Prądy rozrywające i wzdłużbrzegowe

W strefie zmywu powrót odbywa się tak, że woda wraca całą powierzchnią z powrotem. W strefie łamania fal mamy odpływ powrotny (undertow), który pochodzi ze strefy zmywu i przyboju. Na głębszych wodach przepływ powrotny musi być skanalizowany. Odpływ całą powierzchnią jest tylko na zmywie i płytkim przybrzeżu.

Teraz widzimy kołowe orbity, po których poruszają się cząsteczki wody. W górnych warstwach ruch cząsteczki jest zawsze szybszy niż prędkość cząsteczki w przeciwnym kierunku. Wypadkowy przepływ odbywa się zatem w kierunku rozchodzenia się fal. W efekcie ripplemarki są asymetryczne. Różnice są tym większe im jesteśmy płycej.

Napływ wody na brzeg kompensowany jest przez prądy powrotne. W głębszych częściach przez tzw. prądy rozrywające. Na ryc. 1 przedstawiono schemat cyrkulacji przybrzeżnej. Sytuacja ta ma miejsce, gdy grzbiety fal napływają równolegle na brzeg. Wówczas mamy sytuację, że rozwijają się słabe prądy wzdłuż brzegowe, które zasilają silne prądy rozrywające.

Gdy fale zaczynają nadbiegać pod niewielkim kątem, dominuje jeden kierunek prądu wzdłuż brzegowego i prąd rozrywający płynie także skośnie od brzegu. Możemy mieć taką sytuację, że w drugą stronę się nie rozwija albo jest bardzo słaby (ryc. 2; Gradziński ryc. 2-25).

Mamy przykłady tego – miejsca, w których woda odpływa od brzegu są miejscami głębszymi (ryc. 1).

Jeżeli mamy przepływ skanalizowany w kierunku do morza i mamy wybrzeże rewowe, to rewy są rozcinane. Widać, że rewa jest rozcinana.

To już stadium, kiedy rewa została mocno przerwana. To jest sytuacja, która powstała przy silnym falowaniu, a zdjęcie jest już przy słabym zrobione. Przy silnym bowiem niewiele byłoby widać.

Tutaj widok z frontu – szeroki kanał prądu rozrywającego. Możemy mieć zatem formy erozyjne w postaci rynien.

Jeżeli grzbiety nabiegają pod jeszcze większym kątem, tworzy się silny prąd wzdłużbrzegowy. Zarówno prądy wzdłużbrzegowe jak i rozrywające potrafią osiągać bardzo duże prędkości Tak jest np. na wybrzeżu Florydy, gdzie stawia się tabliczki ostrzegające przed prądami rozrywającymi. Jeśli się na taki trafi, to trzeba płynąć najpierw równolegle do brzegu, żeby się wydostać z nurtu. W warunkach sztormowych prądy rozrywające osiągają prędkość ponad 1 m/s.

Dlaczego powstaje taki system cyrkulacji komórkowej prądów rozrywających? Uważa się, że odpowiada za to zróżnicowanie wysokości fal wzdłuż linii brzegowej. Po załamaniu fali w strefie wysokich fal, poziom wody będzie większy, tam gdzie te fale są wyższe. Poziom wody jest tam wyższy i ona spływa prądem wzdłużbrzegowym do stref fal niższych. Po środku styka się z drugim i tworzy prąd rozrywający (ryc. 3).

Jeżeli spojrzymy na ukształtowanie przybrzeża, to rzeczywiście mamy rewę i porozcinane miejsca, gdzie odpływają prądy.

Schyłek sztormu. Tu niewiele widać, ale na nakładanych już widać, że ciemniejsze to strefy prądów rozrywających.

Przykład małych prądów; inny prąd klinowo wchodzący, który niesie dużo zawiesiny; zdjęcie z niższą falą odpływu prądu rozrywającego.

Skąd się bierze zróżnicowanie wysokości fal wzdłuż brzegu? Polega to na ugięciu (refrakcja fal) – Zmiana kierunku propagacji fal w wyniku tarcia o podnoszące się dno. Efekt: grzbiety fal nabiegających na brzeg stają się prawie równoległe do niego. Widać jak kąt nabiegu się zmniejsza.

Jeżeli sobie spojrzymy na prędkość, przy zmniejszeniu głębokości maleje prędkości i maleje rozstęp. (ryc. 4). Prędkość fali w punkcie A jest mniejsza, bo głębokość jest tam mniejsza. Czyli na głębokich wodach grzbiety fal są prostopadłe do kierunku wiatru, a potem się prostują równolegle do brzegu.

Zawsze tam gdzie mamy prądy rozrywające, mamy także obniżenie, a tam gdzie mamy wzrost wysokości fali, mamy podwyższenie. Dzieje się tak, ponieważ na obniżeniu woda płynie szybciej i wyprzedza wolniejsze wody na podwyższeniu. Skoro je wyprzedza, to zaczyna wchodzić na ich tory. Jest tam zatem więcej wody niż na torach płynących po obniżeniu (ryc. 5; Gradziński ryc. 2-22).

Pytanie jednak co rozpoczyna zróżnicowanie wysokości przybrzeża plaży zewnętrznej – właśnie sztormy – wtedy różnicuje się podłoże i wszelkie obniżenie są wykorzystywane do rozwoju miejsc odpływu wód.

Bardzo charakterystyczne jest to jak wygląda linia brzegu w miejscach, gdzie jest rozwinięta cyrkulacja komórkowa. Mamy zatoczki, które tworzą się w miejscach odpływu i cyple pomiędzy nimi. To się nazywa sierpy plażowe (beach cusps).

Rip current występują czasami w niewielkiej odległości od siebie.

Tutaj mamy na piasku ślady cypli i zatoczek.

A tutaj inny przykład sierpów plażowych, ale asymetrycznych. Jeśli widzimy zatoczki i cyple możemy się spodziewać prądów rozrywających.

I teraz mamy sytuację taką. Woda jest wyrzucana w strefie zmywu i powraca torami prostopadłymi do brzegu. Mamy prostą linię. Najczęściej najsilniejszy prąd jest tuż przy brzegu. Wybrzeże jest równoległe.

Na takim widać zmienne tory ruchu poszczególnych zmywów wstępujących i powrotnych i to nam pokazuje wypadkowy kierunek transportu.

Czyli przy silnym prądzie wzdłuż brzegowym nie ma żadnych zafalowań linii brzegowej.

Formy dna na przybrzeżu

Czyli formy dna na przybrzeżu mogą być typowo prądowe:

• najczęściej małe i duże ripplemarki prądowe,

• rzadziej fale piaskowe,

• bardzo często górne płaskie dno.

To co ważne zwracają uwagę kierunki migracji form dna.

• Grzbiety form tworzonych prze prądy rozrywające są równoległe do brzegu, zatem kierunek migracji jest ku centrum zbiornika, czyli kierunek zapadania laminacji przekątnych też.

• Przy prądach wzdłuż brzegowych grzbiety są prostopadłe do brzegu, a kierunek migracji równoległy o do brzegu. Laminy zapadają zatem prostopadle do brzegu.

Po sztormie wynurza się rewa, i jest obniżenie miedzy pierwszą rewą a brzegiem i mamy formy dna z grzbietami prostopadłymi do brzegu.

Bardzo często w schyłkowej fazie sztormu mamy rozwinięte ripplemarki falowe na wybrzeżu, a mianowicie powstają ripplemarki interferencyjne. Są ripplemarki falowe z ruchem oscylacyjnym i prostopadłe do nich ripplemarki prądowe związane z prądem wzdłużbrzegowym. To można rozszyfrować tylko na kopalnej powierzchni sedymentacyjnej.

Tu też ripplemarki prądowe i pomiędzy nimi ripplemarki falowe.

Spiętrzenia sztormowe

Najpierw powiemy kiedy powstają sztormy. Są trzy przyczyny. Na Bałtyku są związane z ośrodkami ciśnienia. Jeżeli mamy mocno rozbudowany niż i ciśnienie jest kilkadziesiąt hektopaskali niższe to powierzchnia podnosi się o ok. 0,5 m w centrum. To wszystko przy założeniu, że niż przemieszcza się stosunkowo wolno albo jest stacjonarny. Jeżeli centrum jest w miarę blisko brzegu, to element ten powoduje nam, że poziom morza również rośnie. Nie jest to powodowane wiatrem tylko ciśnieniem.

Zobaczmy: ten niż generuje nam wiatry o prędkości 22 m/s. Silne wiatry sztormowe powodują, że powstają prądy wiatrowe (dryfowe). Przepływ wypadkowy w warstwie Ekmana jest pod kątem 90° od kierunku wiania wiatru. Im mniejsza głębokość tym mniejszy ten kąt odchylenia. Na wodach płytkich pokrywa się prąd z kierunkiem wiatru.

W czasie sztormu to nie jest tak, że mamy silny wiatr i od razu się wytwarza. W pierwszej fazie tworzy się płytki prąd powierzchniowy zgodny z kierunkiem wiatru. W drugiej fazie tworzy się stabilna spirala Ekmana. Rozwija się dopiero po upływie około jednego dnia.

W efekcie jak sobie spojrzymy na taki niż, to kierunek wiatru jest wokół niżu. Wypadkowy transport Ekmana odchodzi zaś radialnie.

To nam tworzy spiętrzenie wody przy brzegu = 2 m wywołane wiatrem dolądowym, którego prędkość wynosi 20 m/s (10 m nad powierzchnią wody). Przy założeniu, że nachylenie wody występuje na odcinku ok. 300 km. Rozbieg wiatru musi być odpowiednio długi.

Trzecim elementem składowym spiętrzeń sztormowych jest napływ wody związany z postępującymi falami grawitacyjnymi. Jeżeli mamy A = 1 m, czyli wysokość 2 m, co jest standardem dla Bałtyku, to nachylenie wynosi 0,025. Wówczas spiętrzenie wody na plaży to jest ok. 0,6m (ryc. 7).

Podsumowując na wysokość spiętrzenia sztormowego składają się podniesienie poziomu morza w centrum niżu barycznego, dolądowe prądy powierzchniowe (wiatrowe) i spiętrzenie falowe. Rzadko wszystkie są in plus, ale czasami się zdarza. Zwykle jednak jedna osłabia drugą.

Poziom Bałtyku odnosi się zwykle do poziomu w Amsterdamie i to jest 500 cm. Rzadko kiedy przekracza nam 6m. Zwykle to jest od 460 do 600 cm. Mniej niż 500 cm, gdy morze jest odpychane przez wiatry odlądowe.

Czyli można sobie wyobrazić, że woda jest wlewana, napychana na brzeg. Czyli ta powierzchnia jest jakoś nachylona i mamy gradient ciśnień, jest większy słup wody.

Na głębokich wodach jeżeli mamy gradient ciśnień, to ten prąd nazywany jest geostroficznym i płynie pod kątem prostym do gradientu ciśnienia.

Na wodach płytkich powstaje denna odwrócona spirala Ekmana przeciwdziałająca rozwojowi spirali powierzchniowej. Prąd płynący w przybliżeniu zgodnie z gradientem ciśnienie, tzw. prąd gradientowy. Na to wszystko nakłada się jeszcze ruch falowy.

Prąd gradientowy jest skierowany zawsze do centrum zbiornika. Każdy przepływ jest odchylany przez silę Coriolisa. Najpierw płynie prostopadle do brzegu, ale zaczyna skręcać i zaczyna płynąć równolegle do linii brzegowej, i to nazywamy już prądem geostroficznym. Szacuje się, że ta głębokość przekształcenia w przepływ geostroficzny to 10 – 100 m, w pasie od 1 – 2 km do około 200 km od brzegu. I na to wszystko nakłada się oczywiście falowanie.

Jak to wygląda zatem na płytkich morzach. Normalna podstawa falowania. Sztormowa podstawa falowania poniżej. Oczywiście w czasie sztormów całe przybrzeże aż do tego miejsca podlega erozji. W zasadzie przybrzeże jest zdominowane przez erozję. Potem w okresach sztormu mamy zarówno ruch gradientowy jak i falowy i to jest przepływ złożony zatem. Oczywiście najgrubsza zawiesina z erozji przybrzeża i odbrzeża, zrzucana jest tutaj, ale często wynoszona prądami zawiesinowymi w głębsze partie poniżej SPF.

Osady sztormowe nazywamy tempestytami. Na obszarze miedzy normalną i sztormową podstawą falowania nazywamy je proksymalnymi, a te poniżej to tempestyty dystalne. Dla tempestytów proksymalnych charakterystyczna jest struktura warstwowań przekątnych kopułowych. Do ich powstania konieczny jest przepływ złożony, ale nie znaczy to, że nie mogą one powstawać w jeziorach. W głębokich jeziorach dochodzi do takich samych procesów jak w naszym Bałtyku

To się nazywa Hummocky cross stratification (HCS). One charakteryzują się tym, że mamy wybrzuszenia i dołki z licznymi powierzchniami erozyjnymi. Musi istnieć możliwość wypadania z zawiesiny czyli powstają pod koniec fazy sztormu. Czyli to nie następuje od razu. Jeżeli mamy okres wygasania to osad częściowo zaczyna wypadać z zawiesiny i pokrywać dno. Jeżeli rośnie nam energia dno jest trochę erodowane. Potem znowu cichnie i następuje wypadanie z zawiesiny (ryc. 9). Cechą charakterystyczną jest to, że mamy też górki, a nie tylko rynienki. Druga, że na wszystkich przekrojach wyglądają tak samo. Nie mamy tu kierunku przepływu.

Dalej cechy kolejne – niskokątowe, tworzone w piasku bardzo drobnym i średnim nie są znane w piaskach grubszych ani drobniejszych i to co już mówiliśmy, że we wszystkich przekrojach wyglądają tak samo.

Reżim hydrauliczny to ruch oscylacyjny + przepływ jednokierunkowy. Warstwowanie powstaje jakby nie zależnie od przepływu, bo to jest wypadanie z zawiesiny, ale to jest ważne dla powstawanie form erozyjnych, że jest erozja i dno jest nierówne.

Jeżeli sobie spojrzymy na siłę prądu jednokierunkowego to pole dla HCS zarezerwowane jest tutaj czyli silny ruch falowy + słaby przepływ jednokierunkowy. Jeżeli mamy silny przepływ jednokierunkowy to mamy już inne formy. Czyli ważna jest dominacja oscylacyjnego nad jednokierunkowym, by powstały HCS.

Miejsce powstania między normalną a sztormową podstawą falowania. Są bardzo drobnym wyznacznikiem tego, gdzie jesteśmy w tym basenie.

Tutaj mamy właśnie posztormową powierzchnie sedymentacyjną – erozyjną. Teraz wyobraźmy sobie że z zawiesiny wypada na to piasek. Tak to wygląda, że ta powierzchnia jest pokryta ciągłymi laminami piasku. To co charakterystyczne dla kopułowych, które ścięte są w ten sposób.

Niezależnie jaki mamy przekrój wyglądają podobnie. I tutaj np. mamy modelowe sekwencje tempestytów proksymalnych. Zawsze rozpoczyna się powierzchnią erozyjna, albo brukiem (muszlowym, kamienistym czy mieszaniną) i na tym mamy HCS.

Albo jeżeli nie ma bruku, to mamy od razu na powierzchni erozyjnej warstwowania przekątne kopułowe. One bardzo często przechodzą w laminację poziomą. Najwyższe ich części mają też często ślady bioturbacji, powstałej w okresach ciszy.

Powstanie pojedynczej laminy trwa sekundy. Minuty trwa powstanie pakietu lamin. Sekwencja tempestytu proksymalnego może powstać w godziny. Bioturbacje powstają latami.

Modelowe sekwencje tempestytów dystalnych. To jest też depozycja z zawiesiny posztormowej (prądy zawiesinowe). To są sekwencje osadów prądów zawiesinowych. Naprawdę te tempestyty dystalne są zapisem rozrzedzonych prądów zawiesinowych

Teraz parę słów, co jest powyżej NPF czyli na przybrzeżu. Z reguły mamy wyraźną powierzchnię erozyjną, potem z reguły bruki i laminacje przekątne po jakiś ripplemarkach falowych (lub masywne piaski, jeżeli jest nagłe zrzucenie, bo jeżeli stopniowo to mogą być formy dna). Z reguły jest to żwir i piasek, i bardzo często te sekwencje mogą przechodzić w osad laminowany poziomo. Oczywiście wiemy, że te osady tak wyglądają, ale w stanie kopalnym takich nie oglądamy.