Projekt okładki i stron tytułowych Joanna Gwis 

Zdjęcie na okładce sculpies/Schutterstock 

Redaktor inicjujący Krzysztof Kossobudzki 

Redaktor Barbara Nowak

Podręcznik akademicki dotowany przez Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy

Copyright © by Wydawnictwo Naukowe PWN SA Warszawa 2009

Copyright © by Włodzimierz Mizerski and Krzysztof Szamałek Warszawa 2009

ISBN 978-83-01-20897-4

Wydawnictwo Naukowe PWN SA

02-460 Warszawa, ul. Gottlieba Daimlera 2

tel. 22 69 54 321, faks 22 69 54 288

infolinia 801 33 33 88

e-mail: pwn@pwn.com.pl; reklama@pwn.pl

www.pwn.pl

eBook został przygotowany na podstawie wydania papierowego z 2009 r., Warszawa 2020

Skład wersji elektronicznej na zlecenie Wydawnictwa Naukowego PWN: mobisfera.pl

Długo oczekiwanej wnuczce Gabrysi
Krzysztof Szamałek

Pour Christophe avec l’amour
Włodzimierz Mizerski

Wstęp

Od ukazania się „Geologii morza” O. Leontjewa (1989) oraz monografii „Surowce mineralne mórz i oceanów” (1998) pod redakcją R. Kotlińskiego i K. Szamałka minęło już wiele lat. Książki te są od dawna dostępne tylko w bibliotekach specjalistycznych. Wyczerpywanie się zasobów surowców wydobywanych na lądach spowodowało rosnące zainteresowanie budową oceanów oraz zawartymi w nich kopalinami. Coraz więcej państw zamierza podjąć szersze prace poszukiwawcze w swoich akwenach morskich i rozpocząć eksploatację odkrytych złóż. Sukcesy poszukiwawcze złóż ropy naftowej u wybrzeży Brazylii czy w Zatoce Gwinejskiej zachęcają do tego typu działań. Poważne analizy klimatologów mówiące o uwolnieniu się spod czapy lodowej obszarów wokół bieguna północnego, połączone z doniesieniami o wielkim potencjale węglowodorowym tych rejonów, skłaniają do rozpoczęcia prac badawczych i poszukiwawczych na tych terenach. Ożywają też spory polityczne o władztwo nad złożami, które zalegają na obszarze okołobiegunowym.

Te i inne przyczyny skłoniły autorów do napisania tego podręcznika. Zawiera on podstawowe dane i informacje o historii powstawania i rozwoju oceanów, różnicach i podobieństwach w ich budowie geologicznej. Szczegółowo opisano jednostki morfotektoniczne wyróżniane w oceanie światowym i wskazano na ich rolę i wpływ na formowanie się złóż różnych kopalin.

Oceany są obecnie miejscem eksploatacji wielu bardzo cennych kopalin. Należą do nich w pierwszej kolejności ropa naftowa i gaz ziemny, piaski tytanonośne i cynonośne, diamenty, surowce skalne (kruszywo, iły), fosforyty, sól kamienna. W niedalekiej przyszłości będą wydobywane konkrecje manganowo-żelaziste, masywne rudy siarczkowe czy naskorupienia kobaltonośne. Dojdzie do zagospodarowania ogromnych zasobów metanu zawartych w oceanicznych gazohydratach. Ocean światowy stanie się coraz większą „kopalnią” dostarczającą surowców mineralnych. Będzie to następstwem wyczerpywania się zasobów lądowych, rosnących cen kopalin oraz zwiększającej się liczby mieszkańców pragnących żyć na wysokim poziomie cywilizacyjnym. Mimo iż pojawiają się informacje o możliwości wykorzystania zasobów mineralnych na innych planetach, wydaje się, że jest to znacznie bardziej oddalone w czasie niż sięgnięcie po zasoby oceanów.

Część społeczeństw żyjących na małych izolowanych wyspach bądź archipelagach zrozumiała, jak wielkie korzyści wynikają z ustaleń traktatowych zawartych w Międzynarodowej Konwencji Prawa Morza przyjętej w 1982 r. i wprowadzonej w życie w 1994 r. Nadzieje związane z oceanem zaowocowały ogłaszaniem niepodległości wielu państw przybrzeżnych i ustanowieniem 200-milowej wyłącznej strefy ekonomicznej. To są wielkie obszary morza i dna morskiego (wraz z jego wnętrzem), na których będzie możliwa eksploatacja zasobów (przede wszystkim węglowodorów). Państwa o niekorzystnym położeniu geograficznym (śródlądowe) uzyskały na podstawie tej konwencji prawo do wykorzystania zasobów mineralnych w oceanie otwartym – na obszarze, określonym w konwencji jako „wspólne dziedzictwo ludzkości”. Prawo do zagospodarowania zasobów na tym obszarze będzie można realizować za pośrednictwem i pod nadzorem Międzynarodowej Organizacji Dna Morskiego (International Seabed Authority – ISA). Zasady prawne wykorzystania zasobów mineralnych oceanu będą zatem również omówione w książce.

O rosnącym zainteresowaniu studiami i wiedzą na temat oceanów przesądza żywa dyskusja o powstaniu życia na naszej planecie. Ocean jest kolebką życia. W pierwszym okresie swego istnienia życie było związane wyłącznie z oceanem. Pojawiło się ok. 3,8 mld lat temu i przez ponad 3 mld lat rozwijało się tylko w oceanie. To ocean był miejscem rozwoju i schronienia pierwotnych form życia. Zanim pojawiły się pierwsze lądowe rośliny, zanim na ląd nieśmiało wychodziły stawonogi, zanim pojawiły się pierwsze kręgowce lądowe, ocean był jedynym miejscem, gdzie bujnie kwitło życie, a dna płytkich ciepłych mórz były pokryte kobiercami utworzonymi z żywych organizmów. Jakże przy tym te organizmy były odmienne od współczesnych! Na tyle odmienne, że dzisiaj zastanawiamy się, czym były zagadkowe stworzenia zachowane jako skamieniałości w skałach o wieku 700–600 mln lat. Dziś, wiedząc o osobliwych formach życia związanych z gorącymi źródłami na dnie oceanów, zadajemy sobie pytanie, czy życie nie mogło powstać właśnie w głębinach oceanu i niepotrzebne było do tego światło słoneczne.

Życie w oceanie przyczyniło się do zmiany składu atmosfery ziemskiej. To prymitywne organizmy żyjące w morzach prekambryjskich – sinice i glony – spowodowały, że w atmosferze pojawił się wolny tlen, co umożliwiło opanowanie lądów najpierw przez rośliny, a potem przez zwierzęta. Rozwijające się bujnie w oceanie różnorodne organizmy roślinne i zwierzęce przyczyniły się do powstania wielu skał, które dzisiaj spotkać można na kontynentach, gdzie zostały wyniesione potężnymi siłami górotwórczymi. Biorąc pod uwagę, że morza i oceany zajmują 3/4 powierzchni planety, nie omylimy się zapewne, przyjmując, że co najmniej 3/4 skał osadowych, z których zbudowana jest skorupa kontynentu, powstawała w morzach i oceanach.

Życie w oceanie przyczyniło się także do zmian chemizmu wód oceanicznych. Szczególnie radykalna zmiana chemizmu wód nastąpiła w momencie pojawienia się organizmów zdolnych do syntezy węgla z CO2 pod wpływem światła słonecznego. Wolny tlen powstający podczas fotosyntezy był natychmiast całkowicie zużywany na utlenianie dwuwartościowego żelaza, które w postaci wodorotlenków i tlenków osadzało się na dnie morza. Proces ten spowodował zmniejszenie się ilości żelaza w wodach pierwotnego oceanu. Działalność życiowa sinic i glonów przyczyniała się do masowego wytrącania węglanu wapnia z wody oceanicznej, powodując zmniejszenie się w wodzie ilości wapnia. W celu lepszego zrozumienia ewolucji życia konieczne jest zatem poznanie ewolucji rozwoju oceanów, chemizmu i temperatury wody, głębokości, źródeł materiału dostarczanego do oceanu, tempa i intensywności procesów spredingu dna, zjawisk hydrotermalnych i akwawulkanicznych.

Ocean – to nie tylko woda. To również wszystko, co w niej żyje. To również wielkie połacie dna oceanicznego znajdujące się na bardzo zróżnicowanych głębokościach. Dawno już minęły czasy, kiedy wyobrażano sobie, że ocean jest niby miska o płaskim dnie, z którego gdzieniegdzie wyrastają stożki wulkaniczne wystające czasem nad powierzchnię wody w postaci wysp. Dno oceanu jest pokryte systemami potężnych grzbietów, nieporównywalnych do tych na lądach, a w brzeżnych partiach oceanów znajdują się głębokie rowy oceaniczne. Deniwelacje w obrębie oceanu okazały się o wiele większe niż na lądach. Zarazem jednak ukształtowanie dna oceanicznego jest zupełnie odmienne niż ukształtowanie powierzchni lądów. Powód tych różnic tkwi przede wszystkim w różnej historii geologicznej kontynentów i oceanów i w odmiennej budowie geologicznej kontynentalnych i oceanicznych segmentów skorupy ziemskiej. Kontynent i ocean to dwa całkowicie odmienne „światy geologiczne”. Ich ewolucja jest całkowicie odmienna. Jednak ewolucja oceanów przyczynia się do zmian zachodzących na kontynentach.

Autorzy starali się przygotować książkę przejrzystą i przystępną, wprowadzającą w omawiane zagadnienia, zachęcającą do pogłębiania zainteresowania studiowaniem cytowanej literatury czy źródeł internetowych. Czy udało się osiągnąć zamierzony cel – osądzą Czytelnicy. Autorzy oczekują na słowa krytyki bądź dyskusji. Najlepiej na forum internetowym lub za pośrednictwem poczty elektronicznej pod adresem wlodzimierz.mizerski@pgi.gov.pl lub krzysztof.szamalek@uw.edu.pl

Pragniemy podziękować wszystkim, którzy przyczynili się do powstania niniejszej książki. Szczególne podziękowania kierujemy do redaktora Krzysztofa Kossobudzkiego z Wydawnictwa Naukowego PWN za inicjatywę wydania książki oraz redaktor Barbarze Nowak za trud włożony w przygotowanie książki.

Warszawa 2008

Zarys historii i metod badań geologicznych dna oceanicznego

Włodzimierz Mizerski

Badania geologiczne dna oceanu światowego zostały zapoczątkowane na większą skalę w 2. poł. XIX w. podczas ekspedycji angielskiego statku badawczego HMS „Challenger”. W latach 1872–1876 statek wykonał rejs dookoła świata, pokonując w tym czasie ok. 70 tys. mil morskich. Ogromny materiał badawczy zebrany w ciągu trzyletniej ekspedycji był opracowywany w ciągu wielu następnych lat – pierwszy tom wyników prac „Challengera” ukazał się w 1880 r., a ostatni – w 1895 r. W powstaniu tego dzieła pod redakcją Wywille’a Thomsona i Johna Murraya uczestniczyło 76 autorów. Jeden tom dzieła dotyczył osadów morskich.

Do wybuchu II wojny światowej zorganizowano ok. 80 wypraw oceanicznych przez różne kraje świata. Wyprawy te miały na celu rozwiązanie problemów nie tylko biologii morza, ale również oceanografii fizycznej czy magnetyzmu ziemskiego. Ogromne znaczenie dla poznania oceanu miało zastosowanie echosondy, dzięki której można było sporządzić mapy batymetryczne jego dna.

Badania oceanów nabrały wielkiego tempa w 2. poł. XX wieku. Wiązało się to przede wszystkim z olbrzymim postępem technologicznym, umożliwiającym budowę sprzętu i specjalistycznej aparatury do badań dna oceanicznego, ukrytego na przeważającym obszarze pod wielokilometrową warstwą wody. Dzięki postępowi w rozpoznaniu budowy geologicznej oceanicznych obszarów Ziemi możliwe było powstanie i rozwój w latach 60. XX w. nowej dziedziny geologii – geologii morza (geologii morskiej). U podstaw tej dziedziny leżą zasadnicze różnice w budowie i historii geologicznej kontynentalnych i oceanicznych segmentów skorupy ziemskiej.

Wielkie znaczenie dla poznania oceanów miało odkrycie w końcu lat 50. XX w. planetarnego systemu grzbietów śródoceanicznych. Ich budowa geologiczna i procesy zachodzące w ich obrębie wskazywały, że musiały one powstać pod wpływem procesów zachodzących w płaszczu Ziemi. Badania grzbietów śródoceanicznych, a zwłaszcza odkrycie pasowych anomalii magnetycznych na dnie oceanu, odkrycie głębokich rowów oceanicznych, badania rozmieszczenia ognisk trzęsień ziemi, przyczyniły się do powstania koncepcji tektoniki płyt, która przywróciła nauce zapomnianą przez kilkadziesiąt lat hipotezę dryfu kontynentów.

Geologia morza wykorzystuje niemal wszystkie metody badań charakterystyczne dla różnych dziedzin geologii „kontynentalnej”. Rozwój techniki umożliwia prowadzenie obserwacji bezpośrednich na nawet dużych głębokościach, a także pobieranie próbek z dna morskiego. Jednak największe znaczenie mają badania geologiczne i geofizyczne prowadzone ze statków badawczych oraz platform wiertniczych.

Do rozpoznania struktury dna oceanicznego powszechnie stosuje się różnego rodzaju metody geofizyczne, a szczególnie metody sejsmiczne. Wykorzystują one przebieg i prędkość rozchodzenia się w skorupie ziemskiej sejsmicznych fal sprężystych, które na granicy ośrodków o różnych cechach fizycznych zmieniają skokowo prędkość, załamują się i(lub) odbijają się od powierzchni granicznej między tymi ośrodkami. Celem tych badań jest uzyskanie informacji o przestrzennym ułożeniu i rozciągłości serii skalnych różnego rodzaju. Szczególnego znaczenia badania te nabierają przy poszukiwaniu złóż węglowodorów na szelfie, stoku kontynentalnym i jego podnóżu, gdyż umożliwiają rozpoznawanie lokalnych struktur, w których mogą gromadzić się ropa naftowa i gaz ziemny. W różnych częściach dna oceanicznego, szczególnie jednak na szelfach, stosuje się ciągłe profilowanie sejsmoakustyczne (ryc. 1). Metodami sejsmiki refleksyjnej możliwe jest śledzenie warstw miąższości nawet kilkudziesięciu centymetrów, dzięki czemu szybko rozwija się dział stratygrafii zajmujący się porządkowaniem skał skorupy ziemskiej na podstawie ich cech sejsmicznych.

Duże znaczenie dla poznania wgłębnej budowy dna oceanu ma grawimetria zajmująca się badaniami zmian siły ciężkości na powierzchni Ziemi spowodowanych niejednorodnościami budowy (nierównomiernym rozmieszczeniem mas skalnych o różnej gęstości) górnych warstw skorupy ziemskiej. Niejednorodności te przejawiają się w postaci anomalii grawimetrycznych. Przy występowaniu w skorupie skał o dużej gęstości będziemy mieli do czynienia z anomalią dodatnią, jeśli zaś będą występować skały o małej gęstości – z anomalią ujemną. Metoda pozwala na lokalizowanie nie tylko dużych ciał magmowych, ale i złóż węglowodorów.

Ryc. 1. Profilowanie sejsmoakustyczne

W badaniach geologicznych dna morskiego użyteczne są również metody magnetometryczne, rejestrujące zmiany pola magnetycznego Ziemi. W metodach tych wykorzystywane są różnice stopnia namagnesowania skał, wynikające z niejednorodności skał skorupy oceanicznej i zmiennego zasięgu różnych typów skał magmowych i osadowych oraz ich cech magnetycznych. Metody magnetometryczne mają szczególne znaczenie w badaniach głębokich części dna oceanicznego. Symetrycznie do osi grzbietów śródoceanicznych we wszystkich oceanach Ziemi ciągną się pasy skał o magnetycznych anomaliach dodatnich i ujemnych. Są to pasowe anomalie magnetyczne (ryc. 2). Na istnieniu tych anomalii opiera się teoria ekspansji dna oceanicznego. Każdej anomalii magnetycznej przypisany jest określony wiek (ryc. 3), stąd też w badaniach oceanicznych praktyczne zastosowanie ma magnetostratygrafia, która umożliwia regionalną korelację wieku skał łożyska oceanu na podstawie ich cech magnetycznych. Wraz z badaniami magnetometrycznymi wykonuje się też na ogół badania elektromagnetyczne oraz radiometryczne. Badania elektromagnetyczne pozwalają na lokalizację masywnych (siarczkowych) rud polimetali. Zdjęcie radiometryczne umożliwia natomiast lokalizację koncentracji pierwiastków promieniotwórczych. Cechą badań geofizycznych jest to, że mogą być wykonywane kompleksowo, co nie tylko ułatwia interpretację budowy geologicznej, ale również obniża koszty badań.

Ryc. 2. Pasowe anomalie magnetyczne dodatnie i ujemne w północno-wschodniej części Oceanu Spokojnego

Ryc. 3. Anomalie magnetyczne i ich wiek w południowym Atlantyku (A), północnym (B) i południowym (C) Oceanie Spokojnym. Charakterystyczne anomalie, których numery (1 do 31) zaznaczono u góry, połączone są liniami przerywanymi. Zwraca uwagę podobieństwo profili. Czarno-białe paski pod profilami ilustrują przeplatanie się na przemian anomalii normalnych (czarne) i odwróconych (białe) skał skorupy oceanicznej

Równocześnie z badaniami geofizycznymi, mającymi fundamentalne znaczenie dla rozpoznania budowy geologicznej dna oceanicznego, wykonuje się również szczegółowe zdjęcie wysokościowe dna. Zdjęcia te wykonywane są za pomocą różnego typu echosond (ryc. 4).

Do badań dna oceanicznego szeroko wykorzystuje się obrazy satelitarne, a także lotnicze. Umożliwiają one rejestrację podwodnej aktywności wulkanicznej, rozpoznanie procesów sedymentacyjnych osadów terygenicznych, jak również abrazji morskiej. Zdjęcia lotnicze stosuje się też do poszukiwań złóż surowców mineralnych występujących na obszarach szelfowych.

Ryc. 4. Echosonda

W rozpoznaniu budowy geologicznej dna oceanicznego powszechnie stosuje się fotografię podwodną i kamery telewizyjne. Zdjęcia umożliwiają np. precyzyjne oszacowanie zasobów konkrecji manganowo-żelazistych na dnie basenów oceanicznych, a kamery pozwalają np. na obserwowanie procesów powstawania czarnych kominów (smokersów) czy wylewów wulkanicznych w ryftowych strefach oceanów.

Wszystkie wymienione metody badań dna oceanicznego należą do metod pośrednich. Szczególne znaczenie mają metody bezpośrednie, które umożliwiają obserwacje dna oraz wydobycie próbek skał na powierzchnię i ich badanie. Bezpośrednie obserwacje dna morskiego mogą być wykonywane w różny sposób. Na niewielkich głębokościach mogą to czynić płetwonurkowie (nurkowania swobodne lub z aparatami tlenowymi). Głębiej bezpośrednie obserwacje są wykonywane z różnego typu pojazdów podwodnych.

Aż do końca XIX w. próbki skał z powierzchni dna morskiego pobierano wyłącznie za pomocą czerpaków i drag. Dopiero później wdrożono metody, które pozwalały na pobranie próbek skał z głębokości kilku–kilkudziesięciu metrów od powierzchni dna. Przełomem było zastosowanie wierceń podmorskich, które pozwoliły nie tylko przeniknąć w głąb osadów dna oceanicznego, ale również dotrzeć do magmowych skał łożyska oceanu.

Do pobierania próbek osadów zalegających na dnie oceanu oraz skał odsłaniających się na dnie często są stosowane różnego rodzaju czerpaki, sondy oraz dragi. Czerpakami skrzynkowymi można zagarnąć kilkadziesiąt decymetrów sześciennych osadu. Zasada konstrukcji sond polegała początkowo na przebijaniu osadu rurą określonej średnicy. Pierwsze sondy pozwalały na wydobycie rdzenia osadów długości do 1 m i średnicy kilku centymetrów. Długość pobieranego rdzenia stopniowo się zwiększała dzięki zastosowaniu sond hydrostatyczno-tłokowych, próżniowych, wibracyjnych czy udarowo-wybuchowych. Najdłuższy rdzeń osadów o nienaruszonej strukturze został pobrany przez sondę ze statku „Witiaź”.

Prawdziwym przełomem w poznawaniu geologii dna oceanicznego była możliwość wykonywania wierceń, zwłaszcza wierceń głębokomorskich w otwartym oceanie. Morskie wiercenia w płytkiej części szelfu są wykonywane ze stacjonarnych platform wiertniczych (ryc. 5) i służą głównie do poszukiwania i eksploatacji złóż węglowodorów. Wiercenia takie są prowadzone również w obrębie polskiej strefy brzegowej Morza Bałtyckiego.

Ryc. 5. Wybrane stacjonarne platformy wiertnicze instalowane w Zatoce Meksykańskiej (a) i Morzu Północnym (b); podano głębokość morza, rodzaj i ciężar platformy i rok zainstalowania (wg S. Depowskiego i in., 1998)

Dzięki tym wierceniom udokumentowano złoża soli potasowo-magnezowych pod dnem Zatoki Puckiej, a na północ od Rozewia podmorskie złoża ropy naftowej.

Od lat 60. ubiegłego stulecia datuje się rozwój wierceń głębokomorskich (A.E. Maxwell, 1994). Dzięki nim można było poznać nie tylko skały osadowe pokrywające dno oceaniczne, ale i dotrzeć do magmowych skał łożyska oceanu. Opracowany na początku lat 60. w USA projekt MOHOLE zakładał wykonanie wierceń na otwartym oceanie i dotarcie do powierzchni Moho. Pierwszą pływającą jednostką wiertniczą był „Global-Marine Cuss 1”. Jednostka ta mogła wykonywać wiercenia przy głębokości morza do 3500 m. Zapoczątkowała ona całą generację statków wiertniczych (m. in. „Global Marine”, „Glomar Challenger”), które są dzisiaj w stanie wykonać wiercenie przy każdej głębokości oceanu (ryc. 6).

Ryc. 6. Wiercenie obrotowe ze statku „Joides Resolution”

Choć cel projektu MOHOLE – dotarcie do nieciągłości Moho – nie został osiągnięty, uzyskano niezwykle cenne informacje o budowie dna głębokich części oceanów. W wielu miejscach przebito warstwę osadów i dotarto do magmowych skał ich podłoża. Kontynuacją projektu MOHOLE był realizowany w latach 1968–1975 projekt głębokomorskich wierceń DSDP (Deep Sea Drilling Project), a później, w latach 1975–1983, międzynarodowy program wierceń oceanicznych IPOD (International Programme of Ocean Drilling). Łącznie wykonano ponad 1000 wierceń głębokomorskich, uzyskując ok. 100 km rdzenia. Począwszy od 1983 r. głębokomorskie wiercenia były kontynuowane w ramach programu z pokładów statków „Glomar Explorer” i „Joides Resolution”.

Wyniki wierceń potwierdziły zasadnicze różnice w budowie między skorupą oceaniczną a skorupą kontynentalną. Pozwoliły też na stwierdzenie, że najstarszymi osadami w oceanie są osady jurajskie. W konsekwencji powstał zasadniczy paradoks, że dno współczesnych oceanów jest młodsze niż ocean światowy. Paradoks ten mógł być rozwiązany tylko przy założeniu, że dno oceaniczne systematycznie się odnawia. Znalazło to wyraz zarówno w hipotezie ekspansji dna oceanicznego, jak i w teorii tektoniki płyt.

Poznawanie budowy geologicznej dna oceanicznego od samego początku miało znaczenie nie tylko poznawcze, ale i utylitarne. Na dnie oceanu i pod nim znajdują się bowiem ogromne bogactwa mineralne, które człowiek chciał od dawna wykorzystywać, ale nie mógł się do nich dostać. Oczywiście, najbardziej sprzyjającym regionem oceanu dla działalności górniczej są obszary szelfowe, przylegające bezpośrednio do lądu. Na tych obszarach można było się spodziewać kontynuacji złóż mineralnych występujących na przyległych lądach. Pierwszą podmorską kopalnią była kopalnia węgla kamiennego u wybrzeży Szkocji, powstała ok. 350 lat temu. Od tej pory powstało wiele podobnych kopalń eksploatujących nie tylko węgiel kamienny, ale i rudy żelaza, miedzi, niklu czy cyny. Podmorskie kopalnie znajdują się m.in. w Japonii, Australii, Turcji, na Tajwanie. Szyby eksploatacyjne tych kopalń znajdują się na brzegu lub też biorą początek z usypanych na morzu sztucznych wysp.

Ze wszystkich dziedzin górnictwa morskiego największą karierę zrobiło górnictwo węglowodorów. Początkowo obiektem zainteresowania były podmorskie części złóż występujących na lądzie w Kalifornii, nad Zatoką Meksykańską, Morzem Kaspijskim i nad jeziorem Maracaibo. Warto odnotować, że pionierem wykorzystania podmorskich złóż węglowodorów był polski inżynier i geolog, Witold Zglenicki, który już w 1846 r. przedstawił plan eksploatacji podmorskich złóż ropy z wysp utworzonych przez zasypywanie płytkich zatok Morza Kaspijskiego. W początkowym okresie eksploatacji złóż podmorskich eksploatację prowadzono głównie z pomostów wychodzących daleko w morze lub też usypywano sztuczne wyspy.

Poważnym krokiem naprzód w podmorskim górnictwie węglowodorów było zastosowanie stacjonarnych platform wiertniczych. Po raz pierwszy zastosowano je w USA na początku XX w. Pierwsze platformy były wykonane z drewna. Drewniane platformy stosowano na jeziorze Maracaibo w Wenezueli. Później zaczęto stosować konstrukcje stalowe. Pod koniec lat 50. ubiegłego wieku pojawiły się pierwsze platformy wyposażone we własne urządzenia wiertnicze. Platformy stacjonarne szybko znalazły uznanie w całym świecie. Wykorzystywane w coraz trudniejszych warunkach morskich spowodowały szybki postęp w ich udoskonalaniu. Najwięcej platform stacjonarnych znajduje się w Zatoce Meksykańskiej. Największym zagrożeniem są dla nich huragany, które mogą wyrządzić poważne szkody. Aby zminimalizować ryzyko, przed zbliżającymi się groźnymi huraganami przerywa się eksploatację, a załogi ewakuuje się na ląd. Na obszarach o bardzo trudnych warunkach meteorologicznych, takich jak Morze Północne, stosuje się ciężkie platformy z żelazobetonu. Z kolei platformy u wybrzeży Alaski muszą być wytrzymałe na naciski pokrywy lodowej, która może tam osiągać grubość 2 m, a także muszą być odporne na niskie temperatury.

Oprócz platform stacjonarnych powszechnie wykorzystuje się, szczególnie do wierceń poszukiwawczych, autonomiczne jednostki wiertnicze. Pierwsza taka jednostka powstała w 1949 r. i zastosowano ją do wierceń na wodach Zatoki Meksykańskiej. Autonomiczne jednostki wiertnicze mogą być różnego typu. Część z nich to platformy zanurzalne, osadzane na dnie morskim na czas wiercenia. Inne to platformy półzanurzalne (ryc. 7), dostosowane do pracy w najcięższych warunkach morskich. Te ostatnie mogą być kotwiczone lub też mogą nie mieć lin kotwicznych i być utrzymywane w stałej pozycji przez system śrub napędowych. Wiercenia mogą być wreszcie wykonywane ze statków wiertniczych. Pierwszym statkiem tego typu był „Glomar Challenger”.

Ryc. 7. Schemat platformy półzanurzalnej „Ocean Endeavour” (wg S. Depowskiego i in., 1998)

Ryc. 8. Koparka czerpakowa (a): 1 – łańcuch z podczepionymi czerpakami, 2 – czerpaki urabiające dno morskie, 3 – górny bęben napędowy; koparka linowo-czerpakowa (b): 1 – ładownia, 2 – czerpak, 3 – lina (wg S. Depowskiego i in., 1998, uproszczona)

Dno morskie jest również areną górnictwa odkrywkowego. Powszechnie eksploatuje się okruchowe złoża surowców mineralnych na szelfach, choć rozwija się również metody pozwalające eksploatować te surowce z większych głębokości. Najstarszym i ciągle stosowanym systemem podmorskiej eksploatacji surowców okruchowych jest system czerpakowy, stosowany do głębokości 50 m (ryc. 8). Przy większych głębokościach stosuje się koparki chwytakowe. Ich wydajność może dochodzić nawet do 2400 t/h. Innym typem urządzeń są koparki ssące, używane od początku 2. poł. XIX w. (ryc. 9).

Ryc. 9. Schemat statku wydobywczego z ssącym układem transportu urobku: 1 – głowica przesuwająca się po dnie morskim, 2 – rura przegubowa, 3 – przewód podnośnika, 4 – rozdzielacze powietrza, 5 – przewód doprowadzający powietrze, 6 – sprężarka (wg S. Depowskiego i in., 1998)

Ryc. 10. Głębokowodne wydobycie konkrecji za pomocą pojazdu samojezdnego (a): 1 – statek, 2 – pojazd, 3 – przewód hydrauliczny, 4 – głowica ssąca; podwodny pojazd górniczy (b): 1 – reflektory, 2 – zbiorniki, 3 – ładownia, 4 – okno operatora (wg S. Depowskiego i in., 1998)

Od kilkudziesięciu lat naukowcy wielu krajów interesują się możliwością eksploatacji konkrecji manganowo-żelazistych, pokrywających duże połacie dna oceanicznego na głębokości 4000–6000 m. Opracowano wiele systemów eksploatacji, z których najbardziej obiecujące są systemy eksploatacji czerpakowo-linowej i hydraulicznej. Nie brak i bardziej futurystycznych koncepcji, jak eksploatacja przy zastosowaniu podwodnych pojazdów górniczych (ryc. 10).

W Zatoce Meksykańskiej prowadzi się na szeroką skalę podmorską eksploatację siarki metodą Frasha, polegającą na zastosowaniu współśrodkowych rur. Jedną tłoczy się gorącą wodę, która topi siarkę znajdującą się w wapieniach, a następnie wtłacza się ją przy użyciu sprężonego powietrza środkową rurą do wylotu otworu. Dalej specjalnym rurociągiem siarka płynie do zbiorników na lądzie. Metoda ta jest również powszechnie stosowana do eksploatacji siarki na obszarach lądowych.

Oceany jako główne jednostki morfotektoniczne powierzchni Ziemi

Włodzimierz Mizerski

Mapy batymetryczne oceanów świadczą o tym, że ukształtowanie dna oceanicznego jest nie mniej urozmaicone niż rzeźba kontynentów. Już na początku XX w. wiedziano, że dno oceaniczne nie jest, jak to sobie wyobrażano wcześniej, misą o płaskim dnie, że w osi Oceanu Atlantyckiego wznosi się wydłużony grzbiet dzielący dno na dwie kotliny (ryc. 11). Badanie morfologii dna oceanów było możliwe przede wszystkim dzięki wynalezieniu echosondy, którą po raz pierwszy zastosowano na szerszą skalę w czasie wyprawy oceanograficznej niemieckiego statku „Meteor" w latach 1924–1925. W wyniku badań batymetrycznych stwierdzono, że we wszystkich oceanach Ziemi występuje potężny system grzbietów śródoceanicznych i głębokie rowy oceaniczne, obrzeżające łuki wyspowe lub łańcuchy górskie biegnące równolegle do wybrzeży oceanicznych. Różnice wysokości poszczególnych elementów rzeźby dna oceanicznego są znacznie większe niż na kontynentach. Największa stwierdzona głębia znajduje się w Rowie Mariańskim –11 022 m.

Ryc. 11. Mapa batymetryczna północnego Atlantyku z 1911 r. (wg Murraya i Hjorta, 1912). Wartości liczbowe podano w fathomach, które były ówczesną miarą głębokości, 1 fathom = ok. 1,829 m

Ryc. 12. U góry: krzywa hipsograficzna (A) i zgeneralizowany profil batymetryczny dna oceanu (B): Ia – szelfy kontynentalne, Ib – stok kontynentalny, Ic – podnóże stoku kontynentalnego, IIa – morza wewnętrzne, IIb – łuki wyspowe, IIc – rowy oceaniczne, III – dno głębokich basenów oceanicznych, IV – grzbiety śródoceaniczne; u dołu: schematyczne profile dna oceanu światowego ilustrujące rozmieszczenie głównych morfostruktur

Badania geologiczne dna oceanicznego wykazały jednocześnie, że wszystkie jego główne elementy morfologiczne odpowiadają pewnej, określonej i charakterystycznej tylko dla tych elementów budowie geologicznej. Stąd też jednostki morfologiczne dna oceanów są określane jednocześnie jako jednostki morfotektoniczne lub morfostrukturalne. Są to (ryc. 12):

szelf i stok kontynentalny, będące podwodnym przedłużeniem kontynentów, wkraczającym w ocean niekiedy na kilkaset kilometrów;

podnóże kontynentu, zwane inaczej podnóżem stoku kontynentalnego;

dna głębokich basenów oceanicznych (łożyska oceanów), na których mogą znajdować się pojedyncze góry lub grupy gór pochodzenia wulkanicznego;

grzbiety śródoceaniczne;

łuki rowów oceanicznych i wysp oraz morza wewnętrzne.