Kurpiel Marek Dnia 30.05.2002

gr. Zi - 14 b

WOJSKOWA AKADEMIA TECHNICZNA

GEOLOGICZNA DZIAŁALNOŚĆ MORZA

Woda morska

Morza i oceany pokrywają prawie 3/4 powierzchni naszej planety. Cechą charakterystyczną wód morskich, z którą zetknął się każdy, kto przebywał nad morzem, jest ich zasolenie. Średnia zawartość związków chemicznych rozpuszczonych w wodach morskich wynosi około 35 g/l. Występują w niej niemal wszystkie pierwiastki chemiczne (w tym i promieniotwórcze), które w wodzie morskiej znajdują się w postaci jonów. Głównymi pierwiastkami występującymi w wodach morskich są chlor, sód, magnez, siarka, wapń, potas, brom i węgiel. Wśród rozpuszczonych w wodzie związków chemicznych główną rolę odgrywa chlorek sodu. W wodzie mórz i oceanów występują również gazy - głównie tlen i dwutlenek węgla, niekiedy amoniak i siarkowodór, będące produktami rozkładu materii organicznej.

Temperatura wód powierzchniowych oceanu jest uzależniona od szerokości: geograficznej i od pory roku. Waha się ona od 32°C latem w strefie równikowej do około 0°C w okolicach podbiegunowych. Temperatura wody maleje wraz z głębokością i na dnie oceanów wynosi ona 1-2°C. Najwyższe temperatury mają wody płytkich zatok i zamkniętych mórz w strefach klimatu gorącego i pustynnego. W Zatoce Perskiej np. maksymalna temperatura wód powierzchniowych wynosi niemal 46°C. Najniższe temperatury mają wody Morza Arktycznego (średnio około 3°C). Temperatura wód powierzchniowych jest uzależniona bezpośrednio od kąta padania promieni °słonecznych, od prądów morskich, głębokości zbiornika i konfiguracji wybrzeży.

Wraz z głębokością wzrasta ciśnienie wody morskiej, średnio o 1000 hPa na każde 10 m. W głębokich rowach oceanicznych ciśnienie wody na dnie sięga 100 MPa. Zasolenie i temperatura wód morskich wpływa na gęstość wód, która waha się od 1,0220 do 1,0275 kg/l. Największą gęstość wody morskiej notuje się na obszarach o intensywnym parowaniu (tam zwiększa się jej zasolenie).

Ruchy wody morskiej

Wody mórz i oceanów znajdują się w ruchu. Głównymi przyczynami ruchu wody morskiej są wiatry, siła przyciągania Księżyca i Słońca oraz różnice chemizmu i właściwości fizycznych wód. Powodują one trzy rodzaje ruchów:

• pływy - wywołanie przyciąganiem Księżyca i Słońca;

• falowanie - związane najczęściej z oddziaływaniem wiatru;

• prądy morskie - wywołane wiatrami stałymi oraz różnicami właściwości fizycznych i chemicznych wód morskich.

Pływy

Pływy to okresowe wahania poziomu morza, które powstają w wyniku przyciągania Ziemi przez Księżyc i w znacznie mniejszym stopniu przez Słońce, gdyż zgodnie z prawem grawitacji siła przyciągania maleje wraz z kwadratem odległości.

Na każdą cząsteczkę wody w oceanie działają przede wszystkim dwie siły: przyciąganie Księżyca i siła odśrodkowa spowodowana obrotem układu Ziemia - Księżyc dookoła wspólnego środka masy. Po stronie Ziemi zwróconej ku Księżycowi przeważa pierwsza z nich, a po przeciwnej - druga. Z tego powodu po obu stronach Ziemi w powłoce wodnej oceanu tworzy się nabrzmienie. W ten sposób na linii łączącej Ziemię z Księżycem powstaje zjawisko przypływu, zaś na linii prostopadle] do lej pierwszej - zjawisko odpływu. Wskutek ruchu wirowego Ziemi w każdym punkcie powierzchni Ziemi w ciągu doby dwukrotnie następuje przypływ i również dwukrotnie -odpływ.

Wielkość przypływów i odpływów zależy od szerokości geograficznej, głębokości zbiornika wodnego, jego wielkości, rozczłonkowania linii brzegowej i pory roku. Na otwartych wodach oceanów amplituda pływów nie przekracza 1 m, w Bałtyku jest ona rzędu 2 cm, ale w Zatoce Fundy u wybrzeży Kanady - przekracza 15 m. Energia pływów jest wykorzystywana w niektórych krajach do produkcji energii elektrycznej.

Falowanie

Falowanie to ruch wody morskiej wywołany głównie przez uderzenia wiatru o powierzchnię wody. Im silniejszy wiatr, im dłużej wieje z jednego kierunku, tym powstające fale są większe. W otwartym oceanie fale są symetryczne, a ruch cząsteczek wody następuje po okręgu. W miarę zbliżania się fali ku brzegowi, kołowy ruch cząsteczek wody zostaje zakłócony w rezultacie tarcia wody o dno i spadku prędkości fali przy dnie - fala ulega wówczas spiętrzeniu, a następnie załamaniu i rozbiciu o brzeg. Następuje to wówczas, gdy dno morskie podniesie się powyżej podstawy falowania, czyli głębokości, do której zachodzi ruch falowy wody, tzn. do głębokości równej długości fali. Głębokość falowania w morzach wynosi 50-100 m, a w otwartym oceanie może wzrosnąć nawet do kilkuset metrów.

Na otwartym morzu fale wiatrowe osiągają średnią wysokość 2 - 6 m, a w czasie sztormu - kilkanaście metrów. Przy wybrzeżach wysokość fali w czasie silnych sztormów znacznie wzrasta i może osiągać nawet kilkadziesiąt metrów. Prędkość fal wiatrowych wynosi przeważnie kilka-kilkadziesiąt kilometrów na godzinę.

W jeziorach, morzach wewnętrznych i lagunach powstają fale powierzchniowe, stojące - tzw. sejsze. Ich długość równa się w przybliżeniu długości zbiornika, wysokość - od kilku centymetrów do kilku metrów, natomiast okres fali-od kilku minut do kilku godzin. Fale te powstają w rezultacie lokalnych zmian ciśnienia atmosferycznego, sprzyjającego układu wiatrów lub słabych trzęsień ziemi.

Szczególnym typem fal są tsunami. Są to fale powstające wskutek podmorskich trzęsień ziemi, gwałtownych erupcji wulkanicznych lub też wielkich osuwisk podmorskich. W otwartym oceanie można nie zauważyć przemieszczającej się fali tsunami, gdyż ma ona ogromną długość, sięgającą niekiedy nawet 200 km i zaledwie kilkumetrową wysokość. Prędkość fali jest jednak olbrzymia - może wynosić nawet 800 km/godz. Docierając do brzegu fale te spiętrzają się do wielkich wysokości (do 40 m, a niekiedy i więcej), a osiągnąwszy płaskie wybrzeża mogą być przyczyną kataklizmu, który może pochłonąć tysiące ofiar. Na świecie działa specjalna sieć służb ostrzegania przed zbliżającym się tsunami, szczególnie rozbudowana w basenie Pacyfiku.

Prądy oceaniczne

W oceanach występują stale prądy morskie, które przemieszczają ogromne masy wód na odległość wielu tysięcy kilometrów. Tworzą one złożony system cyrkulacji wodnej w oceanie, łącząc się, rozgałęziając i zamykając w gigantyczne wiry. Wśród prądów oceanicznych można wyróżnić prądy powierzchniowe, prądy pod powierzchniowe, prądy denne i prądy wznoszące. Przyczyną ich powstawania są stałe wiatry oraz różnice gęstości spowodowane różnicami temperatury i zasolenia wód oceanicznych.

Prądy powierzchniowe są zwiane z różnicami temperatury wód oceanicznych i z wiatrami stałymi. Mają one średnią prędkość kilkudziesięciu centymetrów na sekundę (ale Prąd Zatokowy w rejonie Florydy porusza się np.­ z prędkością do 3 m/s). Wśród prądów powierzchniowych wyróżnia się prądy cieple i zimne.

Prądy podpowierzchniowe nie płyną zgodnie z kierunkiem wiatru, gdyż wskutek siły Coriolisa wody podpowierzchniowe poruszające się w jakimś kierunku ulegają odchyleniu w prawo. Wskutek tego w pionowym słupie wody twarzy się tzw. spirala Eckmana. Dzięki temu w wielu przypadkach wody znajdujące się na pewnej głębokości pod powierzchnią mogą płynąć prostopadle, a nawet w kierunku przeciwnym do kierunku wiatru na powierzchni.

Prócz prądów powierzchniowych i podpowierzchniowych istnieją również prądy denne. Ich mechanizm nie jest jeszcze dobrze poznany. Tworzą się one wskutek różnic gęstości wód. Niekiedy mają one znaczenie erozyjne, rozmywając nagromadzone na dnie osady.

Geologiczna rola mórz i oceanów

Olbrzymie masy wodne mórz i oceanów są niewątpliwie najważniejszym i najpotężniejszym czynnikiem geologicznym działającym na powierzchni Ziemi. Znaczenie geologiczne mórz i oceanów polega przede wszystkim na powstawaniu skał osadowych. Ich powstawanie i późniejsze przetworzenie (diageneza, metamorfizm) w głębszych partiach skorupy ziemskiej przyczyniły się do tworzenia się skorupy kontynentalnej (sialicznej) we wczesnym archaiku. To osady oceaniczne i morskie różnego wieku występują na przeważającym obszarze współczesnych lądów.

Fakt, że osady oceaniczne spotykamy dzisiaj na kontynentach świadczy o tym, że zasięgi oceanów i mórz zmieniały się w przeszłości geologicznej. Na powierzchnię kontynentów wielokrotnie wkraczały wody morskie, zmieniające obszary lądowe w płytkie zbiorniki morskie, w których powstawały osady o wielokilometrowej czasem miąższości. Zjawisko zalewania lądu przez morze nazywamy transgresją. Może być ona spowodo­wana np. podniesieniem się wód oceanu światowego, podniesieniem się dna zbiornika oceanicznego, obniżającymi ruchami na lądzie lub wreszcie likwidacją dużych akwenów. Ustępowanie (wycofywanie się) zbiornika morskiego z lądu nazywamy regresją.

Wody mórz i oceanów działają niszcząco w brzeżnych strefach, powodując stopniowe cofanie się wybrzeży morskich. Działalność niszcząca ma jednak niewspółmiernie mniejsze znaczenie geologiczne w porównaniu z akumulacją.

Erozja morska

Erozje morską wywołują dwa główne czynniki: falowanie i pływy. Prądy przybrzeżne odgrywają na ogół niewielką rolę. W morzach zamkniętych działa głównie falowanie, natomiast u wybrzeży dużych, otwartych akwenów rola pływów ulega zasadniczemu zwiększeniu.

Erozja morska jest widoczna przede wszystkim na wybrzeżach i na dnie morskim w pobliżu brzegu. Rozmiary erozji zależą od wielu czynników: siły fal, wielkości pływów, prędkości prądów morskich, konfiguracji wybrzeża, a także od budowy geologicznej strefy brzegowej.

Erozja brzegu morskiego jest wywołana przede wszystkim przez hydrauliczne działanie wody i przez abrazję; są one następstwem uderzania fal o brzeg morski, czyli przyboju.

Hydrauliczne działanie wody morskiej polega na rym, iż fale uderzające o brzeg kruszą, odrywają oraz rozmywają skały, z których brzeg jest zbudowany. Zależy ono od siły falowania. Pomiary wykazały, że nacisk fal na 1 m² stromego brzegu Bałtyku może w czasie silnych sztormów osiągać wartość 10 ton. O sile fali może dać wyobrażenie np. taki fakt, że w porcie Plymouth blok kamienny o ciężarze 7 ton został przez fale przeniesiony na odległość 50 m, zaś na wybrzeżu Oregonu (Stany Zjednoczone) głaz o ciężarze 50 kg został rzucony przez fale na dach latarni marskiej o wysokości 30 m.

Erozja brzegu morskiego zależy również od wysokości fali pionowego zasięgu ich oddziaływania. Na bałtyckich wybrzeżach fale mogą oddziaływać w czasie sztormów do wysokości około 15 m, ale u wybrzeży otwartego oceanu wysokość oddziaływania fal może wynosić kilkadziesiąt metrów, a niekiedy ponad 100 m. Spiętrzona fala uderza o brzeg, a wraz z nią uderzają niesione przez fale głazy, przyczyniając się do erozji brzegu.

Erozja morska jest uzależniona również od tego, czy brzeg jest stromy, czy też płaski. Na brzegach płaskich działalność erozyjna wód morskich jest niewielka. Erozja działa wówczas przede wszystkim na dnie, w strefie kipieli, gdzie załamują się fale, a materiał z dna jest przenoszony ku brzegowi. Dzięki temu niskie wybrzeża są przede wszystkim nadbudowywane, a nie niszczone.

Inaczej jest w przypadku wysokiego brzegu. Jest on silnie erodowany zarówno wskutek hydraulicznego działania wody, jak i wskutek abrazji. Abrazja polega na kruszeniu, ścieraniu, rozdrabnianiu materiału skalnego pochodzącego z niszczenia brzegu; odbywa się to wskutek ciągłego przesuwania i przetaczaniu przez fale materiału okruchowego, znajdującego się w pobliżu brzegu. Ścieraniu ulega także skalna powierzchnia brzegu i dna, kiedy fale i prądy przybrzeżne przetaczają po nich luźny materiał.

Fale morskie, które atakują stromy brzeg podcinają go, wskutek czego ulega on obrywaniu i osuwaniu, stopniowo cofając się. Strome urwisko nadbrzeżne nazywamy klifem. Materiał skalny u podnóża klifu ulega rozdrabnianiu przez fale. Dzięki temu powstaje niemal pozioma powierzchnia, słabo nachylona w kierunku morza, zwana platformą abrazyjną. Od strony morza przylega do niej nasyp zbudowany z materiału naniesionego przez fale, nazywany platformą akumulacyjną.

Klif będzie się cofał, dopóki będą docierać do niego fale najsilniejszych sztormów. Kiedy fale już nie docierają do niego, klif zamiera i stopniowo jest przekształcany przez mchy masowe w łagodnie nachylone zbocze.

Wybrzeża cofają się z różną prędkością, np. we wschodniej części wyspy Wolin brzeg cofnął się około 180 m w ciągu ostatnich 200 lat. Na przylądku Arkona na Rugii (Niemcy) znajduje się fragment starosłowiańskiego wału otaczającego niegdyś świątynię Swiatowida. Pozostałą jego część pochłonęło morze w wyniku erozji stromego brzegu. Na polskim wybrzeżu Bałtyku w rejonie Trzęsacza z kościoła zbudowanego kilka wieków temu pozostała jedna ściana stojąca na samej krawędzi klifu, gdyż większa jego część już runęła w dół klifu. Gdy był budowany, znajdował się w znacznym oddaleniu od brzegu, jednak ówcześni budowniczowie nie przewidzieli, że brzeg morski będzie się cofał tak szybka. W rejonie Kołobrzegu brzeg morski cofa się średnio 0,5-1 m rocznie.

Gdy brzeg morski jest zbudowany ze skał o różnej odporności, wówczas erozja postępuje ze zróżnicowaną prędkością na poszczególnych odcinkach brzegu, tworząc malownicze, bardzo rozczłonkowane wybrzeże.

Mimo wielkiej energii wód oceanicznych, objętość materiału pochodzącego z erozji morskiej jest kilkadziesiąt razy mniejsza od ilości materiału wyerodowanego przez rzeki kuli ziemskiej.

Typy wybrzeży

W zależności od wysokości brzegu wyróżniamy wybrzeża niskie i wysokie. Niezależnie od tego podziału, wyróżnia się kilka genetycznych typów wybrzeży:

• fiordowe - powstałe w wyniku zalania długich i głębokich dolin polodowcowych;

• riasowe - powstałe w wyniku zatopieniu dolnych odcinków szerokich dolin rzecznych;

• skierowe - charakteryzujące się obecnością setek i tysięcy skalistych wysepek rozrzuconych w pobliżu brzegu;

• dalmatyńskie - powstałe wskutek zatopienia pasm górskich przebiegających równolegle do wybrzeży, dzięki czemu nad powierzchnię wody wystają długie wysepki, równoległe do wybrzeża;

• lagunowe - powstaje w wyniku usypania piaszczystego wału równoległego do wybrzeża (lido); część morza odcięta wałem nosi nazwę laguny; na niższych szeroko­ściach geograficznych rolę wałów piaszczystych przejmują rafy;

• limanowe - tworzy się wówczas, gdy wałami piaszczystymi są odcinane lejkowate ujścia rzek; między ujściem rzeki a otwartym morzem powstaje liman, który z czasem może zostać całkowicie zasypany przez osady składane u ujścia rzeki;

• zalewowe - tworzy się wskutek częściowego odcięcia zatoki lub płytkiej części zbiornika morskiego od otwartego morza.

Transport i akumulacja w strefie brzegowej

Transport materiału w strefie brzegowej następuje zarówno w kierunku prostopadłym jak i równoległym do linii brzegowej. Transport materiału wzdłuż wybrzeży odbywa się w dwojaki sposób. Może być on transportowany przez prądy morskie płynące blisko brzegu lub też przemieszczać się wykorzystując
fakt, że fale morskie rzadko docierają do wybrzeża pod kątem prostym. Fala napływająca na brzeg pod pewnym kątem niesie ze sobą materiał wtaczając go ukośnie na plażę. Jednakże powrót wody odbywa się już zgodnie z największym nachyleniem plaży, czyli niemal prostopadle do linii
brzegowej. Wskutek tego materiał okruchowy nie wraca na poprzednie miejsce, lecz nieco dalej, przemieszczając się wzdłuż plaży wraz z nadejściem każdej fali. Dzięki temu materiał okruchowy może przemieścić się wzdłuż wybrzeża nawet o 100 m w ciągu doby.

Efektem działalności fal są wały brzegowe, przybrzeżne mielizny i bariery, jak również plaża. Silne fale wyrzucają na brzeg drobniejszy i grubszy materiał skalny, ale prąd powrotny nie ma siły, aby cały materiał unieść z powrotem do morza. Wskutek tego materiał grubszy gromadzi się przy końcu zasięgu fal w postaci wału piaszczysto­-żwirowego, noszącego nazwę wału brzegowego. Wały takie powstają na wybrzeżach niskich i na wybrzeżach wysokich tam, gdzie wykształciła się platforma abrazyjna. Ich wysokość może niekiedy dochodzić do kilkunastu metrów; na wybrzeżach Bałtyku wał brzegowy ma średnio wysokość 1-3 m, a jego stok jest nachylony w kierunku morza pod kątem do 5°. W budowie wału brzegowego biorą niekiedy udział skorupki morskich zwierząt.

Plaże powstają dlatego, że fale wyrzucają więcej piasku na brzeg, niż może go unieść do morza prąd powrotny. Nadmiar piasku gromadzi się więc na brzegu. Jednak zbyt silne falowanie może usuwać z brzegu naniesiony materiał. W ten sposób plaże zmieniają rozmiary. Rozwój plaży zależy też od wysokości fali. Fale długie i niskie nadbudowują plaże, natomiast fale krótkie i wysokie - niszczą je.

W strefie kipieli fala załamuje się na płytkim, piaszczystym dnie powodując powstawanie rynien erozyjnych, z których materiał piaszczysty jest wyrzucany na krawędź rynny. Dzięki temu tworzą się podwodne mielizny - długie równoległe do wybrzeża wały piaszczyste - rewy. Powstają one zwykle podczas sztormu i są farmami 1 nietrwałymi, przemieszczającymi się prostopadle do linii brzegowej. Rewy powstają zwykle w morzach bezpływowych; gdy amplituda pływów jest znaczna, ulegają niszczeniu i rozmywaniu.

Jeśli dno przy brzegu jest łagodnie nachylone w kierunku otwartego morza, fale zaczynają załamywać się daleko od brzegu - niekiedy nawet w odległości kilku kilometrów. Wówczas mogą powstawać wały piaszczyste, wystające niekiedy ponad poziom morza. Są to formy duże i na ogół trwałe, tworzące się przeważnie w morzach bezpływowych Są one charakterystyczne dla wybrzeży Adriatyku w okolicach Wenecji. Noszą one nazwę bariery (lido), a część morza między barierą a wybrzeżem nazywamy laguna. Laguny mogą zostać całkowicie odcięte od morza i przekształcone w jeziora, bagniska i torfowiska.

Prądy morskie płynące przy brzegu wykonują znaczną pracę transportową i akumu­lacyjną. Najważniejszymi formami powstałymi z osadów dostarczanych przez prądy płynące wzdłuż brzegu są kosy i mierzeje. Kosy są to formy akumulacyjne jednym tylko końcem połączone z lądem (ryc. 150). Taką kosą jest np. Półwysep Helski. W czasie silnych sztormów kosy mogą być rozmywane przez fale i przerywane, tracąc niekiedy nawet połączenie ze zwartym lądem. Mierzeje są to wały piaszczyste przyrastające do lądu z obu stron nierównego brzegu lub zatoki. Między mierzeją a lądem znajduje się zalew (np. Zalew Wiślany) - płytka zatoka niemal całkowicie odgrodzona mierzeją od pełnego morza. Gdyby nie systematyczne wybieranie piasku Zalew Wiślany mógłby przekształcić się w jezioro, które z czasem zostałoby wypełnione osadami Pregoły i Nogatu.

Osady morskie

Na dnie mórz i oceanów osadzają się pod wpływem siły ciężkości cząsteczki mineralne różnej wielkości oraz szczątki organiczne. W zależności od genezy składników osadów, osady morskie dzieli się na kilka grup:

• terygeniczne- powstałe przez opadanie na dno cząstek mineralnych przyniesionych do morza przez różne czynniki transportu (rzeki, wiatr, lodowce i lądolody) z obszarów lądowych;

• organiczne - utworzone dzięki gromadzeniu się na dnie szczątków organicznych lub w wyniku działalności organizmów morskich;

• chemiczne-powstałe w wyniku procesów chemicznych zachodzących w wodzie morskiej, prowadzących do wytrącania się różnych związków chemicznych;

• pochodzenia wulkanicznego - utworzone w wyniku erupcji podmorskich wulka­nów lub w wyniku osadzania się popiołów wulkanicznych powstałych w czasie erupcji wulkanów lądowych.

Składniki osadów dzielimy na mineralogeniczne i biogeniczne. Składniki mineralogeniczne są pochodzenia mineralnego. W zależności od miejsca powstania można wyróżnić składniki autigeniczne (powstałe na miejscu) i allogeniczne (przyniesione do oceanu z zewnątrz); wśród tych ostatnich można wyróżnić składniki pochodzenia kosmicznego - pyły i fragmenty meteorytów. Składniki biogeniczne to fragmenty szkieletów i ciał organizmów. W zależności od miejsca życia organizmów wyróżnia się składniki bentoniczne (pochodzące z organizmów żyjących na dnie), nektoniczne (składające się ze szczątków organizmów swobodnie pływających) oraz planktoniczne (pochodzące z organizmów unoszonych biernie przez wody powierzchniowe).

Falowanie to ruch wody morskiej wywołany głównie przez uderzenia wiatru o powierzchnię wody. Im silniejszy wiatr, im dłużej wieje z jednego kierunku, tym powstające fale są większe. W otwartym oceanie fale są symetryczne, a ruch cząsteczek wody następuje po okręgu. W miarę zbliżania się fali ku brzegowi, kołowy ruch cząsteczek wody zostaje zakłócony w rezultacie tarcia wody o dno i spadku prędkości fali przy dnie - fala ulega wówczas spiętrzeniu, a następnie załamaniu i rozbiciu o brzeg. Następuje to wówczas, gdy dno morskie podniesie się powyżej podstawy falowania, czyli głębokości, do której zachodzi ruch falowy wody, tzn. do głębokości równej długości fali. Głębokość falowania w morzach wynosi 50-100 m, a w otwartym oceanie może wzrosnąć nawet do kilkuset metrów.

Na otwartym morzu fale wiatrowe osiągają średnią wysokość 2 - 6 m, a w czasie sztormu - kilkanaście metrów. Przy wybrzeżach wysokość fali w czasie silnych sztormów znacznie wzrasta i może osiągać nawet kilkadziesiąt metrów. Prędkość fal wiatrowych wynosi przeważnie kilka-kilkadziesiąt kilometrów na godzinę.

W jeziorach, morzach wewnętrznych i lagunach powstają fale powierzchniowe, stojące - tzw. sejsze. Ich długość równa się w przybliżeniu długości zbiornika, wysokość - od kilku centymetrów do kilku metrów, natomiast okres fali-od kilku minut do kilku godzin. Fale te powstają w rezultacie lokalnych zmian ciśnienia atmosferycznego, sprzyjającego układu wiatrów lub słabych trzęsień ziemi.

Szczególnym typem fal są tsunami. Są to fale powstające wskutek podmorskich trzęsień ziemi, gwałtownych erupcji wulkanicznych lub też wielkich osuwisk podmorskich. W otwartym oceanie można nie zauważyć przemieszczającej się fali tsunami, gdyż ma ona ogromną długość, sięgającą niekiedy nawet 200 km i zaledwie kilkumetrową wysokość. Prędkość fali jest jednak olbrzymia - może wynosić nawet 800 km/godz. Docierając do brzegu fale te spiętrzają się do wielkich wysokości (do 40 m, a niekiedy i więcej), a osiągnąwszy płaskie wybrzeża mogą być przyczyną kataklizmu, który może pochłonąć tysiące ofiar. Na świecie działa specjalna sieć służb ostrzegania przed zbliżającym się tsunami, szczególnie rozbudowana w basenie Pacyfiku.

Pływy to okresowe wahania poziomu morza, które powstają w wyniku przyciągania Ziemi przez Księżyc i w znacznie mniejszym stopniu przez Słońce, gdyż zgodnie z prawem grawitacji siła przyciągania maleje wraz z kwadratem odległości.

Na każdą cząsteczkę wody w oceanie działają przede wszystkim dwie siły: przyciąganie Księżyca i siła odśrodkowa spowodowana obrotem układu Ziemia - Księżyc dookoła wspólnego środka masy. Po stronie Ziemi zwróconej ku Księżycowi przeważa pierwsza z nich, a po przeciwnej - druga. Z tego powodu po obu stronach Ziemi w powłoce wodnej oceanu tworzy się nabrzmienie. W ten sposób na linii łączącej Ziemię z Księżycem powstaje zjawisko przypływu, zaś na linii prostopadle] do lej pierwszej - zjawisko odpływu. Wskutek ruchu wirowego Ziemi w każdym punkcie powierzchni Ziemi w ciągu doby dwukrotnie następuje przypływ i również dwukrotnie -odpływ.

Wielkość przypływów i odpływów zależy od szerokości geograficznej, głębokości zbiornika wodnego, jego wielkości, rozczłonkowania linii brzegowej i pory roku. Na otwartych wodach oceanów amplituda pływów nie przekracza 1 m, w Bałtyku jest ona rzędu 2 cm, ale w Zatoce Fundy u wybrzeży Kanady - przekracza 15 m. Energia pływów jest wykorzystywana w niektórych krajach do produkcji energii elektrycznej.

Falowanie

Falowanie to ruch wody morskiej wywołany głównie przez uderzenia wiatru o powierzchnię wody. Im silniejszy wiatr, im dłużej wieje z jednego kierunku, tym powstające fale są większe. W otwartym oceanie fale są symetryczne, a ruch cząsteczek wody następuje po okręgu. W miarę zbliżania się fali ku brzegowi, kołowy ruch cząsteczek wody zostaje zakłócony w rezultacie tarcia wody o dno i spadku prędkości fali przy dnie - fala ulega wówczas spiętrzeniu, a następnie załamaniu i rozbiciu o brzeg. Następuje to wówczas, gdy dno morskie podniesie się powyżej podstawy falowania, czyli głębokości, do której zachodzi ruch falowy wody, tzn. do głębokości równej długości fali. Głębokość falowania w morzach wynosi 50-100 m, a w otwartym oceanie może wzrosnąć nawet do kilkuset metrów.

Na otwartym morzu fale wiatrowe osiągają średnią wysokość 2 - 6 m, a w czasie sztormu - kilkanaście metrów. Przy wybrzeżach wysokość fali w czasie silnych sztormów znacznie wzrasta i może osiągać nawet kilkadziesiąt metrów. Prędkość fal wiatrowych wynosi przeważnie kilka-kilkadziesiąt kilometrów na godzinę.

W jeziorach, morzach wewnętrznych i lagunach powstają fale powierzchniowe, stojące - tzw. sejsze. Ich długość równa się w przybliżeniu długości zbiornika, wysokość - od kilku centymetrów do kilku metrów, natomiast okres fali-od kilku minut do kilku godzin. Fale te powstają w rezultacie lokalnych zmian ciśnienia atmosferycznego, sprzyjającego układu wiatrów lub słabych trzęsień ziemi.

Szczególnym typem fal są tsunami. Są to fale powstające wskutek podmorskich trzęsień ziemi, gwałtownych erupcji wulkanicznych lub też wielkich osuwisk podmorskich. W otwartym oceanie można nie zauważyć przemieszczającej się fali tsunami, gdyż ma ona ogromną długość, sięgającą niekiedy nawet 200 km i zaledwie kilkumetrową wysokość. Prędkość fali jest jednak olbrzymia - może wynosić nawet 800 km/godz. Docierając do brzegu fale te spiętrzają się do wielkich wysokości (do 40 m, a niekiedy i więcej), a osiągnąwszy płaskie wybrzeża mogą być przyczyną kataklizmu, który może pochłonąć tysiące ofiar. Na świecie działa specjalna sieć służb ostrzegania przed zbliżającym się tsunami, szczególnie rozbudowana w basenie PacyfikuPrądy oceaniczne

W oceanach występują stale prądy morskie, które przemieszczają ogromne masy wód na odległość wielu tysięcy kilometrów. Tworzą one złożony system cyrkulacji wodnej w oceanie, łącząc się, rozgałęziając i zamykając w gigantyczne wiry. Wśród prądów oceanicznych można wyróżnić prądy powierzchniowe, prądy pod powierzchniowe, prądy denne i prądy wznoszące. Przyczyną ich powstawania są stałe wiatry oraz różnice gęstości spowodowane różnicami temperatury i zasolenia wód oceanicznych.

Prądy powierzchniowe są zwiane z różnicami temperatury wód oceanicznych i z wiatrami stałymi. Mają one średnią prędkość kilkudziesięciu centymetrów na sekundę (ale Prąd Zatokowy w rejonie Florydy porusza się np.­ z prędkością do 3 m/s). Wśród prądów powierzchniowych wyróżnia się prądy cieple i zimne.

Prądy podpowierzchniowe nie płyną zgodnie z kierunkiem wiatru, gdyż wskutek siły Coriolisa wody podpowierzchniowe poruszające się w jakimś kierunku ulegają odchyleniu w prawo. Wskutek tego w pionowym słupie wody twarzy się tzw. spirala Eckmana. Dzięki temu w wielu przypadkach wody znajdujące się na pewnej głębokości pod powierzchnią mogą płynąć prostopadle, a nawet w kierunku przeciwnym do kierunku wiatru na powierzchni.

Prócz prądów powierzchniowych i podpowierzchniowych istnieją również prądy denne. Ich mechanizm nie jest jeszcze dobrze poznany. Tworzą się one wskutek różnic gęstości wód. Niekiedy mają one znaczenie erozyjne, rozmywając nagromadzone na dnie osady.

Geologiczna rola mórz i oceanów

Olbrzymie masy wodne mórz i oceanów są niewątpliwie najważniejszym i najpotężniejszym czynnikiem geologicznym działającym na powierzchni Ziemi. Znaczenie geologiczne mórz i oceanów polega przede wszystkim na powstawaniu skał osadowych. Ich powstawanie i późniejsze przetworzenie (diageneza, metamorfizm) w głębszych partiach skorupy ziemskiej przyczyniły się do tworzenia się skorupy kontynentalnej (sialicznej) we wczesnym archaiku. To osady oceaniczne i morskie różnego wieku występują na przeważającym obszarze współczesnych lądów.

Fakt, że osady oceaniczne spotykamy dzisiaj na kontynentach świadczy o tym, że zasięgi oceanów i mórz zmieniały się w przeszłości geologicznej. Na powierzchnię kontynentów wielokrotnie wkraczały wody morskie, zmieniające obszary lądowe w płytkie zbiorniki morskie, w których powstawały osady o wielokilometrowej czasem miąższości. Zjawisko zalewania lądu przez morze nazywamy transgresją. Może być ona spowodo­wana np. podniesieniem się wód oceanu światowego, podniesieniem się dna zbiornika oceanicznego, obniżającymi ruchami na lądzie lub wreszcie likwidacją dużych akwenów. Ustępowanie (wycofywanie się) zbiornika morskiego z lądu nazywamy regresją.

Wody mórz i oceanów działają niszcząco w brzeżnych strefach, powodując stopniowe cofanie się wybrzeży morskich. Działalność niszcząca ma jednak niewspółmiernie mniejsze znaczenie geologiczne w porównaniu z akumulacją.

Erozja morska

Erozje morską wywołują dwa główne czynniki: falowanie i pływy. Prądy przybrzeżne odgrywają na ogół niewielką rolę. W morzach zamkniętych działa głównie falowanie, natomiast u wybrzeży dużych, otwartych akwenów rola pływów ulega zasadniczemu zwiększeniu.

Erozja morska jest widoczna przede wszystkim na wybrzeżach i na dnie morskim w pobliżu brzegu. Rozmiary erozji zależą od wielu czynników: siły fal, wielkości pływów, prędkości prądów morskich, konfiguracji wybrzeża, a także od budowy geologicznej strefy brzegowej.

Erozja brzegu morskiego jest wywołana przede wszystkim przez hydrauliczne działanie wody i przez abrazję; są one następstwem uderzania fal o brzeg morski, czyli przyboju.

Hydrauliczne działanie wody morskiej polega na rym, iż fale uderzające o brzeg kruszą, odrywają oraz rozmywają skały, z których brzeg jest zbudowany. Zależy ono od siły falowania. Pomiary wykazały, że nacisk fal na 1 m² stromego brzegu Bałtyku może w czasie silnych sztormów osiągać wartość 10 ton. O sile fali może dać wyobrażenie np. taki fakt, że w porcie Plymouth blok kamienny o ciężarze 7 ton został przez fale przeniesiony na odległość 50 m, zaś na wybrzeżu Oregonu (Stany Zjednoczone) głaz o ciężarze 50 kg został rzucony przez fale na dach latarni marskiej o wysokości 30 m.

Erozja brzegu morskiego zależy również od wysokości fali pionowego zasięgu ich oddziaływania. Na bałtyckich wybrzeżach fale mogą oddziaływać w czasie sztormów do wysokości około 15 m, ale u wybrzeży otwartego oceanu wysokość oddziaływania fal może wynosić kilkadziesiąt metrów, a niekiedy ponad 100 m. Spiętrzona fala uderza o brzeg, a wraz z nią uderzają niesione przez fale głazy, przyczyniając się do erozji brzegu.

Erozja morska jest uzależniona również od tego, czy brzeg jest stromy, czy też płaski. Na brzegach płaskich działalność erozyjna wód morskich jest niewielka. Erozja działa wówczas przede wszystkim na dnie, w strefie kipieli, gdzie załamują się fale, a materiał z dna jest przenoszony ku brzegowi. Dzięki temu niskie wybrzeża są przede wszystkim nadbudowywane, a nie niszczone.

Inaczej jest w przypadku wysokiego brzegu. Jest on silnie erodowany zarówno wskutek hydraulicznego działania wody, jak i wskutek abrazji. Abrazja polega na kruszeniu, ścieraniu, rozdrabnianiu materiału skalnego pochodzącego z niszczenia brzegu; odbywa się to wskutek ciągłego przesuwania i przetaczaniu przez fale materiału okruchowego, znajdującego się w pobliżu brzegu. Ścieraniu ulega także skalna powierzchnia brzegu i dna, kiedy fale i prądy przybrzeżne przetaczają po nich luźny materiał.

Fale morskie, które atakują stromy brzeg podcinają go, wskutek czego ulega on obrywaniu i osuwaniu, stopniowo cofając się. Strome urwisko nadbrzeżne nazywamy klifem. Materiał skalny u podnóża klifu ulega rozdrabnianiu przez fale. Dzięki temu powstaje niemal pozioma powierzchnia, słabo nachylona w kierunku morza, zwana platformą abrazyjną. Od strony morza przylega do niej nasyp zbudowany z materiału naniesionego przez fale, nazywany platformą akumulacyjną.

Klif będzie się cofał, dopóki będą docierać do niego fale najsilniejszych sztormów. Kiedy fale już nie docierają do niego, klif zamiera i stopniowo jest przekształcany przez mchy masowe w łagodnie nachylone zbocze.

Wybrzeża cofają się z różną prędkością, np. we wschodniej części wyspy Wolin brzeg cofnął się około 180 m w ciągu ostatnich 200 lat. Na przylądku Arkona na Rugii (Niemcy) znajduje się fragment starosłowiańskiego wału otaczającego niegdyś świątynię Swiatowida. Pozostałą jego część pochłonęło morze w wyniku erozji stromego brzegu. Na polskim wybrzeżu Bałtyku w rejonie Trzęsacza z kościoła zbudowanego kilka wieków temu pozostała jedna ściana stojąca na samej krawędzi klifu, gdyż większa jego część już runęła w dół klifu. Gdy był budowany, znajdował się w znacznym oddaleniu od brzegu, jednak ówcześni budowniczowie nie przewidzieli, że brzeg morski będzie się cofał tak szybka. W rejonie Kołobrzegu brzeg morski cofa się średnio 0,5-1 m rocznie.

Gdy brzeg morski jest zbudowany ze skał o różnej odporności, wówczas erozja postępuje ze zróżnicowaną prędkością na poszczególnych odcinkach brzegu, tworząc malownicze, bardzo rozczłonkowane wybrzeże.

Mimo wielkiej energii wód oceanicznych, objętość materiału pochodzącego z erozji morskiej jest kilkadziesiąt razy mniejsza od ilości materiału wyerodowanego przez rzeki kuli ziemskiej.

Typy wybrzeży

W zależności od wysokości brzegu wyróżniamy wybrzeża niskie i wysokie. Niezależnie od tego podziału, wyróżnia się kilka genetycznych typów wybrzeży:

• fiordowe - powstałe w wyniku zalania długich i głębokich dolin polodowcowych;

• riasowe - powstałe w wyniku zatopieniu dolnych odcinków szerokich dolin rzecznych;

• skierowe - charakteryzujące się obecnością setek i tysięcy skalistych wysepek rozrzuconych w pobliżu brzegu;

• dalmatyńskie - powstałe wskutek zatopienia pasm górskich przebiegających równolegle do wybrzeży, dzięki czemu nad powierzchnię wody wystają długie wysepki, równoległe do wybrzeża;

• lagunowe - powstaje w wyniku usypania piaszczystego wału równoległego do wybrzeża (lido); część morza odcięta wałem nosi nazwę laguny; na niższych szeroko­ściach geograficznych rolę wałów piaszczystych przejmują rafy;

• limanowe - tworzy się wówczas, gdy wałami piaszczystymi są odcinane lejkowate ujścia rzek; między ujściem rzeki a otwartym morzem powstaje liman, który z czasem może zostać całkowicie zasypany przez osady składane u ujścia rzeki;

• zalewowe - tworzy się wskutek częściowego odcięcia zatoki lub płytkiej części zbiornika morskiego od otwartego morza.

Osady terygeniczne

Osady terygeniczne występują przede wszystkim na szelfach, a w nie­znacznej zazwyczaj ilości w pozostałych strefach oceanów. Na ogół materiał transpor­towany przez rzeki jest zrzucany w strefie litoralnej - tam tworzą się osady grubook­ruchowe - żwiry i piaski. Dalej od brzegu docierają mniejsze cząsteczki, które mogą przebywać dłużej w stanie zawieszonym - muły i iły.

Osady okruchowe strefy litoralnej i strefy nerytycznej są na ogół dobrze wysortowane. Na powierzchniach osadów piaszczystych często można zaobserwować ripplemarki (niekiedy zachowują się one również w stanie kopalnym; piękne ripplemarki powstałe w płytkim morzu kambryjskim można obserwować w kamieniołomie Wiśniówka Duża koło Kielc).

Specyficznym typem osadów terygenicznych są osady fliszowe, które powstają 00-3000 w wyniku tworzenie się prądów zawiesinowych na stoku kontynentalnym. Prąd zawiesinowy zawiera dużą ilość materiału okruchowego (głównie drobnoziarnistego), którą transportuje w zawieszeniu. Prądy zawiesinowe poruszają się pod wpływem grawitacji i bezwładności. Dotarłszy do podnóża stoku kontynentalnego prąd wytraca prędkość, a materiał okruchowy osadza się na dnie zgodnie z wielkością i ciężarem cząstek mineralnych: najpierw osadza się materiał najgrubszy, a później coraz drobniejszy. Dzięki temu osady fliszowe cechują się warstwowaniem frakcjonalnym: w warstwie lub zespole warstw następuje ciągłe przejście w pionie od materiału gruboziarnistego do drobnoziarnistego.

W wysokich szerokościach geograficznych, szczególnie wokół Antarktydy, znaczne obszary dna zajmują osady morsko-lodowcowe. Są to osady okruchowe, powstałe wskutek przemieszania się osadów morskich z materiałem skalnym wytapianym z pływającego lodu. Osady morsko-lodowcowe cechują się słabym wysortowaniem obok siebie mogą występować zarówno duże bloki, jak i drobne cząsteczki iłów lub mułów.

W strefach batialnej i abisalnej oceanów tworzą się osady terygeniczne, złożone z najdrobniejszych cząsteczek. Mają one różną barwę w zależności od zawartych w nich °związków żelaza o różnym stopniu utlenienia (np. batialne muły niebieskie, czerwone, zielone, czarne lub też abisalne czerwone iły głębinowe).

Osady organiczne

Osady organiczne powstają w różnych strefach oceanów, a ich skład jest uzależniony od głębokości zbiornika morskiego, gdyż różne strefy oceanów są zasiedlane przez różne grupy organizmów.

W płytkich częściach zbiornika największy udział w powstawaniu skał osadowych pochodzenia organicznego mają organizmy bentoniczne, wśród nich koralowce, mszywioły, glony, szkarłupnie, małże, ślimaki. W miejscach, gdzie sedymentacja materiału terygenicznego jest słaba, mogą powstać rafy - budowle podmorskie utworzone przez szkielety osiadłych, kolonijnych organizmów morskich. Największe rozprzestrzenienie mają obecnie rafy koralowe. Do ich rozwoju jest konieczny ruch wody i wysoka temperatura wód (20-30°C) o właściwym zasoleniu. W zależności od) charakteru raf, ich stosunku do linii brzegowej, wyróżniamy rafy: przybrzeżne, platformowe, barierowe oraz atole.

Poza wapieniami rufowymi i detrytycznymi w strefie przybrzeżnej oceanów powstają również wapienie wytrącane z wody morskiej wskutek działalności życiowej organizmów.

W głębszych częściach oceanów największy udział w powstawaniu osadów organicz­nych mają organizmy planktoniczne. Z nagromadzenia węglanowych szkielecików otwornic powstaje muf globigerinowy, występujący w oceanach do głębokości około 5000 m. Muł pteropodowy składa się z drobnych węglanowych szkielecików skrzydłonogów. Z pancerzyków krzemionkowych radiolarii (promienic) powstaje muł), radiolariowy, tworzący się we współczesnym oceanie na głębokościach poniżej 4 km, ze szkielecików okrzemek zaś powstaje muł okrzemkowy.

Osady chemiczne

W wodzie morskiej znajduje się dużo rozpuszczonych soli, dlatego w sprzyjających warunkach może nastąpić ich wytrącanie i osadzanie na dnie zbiornika morskiego. Następuje to najczęściej biochemicznie i w wyniku parowania Dzięki temu mogą powstać wapienie, dolomity, gipsy, anhydryty oraz sole kamienne, potasowe, magnezowe. Procesy chemicznej sedymentacji zachodzą najczęściej w zatokach morskich odciętych niemal całkowicie od otwartego zbiornika morskiego lub w strefach przybrzeżnych.

Do osadów chemicznych należą też wapienie oolitowe, tworzące się w wodzie burzliwej, przesyconej węglanem wapnia, który wytrąca się wokół pęcherzyków powietrza, drobnych cząstek mineralnych lub fragmentów szkieletów organizmów w postaci kuleczek milimetrowej wielkości.

Na dnie mórz i oceanów występują też konkrecje-owalne, okrągłe lub nieregularne bryłki złożone z różnych związków chemicznych, o rozmiarach do kilkunastu, a tylko wyjątkowo kilkudziesięciu centymetrów. Najbardziej rozpowszechnione są konkrecje manganowo-żelaziste (składające się z tlenków i wodorotlenków metali, głównie żelazu i manganu) oraz konkrecje fosforytowe (zbudowane przeważnie z fosforanów wapnia). Powstają one na skutek przemian chemicznych zachodzących w osadach.

Struktury sedymentacyjne osadów morskich

Osady morskie są warstwowane. W tych częściach zbiornika morskiego, gdzie przy dnie nie ma mchu, osady są warstwowanie poziomo. Jednak w strefie ruchu wody zmienia się charakter warstwowania.

Osady wału brzegowego, plaży i lagun są drobno warstwowane, a warstewki często różnią się wielkością ziaren lub barwą. Powszechne są ciemne warstewki, złożone z minerałów ciężkich (magnetyt, granat, rutyl, ilmenit, monacyt i in.). W wyższej części plaży warstwowanie jest równoległe, natomiast tam, gdzie woda jest w ruchu, warstewki osadów układają się pod różnym kątem; taki rodzaj warstwowania nazywamy warstwowaniem przekątnym. Osady poszczególnych stref sedymentacyjnych oceanu są na ogól dobrze wysortowane. Utwory fliszowe cechuje warstwowaniu frakcjonalne. Na powierzchniach ławic piaszczystych często powstają różnego rodzaju ślady, które w stanie kopalnym zachowują się jako tzw. hieroglify. Mogą mieć one genezę mechaniczną, powstając w wyniku falowania, wleczeniu lub toczeniu po dnie większych okruchów skalnych albo też uderzania nimi o dno. Inne hieroglify powstają w wyniku działalności organizmów: mogą to być ślady rycia, pełzania, drążenia itp. Są one spotykane zarówno w osadach płytkomorskich, jak i głębokomorskich. Hieroglify są powszechne w utworach fliszowych. Występują one zawsze na spągowych powierzchniach ławic.

Osadowe złoża pochodzenia morskiego

Wśród osadów powstałych w zbiornikach morskich i oceanicznych występują niekiedy przemysłowe nagromadzenia minerałów użytecznych. Należą do nich przede wszystkim osadowe rudy żelaza. Występują one albo w formie pokładów, albo konkrecji. Składają się głównie z węglanów, tlenków i wodorotlenków żelaza, a znacznie rzadziej z siarczków. W Polsce najbardziej znane są osadowe rudy żelaza wieku jurajskiego, które były eksploatowane już na początku naszego wieku. Obecnie rozległe połacie den oceanicznych pokrywają konkrecje manganowo-żelaziste, złożone z tlenków żelaza, manganu i wielu innych metali. Ich eksploatacja już się rozpoczęła. W rejonach podmorskich gorących źródeł na dnie oceanu występują siarczkowe rudy żelaza w formie pokładów, soczew, kopuł lub kominów.

Duże znaczenie mają osadowe rudy miedzi, które występują w Europie i w Polsce w morskich osadach wieku permskiego. Ważną rolę odgrywają fosforyty, które występują głównie w postaci konkrecji. Tworzą się one na szelfach, w strefach działania wstępujących prądów oceanicznych.

Największe znaczenie maja morskie złoża soli kamiennej i potasowej. Ważną rolę odgrywają też złoża okruchowe (rozsypiskowe) na szelfach, powstałe w wyniku erozji obszarów lądowych i wzbogacania przez falowanie (np. złoża kasyterytu w Indonezji, złoża monacytu i rutylu w Indiach).

14

Powstawanie siły przypływowej (a; wg M. Książewicza) oraz jej oddziaływanie w postaci przypływu i odpływu (b).

Z - środek Ziemi, K - środek Księżyca, C - wspólny środek ciężkości, p - siła przyciągania Księżyca, s - siła wypadkowa powodująca przypływ.

Stadia erozji morskiej prowadzące do powstania: klifu (1), wału brzegowego (2), platformy abrazyjnej (3), zbudowanej z materiału pochodzącego z niszczenia klifu (4); 5 - poziom przypływu, 6 - poziom odpływu.

Transport materiału piaszczystego wzdłuż wybrzeża.

Formy erozyjne na wybrzeżu wysokim, zbudowanym ze zróżnicowanych litologicznie skał.

Pochodzenie składników osadów oceanicznych.

Warszawa 2002

Powstawanie siły przypływowej (a; wg M. Książewicza) oraz jej oddziaływanie w postaci przypływu i odpływu (b).

Z - środek Ziemi, K - środek Księżyca, C - wspólny środek ciężkości, p - siła przyciągania Księżyca, s - siła wypadkowa powodująca przypływ.

Powstawanie siły przypływowej (a; wg M. Książewicza) oraz jej oddziaływanie w postaci przypływu i odpływu (b).

Z - środek Ziemi, K - środek Księżyca, C - wspólny środek ciężkości, p - siła przyciągania Księżyca, s - siła wypadkowa powodująca przypływ.

Stadia erozji morskiej prowadzące do powstania: klifu (1), wału brzegowego (2), platformy abrazyjnej (3), zbudowanej z materiału pochodzącego z niszczenia klifu (4); 5 - poziom przypływu, 6 - poziom odpływu.

Formy erozyjne na wybrzeżu wysokim, zbudowanym ze zróżnicowanych litologicznie skał.

---