Krajina v kvartéru (podzimní semestr 2018) Moře a mořské sedimenty Daniel Nývlt (daniel.nyvlt@seznam.cz) MOŘSKÁ PROSTŘEDÍ – moře zaujímají téměř ¾ zemského povrchu • dělení je založeno na vzdálenosti od břehu, hloubce vody a gradientu dna Mělká moře • většinou se jedná o kontinentální šelfy (oblasti kontinentální kůry zakryté mořem) • nízký gradient dna 1:100; strmé šelfy 1:40 • šířka X0–X00 km od pobřeží po hranu šelfu (hloubka 100 až 400 m) Kontinentální svah • sklon 2–7° Pobřežní prostředí • rozhraní pevniny a moře • ovlivňována mořskými procesy, ale ne vždy pod vodou • sedimentace v ústích řek, na plážích, tidálních plošinách a v lagunách Hluboká moře • nad oceánskou kůrou • průměrná hloubka ~4 km, hřbety ~ 2 km, příkopy >8 km Epikontinentální moře • rozsáhlá moře nad kontinentální kůrou • komunikace s oceány – průlivy • vlastní cirkulace v hloubkách X0–X00 m DMUTÍ Pohyby vody vznikající gravitačním účinkem Měsíce a Slunce  Vytvoření tidální vlny Tidální cyklus  Diurnální cyklus – příliv a odliv je dvakrát za den (12 ½ h); jeden příliv je vždy větší  Skočný a hluchý příliv – způsoben konfigurací Země Měsíce a Slunce  Roční cyklus – způsoben elipticitou oběžné dráhy Země kolem Slunce (maxima – konec března a konec září, minima uprostřed léta a zimy) ROZSAH DMUTÍ A TIDÁLNÍ PROUDY V různých oblastech různá výška přílivu Vliv topografie dna a reliéfu pobřeží na výšku přílivu Dělení tidálních oblastí podle amplitudy dmutí 2 m mikrotidál 2–4 m mezotidál 4 m makrotidál Změny rychlosti přílivových a odlivových proudů Tidální elipsa – záznam změn rychlosti a směru tidálních proudů v čase VLNĚNÍ proudění je generované působením větru na vodní hladinu dosah vlnění je definován bází vlnění - Báze běžného vlnění 5–15 m - Báze bouřkového vlnění 20–30 m (maximum kolem 200 m) Pod bází bouřkového vlnění neovlivňuje vlnění dno!!! Tsunami • vlny s periodou 103–104 s • jsou generované zemětřesením, impaktem, vulkanickou erupcí, podmořským skluzem • amplituda je X0 cm a vlnová délka X00 km v hluboké vodě, po dosažení šelfu nárůst amplitudy až na ~10 m zvrstvení HCS TERMOHALINNÍ PROUDĚNÍ Globální oceánická cirkulace založená na hustotních (teplotních a salinitních) rozdílech mořské vody. Hustší tropické vody směřující do Arktidy Severoatlantským proudem se postupně ochlazují, nařeďují a klesají do hloubek abysálních pánví a směřují z Arktického oceánu zpět k jihu jako Severoatlantské hluboké vody (NADW). Vysoké zeměpisné šířky jsou zdrojovými oblastmi studené vody (především ACC a Transpolární proud) Hlavním hnacím mechanismem termohalinní cirkulace (THC) je ochlazování oceánské vody ve vysokých šířkách, tím dochází k jejímu těžknutí a klesání, což přímo pohání celou cirkulaci. Dělení mořských prostředí na základě dominujících procesů příbřeží předbřeží (břežní líc) zábřeží mělké (šelfové) moře MĚLKÁ MOŘE šelfy, epikontinentální moře Zdroj sedimentu: • redistribuce materiálu z pobřeží tidálními, bouřkovými, nebo geostrofickými proudy • biogenní karbonátová produkce – mimo dosah přínosu terigenního materiálu • evapority – v epikontinentálních mořích se zvýšenou salinitou Šelf s dominancí bouřkového vlnění Šelf s dominancí dmutí ŠELFY S DOMINANCÍ BOUŘKOVÉHO VLNĚNÍ Svrchní předbřeží (upper shoreface) • intenzivní přepracování sedimentu vlněním  vlnové čeřiny, horizontální zvrstvení • ve větších hloubkách se ukládá jemný materiálu během nižší energie vlnění  mázdřité zvrstvení • směrem od pobřeží ubývá vlnových čeřin Spodní předbřeží (lower shoreface) Transport a sedimentace během bouřek (dosah bouřkového vlnění 20–50 m)  tempestity (ukládání X0 km od pobřeží; mocnost mm až dm, proximální tempestity – erozní báze, hrubší materiál, distální tempestity – jemnější laminovaný písek) •mezi bouřkovými epizodami se ukládá bahno – v proximálních částech často erodováno následnými bouřkami; bahna přibývá směrem od břehu Typický profil uloženinami šelfu s dominancí bouřkového vlnění Mělká (šelfová) moře (offshore) - sedimentace jemného materiálu – bahno Bioturbace – bentická fauna ničí primární sedimentární struktury!!! ŠELFY S DOMINANCÍ DMUTÍ • oblast subtidálu (sublitoral) • hloubkový dosah tidálních proudů až 100 m (i více) • často přetiskuje sedimentární záznam vlnění a bouřek (hlavně v makrotidálu)  v makrotidálu nebývají zachovány bouřkové sedimenty MĚLKOMOŘSKÉ KARBONÁTOVÉ SYSTÉMY (KARBONÁTOVÉ PLATFORMY S.L.) KARBONÁTOVÁ PRODUKCE - závisí na teplotě, salinitě a světle • nízké zem. š., T>15°C a normální salinita  korály, Ca zelené řasy, další organismy (chlorozoan) • vyšší salinita  jen Ca zelené řasy (chloralgal) • chladnější vody  bentické foraminifery a mlži (foramol) • většina mořských bentických organismů preferuje klidnější podmínky • hermatypní korály se vyskytují v čistých mělkých vodách s vysokou energií vlnění Díky světlu největší výskyt fotosyntetizujících organismů ve svrchních 10–15 m největší karbonátová produkce  karbonátová továrna Great Barrier Reef, Cairns, Austrálie HLUBOKOMOŘSKÁ PROSTŘEDÍ ~70 % zemského povrchu zaujímají oceány rozkládající se nad oceánskou kůrou Tvorba nové oceánské kůry na středooceánských hřbetech a současný zánik staré oceánské kůry v subdukčních zónách  nejstarší oceánské dno jurského stáří (sz. Pacifik). Záznam starých oceánů je zachován v orogenních pásech kolizních zón. KONTINENTÁLNÍ SVAH A ÚPATÍ (batyální zóna) • přechodová oblast mezi kontinentálním šelfem a oceánským dnem • šířka až 100 km (ve směru sklonu) • sklon 2–10° • náchylnost sedimentů kontinentálního svahu ke gravitačním procesům Povaha a objem sedimentu ukládaného na kontinentálním svahu závisí na velikosti šelfu a typu jeho sedimentů. Úzké šelfy  pokryvové písčité sedimenty Široké šelfy  minimum nebo žádný hrubý materiál; dominuje pelagická nebo hemipelagická sedimentace kaňony podmořské sesuvy pokryvové písčité sedimenty hemipelagické sedimenty úlomkotoky, turbidity OCEÁNSKÉ ÚPATÍ A DNO  hlavní akumulace podél úpatí  turbidity (boumova sekvence), úlomkotoky Příčiny: • mobilizace nezpevněného a málo zpevněného materiálu kontinentálních svahů při zemětřeseních • vliv bouřkového vlnění na hlubší části šelfu • pokles mořské hladiny • rozsáhlé turbiditní proudy generované z velkých delt (např. gravitační procesy na čelech delt)  v centrální části oceánů pelagická sedimentace SEDIMENTÁRNÍ ZÁZNAM TURBIDITNÍCH PROUDŮ Boumova sekvence PODMOŘSKÉ VĚJÍŘE • sedimentární tělesa tvaru velmi plochého kužele; velikost X km až X000 km (napříč) • v ústí podmořských kaňonů, při úpatí kontinentálního svahu a na okraji oceánské pánve • turbiditní proudy – hlavní sedimentární procesy, které přinášejí materiál ze šelfu • zjemňování sedimentu směrem k vnějšímu okraji  dělení vějíře na tři hlavní části (svrchní, střední a spodní) • moderní vějíře jsou převážně bahnité, s koryty a agradačními valy a výraznou sinuositou. PELAGICKÁ A HEMIPELAGICKÁ SEDIMENTACE V HLUBOKÝCH MOŘÍCH Hemipelagické sedimenty • jemnozrnný terestrický a vulkanický materiál (jíl, jemnozrnný prach) transportovaný před uložením v suspenzi v mořské vodě • velmi pomalá sedimentace mm–cm/ka; v oblastech s vysokým přínosem terigenního materiálu je sedimentace vyšší • smíchán s pelagickým materiálem Pelagické sedimenty • převážně jemnozrnný CaCO3 nebo SiO2 materiál biogenního původu – skeletární částice a schránky nektonních a planktonních organismů • hrubý materiál – “dropstones“ Hlavní producenti karbonátů: řasy (Chrysofita)  kokolity  kokolitový kal planktonické foraminifery  foraminiferový kal - oba typy vznikají v teplých mořích Hlavní producenti křemenného materiálu: mřížovci (radiolarie) rozsivky (diatomy) po odumření  křemitý kal ROZPOUŠTĚNÍ KARBONÁTU • rozpustnost CaCO3 závisí na tlaku a teplotě • 3 km začátek výrazného rozpouštění CaCO3 v podobě kalcitu • 4–5 km všechen kalcit rozpuštěn – Calcite compensation depth (CCD) • ACD pro aragonit je výš Změna CCD a ACD během geologické minulosti, jejich výrazné poklesy nastaly ve středním eocénu a během miocénu. KŘEMITÉ PELAGICKÉ SEDIMENTY • vyskytují se v hlubokých mořích pod CCD • v polárních vodách i na šelfech V hloubce ~6 km – opal comensation depth, silica compensation depth Sedimentace pod CCD  hustotní proudy DALŠÍ ULOŽENINY OCEÁNSKÉHO DNA  Manganové nodule – oxidy Fe a Mn vysrážené z mořské vody a pórové vody bahna dna oceánu.  Hydrotermální uloženiny – srážení z vody ohřáté magmatem blízko pod povrchem  metalické sulfidy Rozšíření jednotlivých typů mořských sedimentů Paleogeografické změny Vznik Panamské šíje (postupné uzavírání mořského spojení mezi tropickým Atlantikem a Pacifikem mezi 13 a 2,5 Ma) mělo za následek zastavení tropického přetoku teplých oceánských vod z Pacifiku do Atlantiku, tvorbu severoatlantských hlubinných vod a zesílení termohalinní cirkulace s nárůstem výparu a srážek v severoatlantském sektoru a následnou intenzifikaci zalednění severní polokoule od konce pliocénu. Kvartérní paleoklimatologie na základě mořských sedimentů Existuje množství vhodných proxy-dat Stabilní izotopy – δ18O z CaCO3 foraminifer δ18O závisí na teplotě a salinitě okolní vody, dále na srážkách a množství vody vázané v ledovcích. V oblastech s vyšší teplotou a výparem (tropy, subtropy) je povrchová mořská voda izotopicky těžší, ve vysokých zeměpisných šířkách (nižší teplota, vyšší srážky) je izotopicky lehčí. Díky tomu můžeme δ18O přepočítat na paleoteploty: T = 16,5 – 4,3 * (δ18Oc – δ18Ow) + 0,14 * (δ18Oc – δ18Ow)2 T = 16,9 – 4,2 * (δ18Oc – δ18Ow) + 0,13 * (δ18Oc – δ18Ow)2 T = 16,9 – 4,2 * (δ18Oc – δ18Ow) T = 16,9 – 4,0 * (δ18Oc – δ18Ow) Voda v ledovcích je izotopicky lehčí a její vyvázání způsobuje ztěžknutí mořské vody. Proto δ18O v mořských sedimentech nepřímo ukazuje na objem ledu v daném časovém období na Zemi. Změny δ18O během kenozoika (posledních 65 Ma) LR04 stack δ18O (pliocén-pleistocén; posledních 5,3 Ma) SPECMAP δ18O (300 ka), definice MIS (poslední klimatický cyklus – detail) Stanovení CO2 v dřívější atmosféře na základě mořských sedimentů THC v pleistocénu Výkon termohalinního výměníku se měnil během glaciálněinterglaciálního cyklu, což jasně dokládají hlubokomořské vrty ze severního Atlantiku. Existují 3 základní módy THC: teplý (obdobný současnosti), chladný (NADW vznikají v Irmingerově moři j. od Islandu) a tzv. vypnutý mód (NADW se netvoří). K vypnutí THC dochází v důsledku uvolnění obrovského množství lehké (sladké a chladné) vody při tání kontinentálních ledovců a při rychlých odvodňováních rozsáhlých pleistocénních jezer (Agassiz, Ojibway, apod.). To vše vedlo ke zpomalení/zastavení termohalinního výměníku, které mělo za příčinu ochlazení během mladého dryasu, 8.2 ka eventu nebo během Heinrichových události posledního glaciálu. cold off transition THC v pleistocénu Klimaticky nejvýznamnější rychlé glaciální události (grónské stadiály a interstadiály – dříve Dansgaard-Oeschgerovy cykly; změny teplot o 8–15°C za 50–200 let!!!) vznikaly díky S–J změně pozice konvekce - jsou přechodem mezi teplým a chladným módem. Mnoho dokladů dnes ukazuje na to, že rychlé klimatické změny v minulosti jsou velmi pravděpodobně spojeny se změnou v THC. THC a současné klimatické změny Někteří oceánologové uvažují o obdobném zastavení nebo změně stavu THC díky současného oteplování a přísunu sladké vody v Arktidě z tajícího grónského ledovcového štítu a řekami z tajícího ruského a kanadského permafrostu. Přímá souvislost je známá, protože Severoatlantský proud byl historicky nejsilnější během středověkého klimatického optima a naopak nejslabší (až o ~10 %) během Malé doby ledové. Glacieustatické a glaciizostatické změny mořské hladiny a pevnin Ve vrcholných glaciálech (např. MIS 2) globální hladina oceánu ležela o 120–160 m níže než dnes v důsledku vyvázání vody, doklady z ponořených mořských teras tropické oblasti (Barbados, Sundský šelf, SZ Austrálie). Jádra zaledněných oblastí severní polokoule byla po odlehčení vyzdvižena do výšek 250–300 m (Hudsonův záliv, severní Skandinávie), výzdvih stále pokračuje rychlostmi 5–40 mm.rok-1. K dalšímu čtení: Bond, G., Heinrich, H., Broecker, W., Labeyrie, L., McManus, J., Andrews, J., Huon, S., Jantschik, R., Clasen, S., Simet, C., Tedesco, K., Klas, M., Bonani, G., Ivy, S. (1992): Evidence for Massive Discharges of Icebergs into the North-Atlantic Ocean during the Last Glacial Period. Nature, 360, 245–249. Bradley, R.S. (1999): Paleoclimatology. Reconstructing Climates of the Quaternary. Second Edition. International Geophysics Series, 64, Academic Press. Broecker, W., Bond, G., Klas, M., Clark, E., McManus, J. (1992): Origin of the northern Atlantic’s Heinrich events. Climate Dynamics, 6, 265–273. Elias, S. A. (2007): Encyclopedia of Quaternary Science. 4 volume set. Elsevier. Gornitz, V., Ed. (2009): Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer. Haug, G.H., Tiedemann, R. (1998): Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation. Nature, 393, 673–676. Hodell, D. A., Evans, H. F., Channell, J. E. T., Curtis, J. H. (2010): Phase relationships of North Atlantic ice-rafted debris and surface-deep climate proxies during the last glacial period. Quaternary Science Reviews, 29, 3875–3886. Lambeck, K., Chappell, J. (2001): Sea Level Change Through the Last Glacial Cycle. Science, 292, 679–686. Lisiecki, L. E., Raymo, M. E. (2005): A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records. Paleoceanography, 20, PA1003. Lunt, D.J., Valdes, P.J., Haywood, A., Rutt, I.C. (2008): Closure of the Panama Seaway during the Pliocene: implications for climate and Northern Hemisphere glaciation. Climate Dynamics, 30, 1–18. Martinson, D. G., Pisias, N. G., Hays, J. D., Imbrie, J., Moore, Jr. T. C., Shackleton, N. J. (1987): Age Dating and the Orbital Theory of the Ice Ages: Development of a High-Resolution 0 to 300,000-Year Chronostratigraphy. Quaternary Research, 27, 1–29. Tripati, A. K., Roberts, C. D., Eagle, R. A. (2009): Coupling of CO2 and Ice Sheet Stability Over Major Climate Transitions of the Last 20 Million Years. Science, 326, 1394–1397. Zachos, J., Pagani, M., Sloan, L., Thomas, E., Billups, K. (2001): Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate 65 Ma to Present. Science, 292, 686–693.