красного моря. В 1964 г. в его центральной впадине, названной впоследствии именем исследовательского судна “Атлантис II”, на глубине 2190 м обнаружили горячие рассолы с температурой 44°С и соленостью 261‰. (Заметим, что температурная аномалия была здесь впервые выявлена на глубине 600 м контр-адмиралом С.О. Макаровым во время плавания на корвете “Витязь”, в 1886 г., и впоследствии многократно подтверждалась другими экспедициями, но ее объясняли погружением нагретых и осолоненных поверхностных вод.) Затем установили, что придонный рассол обогащен растворенными металлами, а донные осадки состоят из чередующихся полужидких слоев оксидов и сульфидов металлов, превращающихся при высыхании в рудное вещество с примесью соли. Поэтому осадки впадины Атлантис II нередко называют рудными илами. После таких сенсационных находок в Красном море работало несколько экспедиций и было установлено 14 впадин с осадками, обогащенными металлами гидротермального происхождения [9].

Соотношение средних содержаний химических элементов в железомарганцевых конкрециях (ЖМК) и глубоководных осадках океана.

Наличие сульфидных прослоев в металлоносных осадках Красного моря показало, что сульфидоносные гидротермы могут разгружаться также и в рифтовых зонах открытого океана. Действительно, в 1967 г. в зоне тройного сочленения Аравийско-Индийского и Центрально-Индийского подводных хребтов, в гидротермально измененных основных породах, обнаружили сульфидную минерализацию штокверкового типа, представленную пиритом, халькопиритом, ковеллином, ильменитом, гематитом. Судя по характеру двойников халькопирита, температура рудоносного флюида была около 550°С. Но большинство исследователей считало, что накопление сульфидов на поверхности дна в рифтовых зонах открытого океана невозможно из-за насыщенности морской воды кислородом, который приводит к быстрому окислению сульфидов.

Это мнение оказалось ошибочным. В 1978 г., во время комплексной международной морской геологической экспедиции, при погружении французской подводной лодки СИАНА, к северу от разлома Ривера с глубины 2620 м были подняты образцы черных плотных пород, принятых поначалу за базальты. Позднее, уже в институтской лаборатории, сотрудник Геологической службы США Д. Бишоф обратил внимание на их значительную плотность и предложил проверить состав, что и было сделано. Результаты анализа мгновенно изменили отношение первооткрывателей к этим породам. Вскоре была опубликована статья нескольких участников французской экспедиции с описанием первой находки массивных сульфидов на дне океана [10]. Иной тип рудных образований представляют собой фосфориты, которые наряду с железомарганцевыми конкрециями были впервые найдены экспедицией на “Челленджере” в 1874 г. в районе банки Агульяс у побережья Южной Африки. Позднее фосфориты обнаружили на подводном плато у восточного побережья Флориды, во Флоридском проливе и в Калифорнийском бассейне, а во второй половине ХХ в. и на подводных окраинах континентов, подводных горах и возвышенностях в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах, в том числе на подводном поднятии Ямато в российской экономической зоне Японского моря [11, 12].

Распространение, состав и генезис рудных образований

Железомарганцевые конкреции, широко распространенные на дне Мирового океана, максимально сосредоточены в нескольких рудных полях, в пределах которых они распределяются неравномерно, хотя на некоторых участках конкреции покрывают свыше 50% площади дна. В их минеральном составе доминируют гидроксиды марганца (тодорокит, бернессит, бузерит, асболан) и железа (вернадит, гематит, фероксигит), с ними связаны все преставляющие экономический интерес металлы. Химический состав океанских конкреций крайне разнообразен: в тех или иных количествах присутствуют практически все элементы периодической системы. Для сравнения в таблице 1 приводятся средние содержания главных рудных элементов в морских железомарганцевых конкрециях и в глубоководных пелагических осадках.

Проблема генезиса железомарганцевых конкреций сопряжена с проблемой скорости их роста [13]. Согласно результатам датирования конкреций традиционными радиометрическими методами, скорость их роста оценивается миллиметрами за миллион лет, т.е. намного ниже скоростей отложения осадков. По другим данным, в частности по возрасту органических остатков и по изотопному составу гелия, конкреции растут в сотни и тысячи раз быстрее и могут, как предполагают, оказаться моложе подстилающих осадков. Для подтверждения первой точки зрения требуется объяснить, почему конкреции не перекрываются относительно быстро накапливающимися осадками, для подтверждения второй - откуда за относительно короткое время поступила колоссальная масса марганца, необходимая для формирования конкреций в масштабах всего океана.

В первом случае предлагался ряд объяснений, например: активность переворачивающих конкреции донных организмов, воздействие придонных течений, поддерживающих конкреции “на плаву”, тектонические толчки, встряхивающие донные отложения. Для обоснования второй концепции наиболее удобна гипотеза усиленной поставки в позднечетвертичный океан гидротермального марганца, однако конкретные доказательства подобного явления пока не приводились. В любом случае конкреции сформировались за счет поступления рудного материала из подстилающих осадков, о чем свидетельствует корреляция средних содержаний в них различных элементов. Железомарганцевые гидрогенные (или рудные) корки характеризуются низкими скоростями накопления, относительно стабильным составом и повышенным содержанием цветных металлов, что сближает их с глубоководными железомарганцевыми конкрециями. Рудные корки, распространенные на подводных поднятиях, встречаются во всех климатических зонах в прибрежных, гемипелагических и пелагических обстановках на глубинах от нескольких десятков до нескольких тысяч метров. В наибольшей степени они распространены в Тихом океане - на подводных горах Мид Пацифик и Магеллановых, в северной части экваториальной зоны, на склонах Гавайского хребта, на подводных горах в районе Маршалловых о-вов и архипелага Туамоту и в других районах.

Распространение железомарганцевых корок на подводных горах и возвышенностях Тихого океана.

Обычно корки залегают на поверхности плотных пород - базальтов, гравелитов, известняков, мергелей, иногда фосфоритов. В большинстве регионов их мощность связана с глубиной океана. Так, на подводных горах Мид Пацифик корки мощностью свыше 6 см находятся на глубинах 1500-2100 м; выше и ниже этого интервала их мощность сокращается до 0.5-3.5 см.

На склонах Гавайского хребта корки мощностью 2-4 см нередко образуют сплошной покров, простирающийся на несколько километров на подводных террасах, находящихся на глубинах 370-560 и около 1000 м.

В химическом составе рудных корок Тихого океана, изученных наиболее детально, доминируют марганец и железо, при средних содержаниях соответственно 22.5 и 15% (табл.2). Наиболее ценный компонент - кобальт - концентрируется местами до 2.5%, при среднем содержании 0.68%. В некоторых районах, например на подводных склонах Гавайского хребта и о-вов Туамоту, в корках отмечалось повышенное содержание платины (до 4 г/т), серебра (до 3.7 г/т) и золота (до 0.169 г/т).

Генезис корок связан, очевидно, с теми же механизмами, которые предлагались для железомарганцевых конкреций, но с превалированием гидрогенных процессов, т.е. осаждением металлов непосредственно из океанской воды. Об этом свидетельствует и определенная зависимость между средними содержаниями элементов в корках и воде. Наибольшую роль в процессе формирования таких образований играют, по мнению большинства исследователей, окислительные и сорбционные процессы, в частности окисление Mn²⁺?Mn⁴⁺, Co²⁺?Co³⁺, Ce³⁺?Ce⁴⁺, Pt²⁺?Pt⁴⁺, сопровождающееся сорбцией микроэлементов гидроксидами марганца. Но для платины предполагался также механизм ее восстановления двухвалентным марганцем до Pt⁰, что подтверждается находкой самородной платины в железомарганцевых конкрециях Тихого океана.

Гидротермальные рудопроявления (из которых наибольшим разнообразием пользуются металлоносные осадки) известны в Тихом, Атлантическом океанах и в меньшей степени - в Индийском.

Металлоносные осадки отличаются повышенным содержанием железа гидротермального происхождения (более 10%). Обширная зона их распространения - юго-восточная часть Тихого океана (около четверти всей площади) между 5° и 45°ю.ш., куда поступает гидротермальный материал из рифтовой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия. На значительной части этой площади содержание железа в осадках (в пересчете на бескарбонатное вещество) превышает 20%.

Рудная часть осадков состоит из бесформенных агрегированных масс колломорфного вещества и глобулярных бурых частиц, видимо, кремнисто-железистых гелей. В мелкопесчаной и крупноалевритовой фракциях обнаружены сульфиды Fe, Cu, Zn, а также самородные металлы и интерметаллические соединения.

Путем геохимических сопоставлений было показано, что основная часть (62-88%) Fe, Mn, Pb, Zn поступила в эти осадки из гидротермальных источников, в то время как основная часть (54-94%) Ba, Ni, Co, Zr, La, Sm, Eu - из океанской воды. Доля гидротермального источника в поставке Si, V, B оценена в 28-37%, Ni, Co, Zr - в 11-18%.

Массивные сульфиды представляют собой плотные образования сложного строения и переменного состава. Они известны в ряде участков Восточно-Тихоокеанского поднятия, в Калифорнийском заливе, в зонах задугового спрединга, западной части Тихого океана, в северной части Срединно-Атлантического хребта. Сульфидные рудопроявления на поверхности дна имеют форму холмов и труб высотой от десятков сантиметров до десятков метров [14].

Во впадине Гуаймас (Калифорнийский залив) встречаются конусообразные гидротермальные постройки высотой до 50 м; другие постройки, находящиеся на внутритроговых полях, имеют форму колонн и пагод, возвышающихся над коническими цоколями на 17-23 м. На поверхности цоколей наблюдаются скопления вестиментифер (специфической фауны гидротермали) и бактериальные маты.

В рифтовой зоне Атлантического океана (поле ТАГ, 26°с.ш.) встречены гидротермальные холмы конусообразной формы диаметром до 200 и высотой до 30 м, увенчанные конусами высотой до 15 м. Из активных конусов фонтанируют гидротермальные сульфидные растворы с температурой 350-360°С. По данным глубоководного бурения, корни базальных цоколей прослеживаются до глубин свыше 100 м.

Минеральный состав массивных сульфидов варьирует в пределах каждого рудопроявления в зависимости от состава и температуры гидротермального раствора, скорости его истечения и условий осаждения рудного материала. Для большинства рудопроявлений характерны различные сочетания сульфидов железа, меди, цинка и свинца (табл.3). Химический состав сульфидов также варьирует в зависимости от того, рассматриваются ли мономинеральные компоненты, минеральные агрегаты, поликомпонентные штуфы или морфологически обособленные части рудных построек.

Генезис сульфидов связан с проникновением океанской воды в толщу трещиноватых коренных пород рифтовых зон, ее нагревом и взаимодействием с породами, в результате чего вода трансформируется в рудоносный гидротермальный флюид, разгружающийся затем по мере восходящей миграции и приближения к поверхности дна.

Гидротермальные железомарганцевые корки встречаются как совместно с металлоносными осадками, так и без них, нарастая на твердых породах или на поверхности неконсолидированных осадков, главным образом на возвышенностях океанского дна. По морфологии они аналогичны гидрогенным (рудным) коркам, но отличаются минеральным составом.

Химический состав гидротермальных корок характеризуется резким преобладанием марганца или железа: отношение Fe/Mn колеблется от 24 000 (при максимальном содержании Fe = 58%) до 0.001 (при максимальном содержании Mn = 52%). Содержание в гидротермальных корках преимущественно марганцевого состава практически всех металлов (кроме марганца) значительно ниже по сравнению с гидрогенными корками; то же относится и к большинству микроэлементов, кроме Li, Cd, Hg. Встречающиеся значительно реже корки железистого состава еще более обеднены цветными металлами и микроэлементами, за исключением хрома и мышьяка.

Соотношение средних содержаний химических элементов в гидрогенных железомарганцевых корках (г.к.) и океанской (морской) воде (м.в.). Оконтурены группы элементов, образующих устойчивые ассоциации.

Происхождение гидротермальных корок связано с разгрузкой в океане подводных гидротерм рифтовых зон или поствулканических гидротерм подводных вулканов, которые распространены также и на океанических плитах. Механизм осаждения главных компонентов - марганца и железа - такой же, какой действует при формировании гидрогенных корок, а низкое содержание в них сопутствующих элементов, извлекаемых из океанской воды, обусловлено высокой скоростью роста, которая ограничивает сорбционные возможности породообразующих гидроксидов.

Фосфориты распространены на подводных окраинах континентов и на подводных горах и возвышенностях. Морфологически они представлены фосфатными песками, конкрециями и разнообразными фосфатизированными породами. Фосфатный минерал океанских фосфоритов представлен, как правило, фторкарбонатапатитом. Среди сопутствующих минералов преобладают кварц, биогенный опал, карбонат кальция, пирит, барит, глауконит, гидроксиды железа. Из редких минералов обнаружены уранинит, коффинит (U[SiO₄]), аутигенный монацит (Ce[PO₄]), самородное серебро, штернбергит (сульфид серебра). Химический состав фосфоритов варьирует в зависимости от соотношения фосфатных и нефосфатных компонентов. Так, содержание Р₂О₅ колеблется в них от 10 до 39.5% (табл.4). Анализ относительно чистого фосфатного вещества, выделенного из наиболее молодых (голоценовых) океанских образцов, показал, что оно характеризуется повышенными по сравнению с фосфоритами на континентах содержаниями легкорастворимого фосфора, адсорбционной воды, хлора и натрия, частично входящего, видимо, в кристаллическую решетку апатита. Содержание в современных фосфоритах урана оказалось сопоставимым с таковым в древних фосфоритах, а редкоземельных элементов - многократно ниже, что свидетельствует о накоплении первого в раннем диагенезе, а вторых - в постседиментационных процессах.

Генезис фосфоритов на современных подводных окраинах континентов связан с явлением прибрежного апвеллинга, обеспечивающим высокую биологическую продуктивность фитопланктона, накопление обогащенных подвижным фосфором биогенных осадков и формирование в них диагенетических фосфатных стяжений. При последующем переотложении таких осадков фосфатный материал может подвергаться вторичной концентрации, о чем, например, свидетельствует сходство строения и состава современных фосфатных зерен, рассеянных в диатомовых илах внутреннего шельфа и сконцентрированных в переотложенных плиоценовых-плейстоценовых осадках внешнего шельфа Намибии.

Распространение фосфоритов на дне океанов. Обозначены: мелкие (I) и крупные (II) залежи фосфоритов в приконтинентальных районах и фосфориты на подводных горах открытого океана (III). Заштрихованы части континентов, обеспеченные фосфатным сырьем за счет наземных месторождений.

Генезис фосфоритов на подводных горах и возвышенностях объясняется аналогичным образом для мелководных этапов геологической истории поднятий, когда они омывались поверхностными водами. Вопрос о том, происходила ли фосфатизация пород при глубоководной стадии развития подводных гор, остается спорным и требует дополнительного исследования.

О перспективах освоения рудных ресурсов

Идея освоения рудных ресурсов океана возникла на базе значительных достижений в области исследований океанского дна, проводившихся ведущими мировыми державами в эпоху холодной войны и активной конкуренции за приоритет в освоении океана как стратегического пространства. Естественно, что эта идея получила поддержку руководства каждой из конкурирующих сторон, поскольку руды марганца и кобальта рассматривались как стратегическое сырье. В океане были проведены сотни специализированных рейсов научно-исследовательских судов США, СССР, а также Индии, Японии, европейских стран, Австралии, Новой Зеландии и ЮАР. Было получено и обработано невиданное ранее количество новой информации о рудном потенциале океана (табл.5), на что было истрачено, по ориентировочной оценке, около 4 млрд. долл.

Одновременно решались и другие аспекты этой проблемы - технические, правовые, экологические, экономические. Технические проблемы заключаются в способах добычи, транспортировки и переработки. Из различных методов разработки железомарганцевых конкреций и фосфоритов наиболее перспективны гидроподъемный и эрлифтный (подъем с помощью сжатого воздуха). Для транспортировки сырья предполагалось использовать обычные сухогрузные суда. Переработка конкреций и корок методами пиро- и гидрометаллургии была успешно опробована на ряде предприятий США и бывшего СССР.

Распространение гидротермальных образований на дне Мирового океана. 1 - массивные сульфидные руды, 2 - активные гидротермальные выходы, 3 - гидротермальные железомарганцевые корки, 4 - области сплошного распространения металлоносных осадков.

Правовые вопросы, возникшие в связи с предполагаемыми добычными работами в международных водах, были разрешены путем создания при ООН Подготовительной комиссии Международного органа по морскому дну, которая была уполномочена выдавать лицензии на заявочные участки. Наиболее перспективная для добычи конкреций зона Кларион-Клиппертон была поделена между несколькими заявителями - государственными организациями и международными горнорудными консорциумами. Многие залежи рудных корок, особенно в центральной части Тихого океана, оказались в пределах 200-мильных экономических зон островных государств, которые обладают монопольными правами на их освоение.

Распределение заявленных участков на разработку железомарганцевых конкреций в зоне Кларион-Клиппертон. A - Ocean Mining Assoc.(международный консорциум); J - Ocean Management Inc. (Япония); O - Ocean Minerals Co.(США); K - Kennecott Consort (Канада); I - Ocean Mining Inc. (международный консорциум); C - COMRA (Китай) R - Южморгеология (Россия), P -InterOCEAN Metal (бывшие страны СЭВ); черным цветом показаны участки французской ассоциации AFERNOD, серым - резервные площади Международного органа по морскому дну.

Экологические проблемы, связанные с нарушением среды как на дне, так и в фотическом горизонте водной толщи, предполагалось разрешить путем минимизации взмучивания придонного слоя, а также выводом продуктов промывки конкреций с борта судна на глубину нескольких сот метров по специальному трубопроводу. Наконец, наиболее критическая проблема, ставшая первостепенной, - рентабельность предприятия в целом. Еще в конце 70-х годов было подсчитано, что капитальные затраты на создание производственного комплекса по добыче и переработке 3 млн т конкреций в год составят 1.5-2 млрд долл. При этом доходы на вложенный капитал - 8.5-9.5%, а чистая прибыль после вычета налогов - лишь 3-4.5%. С учетом нестабильности океанской среды, изменчивости ситуации на рынках сбыта, а главное, при отсутствии стратегического стимула, такой экономический риск не оправдан. Но работавшие в этой области специалисты считают, что накопленный опыт по освоению подводных месторождений необходимо тщательно сохранять и приумножать, дабы немедленно его реализовать в случае изменения экономической ситуации в мировой экономике и технологиях, могущих вызвать повышение цен на черные и цветные металлы. Ресурсы массивных сульфидов исследованы недостаточно, но в перспективе могут оказаться весьма значительными: протяженность зон спрединга океана, к которым они приурочены, достигает 60 тыс. км, а расстояние между расположенными вдоль них гидротермальными полями может быть относительно коротким - десятки и сотни километров. В Галапагосском поле заключено около 25 млн т массивных сульфидов, а общие ресурсы меди и цинка в сульфидных рудах океана оценивались в 1987 г. от 216 до 518 млн т, или соответственно 14 и 29% от мировых запасов. Массивные сульфиды образуют, в противоположность железомарганцевым конкрециям, концентрированные рудные тела, залегают на значительно меньшей глубине (около 2.5 км) и находятся в большинстве случаев ближе к континенту, что упростит проблему их будущей разработки.

Ресурсы фосфоритов, потребность в которых по мере расширения сельскохозяйственного производства неуклонно растет, оцениваются примерно в 20-25 млрд. т Р₂О₅ на подводных окраинах континентов и свыше 1 млрд. т на подводных горах. При этом многие страны и регионы, имеющие выход в океан, не обеспечены наземными ресурсами фосфоритов, что стимулирует исследование возможностей их освоения. Значительная часть океанских фосфоритов представлена шельфовыми залежами фосфатных песков и желваков, разработка которых не вызывает технических сложностей. Технологические и агрохимические испытания фосфоритов из этих залежей неоднократно проводились специалистами США, СССР, ЮАР, Новой Зеландии. Установлено, что океанские фосфориты обладают высокими агрохимическими качествами и могут применяться в виде фосфатной муки. Также они пригодны и для производства простого и двойного суперфосфата, аммофоса, фосфорной кислоты, кормовых фосфатов. Препятствия на пути освоения океанских фосфоритов носят, видимо, временный характер. Так, месторождения мелководных фосфатных песков на шельфах Джорджии и Северной Каролины не разрабатываются главным образом потому, что в том же регионе находятся давно уже эксплуатируемые месторождения Флориды - второго после Марокко поставщика фосфатного сырья на мировой рынок. Месторождение фосфатных песков на шельфе Намибии не разрабатывается потому, что эта страна не обладает собственным технологическим потенциалом, а соседняя ЮАР обеспечивает потребность в фосфатном сырье за счет собственных ресурсов. Месторождение желваковых фосфоритов на подводном поднятии Чатам (к востоку от Новой Зеландии) признано перспективным, но проект его разработки для производства удобрений вызвал протесты новозеландских экологов в связи с высоким содержанием урана в желваках.

Заключение

Открытие на дне океана около 130 лет назад железомарганцевых конкреций и фосфоритов было первым свидетельством сосредоточения в океане рудных ресурсов. Бурное ускорение исследований рудного потенциала океана началось в 60-70-х годах прошлого столетия в ходе конкуренции мировых держав за освоение стратегического пространства и стратегического сырья. По ресурсам некоторых видов рудного сырья океан не уступает континентам. Это относится в первую очередь к кобальт-марганцевым рудным коркам и фосфоритам, а в перспективе, видимо, и к сульфидам. Результаты выполненных к настоящему времени поисково-разведочных работ, технических и технологических испытаний свидетельствуют о практической возможности освоения рудных ресурсов океана, включая обеспечение соответствующих природоохранных мероприятий. Однако возобновление этого комплекса работ, приостановленных сейчас в связи с изменением политической ситуации в мире, произойдет лишь при повышении экономической конкурентоспособности океанского рудного сырья по сравнению с континентальным, стоимость которого растет по мере истощения имеющихся ресурсов.

Литература

1. Батурин Г.Н. Руды океана. М., 1993.

2. Батурин Г.Н. // Литология и полез. ископаемые. 2000. №5. С.451-476.

3. Силкин Б.И. Не переоценить сокровища Нептуна // Природа. 2001. №5. С.53-54.

4. Меро Д. Минеральные богатства океана. М., 1969.

5. Скорнякова Н.С. // Литология и полезные ископаемые. 1964. №5. С.3-20.

6. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых зон океана. М.,1990.

7. Богданов Ю.А. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта. М., 1997.

8. Гурвич Е.Г. Металлоносные осадки Мирового океана. М., 1998.

9. Бутузова Г.Ю. Гидротермально-осадочное рудообразование в рифтовой зоне Красного моря. М., 1998.

10. Francheteau J., Needham H.D., Choukroune P. et al. // Nature. 1969. V.277. №5697. Р.523-528.

11. Батурин Г.Н. Фосфориты океана // Природа. 1989. №5. С.76-85.

12. Батурин Г.Н. Фосфориты на подводных горах // Природа. 1996. №8. С.3-13.

13. Краснов С.Г. Крупные сульфидные залежи в океане // Природа. 1995. №2. С.3-14.

14. Ануфриев Г.С., Болтенков Б.С. Космическая пыль в Океане // Природа. 2000. №3. С.21-28.