DSC06391

Geneza i oeol 0G1A OCEANÓW    Jl@(|

odległością od stref podwyższonej produktywności biologicznej wód. Wyrazem tego jest również soczewkowaty charakter granic równowiekowych litosomów. Obecne położenie obszarów maksymalnych miąższości tych osadów względem równika i odległości od grzbietu wskazują na kierunek przemieszczania płyty pacyficznej i jej stopniowe pogłębianie [Kotliński, 1993].

Obecność osadów wapiennych w pokrywie wskazuje, że reżim sedymentacji wapiennej był całkowicie kontrolowany ówczesnym położeniem poziomu kompensacji węglanu wapnia. Przemieszczanie płyt i ich stopniowe pogłębianie w stosunku do położenia poziomu kompensacji węglanu wapnia znajduje wyraz w przerwaniu sedymentacji wapiennej na przełomie miocenu i w plioce-nie. Tempo sedymentacji osadów wyraźnie obniża się przy przejściu od sedymentacji wapiennej do krzemionkowej i od krzemionkowej do ilastej. Na obszarach, gdzie tempo sedymentacji zmniejszało się lub zostało zahamowane, na powierzchni dna pojawiają się lokalnie iły zeolitowe lub osady ilasto-krzemionkowe z zeolitami. Lokalnie zalegają na nich osady współczesne o niewielkiej miąższości. Niewielka miąższość tych osadów związana jest z okresowym ich rozmywaniem przez prądy przydenne w warunkach zmiennego reżimu hydrodynamicznego (pulsacyjnego). Występowanie tylko lokalnie osadów plioceńskich we wszystkich oceanach wiąże się najprawdopodobniej z intensywnością procesów erozji, wywołanych prądami przy denny mi. Jeśli natomiast zmiana z osadów wapiennych na krzemionkowe związana byłaby tylko ze zwiększaniem głębokości dna, to w eoce-nie miałoby miejsce obniżenie, a w oligocenie powtórne jego wypiętrzenie. Jest jednak mało prawdopodobne, żeby warunki sedymentacji zmieniały się tylko w wyniku zmiany położenia dna w stosunku do poziomu kompensacji węglanu wapnia. Bioklasty krzemionkowe akumulowane były w osadach pomiędzy poziomem głębokości kompensacji węglanu wapnia (CCD) a położeniem głębokości kompensacji krzemionki (SCD). Część mułów radiolariowych w osadach starszych od eoceńskich uległa przeobrażeniu w procesach diagenezy w krzemienie.

We wszystkich wierceniach stwierdzono niskie tempo sedymentacji, wynoszące od 5 do 13 mm/tys. lat. Stąd przyjmuje się, że w czasie sedymentacji węglanowej dno oceanów często znajdowało się na poziomie lizokliny, gdzie miało miejsce częściowe rozpuszczanie węglanów. Po okresie oligoceńsko-mioceńskim osady krzemionkowe przechodzą stopniowo w muły wapienne.

Rola materiału krzemionkowo-ilastego, z równoczesną zmianą warunków hydrodynamicznych, doprowadzających do aktywizacji procesów erozji, wzrasta stopniowo od późnego miocenu.

Osady środowiska oceanicznego

Obszary dna mórz i oceanów odznaczają się swoistą odrębnością rzeźby, tj. ukształtowania i rozwoju wybrzeży i przyległych do nich obszarów dna, kształtowanych w odmiennych warunkach sedymentacyjnych. W zależności od przebiegu procesów hydrodynamicznych i sedymentacyjnych, w poszczególnych prowincjach dochodzi do akumulacji lub erozji osadów. Akumulacja materiału klastycznego dominuje na wybrzeżach przylegających do kontynentów podlegających intensywnej denudacji. Transport i depozycja materiału związane są z prądami falowo-wiatrowymi. Obszary te wyróżniają się także dużą ilością materiału terygenicznego dostarczanego przez rzeki.

W przyjętym podziale oceanicznych i morskich środowisk sedymentacyjnych uwzględniono następujące podstawowe kryteria: głębokość dna, jego nachylenie i odległość od lądu oraz ilość i rodzaj materiału terygenicznego dostarczanego z lądu. Przebieg sedymentacji determinowany jest zarówno budową geologiczną, jak też niejednorodnością morfotektoniczną basenów oceanicznych i mórz oraz strefowością klimatyczną. Sedymentacja na obszarach szelfowych i stoku kontynentalnym przebiega w zależności od zmian położenia kontynentów oraz intensywności procesów denudacji. Podstawowe znaczenie ma ilość i rodzaj przemieszczanego do oceanu materiału terygenicznego oraz zmiany ukształtowania dna pod wpływem procesów hydrodynamicznych. Na przebieg sedymentacji wpływa także charakter reżimu tektonicznego. Przy pasywnym reżimie, charakterystycznym dla wewnętrznych części płyt litosfery oceanicznej, powstają osady głębi oceanicznych i obrzeży kontynentalnych. Natomiast przy aktywnym typie, w obrębie wypiętrzonych bloków na granicach płyt litosfery, tworzą się osady związane z procesami zachodzącymi w strefach rozrastania dna oceanicznego.

Charakter sedymentacji odznacza się, w zależności od rodzaju i źródeł materiału, przewagą składników terygenicznych na obszarach szelfu i obrzeża kontynentalnego, zaś biogenicznych w basenach oceanicznych, tj. na obszarach równi abisalnych. Miarą intensywności przebiegu tych procesów jest zróżnicowane w poszczególnych' akwenach tempo sedymentacji (lab. 4.3). W środowisku oceanicznym wyróżnia się więc prowincje z podwyższoną lub obniżoną intensywnością