Przerwa w ciągłości sedymentacji zaznaczająca się w profilu brakiem osadu to hiatus (luka). Hiatus możemy rozpoznać przez obecność niezgodności.

5 rodzajów neizgodności:

• erozyjna - powstaje w wyniku erozji

• kątowa (angular unconformity) - warstwy zalegają pod odmiennym kątem; można odtworzyć historię rozwoju niezgodności; pewne warstwy zalegały poziom, później miała miejsce orogeneza, fałdowaniom towarzyszy erozja (luka stratygraficzna) i na tą zerodowaną powierzchnię wchodzi sedymentacja (eoliczna, morska); powierzchnia niezgodności jest istotną granicą mówiącą o pewnym wydarzeniu

• przekraczająca - coraz młodsze skały mają coraz większy zasięg

• penakordancja (prawie zgodność) - warstwy zalegają pod tym samym kątem, ale brakuje jakiegoś ogniwa

• nonconformity - skały osadowe położone na ciele magmowym

Jeżeli jakiś zespół warstw ma wspólną historię geologiczną, wówczas poszczególne ogniwa zespołu są do siebie równoległe.

Oceany, sedymentacja morska

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' dzięki zastosowaniu echosondy. Powstała wtedy mapa morfologii den oceanicznych.

Elementy morfologii den oceanicznych

Szelf, skłon kontynentalny - oba te elementy w podłożu posiadają skorupę kontynentalną

Równia abysalna (abisalna, denna) - zawiera w podłożu skorupe oceaniczną.

Ponadto wyróżniamy:

- Grzbiety śródoceaniczne

- Rowy oceaniczne

- Łuki wysp wulkanicznych

- Pojedyncze stożki wulkanów ułożone niekiedy linijnie (łańcuchowo)

Szelf ze skłonem stanowi przedłużenie kontynentu pod wodą, może być bardzo wąski (zach. wybrzeże Am. Płd.) lub bardzo szeroki (przekraczać może 1500 km - M. Arktyczne). Szelf charakteryzuje bardzo niski kąt nachylenia stoku wynoszący 0,07^o. Skłon (stok) kontynentalny - kąt nachylenia 3-6^o, lokalnie 25^o. Skłon bywa rozcięty licznymi podmorskimi kanionami, które służą jako droga transportu osadów z szelfu ku głębinom. Kaniony takie na wsch. wybrzeżu Am. Płn. mają od 1 do 15 km szerokości i ich głębokość dochodzi do 2 tys. m. Osady zdeponowane u podnóża kontynentu tworzą wzniesienie przykontynentalne. Poniżej skłonu kontynentalnego rzeźba dna może mieć dwojaki charakter. Pierwszy tym - atlantycki (pasywny), drugi typ - andyjski (aktywny). W pierwszym wypadku szelfy są szerokie i stopniowo przechodzą w podnóże kontynentalne. W drugim przypadku szelf jest szczątkowy a stok kontynentalny graniczy bezpośrednio z rowem oceanicznym, za którym pojawia się dopiero równia abisalna. W wielu przypadkach rowy widziane z góry mają kształt łuku i są odsunięte na odległość wieluset km w głąb oceanu. Wówczas od strony kontynentu wykształcone są równoległe do nich łuki wysp wulkanicznych, które oddzielają od otwartego oceanu baseny mórz marginalnych, np. M. Ochockie i Wyspy Kurylskie, M. Japońskie - Wyspy Japońskie, M. Wschodnio- i Południowochińskie - Filipiny. Stosunek głębokości do szerokości rowów wynosi przeciętnie 1:50. Na równi abisalnej spotykamy liczne odizolowane stożki wulkanów, szczególnie dużo występuje ich na Pacyfiku. Niekiedy mają one wysokość kilku tys. m. 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 w kierunku grzbietów śródoceanicznych. Grzbiety tworzą pasmo przebiegające od O. Arktycznego przez środek Atlantyku, które następnie skręca ku wschodowi, okrąża Afrykę i rozwidla się. Krótsza północna gałąź tego pasma dochodzi do Zat. Adeńskiej i M. 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 tys. km., jego średnia wysokość nad równią przekracza 2,5 tys. m., średni stosunek wysokości do szerokości wynosi 1:500 (gdy w górach kontynentalnych wynosi 1:100). Większa część grzbietów jest rozcięta równoległymi dolinami ryftowymi, których głębokość dochodzi do 2 tys. m. przy szerokości 30 do 130 km.

Uskoki transformacyjne - doliny przecinające grzbiet.

Morza epikontynentalne - morza występujące na podłożu sialicznym w obrębie kontynentów.

Strefy głębokości i środowiska sedymentacji oceanicznej

Wyróżniane są następujące strefy głębokości dna oceanów:

• litoralna

• batialna

• abisalna

• hadalna

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

• nerytyczne

• hemipelagiczne

• pelagiczne

W wąskim znaczeniu obejmuje obszar dna między linią średniego przypływu a linią średniego odpływu (in. 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 normalnego przypływu zalewana podczas sztormu). Podstrefa eulitoralna to zakres między średnich przypływem a odpływem, podstrefa sublitoralna - od zasięgu odpływu do krawędzi szelfu. Środowisko wód nad dnem w strefie sublitoralnej (nad szelfem) to środowisko nerytyczne. Skład mineralny deponowanych osadów jest związany z oddziaływaniem lądu.

Strefa batialna to część dna odpowiadająca skłonowi kontynentalnemu (głębokość do 4 tys. m.). Środowisko wód nad skłonem to środowisko hemipelagiczne. Skład osadu zależy zarówno od oddziaływania lądu (prądy zawiesinowe), jak tez otwartego morza (prądy przydenne, napływ planktonu).

Strefa abisalna - zakres od 4 do 5,5 tys. m., dotyczy równi abisalnych.

Strefa hadalna to strefa rowów oceanicznych. Środowisko wód nad strefą abisalną i hadalną to środowisko pelagiczne. Wpływ lądu na rodzaj osadów jest znikomy.

Osady litoralne - w podstrefie supralitoralnej oraz eulitoralnej powstają przede wszystkim plaże (brzegi pokryte piaskiem lub żwirem). Wyodrębniamy wał brzegowy i wał burzowy. Zakres plaży między tymi wałami to plaża wewnętrzna - odpowiada ona strefie supralitoralnej. Natomiast w strefie zmywu mamy plaże zewnętrzną (między wałem brzegowym a lustrem wody) - osady podstrefy eulitoralnej.

Osady podstrefy sublitoralnej to językowate półwyspy (szpryki). Mielizny przybrzeżne (ryfy), które powstają przed krawędzią podstawy falowanie na skutek podbijania osadu leżącego na dnie. Zazwyczaj obserwujemy kilka ryfów równoległych do siebie. Ryfy nie powstają w strefach silnych pływów (ponieważ są rozmywane), natomiast sprzyja ich tworzeniu tak samo jak w przypadku półwyspu obecność prądu litoralnego.

Płw. Helski powstał pod wpływem prądu litoralnego zachodniego.

Bariery (mierzeja, lido) - w przeciwieństwie do ryfów są trwałe. Są to piaszczyste wały, które odcinają zatoki od otwartych mórz. Powstanie bariery oznacza powstanie laguny. Tam gdzie wody są ciepłe w warunkach podzwrotnikowych na barierach rozwijają się rafy koralowe.

Laguna - osady lagunowe są zazwyczaj bardzo drobnoziarniste, to różnego typu mułki (bo jest to zbiornik odcięty od wód otwartego morza, to wody stojące, często źle przewietrzone) w warunkach niższych szerokości geograficznych laguny takie mogą przeobrażać się w jeziora. W warunkach szerokości podzwrotnikowych w obrębie lagun będą gromadzić się muły wapienna. W warunkach silnego parowania wzrasta zasolenie wód, co sprzyja procesom dolomityzacji osadów węglanowych.

Pokrewne lagunom jest środowisko rafowe - powstaje zbiornik odcięty rafą koralową od wód otwartego morza bądź oceanu.

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

Osady nerytyczne - osady szelfowe; Rodzaj osadu jest determinowany obecnością prądów morskich, falowania, prądów pływowych. Istotna jest podstawa falowania. Wyróżnia się normalną podstawę falowania oraz podstawę burzową. Za największa głębokość podstawy falowania przyjmuje się 200 m. 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 m. Są zbudowane głównie z minerałów ilastych mułu wapiennego i resztek organizmów. Powstają tu w zależności od barwy (a ta jest świadectwem warunków utleniająco redukcyjnych) 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 (minerały ilaste typu smektyty). Osady pelagiczne to głównie muły wapienne, iły i muły krzemionkowe, będące produktem nagromadzenia radiolarii i okrzemek.

Rozprzestrzenienie osadów węglanowych i krzemiankowych

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. Głównym źródłem kwasowości wód jest kwas węglowy, który powstaje w wyniku rozpuszczania CO₂.

CO₂ + H₂O → H₂CO₃

CO₂ jest znacznie łatwiej rozpuszczalny w wodach chłodnych, jego rozpuszczalność wzrasta także wraz ze wzrostem ciśnienia. Koncentracja CO₂ w wodach powierzchniowych jest bardzo niewielka, tzn. tylko jeden atom węgla na 200 występuje w formie rozpuszczonej. Na dużych głębokościach stosunek ten wzrasta do 3/200. zawarty w wodzie H₂CO₃ dysocjuje na

H₂CO₃ → H⁺ + H₃CO^-

H₃CO^- → H⁺ + CO₃^-2

Zwiększona ilość H+ oznacza wzrost kwasowości wody. Wraz z głębokością maleje temperatura i wzrasta ciśnienie, rośnie ilość rozpuszczonego węgla. Poniżej głębokości 5 tys. m. krzywa skręca w prawo. Mniejszy udział CO₂ w wodach powierzchniowych jest spowodowany większa ich temperaturą a z drugiej strony fotosyntezą roślin. Wzrost temperatury od 0 do 20^oC powoduje spadek rozpuszczalności CaCO₃ o 50%. wraz z głębokością spada temperatura, co powoduje wzrost CO₂, tym samym wzrasta rozpuszczalność węglanów. W Obrębie oceanów temperatura maleje wraz ze wzrostem szerokości. Zimne wody powierzchniowe obszarów podbiegunowych wzbogacone w CO2 zostają pogrążone i następnie 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 Depht). W efekcie tego na dużych głębokościach węglany zanikają, co jest spowodowane ich rozpuszczaniem. Zatem w strefie międzyzwrotnikowej najgłębiej CaCO₃ zostanie rozpuszczony, im bliżej biegunów będą zanikać na niższej głębokości. Stąd - na giewoncie są węglany z płytkiego morza (5 tys.m.)

---