Геологическая роль морей и океанов
Филиал
Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова в г.Душанбе
Естественно-научный
факультет
Реферат
на
тему: «Геологическая роль морей и океанов»
Выполнил: студент Тоиров Д.
Научный руководитель: Салихов
Ф.С.
Душанбе-2012
Содержание
Введение
Глава
I. Геологические процессы в Мировом океане
.1
Общие сведения о Мировом океане
.2
Геологические процессы в Мировом океане и типы осадков
Глава
II. Твёрдые полезные ископаемые Мирового Океана
.1
Железомарганцевые конкреции
.2
Кобальтоносные железомарганцевые корки
.3
Массивные сульфидные руды океана
.4
Фосфориты
Заключение
Список
источников
Литература
Введение
Нашу планету вполне можно было бы назвать
Океанией, из 510 млн. кв. км площади земного шара на Мировой океан приходится
361 млн. кв. км, или почти 71%. Океаническая часть земной поверхности -
наиболее крупный горизонтальный компонент географической оболочки. Сам факт
существования глобальной неоднородности (материковость - океаничность) в
сочетании с географической широтой и высотой определяет главнейшие особенности
природы Земли. Кроме того, суша и океан распределены по поверхности Земли
неравномерно. Асимметрия суши и океана влечет за собой асимметрию в
распределении всех остальных компонентов природы: климата, почв, животного и
растительного мира; оказывает влияние на характер хозяйственной деятельности
человека. Океанические воды покрывают почти 3/4 поверхности земного шара слоем
толщиной около 4000 м, составляя 97 % гидросферы, тогда как воды суши содержат
всего лишь 1 %, а в ледниках сковано только 2 %.
Мировой океан, являясь совокупностью всех морей
и океанов Земли, оказывает огромное влияние на жизнедеятельность планеты.
Огромная масса вод океана формирует климат планеты, служит источником
атмосферных осадков. Из него поступает более половины кислорода, и он же
регулирует содержание углекислоты в атмосфере, так как способен поглощать ее
избыток. На дне Мирового океана происходит накопление и преобразование огромной
массы минеральных и органических веществ, поэтому геологические и геохимические
процессы, протекающие в океанах и морях, оказывают очень сильное влияние на всю
земную кору. Именно Океан стал колыбелью жизни на Земле; сейчас в нём обитает
около четырёх пятых всех живых существ планеты.
В системе наук о Земле важное место занимает
океанология, охватывающая всю сумму знаний о Мировом океане и его взаимосвязях
с материковой частью Земли и атмосферой. Современная океанология опирается на
достижения физики, химии, биологии, геологии и сама вносит существенный вклад в
развитие этих наук
Глава I.
Геологические процессы в Мировом океане
.1 Общие сведения о Мировом океане
Гидросферой называется - водная среда, которая
включает в себя поверхностные и подземные воды. Поверхностные воды в основном
доточены в Мировом океане, содержащем около 91% всей воды на Земле. Поверхность
океана (акватория) составляет 361 млн. кв. км. Она примерно в 2,4 раза больше
площади суши - территории, занимающей 149 млн. кв. км. Если распределить воду
ровным слоем, то она покроет Землю толщиной 3000 м.
Вода в океане (94%) и под землей - соленая.
Количество пресной воды составляет 6% от общего объема воды на Земле, причем
очень малая ее доля (всего 0,36%) имеется в легкодоступных для добычи местах.
Большая часть пресной воды содержится в снегах, пресноводных айсбергах и
ледниках (1,7%), находящихся в основном в районах южного полярного круга, а
также глубоко под землей (4%). Годовой мировой речной сток пресной воды
составляет 37,3 - 47 тыс. куб. км. Кроме того, может использоваться часть подземных
вод, равная 13 тыс. куб. км.
Рис 1 Общие сведения о Мировом океане
В настоящее время человечество использует 3,8
тыс. куб. км. воды ежегодно, причем можно увеличить потребление максимум до 12
тыс. куб. км. При нынешних темпах роста потребления воды, этого хватит на
ближайшие 25-30 лет (!).
Огромное значение вода имеет в промышленном и
сельскохозяйственном производстве. Общеизвестна необходимость ее для бытовых
потребностей человека, всех растений и животных. Для многих живых существ она
служит средой обитания.
Рост городов, бурное развитие промышленности,
интенсификация сельского хозяйства, значительное расширение площадей орошаемых
земель, улучшение культурно-бытовых условий и ряд других факторов все больше
усложняет проблемы обеспечения водой.
Много воды потребляют химическая и
целлюлозно-бумажная промышленность, черная и цветная металлургия. Развитие
энергетики также приводит к резкому увеличению потребности в воде. Значительное
количество воды расходуется для потребностей отрасли животноводства, а также на
бытовые потребности населения. Большая часть воды после ее использования для
хозяйственно-бытовых нужд возвращается в реки в виде сточных вод. Дефицит
пресной воды уже сейчас становится мировой проблемой. Все более возрастающие
потребности промышленности и сельского хозяйства в воде заставляют ученых всех
стран мира искать разнообразные средства для решения этой проблемы.
1.2 Геологические процессы в Мировом
океане и типы осадков
Наиболее важным процессом в пределах Мирового
океана является аккумуляция донных осадков. Этот сложный процесс называют
седиментацией или седиментогенезом. Изучение современных осадков,
закономерностей их распространения в различных зонах Мирового океана позволяет
восстанавливать палеогеографическую обстановку геологического прошлого.
Известно, что в ходе геологической истории поверхность континентов неоднократно
покрывалась водами морей и океанов. В них протекали интенсивные процессы
аккумуляции осадков, затем преобразованных в осадочные горные породы,
покрывающие около 75% поверхностной части материков.
Процесс осадкообразования в океанах начинается с
подготовки осадочного материала на материках, являющихся областями
преимущественной денудации (сноса). Такая подготовка осуществляется в
результате выветривания, деятельности рек, ледников, ветра. Вторым этапом
является перенос материала, частичное отложение на путях переноса и поставка
основной массы в океаны и моря.
Баланс осадочного материала, млрд. т/год
Твердый сток рек 18,53
Сток растворенных веществ 3,2
Ледниковый сток 1,5
Эоловый внос при около 1,6
Абразия берегов и дна около 0,5
Итого около 25,33
По данным А.П. Лисицына, наибольшая поставка
осадочного материала осуществляется речным стоком. При этом около 7 млрд. т/год
поставляется реками преимущественно тропических областей: Ганг, Брахмапутра,
Хуанхэ, Янцзы, Миссисипи и др. Приблизительно в равных количествах поступает в
океаны и моря ледниковый и эоловый материал.
Глава II. Твёрдые полезные
ископаемые Мирового Океана
Твердые полезные ископаемые, извлекаемые из
моря, пока что играют значительно меньшую роль в морском хозяйстве, чем нефть и
газ. Однако и здесь наблюдается тенденция к быстрому развитию добычи,
стимулируемая истощением аналогичных запасов на суше и их неравномерным
размещениям. Кроме того, стремительное развитие техники обусловило создание
усовершенствованных технических средств, способных вести разработки в
прибрежных зонах.
Залежи твердых полезных ископаемых в море и
океане можно подразделить на коренные, встречающиеся на месте своего
первоначального залегания, и рассыпные, концентрации которых образуются в
результате выноса обломочного материала реками вблизи береговой линии на суше и
мелководье.
Наибольшее значение после нефти и газа в
настоящее время имеют россыпные месторождения металлоносных минералов, алмазов,
строительных материалов и янтаря.
Рис 2. Минеральные ресурсы Мирового океана
(Меро
Д. Минеральные богатства океана. М., 1969.)
По отдельным видам сырья морские россыпи имеют
преобладающее значение. В них содержаться десятки различных, в том числе
тяжелых минералов и металлов, которые пользуются спросом на мировом зарубежном
рынке. К наиболее существенным из них относятся ильменит, рутил, циркон,
монацит, магнетит, касситерит, тантал-ни обиты, золото, платина, алмазы и
некоторые другие. Крупнейшие прибрежно-морские россыпи известны в основном в
тропической и субтропической зонах Мирового океана. При этом россыпи
касситерита, золота, платины и алмазов встречаются значительно редко, они
представляют собой древнеаллювиальные месторождения, погруженные под уровень
моря, и находятся поблизости от районов своего образования.
Такие минералы прибрежно-морских россыпных
месторождений, как ильменит, рутил, циркон и монацит - наиболее широко
распространенные, «классические» минералы морских россыпей. Эти минералы
обладают большим удельным весом, устойчивы к выветриванию и образуют
промышленные концентрации во многих районах побережий Мирового океана.
2.1 Железомарганцевые конкреции
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. Мы коснемся
лишь самых характерных сторон состава и формирования океанских рудоносных
отложений.
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).
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, общие ресурсы
железомарганцевых конкреций на дне Тихого океана достигают 1.66·1012 т.
Рис 3. 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 представляющие
экономический интерес металлы.
Распространение железомарганцевых конкреций,
обогащенных рудными металлами.
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.
Соотношение средних содержаний химических
элементов в железомарганцевых конкрециях (ЖМК) и глубоководных осадках океана.
Проблема генезиса железомарганцевых конкреций
сопряжена с проблемой скорости их роста. 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.
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.
До сих пор мы фактически не знаем откуда берутся
металлы, связанные в железо-марганцевых отложениях (ЖМО), каков механизм
формирования конкреций, скорости их роста и др. И хотя исследований на эти темы
опубликовано много, возможно тысячи, включая капитальные монографии, однако
по-прежнему сохраняется дискуссионность и неопределенность во многих вопросах.
Может случиться, что добыча конкреций и рудных корок (с подводных поднятий)
начнется раньше, чем будут выяснены кардинальные вопросы их происхождения и
роли в океанской среде. Ведь известно, что обогащенность ЖМО ценными металлами
связана с их высокой сорбционной активностью, а это значит, что роль их в
поддержании равновесия в составе морской воды огромна, и особенно, в условиях
резкого увеличения антропогенных и техногенных сбросов в океаны.
2.2 Кобальтоносные железомарганцевые
корки
Кобальтоносные железомарганцевые корки представляют
собой образования, родственные конкрециям: они близки им по минеральному и
химическому составу, текстурно-структурным особенностям и генезису. Наряду с
этим коркам свойственны существенные специфические черты, позволяющие выделить
их в самостоятельную формацию.
Почти повсюду корки, как и конкреции
характеризуются слоистым строением.
Наиболее полные разрезы корок известны в пределах
Магеллановых гор, поднятий Маршалловых островов, Маркус-Уэйк и Уэйк-Неккер.
Возраст этих структур раннемеловой или позднеюрско-раннемеловой, то есть
100-150 млн лет (М. Мельников, 2002).
Как видно, формирование корок началось намного
раньше, чем охарактеризованных выше ЖМК абиссальных котловин. По возрасту
конкреции могут быть сопоставлены со слоями III - верхней частью слоя II корок.
Возможно, нижним слоям корок соответствуют слои более древних конкреций,
которые иногда встречаются в разрезах осадочных пород. Погребенные конкреции,
как правило, погребены в буквальном смысле слова - засыпаны под обвалами или
оползнями. При этом фаунистическая их характеристика свидетельствует, в
частности, и о плиоценовом возрасте.
В разрезе корок наиболее резко выделяется
базальный реликтовый слой. Он отличается особенно высоким содержанием фосфора,
кальция, серы, кремнезема, присутствием барита. В его строении нередко
наблюдается чередование полос параллельно-слоистой и дендритовой текстур.
Изучение состава субмикроскопических слойков с
использованием микро-анализаторов показало, что реликтовый слой имеет сложное
строение: в одних участках развиты микро слойки однородного состава, в других
наблюдается чередование контрастных по составу микро слойков, соответствующих <кристаллической>
и <аморфной> фазам конкреций. Характерно, что в реликтовом слое
наблюдаются многочисленные границы несогласий, разделяющих различные генерации,
что свидетельствует о нестабильной обстановке формирования этого слоя.
По химическому составу указанные слои корок
существенно отличаются от конкреций, с которыми они близки по возрасту. В
корках понижена концентрация марганца, но повышено содержание железа.
Марганцевый модуль (Mn/Fe) корок составляет 1-2,5, тогда как в конкрециях
Тихого океана 3-6. Три внешних слоя корок характеризуются достаточно однородным
составом субмикроскопических слойков. В отличие от конкреций в них редко
наблюдаются участки, где чередуются микро слойки, контрастные по составу. Эта
особенность строения корок позволяет предположить, что основная их масса
относится к гидрогенным образованиям.
Исключением является реликтовый слой; он
формировался, вероятнее всего в участках с относительно спокойной
гидродинамической обстановкой. Существенным источником рудных компонентов при
его образовании мог служить, по-видимому, гальмиролиз. Согласно возрастной
характеристике слоев, этот процесс на подводных горах в Тихом океане имел место
с позднего мела до раннего эоцена. Затем, по-видимому, этот источник исчерпал
свой ресурс. Последующие слои корок нарастали гидрогенным путем, вследствие
обогащения придонного слоя воды компонентами, поступающими из вулканических
источников в периоды их активизации. Импульсы вулканической активности
зафиксированы соответствующими слоями, характеризующимися индивидуальными
геохимическими особенностями. Продолжительные периоды затухания вулканизма
выражены перерывами в слоистости корок, явлениями размыва, накоплением
обломочного, силикатного материала.
Как было отмечено, корки являются более древними
образованиями, чем конкреции; они начали формироваться в позднемеловую эпоху, а
может быть и раньше. Они связаны с иными вулканическими комплексами, чем
конкреции. В частности, начало образования формации железомарганцевых корок
совпадает с эпохой становления вулканогенных и плутонических комплексов
коматиит-толеитового и габбро-норит-трактолитового составов. Возможно,
обогащенность корок платиноидами обусловлена связью с указанными комплексами,
которые характеризуются Ni-Cu-Cr и Ni-Pt-Cr специализацией. Как известно,
содержание Pt в корках колеблется от 0,35 до 1,31 г/т, тогда как в конкрециях
от 0,10 до 0,13 г/т (С. Андреев и др., 1999).
Надо отметить, что в районах развития корок, в
межгорных депрессиях наблюдаются скопления железомарганцевых конкреций и
корково-конкреционных образований, которые, также должны быть включены в единую
формацию кобальтоносных железомарганцевых корок. Эти образования в данном
случае можно рассматривать как продукты различных фаций единого
рудогенетического процесса. По составу корки и сопровождающие их конкреции
близки, они относятся к одному геохимическому типу, хотя уровень содержания Со
в конкрециях несколько ниже, чем в корках. По содержанию Ni и Cu эти конкреции
не уступают коркам (В. Кругляков и др., 1993). По химическому составу конкреции
шлейфов гор занимают промежуточное положение между корками гор и конкрециями
котловин.
Основные особенности состава, строения и
размещения двух основных формаций оксидных руд океана, не имеющих аналогов на
континенте, свидетельствуют о том, что на их формирование оказывают влияние
разнообразные факторы. Важнейшую рудогенетическую роль играет морская вода,
представляя собой одновременно и среду минералообразования, и агент
транспортировки рудных компонентов; из морской воды в конечном итоге осаждается
рудное вещество. Формирование корок и конкреций обусловлено и структурой водной
толщи с ее геохимическими барьерами, и ее подвижностью; на размещение оксидных
руд оказывает влияние субширотная климатическая зональность, они обнаруживают
определенную зависимость от биологической активности.
В концентрации вещества оксидных руд участвуют
процессы окисления, реакции автоколебательного характера, механизмы сорбции,
коагуляции, соосаждения, возможно и биологические процессы.
Рудное вещество вероятнее всего происходит из
разных источников - в первую очередь это вулканизм, диагенез, гальмиролиз и др.
Из перечня источников нельзя исключить даже выщелачивание металлов из базальтов
морского дна, хотя масштабы этого явления несравнимо меньше тех, что ему
приписываются. Морская вода, интегрируя все источники, все факторы
рудообразования в значительной степени маскирует влияние каждого из них.
Генезис оксидных руд не может быть сведен к одному простому процессу, - они
являются продуктом сложных взаимодействующих процессов, многообразных
источников. Но при всем этом совершенно очевидно, что решающая роль в
образовании рассмотренных формаций, сложенных элементами типичной базальтоидной
ассоциации, принадлежит базальтоидному вулканизму. Именно этот источник
обладает достаточно мощным ресурсом рудных компонентов и его периодически
возобновляющаяся активность позволяет объяснить пульсирующий рост
железомарганцевых образований. Оксидные руды обеих формаций состояний таким
образом, в основном из эндогенного вещества, перенесенного и (при образовании
формации ЖМК) предварительно накопленного в промежуточных коллекторах -
активном слое рудоконтролирующих структур.
2.3 Массивные сульфидные руды океана
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 железо-марганцевых 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.
ис. 5. Cхема
формирования массивных сульфидных руд на дне океана
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.
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].
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.
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 представляющие
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.
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.
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.
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%.
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.
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.
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.
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 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.
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, на что было
истрачено, по ориентировочной оценке, около 4 млрд. долл.
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.
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.
2.4 Фосфориты
Фосфориты гайотов рассматриваются как
раннедиагенетические образования, формирующиеся за счет фосфора поровых,
отчасти над донных вод, который в свою очередь является результатом деструкции
мягких тканей организмов.
Слои, перекрывающие реликтовый слой, часто почти
не обнаруживают заметных признаков фосфатизации.
Фосфатные слойки, чередующиеся с оксидными, не
обладают никакими признаками метасоматического замещения. Эти слойки ничего
общего не имеют и с нередко наблюдаемыми секущими прожилками фосфатного
материала, которые представляют собой трещины, заполненные илом.
Отмечаемые неоднократно явления деструкции
слоистых и дендритовых образований однозначно свидетельствуют о нарастании
фосфатных слоев в закономерной последовательности с марганцовистыми.
Развитие фосфатных слойков, участвующих в
строении дендритов или прослоев с волнисто слоистой текстурой, происходит в
среде фосфатизированного нано-фораминиферового осадка, являющегося питательной
средой для них. Массы этих осадков в изобилии содержат раковины
микроорганизмов, к ним приурочены зерна TR минералов.
Природа фосфатного материала в корках остается
не совсем ясной. Можно предположить, что фосфор концентрировался в основном в
начальную стадию формирования коркового слоя, возможно, в результате апвеллинга,
механизм которого активно функционировал вследствие того, что подводные горы на
этом раннем этапе были приподняты. После повышения уровня океана, может быть
вследствие второго (45 млн лет) или третьего (10 млн лет) скачка водной толщи
по (С. Андреев и др., 1997), или вследствие перемещения подводных гор на
большие глубины (Ю. Богданов и др., 1998), произошло резкое уменьшение
отложения фосфора. Возможно, это событие и является тем рубежом, который
отделяет время и условия образования реликтового слоя от последующих этапов.
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. 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. 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 уранов.
геологический океан осадконакопление минеральный
Заключение
Огромные массы воды океанов и морей находятся в
непрерывном движении. В процессе своей геологической деятельности море
разрушает горные породы, слагающие берега, измельчает продукты разрушения
горных пород, перемещает, сортирует и откладывает их в виде осадков. В течение
геологической жизни Земли моря неоднократно изменяли свои границы, заливая
огромные пространства суши. На дне морей отлагались мощные толщи осадков,
превратившихся со временем в осадочные горные породы. Разрушительная
деятельность моря называется абразией. Она обусловлена действием ветровых волы,
морских течений, приливов и отливов, разрушающих берега и отложения в зоне
шельфа. Глубина действия абразии не превышает 200 м, т. е. глубины действия
ветровых волн. Высота ветровых волн порой достигает 15 м, она зависит от силы
ветра, продолжительности его действия и глубины моря.
Накопление обломочного материала в шельфовой
зоне имеет свои особенности. Наиболее крупный обломочный материал откладывается
у самого берега. В сторону моря он постепенно становится мельче и на глубине
20--25 м представлен песком. В лагунах отлагаются пески и глины. Для
опресненных лагун, примыкающих к устьям рек, характерны в основном пески.
В образовании коралловых известняков основная
роль принадлежит кораллам - мельчайшим животным, которые выделяют углекислый
кальций и строят известковые камеры с перегородками. Колониальные организмы
образуют скелет рифа, на котором поселяются различные животные и растительные
организмы; останки их также участвуют в формировании рифовых массивов.
Тему моей работы я рассматривала не только с
точки зрения науки, но и с точки зрения человека, которые применяет
геологическую деятельность в процессы своей жизнедеятельности.
В своей работе я описала не только
разрушительную деятельность морей и океанов, но и созидательную. Человек на
себе испытывает всю геологическую деятельность морей и океанов, учится к ней
приспосабливаться, использовать в своих целях, либо бороться. В курсовой работе
я рассказала о том, как море может разрушать берега и подножия скал, на которых
стоят дома людей; а иногда и целые города поглощала вода
Различные процессы осадконакопления человек
использует в своей жизнедеятельности. В южных странах, где климатические
условия благоприятствуют образованию рифов, одним из основных видов заработка
является рыбная ловля. Также шельфовые зоны богаты полезными ископаемыми, на которых
в настоящее время человек интенсивно пытается добывать нефть и газ. В своей
работе я использовала мнения нескольких авторов, их научные труды, которые
наиболее понятно и доступно раскрывают эту тему со всех сторон. В работе
подробно описаны осадки, их происхождение и распределения на дне океана и
морей, даны определения диагенезу и фациям.
Список источников
Литература
.
Волков В.Н. Основы геологии горючих ископаемых. - СПб.: Изд-во С-Пб. ГУ, 1993.
.
Логвиненко Н.В. Морская геология. - М., 1980.
.
Батурин Г.Н. Рудный потенциал океана // Природа №5. 2002г.
.
Базилевская Е.С., Пущаровский Ю.М.// Российский журнал наук о Земле, 1999, т.1,
№3, 205-219.
.
Н.П. Латышев//Геологический факультет МГУ. 1999, т.1, №3, 205-219.
.
Силкин Б.И. Не переоценить сокровища Нептуна // Природа. 2001. №5. С.53-54.
.
Меро Д. Минеральные богатства океана. - М., 1969.
.
Скорнякова Н.С. // Литология и полезные ископаемые. 1964. №5. С.3-20.
.
Богданов Ю.А. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического
хребта. - М., 1997.
.
Бутузова Г.Ю. Гидротермально-осадочное рудообразование в рифтовой зоне Красного
моря. - М., 1998.
Интернет
ресурсы <http://www.allbest.ru/>