3 Oceany Sedymentacja morska (23 03;13 04))

Wody oceanów pokrywają 70% powierzchni Ziemi. Dna oceanów są pokryte osadami, których charakter zależy między innymi od głębokości i odległości od brzegu. Poznanie morfologii den oceanicznych stało się możliwe w latach 60-tych dzięki zastosowaniu echosondy. Wtedy powstała mapa morfologii den oceanicznych.

Elementy morfologii den oceanicznych:

Szelf ze skłonem stanowi podwodne przedłużenie kontynentu. Może być bardzo wąski. Przykład to zachodnie wybrzeże Ameryki Południowej, lub bardzo szeroki, przekraczający 500 km (Morze Arktyczne). Szelf charakteryzuje bardzo niski kąt nachylenia stoku wynoszący średnio 0,07 stopnia. Skłon (stok) kontynentalny ma przeciętnie 3-6 stopni nachylenia, a lokalnie do 25 stopni. Skłon bywa rozcięty licznymi podmorskimi kanionami, które służą jako droga transportu osadów z szelfu ku głębinom. Takie kaniony na wschodnim wybrzeżu Ameryki Północnej mają od 1 do 15 kilometrów szerokości i głębokość do 2.000 metrów. Osady zdeponowane u podnóża tworzą wzniesienie przykontynentalne. Poniżej skłonu rzeźba dna może mieć dwojaki charakter. Pierwszy typ rzeźby to typ Atlantycki (charakter pasywny). Drugi typ to typ Andyjski (aktywny). W wypadku pasywnym szelfy są szerokie i stopniowo przechodzą w stok kontynentalny, a w końcu w podnóże. W drugim wypadku szelf jest szczątkowy, a stok kontynentalny graniczy bezpośrednio z rowem oceanicznym, za którym pojawia się dopiero równia abisalna. W wielu przypadkach rowy widziane z lotu ptaka, mają kształt łuku i są odsunięte na odległość wieluset kilometrów w głąb oceanu. Wówczas od strony kontynentu wykształcone są równoległe do nich łuki wysp wulkanicznych, które oddzielają od otwartego oceanu baseny mórz marginalnych. Przykładem jest Morze Ochockie i wyspy Kurylskie, Morze Japońskie i wyspy Japońskie, morze Wschodniochińskie i wyspy Riukiu oraz Morze Południowochińskie i Filipiny. Stosunek głębokości do szerokości rowów wynosi przeciętnie 1 do 50. Na równi abisalnej spotykamy liczne odizolowane stożki wulkanów. Szczególnie dużo spotkać ich można na Pacyfiku. Wielokrotnie mają wysokość kilku tysięcy metrów i wyłaniają się w formie wysp lub mają formę płaskiego, ściętego stożka, na którym mogą rozwinąć się atole korali. Takie płasko ścięte stożki nazywamy gujotami. W środkowych partiach oceanów dno wznosi się ku górze, w kierunku grzbietów śródoceanicznych. Grzbiety tworzą pasmo przebiegające od oceanu Arktycznego przez środek Atlantyku, które następnie skręca ku wschodowi, okrąża Afrykę i na wschód od niej pasmo to rozwidla się. Krótsza północna gałąź dochodzi do zatoki Adeńskiej i morza Czerwonego, natomiast grzbiet główny biegnie dalej na wschód, między Australią i Antarktydą, przechodząc w grzbiet wschodniopacyficzny, który kończy się u ujścia zatoki kalifornijskiej. Długość tego grzbietu przekracza 60.000 tys. kilometrów. Jego średnia wysokość nad równią przekracza 2.500 metrów. Średni stosunek wysokości do szerokości wynosi 1 do 500 (dla porównania w górach kontynentalnych wynosi 1 : 100). Większa część grzbietu jest rozcięta równoległymi dolinami ryftowymi, których głębokość dochodzi do 2.000 metrów, przy szerokości 30 do 130 kilometrów. Grzbiet przecinają też uskoki transformacyjne. Morza występujące na podłożu sialicznym nazywamy morzami epikontynentalnymi.

Strefy głębokości i środowiska sedymentacji oceanicznej:

Wyróżniane są następujące strefy głębokości dna oceanu:

Ze względu na odległość od brzegu i związany z tym wpływ na rodzaj deponowanych osadów, wyróżnia się środowiska (strefy) sedymentacji:

Strefa litoralna w wąskim znaczeniu obejmuje obszar dna między linią średniego przypływu, a linią średniego odpływu (inaczej strefa eulitoralna). W znaczeniu szerokim obejmuje obszar dna od linii maksymalnego przypływu i fal burzowych po krawędź szelfu. Dzieli się wówczas na podstrefę supralitoralną (powyżej średniego przypływu, zalewana podczas sztormów) , podstrefę eulitoralną (zakres między średnim przypływem i odpływem) i podstrefę sublitoralną (od zasięgu średniego odpływu do krawędzi szelfu). Środowisko wód nad dnem w strefie sublitoralnej (nad szelfem) to środowisko nerytyczne. Skład mineralny deponowanych osadów jest związany z oddziaływaniem lądów.

Strefa batialna to część dna odpowiadająca skłonowi kontynentalnemu (głębokość do 4000 m p.p.m. Środowisko wód nad skłonem to środowisko hemipelagiczne. Skład osadu zależy zarówno od oddziaływania lądu (prądy zawiesinowe), jak też otwartego morza (prądy przydenne, napływ planktonu).

Strefa abysalna (od 4000 do 5500 m p.p.m.) dotyczy równi abysalnej. Strefa hadalna to strefa rowów oceanicznych. Środowisko wód nad strefą abysalną i hadalną to środowisko pelagiczne. Tutaj wpływ lądu na rodzaj osadu jest znikomy. Dominujący jest wpływ morza.

Charakterystyka osadów:

W podstrefie supralitoralnej oraz eulitoralnej powstają plaże, czyli brzegi pokryte piaskiem lub żwirem. W morfologii plaży mamy 2 elewacje: wał brzegowy oraz wał burzowy. Zakres plaży między wałami to plaża wewnętrzna odpowiadająca strefie supralitoralnej. Pomiędzy lustrem wody, a wałem brzegowym, w strefie zmywu mamy plaże zewnętrzną odpowiadająca podstrefie eulitoralnej. Cechą charakterystyczną strefy zmywu są odsypy grubszego osadu w postaci jęzorów. Kiedy woda odpływa powstają w osadzie liczne dziurki.

Osady podstrefy sublitoralnej to językowate półwyspy, po kaszubsku szpryki. Mielizny przybrzeżne inaczej ryfy, które powstają przed krawędzią podstawy falowania na skutek podbijania osadu leżącego na dnie. Zazwyczaj obserwujemy kilka ryfów równoległych do siebie. Ryfy nie powstają w strefach silnych pływów, gdyż są rozmywane przez prądy pływowe. Przykładem jest Mewi Ryf z Redy na Hel. Natomiast sprzyja ich tworzeniu, tak samo jak w przypadku półwyspów obecność prądu litoralnego. Półwysep Helski jest efektem prądu litoralnego, wywołanego oddziaływaniem wiatrów zachodnich. Kolejnym elementem morfologii strefy sublitoralnej są bariery, inaczej mierzeje, czy też lido. W przeciwieństwie do Ryfów są one trwałe. Są to piaszczyste wały, które odcinają zatoki od otwartych mórz. Powstanie bariery oznacza powstanie laguny na jej zapleczu. Osady lagunowe są bardzo drobnoziarniste (różnego typu mułki). Są to wody stojące, często źle przewietrzone. W warunkach niższych szerokości geograficznych, takie laguny mogą przekształcać się w jeziora, w których rozwija się roślinność brakiczna. W szerokościach podzwrotnikowych w obrębie lagun gromadzą się muły wapienne. W warunkach silnego parowania wzrasta zasolenie wód, co sprzyja procesom dolomityzacji osadów węglanowych. W takich wodach mogą powstawać też pokłady węgla.

Pokrewnym lagunom jest środowisko rafowe. W tym wypadku powstaje zbiornik, odcięty od otwartego morza rafą koralową.

Osadami strefy sublitoralnej są także osady równi pływowej. Zazwyczaj drobnoziarniste, równolegle laminowane. Mogą to być zarówno iły, jak i muły wapienne.

Osady nerytyczne to osady szelfowe. Tutaj mamy do czynienia z oddziaływaniem prądów morskich, falowania i prądów pływowych. Istotna jest tu podstawa falowania. Wyróżnia się normalną oraz burzową podstawę falowania. Za największą głębokość podstawy falowania przyjmuje się 200 metrów. Osady deponowane na szelfie są przynoszone przede wszystkim przez rzeki. Są także efektem erozji morskiej.

Osady hemipelagiczne powstają na skłonie kontynentalnym w wodach spokojnych, pozbawionych dostępu światła, które dociera do głębokości 350 metrów. Są zbudowane głównie z minerałów ilastych, mułu wapiennego i resztek organizmów. Powstają tu muły niebieskie, szare, czerwone, muły i piaski glaukonitowe

Osady pelagiczne powstają na równi abisalnej. Złożone są z bardzo drobnych zawiesin transportowanych przez prądy przydenne, także z produktów wietrzenia szkliwa wulkanicznego (czyli minerały ilaste typu smektytów) oraz depozycję planktonu. Osady pelagiczne to głównie muły wapienne, iły oraz muły krzemionkowe będące produktem nagromadzenia radiolarii i okrzemek.

Rozprzestrzenienie osadów węglanowych i krzemionkowych:

Osady wapienne mogą powstać na skutek bezpośredniego strącania CaCO3 z wody morskiej lub na skutek depozycji szkieletów wapiennych.

Proces chemicznego strącania CaCO3 jest możliwy wówczas gdy nastąpi przesycenie wód węglanem wapnia. Rozpuszczalność CaCO3 zależy bezpośrednio od stopnia kwasowości wód. Im woda bardziej kwaśna tym większa jest rozpuszczalność. Głównym źródłem kwasowości wód jest kwas węglowy, który powstaje w wyniku rozpuszczania CO2.

CO2 + H2O H2CO3

Dwutlenek węgla jest znacznie łatwiej rozpuszczalny w wodach chłodnych. Jego rozpuszczalność wzrasta także wraz ze wzrostem ciśnienia. Koncentracja CO2 w wodach powierzchniowych jest bardzo niewielka. Tylko jeden atom węgla na dwieście występuje w formie rozpuszczonej. Na dużych głębokościach stosunek ten wzrasta do trzech na dwieście. Zawarty w wodzie H2CO3 dysocjuje na H+ i HCO3-. Dalej:

HCO3- - H+ + CO3 -2

Zwiększona ilość H+ oznacza wzrost kwasowości wody.

Wraz z głębokością rośnie ilość rozpuszczonego dwutlenku węgla. Powyżej głębokości 5.000 metrów gwałtownie rośnie zawartość dwutlenku węgla, a tym samym kwasowość wód.

Mniejszy udział CO2 w wodach powierzchniowych jest spowodowany większą ich temperaturą i fotosyntezą glonów. Wzrost temperatury od 0 do 20° powoduje spadek rozpuszczalności CaCO3 spada o 50%. Wraz z głębokością spada temperatura, co powoduje wzrost CO2. Tym samym wzrasta rozpuszczalność węglanów. W obrębie oceanów temperatura maleje wraz ze wzrostem głębokości. Zimne wody powierzchniowe obszarów podbiegunowych wzbogacone w CO2 zostają pogrążone i migrują ku równikowi na skutek cyrkulacji głębokomorskiej. Głębokość, na której ilość cząstek węglanowych (CaCO3) staje się mniejsza niż 20% nazywa się głębokością kompensacji węglanów (CCD- carbonate compensation deep). Oznacza to, że na dużych głębokościach węglany zanikają, co jest spowodowane ich rozpuszczaniem. W wodach ciepłych węglan wapnia ulega strąceniu, a w wodzie zimnej rozpuszcza się. Strefa kompensacji węglanów jest najgłębsza w szerokościach międzyzwrotnikowych.

Głębokość CCD, zależy zarówno od kwasowości wód głębinowych, która jest większa w wodach chłodnych, jak też ilości opadającego materiału. Przy dużej ilości precypitatów, część może dotrzeć nawet do dna, szczególnie jeśli zostanie przysypana osadem. W strefie równikowej CCD znajduje się na największych głębokościach, co jest związane z dużą produktywnością, a przede wszystkim wysoką temperaturą. Jednocześnie głębokość CCD maleje wraz z przybliżaniem się do kontynentów, gdzie produktywność wód, jest jeszcze większa. Tą pozorną sprzeczność można tłumaczyć dużym udziałem substancji organicznej dostarczanej z lądu, jak też dopływem bogatych w CO2 wód rzecznych. Według obliczeń czas zanim drobny osad węglanowy/szkieleciki osiągnął głębokość kilku tysięcy kilometrów może wynosić dziesiątki, a nawet setki lat. Jeśli przyjmiemy, że cząsteczka jest owalna, a nie okrągła modelowy czas opadania jeszcze się zwiększy. Fakt, że niektóre cząstki docierają do dna, jest efektem zjawiska tak zwanego deszczu morskiego, który jest złożony z fekalnych pelletów. Jeden pellet może zawierać milion kokolitów. A więc warunkiem utworzenia pokładu wapieni pelagicznych jest agregacja cząstek.

Skały krzemionkowe:

Woda morska jest zawsze niedosycona krzemionką (jest w stanie ciągle ją rozpuszczać), przy czym rozpuszczalność opalu spada o około 30% wraz ze spadkiem temperatury, z 25°C do 5°C. Jeżeli spadnie temperatura, osad krzemionkowy będzie trudniej rozpuszczalny i łatwiej dotrą na większą głębokość. Właśnie to umożliwia sedymentację na dużych głębokościach. Im wyższa temperatura tym rozpuszczalność większa. Podobnie jak w wypadku cząstek węglanowych, potrzebny jest deszcz morski, przy czym zaledwie 1 do 10% szkielecików obecnych w wodach o wysokiej produktywności pozostaje nierozpuszczone, tworząc osad. Główne źródła krzemionki to okrzemki i radiolarie. Powyżej CCD osad ten jest rozproszony w obrębie węglanów. Wobec tego warunkiem powstania skał krzemionkowych jest głębokość większa od CCD. Takie warunki będą panować przede wszystkim na wysokich szerokościach geograficznych, gdzie wody są zimne, jak tez w strefach upwellingu, tam gdzie zimne prądy mają charakter wstępujący. W pobliżu kontynentu warstwa kilku metrów osadu okruchowego tworzy się w ciągu tysięcy lat. Taka sama miąższość osadów krzemionkowych powstaje w okresie około miliona lat. W ciągu miliona lat ilość węglanów wyniosłaby kilkadziesiąt metrów.

Elementy paleooceanografii:

Istnieją pewne cechy osadu, które pozwalają nam odtworzyć temperaturę kopalnej wody, stopień jej zasolenia czy też głębokość. Głębokość rozpoznaje się po obecności określonych organizmów bentonicznych.

Określeniu klimatu służą badania izotopowe. Przykładem są badania 18O i 16O, który występuje w szkieletach kopalnych organizmów. Izotop 16O jest lżejszy od 18O. Stąd 16O jako pierwszy ulega ewaporacji w formie H216O. Właśnie ta woda jest wiązana w obszarach polarnych w formie lodu. W ten sposób, w zależności od klimatu zmienia się proporcja tych dwóch izotopów. Stosunek ten jest także zapisany w szkieletach organizmów. Gdy proporcja 18O do 16O jest wysoka, wiemy że oceany były relatywnie pozbawione 16O, który został związany w lodzie, czyli było zimno.

Wyniki tego typu badań pokazały np. że wody północnego Atlantyku uległy ochłodzeniu z +5°C w środkowym Miocenie do +2,5°C w plejstocenie.


Wyszukiwarka