Pyt. 3
— Szybka subsydencja i powolna akumulacja. Powierzchnia depozycyjną w basenie
sedymentacyjnym ulega obniżeniu, a dno basenu morskiego może osiągać głębokości
abisalne.
— Powolna subsydencja i powolna akumulacja. Położenie powierzchni depozycyjnej
w basenie sedymentacyjnym pozostaje w przybliżeniu stałe. Materiał osadowy poddany
jest działaniu dynamicznych czynników środowiskowych przez długi okres i może
być wielokrotnie przerabiany, co prowadzi do wyeliminowania nietrwałych składników
mineralnych i do daleko posuniętej obróbki ziarn materiału klastycznego. Osad o takich
cechach jest określany jako mineralogicznie i teksturalnie dojrzały.
— Subsydencja wolniejsza niż akumulacja. Głębokość basenu sedymentacyjnego
zmniejsza się w wyniku postępującej od brzegu basenu progradacji osadów terygenicznych,
co prowadzi do regresji.
Pyt. 5
Podkreślić należy, że używane w tej książce nazewnictwo form dna jest nieco
odmienne od stosowanego poprzednio (Gradziński et al. 1976). Różnica polegają na wprowadzeniu
nowego terminu „antydiuny" (ang. antidunes) w odniesieniu do form nazywanych
poprzednio przez nas falami piaskowymi oraz na używaniu terminu „fale piaskowe"
w nowym znaczeniu, a to do określania form nazywanych w języku angielskim
sand waves. Tego rodzaju zmiany okazały się konieczne, bowiem w nowszych publikacji
(zob. Harms et al. 1975; Southard & Middleton 1976) formy typu sand waves są wyróżniane
jako odrębne w grupie form związanych z dolnym reżimem przepływu.
W dolnym reżimie przepływu natężenie transportu jest małe, a opór
przepływu duży. Formami dna są: małe i duże riplemarki, fale piaskowe,
a także dno płaskie bez ruchu ziarn (ryc. 2-14).
W górnym reżimie przepływu natężenie transportu jest duże, a opór
przepływu mały. Formami dna są: dno zrównane oraz antydiuny.
Pyt. 8
OSADY SPŁYWÓW KOLIZYJNYCH
W tym typie spływu mechanizmem podtrzymującym ziarna w zawieszeniu
jest ciśnienie dyspersyjne, będące rezultatem zderzeń — kolizji ziaren.
Spływy kolizyjne (ang. grain flow) rzadko jednak występują w swej
„czystej" postaci. Zazwyczaj ciśnienie dyspersyjne jest wspomagane
przez turbulencję i ciśnienie wody porowej (lub jeden z tych czynników).
Minimalny kąt nachylenia stoku, konieczny dla utrzymania tego rodzaju
spływu, wynosi około 30°, stąd też w warunkach podmorskich osady
spływów kolizyjnych nie są zbyt częste
Spływom kolizyjnym ulegają osady piaszczysto-żwirowe, pozbawione
lub zawierające bardzo mało materiału ilastego, które lawinowo spływają
w dół stoku. Zazwyczaj tworzą one grube ławice ograniczone ostrymi,
płaskimi powierzchniami. Na dolnych powierzchniach mogą występować
hieroglify pierzaste, wleczeniowe i pogrązy. Ławice są na ogół
pozbawione wewnętrznych struktur depozycyjnych, takich jak warstwowania
przekątne, riplemarki itp. Niekiedy zaznacza się w nich niewyraźna
laminacja równoległa i struktury miseczkowe.
Kanały ucieczkowe są to drogi skoncentrowanego przepływu gwałtownie
wydobywającej się z osadu wody. Strumień wody powoduje
upłynnienie osadu w obrębie kanału i wypłukuje najdrobniejsze cząstki,
które częściowo wynoszone są razem z wodą w otaczający, nieupłynniony
osad tworząc ciemną laminę ograniczającą strefę kanału (Lowe &
LoPiccolo 1974).
Struktury ucieczkowe mogą powstawać w utworach każdego środowiska
sedymentacyjnego, w którym dochodzi do szybkiej sedymentacji
osadu piaszczystego. Szczególnie często występują one w utworach różnego
rodzaju spływów grawitacyjnych, były również notowane w osadach
deltowych i rzecznych.
Innym przejawem ucieczki wody i częściowego upłynnienia osadu
są miniaturowe wulkany piaszczyste. Przedstawiają się one jako niewielkie
kopulaste wzniesienia na górnych powierzchniach ławic piaskowcowych.
Ich średnica rzadko przekracza 10 mm, a wysokość dochodzi najwyżej
do 15 mm. Na szczycie kopuły znajduje się zazwyczaj niewielki
krater, od którego prowadzi w głąb ławicy kanał doprowadzający materiał.
Pyt. 10
Prądy o małej gęstości (poniżej 1,5) transportują głównie cząstki
frakcji pyłowej i ilastej. Spływają one stosunkowo powoli, z prędkościami
rzędu 1,8 km/h. Tworzone przez nie sekwencje struktur warstwowania
składają się zazwyczaj jedynie z członów Td i Te. Osady takich
prądów są dość trudne do odróżnienia od innych mułów hemipelagicznych.
Ich cechami rozpoznawczymi mogą być (Rupke 1975, Stanley
1974b):
— obecność delikatnej laminacji występującej niekiedy w dolnej
części ławic;
— uziarnienie frakcjonalne;
— brak struktur warstwowania (z wyjątkiem laminowanych);
— znikoma zawartość ziaren frakcji piaszczystej.
OSADY PRĄDÓW ZAWIESINOWYCH
Prądy zawiesinowe zajmują miejsce pośrednie między prądami gęstościowymi
(str. 78) a grawitacyjnymi spływami osadu. Głównym mechanizmem
utrzymującym osad w zawieszeniu jest turbulencja płynu. Osad podniesiony
z dna przez impuls początkowy (np. osuwisko, wstrząs sejsmiczny
itp.) tworzy gęstą zawiesinę, która spływa w dół stoku pod działaniem
siły ciężkości. Ruch zawiesiny powoduje powstanie turbulencji,
a ta z kolei zapobiega opadaniu cząstek, dzięki czemu spływ może trwać nadal. W ten sposób zamyka się pętla sprzężeń zwrotnych: zawiesina—
ruch—turbulencja—zawiesina i prąd płynie aż do całkowitej utraty,
wskutek oporów tarcia, uzyskanej na stoku energii potencjalnej. Mechanizm
ten nosi nazwę autosuspensji (Bagnold 1962).
Sposób uziarnienia i struktury sedymentacyjne osadów prądów zawiesinowych
zależą przede wszystkim od dwu czynników: gęstości prądu
i intensywności jego hamowania, podczas którego następuje odkładanie
materiału.
Prądy gęste (gęstość ok. 1,5—2) osiągają dużą prędkość, dochodzącą
do kilkunastu a nawet kilkudziesięciu km/h. W przypadku, gdy utrata
szybkości następuje powoli, tworzą one ławice zawierające kompletne,
pięcioczłonowe sekwencje struktur warstwowania. Kolejność struktur
w sekwencji została ustalona przez Boumę (1962), od spągu do stropu ławicy
są to (ryc. 5-1A): uziarnienie frakcjonalne Ta, dolna laminacja po- '
zioma Tb, laminacja przekątna lub warstwowanie konwolutne Tc, górna
laminacja pozioma Td i bezstrukturowy mułowiec Te. Sekwencję taką
oznacza się symbolem Tabcde. Jednocześnie w całej miąższości ławicy
obserwuje się stopniowe zmniejszanie się przeciętnej średnicy ziarna.
Niekiedy w najwyższej części członu Te występuje cienka warstewka
mułowca lub iłowca pelagicznego, powstała w okresie pomiędzy dwoma
kolejnymi prądami zawiesinowymi.
Prądy gęste (gęstość ok. 1,5—2) osiągają dużą prędkość, dochodzącą
do kilkunastu a nawet kilkudziesięciu km/h. W przypadku, gdy utrata
szybkości następuje powoli, tworzą one ławice zawierające kompletne,
pięcioczłonowe sekwencje struktur warstwowania. Kolejność struktur
w sekwencji została ustalona przez Boumę (1962), od spągu do stropu ławicy
są to (ryc. 5-1A): uziarnienie frakcjonalne Ta, dolna laminacja po- '
zioma Tb, laminacja przekątna lub warstwowanie konwolutne Tc, górna
laminacja pozioma Td i bezstrukturowy mułowiec Te. Sekwencję taką
oznacza się symbolem Tabcde. Jednocześnie w całej miąższości ławicy
obserwuje się stopniowe zmniejszanie się przeciętnej średnicy ziarna.
Niekiedy w najwyższej części członu Te występuje cienka warstewka
mułowca lub iłowca pelagicznego, powstała w okresie pomiędzy dwoma
kolejnymi prądami zawiesinowymi.
Takie następstwo struktur zaznacza się zarówno w profilu pionowym
ławicy (spowodowane zmianami prędkości prądu w czasie), jak
i w poziomie (wywołane utratą prędkości wraz z rosnącą długością drogi
przebytej przez prąd). Jest ono spowodowane zmianami warunków hydrodynamicznych
w prądzie. Z chwilą rozpoczęcia hamowania następu- B
je intensywne odkładanie materiału z czoła prądu. Powstaje wtedy osad
uziarniony frakcjonalnie Ta, następnie przy jeszcze stosunkowo dużej
prędkości przepływu, w warunkach prądu rwącego — dolna laminacja
pozioma i związana z nią prądowa lineacja ziaren Tb. Po osiągnięciu ,
przez prąd stanu przepływu spokojnego tworzy się laminacja przekątna
typu riplemarkowego Tc. Mechanizm powstawania górnej laminacji poziomej
Td nie jest jasny. Przypisywana jest ona opadaniu ziaren poprzez
przydenną warstwę laminarną w prądzie, gromadzeniu się ziarn płatami
na powierzchni dna lub ich opadaniu z nierównomiernie rozcieńczonych
„kłębów" zawiesiny.
Pyt. 18
A. Cechy linijne:
lineacja oddzielnościowa
smugi prądowe
ślady wleczenia
ślady poślizgów
orientacja długich osi ziarn
grzbiety i bruzdy prądowe
kanały erozyjne i rozmycia wewnątrzławicowe
rysy lodowcowe
B. Cechy azymutowe:
warstwowanie przekątne
imbrykacja ziarn
cienie prądowe
jamki wirowe
ślady opływania
ślady strzałkowe
zadziory uderzeniowe
ślady poślizgów ze zmarszczką czołową
ślady wleczenia z zakończeniem
prądowe riplemarki asymetryczne
C. Gradienty cech skalarnych (rozpatrywane regionalnie):
gradient wielkości ziarna
gradient miąższości ławic
gradient ilości materiału gruboklastycznego (żwirowego i piaszczystego)
Pyt. 26
W roztokowych rzekach żwirowych (Smith 1970; Rust 1972; Hein &
Walker 1977) charakterystycznymi, dużymi formami akumulacyjnymi są
łachy podłużne (ang. longitudinal bars).
Pyt. 28
Panujące w jeziorach warunki depozycji materiału drobnoziarnistego
sprzyjają powstawaniu poziomej, ciągłej laminacji. Spotykane często
ciemne zabarwienie jeziornych osadów pelitycznych jest związane bądź
z obecnością produktów rozkładu materii organicznej, bądź też jest spowodowane
bbecnością siarczków, z których najpospolitszym jest piryt.
Zielonawoszare barwy, które przeważają w pelitycznych osadach
jezior na świecie, wywołane są przede wszystkim obecnością Fe(OH)2 .
Pyt. 32
Bariery piaszczyste
Charakterystyczną cechą niektórych wybrzeży jest obecność piaszczystych
barier, które oddzielają od otwartego morza położone zą nimi la guny. Bariery mają postać stosunkowo wąskich lecz długich wysp oraz
półwyspów i ciągną się mniej więcej równolegle do wybrzeża. Bariery
piaszczyste formowane są przy dominującym udziale falowania i dlatego
ich występowanie ograniczone jest do takich wybrzeży, gdzie pływy nie
są duże (zob. ryc. 12-64). Czynnikami sprzyjającymi rozwojowi barier
są: stała i obfita dostawa piasku przemieszczanego przez prądy wzdłuż
Avybrzeża oraz równomierne i niewielkie nachylenie dna.
Przesmyki i delty pływowe
W pasie bariery istnieją przerwy, nieraz o charakterze wąskich przesmyków,
poprzez które wody laguny kontaktują z wodami otwartego
morza. W przypadku wybrzeży o wyraźnych pływach, w przesmykach
zachodzi koncentracja przepływu wód podczas przypływu i odpływu,
a prądy pływowe erodują ich dno. Zazwyczaj takie przesmyki pływowe
(ang. tidal inlets) przesuwają się w kierunku zgodnym z kierunkiem prądów
wzdłużbrzegowych dominujących na danym odcinku wybrzeża. Od
strony przeciwnej przesmyk jest sukcesywnie zasypywany przez przyrastający
w tym kierunku cypel bariery. Stosunkowo znaczna głębokość
przesmyków (do 20 m) i dość szybka i ch migracja wzdłuż bariery (do
kilkudziesięciu metrów na rok} powoduje, że osady akumulowane w ob- rębie przesmyków pływowych mają duże szanse trwałego zachowania
się.
Profil osadów związanych z migracją współczesnego przesmyku pływowego poznany
został dzięki badaniom Kumara i Sandersa (1974) na Long Island koło Nowego
Jorku (ryc. 12-74). Profil zaczyna się osadami o charakterze bruku korytowego, złożonymi
z piasku, muszli i otoczaków. Nad nimi występuje warstwa reprezentująca osady
zapełniające głębszą część kanału. Są to piaski z warstwowaniem przekątnym o dużej
skali, zorientowanym zgodnie z kierunkiem prądów odpływu; zestawy lamin oddzielone
są nierzadko powierzchniami reaktywacji, nad którymi trafiają się podrzędnie zestawy
lamin nachylone zgodnie z kierunkiem prądów przepływu. Wyżej leży warstwa poziomo
laminowanych piasków utworzona w płytszej części przesmyku, przykryta bardzo grubym
zestawem stromo nachylonych lamin; zestaw ten przypomina budową deltę typu
gilbertowskiego i powstaje w rezultacie lateralnego przyrostu platformy barierowej, rozwiniętej
w przesmyku poniżej średniego poziomu wody. Najwyższą część profilu tworzą
piaski o strukturach typowych dla plaży i najpłytszej części przybrzeża.
Po obu stronach przesmyku pływowego powstają zwykle nasypy
określane jako delty pływowe (ang. tidal deltas, inlet deltas) (ryc. 12-75).
Tego rodzaju delty położone od strony laguny formowane są w znacznym
stopniu przez prądy przypływu, zaś położone od strony morza —
przez prądy odpływu.
Nasyp delty pływowej widziany w planie wysunięty jest w stronę
przeciwną od przesmyku (ryc. 12-76). Na jego peryferiach rozwinięty
jest sierpowaty wał, którego zaplecze obniża się stopniowo w stronę
przesmyku. Zaplecze to jest miejscem przepływu prądów pływowych
wypływających z przesmyku. Z tymi prądami związane są formy podobne
do fal piaskowych, pokrywające zwykle tę część równi pływowej.
Prądy skierowane w stronę przesmyku koncentrują się natomiast po zewnętrznej
stronie wału. Przedstawiony na omawianej rycinie obraz jest
wysoce schematyczny. W rzeczywistości rzeźba wielu delt pływowych
jest znacznie bardziej skomplikowana (Boothroyd 1978).