PODZIAŁ OCEANU ŚWIATOWEGO

     Większa część powierzchni Ziemi pokryta jest wodami mórz i oceanów. Z ogólnej powierzchni kuli ziemskiej wynoszącej 510,066 mln km² na lądy przypada 148.647 mln km², czyli 29.14%, a na wody - 361.419 mln km² to jest 70.86%. Ciągła powłoka wodna Ziemi nosi nazwę Wszechoceanu (ang. World Ocean). Ze względu na swoje rozczłonkowanie Wszechocean dzieli się na oceany i morza.

1. Oceany
2. Morza
3. Zatoki 
4. Cieśniny

1. OCEANY

    Oceany to największe części Wszechoceanu oddzielone od siebie kontynentami lub wyniesieniami dna. Charakteryzują się odrębnymi cyrkulacjami mas wodnych i specyficznymi właściwościami reżimu hydrologicznego.

Wszechocean dzielony jest na trzy, cztery lub pięć oceanów. Pierwszy nowożytny podział Wszechoceanu zaproponował w 1650 roku holenderski geograf Bernhardus Varenius (1622-1650). W dziele "Geographia generalis" wyróżnił on 4 oceany: Północny Lodowaty (Mare Septentrionale), Atlantycki (Mare Atlanticum), Pacyficzny (Mare Pacificum) i Południowy (Mare Australis), którego częścią było Morze Indyjskie (Mare Indicum). W 1845 roku, w Londynie, Komisja Królewskiego Towarzystwa Geograficznego dokonała podziału Wszechoceanu na 5 oceanów: Atlantycki, Indyjski, Spokojny, Arktyczny i Antarktyczny. Na przełomie XIX i XX wieku (1887, 1907) niemiecki oceanograf Otto Krümmel (1854-1912) zaproponował (Handbuch der Ozeanographie) podział na 3 oceany: Atlantycki, Pacyficzny i Indyjski. Ocean Arktyczny został w tej koncepcji włączony jako morze do Atlantyku, a Ocean Antarktyczny - z racji sztucznej granicy (koło podbiegunowe południowe) - skasowany. Krümmel opracował też szczegółową klasyfikację mórz i zaproponował naturalny system podziału przestrzeni wodnej na oceany, morza, zatoki i cieśniny.

    Podczas I Międzynarodowej Konferencji Hydrograficznej w Londynie w 1919 roku, przy współpracy z Międzynarodowym Biurem Hydrograficznym w Monaco określono granice 4 oceanów: Atlantyckiego, Pacyficznego,Indyjskiego i Arktycznego (Północnego Lodowatego). Podczas II Międzynarodowego Kongresu Oceanograficznego w Moskwie, w 1966 roku, zaproponowano nazwać wody antarktyczne, rozciągające się od konwergencji antarktycznej do wybrzeży Antarktydy, Oceanem Południowym (powierzchnia ~68 mln km²). Na Kongresie Oceanograficznym w 2002 roku mianem Oceanu Południowego zaproponowano nazwać wody leżące pomiędzy 60°S a wybrzeżem Antarktydy (w tak przyjętych granicach powierzchnia Oceanu Południowego wynosi 20,3 mln km²). Obie te propozycje jak na razie nie zostały oficjalnie - przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monaco - uznane. W Polsce przyjmuje się podział Otto Krümmela, a Ocean Arktyczny (Północny Lodowaty) wlicza się jako Morze Arktyczne do Oceanu Atlantyckiego.

Główne dane morfometryczne oceanów [za:] Šamraev i Šiškina (1980)

Ocean	Powierzchnia [mln km^2]	Objętość wód [mln km^3]	Głębokość średnia [m]	Głębokość maksymalna [m]
Pacyficzny	178.68	707.1	3957	10.912 (Głębia Challenger, Rów Mariański)
Atlantycki	91.66	330.1	3602	8.530 (Głębia Milwaukee, Rów Puerto Rico)
Indyjski	76.17	284.6	3736	7.725 (Rów Jawajski)
Arktyczny	14.79	16.7	1131	5.441 (N część M. Czukockiego)
Wszechocean	361.30	1338.5	3704	10.912 (Głębia Challenger, Rów Mariański)

    Zachodnia granica Pacyfiku przebiega przez zachodnie wejście do Cieśniny Malacca, dalej wzdłuż wysp archipelagu Sunda (Sumatra, Jawa, Bali, Lombok, Sumbawa, Sawu, Roti), Timor, Tanimbar i Nowej Gwinei po Cieśninę Torresa (morza Timor i Arafura oraz Zatoka Karpentaria należą do O. Indyjskiego). Na południe od Australii granica biegnie przez zachodnie wejście do Cieśniny Bassa i dalej, na południe od Tasmanii, wzdłuż południka 146°55´E ku Antarktydzie. Północna granica Pacyfiku rozciąga się w Cieśninie Beringa wzdłuż linii Przylądek Dieżniewa - Przylądek Księcia Walii, a wschodnia - wzdłuż kontynentów Ameryki Północnej i Południowej oraz Cieśniny Drake'a (od Ziemi Ognistej do Antarktydy wzdłuż południka przylądka Horn - 067°16´W).

    Granicę między Oceanem Arktycznym (Północnym Lodowatym) a Oceanem Atlantyckim stanowią podmorskie wyniesienia dna i progi w cieśninach Davisa (między Ziemią Baffina i Grenlandią) i Duńskiej (od Cape Nansen na Grenlandii do Straumness w NW Islandii), a następnie od Gerpir (NE Islandia) przez Jan Mayen do Sorkappu (S Spitsbergen) i dalej przez Wyspę Niedźwiedzią do Przylądka Północnego (Nordkapp) w Norwegii. Do Morza Arktycznego zalicza się też Cieśninę i Zatokę Hudsona.

Granicę między oceanami Atlantyckim i Indyjskim stanowi południk 020°E - od Przylądka Igielnego (Agulhas) do Ziemi Królowej Maud na Antarktydzie.  

2. MORZA

    Część oceanu mniej lub bardziej wyraźnie oddzielona od jego pozostałej części brzegami kontynentów, wyspami lub wyniesieniami dna nazywa się morzem. Ze względu na utrudnioną wymianę wód z oceanem morza charakteryzują się odmiennym reżimem hydrologicznym (zasolenie, temperatura i gęstość wody, zawartość rozpuszczonych gazów, system cyrkulacji wód powierzchniowych, sezonowe rytmy zmian).

Ze względu na stopień odizolowania od wód oceanu i właściwości reżimu hydrologicznego wyróżnia się morza:

- śródziemne: międzykontynentalne i śródkontynentalne,
- przybrzeżne: półzamknięte i peryferyjne,
- międzywyspowe.

Morza śródziemne - otoczone są ze wszystkich stron lądami. Z oceanem lub innym morzem łączą je wąskie cieśniny. Utrudniona wymiana wód wywołuje powstanie zamkniętych cyrkulacji mas wodnych i odrębnych rozkładów zasolenia i temperatury wody.

Morza międzykontynentalne - otoczone są ze wszystkich stron lądami przynależnymi do różnych kontynentów. Związane są ze strefami aktywności sejsmicznej na granicy płyt kontynentalnych. Charakteryzują się dużą głębokością, a w ich dnie występują rowy oceaniczne i równiny abysalne. Wąskie i płytkie cieśniny łączące je z oceanem utrudniają wymianę wód, doprowadzając do znacznego zróżnicowania ustroju hydrologicznego. Do mórz tej grupy zalicza się morza: Śródziemne, Czerwone i Czarne.

Morze Śródziemne, o powierzchni 2.51 mln km² i objętości 3.60 mln km³, łączy z Atlantykiem Cieśnina Gibraltarska (szerokość od 7.6 do 11.3 Mm, głębokość na progu od 286 do 338 m). Średnia głębokość morza wynosi 1438 m, a maksymalna 5121 m (Rów Helleński - 36°32´N, 021°05´E). W rzeźbie dna wyróżnia się: wąski szelf, który w części zachodniej ma tylko do 10-25 Mm szerokości, stromy stok kontynentalny porozcinany podwodnymi kanionami, obszerne równiny abysalne (Basen Zachodni, Basen Wschodni) oddzielone od siebie progami (np. Cieśnina Sycylijska o głębokości około 400 m) i znajdujący się na przedłużeniu Półwyspu Apenińskiego Grzbiet Śródziemnomorski. Duże urozmaicenie linii brzegowej (Półwysep Apeniński czy Peloponez) i występowanie wielu wysp, zwłaszcza w części północnej i wschodniej oraz urozmaicenie rzeźby dna pozwalają na wydzielenie w obrębie Morza Śródziemnego wielu mórz pobocznych (Alborańskie, Balearskie, Liguryjskie, Tyrreńskie, Jońskie, Adriatyckie, Egejskie, Marmara). Dopływ rzeczny jest stosunkowo mały (około 430 km³/rok), natomiast parowanie bardzo duże (około 3130 km³/rok). Zasolenie wody powierzchniowej zmienia się od około 36.5 PSU w rejonie Cieśniny Gibraltarskiej do 41 PSU na E od Cypru.

Morze Czerwone, o powierzchni 460 tyś. km² i objętości wody 2.01 tyś. km³, łączy z Zatoką Adeńską i dalej Oceanem Indyjskim Bab el-Mandeb (j.arabski: bab - cieśnina) o minimalnej szerokości 14.3 Mm i głębokości na progu od 140 do 200 m. Średnia głębokość morza wynosi 437 m, a maksymalna 3039 m (19°35´N, 038°40´E). Charakterystyczny wydłużony kształt (długość - około 1080 Mm, szerokość - 81-162 Mm) wynika z położenia morza w dolinie ryftowej. Głębokość w osi ryftu sięga 2000-2500 m. Szelf jest bardzo wąski, a miejscami (Zatoka Akaba) nawet zanika. Linia brzegowa jest bardzo słabo rozwinięta. Zasolenie wody powierzchniowej zmienia się od około 36 PSU w rejonie Bab el-Mandeb do 43 PSU w Zatoce Akaba.

Morze Czarne o powierzchni 422 tyś. km² i objętości wód 555 tyś. km³ łączy z Morzem Marmara wąska (szerokość od 0.4 do 2 Mm) i długa na 16 Mm cieśnina Bosfor. Jej głębokość waha się od 27.5 do 121 m. Następna cieśnina - Dardanele - łączy Morze Marmara ze Śródziemnym. Morze Czarne rozciągnięte jest wzdłuż równoleżnika na 621 Mm, a wzdłuż południka od 142 do 313 Mm. Poza NW częścią morza szelf jest bardzo wąski, do 8.1 Mm, a miejscami w ogóle go brak. Średnia głębokość morza wynosi 1315 m, a maksymalna 2210 m (43°17´N, 038°28´E). Linia brzegowa silniej rozwinięta jest jedynie w części północnej. W wyniku dużych sezonowych zmian wielkości dopływu rzecznego zasolenie wody powierzchniowej podlega dużym zmianom sezonowym, zwłaszcza w NW części morza. Przy średnim zasoleniu 18.2 PSU, w strefie przybrzeżnej NW części morza zasolenie obniża się do 5-10 PSU.

Morza śródkontynentalne - leżą na płycie kontynentalnej i otoczone są lądem tego samego kontynentu, stąd też często nazywane są morzami szelfowymi. Są to morza stosunkowo płytkie. Z otwartym oceanem łączą je wąskie i płytkie cieśniny w dużym stopniu utrudniające wymianę wód. Ustrój hydrologiczny morza znajduje się pod silnym wpływem otaczającego lądu. Do mórz tej grupy zalicza się między innymi morza: Bałtyckie, Białe czy Azowskie.

Morze Bałtyckie z Północnym łączy się poprzez szereg długich, stosunkowo wąskich i płytkich cieśnin duńskich (Kattegat: 108 Mm długości, szerokość minimalna 68,9 Mm, głębokość średnia 23 m; Sund: 55 Mm długości, szerokość minimalna 1.84 Mm, głębokość min. na torze 8 m; Wielki Bełt: 65 Mm długości, szerokość minimalna 5.93 Mm, głębokość 18-26 m; Mały Bełt: 70 Mm długości, szerokość minimalna 0.32 Mm, głębokość 10-35 m). Powierzchnia morza wynosi 412.56 tyś. km², objętość wód 21.63 tyś. km³, średnia głębokość 52 m, a maksymalna 459 m (Głębia Landsort - 58°38´N, 018°04´E). Linia brzegowa tego morza jest mocno urozmaicona, z wieloma głęboko wciętymi w ląd zatokami (Botnicka, Fińska, Ryska, Gdańska). W dnie morza wyróżnia się kilka głębi rozdzielonych progami (Arkońska - 48 m, Bornholmska - 92 m, Gdańska - 112 m, Gotlandzka - 248 m, Alandzka - 335 m, Botnik Południowy - 293 m, Botnik Północny -156 m) i płycizn o niewielkich głębokościach (Ławica Odrzana - minimalna głębokość 6 m, Ławica Orla - 5 m, Ławica Środkowa - 13 m, Ławica Słupska - 8 m). Duży dopływ wód rzecznych (ponad 250 rzek - około 470 km³ wody rok) i opadowych (średnio 550 mm/rok) przy słabym parowaniu (185 mm/rok) i ograniczonej wymianie wód z Morzem Północnym powoduje znaczne wysłodzenie wody morskiej. Zasolenie wody powierzchniowej zmienia się od około 30 PSU w rejonie Skagen, 26-14 PSU w Kattegacie, 10-7 PSU w Bałtyku Południowym do 6-2 PSU w zatokach Botnickiej i Fińskiej.

Morze Białe z Morzem Barentsa łączy cieśnina Gorło (Gardło) o szerokości od 24.3 do 27.9 Mm i głębokości na progu (przy wejściu) około 20 m. Średnia głębokość morza wynosi 67 m, a maksymalna 350 m (66°28´N, 034°09´E). Powierzchnia morza wynosi 90.1 tyś. km², a objętość wód 6.0 tyś. km³. Do największych zatok należą: Kandałaksza, Oneska, Dwińska i Mezeńska. W dnie morza wyróżnia się szereg głębi, ławic i płycizn. Duży dopływ wód słodkich i niewielkie parowanie przyczyniają się do przestrzennego i czasowego zróżnicowania zasolenia. Zimą w części środkowej wynosi 27.5-28 PSU, a na północy 33-34 PSU. Po wiosennych wezbraniach rzek - w maju - zasolenie w zatokach spada do 10-19 PSU, w E częśći morza do 23 PSU, a w W części morza - 26-27 PSU.

Morze Azowskie o powierzchni około 37 tyś. km² i objętości wód 324 km³ łączy z Morzem Czarnym bardzo wąska (150 m) i płytka (3 m) Cieśnina Kerczeńska. Średnia głębokość morza wynosi 7.4 m, a maksymalna 14 m (46°08´N, 036°54´E). Północny brzeg tworzy szereg piaszczystych kos przechodzących w mielizny. Dno morza jest płaskie. Zasolenie w rejonie Cieśniny Kerczeńskiej wynosi 12-14 PSU i maleje do 2-4 PSUw wewnętrznej części Zatoki Taganroskiej.

Morza przybrzeżne - są częściowo ograniczone brzegami kontynentów. Od otwartego oceanu oddzielone są półwyspami, wyspami lub wyniesieniami dna. Leżą na szelfie lub szelfie i połogim stoku kontynentalnym. Ze względu na szerokie połączenie z otwartym oceanem obserwuje się w nich tylko niewielkie różnice ustroju hydrologicznego. Na system prądów morskich, rozkład zasolenia i temperatury wpływa zarówno kontynent jak i ocean. Według stopnia ograniczenia przez ląd wyróżnia się wśród nich morza półzamknięte i peryferyjne (w USA i Wielkiej Brytanii określa się je jako przybrzeżne i otwarte).

Morza półzamknięte - to morza przybrzeżne głęboko wcięte w ląd, odcięte od oceanu półwyspami lub łańcuchami wysp. Progi w cieśninach pomiędzy wyspami utrudniają wymianę wód. Głębsze wody tych mórz, poniżej głębokości najniższego progu, charakteryzuje duża jednorodność. Wynika to stąd, że baseny i głębie tych mórz wypełniają albo wody morza - ochładzające się zimą do temperatur niższych niż wody przyległego oceanu na głębokości najniższego progu, albo też wody oceaniczne - jeśli na głębokości najniższego progu mają temperaturę niższą niż powierzchniowe wody morskie zimą. Na system cyrkulacji wód oraz rozkład temperatury i zasolenia większy wpływ może mieć kontynent niż ocean. Do grupy mórz półzamkniętych zalicza się: Beringa, Japońskie, Karaibskie, Ochockie, Północne, Wschodniochińskie, Żółte, itd.

Morze Japońskie ma powierzchnię 1062 km². Objętość wód wynosi 1630.6 km³,  średnia głębokość 1535 m a maksymalna 3699 m (41°20´N, 137°42´E). Z oceanem i sąsiednimi morzami łączy się przez cieśniny: Tsugaru (Sangarska) o głębokości do 200 m, Koreańską (dzielącą się na część wschodnią - Cieśninę Cuszimską - o głębokości do 150 m i zachodnią - Cieśninę Browtona - o głębokości do 12.5 m) i La Perouse'a o głębokości 50 -118 m. W środkowej części morza rozciąga się głęboki basen, zwężający się i wypłycający ku północy. Morze Japońskie, będące głęboką niecką odseparowaną od Pacyfiku wysokimi progami cieśnin, charakteryzuje się więc swoistym reżimem hydrologicznym i cyrkulacją wód.

Morze Wschodniochińskie od NW graniczy z Morzem Żółtym, przez Cieśninę Tajwańską z Morzem Południowochińskim (o średniej głębokości 60m) i przez Cieśninę Koreańską z Morzem Japońskim. Od Pacyfiku oddziela je łańcuch Wysp Riukiu. Powierzchnia morza wynosi 752 tyś. km², a objętość 263 tyś. km³. Średnia głębokość osiąga 349 m, a maksymalna 2999 m (Rów Okinawa). W zachodniej części morza występuje szeroki i płytki szelf (150-166 m), a część wschodnią tworzy głębia (ponad 1000 m głębokości) ciągnąca się od Tajwanu do Kiusiu z Rowem Okinawa.

Morza peryferyjne - stanowią mniej lub bardziej otwarte części oceanu. Niezbyt głęboko wcinają się w ląd i są słabiej od mórz półzamkniętych oddzielone od oceanu półwyspami i wyspami. Wymiana wód między morzem a oceanem jest swobodna. Obserwuje się tylko niewielkie różnice ustroju hydrologicznego między morzem a oceanem. Do grupy tych mórz należą między innymi: Arabskie, Barentsa, Karskie, Łaptiewych, Norweskie, Grenlandzkie i morza oblewające Antarktydę (Weddella, Łazariewa, Riiser-Larsena, Kosmonautów, Mackenzie (Wspólnoty), Davisa, Mavsona, d'Urville'a, Somowa, Rossa, Amundsena, Bellingshausena).

Morza międzywyspowe - to części oceanu oddzielone od niego kręgiem wysp. Progi w cieśninach między wyspami tylko w niewielkim stopniu ograniczają wymianę wód. Warunki naturalne tych mórz są bardzo podobne do warunków naturalnych wód oceanicznych. Poniżej głębokości najniższego progu oddzielającego morze od oceanu w morzu zalegają wody oceaniczne o właściwościach charakterystycznych dla głębokości progu. W wodach powierzchniowych tych mórz może się wykształcić nieco odmienny od oceanicznych rozkład zasolenia i temperatury, oraz niezależny system cyrkulacji  wody. Do mórz tego typu zalicza się morza Archipelagu Indonezyjskiego: Banda, Celebes, Fidżi, Jawajskie, Sulu, itd.

Ze względu na cechy batymetryczne dzieli się morza na:

- płytkowodne,
- głębokowodne.

Morza płytkowodne, nazywane też szelfowymi, to morza o głębokościach do 200-500 m (np. Bałtyk, M. Żółte, M. Białe).

Morza głębokowodne obejmują nie tylko szelf ale i część skłonu kontynentalnego - stąd ich głębokości mogą przekraczać kilka kilometrów, na przykład morza Koralowe, Ochockie czy Beringa. W rzeźbie ich dna można wyróżnić głębokowodne baseny, grzbiety, progi, rozłamy czy rowy oceaniczne (np. Rów Kajmanów na Morzu Karaibskim).

3. ZATOKI 

    Część oceanu lub morza wcinająca się w ląd, gdzie głębokości w miarę zbliżania się do lądu maleją, nazywa się zatoką. Od strony oceanu lub morza granicę zatoki stanowi albo umowna linia łącząca sąsiednie przylądki albo linia równej głębokości (izobata). W zależności od kształtów, rozmiarów i pochodzenia zatoki określane są różnymi terminami.

    Ze względu na kształt i rozmiary w języku polskim używa się pojęcia zatoki, małej zatoki lub zatoczki. W języku angielskim funkcjonuje szereg terminów, pomiędzy którymi różnice w wielkości czy kształcie nie zawsze są w pełni jasne: gulf, bay, bight, inlet, cove.

Gulf - zatoka. Stanowi część oceanu lub morza dowolnie głęboko wciętą w ląd, czasami odgraniczoną od wód otwartych przylądkami lub wyspami. Zatoka taka jest oddzielona od morza cieśniną określaną najczęściej jako Strait. Według Glossary of Terms used on Admiralty Charts (1953) część odlądowa takiej zatoki jest szersza od jej części odmorskiej i to ją różni od bay. Na ogół charakteryzuje się swobodną wymianą wód z główną częścią morza lub oceanu. Pojęcie to najczęściej dotyczy największych zatok. Jako przykłady można wymienić Persian Gulf, Gulf of Bothia, Gulf of Carpentaria, Gulf of St.Lawrence, Gulf of Panama, Gulf of Ob (Obskaya Guba).

Bay - zatoka. Według Glossary of Terms used on Admiralty Charts (1953) pojęcie to oznacza większe lub mniejsze płynne wgięcie linii brzegowej. Jest to zatoka bardzo szeroka i słabo wcięta w ląd lub płytka, często będąca częścią zatoki określanej terminem gulf (na przykład Saronic Gulf - Phaleron Bay na Morzu Egejskim). Szerokość odmorskiej części takiej zatoki jest większa od jej głębokości wcięcia (Mariners Handbook, 1987). Jako przykłady wymienić można Bay of Bengal, Bay of Biscay, Kiel Bay = Kieler Bucht. Może to być również zatoka wyrażnie oddzielona od otwartego akwenu przylądkami, wyspami lub mierzejami i charakteryzować się swoistymi cechami reżimu hydrologicznego (A Glossary of Geographical Terms, 1961), na przykład: Chesapeake Bay, Delaware Bay, Bay of Fundy.

Bight - zatoka. Według Glossary of Terms used on Admiralty Charts (1953) jest to półokrągłe wgięcie linii brzegowej o dużej rozciągłości, ale nie przekraczające 90° łuku. Termin ten tłumaczy się również jako obszar między dwoma przylądkami, najczęściej płytkowodny i niegłęboko wcięty w ląd (np. Australian Bight, Bight of Benin and Biafra). Najczęściej, choć nie zawsze, jest to zatoka mniejsza od bay lub znajdująca się wewnątrz bay. Z kolei według innych autorów jest to zatoka większa od bay ale nie tak głęboko wcięta w ląd.

Inlet - mała zatoka, na ogół wąska, dość głęboka i silnie wcięta w ląd. Poboczna dla bay na obszarach górzystych uprzednio zlodowaconych. Pod względem genetycznym jest to fiord (lub jego odnoga), na przykład Ezcurra Inlet (Szetlandy Południowe) czy Cook Inlet (w N części Zatoki Alaska).

Cove - zatoczka. Niewielkie wgięcie linii brzegowej, najczęściej o stromych, urwistych brzegach, z wąskim wejściem, często o kształcie kolistym lub półkolistym. Jest to na ogół niegłeboka, powstała wskutek abrazji zatoczka o piaszczystej lub żwirowej plaży. W literaturze angielskiej jest to termin rzadko stosowany (np. Monsimet Cove w Ezcurra Inlet).

    Ze względu na genezę wyróżnia się zatoki określane terminami: fiord, fierd (fjard), ferd, estuarium, liman, laguna.

Fiord - wąska, głęboka zatoka, głęboko wcięta w ląd. Fiordy mają przeważnie strome, skaliste, równoległe brzegi. Duże nachylenie (zależne od rodzaju skał budujących brzeg: granity do 58°, gnejsy do 35°) charakteryzuje zarówno urwiste zbocza fiordów jak i ich podwodne stoki. Dno fiordów jest szerokie i łagodnie wklęsłe lub płaskie. Przekrój poprzeczny fiordów ma kształt litery "U" i jest bardzo podobny do dolin żłobowych. Profil podłużny fiordu ze względu na dużą liczbę zagłębień (basenów o przegłębieniach do kilkuset metrów) i progów jest nierówny. Niektóre fiordy mają ujściowe progi, nad którymi głębokości są niewielkie (rzędu kilkudziesięciu metrów). Długość fiordów może sięgać kilku - kilkust km (np. Sognefjord w Norwegii: 210 km długości, 3-5 km szerokości, maksymalna głębokość - 1308 m; Zatoka Scoresby we wschodniej Grenlandii: 320 km długości, 4-36 km szerokości, maksymalna głębokość - 1460 m; Cieśnina Chatam i Zatoka Linn w Kolumbii Brytyjskiej: 400 km długości, do 9 km szerokości, maksymalna głębokość - 883 m; Baker Fjord w Chile: 200 km długości, 8-12 km szerokości, maksymalna głębokość - 1244 m, Breaksea Sound na Nowej Zelandii: 25 km długości, 1-2 km szerokości, maksymalna głębokość - 527 m). Równoległość brzegów zachowana jest nawet przy ostrych skrętach zatoki głównej i zatok pobocznych (np. Hardangerfjord i Nordfjord w Norwegii). Fiordy mają na ogół złożoną erozyjno-tektoniczno-glacjalną genezę i powstają w wyniku zalania przez morze dolin żłobowych. Występują na wybrzeżach Norwegii, Islandii, Grenlandii, S Alaski, NW Kanady,  SW Chile, S Nowej Zelandii. Ze względu na wąskie wejścia do fiordów ograniczane często przez archipelagi wysp, stosunkowo mało miejsca na manewry wewnątrz zatoki, kłopoty z kotwiczeniem (ze względu na bardzo duże głębokości), problemy z określeniem pozycji (metodami nawigacji terrestrycznej) i występujące okresowo bardzo silne wiatry spadowe i dolinne - zatoki typu fiordu są bardzo trudne pod względem nawigacyjnym.

Fierd (fjard) - wąska i długa zatoka powstała w wyniku zalania przez morze płytkich dolin lodowcowych rozczłonkowujących niewysokie góry lub wyżyny. Brzegi strome ale niższe niż w fiordach. Równoległość brzegów znacznie słabsza, w przebiegu linii brzegowej zaznacza się szereg mniejszych i większych wgięć. W porównaniu do fiordów, głębokości w fierdach sa  mniejsze. W dnie zaznacza się szereg progów i obniżeń. W obrębie fierdów występuje szereg mniejszych wysp, wysepek i skał. Dno kamieniosto-piaszczysto-mułowe. Występują na wybrzeżach południowej Norwegii (np. Oslofjord), wyżynnej części Szwecji, Szkocji. W języku niemieckim używa się terminu Fjeld, franscuskim - fjelle, szkockim - loch, szwedzkim - fjärd.

Ferd - płytka zatoka powstała wskutek zalania morzem czwartorzędowych dolin lodowcowych i lodowcowo-rzecznych wyżłobionych wśród falistych obszarów wysoczyzn morenowych. Występują na wschodnich wybrzeżach Jutlandii, na wybrzeżach Schlezwiku (np. Eckernförder Bucht, Kieler Förde), Rugii (np. Tromper Wiek), Meklemburgii (np. Greifswalder Bodden), w okolicach Nowego Jorku. W języku niemieckim nazywane förden lub bodden, norweskim - fördes.

Estuarium - rozszerzające się ku morzu, na ogół wąskie, ujście rzeki, powstające na wybrzeżach o dużej różnicy pływów. W ujściach dużych rzek prędkości prądów odpływu, sumując się z prądami rzecznymi, są większe niż prędkości prądów odpływu. W takich warunkach prądy odpływu nie tylko wynoszą materiał przynoszony do ujścia w czasie przypływów, ale także erodują dno zatoki. W rezultacie w ujściu rzeki zaznacza się deficyt osadów, co pociąga za sobą nasilenie erozyjnej działalności prądu rzecznego i abrazji brzegów. Najsilniejsza abrazja zachodzi przy samym ujściu rzeki i maleje w miarę przesuwania się w głąb rzeki. Z tego powodu ujście takiej rzeki ma kształt lejkowaty. Estuarium cechuje się zmiennym zasoleniem, licznymi mieliznami i osuchami. W języku szkockim takie zatoki nazywane są - firth, francuskim - estuarie, kiszpańskim - rio (np. Rio de la Plata, Firth of Forth, Yangtze Estuary).

Liman - wydłużona zatoka powstała w wyniku ingresji (zalania) morza w głęboką dolinę rzeczną tnącą przybrzeżne równiny zbudowane z luźnych utworów, łatwo podlegających niszczeniu. W profilu podłużnym głębokości wzrastają od lądu do środkowej części limanu, a następnie zmniejszają się ku jego ujściu, które często jest przegrodzone kosami (np. Liman Diestru) lub mierzejami (np. Liman Tiligulski koło Odessy). Występują na wybrzeżach mórz Czarnego i Azowskiego. Wody limanów są słonawe (S < 25 PSU) lub słone.

Laguna - płytka zatoka oddzielona od otwartego morza piaszczystą barierą określaną: lido, barem (ang. sandbar), kosą, mierzeją. Może to być również akwen płytkiej spokojnej wody wewnątrz atolu oddzielony od otwartego morza rafą koralową. W języku angielskim używa się terminu - lagoon, francuskim - lagune, włoskim - laguna.

4. CIEŚNINY

    Stosunkowo wąskie części morza (oceanu) rozciągające się pomiędzy dwoma fragmentami lądu i łączące morza (oceany) i ich części między sobą noszą nazwę cieśnin. Mogą one mieć różne rozmiary (najszersza i najgłębsza - Cieśnina Drake'a - 481 Mm, 5248 m, najdłuższa - Kanał Mozambicki - 950 Mm). Geneza cieśnin jest różnorodna. Jedne powstawały w rezultacie ruchów izostatycznych (wynoszących lub obniżających), inne jako wynik działalności wulkanów (wyspy wulkaniczne), procesów falowych: abrazji (niszczenia przez fale mniej wytrzymałych skał wybrzeża) i akumulacji (laguny), jeszcze inne w efekcie działalności lodowców.

Klasyfikację cieśnin można przeprowadzić ze względu na znaczenie geograficzne, kształt i głębokość czy właściwości reżimu hydrologicznego.

Ze względu na znaczenie geograficzne wyróżnić można:

    - cieśniny łączące ze sobą oceany (np. C. Drake'a), morza (np. Bosfor), morza i oceany (np. C. Gibraltarska),
    - cieśniny oddzielające wyspy lub archipelagi od kontynentów lub innych wysp (np. Kanał Mozambicki, C. Wilkickiego),
    - cieśniny rozdzielające archipelagi lub oddzielne wyspy (np. Matoczkin Szar, Cieśnina La Perousse'a, Cieśnina Cooka).

Osobliwości reżimu hydrologicznego pozwalają podzielić cieśniny na takie, w których:

    - w wyniku różnic gęstości wód w sąsiednich zbiornikach wodnych obserwuje się dwa przeciwnie skierowane prądy płynące jeden nad drugim (np. cieśniny duńskie: prąd powierzchniowy - wysłodzona woda bałtycka, prąd głębinowy - zasolona woda z Morza Północnego),
    - obserwuje się dwa powierzchniowe prądy płynące w przeciwnych kierunkach (np. Cieśnina Duńska - ciepły Prąd Wschodnioislandzki i zimny Prąd Wschodniogrenlandzki),
    - w wyniku różnicy poziomu wód w sąsiednich zbiornikach wody wykształca się jednokierunkowy przepływ wody (np. Cieśnina Florydzka - Prąd Florydzki),
    - kierunek ruchu wód zmienia się w zależności od kierunku wiatru (np. Cieśnina Kerczeńska),
    - wymiana wód odbywa się pod przeważającym wpływem prądów pływowych (np. Cieśnina Kaletańska).

Zależność między przebiegiem struktur tektonicznych i ogólnym kierunkiem cieśnin pozwala podzielić je na:

    - podłużne - wyciągnięte wzdłuż brzegów równoległych do przybrzeżnych grzbietów górskich (np. cieśniny wzdłuż wschodniego wybrzeża Morza Adriatyckiego) - są długie, głębokie i stosunkowo szerokie,

- poprzeczne - przecinające grzbiety górskie i struktury osadów pod kątem zbliżonym do prostego (np. Matoczkin Szar, Cieśnina Cooka - pomiędzy północną i południową wyspami Nowej Zelandii, Cieśnina Sunda - pomiędzy Sumatrą i Jawą) - są krótkie i stosunkowo wąskie,

  - neutralne - położone pomiędzy wyspami, bez wyraźnego związku osi cieśniny z kierunkiem rozciągnięcia grzbietów górskich (np. cieśniny pomiędzy wyspami Morza Egejskiego) - określane najczęściej jako: przejścia (strait) lub kanały nadające się do żeglugi (passage).

Ze względu na kształt i rozmiary cieśnin w języku angielskim używa się różnych terminów:

Channel - cieśnina, kanał lub odnoga morska. Łączy dwa duże obszary wodne (np. morza). Jest długa, szeroka i głęboka. Przykładem są: Mozambique Channel - Kanał Mozambicki - (długość 950 Mm, najmniejsza szerokość 228 Mm, najmniejsza głębokość na torze 117 m), English Channel - La Manche - Kanał Angielski (długość 312 Mm, szerokość od 135 do 17.3 Mm, minimalna głębokość na torze 23 m), Kattegat czy Bristol Channel.

Strait - cieśnina. Stosunkowo wąskie, krótkie i głębokie przejście łączące dwa morza lub duże obszary wodne (na ogół mniejsza od channel). Jako przykłady można podać: Strait of Dover - Cieśnina Kaletańska (długość 20 Mm, najmniejsza szerokość 17.3 Mm, głębokość od 21 do 64 m), Cabot Strait (między Nową Funlandią a Nową Szkocją, długość 105 Mm, najmniejsza szerokość 58 Mm, minimalna głębokość na torze 101 m), Bass Strait (między Tasmanią a Australią, długość 265 Mm, szerokość do 155 Mm, najmniejsza szerokość 51 m).

Sound - cieśnina. Nazwa pochodzi od skandynawskiego słowa sund. Jest to długie przejście łączące dwa duże obszary wodne, zbyt szerokie i długie aby nazwać je "strait" i zbyt płytkie aby nazwać je "channel". Najczęściej odnosi się do przejścia pomiędzy podłużnymi wyspami równoległymi do lądu. Pojęcie to używane jest również w odniesieniu do dłuższego i stosunkowo wąskiego przesmyku łączącego szerokie jezioro z morzem lub też w odniesieniu do zatoki czy odnogi morza (np. Sound - Sund - cieśnina między Skanią i Zelandią, Breton Sound - obszar wodny między wschodnią i północną odnogą Mississipi, Falkland Sound - przesmyk między Wyspami Falklandskimi, Hornsund - zatoka na Spitsbergenie, Pamlico Sound - laguna na wschodnim wybrzeżu USA).

Passage - przesmyk, cieśnina, przejście - najczęściej między wyspami lub rafami (kanał nadający się do żeglugi), rzadziej między kontynentem a wyspą. Przykładami mogą być: Mona Passage pomiędzy Puerto Rico a Haiti, Passage du Vent (Windward Passage) - Cieśnina Zawietrzna - pomiędzy Kubą a Haiti czy Unimak Passage. W języku duńskim przesmyk w postaci stosunkowo wąskiego szlaku wodnego nosi nazwę "belt" (duński - Store Belt, angielski Great Belt czy polski Wielki Bełt).

Narrows - przesmyk, cieśnina. Nadające się do żeglugi, wąskie (na ogół niewielkie) przejście między małymi wyspami lub dwoma większymi akwenami wodnymi (np. Narrows of New York harbour).

Firth - przesmyk, cieśnina, zatoka. Termin ten pochodzi z języka staroszkockiego i oznacza odnogę morską, zatokę typu estuarium (np. Firth of Forth czy Firth of Clyde) lub rzadziej szerokie przejście morskie (np. Pentland Firth pomiędzy Orkadami a Szkocją).

Mouth - cieśnina, częściej przewężenie w ujściu rzeki do większego zbiornika wodnego (morza lub oceanu). Przykładem cieśniny pomiędzy Trynidadem a Ameryką Południową (Sarpiente Mouth - Cieśnina Żmij, Dragons Mouth - Cieśnina Smoków).

OSADY DENNE

Osad leżący na powierzchni dna to osad denny. Pierwsza próba klasyfikacji osadów dennych podjęta została przez Johna Murraya w czasie opracowywania  prób osadów pobranych podczas ekspedycji HMS "Challenger" w latach 1872-1875. Od tego czasu doskonalono zarówno metody poboru prób osadów z dna jak i tworzono różne klasyfikacje tych osadów. Klasyfikować je można według różnych cech:

1 - składu granulometrycznego - rozmiarów cząstek,
2 - pochodzenia substancji tworzących osad,
3 - cech środowiska, w którym następowała akumulacja osadów,
4 - cech środowiska sedymentacji,
5 - wieku akumulacji osadów.

1. Skład mechaniczny osadów dennych

     to podział osadów (gruntów) według rozmiarów ziaren i cząstek (ziarna mają wymiary > 0.05 mm, cząstki < 0.05 mm), czyli frakcji, na: kamienie, żwiry, piaski, pyły i iły. Podstawą klasyfikacji jest procentowa zawartość poszczególnych frakcji w danym osadzie i ich wzajemny stosunek. W naturze rzadko kiedy występują osady monofrakcyjne, to znaczy ziarna mieszczące się w jednym przedziale frakcji. Osady denne przeważnie stanowią mieszaninę kilku frakcji. Stosuje się wtedy określenia mieszane. O nazwie osadu decyduje frakcja główna, czyli frakcja o przeważającej masie w danym osadzie. Frakcję drugorzędną wymienia się wtedy, gdy może mieć to wpływ na właściwości osadu, np.: żwir piaszczysty, piasek z kamieniami. Osady z dużą zawartością frakcji pyłowej nazywa się mułami (ang. mud), i tak piasek zawierający frakcję pylastą nazywa się piaskiem mulistym, pył z domieszką piasku - mułem piaszczystym. Mieszanina wszystkich frakcji, od kamieni przez otoczaki, żwiry, piaski, pyły i iły nazywana jest gliną.

     W Polsce, w latach 1986-2006, obowiązywała klasyfikacja gruntów (osadów) według normy PN-86/B-02480. Obecnie obowiązują normy międzynarodowe opracowane przez CEN (Comite Europeen de Normalisation) w latach 2002 i 2004 (EN ISO 14688-1:2002 oraz EN ISO 14688-2:2004). Ich odpowiedniki w języku polskim zostały opublikowane w 2006 r. (PN-EN ISO 14688-1:2006 oraz PN-EN ISO 14688-2:2006) i od czerwca 2006 roku stały się obowiązujące.

Frakcje gruntów (osadów) według PN-86/B-02480 (1986)

Nazwa frakcji	Wymiar ziarn i cząstek [mm]
kamienie (głazy, kamienie, otoczaki)	> 40
żwiry  (grube, średnie i drobne)	2.000 - 40.00
piaski (grube, średnie i drobne)	0.050 -   2.00
pyły	0.002 -   0.05
iły	<= 0.002

Skład mechaniczny gruntów (osadów) według normy PN-EN ISO 14688-1 (2006)

Osad	Nazwa frakcji	Sediment	Symbol	Wymiary cząstek [mm]
bardzo gruboziarnisty	duże głazy	large boulders	LBo	> 630
	głazy	boulders	Bo	200 - 630
	kamienie	cobbles	Co	63 - 200
gruboziarnisty	żwir	gravel	Gr
	żwir gruby	coarse gravel	CGr	20.0 - 63.0
	żwir średni	medium gravel	MGr	6.3 - 20.0
	żwir drobny	fine gravel	FGr	2.0 -   6.3
	piasek	sand	Sa
	piasek gruby	coarse sand	CSa	0.630 - 2.00
	piasek średni	medium sand	MSa	0.200 - 0.63
	piasek drobny	fine sand	FSa	0.063 - 0.20
drobnoziarnisty	pył	silt	Si
	pył gruby	coarse silt	CSi	0.0200 - 0.0630
	pył średni	medium silt	MSi	0.0063 - 0.0200
	pył drobny	fine silt	FSi	0.0020 - 0.0063
	ił	clay	Cl	<= 0.002

Polskie nazwy gruntów (osadów) i procentowa zawartość frakcji według normy PN-EN ISO 14668-2 (2006)

Rodzaj gruntu	Symbol	frakcja  ilasta	frakcja   pylasta	frakcja   piaszczysta	frakcja    żwirowa
żwir	Gr	do 3	0 - 15	0 - 20	80 - 100
żwir piaszczysty	saGr	do 3	0 - 15	20 - 50	50 - 80
piasek że żwirem (pospółka)	grSa	do 3	0 - 15	50 - 80	20 - 50
piasek drobny	FSa	do 3	0 - 15	85 - 100	0 - 20
piasek średni	MSa	do 3	0 - 15	85 - 100	0 - 20
piasek gruby	CSa	do 3	0 - 15	85 - 100	0 - 20
żwir pylasty	siGr	do 3	15 - 40	0 - 20	40 - 85
żwir ilasty (pospółka ilasta)	clGr	do 3	15 - 40	0 - 20	40 - 85
żwir pylasto piaszczysty	sasiGr	do 3	15 - 40	20 - 45	40 - 65
żwir piaszczysto-ilasty (pospółka ilasta)	sisaGr	do 3	15 - 40	20 - 45	40 - 65
piasek pylasty ze żwirem	grsiSa  grclSa	do 3	15 - 40	40 - 65	20 - 40
piasek zapylony (zailony)	siSa  clSa	do 3	15 - 40	40 - 85	0 - 20
żwir ilasty	grSi  grclSi	0 - 8	40 - 80	0 - 20	20 - 60
pył ze żwirem	siGr	0 - 8	40 - 80	0 - 20	20 - 60
glina pylasta	saclSi	8 - 17	33 - 72	20 - 60	20 - 60
glina ilasta	sasiCl	8 - 31	25 - 65	20 - 60	20 - 60
pył	Si	0 - 10	72 - 100	0 - 20	0 - 20
pył ilasty	clSi	8 - 20	65 - 90	0 - 20	0 - 20
ił	Cl	25 - 60	0 - 60	0 - 40	0 - 40
ił pylasty	siCl	20 - 40	48 - 80	0 - 20	0 - 20

W wielu krajach anglosaskich przy charakteryzowaniu uziarnienia osadów klastycznych (okruchowych) stosuje się klasyfikacje Friedmana (1979) lub Uddena (1914) i Wentwortha (1922):

Podział osadów klastycznych na podstawie uziarnienia według skali Friedmana oraz  Uddena i Wentwortha

Skala Friedmana	Średnica cząstek	Skala Uddena i Wentwortha
boulders  (głazy, kamienie)
very large	> 2048  mm	cobbles
large	1024 - 2048  mm	cobbles
medium	512 - 1024  mm	cobbles
small	256 -   512  mm	cobbles
cobbles  (otoczaki, głaziki)
large	128 - 256  mm	cobbles
small	64 - 128  mm	cobbles
pebbles  (żwir)
very coarse	32 - 64  mm	pebbles
coarse	16 - 32  mm	pebbles
medium	8 - 16  mm	pebbles
fine	4 -   8  mm	pebbles
very fine	2 -   4  mm	granules
sand  (piasek)
very coarse	1.000 - 2.000 mm	very coarse sand
coarse	0.500 - 1.000 mm	coarse sand
medium	0.250 - 0.500 mm	medium sans
fine	0.125 - 0.250 mm	fine sand
very fine	0.063 - 0.125 mm	very fine sand
silt  (pył)
very coarse	0.031 - 0.063 mm	silt
coarse	0.016 - 0.031 mm	silt
medium	0.008 - 0.016 mm	silt
fine	0.004 - 0.008 mm	silt
very fine	0.002 - 0.004 mm	clay
clay  (ił)	< 0.002 mm	clay

    

Z punktu widzenia żeglugi największe znaczenie ma znajomość osadów dennych występujących na obszarach płytkowodnych gdyż granulometria osadów, oprócz głębokości, określa możliwość i pewność kotwiczenia statku. Kotwica najlepiej trzyma w osadach piaszczystych i pyłowych (piaski drobne i średnie, piasek mulisty, muł piaszczysty, glina, gęsty muł), znacznie gorzej w osadach ilastych i żwirowych, zdecydowanie słabo na dnie kamienistym (gruby żwir, otoczaki), a wcale nie trzyma na dnie skalistym (rafy koralowe, lawa wulkaniczna, duże kamienie, głazy i bloki).

W wypadku awarii - wejścia na mieliznę - rodzaj osadu dennego określa przebieg akcji ratowniczej. Gdy statek osiądzie na dnie mulistym, to można próbować ściągnąć go "na siłę". W dnie piaszczystym można wypłukać rynnę pod statkiem. Natomiast gdy statek osiądzie na dnie kamienistym lub żwirowym to w celu osiągnięcia przez statek pływalności trzeba go odładować.
     Z tych względów informacje o rodzaju osadów wyścielających dno przedstawiane są na mapach nawigacyjnych za pomocą odpowiednich skrótów literowych. W odniesieniu do map wydawanych przez admiralicję brytyjską omówione są one w wydawnictwie: "Symbols and Abbreviations used on Admiralty Charts", map wydawanych przez służby amerykańskie - NOAA Nautical Chart Symbols, Abbreviations and Terms. Polskie objaśnienia skrótów literowych rodzajów osadów dennych znajdują się między innymi w Vademecum nawigatora (Wróbel, 1992 i nowsze wydania).  

2. Pochodzenie substancji tworzących osad denny

Ze względu na genezę substancji tworzących osad denny wyróżnia się osady terygeniczne, biogeniczne, chemogeniczne (hydrogeniczne), piroklastyczne (wulkaniczne) i kosmogeniczne.

Osady terygeniczne (litogeniczne), to prodkukty (różnej wielkości okruchy mineralne) wietrzenia (erozji) skał budujących ląd, które do mórz i oceanów przynoszone są przez rzeki, wiatr i lodowce. Bardzo dużą rolę w niszczeniu skał lądu i płytkich partii szelfu odgrywa abrazja, czyli niszczenie brzegów i płytkich partii dna przez falowanie. Substancje terygeniczne osadzane są głównie w pobliżu lądu, i to tym bliżej, im grubsze są ziarna, z których dany osad jest zbudowany.

Osady biogeniczne, to osady zawierające ponad 30% materiału organogenicznego w osadzie. Tworzą się ze szkieletów lub pancerzy zwierząt morskich i roślin bytujących w wodzie. Osady biogeniczne można podzielić na węglanowe i krzemionkowe.

- osady węglanowe (> 30% CaCo3) tworzą się do głębokości 4400 m (głębokość kompensacji węglanu wapnia - głębokość, na której ilość dopływających elementów wapiennych jest zrównoważona przez tempo ich rozpuszczania), głównie w płytkich morzach szelfowych, we wszystkich szerokościach geograficznych, lecz najintensywniej w strefie klimatu tropikalnego i subtropikalnego (gdyż wyższa temperatura zwiększa przyswajalność wapnia przez organizmy tworzące wapienne pancerzyki), w warunkach słabej dostawy materiału terrygenicznego. Główną rolę w tworzeniu tych osadów odgrywają niektóre grupy glonów i pierwotniaków (otwornice), ramienionogi, koralowce, szkarłupnie, mszywioły, mięczaki (małże i ślimaki). Wytrącanie węglanu wapnia (CaCO3) z jednej strony odbywa się wewnątrz organizmów, które budują mineralne szkielety (np. muszle), z drugiej zaś jest efektem ich metabolizmu, który zmienia środowisko geochemiczne. Wchłanianie dwutlenku węgla (CO2) przez glony w procesie fotosyntezy, zarówno te, które zasiedlają dno morza jak i fitoplankton, powoduje strącanie minerałów:

- muły otwornicowe - tworzą otwornice pelagiczne (Foraminiferida), głównie pierwotniaki Globigerina - bytujące w strefie do 200 m głębokości przy normalnym zasoleniu wody morskiej. Tego rodzaju osady pokrywają około 126 mln km² dna Wszechoceanu,
- muły kokolitowe - tworzą wiciowce roślinne (Coccolithophoraceae) - posiadające zdolność wytwarzania elementów wapiennych,

- muły pteropodowe - tworzą mięczaki skrzydłonogie (Pteropda) - ślimaki o skorupkach z aragonitu. Osady te pokrywają około 2.7 mln km² dna Wszechoceanu,
- rafy koralowe (w efekcie ich kruszenia tworzy się piasek wapienny) - tworzą szkielety koralowców (Anthozoa), glony wapienne (krasnorosty z grupy Lithotamnium), gąbki wapienne (Calcarea), szkarłupnie, mszywioły. Powstają w strefie eufotycznej, w ciepłych (Tw > 18°C) i słonych wodach;

- osady krzemionkowe (> 30% SiO2) tworzą się przeważnie w wodach chłodnych. Główną rolę w tworzeniu tych osadów odgrywają okrzemki, radiolarie, wiciowce krzemionkowe oraz w płytkich wodach - szkielety gąbek:

- muły okrzemkowe (muły diatomowe) - tworzą skorupki glonów jednokomórkowych - okrzemek (Diatomeae). Żyją one w wodach zimnych, do których dociera światło (do 200 m). Muły diatomowe pokrywają około 32 mln km² dna Wszechoceanu, występują głównie w strefie antarktycznej (w odległości od 600 do 1800 km od wybrzeży Antarktydy), wyściełają dno mórz Ochockiego i Beringa. Muły te pokrywają przeważnie obniżenia dna i składają się w około 80% z pancerzyków okrzemek znoszonych przez prądy.

- muły radiolariowe - złożone są głównie ze szkieletów promienic (Radiolaria). Promienice żyją wyłącznie w planktonie mórz o dużym zasoleniu, zasiedlając wszystkie warstwy wód do głębokości 5 tysięcy metrów. Muły radiolariowe pokrywają około 5.4 mln km² dna Wszechoceanu, występują głównie w strefie tropikalnej Pacyfiku i Oceanu Indyjskiego, gromadząc się w obrębie równi abysalnych, na głębokościach do 6500 m.

Osady chemogeniczne (hydrogeniczne), powstają w wyniku wytrącania się substancji rozpuszczonych w wodzie morskiej lub przemian już istniejącego materiału. Do osadów chemogenicznych należą m.in. osady węglanowe (aragonit, kalcyt, dolomit), fosforyty, glaukonit, konkrecje żelazowo-manganowe (nodule, buły), ił czerwony (abysalny).

- ił abysalny (głębinowy,czerwony lub brunatny) - występuje na głębokościach poniżej 4000 m, w obszarach o bardzo powolnej sedymentacji (w tempie około 1 mm na 1000 lat), tam gdzie nie docierają prądy zawiesinowe, a cząstki przez wiele lat są zawieszone w wodzie. Ił abysalny (średnica < 0.002 mm) tworzą w przeważającej mierze cząstki czterech minerałów ilastych: chlorytu, illitu, kaolinitu i montmorillonitu, z mineralną inkrustacją (nalotem tlenków żelaza) dającą brunatno-czerwoną barwę. Jako domieszka może występować frakcja pyłowa kwarcu i materiału wulkanicznego oraz szczątki szkieletów ryb. Ił abysalny pokrywa około 102 mln km² dna Wszechoceanu;

- osady węglanowe (aragonit - CaCo3, kalcyt - CaCo3, dolomit - CaMg(CO3)2) - powstają drogą precypitacji (wytrącania) fizykochemicznej w wodach o małej zawartości CO2 (tam gdzie fotosynteza zachodzi w tempie usuwającym znaczne ilości CO2 z wody - czyli w wodach ciepłych o dużej produktywności roślinnej). Współcześnie powstają m.in. w rejonie Ławic Bahamskich, Wielkiej Rafy Barierowej, Zatoce Perskiej.

- glaukonit - zaliczany jest do minerałów ilastych, jest to uwodorniony glinokrzemian potasu, żelaza, magnezu i glinu - powstający w niezbyt głębokim morzu wydatnie zasilanym zawiesiną ilastą z lądu. Jest produktem halmyrolizy, czyli podmorskiego wietrzenia spowodowanego działaniem słonej wody i związków chemicznych pochodzących z rozkładających się szczątków organicznych w warunkach niedostatku tlenu i przy obecności siarkowodoru. Przeważnie występuje w postaci drobnych, okrągławych ziaren o średnicy dochodzącej do 1.5-2.0 mm na szelfie i skłonie kontynentalnym, do głębokości około 1000 m;

- fosforyty - powstają z: (1) - nagromadzenia szczątków zwierzęcych (fosforan wapnia w muszlach i szkieletach kręgowców, ramienionogów, planktonu) bądź też (2) - w wyniku wytrącania fosforanu wapnia z wody morskiej. Nagromadzanie się fosforu w osadach morskich może następować w strefie ścierania się zimnych i ciepłych prądów morskich, co powoduje masową śmierć organizmów nie przystosowanych do nagłych zmian temperatury środowiska. Ich szczątki gromadzą się na dnie. Substancje organiczne zawarte w tych szczątkach ulegają rozkładowi dostarczając związków amonowych i CO2, które rozpuszczają fosforany zawarte w częściach kostnych dostarczając fosforanu amonowego, który z kolei reagując z CaCO3 zawartym w osadzie daje fosforan wapnia. Na głębokościach 400-1000 m stężenie CO2 jest na tyle duże, że fosforany mogą znajdować się w roztworze. Gdy wody te zostaną wyniesione na mniejsze głębokości (upwelling), w strefę mniejszego ciśnienia cząsteczkowego CO2, następuje wytrącanie najpierw CaCO3 a następnie fosforanów wapnia. Procesy takie obserwowane są np. w pobliżu południowych wybrzeży Afryki, wzdłuż wybrzeży Peru i Chile, na podwodnych górach na SW Pacyfiku;

- konkrecje żelazowo-manganowe występują w postaci czarnych lub brązowych buł (noduli) o średnicach od 1 do 10 cm. Najczęściej są rozrzucone na dnie lub częściowo zagrzebane w osadzie. Stanowią efekt krystalizacji tlenków manganu, żelaza, niklu, kobaltu i miedzi wokół jakiegoś twardego obiektu (np. muszli) w wodach dobrze natlenionych. Konkrecje spoczywające na powierzchni osadu wchodzą w reakcje chemiczne z wodą morską i ich naskorupienia wzbogacone są w żelazo i kobalt. Naskorupienia konkrecji zagrzebanych - wchodzących w reakcje zarówno z wodą jaki i osadem - wzbogacone są przez mangan i miedź. Przyrost konkrecji jest bardzo wolny - od 1 do 10 mm na 1 mln lat. Konkrecje najczęściej występują na obszarach o wolnej depozycji innych osadów.

Osady wulkanogeniczne (piroklastyczne) - powstają w oceanach w wyniku działalności wulkanów na obszarach głębokowodnych i płytkowodnych. Materiał wulkaniczny dostarczony do oceanu jest w procesach transportu sortowany i rozdrabniany. W przewadze są to piaski, rzadziej muły. Wśród osadów pelagicznych lokalnie występują wkładki materiału gruboziarnistego.

Osady kosmogeniczne - to pył kosmiczny i szczątki meteorytów opadające do Wszechoceanu, najczęściej sferule magnetyczne o dużej zawartości żelaza nie przekraczające 0.2 mm średnicy i bogate w krzemionkę tektyty, które tworzą się w procesie spalania meteorytów w atmosferze ziemskiej.

Szacuje się, że w ciągu roku do mórz i oceanów dostaje się około 26.5 mld ton materiału osadowego. Największy udział mają osady terrygeniczne (około 23 mld ton, z czego najwięcej materiału przynoszą rzeki - 18.5 mld ton, transport eoliczny - 1.99 mld ton, lodowce - 1.48 mld ton, procesy abrazyjne - 1 mld ton). Dostawa materiału biogenicznego szacowana jest na 1.8 mld ton, wulkanicznego - 1.7 mld ton, kosmogenicznego - 0.01 mld ton.

GEOMORFOLOGIA BRZEGÓW MORSKICH

• Diagram Hjulstroma

• Formy dna płytkowodzia

• Klasyfikacja wybrzeży morskich

Diagram Hjulströma

     Osad litogeniczny pochodzący z rozmywania brzegów czy też wnoszony do mórz i oceanów przez rzeki albo osiada w pobliżu brzegu, albo jest roznoszony na szelfie przez prądy lub też transportowany jest poza szelf, do basenu głębokiego oceanu. Największa część transportu osadu w oceanie przypada na prądy przybrzeżne. Pomiędzy wielkością ziaren a prędkościami przepływu wody, przy których ziarna o różnej wielkości są wyruszane z dna, transportowane (toczenie/wleczenie, suspensja) i deponowane (akumulowane) istnieją zależności opisane krzywymi Hjulströma (Filip Hjulström (1902-1982), szwedzki geograf, prof. Uniwersytetu w Uppsali).

Dopóki prędkość przepływu wody (mierzona 1 m nad dnem) nie osiągnie prędkości erozyjnej (poruszającej), materiał denny nie podlega żadnym przemieszczeniom. Po przekroczeniu tej prędkości następuje ruch materiału dennego, przy czym do poderwania cząstki potrzebna jest prędkość znacznie większa niż do jej dalszego transportowania. Uruchamianie okrucha następuje przy prędkości zależnej od jego wielkości, kształtu i chropowatości. Prędkości potrzebne do poderwania okrucha można odczytać z diagramu Hjulströma. W procesie podrywania dużą rolę odgrywają wiry i zawirowania o ruchu wstępującym. Prędkość potrzebna do dalszego przemieszczania - toczenia i unoszenia - nosi nazwę prędkości transportowej. Prędkość przepływu wody, przy której materiał zaczyna opadać wyznacza w diagramie Hjulströma krzywa depozycji. Prędkość opadania zależy od ciężaru i wymiarów opadających ziaren i cząsteczek oraz ciężaru właściwego wody, przyspieszenia ziemskiego i współczynnika lepkości (równanie Stokesa).

Diagram Hjulströma (1935)

     Obserwując krzywą oddzielającą w diagramie Hjulströma proces erozji od transportu można zauważyć, że najniższe prędkości przepływu (15-18 cm/s) potrzebne są by erodować (wyrywać z dna) ziarna piasku drobnego i średniego (o średnicach 0.1-0.4 mm). Zarówno do erozji ziaren większych od piasku, jak i cząstek od niego mniejszych, potrzebne są znacznie większe prędkości.

Aby wyruszyć z dna ziarna żwiru drobnego prędkość przepływu musi sięgać 45-70 cm/s, żwiru średniego - około 70-170 cm/s, żwiru grubego - około 180-250 cm/s, otoczaków - około 250-300 cm/s, a kamieni - przekraczać 300 cm/s. Przy czym im grubszy materiał zostanie wyruszony, tym mniejszy spadek prędkości przepływu wody powoduje jego deponowanie.

Erodowanie cząstek bardzo drobnych - frakcji pyłów drobnych i iłów - wymaga większych prędkości przepływu niż są potrzebne do erodowania piasku i żwiru drobnego. Wynika to z faktu, że cząstki tej wielkości są raczej płaskie, niż kuliste (jak typowe ziarna piasku), dzięki czemu mają one większą powierzchnię na jednostkę masy w kontakcie ze sobą, kiedy są złożone w osadzie. Pozwala to na istnienie dużej siły kohezji. Przezwyciężenie tego przyciągania adhezyjnego wymaga przepływu o dużej prędkości. Do poderwania pyłu o średnicy 0.01 mm potrzebna jest prędkość przepływu rzędu 60 cm/s, a iłu (średnica < 0.002 mm) - powyżej 160 cm/s. Natomiast do transportowania tych bardzo drobnych cząstek wystarczy nawet bardzo słaby ruch wody - zaledwie 0.1 cm/s - co powoduje, że pyły średnie i drobne oraz iły mogą przez bardzo długi czas znajdować się w suspensji (zawieszeniu) i być przenoszone na bardzo duże odległości, w rejony basenów oceanicznych.

Formy dna płytkowodzia

Formy dna płytkowodzia i rzeźby brzegu zależą od rodzaju brzegu, osadu budującego brzeg (skały zwarte, luźne) i dominującego procesu (abrazja, akumulacja, transport). Czynnikami modelującymi tą strefę są: falowanie, prądy i pływy.

Wśród form dna w płytkiej partii szelfu wyróżnia się:

obszar płytkowodny -shallowness, flat  - część morza z małymi lub względnie małymi głębokościami bez określenia czy głębokości te zapewniają możliwość żeglugi czy nie,

ławica - bank - ogólny termin nawigacyjny dotyczący wszelkich izolowanych, wyraźnych wzniesień dna o ograniczonej powierzchni, niekiedy dosyć dużej (np. New Foundland Bank, Burdwood Bank, Georges Bank, Dogger Bank),

mielizna - sand-bank, shoal, bench - mniej lub bardziej rozległe wzniesienie dna morskiego pokryte miękkim osadem, nad którym głębokości są stosunkowo małe w porównaniu z obszarami otaczającymi, na ogół uniemożliwiają żeglugę,

płycizna - shallows, shoal, key - mielizna zaczynająca się przy brzegu, nad którą głębokości stopniowo wzrastają w kierunku otwartego morza (do głębokości 20 m),

ławica ujściowa - shoal bank - płycizna, mielizna lub szereg mielizn oddzielających ujście rzeki od morza,

osuch, równia pływowa - watt, mudflat - płycizna sucha przy niskiej wodzie; występuje na płaskich wybrzeżach mórz pływowych,

bar - longshore bar, barrier beach - podwodna, podłużna mielizna równoległa lub prawie równoległa do brzegu budowana przez fale i prądy przybrzeżne, zwłaszcza pływowe, w obszarach o dużych zmianach prędkości wody, baymouth bar - podłużna mielizna zamykająca zatokę,

rewa - barrier beach - podwodny, asymetryczny wał (podłużna mielizna) piaszczysty lub piaszczysto-żwirowy równoległy lub prawie równoległy do brzegu (lub szereg takich wałów) budowany przez fale w obszarach o dużych zmianach prędkości wody (strefa załamywania się fal); tworzą się w morzach bezpływowych (np. Bałtyku), w strefie połogiego (o małym nachyleniu), piaszczystego dna,

mierzeja - barrier - duży, stabilny, piaszczysty wał o charakterze bariery rozbudowywany ponad poziom morza i oddzielający całkowicie lub częściowo zatokę (zalew) od otwartego morza; powstaje w strefie rozległego, łagodnie nachylonego piaszczystego podbrzeża, w rejonie załamywania się fal; lido - włoska nazwa piaszczystej bariery na wybrzeżu adriatyckim,

laguna - coastal lagoon - przybrzeżna część płytkiego morza oddzielona całkowicie lub prawie całkowicie barierą piaszczystą (lido, mierzeją),

kosa - spit, hook, hooked spit - wąska, podłużna płycizna będąca podwodnym i nawodnym przedłużeniem półwyspu, przylądka lub mierzei, powstaje w wyniku przemieszczania osadów przez fale i prądy falowe wzdłuż brzegu i ich depozycję w miejscach spadku energii fal, kosa jest rozbudowywana i wydłużana przez fale otwartego morza, a zaginana w kierunku zatok przez falowanie refrakcyjne.

strzałka - cuspate spit, cuspate foreland - podłużna, wąska płycizna powstająca w rejonie konwergencji dwóch potoków rumowiska; forma akumulacyjna narastająca prostopadle do brzegu w kierunku otwartego morza,

tombolo - tombolo - kosa, akumulacyjny występ (storm beach) lub przesmyk (dyke) pomiędzy wyspą a lądem,

rafa - reef - niebezpieczne dla żeglugi podwodne lub osychające wzniesienie ze skalistym gruntem i dużą liczbą podwodnych i osychających kamieni,

rafa koralowa przybrzeżna - fringing coral reef - rafy ciągnące się wzdłuż brzegu lądu (w odległości od klikudziesięciu do kilkustet metrów) zbudowane ze szkieletów korali, żwiru, piasku i mułu wapiennego 

rafa koralowa barierowa - barrier coral reef - rafy koralowe ciągnące się w pewnej odległości od brzegu (kilka - kilkanaście km),

atol - atoll reef - rafy koralowe tworzące kręgi i pierścienie dookoła istniejących, lub zanurzonych wysp,

skała - rock - oddzielne, o niewielkiej powierzchni gwałtowne wyniesienie dna zbudowane ze skał zwartych,

kamienie - rocks - odłamki skał lub niewielkie bloki skalne położone w pobliżu brzegu (podwodne, osychające nadwodne),

platforma abrazyjna (bencz) - bench, shore platform, strandflat - płycizna wycięta w skałach zwartych przez fale i przybój,

rynna - trough, furrow, sluice - podłużne zagłębienie w miejscach szybkiego wzrostu prędkości prądów pływowych lub rzecznych, w cieśninach między wyspami i na ich przedłużeniu,

przybrzeżna rynna erozyjna (obniżenie międzyrewowe) - longshore trough - podłużne zagłębienie rozdzielające poszczególne rewy lub bary, powstająca w miejscu załamywania się fal,

kanały odpływu, rynny odpływu - tidal channel - system obniżeń (przypominających sieć rzeczną) występujących na równiach pływowych kanalizujących w czasie odpływu odprowadzanie wód z płaskich terenów równi,

głębia - deep, basin - mniej (deep) lub bardziej (basin) rozległe obniżenie dna wyścielone miękkim osadem, nad którym głębokości są stosunkowo duże w porównaniu z obszarem otaczającym

Klasyfikacja wybrzeży morskich

1. Według stopnia rozwinięcia linii brzegowej:

• wyrównane (stosunek długości linii brzegowej do odległości między przylądkami < 2,5),

• rozczłonkowane (stosunek długości linii brzegowej do odległości między przylądkami > 2,5).

2. Według cech morfometrycznych:

• wysokie (klifowe) - wybrzeże trudne pod względem nawigacyjnym:

- gdy przed klifem znajduje się szeroka plaża (tzw. klif martwy) to przy złej widzialności poziomej łatwo może dojść do błędnej interpretacji obrazu radarowego - widziane na radarze echo dawać będą ściany klifu znajdującego się na zapleczu, a nie płaski brzeg - w rzeczywistości brzeg znajduje się znacznie bliżej,

- gdy klif budowany jest ze skał luźnych, a strefa podbrzeża charakteryzuje się małym nachyleniem to przy dodatnim bilansie brzegu tworzą się podwodne wały piaszczyste lub piaszczysto-żwirowe równoległe do brzegu (rewy, bary) o zmiennym położeniu, formie i głębokości nad nimi (zwłaszcza po sztormie),

- gdy klif budowany jest ze skał zwartych to w podbrzeżu dno może być "nieczyste" z licznymi rafami i podwodnymi skałami;  

• niskie (akumulacyjne) - wybrzeże trudne pod względem nawigacyjnym:

- echa na radarze od szerokiej i niskiej plaży są niewyraźne, a gdy w jej zapleczu znajdują się wydmy, to one dają echa, które mogą zostać błędnie zinterpretowane jako linia brzegu (np. w Sundzie),
- brak charakterystycznych punktów orientacyjnych w strefie brzegu,
- na przedpolu szeroka strefa płycizn i mielizn o zmiennej formie (zwłaszcza po silnych sztormach),
- przy dodatnim bilansie brzegu tworzą się liczne podwodne wały piaszczyste lub piaszczysto-żwirowe równoległe do brzegu (rewy, bary).

3. Według genezy:

• brzegi mało zmienione przez morze, ukształtowane przez procesy tektoniczne:

- dalmatyńskie - powstały w wyniku ingresji morza w obniżenia gór fałdowych, o przebiegu osi tektonicznych równoległym do brzegu (rzeźba tektoniczno-denudacyjna). Wyższe partie pasm górskich tworzą obecnie system podłużnych, górzystych wysp, ułożonych równolegle do brzegu. Pomiędzy nimi znajdują się liczne wydłużone cieśniny (kanały). Kanały wzdłuż wysp charakteryzują się dużymi głębokościami, natomiast w cieśninach pomiędzy wyspami głębokości są bardzo małe, a ich dno kamienisto-piaszczyste. Cieśniny te są trudne pod względem nawigacyjnym. Nazwa wywodzi się od części wschodniego wybrzeża Morza Adriatyckiego i leżącej nad nim historycznej krainy Dalmacji (obecnie Chorwacja).

- uskokowe - powstały przez zalanie obszaru pociętego uskokami tektonicznymi (zatokowe - uskoki równoległe do brzegu, palczaste - uskoki prostopadłe do brzegu). Odcinki obniżone (zrzucone skrzydła uskoków, zapadliska) rozdzielają podniesione masywy tworzące wydłużone półwyspy lub wyspy (podniesione skrzydła uskoków, zręby) Wybrzeże uskokowe charakteryzuje się wciętymi głęboko w ląd zatokami o wyrównanym przebiegu linii brzegowej. Urwiste zbocza przechodzą w bardzo strome podwodne stoki. Dno zatok piaszczysto-żwirowe lub kamieniste, na większej głębokości wyścielone przez muły. Ze względu na duże głębokości nawet w pobliżu brzegu (wybrzeże palczaste) mogą wystąpć trudności w kotwiczeniu. Plaża wąska, na ogół kamienisto-żwirowa. Wybrzeże zatokowe: Zatoka Kalifornijska, Zat. San Francisco, wybrzeża Morza Czerwonego; wybrzeże palczaste: greckie półwyspy Peloponez (zatoki Messiniakos, Lakonikos, Argolikos) i Chalkidiki (zatoki Toronaios, Singitikos, Ierissos).  

• brzegi mało zmienione przez morze, ukształtowane przez procesy erozyjno-tektoniczne:

- riasowe - powstały w wyniku zatopienie dolin wciętych w zrównane i odmłodzone masywy starych gór, których grzbiety biegną prostopadle do brzegu. Doliny rozcinające te góry mają fluwialną genezę. Główne rysy ich rzeźby w profilu podłużnym i poprzecznym zostały utworzone przez rzeki. Zatoki powstałe po ingresji morza w takie doliny odziedziczyły tę rzeźbę. Zatoki występujące na wybrzeżu riasowym rozdzielone są skalistymi, wydłużonymi prostopadle lub prawie prostopadle do lądu półwyspami (o wysokich, stromych brzegach) odpowiadającymi bardziej odpornym grzbietom gór, w ich przedłużeniu występują wyspy. Zatoki są kręte, ich głębokość maleje w miarę wchodzenia w głąb lądu. Zatoki te mają zwykle szereg, na ogół płytszych, odgałęzień (zatok pobocznych). Na ogól są łatwo osiągalne z morza, a w ich wewnętrznych partiach panują dogodne warunki do kotwiczenia. Brzegi riasowe rozwinięte są na NW wybrzeżu Pólwyspu Iberyjskiego, SW wybrzeżu Irlandii, na wybrzeżach mórz Południowo- i Wschodniochińskiego, na wybrzeżach Korei, Bretanii i Krymu (Zat. Sewastopolska).  

• brzegi mało zmienione przez morze, ukształtowane przez procesy glacjalne:

- fiordowe - mają na ogół złożoną erozyjno-tektoniczno-glacjalną genezę, powstały przez zalanie morzem dolin żłobowych (U-kształtnych) rozcinających górskie wybrzeża obszarów zlodowacenia pokrywowego. Charakterystyczną cechą wybrzeży fiordowych jest ich bardzo silne rozczłonkowanie (rozwinięcie linii brzegowej rzędu 1: kilkaset) przez liczne, długie i wąskie zatoki głęboko wcinające się w ląd. Niektóre z nich wkraczają nawet kilkaset km w głąb lądu (patrz tabela). Największy fiord Europy - Sognefjord w Norwegii - osiąga 210 km długości (licząc od wejścia przy wyspie Ytre Sula do Skjolden w głębi Lustrafjordu), przy szerokości od 1.5 km w wewnętrznej części do 6 km w zachodniej, ujściowej części fiordu. Fiordy mają przeważnie strome, skaliste, równoległe brzegi. Duże nachylenie (zależne od rodzaju skał budujących brzeg: granity do 58°, gnejsy do 35°) charakteryzuje zarówno urwiste zbocza fiordów jak i ich podwodne stoki. Dno fiordów jest szerokie i łagodnie wklęsłe lub płaskie. Przekrój poprzeczny fiordów ma kształt litery "U" i jest bardzo podobny do dolin żłobowych. Profil podłużny fiordu ze względu na dużą liczbę zaglębień (basenów o przegłębieniach do kilkuset metrów) i progów jest nierówny. Niektóre fiordy mają ujściowe progi (ang. sill), nad którymi głębokości są niewielkie (rzędu kilkudziesięciu metrów). Równoległość brzegów zachowana jest nawet przy ostrych skrętach zatoki głównej i zatok pobocznych (np. Hardangerfjord i Nordfjord w Norwegii). Ze względu na wąskie wejścia do fiordów ograniczane często przez archipelagi wysp, stosunkowo mało miejsca na manewry wewnątrz zatoki, kłopoty z kotwiczeniem (ze względu na bardzo duże głębokości), problemy z określeniem pozycji (metodami nawigacji terrestrycznej) i występujące okresowo bardzo silne wiatry spadowe i dolinne - zatoki typu fiordu są bardzo trudne pod względem nawigacyjnym. Występują na wybrzeżach Norwegii, Islandii, Grenlandii, S Alaski, Aleutach, NW Kanady, SW Chile, S Nowej Zelandii, Antarktydy.

Rozmiary niektórych większych fiordów świata według różnych źródeł

Fiord	Rejon	Długość [km]	Szerokość [km]	Max. głębokość [m]
Sognefjord	SW Norwegia (61.0-61.5°N)	210	1.5-6	1308
Hardangerfjord	SW Norwegia (59.5-60.5°N)	179	2-7	870
Nordfjord	W Norwegia (61.8°N)	120	2-3	640
Isfjorden	W Spitsbergen (78.1-78.9°N)	110	4-21	700
Wijdefjorden	N Spitsbergen (78.9-79.5°N)	109	4-12	300
Matoczkin Szar	Nowa Ziemia (73.3°N)	125	0.5-4	350
Fjord Franciszka Józefa	E Grenlandia (73°N)	225	3-26	1000
Scoresby Sound i NW Fjord	E Grenlandia (70.4-72°N)	350	4-36	1460
Kangerlussuaq (Sondre Stromfjord)	W Grenlandia (66.0°N)	185	2-6	1055
Chatham Strait i Lynn Canal	Kolumbia Brytyjska (56.1-59.5°N)	240+145	1-16	883
Finlayson Channel	Kolumbia Brytyjska (52.2°N)	70	2-18	764
Jervis Inlet	Kolumbia Brytyjska (49.8-50.3°N)	89	1-18	670
Baker Fjord	Chile (Patagonia;  48°S)	200	8-12	1344
Messier Channel	Chile (Patagonia; 47.7-50.8°S)	180	10-15	1288
Breaksea Sound	Nowa Zelandia (SW South Island; 45.6°S)	25	1-2	527

- fierdowe (fjärdowe) - powstały w wyniku ingresji morza w niezbyt głębokie doliny lodowcowe rozczłonkowujące niewysokie góry lub wyżyny. Charakteryzują się dużym rozwinięciem linii brzegowej. Wybrzeże porozcinane jest szeregiem długich i wąskich, rozgałęziających się zatok, na przedpolu lądu występują liczne wyspy i wysepki. Brzegi fierdów są strome, ale niższe niż w fiordach. Równoległość brzegów znacznie słabsza, w przebiegu linii brzegowej zaznacza się szereg mniejszych i większych wgięć. W porównaniu do fiordów, głębokości w fierdach sa  mniejsze. W dnie zaznacza się szereg progów i obniżeń. W obrębie fierdów występuje szereg mniejszych wysp, wysepek i skał. Dno kamienisto-piaszczysto-mułowe. Występują na wybrzeżach południowej Norwegii (np. Oslofjord), wyżynnej części Szwecji, Szkocji, Chile. W języku niemieckim używa się terminu Fjeld, francuskim - fjelle, staro-szkockim - loch, szwedzkim - fjärd.

- ferdowe - powstały wskutek zalania morzem czwartorzędowych dolin lodowcowych i lodowcowo-rzecznych wyżłobionych wśród falistych obszarów wysoczyzn morenowych. Ferdy niezbyt głęboko wcinają się w ląd. Zatoki są wąskie i charakteryzują się niewysokimi brzegami oraz stosunkowo niedużymi głębokościami. Brzegi budowane są przez miękkie skały, a dno wyścielone jest osadami kamienisto-piaszczysto-mułowymi. Występują na wschodnich wybrzeżach Jutlandii i Schlezwiku (np. Eckernförder Bucht, Kieler Förde), Rugii (np. Tromper Wiek), w okolicach Nowego Jorku. W języku niemieckim nazywane förden, norweskim - förde.

- lobowe - powstały w wyniku ingresji morza w obszary akumulacji lodowcowej z wyoranymi zagłębieniami końcowymi. Zatoki występujące na takim wybrzeżu są rozległe i płytkie. Charakteryzują się dość regularną linią brzegową. Występują w rejonie Rugii i Meklemburgii. W języku niemieckim nazywane są bodden (np. Greifswalder Bodden, Jasmunder Bodden).

- szkierowe - powstały w wyniku zatopienia obszaru polodowcowego z licznymi skalistymi mutonami (barańcami). Wybrzeże szkierowe charakteryzuje się olbrzymią liczbą wysp i wysepek oddzielających ląd od otwartego morza. Wysepki (szwedz. skjär) są niewysokie, często ledwo wynurzające się nad powierzchnię wody. Szereg z nich jest nagich, nie pokrytych roślinnością. Odległości pomiędzy wyspami i szkierami są niewielkie. Rozkład głębokości jest bardzo nierównomierny - występuje szereg, czasami nawet głębszych, kotlin na przemian z licznymi mieliznami i płyciznami. Dno skaliste, w głębszych partiach piaszczyste. Ze względu na kręte (często nieoznakowane) drogi nawigacyjne, szereg płycizn i problemy z kotwiczeniem (skaliste dno), wybrzeża szkierowe uważane są za bardzo trudne pod względem nawigacyjnym. Występują na wybrzeżach Szwecji, Finlandii, Wysp Alandzkich, Alaski.

• brzegi mało zmienione przez morze, ukształtowane przez procesy wulkaniczne:

- wulkaniczne - dla wybrzeży tego typu charakterystyczna jest urozmaicona (poszarpana, zębata) linia brzegowa z przylądkami, wysuwającymi się poza zarys ogólnego przebiegu brzegu, utworzonymi w przedłużeniach zastygłych potoków lawy, rozdzielonymi okrągłymi lub półokrągłymi zatokami powstałymi w miejscu zatopionych kalder i kraterów. Brzegi te cechuje brak plaży i duże głębokości w niewielkiej odległości od lądu. Dno wyścielone osadami kamienistymi i żwirowymi. Występują tam, gdzie wulkan wyrasta bezpośrednio z morza lub gdzie produkty jego erupcji (np. lawa) budują linię brzegową, np. wyspy Kanaryjskie, Azorskie, Zielonego Przylądka, Madera, Santoryn, Samoa Zachodnie, Hawaje,
 

• brzegi kształtowane przez procesy falowe:

- lagunowe - wybrzeże tworzone przez procesy falowe i przybrzeżne prądy morskie. Powstają na brzegach akumulacyjnych (o dodatnim bilansie brzegu). W wyniku wzdłużbrzegowego i poprzecznego do brzegu przemieszczania się osadów, w miejscach spadku energii fal, powstają piaszczyste i piaszczysto-żwirowe formy akumulacyjne (kosy, mierzeje, bary wyspowe - wyspy barierowe) odgradzające i zamykające wgięcia linii brzegowej. Tworzą się zatoki nazywane lagunami (zalewami). Z czasem laguna się wypłyca i mogą tworzyć się na niej wyspy. W momencie, w którym powstanie mierzeja całkowicie odcinająca lagunę (zalew) od otwartego morza, przekształca się ona w przybrzeżne jezioro, a wybrzeże lagunowe w wybrzeże mierzejowe. Wybrzeże lagunowe na południowym Bałtyku nazywane jest zalewowym. Występowanie wybrzeży lagunowych jest w świecie rozpowszechnione (patrz tabela i mapka poniżej).

Rozpowszechnienie wybrzeży lagunowych (zalewowych, mierzejowych) na kontynentach
(wg Cromwell - Barrier Coast Distribution: A World-wide Survey, 1971)

kontynent	długość wybrzeży	%	% długości wybrzeży kontynentu
N Ameryka	10 765 km	33.6	17.6
S Ameryka	3 302 km	10.3	12.2
Europa	2 693 km	8.4	5.3
Azja	7 126 km	22.2	13.8
Afryka	5 984 km	18.7	17.9
Australia	2 168 km	6.8	11.4
świat	32 038 km	100.0

Występowanie wybrzeży lagunowych (zalewowych, mierzejowych) na świecie
(na podstawie R.S.K. Barnes - Lagoons. [w:] Encyclopedia of Ocean Sciences, 2001)

- limanowe - powstały w wyniku ingresji morza w doliny tnące niskie, przybrzeżne równiny zbudowane z luźnych utworów, łatwo podlegających niszczeniu. Wybrzeża mocno zmienione przez procesy falowe. Na brzegu limanowym przylądki podlegają intensywnej abrazji, a z produktów ich niszczenia, przemieszczających się wzdłuż brzegu, formowane są kosy położone przed ujściami zatok. Kosy te narastając z dwu stron zatoki mogą się połączyć i utworzyć mierzeją zamykającą liman od morza, co prowadzi do przekształcenia zatoki w jezioro. W profilu podłużnym limanu głębokości wzrastają od strony lądu do środkowej części limanu, a następnie zmniejszają się ku jego ujściu, które często jest przegrodzone kosami (np. Liman Diestru) lub mierzejami (np. Liman Tiligulski koło Odessy). Bezpośrednie połączenie z morzem bardzo płytkie, często uniemożliwiające żeglugę. Występują na wybrzeżach mórz Czarnego i Azowskiego. Wody limanów są słonawe (S < 25 PSU) lub słone.  

• brzegi kształtowane przez procesy potamogeniczne:

- deltowe - brzegi budowane przez materiał niesiony przez rzekę. Większe rzeki mogą wnosić do morza (oceanu) tak dużo materiału mineralnego, że funkcjonujący wzdłuż brzegu potok rumowiska nie jest w stanie wynieść go daleko od ujścia. Znaczna część przynoszonego przez rzekę materiału osadza się bezpośrednio przy ujściu tworząc wielkie formy akumulacyjne nazywane deltami. W zależności od miejsca powstania wyróżnia się delty schowane i delty wysunięte. Delta schowana powstaje w miejscu ujścia rzeki do zatoki gdzie tworzy stożek nasypowy wyrównujący przebieg linii brzegowej (np. delty Dunaju, Nilu). Gdy rzeka niosąca ogromną ilość rumowiska uchodzi na brzegu otwartego morza dochodzi do gwałtownej akumulacji osadów tworzących wysuwający się w głąb morza stożek nasypowy. Zmiany prędkości prądu rzecznego w okresie wysokich stanów (fale powodziowe) umożliwiają erozję dna w obrębie koryta rzecznego, a wyerodowany materiał wynoszony jest w morze, głównie w przedłużeniu osi potoku. Tam gdzie siła transportu słabnie następuje sedymentacja i tworzenie podwodnych mielizn - kos przyujściowych (przy niskich stanach wody przekształcają się w wyspy akumulacyjne) przyczyniających się do rozdzielania głównego potoku na odnogi. Rozdzielenie koryta rzeki na odnogi i powstanie kos przyujściowych powoduje nierównomierne  wysuwanie się w morze zewnętrznego skraju delty - przybiera ona kontur palczasty. Gdy ilość rumowiska rzecznego jest bardzo duża, a głębokość w pobliżu brzegu znaczna, to sedymentacja zachodzić będzie bezpośrednio przy ujściu odnóg, co pociąga za sobą znaczne wysunięcie ramion delty. Woda w takich ramionach płynie jakby między wałami, poza którymi znajduje się otwarte morze (np. delta Missisipi, Padu). W przypadku rozdzielenia głównego koryta rzeki na szereg odnóg powstaje delta wieloramienna (np. delta Wołgi). Ze względu na zmienną batymetrię na przedpolu i w delcie (częsta zmiana położenia głównego nurtu przyczynia się do zamulania odnóg i zmian położenia kos przyujściowych), niskie brzegi i zaburzenia reżimu hydrologicznego, brzegi deltowe należą do trudnych nawigacyjnie.

- estuariowe - powstają w rejonie rozszerzających się ku morzu, na ogół wąskich ujść rzecznych na wybrzeżach o dużej różnicy pływów. W ujściach dużych rzek prędkości prądów odpływu, sumując się z prądami rzecznymi, są większe niż prędkości prądów przypływu. W takich warunkach prądy odpływu nie tylko wynoszą materiał przynoszony do ujścia w czasie przypływu, ale także erodują dno zatoki. W rezultacie w ujściu rzeki występuje deficyt osadów, co pociąga za sobą nasilenie erozyjnej działalności prądu rzecznego i abrazji brzegów. Najsilniejsza abrazja zachodzi przy samym ujściu rzeki i maleje w miarę przesuwania się w głąb rzeki. Z tego powodu ujście rzeki ma kształt lejkowaty. W strefie przybrzeżnej występują płycizny suche przy niskiej wodzie (osuchy), a w partiach centralnych takiego lejka liczne mielizny o szybkozmiennych rozmiarach. Estuaria cechują się zmiennym zasoleniem (w zależności od fazy pływu). W języku szkockim nazywane są firth (np. Firth of Forth), francuskim - estuarie, a hiszpańskim - rio.  

• brzegi kształtowane przez procesy pływowe:

- wattowe - to wyrównane wybrzeża akumulacyjne lub wydmowe, na których występują duże pływy (np. na M. Północnym). W obszarach o dużych zmianach prędkości prądów pływowych tworzą się liczne bary oddzielone od siebie rynnami erozyjnymi. Te podłużne mielizny, równoległe lub prawie równoległe do brzegu często zmieniają swoje kształty, rozmiary i położenie, co powoduje, że brzegi pływowe są bardzo trudne pod względem nawigacyjnym. Dodatkowym utrudnieniem jest występowanie osuchów (wattów) - płycizn suchych przy niskiej wodzie, przez które wytyczać trzeba tory wodne doprowadzające do portów.
 

• brzegi kształtowane przez procesy biogeniczne:

- namorzynowe (mangrowe) - występują w wilgotnych strefach tropikalnych i subtropikalnych (32°N - 32°S), gdzie na pobliskim lądzie zachodzi intensywne wietrzenie chemiczne przyczyniające się do powstania grubych pokryw ilastych (laterytowych). Materiał ten spłukiwany przez intensywne ulewy i przynoszony przez rzeki do strefy brzegowej sprzyja tworzeniu brzegów akumulacyjnych z licznymi lagunami. Na granicy lądu i płytkiego morza, w pasie ograniczonym liniami pływów, tworzą się lasy i zarośla rosnące w płytkiej wodzie morskiej (słonorośle - namorzyny, mangrowia - Rhizophoraceae, Avicennia, Combertaceae). Pomiędzy gęstą siecią długich korzeni następuje wytrącanie zawiesiny przynoszonej z lądu przyczyniające się do narastania brzegu (splątana sieć korzeni utrudnia rozmywanie przez fale sztormowe). Szerokość strefy namorzynowych zarośli wynosi przeciętnie 3-5 km.

- koralowe - tworzone są przez korale madreporowe, wapienne wodorosty, mszywioły i stułbiopławy. Wszystkie te organizmy wymagają określonych warunków do swojego normalnego rozwoju: temperatury wody nie niższej niż 18°C, normalnego zasolenia (>27 psu), dobrego naświetlenia (do głębokości 40-50 m). Te wymogi ograniczają rejony występowania brzegów koralowych do strefy tropikalnej i równikowej, w oddaleniu od ujść rzecznych. Nagromadzenia żywych organizmów i ich szczątków tworzą zwięzłą skałę (wapień koralowy), z której budowane są rafy przybrzeżne, barierowe i atole.  

• brzegi termoabrazyjne (lodowe):

- występują w strefach polarnych. Tam gdzie brzegi budowane są ze skał zwartych duże znaczenie ma wietrzenie mrozowe przyczyniające się do szybkiej defragmentacji skał i powstania licznych form abrazyjnych. Formy akumulacyjne budowane są z materiału grubookruchowego. Wskutek termoabrazji szczególnie duże zmiany w wyglądzie brzegu zachodzą tam, gdzie jest on budowany z osadów luźnych z soczewami lodu (w rejonach występowania wiecznej zmarzliny).

29

---