Základy geologie pro geografy
(podzimní semestr 2019)
Moře a mořské sedimenty
Daniel Nývlt (daniel.nyvlt@sci.muni.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
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
Změny δ18O během kenozoika (posledních 65 Ma)
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.
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.
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.
This is the end. My only friend. The end…