Геологія і нафтогазоносність морських надр

О. М. Трубенко

 

 

ГЕОЛОГІЯ І нафтогазоноснІсть МОРСЬКИХ надр

Лабораторний практикум

 

Міністерство освіти і науки України

Івано-Франківський національний технічний

Університет нафти і газу

Кафедра геології та розвідки нафтових і газових родовищ

О. М. Трубенко,

 

ГЕОЛОГІЯ І нафтогазоноснІстЬ МОРСЬКИХ надр

Лабораторний практикум

 

 

Івано-Франківськ

УДК 551.35+553.042

ББК 26.325.3

Т-73

 

 

Рецензент:

Ляху М.В. кандидат геолого-мінералогічних наук, доцент кафедри геології та розвідки нафтових і газових родовищ ІФНТУНГ

Рекомендовано методичною радою університету

(протокол № 5 від 28.05.2013 р.)

О. М. Трубенко

Т-73. Геологія і нафтогазоносність морських надр: лабораторний практикум. – Івано-Франківськ: ІФНТУНГ, 2013. – 114 с.

МВ 02070855-5075-2013

 

У практикумі наведено змістовну частину і порядок проведення лабораторних робіт із визначення історії розвитку та освоєння ресурсів Світового океану, а також вивчення загальних характеристик геологічної будови морського дна. В роботи включено загальні характеристики морських басейнів та родовищ нафти і газу.

Призначений для самостійної роботи при вивченні дисципліни студентами денної та дистанційної форм навчання напряму підготовки 6.040103 - “Геологія”.

	© Трубенко О.М. © ІФНТУНГ, 2013

УДК 551.35+553.042

ББК 26.325.3

МВ 02070855- 5075 -2013

ЗМІСТ

 

Вступ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №1 ПОБУДОВА ГІПСОМЕТРИЧНОЇ КРИВОЇ СВІТОВОГО ОКЕАНУ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №2 МЕТОДИ ВИВЧЕННЯ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ МОРІВ ТА ОКЕАНІВ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №3 СТВОРЕННЯ КАРТО-СХЕМИ НАФТОГАЗОГЕОЛОГІЧНОГО РАЙОНУВАННЯ СВІТОВОГО ОКЕАНУ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №4 НАФТОГЕОЛОГІЧНЕ РАЙОНУВАННЯ ПІВНІЧНОГО ЛЬОДОВИТОГО ОКЕАНУ ТА СТВОРЕННЯ ГРАФІЧНОЇ МОДЕЛІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ОСНОВНИХ РОДОВИЩ НАФТИ І ГАЗУ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №5 НАФТОГЕОЛОГІЧНЕ РАЙОНУВАННЯ ІНДІЙСЬКОГО ОКЕАНУ ТА СТВОРЕННЯ ГРАФІЧНОЇ МОДЕЛІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ОСНОВНИХ РОДОВИЩ НАФТИ І ГАЗУ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №6 НАФТОГЕОЛОГІЧНЕ РАЙОНУВАННЯ АТЛАНТИЧНОГО ОКЕАНУ ТА СТВОРЕННЯ ГРАФІЧНОЇ МОДЕЛІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ОСНОВНИХ РОДОВИЩ НАФТИ І ГАЗУ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №7 НАФТОГЕОЛОГІЧНЕ РАЙОНУВАННЯ ТИХОГО ОКЕАНУ ТА СТВОРЕННЯ ГРАФІЧНОЇ МОДЕЛІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ОСНОВНИХ РОДОВИЩ НАФТИ І ГАЗУ
ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №8 НАФТОГАЗОГЕОЛОГІЧНЕ РАЙОНУВАННЯ ТА СТВОРЕННЯ МОДЕЛІ ГЕОЛОГІЧНОЇ БУДОВИ ЧОРНОГО ТА АЗОВСЬКОГО МОРІВ
Перелік рекомендованих джерел

Вступ

В останні роки нестримно росте роль нафти і газу в паливно-енергетичному балансі світової промисловості. За останні десятиліття зростає видобуток нафти та газу з надр Світового океану. Понад 30 країн здійснює промисловий видобуток нафти і газу в межах акваторій та ще понад 80 країн ведуть пошуково-розвідувальні роботи. Понад 25 % cвітового видобутку нафти пов’язано з акваторією. Орієнтовні запаси вуглеводнів під дном морів і океанів за найнаближенішими підрахунками оцінюються значними цифрами, і вже зараз перевищують половину запасів нафти і газу, які виявлені на континентах.

Україна є теж морською державою і має свої економічні та наукові інтереси у Світовому океані. Беручи до уваги відповідні положення Конвенції ООН з морського права 1982 року, Верховна рада прийняла в 1995 р. закон про виключну (морську) економічну зону України. За цим законом, морські райони, які зовні прилягають до територіального моря України, включаючи райони навколо островів, що їй належать, становлять виключну (морську) економічну зону України. Ширина цієї зони становить до 200 морських миль.

За останні десятиліття збільшується видобуток нафти та газу на акваторіях Світового океану. Понад 30 країн здійснює промисловий видобуток нафти в межах акваторій та ще понад 80 країн ведуть пошуково-розвідувальні роботи. Понад 25% світового видобутку нафти приходиться на акваторії.

Предметом курсу " Геологія і нафтогазоносність морських надр " є вивчення геологічної будови, закономірностей еволюції земної кори та розподілу родовищ нафти і газу в морських надрах.

Лабораторний практикум складено згідно діючої програми дисципліни “Геологія і нафтогазоносність морських надр”.

Основними задачами практикуму є:

- ознайомлення з історією вивчення Світового океану і освоєння його ресурсів та внеском вчених у дослідження морської геології;

- вивчення геологічної будови шельфу, материкового схилу, материкового підніжжя, перехідної зони, серединно-океанічних хребтів і ложа океану;

- з’ясування геологічних факторів з формування рельєфу морського дна, розгляд гіпотез походження океанів і короткої історії їх геологічного розвитку;

- ознайомлення з методами пошуків і розвідки родовищ нафти і газу в акваторіях морів;

- ознайомлення з основними нафтогазоносними басейнами у межах окремих океанів і внутрішньоконтинентальних морів;

- ознайомлення з геологічною будовою і нафтогазоносністю окремих родовищ нафти і газу;

- ознайомлення з розвитком видобутку нафти і газу в морських акваторіях;

- встановлення основних критеріїв перспектив нафтогазоносності морських басейнів;

- вивчення основних питань з морського міжнародного права.

ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №1

Рисунок 1.1 – Гіпсометрична крива (суцільна лінія) і узагальнюючий профіль дна Світового океану.

Планетарні морфоструктури дна Світового океану підрозділяються на мегаморфоструктури, або морфоструктури другого порядку (рис. 1.2). Підводні окраїни материків, що займають площу 80,6 млн км², які становлять 22,4 % загальної площі Світового океану, складаються з:

а) шельфу;

б) материкового схилу;

в) материкового підніжжя.

Перехідні зони діляться на перехідні області, кожна з яких представлена:

а) улоговиною окраїнного або серединного моря;

б) острівною дугою;

в) глибоководним жолобом.

 

Рисунок 1.2 - Схема Атлантичної підводної окраїни Північної Америки.

 

Ложе океану складається з океанічних улоговин та океанічних піднять різних типів. Серединно-океанічні хребти поділяються, в свою чергу, на рифтові та флангові зони.

Шельф (англ. shelf – уступ) являє собою підводну, нахилену в бік океану рівнину, яка безпосередньо прилягає до суходолу. Зі сторони океану він обмежується чітко вираженою бровкою. Середня глибина області шельфу становить 200 м, а бровка здебільшого розташовується на глибинах 100–130–200 м і дуже рідко занурюється до 300 м та більше. Шельф прорізають численні затоплені, напівпоховані більш пізніми донними відкладами річкові долини.

За сучасними даними на шельфах переважають піщані осадки, в меншій кількості глинисті (мулисті). Частина шельфу має кам’янисте дно. Карбонатні органогенні відклади трапляються в районах коралових рифів. Мул у багатьох місцях легко переноситься через зовнішній край шельфу і відкладається в більш глибоких частинах океану. Піднесені ділянки рельєфу шельфів мають завжди більш грубозернистий матеріал, ніж опущені. Мулисті осадки характерні для внутрішньоматерикових морів типу Балтійського та ізольованих заток. Для різних типів шельфів звичайно змінюється і характер осадків. Ще потрібно вказати, що існують райони, де осадки шельфу відрізняються від того складу, який виноситься річками (Жовте море на північ від півострова Шаньдун).

Шельфи є областями відносної спокійної тектонічної активності, крім шельфів Тихого океану, де розташовані глибокофокусні центри землетрусів. Тепловий потік майже нормальний – 1,1 10^-6 кал/см²∙с. Вулканізм на шельфах дуже рідкісне явище. Структура осадових порід шельфів показує, що вона є продовженням структури материків. Про це свідчить будова багатьох районів, таких як Каспійське, Азовське, Чорне моря, Мексиканська затока тощо.

Материковий або континентальний схил являє собою відносно крутий уступ, який простягається від бровки шельфу до глибини 2,0–2,5 км, а місцями і до 3,0 км. Нахил його поверхні становить 3–5°, а в окремих випадках досягає 25° і навіть 40°. Сама поверхня схилу розчленована підводними каньйонами. Деякі з них досягають довжини 50–60 км, при ширині 2–5 км і за межі схилу не виходять, проте відомі каньйони, які простягається на сотні кілометрів, перетинають материковий схил і досягають глибин 3500 м та більше. Деякі з них простежуються у межах зони шельфу і є підводним продовженням річкових долин, континентів. Континентальним схилам, площею близько 75 млн км², притаманні телескопічний рифтогенез з широкими і високими “сходинками” конкордатних ступінчастих глибинних скидів, поперечні трансформні розломи (Бата, Бланко, Романш, Північний Фанг і ін.), вулканізм, континентальні і морські літофації, гігантські конуси виносу осадків (Амазонський, Маккензі, Нігерійський, Міссісіпський і ін.), галокінез, глинодіапіризм, грязевулканізм, гігантські сучасні та палеоканьйони, стратиграфічні і кутові незгідності, гігантські підводні зсуви, олістостроми і рифти, складки, майже повсюдне газогідратне оледеніння осадової товщі з глибини 0,4–2,2 до 350–750 м нижче дна моря, а також величезні “багатоярусні” лінзи нижчезалягаючих газонафтоносних турбідних пісків і пісковиків в товщі червоних пелагічних глин (П.Ф. Гожик, В.А. Краюшкін, В.П. Клочко).

Гравітаційні процеси на материковому схилі являють собою важливий механізм пересування осадового матеріалу з шельфу і верхньої частини схилу на великі глибини. Генезис материкового схилу пов’язаний з тектонікою скидів, що проявляється тут достатньо яскраво. Це явище пов’язане з тим, що материкам у цілому притаманні висхідні вертикальні рухи земної кори, а ложу океану – прогинання, опускання. У ряді випадків спостерігається ступінчастий профіль материкового схилу, що можна пояснити розвитком ступінчастих скидів. Така картина, наприклад, дуже характерна для Патагонського шельфу в Атлантичному океані. Вони отримали назви краєвих плато.

Геологічна будова вивчена недостатньо. Відомо, що під рихлими осадками на континентальному схилі залягають корінні осадові породи, іноді з стратиграфічними незгідностями. Кора назагал континентального типу. Під материковим підніжжям зникає гранітний шар. Сейсмічними дослідженнями встановлено існування великих тектонічних прогинів у межах материкового підніжжя (периокеанічні проги­ни), що простягаються на сотні тисяч кілометрів з амплітудою прогинання понад 10 км. Борти, що прилягають до континентів є крутими (30–70°), а протилежні – більш пологими (5–10°).

Практичний інтерес вивчення материкового схилу останнім часом, і починаючи з 80-х років минулого століття, зріс. Цьому сприяло застосування глибоководної техніки і технології – сейсморозвідки 3D і 4D, також буріння свердловин (до 10 км і більше по горизонталі), утримування плавучих платформ в акваторії глибиною 2000 м і більше.

Материкове підніжжя. Найчастіше за все це хвиляста похила рівнина, що прилягає до основи материкового схилу і відділяє останній від ложа океану. Це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану. Походження цієї рівнини пов’язано з накопиченням величезних мас осадового матеріалу, що переміщується гравітаційними процесами та течіями. Особливо яскраво це проявляється у районах величезних конусів виносу турбідітних потоків, пов’язаних з гирлами підводних каньйонів. Найпотужніші конуси виносів мають гирла підводних каньйонів, розташованих поблизу гирл великих річок з величезним твердим стоком, таких як Ганг, Інд, Міссісіпі, Конго (Заїр).

З материковим схилом пов’язана також діяльність донних абісальних течій, які переміщують вздовж материкового підніжжя величезні маси завислого та напівзавислого осадового матеріалу (“ абісаль ” з грец. - безодня).

Ширина материкового підніжжя змінюється від декількох десятків до сотень кілометрів, а глибина не перевищує 2–3,5 км. Характерною особливістю зони підніжжя є значна потужність осадків.

Підводна окраїна материка може розглядатись як гігантський масив “континентальної тераси”, яка є важливішим зосередженням осадового матеріалу на дні океану. Завдяки акумуляції осадів у її межах, вона має тенденцію до висунення в океан, “наповзанню” на периферійні ділянки океанічної кори.

Перехідні зони. На більшій частині периферії Атлантичного, Індійського і всього Північного Льодовитого океану підводні окраїни материків безпосередньо контактують з ложем океану. На периферії Тихого океану, в районах Карибського моря і моря Скотія, а також на північно-східній окраїні Індійського океану виявлені інші, більш складні системи переходу від океану до континенту. Так, на всій протяжності західної окраїни Тихого океану від Берингового моря до Нової Зеландії між підводними окраїнами материків і ложем океану лежить обширна перехідна зона. Вона складається з улоговин глибоководних окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів.

Глибоководні моря, що відділяються острівними дугами, як правило, глибокі, нерідко дно їх нерівне, часто гористе, товщина донних відкладів у таких морях невелика. У деяких морях дно ідеально рівне, а товщина осаду перевищує 2–3 км. Отже, нагромадження осадів є головним чинником вирівнювання рельєфу шляхом захоронення корінних нерівностей.

Острівні дуги – це підводні хребти, увінчані вулканами, багато з яких діючі. Характерно, що більше 70 % діючих вулканів належать якраз острівним дугам. Найбільші з хребтів виступають над рівнем моря і утворюють острови (Курильські острови з їх діючими вулканами тощо). Острівні дуги витягнуті на сотні та тисячі кілометрів.

Є перехідні області, де не одна, а декілька острівних дуг. Інколи різні за віком дуги зливаються одна з одною, утворюючи великі масиви острівного суходолу. Найбільшим острівним масивом є Японська острівна дуга. Цікаво, що під такими великими масивами нерідко спостерігається земна кора континентального типу.

Важливою географічною та геологічною рисами перехідної зони є поряд з інтенсивною вулканічною діяльністю, висока ступінь сейсмічності руйнівної сили. Тут поширені як глибокофокусні (глибина > 300 км), так і середньофокусні (50–300 км) землетруси, що спричиняють гігантські хвилі цунамі.

Серединно-океанічні хребти були виявлені зовсім недавно, в 50 – 60 роках XX століття. Система серединно-океанічних хребтів простягається через всі океани. Починається вона в Північному Льодовитому океані (хребти Гаккеля, Книповича, Мона і Кольбейнсей) і продовжується в Атлантичному океані, де утворює Серединноатлантичний хребет, який можна прослідкувати до острова Буве у південній Атлантиці.

Вивчення рельєфу серединно-океанічних хребтів показує, що це по суті ціла система окремих нагір’їв, що складаються в свою чергу з цілого ряду хребтів. Ширина такого нагір’я може досягати 1000 км, а загальна протяжність всієї системи перевищує 60 тис. км. Назагал, це сама грандіозна гірська система на Землі, рівної якій за масштабами немає на суходолі.

Для осьової частини системи притаманна рифтова структура (англ. “ рифт” – розколина, ущелина) – вона розбита розломами того ж простягання, що й хребти. Ці розломи утворюють депресії – так звані рифтові долини, які в свою чергу перетинаються поперечними жолобами. У більшості випадків жолоби більш глибокі, ніж рифтові долини і якраз тут знаходяться максимальні глибини у зоні серединно-океанічних хребтів.

Рифтові зони складені базальтами. Тут спостерігаються відкриті тріщини шириною декілька метрів та глибиною до 10 м, що простягаються на сотні метрів паралельно до осі рифту. У рифтових зонах окрім базальтів зустрічаються також габро, перидотити та інші магматичні породи. У декількох місцях хребти у вигляді вулканічних островів виходять на поверхню океану і теж складені базальтами – Азорські, Ісландія, Вознесіння, Трістан-да-Кунья.

Серединно-океанічні хребти розсічені сотнями зон розломів шири­ною 10–100 км, які виглядають на картах як субпаралельні смуги, що січуть серединно-океанічні хребти перпендикулярно їх простяганню. Рифтова зона хребтів часто зсунута по цих розломах на значні віддалі до 750 км, а по серії розломів до 4000 км. Розломи, що знаходяться між зміщеними рифтами, є сейсмічно активні. Зона розломів – це вузька смуга розчленованого рельєфу, лінійних хребтів і ус­тупів, які, переважно, ділять різні за середньою глибиною геоморфологічні провінції. Деякі зони розломів мають довжину до 3500 км. Розломи, що пересікають серединно-океанічні хребти, іменують трансформними. Зони розломів досить легко розпізнаються за характером магнітного поля.

Серединно-океанічні хребти характеризуються додатними аномаліями гравітаційного поля, дуже високим тепловим потоком та смугастим магнітним полем. Особливо слід наголосити, що різні аномалії мають різний напрям намагніченості, що обумовлено зміною магнітного поля Землі в часі.

За сейсмічними даними серединно-океанічні хребти мають таку геологічну будову:

1. Поверхневий шар є пухким, товщиною до кількох сотень метрів (у віддалених частинах від рифтової зони).

2. “Другий шар” – до 2–4 км товщини з швидкостями сейсмічних хвиль 4,5–5,5 км/с, що характерні для вулканічних порід (місцями з прошарками осадових порід).

3. На окраїнах хребтів є типовий океанічний шар (базальтовий), який чітко обмежений знизу границею Мохоровичича.

Під самим хребтом є потужний шар з швидкістю сейсмічних хвиль 7,3 км/с, тобто з більшою ніж у базальтовому, але меншою швидкістю ніж у мантії. Він поширюється на глибини 30–40 км, а до границі Мохоровичича практично не простежуються.

Декілька свердловин “Гломар Челленджера” пробурені у рифтових зонах. Вони пройшли осадовий шар віком до 10 млн років, який складений карбонатним мулом, а також розкрили другий і третій шар. Останні складені базальтами, серпентинізованими перидотитами, олівінами, габро-норитами. За період їх утворення намагніченість змінювалась тричі.

Сейсмічність серединно-океанічних хребтів має свої специфічні риси. Тут поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами центрів утворення не більше 30–50 км.

На серединних хребтах багато підводних вулканів. Тут створюється особливий тип земної кори з підвищеною щільністю і рухом матеріалу з мантії на поверхню. Цей тип земної кори деякі вчені називають рифтогенальним.

Ложе океану. Рельєф ложа океану характеризується поєднанням обширних улоговин та розділяючих їх піднять. Дно улоговин відрізняється майже повсюдним поширенням горбистого рельєфу або ж рельєфу абісальних пагорбів. Під абісальними пагорбами розуміють невеликі підводні підвищення, часто від 1 до декількох десятків кілометрів у ширину і висотою від декількох десятків до 500 м. Вони утворюють скупчення підвищень, що займають величезні площі.

Між хребтами та різноманітними підвищеннями знаходяться улоговини, які складають основну частину ложа Світового океану. Залежно від характеру будови поверхні дна океанічні улоговини діляться на два типи: плоскі абісальні рівнини та горбисті абісальні рівнини. Перші являють собою рівнинні простори з незначним нахилом, другі – характеризуються наявністю склепінчастих підвищень висотою 100–300 м при ширині від 1 до 10 км. Плоскі рівнини здебільшого поширені в межах Атлантичного океану, а горбисті характерні для Тихого океану.

Над дном улоговин височіють підводні гори. Під цим терміном розуміють гори або (у рідких випадках) вершини на підводних хребтах, що розташовані окремо. Підводні гори, як і абісальні пагорби, мають переважно вулканічне походження. Деякі з них настільки високі, що виступають над рівнем моря і утворюють вулканічні острови.

Місцями в межах ложа океану є долини, інколи довжиною в декілька тисяч кілометрів.

Ложе океану асейсмічне, тобто тут, переважно, не буває землетрусів. Однак у деяких хребтах і навіть окремих горах часом проявляється сучасний вулканізм (Гавайський хребет та ін.). Найхарактернішою рисою рельєфу і тектоніки ложа океану є зони океанічних розломів (наприклад, зони розломів у східній частині Тихого океану). Йому властива тонка океанічна земна кора, зверху залягають осадові відклади товщиною до 200–700 м, рідко більше. Нижче можуть бути наявні вулканогенні з прошарками ущільнених і метаморфізованих осадових порід, а потім типовий базальтовий шар. Товщина кори мала. Гравітаційне поле додатне, магнітні аномалії смугасті. Тепловий потік відповідає таким ж величинам, як і на материках.

Невід’ємною складовою ложа океанів є глибоководні жолоби (западини), які характеризуються найбільшою глибиною та знаходяться здебільшого на краю океанів, простягаючись паралельно до берегових гірських хребтів, або зовнішніх частинам острівних дуг. Найбільш поширені глибоководні жолоби у Тихому океані. Саме вздовж острівних дуг північної та західної частин останнього простягаються такі відомі жолоби, як Алеутський (глибина 7822 м), Курило-Камчатський (10542 м), Японський (8412 м), Ідзу-Бонінський (9810 м), Волкань (9156 м), Маріанський (11022 м), Яп (8527 м), Палау (8527 м) та багато інших.

У місцях інтенсивних процесів осадконагромадження частина жолобу може бути заповнена осадками. Осадки переважно органогенно-теригенні та вулканогенні. Кора під глибоководними жолобами звичайно океанічна. Утворення жолобів пов’язується з поглинанням земної кори у цих районах.

Окраїнні і внутрішньоконтинентальні моря, залежно від характеру будови їх дна, М.М. Страхов розділяв на плоскі та котловинні. До групи плоских морів цей дослідник відносив моря, які утворилися внаслідок опускання під воду ділянок суходолу та глибина яких назагал не перевищує глибини шельфу і тільки на локальних ділянках досягає 300–500 м. Такі моря ще називають епіконтинентальними (грец. “ епі” - на), тобто такими, що утворилися на континенті. До плоских морів відносяться Баренцеве, Карське, Біле, Північне, Азовське та інші.

Котловинні моря значно глибші в порівнянні з плоскими (2000-3500 м). У їх рельєфі присутні всі основні елементи, які характерні для океанів – область шельфу, континентальний схил, глибоководні улоговини та різноманітні підвищення. Здебільшого такі моря облямовані гірськими пасмами. Прикладом котловинних морів можуть бути Берингове, Охотське, Японське, Південнокитайське, Чорне та інші.

 

Оформлення звіту

Звіт про виконану роботу на стандартних аркушах паперу. У звіті коротко викласти мету роботи та загальні характеристики Світового океану, основні фізичні властивості морської води, а також зобразити геоморфологічну зональність дна та побудувати гіпсометричну криву Світового океану.

 

Запитання

1 Наведіть основні фізичні властивості морської води.

2 Схарактеризуйте хімічний склад океанічної води.

3 Що таке солоність води?

4 Наведіть характеристику будови шельфу.

5 Схарактеризуйте материкове підніжжя.

6 Що є характерним для будови острівних дуг?

7 Які елементи включає перехідна зона?

8 У чому полягає різниця у будові ложа океану та серединно-океанічних хребтів.

9 Що таке коралові рифи?

10 Схарактеризуйте принцип побудови гіпсографічної кривої?

ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №2

Океанічного дна

 

У геологічному відношенні дно Світового океану вивчено недостатньо. Головною перешкодою тому є товща води, що перекриває його. Це зумовлює відмінність геологічних робіт у морі від робіт на суші. При роботах у морі не завжди є можливість безпосереднього спостереження морського дна та протяжності геологічних об’єктів. Як правило, дослідники користуються окремими зразками, що підняті з морського дна на денну поверхню, дещо в зміненому стані. Практично неможливо відібрати повторну пробу з того ж самого місця. Майже до останнього часу були проблеми з топографічною прив’язкою місць відбору проб.

За останні 15–20 років, окрім дистанційних методів дослідження Світового океану, стали використовувати методи безпосереднього візуального спостереження за особливостями рельєфу та геологічної будови з допомогою підводних апаратів, в яких знаходяться дослідники.

Морські геологічні дослідження включають комплекс методів, се­ред яких головними є геологічні та геофізичні. Залежно від об’єкта досліджень ці методи можна об’єднати у три класи: методи вивчення рельєфу морського дна, методи вивчення поверхневих (придонних) шарів, методи вивчення глибинних шарів океанічної літосфери.

Найбільш виразною характеристикою будови дна океану є його рельєф. У комплексі з геолого-геофізичними методами геоморфологічні дослідження є одними з опорних. Донедавна геоморфологія океанічного дна служила основою його тектонічного районування. Методика проведення морських геоморфологічних досліджень включає в себе наступні елементи: планування заміру, вимірювання глибин і первинна обробка даних. Залежно від завдань досліджень можна виділити три категорії виміру: попутний, регіональний і детальний.

Найбільш простим приладом для визначення глибини моря є простийлот (грузило з мотузкою або лінем). Бувають як ручні, так і механічні. Якщо низ лота намазати жиром, то можна визначити характер осаду на дні. Тепер найбільш поширеним способом вимірювання глибин є ехолотування. Ехолот – це пристрій для вимірювання глибини моря, що базується на визначенні часу, який потрібно, щоб звукова хвиля пройшла від судна до дна і назад. Сконструював його австрійський фізик А. Бем, а Ланжен використав ультразвук. Зазвичай використовують ультразвукові однопроменеві ехолоти з частотою 9–20 кГц і величиною кута при вершині ефективного конуса випромінювання 30^о. Суть методу полягає в тому, що з борта судна посилається вниз звуковий сигнал, який, відбившись від дна, повертається назад (рис. 2.1).

 

Рисунок 2.1 - Схема ехолотування і сейсмічного зондування морського дна:

1 – ехолот; 2 – пневмовипромінювач; 3 – багатоканальний індикатор; 4 – радіогідроакустичний буй.

 

Глибину моря Н визначають за формулою:

де – швидкість звуку у воді, м/с,

Т – час поширення звукової хвилі, с.

Швидкість звуку залежно від мінералізації води, тиску і температури змінюється переважно у межах 1410–1530 м/с. Одержані дані обробляються з використанням комп’ютерів з введенням спеціальних поправок.

За останні роки, замість однопроменевих ехолотів, набули поширення багатопроменеві, які дозволяють знімати цілу смугу дна, ширина якої залежить від глибини. При цьому можна одержати кольорове дво- або тривимірне графічне зображення рельєфу.

На базі даних ехолотування будуються батиметричні карти (карти глибин) різних масштабів, як важливої форми узагальнення даних про глибини і рельєф дна океанів.

Поверхню морського дна вивчають також за допомогою гідролокаторів бічного огляду (ГБО), так званих “сонарів”, працюючих у частотному діапазоні 40–50 кГц. Для збудження імпульсів використовують магнітострикційні вібратори потужністю 250–500 Вт. ГБО, як і багатопроменеві ехолоти, забезпечують вивчення рельєфу дна у межах порівняно широкої смуги (1–1,5 км), розташованої вздовж шляху судна.

Візуальне зображення підводних об’єктів отримують за допомогою методу звукобачення, заснованого на застосуванні акустичних хвиль.

Методу підводного звукобачення сприяв розвиток голографії – спосіб отримання об’ємних зображень, заснованого на явищі інтерференції. Голограма – це інтерференційна картина, утворена хвилею від предмета і опорною (когерентною) хвилею. В акустичній голографії об’єкт опромінюють акустичними коливаннями певної частоти. Відбита хвиля поступає на поверхню перетворювача. При одночасному попаданні на приймальну поверхню перетворювача когерентних акустичних коливань виникає ефект інтерференції. Зображення цієї картини, зареєстроване на фотоплівці, утворить голограму – дифракційні гратки, що складаються з перешарування темних і світлих смуг. Якщо освітити цю голограму опорною хвилею, то внаслідок дифракції відновиться предметна хвиля і виникне зображення об’єкта. Голограму, утворену звуком і відновлену світлом, називають соноптограмою. Недолік цього методу – велика складність апаратури.

Велике значення при вивченні поверхні дна морів і океанів має метод підводного фотографування і кінозйомки. Підводне телебачення застосовується для візуального обстеження дна, коли по зображенню на телеекрані можна отримати уявлення про його рельєф, склад і умови залягання порід, характер геологічних процесів. Телекамери поділяють на стаціонарні і пересувні (що буксируються, переносні і самохідні).

Стаціонарні застосовують для постійних спостережень. На малих глибинах вони працюють в умовах природної освітленості, на великих – зі штучним підсвічуванням. На дрейфі судна або на малому ходу стаціонарні камери використовують для зйомок у підвішеному стані. Телекамери, що буксируються можуть працювати і при великій швидкості судна. Вони обладнані стабілізуючими пристроями для руху на заданій глибині. Управляють камерою з борту судна. Переносні камери використовують акванавти при індивідуальній роботі. Самохідна телекамера складається з носія, підводних світильників і інших пристроїв. Управляють рухом і роботою камери з борту судна. Радіус дії установки визначається довжиною кабелю, по якому подається електроенергія, і може досягати багатьох сотень метрів. Підводну телезйомку можна виконувати при набагато гірших умовах, ніж фотозйомка.

Пілотовані підводні апарати використовуються як для вирішення проблем фундаментальної науки, так і чисто практичних задач (огляд підводних частин інженерних споруд, трубопроводів тощо). У океані вони використовуються для випробування порід дна, прямих спостережень геологічної будови, збору інформації про тваринний світ або властивості водного середовища. Завдяки роботі цих апаратів був складений розріз океанічної кори поперечного хребта розлому Віма в Атлантичному океані. Вони широко використовуються для вивчення активних і неактивних гідротермальних полів. Одне з останніх відкриттів (2000 р.) (поле Лост Сіті, розлом Атлантіс в Атлантичному океані) було зроблене з пілотованого підводного апарату. Сучасні глибоководні наукові підводні човни, які можуть досліджувати глибини до 6000–6500 м, працюють у Франції, США, Японії і Росії.

Рідко, але використовується і підводне геологічне картування з використанням аквалангів та водолазних костюмів, а також підводного телебачення і підводних керованих людиною апаратів. Фотографування дна може здійснюватись за допомогою підводного фотографування, а також і з повітря та космосу. При фотографуванні дна з повітря можна одержати якісні знімки у межах глибин до 12–40 м, а при використанні багатоспектрального фотографування – до глибин 65 м.

 

Рисунок 2.2 – Схема легких технічних засобів на судах для відбору проб з морського дна

(за А.Є. Смолдирєвим та А.А. Воропаєвим):

І-колонковий пробовідбірник; ІІ— дночерпалка; ІІІ-скрепер-драга, 1-судно; 2 - трос; 3 - вантаж; 4 - ніж; 5 - рама; 6 - сітка; 7 – якірний вантаж.

 

При пошуках на великих площах океану поверхневі проби з дна океану відбираються за допомогою автономних самоспливаючих пробовідбірників і зондів. При швидкості судна 4 вузли (7,4 км/год) можна скидати автономні пробовідбірники через 500 м, що при глибині 5000 м спливають після скидання через 2–3 год, виносячи пробу з поверхні морського дна. За добу можливо одержати в такий спосіб від 50 до 100 пошукових проб.

У Інституті геологічних наук НАН України був розроблений, виготовлений і запатентований пробовідбірник-дегазатор ПДБК-2М для роботи у морських акваторіях.

Цей прилад дозволяє суміщати у часі вимірювання температури, відбір донних відкладів і проб придонного шару води для аналізу газових компонентів.

Для вивчення поверхневих шарів може бути використана радіометрія, що базується на вивченні закономірностей розподілу природної радіоактивності елементів. За інтенсивністю спектрального гамма-випромінення можна встановити вміст окремих елементів, глинистість тощо. Розривні порушення фіксуються підвищеною радіоактивністю.

 

Рисунок 2.3 – Схеми різних типів драг для підводного відбору проб донних осадів:

1 – багаточерпакові; 2 і 3 – землевсмоктуючі з фрезерним і гідромоніторним розрихлювачами; 4 – ерліфтні і водоструменеві; 5 і 6 – грейферні і драглайні; 7 – із зануреними під воду землевсмоктувачами у герметичних капсулах.

 

 

Сейсмічні дослідження

Морська сейсмоакустика є основним методом дослідження будови осадової товщі і кристалічного фундаменту земної кори морів та океанів. Пік активності в проведенні сейсмоакустичних робіт у Світовому океані припав на 60-80-і роки минулого століття. Саме у цей період отримано масовий матеріал про сейсмічну структуру дна глибоководних улоговин, підводних околиць континентів, серединно-океанічних хребтів, на основі якого був зроблений висновок про існування особливого “океанічного” типу земної кори. Однак у морській сейсмоакустиці, аналогічно як і в магнітометрії і гравіметрії, є свої проблеми, невирішені і дискусійні питання, які не дозволяють часто однозначно інтерпретувати результати вимірів.

Сейсморозвідка дає найбільш повну інформацію про геологічну будову дна, виконується вона з використанням спеціального корабля. Корабель виконує функції як генератора так і реєстратора сейсмічних хвиль. У воду опускають відповідні пристрої для генерації хвиль і їх реєстрації.

Морська сейсміка – це, по суті, циклічний процес збудження хвиль через кожні кілька хвилин. Таким чином вона є швидкісним методом. За один місяць робіт може бути виконано від 500 до 2000 км профілів. Вартість 1 погонного кілометра профілю майже в п’ять разів менша за такий же в умовах суходолу.

Сейсмічний метод в океані є найефективнішим способом вивчення будови осадового чохла акваторій або глибших горизонтів (структури, швидкісних характеристик). Залежно від частоти випромінювання змінюється глибина проникнення енергії в осадовий чохол або глибші горизонти. За частотою випромінювання виділяються високочастотні, середньо частотні і низькочастотні методи; одноканальні (безперервна сейсмічна профілізація – БСП), багатоканальні (МОВ ОГТ) методи, а також глибинне сейсмічне зондування (ГСЗ).