Dziś mówimy o pływach i strukturach, które się przez to tworzą. Pływy to pionowe wahania poziomu wód wywołane grawitacyjnym oddziaływaniem księżyca i słońca. Są trzy zasadnicze rodzaje pływów wyróżniane ze względu na okres fali.

Najpowszechniejsze to półdobowe 12 h i 25 min. To jest spowodowane tym, że księżyc przyciąga. Niebieski wektor siły to siła odśrodkowa, a czerwony jest grawitacyjny. Po jednej stronie grawitacja jest silniejsza niż siła bezwładności, a po drugiej mniejsza.

Pływy dobowe wynikają z modyfikacji pływów półdobowych przez oddziaływanie czynników astronomicznych, rozkład kontynentów i fizjografię basenów. Mamy też pływy mieszane, gdzie jeden cykl jest słabszy od drugiego (2).

Szare obszary to pływy półdobowe – one są w przewadze, mieszanych jest sporo, ale dobowych mało, tylko na południu.

Jeżeli przyciąganie od słońca nakłada się na księżyc to mamy pływy syzygijne (spring tides) to jest w nowiu i pełni. Jeżeli nałożymy jeszcze warunki sztormowe to wartości będą jeszcze większe. Dalej mamy kwadraturowe (neap tides). Wtedy przyciąganie słońca niweluje się z księżycem i są słabsze. W trzeciej kwadrze i pierwszej zmniejsza się amplituda.

Pływy generowane są w głębokim basenie oceanicznym i to jest przyciąganie olbrzymiej masy wody przez K - S. Na głębokich basenach są prawie niezauważalne, mają wysoką amplitudę i dużą długość. Dopiero po dotarciu na szelf ulegają spiętrzeniu, ich długość się skraca, a rośnie amplituda.

Ruch wody prąd pływowy jest powodowany przez pływy oceaniczne a nie bezpośrednie przyciąganie grawitacyjne słońca i księżyca.

Wysokość fal pływowych zależy od:

• rozkładu kontynentów

• fizjografii basenu (kształtu, wielkości, głębokości, rzeźby dna)

• prądów morskich

• siły Coriolisa

Jeżeli fala pływowa propaguje z głębokości 4 km na szelf, na głębokość np. 100 m, to amplituda fali rośnie od 0,5 m do 1,26 m

Prędkości prądu pływowego rośnie od 25 mm/s do 40 cm/s

Prędkość prądu pływowego rzędu 40 cm/s powoduje znaczący transport osadu.

Transformacja fali pływowej na szelfie. Im szelf jest szerszy tym amplituda jest większa. Wysokość fali pływowej rośnie w V-kształtnych zatokach i estuariach oraz w cieśninach. Jeżeli mammy zbiorniki o osi EW zgodnej z ruchem obrotowym ziemi to ta fala jest dodatkowo piętrzona. Mamy kilka obszarów gdzie te pływy wynoszą kilkanaście metrów. Np. kanał angielski mamy cieśninę i przebieg wschód zachód. Drugi przykład to zatoka Fundy (największe rejestrowane pływy do 19,6 m, też jest przewężenie i EW). W kanale La Manche 16,1 m.

Z reguły maksymalne wielkość są w czasie syzygijnych.

Ze względu na wielkość pływów wybrzeża są klasyfikowane:

• mikropływowe – przeważa falowanie, mamy często barierę zbudowana z ciągu długich wysp, amplituda pływów do 2 m,

• mezopływowe – też jest bariera, ale charakteryzuje się istnieniem wielu małych krótkich szerszych wysepek, nie tak długie jak tam, kontakt z morzem jest obfity. To są pływy 2-4 m.

• Trzeci przypadek wybrzeża makropływowe zdominowane pływami, amplituda powyżej 4 m. Są bardzo dobrze rozbudowane równie pływowe. Tutaj ujście rzeki to jest estuarium. Tam była delta wychodząca w morze.

Teraz to co ważne. Wyobraźmy sobie miskę wypełnioną wodą. Ruszamy miskę. W punkcie centralnym w misce poziom wody nie zmienia się. Głębokość słupa wody z jednej strony rośnie mamy przypływ, a z drugiej malej i mamy odpływ. Maksimum wysokiej wody obiega nam punkt amfidromiczny. I mamy w zbiornikach właśnie taki punkt, gdzie poziom wody się nie zmienia. To jest tak zwany punkt węzłowy. Skok pływu = 0. To jest przykład z Morza Północnego, gdzie mamy trzy takie punkty amfidromiczne. Mamy dajmy na to maksimum w punkcie zero i zaczynamy się przesuwać w lewo względem punktu amfidromicznego. Na półkuli północnej przeciwnie do ruchu wskazówek zegara, a na półkuli południowej zgodnie. Jeżeli przypływ wkracza na coraz płytsze wody, to nasze linie prostopadłe do tamtych (przerywane) pokazują amplitudę kolejno 1, 2, 3 do nawet kilkunastu metrów.

Na Atlantyku też mamy kilka punktów amfidormicznych.

Teraz mamy dla całej kuli ziemskiej. Na półkuli północnej mamy ruch w lewo, a na południowej w prawo.

Takie przemieszczanie fali pływowej generują nam taki transport osadu jak przesuwa się maksimum wody, czyli w lewo wokół punktu amfidromicznego, a nie do brzegu prosto.

Sinusoidalny przebieg prądu pływowego jest zniekształcany przez wpływ płytkiego akwenu – asymetryczność prądów pływowych. Prędkość przepływu jest większa niż prędkość odpływu. Czyli przypływ trwa krócej niż odpływ.

Ilość transportowanego osadu jest proporcjonalna do 3 . potęgi v prądu zatem transport wypadkowy odbywa się do lądu.

Różnica w transporcie ujawnia się zwłaszcza w piasku – osady drobnoziarniste muły deponowane są w fazie słabych prądów i w okresach przesilenie pływu (martwa woda, ang. slack water).

Na wybrzeżu pływowym też są wyróżniane strefy, ale tutaj wzdłuż średniego WPM i NPM. Strefa wyżej pływowa znajduje się powyżej średniego WPM. Strefa międzypływowa to jest od średniego WPM do NPM. Strefa niżej pływowa odpowiada przybrzeżu czyli od średniego NPM do npf, bo falowanie przecież też się rozwija.

Przykładem wybrzeża pływowego jest niemieckie wybrzeże morza północnego - ciąg wysp fryzyjskich (północnofryzyjskich wschodnio i zachodnio fryzyjskich). Ciągną się od Danii po Holandię. Na tym zdjęciu bardzo dobrze widać bariery, porozdzielane lukami do wymiany wód. Na zapleczu rozwinięte są bardzo duże równie pływowe do szerokości kilkunastu kilometrów. Widać obszary płaskie i głębsze.

Teraz na zdjęciu najwyższa część strefy międzypływowej, widać w kierunku morza kanały stają się coraz szersze i głębsze. Te równie są zasiedlane przez różne organizmy i to są efekty działalności różnych robaczków.

Piasek stabilizowany jest przez maty glonowe. Erozja zachodzi w inny sposób niż materiału luźnego. Są wydzierane płaty materiału.

Teraz o sedymentacji na równi pływowej – w tej chwili omówimy tylko silikoklastyczną, piaszczysto mułową. W strefie międzypływowej to energia prądu przypływu maleje oczywiście w kierunku lądu, w odróżnieniu od ruchu falowego. Średnica ziaren prądu przypływu będzie również maleć w kierunku lądu. W dolnej części równi pływowej grube ziarno (piasek), a w górnej drobne (muł). Czyli na dole transport w obciążeniu dennym i prądowe formy dna, a w górnym transport w zawiesinie swobodne wypadanie. Po środku i taki i taki.

Środkowa część strefy, w kierunku brzegu rośnie nam zawartość mułu. Sedymentacja wygląda tak, że w niższej części dominuje piasek, w czasie przypływu ripplemarki piaskowe, w odpływie muł ale tylko trochę. On gromadzi się w zasadzie wyłącznie w tych bruzdach pomiędzy ripplemarkami (Prothero Schwanb 1996). To jest smużyste.

Potem piasku i mułu jest podobna ilość. W ripplemarkach jest na tyle dużo mułu, że tworzy się ciągła powłoczka mułowa. Warstwa mułu jest ciągła. Faliste.

Na mule tworzą się pojedyncze ripplemarki pokryte grubą warstwą mułu. To wygląda jak soczewki. To się nazywa warstwowanie soczewkowe.

Teraz zdjęcie – muł zdeponowany w bruzdach miedzy ripplemarkami – warstwowania smużyste.

Teraz przechodzimy już do falistego – warstwa mułu jest już ciągła.

Teraz soczewkowa piasek jest nieciągły.

Teraz heterolit piaszczysto mułowy – całej spektrum warstwowań – soczewkowe faliste

Teraz znowu smużyste do falistych

Teraz w kopalnym typowe warstwowania soczewkowe, izolowane, głodujące ripplemarki.

Jeszcze bardzo charakterystyczne dla środowiska pływowego – najniższa część strefy międzypływowej i strefa niżejpływowa. Mamy zestawy warstwowań, o przeciwnym na zmianę nachyleniu lamin. Warstwowanie jodełkowe.

Będziemy przesuwać się od najniższej części strefy międzypływowej w kierunku brzegu. Na dole fala piaskowa, długi stok doprądowy i krótki zaprądowy. Potem duże ripplemarki. To był z Wybrzeży Morza Północnego.

Teraz przykłady z wybrzeży pływowych Brazylii. Mamy tu wybrzeże mezopływowe, barierowe. Strefa międzypływowa może być piaszczysta.

Tutaj inny przypadek gdzie mamy tylko muł. Ten model funkcjonuje oczywiście tam gdzie mamy dostawę obu materiałów, ale są też wybrzeża o dominacji jednego z nich. Tam są głównie muły węglanowe, a u nas ilaste

Na szelfach pływowych charakterystyczne formy dna szelfu pływowego. W zależności od prędkości określono sekwencję form dna jaka może się utworzyć. Dla 50 cm/s są fale piaskowe, przy 75 cm/s duże fale piaskowe, 100 cm/s wstęgi piaszczyste, 150 cm/s bruzdy i fale żwirowe. Przy małych prędkościach płaty piaszczyste.

Teraz po kolei sobie omówimy formy dna. Charakterystyczne dla środowiska pływowego są fale piaskowe. Grzbiety prostopadłe do kierunku przepływu, proste lub kręte. Długość 150 – 500 m, wysokość 3 – 15 m. Z reguły jeżeli spojrzymy na fale piaskowe w środowisku pływowym, to mamy dominację jednego kierunku prądu przepływu, to jest on prądem dominującym.

W czasie prądu odpływu formy są częściowo niszczone, a kolejny nadbudowuje, czyli mamy liczne powierzchnie reaktywacji. Czasami może być włożony cienki zestaw warstwowany przekątnie nachylony w kierunku przeciwnym.

Przesuwamy się do większych prędkości – wstęgi piaszczyste (sand ribbons) – grzbiety równoległe do kierunku przepływu i są proste. Długość tych form to 15 – 20 km, wysokość do jednego metra, rozstęp między grzbietami dochodzi do 200 m i to jest głównie z piasku.

Bruzdy i fale żwirowe (furrows and gravel waves). Grzbiety równoległe lub lekko skośne do kierunku przepływu prądu, proste lub bifurkujące, długość do kilku km, wysokość bruzd do 1 m, a szerokość bruzd do 10 m.

Mamy też pływowe grzbiety piaszczyste (tidal sand ridge). Na pewno tworzą się powyżej 50 cm/s ale mogę być też powyżej 100 cm/s nawet. Grzbiety na ogół ustawione równolegle do kierunku prądu, ale odchylenie do 20°. Tworzą się w piasku średnim, ale z domieszką debrytu muszlowego, długość do 50 km, wysokość 10 – 50 m, szerokość 1–3 km, a rozstęp 12 km. (Caston 1972).

Weźmy sobie rysunek a i zobaczmy jak powstają. Nadbudowywane z jednej strony przez jeden prąd i z drugiej przez drugi prąd. Kierunek odpływu bardzo często przyjmuje inną ścieżkę. To że raz nadbudowywany jest z jednej strony, a raz z drugiej powoduje, że grzbiet zaczyna być częściowo wygięty, potem wręcz z wody wypływa grzbiet i wygina formę, a w końcu zostaje przerwana i tworzą się w miarę prostoliniowe grzbiety i potem sytuacja znowu się powtarza. To jest model dosyć stary, ale do chwili obecnej nie wymyślono nic mądrzejszego. Ponieważ to są duże formy dna, to trudno je badać za pomocą sonarów itd. Co ważne, te grzbiety są asymetryczne w przekrojach poprzecznych. To są liczne zestawy warstwowań, nieraz nachylonych w różnym kierunku, zazębiających się ze sobą.

Teraz kilka przykładów zdjęcia grzbietów piaszczystych one z reguły tworzą sieć ujścia jakichś rzek, gdzie mamy dużo materiału dostarczanego, one te prądy są często skanalizowane i wchodzą potem w rzeki.

Cofamy się do wybrzeży brazylijskich. Na prądy pływowe nakłada się północno brazylijski prąd. Bruzdy i fale żwirowe są równoległe do brzegu.