SEDYMENTOLOGIA W VII (13 i 14)

ŚRODOWISKA SEDYMENTACYJNE CZII

ŚRODOWISKA SEDYMENTACJI KLASTYCZNEJ NA WYBRZEŻACH MORSKICH

Wybrzeża morskie są bardzo zróżnicowane pod względem rzeźby, rozwoju, warunków klimatycznych, dynamiki morza, procesów sedymentacyjnych oraz gromadzonych osadów.

1. Ze względu na zasięg falowania pogranicze lądu i morza tzw. strefa brzegowa dzielona
jest na trzy strefy (ryc. 12-65A):

1. brzeg - obszar, który zalewany jest przez wodę bądź odsłaniany w zależności od nasilenia falowania,

2. przybrzeże - strefa sąsiadująca z brzegiem od strony morza,

3. nadbrzeże - strefa sąsiadująca z brzegiem od strony lądu.

2. Ze względu na zasięg pływów w strefie brzegowej wyróżniana jest

1. strefa miedzy pływowa - wyznaczana przez średni zasięg normalnych przypływów i odpływów,

2. strefa napływowa (= wyżej pływowa) - obszar zalewany sporadycznie podczas szczególnie wysokich przypływów,

2.3.strefa niżej pływowa - obszar praktycznie stale znajdujący się pod wodą.

Plaże i ich przybrzeża Plaża - brzeg zbudowany z luźnego materiału ziarnowego frakcji piasku lub żwiru, przemieszczanego i deponowanego głównie dzięki działalności falowania. Plaże mogą mieć postać długich i ciągłych pasów - tzw. wybrzeża plażowe lub mogą występować tylko lokal­nie.

Warunki sprzyjające rozwojowi plaż:

1. obfita dostawa piasku,

2. nieznaczne nachylenie dna przybrzeża,

3. brak lub umiarkowane działanie pływów.

Ze względu na profil dna przybrzeża wybrzeża plażowe można podzielić na:

a. wybrzeża rewowe - charakteryzują się:

- występowaniem kilku podwodnych, zwykle równoległych do brzegu piaszczys-

tych wałów

• falowaniem o niewielkiej energii,

• pływami o niskiej skali

Rewy mają wysokość dochodzącą do kilku m. Stoki odlądowe są strome (25 - 34 ), przeciwległe są zazwyczaj łagodne. Na Bałtyku system rew jest stosunkowo trwałym elemen­tem rzeźby przybrzeża, niemniej jednak w czasie sztormów ulegają częściowemu niszczeniu i przesuwają się w kierunku otwartego morza, po czym ponownie narastają i przesuwają swię w kierunku brzegu. System rew rozcinany jest przez poprzeczne kanały tworzone przez prądy rozrywające. Prądy rozrywające spełniją dużą rolę (prawdopodobnie większą od powrotnych prądów dennych) w wynoszeniu materiału klastycznego w stronę morza.

b. wybrzeża bezrewowe - charakteryzują się:

- przybrzezem obniżającym się mniej więcej równomiernie w stronę morza (ryc. 12-69).

Plaża

1. część wewnętrzna (od strony lądu) - zalewana jest tylko w czasie sztormów (w nor­malnych warunkach modelowana jest przez wiatr). Na zapleczu tej części plaży występuje zwykle pas nadbrzeżnych wydm eolicznych (zbudowanych z piasku wywiewanego z plaży).. Przed pasem wydm od strony morza często formułuje się tzw. wał plażowy lub tzw. berm -czyli (= terasa burzowa), formowany w pobliżu zasięgu fal sztormowych.

2. część zewnętrzna (od strony morza) - zwana stokiem plaży, kształtowana jest przez zmywy. Na pograniczu wewnętrznej i zewnętrznej części plaży formowany jest tzw. wał brzegowy, za którym (w stronę lądu) powstają niekiedy efemeryczne laguny plażowe. W strefie zmywu powstają także małe formy o wielkości rzędu 1 do 2mm tzw. wałeczki napły­wu, które wyznaczają każdorazowo zasięg zmywu wstępującego.

Osady plaży

Charakteryzują się zwykle stosunkowo dużą dojrzałością mineralogiczną i teksturalną. Nierzadko są dobrze wysortowane, zwykle dominuje w nich piasek kwarcowy, często poja­wiają się znaczne nagromadzenia minerałów ciężkich (np. granaty, magnetyt - rozsypowe złoża plażowe). Skamieniałości są zwykle rzadkie, niekiedy mogą pojawiać się większe na­gromadzenia pokruszonych szczątków muszli. W warunkach regresji osady plaży i przybrze-ża progradują w stronę morza, odwrotnie natomiast w czasie transgresji wybrzeża przesuwają się w stronę lądu (sekwencja regresywna/transgrsywna).

Bariery piaszczyste i laguny

Charakterystyczną cechą niektórych wybrzeży jest obecność piaszczystych barier (na Bałtyku nazywane są mierzejami), które oddzielają od otwartego morza położone za nimi laguny. Bariery mają postać stosunkowo wąskich lecz długich wysp oraz półwyspów ciągną­cych się równolegle do wybrzeża. Bariery piaszczyste formowane są przy dominującym wpływie falowania i ograniczonym oddziaływaniu pływów

Czynniki sprzyjające rozwojowi barier:

1. stała i obfita dostawa piasku przemieszczanego przez prądy wzdłuż wybrzeża,

2. równomierne i niewielkie nachylenie dna.

Od strony otwartego morza linia brzegowa bariery jest wyrównana, natomiast od strony lagu­ny zwykle bardziej urozmaicona (ryc. 12-73). Brzeg przymorski ma postać rozległej plaży. Wzdłuż osi bariery ciągnie się pas wydm eolicznych. Niekiedy obszar za laguną (równina nadbrzeżna) zajęty jest przez bagna.

Przesmyki i delty pływowe

W pasie bariery istnieją przerwy, nieraz o charakterze wąskich przesmyków, poprzez które wody laguny kontaktują się z wodami otwatrego morza. W przypadku wybrzeży z wy­raźnymi pływami po obu stronach przesmyku pływowego powstają nasypy określane jako delty pływowe (ryc. 12-75). Ze względu na znaczną migrację przesmyków wzdłuż bariery (kilkadziesiąt m na rok) osady przesmyków mają szansę trwałego zachowania się w stanie kopalnym.

Laguny

Laguny oddzielone od morza barierami piaszczystymi są zwykle płytkie. O typie lagu­ny, zasiedlających ją organizmów oraz o rodzaju gromadzących się osadów decydują warunki klimatyczne i stopień wymiany wód z otwartym morzem.

W strefach ciepłego, suchego i półsuchego klimatu w lagunach osadzają się ewaporaty i węglany. Generalnie jednak w lagunach przeważa sedymentacja klastyczna (piaski, muły). W warunkach klimatu wilgotnego laguny są miejscem sedymentacji szczątków roślinnych. Tempo przyrostu osadów w lagunach jest znacznie większe niż w sąsiadujących morzach szelfowych i może wynosić ok. lem/rok (laguny Teksasu).

Rozwój barier

1. nadbudowywanie rew (migracja w stronę lądu i wynużanie wałów piaszczystych - rew),

2. powstawanie mierzej i formowanych przez prądy wzdłuż brzegowe,

3. transgresja i nadbudowywanie zalanych wodą plaż i wydm nadbrzeżnych.

Bariery (ryc. 12-78) (Kopalne osady barier) Zachowane w stanie kopalnym osady barier tworzą piaszczyste litosomy soczewkowatego lub klinowego kształtu, wydłużone zgodnie z kierunkiem wybrzeża. Od strony lądu za­zębiają się, bądź wkraczają na osady lagunowe (muły, ewaporaty, węglany), a od strony moża z piaszczysto-pelitycznymi utworami. Z litosomami barier wiążą się niekiedy wystąpienia ropy i gazu.

Równie pływowe (RP)

Równia pływowa jest płaskim obszarem, zalewanym i odsłanianym przez pływy. Zbu-dowana jest z osadów gromadzonych w czasie przypływów i odpływów. Rola falowania jest podrzędna ze względu na występowanie RP w obrębie osłoniętych odcinków wybrzeży (la-niny, zatoki, estuaria, niektóre delty). W obrębie stopniowo wznoszących się w stronę brzegu ^P występują charakterystyczne systemy kanałów pływowych, przypominających w planie iieci krętych koryt rzecznych Zasadnicza część obszaru równi należy do strefy międzypływowej, natomiast obszar strefy wyżej pływowej zajęty jest zwykle przez bagna ryc. 12-83).

Sedymentacja na równi pływowej

Materiał klastyczny donoszony jest na obszar równi przez prądy pływowe z reguły od trony morza, ale także laguny lub estuarium. Najgrubszy materiał deponowany jest w obrę-)ie kanałów pływowych gdzie prędkości przepływu dochodzą do 150 cm/s, podczas gdy po :a kanałami do 50 cm/s. Dodatkowo zaznacza się tendencja zmniejszania grubości ziarna od trony morza w kierunku lądu. Na równi pospolicie występują na przemian osady grubiej i Irobniej ziarniste co związane jest z cyklem pływowym (piasek/muł). Erozyjne dno kanałów tokrywa osad o typie bruku korytowego, złożony z piasku i intraklastów mułowych oraz muszli. Wyżej ległe osady to na przemian ległe piaski i muły.

cechy charakterystyczne osadów RP

występowanie litofacji mułowo-piaszczystych

warstwowanie smużyste, soczewkowe i faliste,

przeciwne kierunki paleotransportu materiału klastycznego w na przemian ległych osadach,

obecność fauny morskiej,

obecność powierzchni erozyjnych, bruku korytowego, intraklastów, muszli.

Estuaria

Estuarium - typ ujścia rzecznego o wybitnie rozszerzającym się, lejkowatym kształcie, / którym działalność pływów odgrywa istotną rolę w przebiegu procesów sedymentacyjnych. . estuaria będące przyujściowymi odcinkami dawnych dolin rzecznych, zatopionych wskutek "ansgresji”,

2. estuaria będące ujściami koryt rozprowadzających na deltach intensywnie kształtowanych przez pływy.

W obrębie estuarium zachodzi intensywne mieszanie się wody słodkiej i słonej. Charaktery­styczną cechą wielu estuariów jest obecność dużych grzbietów piaszczystych, wydłużonych zgodnie z osią estuarium , pomiędzy którymi rozwinięte są stosunkowo głębokie kanały.

Warunki sedymentacji

Materiał klastyczny gromadzony w obrębie estuarium donoszony jest zarówno przez rzekę, jak i dostarczany jest przez pływy od strony morza. Charakterystyczne są przeciwne kierunki paleotransportu w osadach.

a. Najgrubszy materiał gromadzony jest w osiowych częściach kanałów. Reprezento­-
wany jest przez gruboziarniste piaski z warstwowaniem przekątnym dużej skali typu rynno­
wego lub labularnego w układzie jodełkowym .

b. średnio- i drobnoziarniste piaski z płaską laminacją poziomą, warstwowaniem prze-­
kątnym małej skali oraz warstwowaniem smużystym.

c. drobnoziarniste piaski i muły z warstwowaniem soczewkowym i falistym.
Stopniowe wypełnianie estuarium prowadzi do powstania sekwencji o malejącej grubości
ziarna w kierunku stropu profilu. Fauna jest słodkowodna, brakiczna i morska.

ŚRODOWISKA MORSKIE

Generalny podział morskich środowisk bazuje na 2 kryteriach:

1. głębokości (ryc. 12-87):

1. strefa literalna,

2. strefa nerytyczna,

3. strefa batialna,

4. strefa abisalna,

5. strefa hadalna.

2. intensywności dostawy materiału klastycznego z lądu.

Strefa litoralna - obszar pomiędzy linią średniego przypływu i odpływu (np. równie pływo­we, delty pływowe, estuaria).

Strefa nerytyczna - od lini odpływu do krawędzi szelfu.

Strefa batialna - od krawędzi szelfu do głębokości ok. 4000 m (skłon kontynentalny i dna płytszych oceanów).

Strefa abisalna - głębokości od 4000 do 6500 m (większość głębokich den oceanicznych).

Strefa hadalna - poniżej 6500 m (rowy oceaniczne).

Strefom wyróżnianym na podstawie głębokości do pewnego stopnia odpowiadają strefy gromadzenia się określonego typu osadów:

strefa litoralna - pokrywająca się z literalną strefą głębokościową,

strefa sublitoralna - odpowiadająca strefie nerytycznej,

strefa hemipelagiczna - obejmująca skłon kontynentalny i blisko położone dna basenów

oceanicznych (znaczący udział w osadach materiału terygenicznego), strefa pelagiczna - dna otwartych mórz i oceanów (w osadach pelagicznych generalnie brak

jest materiału pochodzącegoz lądu).

Strefy osadów - hemipelagiczna i pelagiczna mogą być położone na bardzo różnych głębokościach i nie można ich utożsamiać ze strefami głębokościowymi - batialną i abisalną.

Środowisko sublitoralne - charakter osadów szelfowych w znacznie większym stopniu niż w głębszych środowiskach morskich uzależniony jest od czynników lokalnych (geometria dna, klimat, prądy. Ze względu na charakter osadów w strefie sublitoralnej można wyróżnić dwa skrajnie różne typy osadów:

1. płytkomorskie osady krzemionkowe - muły, piaski i żwiry silikoklastyczne,

2. płytkomorskie osady węglanowe.

Cechy kopalnych osadów strefy sublitoralnej

• autochtoniczna fauna bentoniczna o zasięgu głębokościowym do 200 m,

• generalny brak fauny pełnomorskiej,

• skamieniałości śladowe zespołu Cruziana lub Zoophycos.

• minerały autogeniczne: glaukonit, szamozyt, fosforany,

• duża mineralogiczna i teksturalna dojrzałość osadów,

• lateralny związek z osadami przybrzeżnymi i otwartego morza. Osady prądów pływowych.

Osady burzowe.

Środowiska płytkowodnej sedymentacji węglanowej

Do osadowych skał węglanowych zalicza się skały zawierające ponad 50% obj. komponen­tów węglanowych: kalcytu, aragonitu (polimorficzna odmiana CaC03), dolomitu i/lub syderytu.

Podstawowy podział skał węglanowych bazuje na określeniu składu chemicznego ich kom­ponentów. Na tej podstawie wyróżnia się wapienie (90+100% wag. CaCOs), dolomity (90-100% wag. CaMg[C0₃]₂)i syderyty.

Wapienie ze względu na genezę dzielone są ogólnie na:

1. chemogeniczne (komponenty pochodzenia chemicznego) i

2. organogeniczne (komponenty pochodzenia organicznego),

natomiast ze względu na środowisko sedymentacji można wyróżnić:

1. wapienie morskie i

2. wapienie słodkowodne.

Szczegółowe klasyfikacje wapieni biorą pod uwagę szereg kryteriów np:

1. chemicznych,

2. teksturalno-strukturalnych,

3. biologicznych.

W powszechnym użyciu jest klasyfikacja Dunham'a pozwalająca na wyróżnianie typów wa­pieni w warunkach terenowych, na podstawie makroskopowo rozpoznawalnych cech teksturalnych.

Podstawą tej klasyfikacji są następujące cechy:

1. rozpoznawalność tekstur depozycyjnych,

2. istnienie oznak wskazujących na biogeniczne wiązanie osadu podczas depozycji,

3. obecność lub brak mułu węglanowego (mikrytu);

4. ilość ziaren i ich proporcje w stosunku do tła skalnego;

Biorąc pod uwagę powyższe cechy można wyróżnić sześć typów skał węglanowych (por. tab. 7-5, ZS):

I. Wapienie (lub dolomity) krystaliczne;

II. Wapienie (lub dolomity) organogeniczne - to wapienie, których składniki pierwotnie
związane są biogenicznie podczas depozycji (rafy, biohermy, biostromy, biolityty, stro-
matolity;

3. Wapienie (lub dolomity) mikrytowe, =mikryty (wg Folka mikryt węglanowy ma rozmiar rzędu 0,001-0,004 mm), <10% składników ziarnowych (bioklastów, intraklastów, onkoidów, ooidów, peloidów), szkielet ziarnowy rozproszony; w warunkach terenowych można nazywać takie wapienie „pelitowymi".

4. Waki wapienne (lub dolomitowe), >10% składników ziarnowych (J^w-)> szkielet ziar­nowy rozproszony;

V. Wapienie (lub dolomity) ziarnowo-mikrytowe, =ziarnity mikrytowe, obecny muł
węglanowy (mikryt), liczne ziarna (10 do 50%, typu jw.) spojone mikrytem, szkielet ziar­
nowy zwarty;

VI. Wapienie (lub dolomity) ziarnowe, = ziarnity, brak mułu węglanowego (mikrytu),
liczne ziarna (>50%, typu jw.) spojone sparytowym cementem, szkielet ziarnowy zwarty;

Wapienie mogą być zbudowane w różnych proporcjach z masy podstawowej i ze skład­ników ziarnowych.

Masa podstawowa może być reprezentowana przez:

1. matriks węglanowe (=tło skalne) powszechnie nazywane mikrytem, zbudowane z drobnokrystalicznego kalcytu o wielkościach kryształów odpowiadających cząstką współcze­śnie tworzących się mułów węglanowych. Matriks może być hydrogenicznym strątem lub materiałem węglanowym pochodzącym z abrazji większych elementów lub powstaje na dro­dze mikrytyzacji. Mikryt może wypełniać pory, ale także może stanowić samodzielne nagro­madzenie tworzące osad = mikryty (bez koniecznej obecności składników ziarnowych). W warunkach terenowych skały takie można określać mianem wapieni pelitycznych.

2. Cement - hydrogeniczny strat grubokrystalicznego kalcytu (tzw. sparyt) wypełnia­jący przestrzenie porowe pomiędzy składnikami ziarnowymi osadu. Cement może pełnić nie­kiedy rolę tła skalnego

Pojęcie ziarno stosowane jest w szerokim znaczeniu. Ogólnie składniki ziarnowe wa­pieni można podzielić na:

1. szkieletowe (bioklasty),

2. nieszkieletowe np.:

2.1. precypitaty chemiczne(ooidy i wadoidy)

1. ooidy

2. wadoidy

2.2. ziarna o genezie biogenicznej
2.2.1. onkoidy

2.2.2. rodoidy

3. peloidy

4. intraklasty

Jako osobną grupę „materiału" skałotwórczego tworzącego pokaźną grupę wapieni można wyróżnić tzw mikrobiality (=mikrobolity) (Matyszkiewicz 1994). Stanowią one skład­nik wapieni tworzący się in situ wskutek życiowej działalności organizmów takich jak np: cjanobakterie czy proste glony. Do mikrobialitów zalicz się m. in. stromatolity.

Zależność tekstur depozycyjnych od energii środowiska:

Tekstura Energia

III

IV

V

VI

II

Na występowanie (tworzenie i zachowanie) skał węglanowych mają wpływ różnorodne czyn­niki m.in.:

- rozwój świata organicznego (m.in. obfitość bentosu - głównego dostarczyciela mate­
riału węglanowego, ale także wapiennych organizmów planktonicznych),

- brak dopływu silikoklastycznego (krzemionkowego) materiału okruchowego

(zmętnienie wód, zmniejszenie przepuszczalności światła, abrazja cząstek wapien­nych),

• klimat/temperatura (współcześnie największe nasilenie produkcji węglanowej ob­serwuje się w obszarach sub - i tropikalnych),

• uwarunkowania geotektoniczne (znacznemu nagromadzeniu materiału węglanowego sprzyja subsydencja obszaru depozycyjnego, połączona z równoczesnym utrzymywa­niem płytko wodnych warunków sedymentacji - najbardziej korzystnych dla rozwoju bentosu),

• obfitość dostarczania składników pokarmowych (m.in. upweling'i - prądy wstępu­jące bogate w substancje odżywcze),

• zasolenie (zasolenie sprzyja produktywności świata organicznego),

• naświetlenie (występowanie wielu organizmów ograniczone jest do strefy fotycznej),

• głębokość basenu (strefa CCD - poziom kompensacji kalcytu, strefa poniżej której CaCC>3 ulega rozpuszczaniu, zachowaniu ulega tylko materiał pochodzenia krzemion­kowego),

• energia środowiska (ruchliwość ośrodka wodnego).

W zależności od zespołu określonych warunków wpływających na występowanie osa­dów węglanowych można wyróżnić szereg stref facjalnych (środowisk sedymentacji) (Wil­son, 1975; zał. 1). Model Wilson'a przedstawia wyidealizowany zbiór środowisk, reprezen­towanych przez różnorodne strefy facjalne sedymentacji węglanowej.

STREFY FACJALNE SEDYMENTACJI WĘGLANOWEJ

1. Basen:

- energia środowiska - niska,

• batymetria - głębokie baseny sedymentacyjne, niekiedy anoksyczne (warunki bez­tlenowe),

• litologia - iły (łupki ilaste), muły silikokłastyczne (rogowce) lub muły węglanowe (wapienie mikrytowe),

• barwa osadów - czarna, czerwona,

• tekstura - pelitowa, aleurytowa lub mikrytowa

• struktura - rytmiczne uławicenie, laminacja równoległa,

• materiał terygeniczny - ił, pył,

• szczątki organiczne - otwornice planktoniczne, radiolarie, fauna nektonicz-na, igły gąbek,

2. Otwarty szelf:

- energia środowiska — niska,

• batymetria - od kilkudziesięciu do kilkuset metrów,

• litologia - margle (łupki margliste), wapienie organogeniczne,

- barwa osadów - szara, zielona, czerwona, brązowa,

• tekstura - pelitowa, mikrytowa, składniki ziarnowe wapieni - psamitowe i psefitowe bioklasty,

• struktura - uławicenie (cienkie i średnie), bioturbacje, struktury gruzłowe,

• materiał terygeniczny - obecny w oddzielnych warstwach,

• szczątki organiczne - zróżnicowana fauna, dobrze zachowane skamieniało­ści śladowe,

3. Skraj skłonu:

- energia środowiska - niska,

• batymetria - 200 do 300 m (poniżej podstawy falowania)

• litologia - muły węglanowe, wapienie i czerty,

• barwa osadów - ciemna do jasnej,

• tekstura -mikrytowa, litoklasty, bloki egzotykowe

• struktura - rytmiczne, soczewkowe uławicenie, uziarnienie frakcjonalne normalne

- materiał terygeniczny - nieliczny (łupki mułowcowe) w oddzielnych war­stwach,

- szczątki organiczne - redeponowane bioklasty, igły gąbek, otwornice
planktoniczne, radiolarie.

4. Front skłonu:

- energia środowiska - umiarkowana do wysokiej (biohermy rafy),

• batymetria - od kilku do kilkadziesięciu metrów (pomiędzy burzową a normalną podstawą falowania),

• litologia - zmienna: osady spływów grawitacyjnych (olistolity, brekcje sedymenta­cyjne, turbidyty), piaski i muły wapienne, wapienie organogeniczne

• barwa osadów - ciemna do jasnej,

• tekstura -mikrytowa, psamitowa, psefitowa, lito- i bioklasty, bloki egzoty­kowe,

• struktura - osady masywne, uziarnienie frakcjonalne normalny

• materiał terygeniczny - nieliczny (łupki mułowcowe) w oddzielnych war­stwach,

• szczątki organiczne - organizmy kolonijne, redeponowane bioklasty, igły gąbek, otworaice planktoniczne, radiolarie.

5. Załamanie skłonu (rafy organogeniczne):

- energia środowiska - bardzo wysoka (strefa intensywnego falowania),

• batymetria - od 0 do kilku metrów (powyżej normalnej podstawy falowania),

• litologia - organogeniczne wapienie rafowe (m.in. koralowo-glonowe)

• barwa osadów -jasna (biaława, kremowa),

• tekstura - składniki ziarnowe w postaci szkieletów organizmów kolonij­nych,

• struktura - osady masywne (z niewidocznymi strukturami sedymentacyj­nymi), porowate,

- materiał terygeniczny - brak,

- szczątki organiczne - w pozycjach przyżyciowych: bardzo liczne kolonijne
organizmy rafotwórcze (korale, glony, mszywioły), małże,

6. Krawędź platformy (obszar za rafowy - plaża, płycizny, wyspy):

- energia środowiska - umiarkowana do wysokiej,

• batymetria - od kilku m ponad poziomem morza do kilkunastu metrów poniżej po­ziomu (brzeg i przybrzeże, okolice normalnej podstawy falowania),

• litologia - piaski oolitowe (oolidy), piaski bioklastyczne (wapienie organodetry-tyczne), onkoidy (wapienie onkolitowe),

• barwa osadów -jasna (biaława, kremowa),

• tekstura - psefitowa i psamitowa (dobrze obtoczone i wysortowane biokla­sty), psefitowa (onkoidy), psamitowa (ooidy)

• struktura - warstwowanie przekątne dużej skali

- materiał terygeniczny - niewielka domieszka kwarcu terygenicznego,

- szczątki organiczne - ubogie życie organiczne, natomiast w dużej obfitości
występują bioklasty kolonijnych organizmów rafotwórczych (korali, glo­
nów, mszywiołów), zabradowane skorupy małży,

7. Otwarta platforma (otwarte laguny i zatoki, bez raf barierowych):

- energia środowiska - umiarkowana,

• batymetria - od kilku do kilkudziesięciu metrów,

• litologia - biohermy, biostromy (uławicone budowle węglanowe przypominające rafy), oraz wapienie gruzłowo - faliste,

• barwa osadów -jasna do ciemnej,

• tekstura - psefitowa, psamitowa (bioklasty, peloidy, onkoidy),

• struktura - uławicenie (cienkie i średnie), bioturbacje, struktury gruzłowe,

• materiał terygeniczny - obecny w oddzielnych warstwach,

• szczątki organiczne - brak fauny otwarto morskiej (głowonogi, krynoidy) liczne skamieniałości śladowe, mięczaki otwornice bentoniczne.

8. Izolowana platforma (zamknięte laguny, zatoki, kanały pływowe, równie pływo-

we, za i/lub między rafami barierowymi, ograniczona cyrkulacja wód):

- energia środowiska - umiarkowana,

• batymetria - od kilku do kilkudziesięciu metrów,

• litologia - muły wapienne i wapienie mikiytowe, waki wapienne, ziarnity wapien­ne, stromatołity, dolomity, cliche,

- barwa osadów -jasna,

• tekstura - psefitowa i psamitowa (bioklasty, intraklasty, peloidy), mikryto-wa (muły węglanowe),

• struktura - biosedymentacyjna laminacja (stromatolity), uziarnienie frak-cjonalne (kanały pływowe),

- materiał terygeniczny - obecny w oddzielnych warstwach,

- szczątki organiczne - brak fauny otwarto morskiej (głowonogi, krynoidy)
glony, mięczaki, otwornice bentoniczne.

9. Ewaporatowa platforma — rozwinięta jest na pograniczu morza i lądu. Jest to śro­dowisko napływowe, jeziora przybrzeżne, okresowo zalewane, sebha (płaska, pra­wie pozioma równina nadbrzeżna na regresywnych wybrzeżach morskich, pokryta piaskami i mułami wapiennymi oraz eolicznymi piaskami kwarcowymi. Osady se-bhy są zasilane wodami morskimi podczas okresowych zalewów pływowych i bu­rzowych oraz przez filtrację wody morskiej od linii brzegowej ku lądowi. Intensyw­ne parowanie sprzyja powstawaniu halitu, anhydrytu i gipsu, które tworzą naskoru-pienia i nie grube warstwy, oraz wysoko magnezowego kalcytu i anhydrytu w for­mie spoiwa osadów. Zachodzi tu też proces dolomityzacji mułu wapiennego, (za­mknięte laguny, zatoki, kanały pływowe, równie pływowe, za i/lub między rafami barierowymi, ograniczona cyrkulacja wód):

- energia środowiska - umiarkowana,

• batymetria - od kilku do kilkudziesięciu metrów,

• litologia - dolomit, anhydryt, gips, sole (m.in. halityt), stromatolity,

• barwa osadów - pomarańczowa, czerwona, brązowa,

• tekstura - mikrytowa, skryto- i jawnokrystaliczna,

• struktura - zbita, bezładna,

• materiał terygeniczny - liczne wkładki (warstwy i soczewki) utworów kla-stycznych (muły i mułowce, iły i iłowce),

• szczątki organiczne - brak fauny autochtonicznej z wyjątkiem sinic.

Barwa osadów

Barwa jest jednym ze wskaźników charakteryzujących typ środowiska sedymentacyjne­go. Kolor osadu uzależniony jest m.in.od składu mineralnego, rodzaju spoiwa, obecności sub­stancji organicznej i/lub związków bitumicznych. Barwa ma także ścisły związek z chemicz­nymi warunkami środowiska (warunki utleniające, redukcyjne) oraz z procesami wietrzenia chemicznego.

Barwy osadów można podzielić na trzy zasadnicze grupy:

1. jasne (białawe, kremowe, żółtawe, pomarańczowe) - charakterystyczne dla natle­
nionych środowisk (np. wapienie, dolomity, gipsy),

2. ciemne (szare do czarnych) - wywołane obecnością Fe ⁺ i zawartością uwęglonej
substancji organicznej, także związków bitumicznych - charakterystyczne dla warun­
ków redukcyjnych (skały zawierają węgiel organiczny i piryt),

3. brunatne (czerwonawe do brązowych) - wywołany obecnością Fe ', związane ze
strefą wietrzenia i krasowienia.

Materiał terygeniczny

Obecność składników okruchowych pochodzących z lądu ma duże znaczenie diagno­styczne w ocenie środowiska sedymentacji, gdyż większość wapieni to skały pozbawione

materiału terygenicznego. Warunkiem powstawania osadów węglanowych jest m.in. mała

dostawa materiału silikoklastycznego.

Duża ilość grubszych ziaren kwarcu wskazuje na bliskie usytuowanie lądu. Pył kwarcowy o

matowej powierzchni ziaren świadczy o dostawie materiału poochodzenia eolicznego.

Obecność materiału ilastego wskazuje na spokojną pelagiczną sedymentację w warunkach

głębokomorskich.

Szczątki organiczne

Rozpoznawalne składniki pochodzenia organogenicznego przekazują wiele informacji

na temat środowiska sedymentacyjnego (batymetria, temperatura, zasolenie):

KORALE - wody silnie zasolone, ciepłe, bardzo płytkie, dobrze naświetlone,

GLONY (algi) - zakres występowania ograniczony jest do strefy fotycznej (zwykle nie głę­biej niż 200 m, najczęściej do lOOm).

Czerwone (np. Lithothamnium) - żyją w wodach umiarkowanych, na głębokości 30-90 m.

Zielone (np. Diplopora) -jeszcze płycej, w ciepłych wodach i podobnie, jak algi niebieskie tworzą naskorupienia - stromatolit.

JEŻOWCE - płytkie wody i nieco głębsze na mulistym dnie (niektóre schodzą do głębokości 5400 m-te mają cienkie skorupki).

LILIOWCE - wody silnie zasolone, głębokie (nawet do 4200 m), reprezentują środowisko otwartomorskie,

OTWORNICE - zwykle wody słone. Gruboskorupowe - w morzach płytkich i ruchliwych, cienkoskorupowe - w głębszych. Niektóre otwornice mogą żyć w wodach półsłonych. Obfitość otwornic planktonicznych w osadzie wskazuje na tworzenie się go w znacznym oddaleniu od brzegu (sedymentacja pelagiczną).

MAŁŻE — różna tolerancja zasolenia środowiska, i temperatury wody. Najczęściej żyją w wodach płytkich, ale nie tylko. Gruboskorupowe - występują zwykle w kopalnych utwo­rach rafowych. Cienkoskorupowe - wody głębsze i spokojne.

ŚLIMAKI - wody płytsze niż małże. Formy z grubszymi skorupami żyją na rafach, w płyt­kich wodach są bardziej urzeźbione. Większość żyje w ciepłych i płytkich wodach.

RAMIENIONOGI - głębokość 200-300 m. Często tworzą rafy (facja koralowo - brachiopo-dowa) lub nieco głębiej od nich. Wody silnie zasolone, niektóre (np. Lingula) - półsłone.

GŁOWONOGI — (amonity, belemnity) - na ogół otwarte i ciepłe morza.

GRAPTOLITY - morza otwarte.

PROMIENICE (radiolarie) - nad głębokimi i płytkimi wodami. Koncentrują się głównie w głębszych morzach. Wody silnie zasolone.

MSZYWIOŁY - płytkie morza , ale nieco głębiej niż korale. Wody ciepłe i zimne, o różnym zasoleniu (nawet słodkie).

GĄBKI - czyste, ciepłe wody. Gąbki krzemionkowe na głębokości 100-500 m, wapienne płycej. W miocenie środkowym gąbki krzemionkowe żyły blisko strefy falowania.

MAŁŻORACZKI - wody półsłone i słodkie (środowisko brakiczne - laguny, estuaria).

Współczesne środowiska sedymentacji węglanowej

1. Platforma szelfowa połączona z kontynentem - np. wybrzeża Florydy, Zatoki Perskiej

2. Izolowana platforma (wznosząca się z głębi oceanicznych) - np. platforma węglanowa wysp Bahama

Platforma szelfowa (np. Zatoka Perska)

Charakterystyczne sąm.in.: niskie i płaskie równie zalewowe (sebha), subtropikalny su­chy klimat, intensywne parowanie wód, wysokie zsolenie, ewaporaty, bogaty i różnorodny świat organiczny.

Na rozwój i występowanie bentosu duży wpływ ma rodzaj podłoża;

• na dnie skalistym rozwijają się korale, którym towarzyszą, krasnorosty, małże ślimaki, je­żowce i gąbki,

• na podłożu mulisto-piaszczystym przeważa infauna, głównie ślimaki, małże i jeżowce, po­nadto otwornice bentoniczne i małżoraczki.

W Zatoce Perskiej występują trzy główne typy osadów:

• muły węglanowe,

• węglanowe osady piaszczysto-mułowe,

• węglanowe piaski.

Muły węglanowe reprezentują najgłębsze partie zatoki, niska energia środowiska. Mogą posiadać domieszkę substancji ilastych oraz pokruszone muszle małży i otwornice. W izolo­wanych od dopływu wód środowiskach wytrącają się gipsy. W obszarach Sebha intensywnie rozwijają się maty sinicowe, powstają ewaporaty i ma miejsce dolomityzacja.

W miarę spłycania obserwuje się wzrost energii środowiska i zwiększanie udziału grub­szych frakcji (piaski wapienne, reprezentowane przez szczątki szkieletowe organizmów i oo-idy)

Izolowana platforma

Pomiędzy energią środowiska rodzajem dna i typem litofacji istnieją ścisłe zależności (tab. 12-4, 12-97, ZS, str. 503, 505).

Energia środowiska	Rodzaj dna	Typ litofacji
Wysoka	Rafa	Koralowo-glonowa
	Strefa grzęd i bruzd
	Skaliste wybrzeża
	Ruchome piaski
	Ruchome piaski oolitowe	Oo litowa właściwa
Średnia	Stabilne piaski	Grudkowa + oolitowa mieszana
Niska	Muł i piaski z mułem	Mułowa + mułowo-peloidowa

Litofacja koralowo-glonowa:

- obejmuje zewnętrzną krawędź platformy z rafą tworzącą barierę

- osady złożone są z pokruszonych elementy szkieletowych frakcji psamitowej: korali, glo­
nów wapiennych, mięczaków, ponadto otworaice, peloidy i ooidy,

Litofacja oolitowa

Sublitofacja właściwa:

- płycizny, silne prądy pływowe rzędu 150 cm/s, ciągły ruch zooidów, zwykle brak fau­
ny ,nieliczne elementy szkieletowe i peloidy, duże nasycenie wód węglanem wapnia, obszar
macierzysty akrecji ooidowej.

Sublitofacja mieszana:

- głównie ooidy, ale także elementy szkieletowe i peloidy, spokojniejsze środowisko se­
dymentacji

Litofacja grudkowa:

- bogaty świat organiczny (ślimaki, jeżowce, kraby, glony wapienne), średnia ruchliwość
ośrodka wodnego, przeważają peloidy, materiał szkieletowy nie jest zbyt obfity, rzadkie oo­
idy.

Litofacja mułowa i mułowo-peloidowa:

- środowisko pozbawione silnych prądów pływowych, muł wapienny (aragonitowy), duża
ilość peloidów, nieliczna fauna, nieliczne szczątki szkieletowe, głównie frakcja pyłowa i peli-
towa, podrzędnie psamitowa.

Ponadto występują lito facje związane ze środowiskiem równi pływowych (wały plażowe i brzegowe).

Piaski bioklastyczne i oolitowe charakterystyczne są dla środowiska o wysokiej energii.

Sinice największą rolę odgrywają w obszarach równi pływowych i w strefie supralitoralnej.

Rafy koralowo-glonowe

Formy organogeniczne rozwijające się na krawędziach platform węglanowych. Rafy są strukturami podmorskimi, zbudowanymi głównie z osiadłych organizmów kolonijnych (kora­le, glony wapienne, stułbiopławy). Rafy tworzą sztywne konstrukcje barierowe, zdolne do przeciwstawiania się działalności fal i prądów.

Liczne pory i wewnątrz rafowe pustki zapełniane są luźnym materiałem okruchowym, pochodzącym w dużej mierze z niszczenia samej rafy. Materiał ten wiązany jest przez pora­stające rafę wapienne glony. Wzrost raf ku górze ograniczony jest poziomem morza, nato­miast zasięg głębokościowy reguluje poziom naświetlenia wód. Na rozwój rafy duży wpływ mają zmiany eustatyczne globalnego poziomu oceanu oraz tektonika (agradacja rafy - przy­rost pionowy, akrecja rafy - przyrost poziomy w kierunku morza, zahamowanie rozwoju).

W środowisku rafowym można wyróżnić trzy subśrodowiska sedymentacyjne (ryc. 12-99, ZS, str. 512):

1. strefa przed rafowa (od krawędzi rafy w kierunku otwartego morza),

2. strefa grzbietu rafy (szczytowy obszar rafy),

3. strefa za rafowa (od krawędzi rafy w kierunku laguny i lądu).

W strefie przed rafowej dodatkowo można wydzielić :

1. skłon rafy,

2. czoło rafy.

Skłon rafy - opada w kierunku głębi oceanicznej pod średnim kątem ok. 30°. Na skłonie i u jego podnóża gromadzi się wapienny materiał okruchowy, pochodzący głównie z abrazji rafy.

Czoło rafy - przymorska krawędź rafy stopniowo przechodząca w skłon.

W strefie grzbietu rafowego bujnie rozwija się życie organiczne (najintensywniej od strony morza skąd donoszone są składniki pokarmowe, natomiast od strony lądu następuje stopniowe obumieranie korali). Płytkowodny obszar grzbietowy rafy charakteryzuje się wy­soką energią środowiska.

W strefie grzbietu rafy, czyli tzw. równi rafowej można wydzielić: 2.1obszar zewnętrzny tzw. wał glonowy, 2.2obszar wewnętrzny w skład którego wchodzą :

1. rejon żywych korali,

2. rejon martwych korali.

W strefie za rafowej powstaje obszar płycizn zbudowany z piasków węglanowych tzw. obszar równi piaszczystych.

Najgłębsze i najspokojniejsze części laguny pokrywają węglanowe muły.

ŚRODOWISKO HEMIPELAGICZNE

Środowisko hemipelagiczne obejmuje swoim zasięgiem trzy prowincje fizjograficzne den oceanicznych (ryc. 12-100):

1. skłon kontynentalny,

2. podniesienie przedkontynentalne,

3. obszary dna basenów położone w niewielkiej odległości od lądów. Osady hemipelagiczne:

a. osady deponowane przez swobodne opadanie cząstek terygenicznych (muły),

b. osady dennych prądów trakcyjnych (muły, piaski),

c. osady spływów grawitacyjnych, np.: spływów ziarnowych, rumoszowych czy prądów
zawiesinowych (muły, piaski, żwiry).

Osady prądów konturowych (= prądów termohalinowych) - tzw konturyty: prądy denne przemieszczające się ponad górną częścią podniesienia przedkontynentalnego równo­legle do konturów kontynentów (formułują soczewki pyłów naprzemianległe z drobnoziarni­stymi piaskami). Cechy konturytów:

• ostro zaznaczone powierzchnie spągowe soczewek,

• zwykle brak lub niewielka ilość ilastej masy podstawowej,

• powszechna laminacja przekątna małej skali i płaska laminacja pozioma, przy braku innych struktur sedymentacyjnych,

• obecność soczewek złożonych wyłącznie z materiału biogenicznego.

Trakcjonity - również osady głębokomorskich prądów dennych (prądów trakcyjnych), ale niekoniecznie prądów konturowych sensu stricto.

Skłon kontynentalny

Skłon kontynentalny jest wąską strefą na krawędzi kier kontynentalnych, o przeciętnej szerokości ok. 75 km, w której dno morskie obniża się od głębokości ok. 130 — 200 m do głę­bokości 3500 - 4000 m, niekiedy głębiej (zachodnia krawędź kontynentu Ameryki Południo-

wej - ok. 10000 m). Przeciętne nachylenie stoku wynosi 3 do 6 stopni. Powierzchnia skłonu pocięta jest stromościennymi kanionami, będącymi drogami rozprowadzania materiału kla-stycznego. Skłony pokryte są grubą warstwą nieskonsolidowanych osadów co jest przyczyną powstawania licznych osuwisk podmorskich przekształcających się w spływy grawitacyjne o różnej energii, koncentracji i sposobie hamowania.

Podniesienie przedkontynentalne (PP)

Podniesienia przedkontynentalne (ryc. 12-100) rozciągają się między skłonem konty­nentalnym, a równiami abisalnymi, wzdłuż tektonicznie pasywnych krawędzi kontynentów (np. wschodnie krawędzie obu Ameryk). Podniesienie jest miejscem depozycji spływów gra­witacyjnych i prądów konturowych. Nagromadzenie tych utworów ma generalnie kształt ła­godnie opadającego i cieniejącego w stronę oceanu klina. Miąższość osadów dochodzi do 10 km, a ich rozprzestrzenienie w kierunku prostopadłym do podniesienia do 1000 km.

Natomiast wzdłuż aktywnych krawędzi kontynentów (np. zachodnie wybrzeża Ameryk) w miejscu podniesienia przedkontynentalnego formułują się wielkie, silikoklastyczne systemy depozycyjne (podmorskie stożki napływowe, rampy i fartuchy), budowane przez utwory spływów grawitacyjnych. Dno oceanów w strefach aktywnych bywa rozczłonkowane na sze­reg izolowanych basenów rozdzielonych grzbietami (np. zachodnie wybrzeża Kaliforni). Naj­dalej położone baseny znajdują się w odległości ok. 200 km od brzegu. Miąższość osadów waha się od 2000 do 6000m.

Muły hemipelagiczne

Muły hemipelagiczne powstają w bliskim sąsiedztwie lądów przez swobodne opadanie najdrobniejszych cząstek znajdujących się w wodzie morskiej. W skład zawiesiny wchodzi głównie pelitowo-aleurytowy materiał terygeniczny. Barwa osadów hemipelagicznych zależy m in. od stopnia utlenienia związków żelaza:

1. muły niebieskie - najszerzej rozpowszechnione, bogate w materię organiczną i siarczki,

2. muły czerwone - zawierają produkty wietrzenia laterytowego,

3. muły zielone - zawierają produkty halmyrolizy: glaukonit i chloryt,

4. muły żółte — zbudowane z materiału lessowego.

Do osadów kopalnych środowiska hemipelagicznego zalicza się utwory fliszowe.

[Istnieje problem odróżnienia mułów hemipelagicznych sensu stricto od mułów spływów

grawitacyjnych].

Podmorskie systemy depozycyjne

Sedymentacja fliszowa

Flisz (def. litologiczna, pierwotna) - utwory składające się głównie z przeławicających się (występujących naprzemian) piaskowców i łupków.

Flisz (def. geotektoniczna) - grube serie morskich skał osadowych, powstające w pre-lub wczesnoorogenicznym etapie rozwoju basenu sedymentacyjnego (termin przeciwstawiany tzw. molasie będącej utworem późno- lub postorogenicznym).

Flisz (def. genetyczna) - morskie utwory powstające w głębokich basenach sedymenta­cyjnych przy udziale spływów grawitacyjnych.

Cechy utworów fliszowych:

1. morskie utwory osadowe, złożone z materiału pochodzącego głównie z niszczenia lądu

(zbudowane z materiału terygenicznego),

2. serie o znacznej miąższości (kilka do kilkunastu tysięcy metrów),

3. utwory składające się w przewadze z przeławicających się (występujących naprzemian)

piaskowców i łupków (pyłowców, mułowców lub iłowców). Mogą także występować serie złożone niemal wyłącznie z piaskowców i/lub zlepieńców lub tylko z łupków. Inne typy utworów jak np.: margle, wapienie detrytyczne czy rogowce są rzadsze,

4. piaskowce i zlepieńce zazwyczaj są średnio lub źle wysortowane i zawierają znaczną do-

mieszkę frakcji pyłowych i/lub iłowych (detrytyczne matriks),

5. powierzchnie spągowe piaskowców i zlepieńców są zwykle ostro zaznaczone i pokryte

hieroglifami, natomiast ich powierzchnie stropowe są zwykle mniej wyraźne, często za­znacza się stopniowe przejście w nadległy osad mułowcowi,

6. powszechnie występują struktury sedymentacyjne tzw. sekwencji Boumy,

7. skamieniałości poza tzw. mikrofauną np. otworaicami są w utworach fliszowych rzadkie.

Modele sedymentacji fliszowej

W zależności od sposobu dostarczania materiału klastycznego do basenu sedymentacyj­nego, utwory typu fliszowego mogą osadzać się w obrębie trzech typów głębokowodnych systemów depozycyjnych (Reading i Richards 1994):

1. punktowo zasilanych stożków podmorskich,

2. wielopunktowo zasilanych ramp,

3. liniowo zasilanych fartuchów.

Mogą także być deponowane w strefie skłonu i równi basenowej.

Dodatkowo systemy depozycyjne różnicuje się w zależności od przeważającego rodzaju deponowanego materiału:

1. żwir,

2. piasek,

3. muł,

4.kombinacje mieszane. Np.: stożek mułowy, rampa piaszczysto-mułowa, fartuch żwirowo-piaszczysty

W obrębie stożków dodatkowo wyróżnia się trzy strefy:

1. wewnętrzną- tzw. stożek wewnętrzny (kanał główny),

2. środkową- tzw. stożek środkowy (kanały rozprowadzające).

3. zewnętrzną- tzw. stożek zewnętrzny (loby depozycyjne).

ŚRODOWISKO PELAGICZNE

Osady pelagiczne pokrywają rozległe obszary den oceanicznych, położonych w znacz­nej odległości od lądów (powyżej 800 - 1000 km). Główna ich masa powstaje w wyniku cią­głej depozycji cząstek mineralnych pochodzenia terygenicznego, wulkanicznego i kosmicz­nego) oraz szkieletów organizmów opadających z powierzchniowych warstw wody. Ważną rolę odgrywają także cząstki wytrącające się w procesach hydrogenicznych (minerały autoge-niczne). Składniki osadów pelagicznych:

1. materiał terygeniczny i roztwory mineralne,

2. materiał biogeniczny,

3. produkty wulkaniczna,

4. cząski kosmiczne,

5. utwory autogeniczne.

Materiał terygeniczny oraz substancje rozpuszczone - dostarczane są do środowiska morskiego głównie przez rzeki - ok. 90%, a następnie wynoszone są w obszary otwartego oceanu przez falowanie i prądy morskie. Pozostałe 10% przypada na procesy eoliczne i trans­port lodowcowy. Głównymi składnikami terygenicznymi są kaolinit, chloryty i illit, w pod­rzędnych ilościach występuje pył kwarcowy i skaleniowy.

Materiał biogeniczny - głównie wapienne i krzemionkowe szkielety organizmów planktonicznych (wiciowce - kokolity, otwornice, radiolarie, okrzemki). Udział materiału bentonicznego nie przekracza 10%.

Produkty wulkaniczne - dostarczane do środowiska pelagicznego przez subaeralne i podmorskie erupcje. Stanowią domieszkę w osadach lub samodzielne warstwy (często o stra­tygraficznym znaczeniu korelacyjnym). Produktem wietrzenia podmorskiego (halmyrolizy) materiału piroklastycznego jest m in. montmorillonit.

Cząski kosmiczne - głównie drobne kuliste formy żelazowo-niklowe i krzemianowe.

Utwory autogeniczne - głównie naskorupienia i konkrecje manganowo-żelaziste.

Współczesne osady pelagiczne:

1. organogeniczne (udział składników biogenicznych większy od 30%),

2. nieorganogeniczne (udział składników szkieletowych mniejszych od 30%). Głównym składnikiem osadów organogenicznych są muły węglanowe (globigerynowe,

kokkolitowe oraz pteropodowe) i krzemionkowe (okrzemkowe i radiolariowe) muły.

Głównym i typowym osadem nieorganicznym jest tzw. czerwony ił głębinowy (barwy brunatnej). Głównymi jego składnikami są minerały ilaste przedewszystkim montmorillonit i illit, a podrzędną domieszkę stanowi materiał wulkaniczny (kwarc, skalenie) oraz szczątki organiczne. Charakterystyczne są konkrecje manganowo-żelaziste. Brunatny ił głębinowy powstaje na dużych głębokościach w obszarach o niskiej produktywności organicznej wód powierzchniowych.

Rozmieszczenie w basenach oceanicznych brunatnego iłu głębinowego i osadów wę­glanowych i krzemionkowych uzależnione jest od:

1. produktywności organicznej wód powierzchniowych,

2. położenia dna w stosunku do tzw. głębokości kompensacji węglanu wapnia (CCD) (ryc. 12-101).

CCD - głębokość kompensacji węglanu wapnia jest to głębokość, na której ilość dostar­czanego do osadu materiału węglanowego jest równoważona przez tempo jego rozpuszcza­nia. Wody powierzchniowe są na ogół nasycone w stosunku do CaC03, tak więc proces roz­puszczania zaczyna się dopiero na pewnej głębokości i w miarę jej wzrostu staje się coraz intensywniejszy. Rozpuszczanie zachodzi głównie na granicy osad/woda. Głębokość kom­pensacji kalcytu zależy od:

• ilości materiału węglanowego osiągającego dno,

• odporności cząstek węglanowych na rozpuszczanie,

• chemizmu i temperatury wód,

• tempa akumulacji osadu.

Wzrost ilości cząstek węglanowych dostarczanych do osadu powoduje zwiększenie głęboko­ści kompensacji kalcytu, natomiast wzrost zawartości C02 i obniżenie temperatury wody wzmagają intensywność procesu rozpuszczania i głębokość CCD maleje. Odporność na roz­puszczanie dodatkowo zależy od postaci mineralnej węglanu wapnia. Szybciej rozpuszczany jest aragonit, a wolniej kalcyt. Stąd istnieją w rzeczywistości dwie głębokości kompensacji:

1. kompensacji aragoniru (płytsza) (Atlantyk 2000 - 3000 m),

2. kompensacja kalcytu (głębsza) (Atlantyk 4900 m).

Zawartość C02 zależy w dużej mierze od ilości gromadzącej się materii organicznej. Obecnie średnia głębokość CCD dla oceanu światowego wynosi 4600 m. Odchylenia wyno­szą lokalnie nawet do 2 km.

Pelagiczne osady kopalne:

Radiolaryty (współcześnie muły radiolariowe),

Wapienie i margle (współcześnie np. muły globigerynowe),

Kreda pisząca (współcześnie muły kokkolitowe),

Wapienie kalpionellowe,

Wapienie bulaste,

Wapienie rogowcowe.

---