44. Види ґрунтових вод: потік, басейн, лінзи
Ґрунто́ві во́ди – гравітаційні підземні води першого від поверхні Землі постійного водоносного горизонту, що залягають на першому водонепроникному шарі земної кори і утворюються головним чином за рахунок інфільтрації (просочування) атмосферних осадів і вод річок, озер, водосховищ, зрошувальних каналів та шахтових водовідвідних канав. До них належать усі неглибоко залеглі безнапірні або з місцевим напором підземні води, які дренуються гідрографічною сіткою і формують ґрунтовий стік. У системі вертикальної зональності підземних вод вони займають верхній ярус і належать до зони інтенсивного або вільного водообміну. Режим їх тісно пов’язаний з гідрометеорологічними факторами (температура повітря, атмосферний тиск та кількість атмосферних осадів).
Розподіл Ґ.в. за територією підпорядковуються кліматичній зональності.
Для Ґ.в. характерна гідрохімічна зональність, яка полягає в збільшенні з півночі на південь в європейській частині глибини залягання та мінералізації води.
За умовами формування хімічного складу Ґ.в. можна виділити дві зони:
а) зону Ґ.в. вилуговування;
б) зону Ґ.в. континентального засолення.
Води першої зони формуються в областях надлишкового зволоження або в областях помірно вологих, але ще характеризуються наявністю добре проникних порід, високою динамічністю та активним дренажем.
Артезіа́нські во́ди — напорні підземні води, розташовані у водоносних шарах між водонепроникними шарами. Розкриті свердловинами, вони піднімаються вище водотривкої покрівлі, іноді фонтанують.
Мінералізація Ґ.в. цієї зони здебільшого не перевищує 1 г/дм3. Води другої зони формуються в умовах аридного клімату звичайно на територіях пустель, напівпустель та сухих степів. У таких районах спостерігається значно більша різноманітність типів хімічного складу і у зв’язку з цим зустрічаються прісні, солонуваті та солоні води гідрокарбонатно-сульфатні, сульфатні, сульфатно-хлоридні та хлоридні.
Міжпластові водоносні горизонти – водоносні горизонти, що залягають між двома слабопроникними шарами. На відміну від ґрунтового водоносного горизонту, верхньою межею якого є вільна поверхня підземних вод, міжпластові горизонти завжди мають відносно слабкопроникну (водотривку) покрівлю і підошву.
45 ??
46. Розміщення епіцентрів сучасних землетрусів на земній кулі
Протягом багатьох років вивчення землетрусів було встановлено, що на материках вони приурочені, здебільшого, до зон новітнього гороутворення (рис. 5.106). Основними сейсмічними поясами є Тихоокеанський та Альпійсько-Гімалайський. Перший облямовує Тихий океан, з виступами на схід в районі Карибського моря та Антильської дуги, а також на півдні, в районі моря Скотта та Південно- Сандвічевої дуги. Альпійсько-Гімалайський пояс тягнеться від західного Середземномор’я до Східної Азії, де зливається з Тихоокеанським. Саме в межах цих поясів відбувалися всі руйнівні землетруси, основна частина з яких пов’язана з напругами стиснення, а інша – з рухами по зсувах. У Тихоокеанському поясі найактивнішими в сейсмічному відношенні є зони надглибоких розломів, які починаються від осей глибоководних жолобів периферії океану і нахилені в сторону острівних дуг на заході, та у бік Центральної і Південної Америки на сході. Ці розломи добре простежуються по приурочених до них осередках землетрусів. Вони характеризуються нахилом 15-45° у верхній частині зони, до глибини приблизно 100 км, і більш крутим падінням (60° і більше) в нижній. Залежно від кута нахилу розломів, а також, враховуючи характер явищ, які супроводжують сейсмофокальні зони, тобто зони концентрації осередків землетрусів, японський геофізик С.Уеда виділив два сновних типи розломів: Маріанський і Чилійський. Перший характеризується крутим падінням та розвитком проміжних і глибокофокусних землетрусів, а другий – пологим падінням розломів та практично відсутніми глибокофокусними землетрусами. Окрім периферії Тихого океану надглибокі сейсмофокальні зони добре проявлені також у Індійському океані. Така зона облямовує Малайський архіпелаг, виходячи на поверхню дна в Зондському жолобі. Глибина її залягання перевищує 600 км. Розташовані в Атлантичному океані Антільська та Південно- Сандвічева зони, що вже зазначалось вище, розглядаються як виступи Тихоокеанського поясу. В Афро-Євразійському поясі переважають дрібнофокусні землетруси, а глибокофокусні практично відсутні. Землетруси з осередками проміжної глибини мають місце в районі Калабрії (південна частина Апеннінського півострова) та на острові Кріт. Тут сейсмофокальні зони приурочені до вигнутих на південь острівних дуг, у тиловій частині яких спостерігаються інтенсивні прояви вулканізму. Східніше сейсмофокальні зони простежуються вздовж північного, Макранського, узбережжя Аравійського моря, хребта Західний Гіндукуш та Гімалаїв. Ці зони характеризуються нахилом на північ, в той час як на Памірі має місце сейсмофокальна зона зворотного, південного падіння. Незначні за простяганням глибинні зони подібного типу встановлені в районі Гібралтарської дуги, в Тірренському морі, в районі Вранча на крутому згині Карпат у Румунії, в південній частині Кавказу, а також південніше Кримського півострова. Окрім охарактеризованих двох основних сейсмічних поясів планети, розташованих по периферії континентів, в океанах виділяються значні за простяганням сейсмогенні пояси, приурочені до осьових зон серединно-океанічних хребтів. Землетруси тут відбуваються дуже часто, але вони характеризуються слабою інтенсивністю, і їх осередки знаходяться на глибині не більше 10 км. За механізмом виникнення це здебільшого сейсми розтягування, але по окремих трансформних розломах, які з’єднують рифтові зони, відбуваються також і зсувні зміщення. З напругами розтягування пов’язана також сейсмічність континентальних рифтових систем, таких, наприклад, як Байкальська, Східно-Африканська, Північно-Американська, Східно-Китайська та інші. Певна кількість землетрусів відбувається і поза головним поясом сейсмічності, зокрема в межах пасивних окраїн континентів вздовж поперечних і поздовжніх розломів. Немає сумніву в тому, що землетруси відбувалися протягом усієї історії формування нашої планети. Вони закарбувалися у вигляді численних розривів, тріщин, які розсікають різноманітні елементи рельєфу – долини рік, яри, вододіли, тощо. Однією з ознак древніх землетрусів є пороги, які виникають поперек потоків на піднятих крилах розривів. Характерні також обвали, осуви та провали. Всі ці порушення в рельєфі, спричинені землетрусами, називаються сейсмодислокаціями, обсоливо чітко вони встановлюються при дешифруванні космо- та аерофотознімків. Вивчення таких палеосейсмодислокацій має також практичне значення, і, насамперед, для встановлення ступеня сейсмічної небезпеки в тому або іншому регіоні та можливе їх проявлення. 47. Хімічний склад підземних вод та їх класифікація Сульфатність підземних вод — характеристика вмісту у підземній воді сульфат-йона SO42-. Як показник сульфатності використовують відношення SO4/Cl або SO4/(Cl + SO4). Підвищені показники SO42- є пошуковими критеріями сульфідних родовищ, що окиснюються, а знижені — позитивним показником нафтогазоносності.
На сьогодні не існує єдиної комплексної класифікації підземних вод. Існують окремі класифікації підземних вод за: умовами залягання, хімічним складом, температурою, солоністю, використанням, забрудненістю, захищеністю, ступенем вивченості тощо.
За джерелами надходження у водоносні горизонти і комплекси:
метеогенні (надходять з атмосфери, включають інфільтраційні, інфлюаційні та конденсаційні води);
літогенні (формуються у літосфері і поділяються на седиментогенні, відроджені, новоутворені, конденсаційні, солюційні);
ювенільні або ендогенні (ті, які вперше потрапили у літосферу з мантії).
Інфільтраційні води утворюються завдяки просочуванню з поверхні Землі дощових, талих та річкових вод. За складом вони переважно гідрокарбонатно-кальцієві та магнієві. При вилуговуванні гіпсових порід формуються сульфатно-кальцієві, а при розчиненні соленосних — хлоридно-натрієві води. Конденсаційні П.в. утворюються внаслідок конденсації водяних парів у порах або тріщинах порід. Седиментаційні води формуються в процесі геологічних осадоутворень і звичайно являють собою змінені поховані води морського походження (хлоридно-натрієві, хлоридно-кальцієво-натрієві тощо). До них також належать поховані розсоли солерудних басейнів, а також ультрапрісні води піщаних лінз у моренних відкладах. Води, що утворюються із магми при її кристалізації і при метаморфізмі гірських порід, називаються магматогенними або ювенільними водами.
За місцем знаходження:
порові (у пісках, галечниках та інших уламкових породах);
тріщинні (у скельних породах);
карстові (у розчинних породах — вапняках, доломітах, гіпсах тощо).
Серед підземних вод розрізняють верховодку, ґрунтові води й міжпластові (безнапірні та артезіанські води); за ступенем мінералізації — прісні й мінеральні води.
За ступенем мінералізації (за В. Вернадським) на:
прісні (до 1 г/л);
солонуваті (від 1 до 10 г/л);
солоні (від 10 до 50 г/л);
підземні розсоли (понад 50 г/л).
За температурою °C:
переохолоджені (нижче 0);
холодні (від 0 до 20);
теплі (від 20 до 37);
гарячі (від 37 до 50);
дуже гарячі (від 50 до 100);
перегріті (понад 100).
Підземні води — корисна копалина, запаси якої, на відміну від інших видів корисних копалин, відтворювані. В областях існування підземних вод температура коливається від −93 до 1200 °С, тиск від дек. до 3000 МПа. П.в. — природні розчини, що містять понад 60 хімічних елементів (найчастіше — K, Na, Ca, Mg, Fe, Cl, S, C, Si, N, O, Н), а також мікроорганізми. Як правило, підземні води насичені газами (СО2, О2, N2 та ін.). Підземні води, які переміщаються у водоносному пласті, тектонічній або карстовій зоні з великою швидкістю фільтрації називають підземним потоком. Переміщення підземних вод під дією гідравлічного напору або гравітаційних сил називають підземним стоком. Найчастіше такий стік направлений в бік моря, русла ріки тощо. 48. Типи водозабірних споруд
Водозабірна споруда — гідротехнічна споруда для відбирання води з водоймища, водотоку або підземного джерела води з метою промислового і господарсько-побутового водопостачання.
Розрізняють водозабірні споруди поверхневих і підземних вод.
Водозабірні споруди поверхневих вод діляться на водоприймачі берегового типу, які розміщуються на схилі і відкачують воду насосами через всмоктувальні труби безпосередньо з русла, і водоприймачі руслового типу, які складаються з приймального оголовка в руслі ріки, звідки вода самопливом надходить до берегового колодязяі далі відкачується насосом.
Для відбирання підземних вод використовуються вертикальні (свердловини, шахтові колодязі), горизонтальні (траншейні і трубчасті споруди, галереї, штольні, кяризи — комбінації штолень і шахтових колодязів), променеві водозабірні споруди і каптажі джерел. 49. Текстура, структура гірських порід. Класифікація гірських порід
Для діагностики гірських порід будь-якого походження треба знати особливості їх будови, що визначаються структурою та текстурою.
Під структурою гірської породи розуміють її будову, обумовлену формою і величиною мінералів, що складають її, ступенем їх кристалізації, взаємовідношеннями і засобами зростання. Структура відображує умови утворення гірських порід.
Розрізняють такі типи структур: повнокристалічну, порфірову та аморфну.
Повнокристалічна структура може бути рівномірно зернистою, коли кристали мінералів, які входять до складу гірської породи, мають приблизно однакові розміри. За величиною зерен (кристалів) повнокристалічна структура буває: крупнозернистою (розмір зерен у поперечнику більше 3 мм); середньозернистою (1 ― 3 мм) та дрібнозернистою (менше 1мм).
Порфірові структури теж відносяться до кристалічних і характеризуються наявністю крупних кристалів, які занурені в агрегат кристалічних зерен меншого розміру або в скловату основну масу (див. рис. 3.1). Подібні структури утворюються в тому випадку, коли кристалізація здійснюється в два етапи: на першому етапі на великій глибині утворюються більш крупні кристали, на другому ― на значно меншій глибині ― кристалізується решта магми.
Потайнокристалічна структура може бути виявлена тільки під мікроскопом.
Некристалічні, або аморфні, структури притаманні породам, які складаються з нерозкристалізованої основної маси.
Під текстурою породи розуміють характер розташування її складових частин у просторі та щільність породи. Виділяють однорідні та неоднорідні текстури.
Серед однорідних текстур виділяють масивні (суцільні) текстури, які складені мінералами без будь-якої орієнтації, серед неоднорідних ― сланцюваті (порода розсланцьована на окремі пластинки), гнейсоподібні, у яких мінерали розташовані паралельно один до одного, флюїдальні (лат. флюїс – текти) ― мінерали витягнуті в одному напрямку, пористі (шлакові) - за наявності у породі великої кількості пор та порожнин (рис. 3.1).
Для осадових сипучих гірських порід характерна безладна текстура, оскільки її складові частини (зерна, уламки) можуть розташовуватись як завгодно.
……У земній корі до глибини 16 км співвідношення цих гірських порід приблизно таке: 60% складають магматичні, 32% ― метаморфічні і 8% ― осадові. У той же час майже 76% поверхні Землі і дна водоймищ вкрито крихкотілими шаруватими гірськими породами осадового походження. При цьому найбільше розповсюдження мають глини та глинисті породи, на долю яких припадає 76% відкладів, на долю пісків, піщаників, вапняків та інших ― 25%.
Породоутворюючі мінерали беруть неоднакову участь у будові гірських порід. Найбільш велика роль польових шпатів: вони складають до 60% об'єму магматичних порід, біля 30% метаморфічних і до 12% осадових. Кварц бере участь також у будові як магматичних та метаморфічних, так і осадових порід, складаючи близько 12% об’єму земної кори. Карбонати складають тільки 1,7% об'єму, а сульфати ― 0,l%.
Якщо кількість мінералів у гірській породі дорівнює або перевищує 10% (за об'ємом), то вони називаються головними породоутворюючими, а якщо менше 10% ― другорядними.
Розрізняють первинні мінерали і вторинні. Первинні утворились водночас з гірською породою, а вторинні ― в процесі формування та подальшої історії гірської породи. Первинними мінерали можуть бути для одних гірських порід і ті ж самі мінерали ― вторинними для інших. Наприклад, такий мінерал, як каолініт, виявляється первинним у глині і вторинним у граніті.
За мінеральним складом розрізняють мономінеральні гірські породи (гіпс, доломіт, вапняк та ін.), які складаються з одного мінералу, таполімінеральні (граніт, діорит та ін.), що складаються з багатьох мінералів. Більшість гірських порід ― полімінеральні.
Гірські породи вивчають з різних точок зору: в першу чергу як середовище корисних копалин ― руд, вугілля, нафти, газу, солей та підземних вод; в інженерній геології ― як основи фундаментів, середовище і матеріал для будівництва різних споруд, в агрономії - як родючі ґрунтоутворюючіпороди. 50. Природні та штучні фактори, що визначають режим підземних вод
Режим підземних вод – зміна в часі динамічних, геохімічних, температурних та ін. якісних і кількісних показників підземних вод (рівнів, напору, витрат, хімічного і газового стану, температури і т.д.). Факторами, що визначають Р.п.в., є : геологічна будова, геоморфологічні та гідрометеорологічні умови, біосфера та діяльність людини.
51??
52??
53??
54??
55??
56. Геологическая деятельность морей и океанов
Геологическая деятельность моря складывается из трех составляющих: разрушения горных пород берега и дна моря; переноса продуктов разрушения и отложения морских осадков в разных частях морского бассейна.
Разрушительная работа моря.Особенно активно разрушительная работа моря проявляется в береговой зоне, благодаря прибою, волнению. Разрушение берегов прибоем носит название морской абразии. Абразия особенно интенсивна на крутых берегах, сопряженных с глубокими участками бассейна. Волны с большой силой непрерывно обрушиваются на берег. Сила удара морской волны высотой 2 метра о берег достигает давления 10-20 т на квадратный метр. Волна подхватывает с прибрежной зоны обломки пород и ударяет ими о берег, увеличивая тем самым ее разрушительную силу. Подтачивая подножие скалистого берега, морские волны образуют волноприбойную нишу.
Над волноприбойной нишей возвышается козырек (клиф), разрушая рыхлые породы в уступах, волны могут выдалбливать волноприбойные гроты. Со временем навес над нишей обрушивается и на месте ниши образуется плоская поверхность, называемая волноприбойной террасой. Нижняя часть такой террасы обычно находится под водой, а верхняя выступает из нее и покрывается водой в период прилива или шторма. Размеры террасы бывают иногда значительны - до 50-60 км в ширину. Между подводной частью террасы и береговым обрывом волны откладывают гравий, гальку, валуны в виде полосы, называемой пляжем.
Интенсивность и скорость размывания берега значительно уменьшается там, где широкий пляж. Быстрее разрушаются осадочные, рыхлые породы, нежелитвердые магматические образования. Более интенсивно разрушаются берега, породы которых падают в сторону материка. Меньше будут разрушаться берега с горизонтальным залеганием пород. Минимальной скоростью разрушения характеризуются берега с наклоном пород в сторону моря. Характерным примером разрушительной деятельности моря является остров Гельголанд в Северном море, его размеры за тысячу лет уменьшились по периметру с 200 до 5 км.
Перенос обломочного материала.Перенос обломочного материала вызывается морскими волнами, если они подходят к берегу под некоторым углом. При таком движении обломочный материал переносится вдоль берега на десятки и более километров. По данным В.П. Зенковича и O.K. Леонтьева, при формировании аккумулятивных берегов наблюдаются два типа перемещений рыхлого материала: поперечное — перпендикулярно береговой линии и продольное — параллельно линии берега. Результатом поперечного перемещения терригенного материала является формирование берегового вала, состоящего из накоплений валунов и гальки. Чем сильнее волны, тем береговой вал больше.
При продольном перемещении обломочного материала большое значение имеет угол подхода волн к берегу. Во время сильных штормов на Черном море в районе Сочи галька за сутки проходит расстояние вдоль берега до 900 м и более. Это приводит к перемещению пляжей. В курортных зонах Крыма строят специальные волнорезы и дамбы для удержания движущейся гальки. Наиболее интенсивно перенос гальки, валунов осуществляется в прибрежной зоне до глубины примерно 100-150 метров. С глубиной волновое движение затухает и его энергии хватает лишь на перенос мелких глинистых частиц. В океанических просторах перемещение растворенного вещества, мелких частиц и биомассы моря производится океаническими течениями. Они охватывают всю толщу и имеют значительную скорость течения — 80-300 см/с.
Отложение обломочного материала. Вдоль морского берега происходит не только перенос рыхлого материала, но и его отложение. Обломки пород накапливаются в форме пляжей, кос, баров, барьерных баров и волнонамывных террас. У самого берега отлагается крупная галька, валуны, затем песок и далее — глина, карбонаты, илы (рис. 1.23).
Рис. 1.23. Схема дифференциации материала в морских водоемах : 1 – хемогенная, 2 – хемо-биогенная, 3 – физико-механическая
Пляжи образуются в результате абразии берегов, накопления терригенного материала, снесенного реками с берега, формирования наносов, принесенных поступательными движениями воды вдоль берега, т.е. пляж – это результат аккумулятивной деятельности моря, который летом расширяется, а зимой сокращается (рис. 1.24). Отложения пляжей представлены галькой, гравием и песком, которые полого спускаются в сторону моря. Ширина пляжей изменяется от десятков метров до сотни и даже километров, а протяженность их достигает многих километров. По происхождению морские пляжи подразделяются на естественные и искусственные. Известен пример неграмотного внедрения человека в природу, когда в районе курорта Пицунда для расширения пляжа была построена дамба (без учета морфологии дна и направления движения волны). Этого было достаточно, чтобы очень скоро пляж переместился в конец дамбы, и море стало затоплять берег и первые этажи зданий курорта. Самый большой искусственный пляж на Земле (длиной около 30 км) был создан на побережье шт. Миссисипи у городов Билокси и Галфпорт.
Рис. 1.24. Строение пляжа: 1 – верхний пляж; 2 – нижний пляж; 3 – береговой вал; 4 – подводный бар
Косы представляют продолжение пляжа в сторону моря от какого-либо пункта на берегу и параллельно береговой линии, сложенные песчаным материалом. Типичным примером морской косы является песчаная насыпь залива Кара-Богаз-Гол на Каспийском море. Эта коса перегораживает залив и по своим значительным размерам может называться баром.
К барам относятся песчаные косы, перегораживающие вход в бухту или залив. Часто бары имеют серповидную форму, песчаные наносы которых в виде уступов прослеживаются в море. К барам также причисляют прибрежные подводные наносные отмели. Встречаются бары значительной длины, тело которых одним концом соединено с берегом, а другим — уходит далеко в море. Такой протяженный бар называют барьерным баром.
Отложения морей и океанов.Сложнейший процесс осадконакопления называют седиментацией – образование любых видов отложений на поверхности Земли при переходе под действием силы тяжести осаждаемого вещества из подвижного, взвешенного или растворенного состояния (в водной или воздушной среде) в неподвижное – осадок (начальная стадия образования горных пород). Процесс осадкообразования в морях и океанах начинается с подготовки осадочного материала на просторах континентов, которые являются основными источниками сноса обломочного материала, т.е. областямиденудации. Источник поступления осадочного материала в морях и океанах весьма разнообразный. Часть образований выносится в океан реками с материков в виде аллювия, часть — за счет разрушения водой пород, слагающих берег. Значительную долю осадочного материала в морях и океанах составляют минеральные вещества, осаждающиеся из морской воды, карбонатные постройки, являющиеся результатом жизнедеятельности морских организмов, а также остатки самих обитателей моря и, наконец, продукты вулканической деятельности, поставляемые как подводными вулканами, так и наземными – ежегодно вулканического пепла в Мировой океан поступает около 2 млрд т. Таким образом, суммарный баланс осадочного материала, поступающего разными путями в Мировой океан, составляет около 30 млрд т в год.
Накопление осадков регулируется тремя видами зональности: климатической, циркумконтинентальной (то есть удаленностью от источников сноса материала - континентов) и вертикальной (связанной с рельефом дна океанов).
По происхождению и вещественному составу выделяют несколько генетических типов морских осадков:
- терригенные, образовавшиеся за счет разрушения горных пород суши и сноса их в морские водоемы;
- хемогенные, осаждающиеся непосредственно из морских вод химическим путем;
- биогенные, или органогенные, возникшие на дне моря в результате скопления органических остатков;
- вулканогенные, образовавшиеся за счет продуктов извержения надводных и подводных вулканов;
- полигенные – осадки, возникшие в результате вышеперечисленных процессов.
Обломочные осадки (они называются терригенными), снесенные с материков, покрывают примерно одну четвертую часть поверхности морского дна, остальные три четверти заняты собственно океаническими осадками. В области шельфа осадконакопление протекает более активно. Здесь формируются карбонатные и железистые осадки. На океаническом дне они отлагаются в виде железистых конкреций.
Мощность осадочного слоя Мирового океана изменяется в значительных пределах. У берегов она максимальна, в глубоководных впадинах и в срединно-океанических хребтах мощности их минимальны, а в некоторых местах осадки и вовсе отсутствуют. Максимальных мощностей рыхлые осадки достигают в периферических частях океанов гумидных областей особенно вблизи устьев рек, которые выносят большой объем осадочного материала. В области континентального подножия мощность осадков достигает огромной величины – 15–20 км. В пределах срединно-океанических хребтов распределение рыхлого осадочного материала крайне неравномерно – они накапливаются главным образом в понижениях между возвышающимися гребнями и пиками, а в рифтовых впадинах и долинах осадочный материал практически отсутствует. Мощность осадков в глубоководных желобах в ряде случаев равна 1000-2000 м, а в желобе Пуэрто-Рико она достигает 4000 м, но иногда, как в Чилийско-Перуанском желобе, она составляет лишь первые сотни метров.
Основное количество осадочных образований морей и океанов приходится на биогенные (органические) и хемогенные отложения. Среди биогенных отложений выделяются два ведущих типа — кремнистые и карбонатные. Практически веськарбонатный материал океанов органического происхождения, в основном за счет планктона — небольших организмов из подкласса фораминифер. Наряду с этим в морях развиты коралловые и водорослевые образования. Они занимают площадь океана свыше 190 млн кв. км, но распространены не повсеместно и, как правило, протягиваются в виде полосы вдоль восточных берегов континентов. Это теплолюбивые и светолюбивые организмы. Они живут при температуре 21—25°С и на глубинах не ниже 100 метров. На известковых постройках отмерших организмов развиваются следующие поколения, и так из поколения в поколение. Колонии коралловых рифов растут обычно быстро, образуя подводные валы и надводные острова — атоллы. Внутренняя часть атоллов, как правило, занята озером - лагуной. Ярким примером развития коралловых рифов является большой барьерный риф Австралии, протягивающийся вдоль восточного побережья материка на расстояние 2200 км.
Второй, широко представленный в океане тип — кремнистые отложения — радиолярий. В своем составе они содержат до 40%, а иногда и до 70% аморфного кремнезема. Кремнистых отложений, сложенных радиоляриями, много в южном полушарии. Они опоясывают по шельфу вдоль Антарктиды полосой в 1000 км почти весь земной шар.
В глубоководных частях океана преобладает красная глина. Химический состав красной глины: SiO2— 54%, Аl2Оз— 16%, Fe2O3— 8,5%, CaO, Na2O, K2O, а также соли — Ti, Cr, Ni, Co, Ba, Cu, As. Она занимает огромные пространства океанов — почти треть площади Тихого и четвертую часть Атлантического и Индийского океанов.
В местах проявления подводного вулканизма, наряду с морскими и терригенными, встречаются также отложения, обогащенные твердыми продуктами извержения вулканов (пирокластические осадки). Значительную долю в морских осадках представляют железомарганцевые конкреции, фосфориты, глаукониты и оолиты.
Железо-марганцевые конкреции образуются на дне морей и океанов и в настоящее время. Они обнаружены практически во всех океанах до глубины 5000 м. Размер конкреций изменяется от 1 до 15 см. Обычно в центре конкреций находятся обломки пород и раковин, а по краям — окислы железа и марганца. В северных морях в конкрециях больше содержится марганца, чем железа. Ученые исследовали процесс формирования железомарганцевых конкреций в Балтийском и Красном море. Оказалось, что некоторые впадины в этих морях способны «дышать». Под этим свойством понимают быстрое перемещение огромного количества марганца. За несколько месяцев около 1 млн т марганцевой массы поднимается содна и затем возвращается назад, но уже в качестве марганцевых конкреций. Анализ рыхлого материала со дна морей на глубине 10-15 м показал, что на границе сероводородных и кислородных слоев взвешенные частицы обогащены Mn, Zn и Сu. Отсутствие в осадке кислорода является первым признаком наличия в нем Мn, и наоборот, если в воде над осадком присутствует кислород, то ни о какой концентрации Мn речи быть не может. Классическим примером бескислородной системы является Черное море, где с глубины 200 м и до дна (2200 м) нет кислорода и наблюдается господство H2S. Подобные зоны концентрации H2S и металлов установлены во многих местах: впадина Орла в Мексиканском заливе, залив Кариако в Карибском море, впадины Красного и Балтийского морей, Норвежские фиорды, фиорды в Британской Колумбии и многие участки Аравийского моря и Оманского залива. В морях, имеющих впадины, выделяется сверху вниз зональность в распространении железомарганцевых конкреций. В приповерхностном теплом водном слое распространены круглые конкреции, во втором и третьем слоях (холодных) больше развиты плоские конкреции, четвертая зона пустая, без конкреций и пятая, наиболее насыщенная зона (карманы и углубления на дне моря), заполненная карбонатными илами и карбонатными рудами. Здесь формируются коренные месторождения. По прошествии геологического времени, в результате горообразовательных движений происходит регрессия моря, и донные отложения оказываются на дневной поверхности. Так образовались известные месторождения марганца, приуроченные к неоген-палеогеновым морским осадкам в пределах Кавказа (Чиатурское месторождение), Украины (Никопольское месторождение) и на Восточном склоне Урала.
Наряду с железомарганцевыми конкрециями в морях широко представлены глаукониты и фосфориты. Глаукониты — это продукт подводного выветривания алюмосиликатов, в частности, биотита. Часть закисного железа алюмосиликатов в процессе выветривания переходит в окисное. Происходит перераспределение веществ в минералах — увеличивается количество кремнезема, кристаллизационной воды и уменьшается количество окислов алюминия и щелочей. Наиболее благоприятна обстановка для образования глауконита — это нижняя часть шельфа, в этой зоне затихает волнение воды и происходит уравновешивание теплых и холодных вод. Глауконитовые осадки – это зеленые мелко- и тонкозернистые пески, местами песчано-алевритовые осадки со значительным содержанием глауконита, часто встречающиеся вместе с фосфоритовыми конкрециями.
Фосфориты обычно встречаются совместно с глауконитами, что указывает на общность процессов их образования. По мнению А.Е. Ферсмана, фосфориты — продукт жизнедеятельности организмов, совместно с фосфоритами встречено обилие органики. По данным А.В. Казакова, фосфориты образовались в результате осаждения материала из пересыщенных фосфоритами вод в прибрежной полосе. Например, по данным И.М. Страхова, в Подмосковье полосы с фосфоритами приурочены к прибрежной зоне верхнеюрского и нижнемелового морей.
Морские илы. На глубине от 200 до 4000 м располагается континентальная зона илов. Среди илов различают: синий (за счет сернистых соединений железа); фораминиферовый, радиоляриевый; красный ил, окрашенный продуктами латеритного выветривания, снесенными в море; вулканогенный ил. На глубинах от 4000 м до 10000 м преобладают органические илы: радиоляриевый, диатомовый и красная глина.
На океанском дне отлагаются также оолитовые скопления карбонатного материала. Оолиты имеют концентрическое строение, размером, редко превышающим 1 мм. В центре оолита терригенная часть - песчинка или глина, вокруг которой сконцентрирован карбонатный материал. Для образования оолитов нужна чистая вода со слабым поступлением терригенного материала, высокая температура воды в течение всего года и малая глубина. Например, оолиты Багамской банки накопились на глубине около 10 метров, карбонатную часть которых составили перенасыщенные СаСО3 окружающие глубинные воды.
57. Свердловинаексплуатаційна (рос. скважина эксплуатационная; англ. developmentwell, operatinghole; нім. Fördersonde f, Förderbohrung f, Produktionsbohrung f) – свердловина, що буриться для вилученняпластових флюїдiв у вiдповiдностi з проектом розробкиродовища.
СВЕРДЛОВИНА ГIДРОДИНАМІЧНО ДОСКОНАЛА– свердловина з вiдкритимвибоєм, яка розкриває продуктивний пласт на всю йоготовщину i в межах останнього не обсадженаколоною труб.
СВЕРДЛОВИНА ГIДРОДИНАМІЧНО НЕДОСКОНАЛА – свердловина, яка або не розкриваєпродуктивний пласт на всю йоготовщину, або пробурена на всю йоготовщину, обсадженазацементованоюколоною труб i перфорована, або пробурена не на всю йоготовщину, обсадженаза¬цементованоюколоною труб i перфорована. Гiдродинамiчнанедосконалiстьсвердловинизумовленаконструкцiєюїївибою i проявляється в порушеннiплоскорадiальностi потоку у привибiйнiйзонi.
ПРИТОК К НЕСОВЕРШЕННЫМ СКВАЖИНАМ
Гидродинамическое несовершенство скважины проявляется в том, что в призабойной зоне пласта с конечной мощностью отсутствует радиальность потока по причине, обусловленной конструкцией забоя или фильтра.
Различают два вида несовершенства скважин - несовершенство по степени вскрытия и несовершенство по характеру вскрытия.
Несовершенная скважина по степени вскрытия - это скважина с открытым забоем, вскрывшая пласт не на всю мощность, а частично (рис.3.9,а).
Скважина, хотя и доведённая до подошвы пласта, но сообщающаяся с пластом только через отверстия в колонне труб, в цементном кольце или в специальном фильтре, называется несовершенной по характеру вскрытия пласта (рис. 3.9,b).
На практике чаще всего встречаются скважины несовершенные как по степени, так и по характеру вскрытия пласта.
Дебит G несовершенной скважины чаще всего меньше дебита Gс совершенной, действующей в тех же условиях, что и данная несовершенная скважина.