Шельф, його будова і корисні копалини
Курсова робота
Виконала студентка 1 курсу геологічного факультету 131
група, денне відділення Любочка Олена Миколаївна
Саратовский державний університет імені Н.Г.
Чернишевського
Саратов, 2007
Вступ
Наша
планета Земля за складом, станом складають речовини, фізичним властивостям і
що протікають в ній процесів неоднорідна. Взагалі, неоднорідність - це головне
властивість і рушійна сила всього Всесвіту, в тому числі і нашої планети.
В
напрямку до центру Землі можна виділити наступні оболонки, або, інакше
кажучи, геосфери: атмосферу, гідросферу, біосферу, земну кору, мантію і ядро.
Гідросфера
- Це, в першому наближенні, переривчаста оболонка Землі, що включає води
океанів, морів, озер і річок, підземні води, води, зібрані у вигляді вічних
снігів і льоду, а також хімічно пов'язані води гірських порід. Тут ми
розглянемо характеристики основного земної резервуара вод - Світового океану,
що об'єднує всі океани, окраїнні і внутрішні моря.
На
Світовий океан припадає приблизно 71% всієї поверхні Землі (361 млн.км2 з
510 млн.км2). Якщо об'єм води всієї гідросфери становить, приблизно, 1458 млн
км3, то на Світовий океан припадає 1370 млн км3, що дорівнює 94% всього обсягу
води планети. Маса гідросфери становить приблизно 0,025% від маси всієї Землі.
На
океанському дні в залежності від глибини можна виділити кілька основних
батіметріческіх зон, що відрізняються тектонічної природою,
фізико-географічними умовами, біологічними видами та іншими особливостями
(табл.1).
Наочне
уявлення про характер розподілу висот суші та глибин океанського дна дає
гіпсометричні крива (рис.1). Вона відображає співвідношення площ твердої
оболонки Землі з різною висотою - на суші і з різною глибиною - в море. З
допомогою кривої обчислені середні значення рівня земної поверхні з урахуванням
рівня земної поверхні (245 м), твердої оболонки (-2440 м), суші (840 м) і
середньої глибини моря (-3880 м). Якщо не брати до уваги гірські області і
глибоководні западини, що займають відносно невелику площу, то на
гіпсометричні кривої можна чітко виділити два переважаючих рівня:
рівень континентальної платформи висотою приблизно 1000 м і рівень
океанічного ложа з відмітками від -2000 до -6000 м. З'єднуюча їх перехідна
зона являє собою відносно різкий уступ і називається континентальним
схилом. Природним продовженням континенту є його зовнішня, затоплена
морем частина, - континентальний шельф. Таким чином, природним кордоном,
розділяє океан і континенти, є не видима берегова лінія, а зовнішня
межа схилу.
Основні
зони дна Світового океану
Таблиця
1
Елементи рельєфу
Глибина, м
Частка щодо площі океанів,%
Шельф
0-300
9,6
Континентальний схил
300-2500
13,0
Абіссаль
2500-6500
76,5
Глибоководні западини
6500-11000
0,9
[3]
Будучи
продовженням континентів, близьким з ним по геологічній будові, і розташовуючись
на доступних глибинах, шельф представляє особливий інтерес з точки зору пошуків
та розвідки родовищ корисних копалин.
В
рельєфі дна океанів і морів проявляється взаємодія ендогенних і екзогенних
процесів у різних структурних зонах. Виділяються наступні планетарні форми
рельєфу (див. рис 1): підводна окраїна материків, ложе океану, глибоководні
жолоби і серединно-океанічні хребти. До складу підводної окраїни материків
входять: шельф, материковий, або континентальний, схил і материкове
підніжжя.
Загальноприйнятою класифікації шельфу ні. Розрізняють
континентальні і острівні шельфи. Острівні Шельф, як правило, менш
глибокі, неширокі, специфічні за рельєфом і осадів. Крім того, виділяються
Шельф активних і пасивних континентальних околиць. Шельф активних околиць
відрізняються великою сейсмічністю, підвищеним тепловим потоком, інтенсивними
магнітними аномаліями, проявами вулканізму. Морфологічно вони виражені
гірше, ніж Шельф пасивних околиць: більш вузькі, мають ступінчастий крутий схил,
часто роздроблені тектонічними розривами (наприклад, бордерленд біля узбережжя
Каліфорнії). О. К. Леонтьєв (1982г.) поділяє шельфи на 3 нерівнозначні по
поширенню групи: трансгресивний, абразійні (або вироблені),
акумулятивні. В основу інших класифікацій (Г. С. Ганешін та ін, 1975р.)
покладені геоструктурні критерії: платформні, складчасті і геосинклінальні
Шельфи. Пропонувалося класифікувати Шельф за типом їх неоднорідностей:
тектонічні, літогенетіческіе (океанські в зоні дії великої брижах,
океанські в зоні дії постійних штормів, внутрішніх приливних і
беспрілівних морів, у зоні переважання штилів і т. п., П. А. Каплін, 1977р.).
У класифікаціях відображаються різні підходи їх авторів до походження, положення,
морфології шельфу. Одні вважають його повністю континентальної морфоструктури і
визначають як затоплену частина суші, інші - частиною океану, що розвивається
під впливом океанічних структур. Існує також підхід до шельфу, як
перехідною (проміжної), але самостійної морфоструктури, що відчуває
вплив процесів тектоногенеза, седиментогенезу, рельєфоутворення як з
боку суші, так і з боку океану.
Процес формування рельєфу і опадів на шельфі
підпорядковується в основному географічної зональності, хоча присутні також
азональні фації і форми рельєфу (вулканічні, тектонічні і приливні).
Рельєф шельфу в основному вирівняний. Шельфові рівнини майже всюди ускладнені
різними формами мезо-та мікрорельєфу тектонічного (тектонічні ступені,
скидний уступи), субаерального (затоплені долини річок, моренні вали,
денудаційні останці та гряди та ін), субаквального (освічені хвилями і
течіями піщані хвилі, гряди, ріфелі, канали стоку компенсаційних і
розривних течій) і прибережно-морського або берегового генезису (елементи
стародавніх берегових ліній - абразійні тераси, реліктові акумулятивні
форми). Специфічні форми рельєфу шельфу - підводні каньйони, проблема
походження яких дискусійним. Розміри каньйонів надзвичайно великі,
деякі з них починаються в межах берегової зони, перетинають Шельф,
прорізають материковий схил і закінчуються на Абісальна рівнинах (наприклад,
довжина каньйонів річки Конго близько 800 км, вріз в дно 1100 м).
Осадові відкладення на шельфі представлені потужними
товщами теригенних, карбонатних, іноді соленосних, континентальних і
прибережно-морських (пасивні околиці), вулканогенних, морських і
прибережно-морських (активні околиці) відкладень віком від юри і молодше.
Частково ці відкладення деформовані і, як правило, опущені по скидах на 1-10
км (Атлантичне узбережжі США). До новітнім відкладів шельфу відносяться опади
пізнього плейстоцену і голоцену. У результаті фландрські трансгресії (17-6
тис. років тому) на шельфі сформувалася складна товща відкладень, що складається з
субаеральних (що складають 50-70% всіх шельфових відкладень), прибережно-морських
(латунні, лиманних, барових) і сучасних морських опадів. У товщі цих
опадів виявилися похованими релікти берегового рельєфу і відкладень,
утворюватися на різних гіпсометричні рівнях. Субаеральние опади
реліктові. Суттєву роль відіграють також відкладення, обумовлені
діяльністю льодів і морських організмів. У результаті діяльності різного
роду течій і хвилювання уламковий матеріал (в основному великоуламкових) Шельф
відчуває постійний рух, мігруючи до берега або до бровки. У межах
Шельфу (особливо поблизу гирла річок) здійснюється процес «лавинної
седиментації », в результаті якої накопичується значна кількість
уламкового матеріалу.
У четвертинний час на шельфі проявилися
процеси, пов'язані з гляціо-евстатіческімі трансгресії і регресії. Під
час регресії Шельф осушуються приблизно до глибини 100 м, на осушеної частини
відкладалися субаеральние опади і формувався субаеральний рельєф. Наступні
трансгресії, амплітуда яких досягла 100-110 м, частково знищували опади
і рельєф попередніх регресивних епох. Через те, що берегова лінія
неодноразово мігрувала по верхній частині Ш., субаеральний рельєф і опади
раннього і середнього плейстоцену збереглися погано. У періоди заледенінь на
Шельфі виносилися і накопичувалися величезні маси уламкового льодовикового,
флювіогляціального й алювіальні матеріалу. При швидко протікаючих трансгресії
цей матеріал перероблявся хвилями і значна його частина викидалася на
сушу в пріурезовую смугу, а потім формувалася у величезні дюнние масиви і
берегові акумулятивні форми.
Поняття шельфу
Шельф (від англ.)-материкова мілину,
являє собою підводну злегка похилу рівнину. (рис. 1) Шельф є
вирівняна частиною підводної окраїни материка, що примикає до суходолу та
характеризується спільною з ним геологічною будовою. З боку океану шельф
обмежується чітко вираженою брівкою, розташованої до глибин 100 - 200 м (але в деяких випадках досягає 500-1500
м, наприклад південна частина Охотського моря, брівка Новозеландського шельфу).
Шельф як історико-геологічна
категорія існував у всі геологічні періоди, в одні з них різко
розростаючись в розмірах (наприклад, в юрського і крейдяне час), в інші займаючи
невеликі площі (Перм, девон). Сучасна геологічна епоха
характеризується помірним розвитком шельфових морів.
Загальна площа-близько 32 млн. км2.
Найбільш великі Шельф біля північної околиці Євразії, де їхня ширина досягає 1,5
тис. км, а також в Беринговому морі, Гудзоновій затоці, Південно-Китайському морі, у
північного узбережжя Австралії, а в поблизу Чилі ширина шельфу всього 2 км ..
Шельф здавна використовується в цілях
рибальства та промислу морських тварин; промисловий лов риби в шельфових
водах становить 92%. Широко розгорнулися на Шельф роботи по пошуках і розвідці
корисних копалин, особливо нафти і газу. У 1975 на частку «морський
нафти », що видобувається на Шельф, припадало 20% світового видобутку нафти; ведуться
також пошуки та експлуатація розсипних корисних копалин (каситериту,
титаномагнетиту, алмазів, золота та ін.)
Походження
шельфу зазвичай пов'язують з евстатіческімі коливаннями рівня вод Світового
океану, зумовленими глобальними змінами клімату. У меншій мірі
поширені Шельф, що утворюються при отступаніі берега під дією абразії
або при підводному накопиченні потужних товщ опадів біля краю континенту. Сучасне
положення бровки шельфу, за якою починається континентальний схил, у зв'язку з
проявом вертикальних рухів земної кори неоднаково і коливається в
інтервалі глибин 90-500 м при середньому значенні 132 м. Рельєф шельфу свідчить
про прояв поверхневих ерозійних процесів - тут відомі річкові та
льодовикові форми рельєфу (підводні русла річок і пролювіальние долини),
копалини льоди і торфовища з рештками мамонтів та інших наземних тварин,
що підтверджує колишнє положення суші на шельфі.
Нерівності
на поверхні шельфу збереглися з того часу, коли шельфи були підняті
вище за рівень моря. Таким часом була епоха четвертинного заледеніння, коли
значні маси атмосферної води були пов'язані в материкових льодах і рівень
Світового океану стояв нижче сучасного на 100-150 м. До субаеральним ерозійним
форм належать, наприклад, підводні долини на дні Північного моря, про які
вже згадувалося вище. Глибока підводна долина прориті у шельфі проти гирла
р. Гудзон на Атлантичної околиці Північної Америки, і аналогічні підводні
долини виявляються проти гирл багатьох інших річок.
Інші
нерівності на поверхні шельфу пов'язані з нерівномірним накопиченням опадів. Але
в цілому шельф характеризується надзвичайно пологим рельєфом, що є
наслідком перемивання опадів хвилями і вирівнюванням їх поверхні на рівні
базису дії хвиль.
Рельєф
континентального шельфу свідчить про прояв поверхневих ерозійних
процесів - сдесь відомі річкові і льодовикові форми рельєфу, викопні льоди і
торфянників із залишками мамонтів, що підтверджують попереднє становище на суші
шельфі.
Реконструкція
клімату та пов'язаних з ним змін рівня океану свідчить про те, що в
протягом усього фанерозою (560 млн. років) не припинялися евстатіческіе коливання,
а в окремі періоди рівень вод Світового океану підвищувався на 300-350 м
щодо його сучасного стану. При цьому значні ділянки суші (до
60% площі континентів) виявлялися затопленими.
Формування шельфу
На
сьогоднішній день науці відомі два способи освіти шельфів:
Евстатіческіе
коливання
В
результаті абразії
Евстатіческіе
коливання, взагалі кажучи, повільні ( "вікові") коливання рівня
Світового океану, які викликаються зміною загального обсягу його води. Одна з причин
евстатіческого коливання - танення покривних льодовиків на материках. Так, у
час четвертинного заледеніння значну кількість води була зосереджена
в покривних і плаваючих льодах; при цьому рівень океану був нижче на 100-150 м.
Так зміна рівня моря в різні геологічні епохи приводить до зміни
опадонакопичення.
Море
проводить велику роботу з руйнування гірських порід (абразія), переносу
(транспортування) уламкового матеріалу, відкладення опадів, з яких
згодом утворюються осадові гірські породи. Особливо значний останній
вид його діяльності.
рис.
2 Схема для пояснення руйнування морських берегів при різних напрямках
падіння пластів.
Падіння
шарів: а - у бік моря: б - у бік материка; в - горизонтальне
залягання.
[9]
Руйнівна
робота морів і океанів особливо значна у крутих, стрімких берегів, де
глибина порівняно велика. Під час великих бур морські хвилі разом з
плином перекочують брили порід вагою до 30-40 м на відстані до 10-12 м. Під
час бур, хвилі роблять на поверхню берега тиск, що досягає 10-30 м
на 1м2. За прямовисних берегових скелях вони іноді піднімаються на висоту до 20 м і
потім спадають назад у море. Приливні морські хвилі нерідко втручаються в
гирла річок і бурхливо несуться вгору по їх течією, виробляють великі повені на
значних площі.
Хвилі
своїми ударами руйнують морські береги. Утворюються брили і уламки порід,
які підхоплюються перебігом і новими хвилями. Морські береги руйнуються
головним чином від бомбардування брилами й уламками порід, а також у
результаті хімічного впливу морської води. За інших однакових умовах
руйнування берегів відбувається тим інтенсивніше, чим більше різниця в рівнях
моря під час припливів і відливів.
Природно,
що гірські породи морських берегів руйнуються від морських хвиль не з однаковою
швидкістю. На цю швидкість впливають фортеця порід, їх структура, текстура і
характер залягання (тектоніка берегових ділянок земної кори).
Максимальна
швидкість руйнування берега спостерігається в тому випадку, коли осадові гірські
породи надають у бік материка (мал. 2, б), і мінімальна, коли вони падають у
бік моря (рис. 2, а). При горизонтальному заляганні порід (рис. 2, в) швидкість
буде середньої.
Порода
тріщинуваті, слабо зцементовані руйнуються швидше, ніж масивні, зцементовані.
Купи
брил і уламків порід, що виникають у берегових схилів, на деякий час
захищають берегові скелі і кручі від подальшого руйнування. Набігають хвилі
розбиваються об них і в значній мірі розтрачують свою кінетичну
енергію. Брили і уламки, врешті-решт, дав, і морські хвилі з
повною силою знову починають руйнувати круті, обривисті берега. У результаті
ударів морських хвиль об берег утворюється волнопрібойная тераса.
Рис.
3. Схема освіти волнопрібойной тераси (ніші). 1 - корінні породи
континенту; 2 - контури континенту і його схилів до абразії; 3 - те ж після
освіти волнопрібойной тераси; 4 -
опади
на волнопрібойной терасі; 5 - поступове освіта ніші;
6 --
поступове обвалення порід покрівлі з ніші.
[9]
На
(рис. 3) показано профіль через крутий берег порівняно глибокого моря. MN
-Рівень моря за приливі, KF,-рівень його при відливі. Під час бур і штормів
морські хвилі, б'ючись об берег, руйнують його. Уздовж берега утворюється виїмка,
звана волнопрібойной, яка поступово зростає всередину материка. Породи,
нависають над виїмкою, внаслідок процесів вивітрювання,
власного
ваги, роботи підземних вод та з інших причин поступово обрушуються і
перетворюються на брили і уламки, що підхоплюються хвилями і течією і
продовжують подальше руйнування берега. Лінія ABMK - початковий схил
берега; лінія ACDF-новий схил берега; FER - волнопрібойная тераса. Ця тераса
буває, складена корінними породами, але частіше на ній залягає уламковий
матеріал, що виникає від руйнування берега, у вигляді брил, гравію, галек, щебеню,
піску та мулу.
Волнопрібойная
тераса поступово збільшується в бік берега і досягає іноді ширини 2
км. Глибина її, відповідно змінюється від нуля в точці F до 20 м в точці R.
Швидкість росту хвилі прибійній тераси в міру її розширення внаслідок тертя
води об дно зменшується. Майже вся кінетична енергія прибою починає
витрачається на відкладення опадів.
Якщо
ділянка земної кори, де формується волнопрібойная тераса, відчуває
епейрогеніческое опускання, остання поступово переходить у шельф (материкову
обмілина). Глибина шельфу досягає 200 м і більше, ширина буває самої різної
і де-не-де по берегах північних полярних морів досягає 400-600 км. Моря,
що покривають шельф, називаються апіконтінеотальі.
Поверхня
волнопрібойной тераси, а тим більше шельф або материкової мілини має дуже
незначний ухил (максимум 1-2 °) у бік моря. Можна вважати, що ця
поверхня горизонтальна. Природно, в межах зазначеної тераси або
шельфу залягання опадів майже горизонтальне.
Тепер
стає зрозумілим, чому дно морів на глибині від нуля до 200 м називається материкової
мілиною. Остання являє собою результат поступового руйнування
континенту морським прибоєм з одночасним епейрогеніческім опусканням і накопиченням
опадів.
Якщо
епейрогеніческое опускання земної кори в районі берег моря припиняється,
волнопрібойная тераса перестає розширюватися. На ній починають посилено
накопичуватися опади.
В
Надалі, якщо епейрогеніческое опускання наближених морських ділянок
відновлюється, абразійно діяльність морського прибою знову посилюється.
Волнопрібойная тераса виникає на більш високому гіпсометричні рівні, ніж
колишня волнопрібойная тераса. Уламковий матеріал, що виникає від
утворення другої тераси, в значній мірі зноситься на першому. Таким же
шляхом можуть виникнути третя, четверта і більш високих порядків
волнопрібойние тераси. Вони ж будуть і молодшими.
На
наймолодшою волнопрібойной терасі будуть розкриватися абразією корінні породи.
На більш древніх, гіпсометричні нижче розташованих терасах буде
відбуватися акумуляція уламкового матеріалу, що виходить від абразії в
межах наймолодшою волнопрібойной тераси.
Окремі
абразійні тераси розташовуються у вигляді спускаються ступенів. Поступово ці
спуски нівелюються, і виникає непомітно знижується в бік море шельф, покритий
осадів. Таким чином, шельф виникає внаслідок абразії, як при
безперервному, так і переривистому епейрогеніческом опусканні прибережних областей
моря.
Опади нерітовой області моря
До
нерітовой області відноситься материкова обмілина (шельф) і та частина морського берега,
яка заливається водою під час припливів.
Частина
берега, що заливається морем під час припливів і звільняється від води під час
відливів, називається Літораль. Ширина її досягає іноді 1 -1,5 км.
З
морськими опадами нерітовой області та широкому сенсі слова тісно пов'язані донні
освіти на низьких морських узбережжях.
В
літоральної області виникають так звані берегові вали з галек, піску,
битой черепашки, що нагадують собою дюни. Часто біля них наноситься деревне
матеріал (слюди, коріння дерев). Вали виникають на відстані найбільшого
набігання хвиль на низькі морські береги. Їх висота 1-5 м, ширина до 10 - 12 м.
Між
берегом моря і берегових валом розташовується різної ширини смуга,
звана пляжем, покрита піском і мулом, що виходять в результаті
перекочування, перемивання, перетирання уламкового матеріалу морськими хвилями.
На
поверхні піщано-мулистих відкладень нерідко спостерігається дрібні паралельні
поглиблення, що відображають хвилювання води, звані брижами (ripple-marks). Така
брижі добре відома і копалин опадах стародавніх літторальних областей. У цих
опадах можна бачити іноді сліди тварин, птахів, ходи черв'яків, тріщини всихання
(на глинистих опадах) і т. д.
До
літоральної області морів відносяться також низинні узбережжя в затишному
затоках і бухтах, вкриті мулом і пісками. На таких узбережжях і субтропічних
і тропічних областях часто виникають болота зі своєрідною рослинністю,
пріспобленной до життя в зоні періодичної зміни суші і мори. Прикладом подібної
рослинності можуть служити мангрові зарості на південному сході Азії, островах
Океанії, Австралії, західному узбережжі Африки.
Опади,
відкладаються ні материкової мілини і на дні моря, можна поділити па три
основні типи: уламкові (або Теригенні), органогенні і хімічні. Серед
уламкових опадів є такі, які складаються головним чином з уламків
інших порід (галек, брил, гравію, піску, мулу і т. д.), але містять домішку
(іноді значну) матеріалу органогенного утворення або хімічного (в
вигляді солей, що випали з розчинів морської води) або того й іншого
одночасно. Серед органогенних опадів спостерігаються різниці, що складаються з
органічного матеріалу (раковин, кістяки, скелетів, панцирів), переважно
з СаСО3 або SiO2 • nН2О, з домішкою (часто дуже значною) уламкового
або хімічного матеріалу або того й іншого одночасно. Серед хімічних
є опади, що складаються головним чином з різноманітних солей, що випали з
розчинів морської води, і містять домішку уламкового або органогенного
матеріалу або того й іншого.
В
межах шельфу відкладається головна маса опадів, з яких згодом
виникають осадові гірські породи.
Швидкість
відкладення опадів в області шельфу у багато разів більше, ніж на континентальному
схилі, а тим більше на океанічному ложі. У межах шельфу перше місце за
поширеності, різноманітності та потужності займають уламкові, другий
органогенні, третій хімічні опади. Останні в чистому вигляді відкладаються
лише на самих прибережних ділянках моря і в легенях (морських затоках, відокремлених
від моря підводним бар'єром).
уламкові опади
До
уламковим осадів відносяться грубоуламкові, піщані і мулисті відкладення.
Грубоуламкові опади, як правило, розташовуються ближче до берега моря. Далі
йдуть піски, спершу грубозернисті і грубозернисті, потім середньозернисті, а
потім дрібнозернисті. За ними ідуть мулисті опади. До уламковим осадів і
особливо до Ілам домішується органогенних матеріал. У міру віддалення від берега
домішка органогенного матеріалу в мулах зазвичай збільшується і Теригенні або
непомітно переходять в органогенні.
Однак
описана загальна схема розподілу опадів в межах шельфу порушується
донними течіями різної швидкості. Близько берега моря іноді відкладається
тонкий уламковий матеріал. Далі від нього - більш грубий, а потім - знову
тонкий матеріал і т. д. Часто змінюється і домішка органогенного матеріалу.
органогенні опади
органогенні
опади займають приблизно 5% площі шельфу. До них відносяться ракушечники,
детрітусовие накопичення, коралові споруди і органогенні IDA.
Хімічні
опади
До
хімічним осадів відносяться відкладення вуглекислого кальцін, оксидів заліза
(бурого залізняку або лімоніта) і марганцю, кремнезему, хлористого натрію,
гіпсу, ангідриту, калійних солей, сульфатів натрію і магнію і т. д.
Хімічні
опади у чистому вигляді відкладаються на деяких вузьких ділянках прибережного дна,
але головним чином у легенях, і які не впадають роки і які розташовані в
областях з різко вираженим континентальним кліматом.
Рівень
лагуни, відокремленої від моря підводним бар'єром, внаслідок посиленого випаровування
зазвичай трохи нижче рівня відкритого моря, і тому в неї весь час надходить
морська води. За цих умов концентрації солоні у воді лагуни безперервно
підвищується і, коли настає перенасичення розчину, з нього випадають на дно
лагуни різні солі: NaCl, Na2SO4, CaSO4, MgCO3, CaCO3, SiO2 • H20, FeCO3 і
ін Порядок його випадіння залежить від температури води, наявності в розчині інших
солоні та їх концентрації. Класичним прикладом лагуни, в якій в даний
час утворюються хімічні опади, є Кара-Богаз-Гол.
Корисні копалини шельфової області
Нафта
і газ є найважливішою стратегічною сировиною, від володіння яким буде
завищити багато що в найближчому майбутньому. Від цін на нафту і газ залежать економіки
багатьох країн.
Розглянемо
найбільші нафтогазоносні райони світового океану, а також дати їх коротку
характеристику; з'ясуємо яке їх кількість зберігатися в надрах океану; скільки
тонн цієї сировини на добу видобувається на сьогоднішній день, а також розглянемо
найбільші родовища нафти і газу, і на територіях яких країн вони
розташовані.
На
шельфах морів і океанів виявлено близько 2 тис. родовищ нафти і газу з
сумарними запасами нафти 40 млрд. т і газу 20 трлн. м3; пробурено понад 300
тис. свердловин. Майже 100 країн ведуть пошукові та експлуатаційні роботи в
акваторіях при глибині води до 1,5 км. Темпи освоєння морських родовищ
нафти і газу щорічно збільшуються. Історія морського видобутку нафти нараховує
більше півтора століть.
Основні нафтогазоносні басейни Світового океану
В
межах Світового океану встановлено близько 70 нафтогазоносних або потенційно
нафтогазоносних басейнів або провінцій. Генетично вони різнорідні, тому
при аналізі доцільно згрупувати їх за географічною ознакою в сім
основних регіонів: Північний Льодовитий океан, Північна Атлантика, Південна
Атлантика, західна частина Індійського океану, східна частина Індійського океану,
західна частина Тихого океану, східна частина Тихого океану.
Північний
Льодовитий океан
Належить
до найменш вивченого в нафтогазоносній відношенні регіону Світового океану.
Характеризується складними природно-кліматичними умовами, що стримують освоєння
його нафтогазових ресурсів. Щодо досліджена південно-західна частина, де
виділяють Північно-Аляскінський, дельти р.. Макензі - моря Бофорта і Свердрупскій
нафтогазоносні басейни. Крім того, до потенційно нафтогазоносних відносять
басейни на шельфі Гренландії та Євразії.
Північно-Аляскінський
нафтогазоносний басейн площею 462 тис. км включає в себе крайовий прогин
Колвілл і дві западини (Умнат на сході і Чукотську на заході), розділені
склепінням Барроу. В межах басейну виявлено понад 30 родовищ
вуглеводнів, більша частина яких розташовується в акваторії.
Найбільш
велике, переважно нафтове, родовище басейну Прадхо-Бей відкрито в
1968 Основні поклади нафти зосереджені в пісковиках тріасу (на глибині
2460 - 2650 м), юри (2060 - 2150 м) і в кам'яновугільних вапняках (2680 --
3190 м). Більша частина покладів розташована на суші. Геологічні запаси нафти
цього родовища оцінюються в 3 млрд. т. При коефіцієнті вилучення 32 --
43% запаси складуть 0,97 - 1,32 млрд. т. Запаси газу --
736 млрд. м3. Розробка родовища розпочалася у 1977 р. після споруди
Трансаляскінським нафтопроводу довжиною 1287 км. Експлуатація цього
родовища протягом 10 років принесла США дохід 100 млрд. дол.
До
захід від родовища Прадхо-Бей в 1976 р. в юрських пісковиках виявлено
велике нафтове родовище Купарук-Рівер з видобуваються, запасами нафти до
200 млн. т. У 1980 р. у пісковиках тріасу, юри і крейди відкрито нафтове
родовище Мілн-Пойнт. На схід від родовища Прадхо-Бей на узбережжі
виявлено чотири родовища в піщаних колекторах палеогену і три
родовища на шельфі (Сьог-Дельта, Дак-Айленд, Флаксаман-Айленд) в
кам'яновугільних відкладах, відкладах верхнього тріасу і крейди.
В
Загалом, розвідані запаси вуглеводнів 16 морських родовищ
Північно-Аляскинского басейну становлять 1,5 млрд. т нафти і 750 млрд. м3 газу.
Потенційні ресурси оцінюються приблизно в 3 млрд. т нафти і 1,7 трлн.
м3 газу.
Нафтогазоносний
басейн дельти р.. Маккензі - моря Бофорта займає площу 120 тис. км розміри
його 120 х 500 км. Пошукове буріння розпочато у 1965 р. Перше родовище нафти
(Аткінсон) відкрито тут в 1970 р. Всього в басейні виявлено 25 нафтових і
газових родовищ. Найбільш великі газові родовища на узбережжі --
Тагле і Парсонс - мають запаси газу близько 100 млрд. м3 кожне.
Безпосередньо на шельфі моря Бофорта буріння було почато в 1979 р. з
штучних островів у 10 - 15 км від дельти р.. Макензі. Відразу ж були відкриті
два газонафтових родовища - Адю і Гаррі. У 1976 р. розпочато буріння з
плавучих бурових установок, що призвело до відкриття в 1978 р. найбільшого
нафтового родовища Копаноар. Родовище розташоване в 50 км від берега,
глибина води тут 57 м. Запаси нафти оцінюються в 247 млн. т.
Поклади залягають на глибині близько 3,5 км.
В
1980 р. були відкриті нафтогазові родовища Тарсьют, Некторалік, Іссунгнак
і газове родовище Укалерк. Найбільш велике родовище Тарсьют.
Запаси тут складають 54 - 220 млн. т нафти. У 1981 р. в 32 км на
схід від родовища Копаноар виявлено нафтове родовище Коакоак.
Чотири поклади залягають в інтервалі глибин 3240 - 3450 м. Максимальний дебіт
нафти - 685 т на добу, запаси - 274 млн. т. У 1984 р. в 74 км від берега
при глибині води 33 м виявлено Амаулігак нафтогазове родовище із запасами
83 - 100 млн. м3 нафти і 42 млрд. м3 газу. Дебіти свердловин-до 1600 м3/сут. Всього
на узбережжі нафтогазоносної басейну дельти р.. Макензі - море Бофорта
доведені запаси нафти, оцінюються в 720 млн. т, газу - в 210 млрд. м3. На
шельфі відповідно - 500 млн. т і 100 млрд. м3. Потенційні добувані
ресурси басейну від 4,5 до 9,6 млрд. т нафти і приблизно 1,7 трлн. м3
газу.
Свердрупскій
нафтогазоносний басейн має площу 280 тис. км2 і займає більшу частину
Арктичного архіпелагу Канади. У його будові виділяють дві западини: Паррі і
Елемір, розділені горстовідним підняттями острова Амунд-Рінгнес.
З
1969 р. в басейні відкрито 19 родовищ вуглеводнів, в тому числі одне
нафтове. Найбільш великі газові родовища Дрейк-Пойнт (142 млрд. м3) і
Хекла (198 млрд. м3) знаходяться в: південно-західній частині басейну, на північному
узбережжі острова Мелвілл. Родовища пов'язані з антиклінальними структурами.
У 1979 р. в процесі буріння з намороженних льодових підстав на внутрішньому
шельфі архіпелагу Паррі при глибині моря 277 - 318 м були відкриті великі
газові родовища Уайтфіш та Чар. Розвідані запаси газу в
басейні досягли, майже 600 млрд. м3.
В
початку 80-х років були виявлені поклади легкої нафти в рифової масиві
девонського віку (родовище Бент-Хорн), а також ряд нафтогазових
родовищі (Маклін, Скейт, Сіско). З їх відкриттям запаси нафти в
Свердрупском басейні, досягли 213 млн. т. У цілому, для цього басейну
потенційні видобувні ресурси вуглеводнів оцінюються в 250 млн. т нафти
і 1,13 трлн. м3 газу. Сумарна оцінка потенційних нафтогазових ресурсів
південно-західній частині Північного Льодовитого океану (Арктичний мегабассейн
Північної Америки) становить: 2,5 - 4,2 млрд. т нафти і 3,4 - 4,5 трлн. м3
газу, або 5,2 - 7,8 млрд. т вуглеводнів в перерахунку на нафту. Тут вже
виявлено 60 морських і прибережно-морських родовищ, у тому числі 35 нафтових
і нафтогазових і 25 газових і газоконденсатних.
Північна
Атлантика
Розташовується
між континентами Північна Америка і Європа приблизно до паралелі 20 'північної
широти. На півночі обмежена по меридіану східних островів архіпелагу
Шпіцберген. Ширина Північної Атлантики коливається від 3500 до 6400 км. До Північної
Атлантиці відносять СР?? діземное море і умовно Чорне, Азовське і Каспійське
моря. У тектонічному відношенні Північна Атлантика представлена підводної
окраїною материків, океанським ложі і серединно-океанічним хребтом.
Нафтогазоносність пов'язана з першою геотектурой океанського дна.
Нафтогазоносні
басейни Північної Атлантики розташовуються в межах підводних околиць
Європейського та Північно-Американського материків, а також у внутрішніх морях типу
Середземного і Чорного. До найбільших нафтогазоносних басейнів відносяться:
Норвезька, північноморської, Південно-Західної Європи, Лабрадорскій, Mexican,
Карибський, Західно-Середземноморський, Адріатичне, Східно-Середземноморський
і Південно-Каспійський.
Норвезька
нафтогазоносний басейн розташований вздовж північно-західного узбережжя
Скандинавського півострова (Норвезьке море).
Континентальний
схил Норвезького моря ускладнений крайовим плато Берінг шириною близько 200 км,
опущеним на глибину до 1200 м і обмеженим з південного заходу поперечним розломом
Ян-Маєн. У східній (внутрішньої) частини плато знаходиться ріфтогенная западина
Берінг з осадковим чохлом потужністю більше 8 км і стоншеними до 15 км корою.
Пошукове буріння розпочато наприкінці 70-х років. У 1979 р. в Норвезькому жолобі на
кордоні з Північним морем при глибині води 340 м відкрито газове родовище
Тролл. Поклади знаходяться в добре проникних пісковиках юрського віку.
Освоєння родовища оцінюється в 10 млрд. дол. Його детальну характеристику
буде наведено пізніше.
В
початку 80-х років в північних районах Норвезького басейну (південь Баренцева моря)
встановлені газові поклади в тріасових і юрських пісковиках, що залягають на
глибині 2,5 км, на площах Тромсе і Хейдрун (банку Хальт). На першому з них
дебіти газу склали до 1 млн. м3 і конденсату до 30 м3 на добу.
північноморської
нафтогазоносний басейн площею 660 тис. км2 охоплює більшу частину
акваторії Північного моря. До теперішнього часу в Північному морі відкрито більше
100 нафтових і близько 80 газових родовищ, з яких видобувається 24%
нафти і 30% газу від загальносвітової морський нафто-газовидобутку. Сумарні
запаси вуглеводнів оцінюються в 7,5 млрд. т, з яких більше 4
млрд. т припадає на частку нафти. Основна частина запасів (90% нафти і 34%
газу) тяжіє до Центрально-північноморської рифової системі, що складається з
декількох грабенів (Центральний грабен, або Екофікс, Фортіз, Вікінг,
Північно-Нідерландський). Родовища вуглеводнів в межах
Центрально-північноморської рифової системи розподілені нерівномірно. Виділяють
чотири ділянки з підвищеною концентрацією нафти і газу: північну і центральну
частини грабена Вікінг, грабени Фортіз і Екофіск (Центральний).
Щільність
запасів північній частині грабена Вікінг 230 тис. т/км2. Тут зосереджені
найбільші нафтові родовища - Статьфіорд, Статвік, Брент, Нініан,
Слейпнер. Щільність запасів вуглеводнів центральній частині грабена Вікінг
дорівнює 120 тис. т/км2, тут знаходяться такі родовища нафти і газу як Беріл,
Хеймдал, Фрігге.
До
грабенами Фортіз (щільність покладів 100 тис. т/км2) приурочено велике
