Przydatność 30%

Budowa dna oceanicznego, działalność wód morskich i oceanicznych.

Autor: Opoka

Działalność rzeźbotwórcza wód oceanicznych i morskich

Spis treść
Podmorski krajobraz
Wstęp
Ukształtowanie dna morskiego
Brzeżne części oceanów
Głębie oceaniczne
Obszary położone na głębokościach większych niż 6 000m
Ukształtowanie oceanów
Ocean Spokojny
Ocean Atlantycki
Ocean Indyjski
Działalność morza
Działalność niszcząca-abrazja
Działalność budująca – akumulacja
Wybrane Formy akumulacyjne
Bibliografia


Podmorski krajobraz
Wstęp
Każdy krok, każdy rejs badawczy, a niekiedy cały dzień pracy oceanologów przynosił Nowe morski informacje. Powoli znikały białe plamy na mapach morza i przed oczami badaczy odsłaniał się fascynujący obraz Ziemi takiej, jaka przedstawiałaby się przybyszą z kosmosu, gdyby pozbawić ją życiodajnej powłoki hydrosfery.
Z pozornego chaosu wyłonił się obraz urozmaicony, a jednak zastanawiający dzięki pewnym prawidłowością swych zasadniczych cech. Dokładne poznanie topografii dna oceanu stało się jak wiemy, możliwe dopiero po skonstruowaniu echosondy.
Ukształtowanie dna morskiego
Te same procesy tektoniczne, które stworzyły rzeźbę lądów, a więc wypiętrzanie i obniżania skorupy ziemskiej, fałdowania, uskoki, trzęsienie ziemi i wulkanizm, ukształtowały także dna oceanów i mórz. Jedynie siły zewnętrzne, jak wietrzenie, erozja rzeczne, działanie wiatrów, lodowców itp., wpłynęły na rzeźbę dna oceanów tylko tam, gdy mamy do czynienia z zatopionymi obszarami lądów. Dawniej sądzono, że rzeźba basenów oceanicznych przedstawia mało urozmaiconą, płaską powierzchnię. Badania naukowe dowiodły, iż dno oceaniczne jest równie urozmaicone jak lądowe.

Brzeżne części oceanów, obejmujące tzw. Szelf kontynentalny oraz górne części stoków kontynentalnych, rozwinięte są na skorupie kontynentalnej.
Szelf –(ang.shelf-półka) sięgają zwykle 200m, średnio 130 (105-400). Na obrzeżach niektórych kontynentów są one wąskie, np. na zachód od wybrzeża Ameryki Południowej, lub bardzo szerokie jak w przypadku mórz arktycznych. Szelfy zajmują 28 mln km2, co stanowi 7,7 % powierzchni dna wszystkich mórz i oceanów, a 5,5% całej powierzchni kuli ziemskiej. Nachylenie szelfów w zasadzie nie przekracza 0,10 osiągając sporadycznie do 10. Genetycznie szelf jest zanurzoną częścią bloku kontynentalnego,. Składają się nań także stożki osadów rzecznych deponowanych przy ujściach. Występują także przy niektórych wyspach, stanowiąc ślad ich dawnego zasięgu. Powierzchnia szelfu jest albo skalista (abrazyjna), albo zbudowana z osadów piaszczystych, mułowatych i ilastych pochodzenia terygenicznego, terygenicznego wielu przypadkach lodowego (jak np. na Morzu północnym i Bałtyku). Występują na niej nierówności powstałe w wyniku działalności lodowca, dawnych rzek (z czasów, gdy szelf w glacjałach był wynurzony), fal morskich, prądów i pływów.
Stoki cokołów kontynentalnych- Szelfy przechodzą kontynentalnych górną część stoków kontynentalnych, które odznaczają się większym przeciętnym nachyleniem dna rzędu 3-150. Są to powierzchnie odcinające wyraźnym załomem szelf i tworzące przejście do głębin oceanicznych. Zajmują około 66 mln km 2 powierzchni, co stanowi 18,3% dna oceanów i mórz oraz 12,9 % powierzchni ziemi. Górna część stoków sięga do głębokości 2 000 m.p.p.m . Poniżej do głębokości 4 000 m, występuje dolna część stoków kontynentalnych, przechodząca w podnóże kontynentalne. Charakter tej strefy jest zróżnicowany. Często szeroki szelf przechodzi w stok i dalej łagodnie w podnóże kontynentalne, pokryte osadami pochodzącymi z szelfu, przemieszczanymi przez osuwiska podwodne i prądy zawiesinowe. Ale bywa również, że wąski szelf kontynentalny graniczy z rowami oceanicznymi - poza którymi występują równie abisalne, lub (jak w przypadku północno-zachodniego obrzeża Pacyfiku) łukowate rowy oceaniczne odsunięte są krawędzi kontynentalnej w głąb oceanu, na odległość ponad 2 000km. W takim przypadku równoległe do rowów łuki wyspowe oddzielają od morza wyspy marginalne-zewnętrzne. Dolne części stoków i podnóża obejmują, więc strefy związane również ze skorupą kontynentalną.


Głębie oceaniczne-zajmują największe przestrzenie, bo 257 mln km2.Są to powierzchnie na głębokości 4 000 do 6 000 m.p.p.m. Stanowi to 71,2% powierzchni wód i 50,4 % powierzchni kuli ziemskiej. W ich obrębie występują zarówno formy wklęsłe (rynny, kaniony), jak i wypukłe w postaci podmorskich grzbietów, progów i stożków.
Grzbiety oceaniczne- wszystkie mają wiele cech wspólnych. Zbudowane są bazaltowych skał wulkanicznych stanowiących podłoże basenów oceanicznych, wszystkie są młode geologicznie aktywne sejsmicznie. Mają łącznie długość 60 000 km2. Szczyty miejscami wychodzą ponad powierzchnię morza, tworząc wyspy. Przebieg tych form odpowiada przebiegowi granic płyt litosfery i dolin ryftowych, które z reguły przecięte są poprzecznie lub skośnie przez uskoki. Grzbiety mają śródoceaniczne położenie na Oceanie Atlantyckim i Indyjskim, zaś Brzeźno-oceaniczne- na Pacyfiku. Konkretne rowy zostały scharakteryzowane w opisie ukształtowania oceanów

Kaniony- głębokie, strome doliny o przekroju w kształcie litery V. Dokładne zbadanie topoografi setek kanionów wcinających się w stoki kontynentalne Kalifornii, Morza Czarnego.
Gujoty- (nazwa od odkrywcy –Goyot’a). Są to zapadnięte pod powierzchnią oceanu i wobec tego niewidoczne, trudne do znalezienia bez echosondy, góry wulkanicznego pochodzenia w postaci stożków ze ściętymi przez abrazję morską wierzchołkami, leżącymi na głębokości kilkusetmetrowych. W miarę zapadania się były nadbudowywane prze korale p przeobrażane w atole.

Obszary położone na głębokościach większych niż 6 000m
Zajmują powierzchnię około 10 mln. km2, co stanowi 2,8% powierzchni wód i 2,0% powierzchni Ziemi
Rowy oceaniczne obniżenie dna oceanu, podłużne (do kilku tys. km), wąskie (kilkadziesiąt do ponad 100 km) i głębokie (poniżej 6000 m głębokości bezwzględnej, średnio 2000 m głębokości względnej), o stromych zboczach i płaskim dnie, występujące przeważnie na skraju płyty oceanicznej (płyta litosfery) w sąsiedztwie łańcuchów wysp wulkanicznych lub górzystych brzegów kontynentalnych. Zbocza od strony łuku wysp lub kontynentu są bardziej strome i odznaczają się silną sejsmicznością. Rowy oceaniczne stanowią największe głębie oceaniczne na Ziemi. Stwierdzono w ich strefie anomalia siły ciężkości i trzęsienia ziemi są dowodem, że rowy powstają na skutek działania sił tektonicznych, prawdopodobnie poziomego nacisku mas lądowych. Niektórzy badacze wiążą ich powstanie z konwekcyjnymi przesuwaniami się magmy pod skorupą ziemską. Oceanie Spokojnym, najgłębszy - Rów Mariański (11 022 m), ponadto rowy: Tonga (10 882 m), Kurylsko-Kamczacki (10 542 m), Filipiński (10 497, wg innych danych 11 524 m), Kermadec (10 047 m). Na Oceanie Atlantyckim najgłębszymi są rowy: Puerto Rico (9219 m), Południowy Sandwich (8428 m), a na Oceanie Indyjskim - Rów Jawajski (7729 m, wg innych danych głębszy jest Rów Amirancki - do 9074 m).


Ukształtowanie oceanów
Ocean Spokojny
Centralną część Oceanu Spokojnego stanowi oceaniczna skorupa ziemska zbudowana ze skał magmowych o składzie zbliżonym do bazaltu, pokrytych gł. czerwonym iłem głębinowym, wapiennym mułem otwornicowym, promienicowym (radiolariowym) lub okrzemkowym; miąższość tych osadów wynosi średnio 300–400 m, a w rowach oceanicznych dochodzi do 2–3 km. Najstarsze z poznanych dotychczas osadów Oceanu Spokojnego są wieku górnojurajskiego; występują one w przybrzeżnych częściach oceanu. Bazaltowa skorupa oceaniczna jest odgraniczona od skorupy kontynent. tzw. linią andezytową; ciągnącą się wzdłuż rowów oceanicznych i łuków wysp okalających Ocean Spokojny; wzdłuż tej linii skorupa oceaniczna podsuwa się pod skorupę kontynent. ( Benioffa strefa), co wywołuje b. dużą aktywność sejsmiczną i intensywny wulkanizm.
Ukształtowanie dna jest bardzo urozmaicone, występują tam wszystkie wielkie i małe formy dna oceanicznego; najbardziej charakterystyczną cechą rzeźby jest obecność najrozleglejszych w oceanie. Świat basenów oceanicznych i licznych rowów oceanicznych (2/3 rowów w oceanie świat), ciągnących się wzdłuż podnóży stoków kontynent. Azji i obu Ameryk oraz wzdłuż podwodnych grzbietów z łukami wysp w zach. części oceanu; najgłębsze rowy oceaniczne: Mariański, Tonga (do 10 882 m), Kurylsko-Kamczacki (10 542 m), Filipiński (10 497 m), Izu-Ogasawara (9810 m), Bougainville'a (9140 m). Światowy system grzbietów śródoceanicznych przechodzi do Oceanu Spokojnego z O. Indyjskiego, od Wzniesienia Australijsko-Antarktycznego, którego pacyficznym przedłużeniem jest grzbiet Wzniesienia Południowopacyficznego, ciągnący się przez pd. część dna oceanu do strefy rozłamu Eltanin, od której z kolei ciągnie się Wzniesienie Wschodniopacyficzne, szeroki i rozległy grzbiet skręcający stopniowo na pn. w kierunku Zat. Kalifornijskiej, gdzie kończy się gł. pacyficzny ciąg grzbietów śródoceanicznych; w części pd.-wsch. dna Oceanu Spokojnego leży drugorzędny śródoceaniczny Grzbiet Chilijski (Wzniesienie Zachodniochilijskie), ciągnący się w kierunku pd.-wsch., jako przedłużenie poprzecznej do Wzniesienia Wschodniopacyficznego strefy rozłamu Challenger — do podnóża stoku kontynent. Ameryki Pd. na szer. geogr. płw. Taitao w pd. Chile. Grzbiety śródoceaniczne Oceanu Spokojnego mają wzdłużne doliny ryftowe i są przecięte poprzecznie licznymi strefami rozłamu, tworzącymi długie krawędzie ciągnące się daleko w dnie sąsiednich basenów oceanicznych, zwł. na zach. od Wzniesienia Wschodniopacyficznego w wielkim Basenie Północno-Wschodnim, gdzie m.in. krawędzie Clarión, Clipperton i Galpagos mają po ok. 4000 km długości. Główne grzbiety śródoceaniczne dzielą dno Oceanu Spokojnego na 2 nierówne części; mniejsza rozciąga się wzdłuż stoków kontynent. Ameryki i Antarktydy, obejmując kolejno baseny Gwatemalski, Peruwiański i Chilijski, z rowami oceanicznymi wzdłuż Ameryki, oraz rozległy Basen Bellingshausena (Southeast Pacific Basin), rozciągający się do stoków kontynent. pd. części Chile i Antarktydy; na zach. i pn. od gł. grzbietów rozciąga się większa część dna Oceanu Spokojnego z najgłębszymi rowami i basenami oceanicznymi, z których najrozleglejsze są baseny: Północno-Wschodni, Południowopacyficzny (Southwest Pacific Basin), Północno-Zachodni, Środkowopacyficzny; w zach. części oceanu leżą mniejsze baseny: Filipiński, Zachodniomariański, Melanezyjski, Południowofidżyjski, Tasmana i in.; w basenach oceanicznych jest kilka wyraźnych, monotonnych równin abisalnych, największe występują na dnie Basenu Południowopacyficznego (na wsch. od Nowej Zelandii) oraz w Basenie Bellingshausena (Równina Amundsena) i Basenie Północno-Wschodnim (m.in. równiny Aleucka, Tuftsa). Najbardziej charakterystyczną cechą dna Oceanu Spokojnego jest wielka liczba wzniesień podwodnych, gł. pochodzenia wulkanicznego, w postaci łańcuchów gór wulkanicznych ( Grzbiety: Cesarski, Hawajski, Marcus-Wake, Wake-Necker, Palau-Kiusiu, Magellana, wysp Line i Tuamotu) lub grzbietów w kształcie łuku, zwieńczonych wyspami (Aleuty, Kuryle, W. Japońskie, Riukiu, Filipiny, Mariany, W. Salomona, Kermadec, Tonga i in.), z przyległymi po zewn. stronie głębokimi rowami oceanicznymi; ponadto na dnie Oceanu Spokojnego występują masowo gujoty — pojedyncze podwodne góry (seamounts) o względnej wysokości do kilku tysięcy metrów i płaskich wierzchołkach, m.in. Góra Hendersona ze szczytem na głęb. -388 m i Góra Pattona (-662 m) w Basenie Pn.-Wsch., góry Milwaukee (-11 m) i Ramapo (–73 m) w Basenie Pn.-Zach., Góra Orne'a (-29 m) w Basenie Południowopacyficznym oraz góry Wildera (-5 m) i Kammu (-320 m) w Basenie Środkowopacyficznym. W międzyzwrotnikowej części oceanu (od 28N do 28–30S) występują atole i wyspy koralowe, częściowo powstałe na gujotach, oraz bariery koralowe wzdłuż łańcuchów wysp lub na szelfach, m.in. największa tego typu formacja, Wielka Rafa Koralowa (3000 km na 300 km), jest położona na szelfie u pn.-wsch. wybrzeży Australii na M. Koralowym. Stoki kontynentalne w Oceanie Spokojnym są strome, zwł. te, które wznoszą się nad rowami oceanicznymi, na niektórych odcinkach mają kształt stopni osuwiskowo-tektonicznych i często są pocięte kanionami podmorskimi. Szelfy zajmują niewielką część dna Oceanu Spokojnego, ich szerokość wynosi od kilkudziesięciu kilometrów u wybrzeży Ameryki do 700–800 km w morzach Beringa, Wschodniochińskim, Południowochińskim; krawędzie szelfu są na głęb. 150–200 m, jedynie u wybrzeży Antarktydy — na głęb. ok. 500 m.

Ocean Atlantycki
Ocean Atlantycki powstał wskutek rozerwania prakontynentu Pangei i przemieszczania się płyt litosferycznych od ryftu pod wpływem rozrastania się (spreadingu) dna oceanicznego, tworzonego przez wydobywającą się ze szczeliny ryftowej lawę bazaltową; oddzielanie się Ameryki Pd. od Afryki rozpoczęło się w jurze, zaś Ameryki Pn. od Europy — na przełomie jury i kredy; proces ten trwa do dziś.
Charakterystyczną cechą rzeźby dna Oceanu Atlantyckiego są wzniesienia Grzbietu Śródatlantyckiego ciągnące się południkowo na długości ponad 20,3 tys. km przez środek oceanu w kształcie litery S. W okolicy równika rozdziela je głębia Romanche (7856 m) na Grzbiet Północnoatlantycki i Grzbiet Południowoatlantycki. Przedłużeniem Grzbietu Północnoatlantyckiego w O. Arktycznym jest Grzbiet Gakkela. Grzbiet Południowoatlantycki łączy się przez Grzbiet Afrykańsko-Antarktyczny ze śródoceanicznymi grzbietami O. Indyjskiego. Po obu stronach Grzbietu Śródatlantyckiego ciągną się baseny oceaniczne: Nansena, Norweski, Zachodnioeur., Hiszpański, Zielonego Przyl., Gwinejski, Angolski, Przylądkowy i Agulhas od wsch. oraz Kanadyjski, Amundsena, Grenlandzki, Labradorski, Nowofundlandzki, Północnoamerykański, Gujański, Brazylijski, Argentyński, Południowoatlantycki i Afrykańsko-Antarktyczny od zachodu. Grzbiet Śródatlantycki i dna basenów oceanicznych są zbud. z typowej (bazaltowej) skorupy ziemskiej oceanicznej; na bazaltach leżą zdiagenezowane osady jury, kredy i paleogenu (gł. muły i iły głębinowe), a wyżej — luźne osady neogenu i czwartorzędu. Szelfy kontynentalny zajmują ok. 14% pow. dna Oceanu Atlantyckiego, najszersze są w O. Arktycznym i M. Północnym oraz na pd. od Nowej Fundlandii i u wybrzeży Argentyny.


Ocean Indyjski
Ocean Indyjski powstał w wyniku rozpadu lądu Gondwana i stopniowego odsuwania się od siebie jej fragmentów; rozpad ten rozpoczął się w jurze; dno oceanu pokrywają gł. osady kredowe i kenozoiczne. Ukształtowanie dna Oceanu Indyjskiego jest bardzo urozmaicone; przebieg grzbietów śródoceanicznych ma kształt odwróconej litery Y: Grzbiet Arabsko-Indyjski przebiega z Zat. Adeńskiej ku środkowej części oceanu, gdzie w strefie rozłamu na pd.-wsch. od wyspy Rodrigues (Maskareny) rozdziela się na Grzbiet Zachodnioindyjski biegnący na pd.-zach. ku O. Atlantyckiemu i Grzbiet Środkowoindyjski biegnący na pd.-wsch. w kierunku O. Spokojnego; pozostałe wzniesienia dna Oceanu Indyjskiego są wyższe od grzbietów śródoceanicznych i mają inną genezę; należą do nich m.in. grzbiety: Malediwski, Seszelski i Madagaskarski w zach. części oceanu oraz płaski Grzbiet Kergueleński w części pd.; najbardziej charakterystyczną formą dna Oceanu Indyjskiego jest wąski zrębowy Grzbiet Wschodnioindyjski (Grzbiet 90E) rozciągający się na długości ok. 4600 km od 10N do 34S, pokrywający się z południkiem 90E — prawdopodobnie najdłuższa prawie idealnie prosta forma dna oceanu światowego; baseny oceaniczne Somalijski, Maskareński, Madagaskarski, Mozambicki i Agulhas są położone na zach. od grzbietów śródoceanicznych wzdłuż afryk. stoków kontynent., baseny Arabski, Środkowoindyjski, Zachodnioaustralijski (Kokosowy) i Południowoaustralijski — na pn. i wsch. od grzbietów śródoceanicznych wzdłuż azjat. i austral. stoków kontynent., a baseny Afrykańsko-Antarktyczny i Australijsko-Antarktyczny na pd. wzdłuż stoków Antarktydy; w środk. części oceanu, w rozwidleniu grzbietów Zachodnioindyjskiego i Środkowoindyjskiego, jest położony Basen Crozeta; dno basenów oceanicznych zajmują rozległe równiny abysalne, największa — w Basenie Afrykańsko-Antarktycznym (Równina Enderby); w basenach Arabskim i Środkowoindyjskim rozciągają się daleko na pd. rozległe stożki akumulacyjne z materiału naniesionego przez rz. Indus, Ganges i Brahmaputrę; w basenach zach. i wsch. występują licznie wulkany podmor., zwł. w Madagaskarskim i Zachodnioaustralijskim. Najgłębszymi formami dna Oceanu Indyjskiego, poza rowami oceanicznymi Jawajskim i Amiranckim, są głębie w strefach rozłamów, Diamantina (7102 m) na pd.-zach. od Australii, Vema (6492 m) w pd. części Grzbietu Arabsko-Indyjskiego oraz wsch., głęboka część Basenu Zachodnioaustralijskiego (do 6927 m). Szelfy w Oceanie Indyjskim zajmują najmniej powierzchni dna spośród oceanów świata, najszersze są w Zat. Perskiej, u wybrzeży Indii i Bangladeszu, w M. Andamańskim, u wybrzeży Australii w zat. Karpentaria i Wielkiej Zat. Australijskiej; szelfy, stoki kontynent. i dno basenów są porozcinane kanionami podmorskie, najdłuższe: Indusu (115 km) w M. Arabskim, Gangesu (125 km, względna głęb. do 1300 m) w Zat. Bengalskiej, Martaban (150 km) w M. Andamańskim.



Działalność morza
Działalność wód morskich i oceanicznych obejmuje przede wszystkim pas graniczny lądu i morza, czyli wybrzeże. Masy wody poruszane przez wiatr (fale i prądy morski) oraz podnoszone wskutek przyciągania Księżyca i Słońca (pływy) wykonują niebywałą pracę.
Działalność niszcząca-abrazja
Wybrzeża atakowane są przez fale, których energia oddziaływania zależy w dużej mierze od ukształtowania linii brzegowej. Przylądki atakowane są z większą energią niż zatoki, a szczególnie zatoki płytkie. Przy płytkim dnie fale tracą energię wskutek tarcia o dno. Zatem inne będą efekty oddziaływania morza na wysoki brzeg o głębokim dnie, a inne na niski brzeg z płytkim dnem.
Wybrzeże stromo wznoszące się na duża wysokość ponad poziomem wody, o dnie głębokim atakowanie są przez fale z całą ich energią. Uderzanie fali przyboju powoduje rozbijanie, kruszenie, odrywanie i rozmywanie skał budujących brzeg. Z uderzeniami fali współdziała sprężone powietrze w szczelinach i w próżniach skał pod naporem wody. W momencie cofnięcia się fali rozprężające powietrze rozsadza skałę. Również miotane falą okruchy skalne wspomagają niszczenie.
Działanie fali przyboju powoduje do powstanie niszy w skale, do podcinania brzegu. Podcinanie powoduje obrywanie i osuwanie się brzegu, który cofa się i tworzy stromą ścianę, zwaną klifem lub falezą. Obsunięte pakiety skalne podlegają rozkruszeniu, a najgrubszy rozkruszony materiał gromadzi się u podnóża klifu. Przetaczanie rozkruszonego materiału powoduje ścieranie, niszczenie dna nawet, jeśli jest zbudowane ze skał litych. Powstaje pozioma lub słabo nachylona ku morzu platforma brzegowa wybrzeżach. Reszta materiału w dalszym ciągu jest rozkruszany przez fale, wybrzeżach następnie przenoszony wybrzeżach głąb morza. Cofające się fale zbierają drobne cząsteczki wybrzeżach kierunku morza wybrzeżach na przedłużeniu platformy abrazyjnej usypiają platformę akumulacyjną.

Na wybrzeżach wysokich działalność mórz prowadzi do niszczenia, cofanie się lądu i nadbudowanie dna. Na przykład w Trzęsaczu koło Kołobrzegu na urwistym brzegu stoją ruiny kościoła, który kilka wieków temu wybudowano w znacznym oddaleniu od morza.
Tempo niszczenia zależy do odporności skał budujących wybrzeże. Bardzo odporne ą skały krystaliczne, mniej wapienie i dolomity, a mało odporne margle, łupki, iły, gliny morenowe, piaski.



Działalność budująca – akumulacja
Strefa brzegowa wybrzeża płaskiego nazwana plaża obejmuje obszar pomiędzy zasięgiem fal sztormowych, a najniższym poziomem wody. Na plaże stale napływają fale niosące piasek, którego część zostawiają na linii najdalszego zasięgu fali, a resztę unoszą powrotem. W ten sposób plaże zostaję nadbudowane. Z materiału wyrzuconego na brzeg prze fale strome powstają nadbrzeżne wały burzowe, a z piasku tych wałów zbudowane są wydmy morskie.
Działalność fal w obrębie plaży powoduje wahadłowy ruch ziaren piasku. Przy prostopadłym do linii brzegowej uderzeniu fali ziarna powracają na dawne miejsce. Gdy fala uderza skośnie, osady odbywają drogę zygzakowatą- przesuwają się w wzdłuż brzegu.

Do przesuwania osadów brzegowych wzdłuż brzegów przyczyniają się również prądy przybrzeżne. Dzięki tej wędrówce osadów plażowych powstają wąskie półwyspy piaszczysta zwane kosami. Powstają często w miejscach, gdzie długie wybrzeże z wałem plażowym skręca w kierunku zatoki. Przy dużej dostawie materiału półwysep rośnie, wydłuża się i może osiągać przeciwległy brzeg zatoki. Taką kosę zamykającą całkowicie lub częściowo zatokę nazywam mierzeją, a odciętą część morza zalewem. Całkowicie zamknięte mierzeją zatoki tworzą jeziora. W ten sposób powstaje wybrzeże mierzejowe.


Kolejno: kosa, mierzeja i zalew

Proces tworzenia się mierzei może być jednak zahamowany. Dzieją się tak, gdy prądy przybrzeżne zmieniają kierunek kierunek, a także, gdy ustanie lub zmniejszy się dostawa piasku.
W strefie przybrzeżnej poniżej najniższego poziomu morza, powstają ławice zbudowane z piasków lub żwirów. Kilka ławic tworzy mielizny, pooddzielane rynnami o większej głębokości. Nie są to formy trwałe po każdym sztormie zmieniają położenie
Przy dużych wahaniach poziomu morza wywołanych pływami w zacisznych zatokach lub pod osłoną przybrzeżnych wysp podwodne wały przyzna przekształcają się w wynurzone wały zwane lido. Nadbudowywane w ten sposób wały wynurzają się na stałe odcinając cześć morza (zatoki), która staje się laguną.
Na wybrzeżach płaskich zaznacza się, więc przede wszystkim budująca działalność morza na brzegu kosztem niszczenia dna.

Wybrane Formy akumulacyjne
Mierzeja Wiślana, oryginalny region naturalny, położony na wschód od Trójmiasta, po obu stronach granicy Polski i Rosji (obwód Kaliningradzki). Wchodzi w obręb Pobrzeża Gdańskiego. Powierzchnia polskiej części regionu 193 km2. Mierzeja Wiślana stanowi piaszczysty, zwydmiony wał, o długości ponad 50 km, powstały na skutek przemieszczania się piasku pod wpływem fal i przeważających zachodnich wiatrów. Zachodnia część Mierzei Wiślanej oddziela wewnętrzną deltę Wisły (Żuławy Wiślane) od wód Zatoki Gdańskiej, mierzeja jest tu przecięta ujściowymi odcinkami Wisły: Wisłą Martwą, Wisłą Śmiałą (koryto powstało w 1840) i sztucznym przekopem k. Świbna (z 1895). W części wschodniej Mierzeję Wiślaną tworzy wydłużony półwysep pomiędzy Zatoką Gdańską a Zalewem Wiślanym. Mierzeja Wiślana stanowi jeden z najmłodszych regionów w Polsce. W średniowieczu składała się z szeregu wysp, dzięki czemu położony nad Zalewem Wiślanym Elbląg funkcjonował jako ważny port morski. Mierzeja Wiślana pokryta jest w większości lasem, posiada liczne kąpieliska morskie (Krynica Morska), od początku lat osiemdziesiątych mniej atrakcyjne dla rekreacji z powodu zanieczyszczenia wód Zatoki Gdańskiej.
Helska Mierzeja, Mierzeja Pucka, Półwysep Helski, półwysep otaczający od północnego- wschodu Zatokę Pucką. Utworzony na skutek przemieszczania się piasków pod wpływem fal i przeważających wiatrów zachodnich, których praca doprowadziła do powstania piaszczystych wydm osiągających do 20 m wysokości. Mierzeja Helska odgałęzia się od Kępy Swarzewskiej, wcinając się w głąb Zatoki Gdańskiej na długość 34 km. Średnia szerokość 500 m, minimalna 200 m, maksymalna 3 km. Od strony otwartego morza linia brzegowa wyrównana, od strony Zatoki Puckiej nieregularna. Większą część obszaru półwyspu porastają lasy sosnowe. Ważny region turystyczny, kąpieliska morskie w Kuźnicy, Juracie, Jastarni, Helu. Powierzchnia półwyspu 160 km2
Kurońska Mierzeja, Kursiu nerija, Kurskaja kosa, wąski, piaszczysty półwysep na Morzu Bałtyckim, oddzielający Zatokę Kurońską (Zalew Kuroński) od otwartego morza. Północna część należy do Litwy, południowa do Rosji (obwód Kaliningradzki). Długość 98 km, szerokość do 4 km. Pozostałości lasów sosnowych, wysokie (do 70 m) wydmy. W części litewskiej rezerwat krajobrazowy (utworzony 1960). Główne miasto - Rybaij (Rosja) i Neringa-Nida.

Wiślany Zalew, zatoka Morza Bałtyckiego, oddzielona od Zatoki Gdańskiej Mierzeją Wiślaną. Przez Zalew Wiślany przebiega granica państwowa polsko-rosyjska. Powierzchnia 838 km2, w Polsce - 328 km2. Średnia głębokość 2,5 m, maksymalna - 5,1 m. Średnie zasolenie 3‰., Przez Cieśninę Pilawską (Rynna Bałtycka) połączona z Zatoką Gdańską i otwartym morzem. Do Zalewu Wiślanego uchodzą rzeki: Nogat i Szkarpawa (ramiona ujściowe Wisły) oraz m.in.: Pasłęka, Świeża, Pregoła, Elbląg. Główne porty: Elbląg, Tolkmicko, Frombork (Polska), Kaliningrad, Bałtyjsk (Rosja).

Jamno, jezioro w zachodniej części Wybrzeża Słowińskiego. Powierzchnia 2240 ha, długość 10 km, szerokość 3,4 km, głębokość do 3,9 m. Oddzielone od Morza Bałtyckiego wąską, piaszczystą, porośniętą lasem mierzeją. Brzegi płaskie, porośnięte trzcinami, trudno dostępne. Do jeziora uchodzą rzeki Dzierżęcinka, Unieść i kilka mniejszych. Odwadniane przez kanał Jamneński Nurt, łączący jezioro z morzem. Na zachodnim krańcu jeziora, u nasady mierzei, kąpielisko morskie Mielno.
Łebsko, jezioro w województwie pomorskim, na Wybrzeżu Słowińskim. Powierzchnia 7142 ha, długość 16,4 km, szerokość 7,6 km, maksymalna głębokość 6,3 m (kryptodepresja: jezioro położone jest na wysokości 0,3 m p.p.m.), pojemność 0,12 km3.
Stanowi część Słowińskiego Parku Narodowego. Północny brzeg to Mierzeja Łebska z ruchomymi piaskami, pierwotnie oddzielająca dawną zatokę Morza Bałtyckiego, którą było Łebsko. Przez Łebsko przepływa rzeka Łeba. Posiada połączenie kanałami z jeziorami Gardno i Sarbsko.
Gardno, jezioro w północnej części województwa pomorskiego, w gminie Smołdzino, w obrębie Wybrzeża Słowińskiego, w Słowińskim Parku Narodowym.
Powstało w wyniku odcięcia dawnej zatoki Morza Bałtyckiego. Oddzielone od morza pasem, częściowo zalesionych wydm. Występuje tu nadmorski bór sosnowy i bór bagienny, na wydmach spotyka się oset mikołajek nadmorski, na południowo-zachodnich brzegach występuje woskowica europejska. Południowo-wschodni skraj jeziora wyznacza pas morenowy osiągający wysokość 115 m n.p.m.
Poprzez kanał Łupawa-Łeba połączone z jeziorem Łebsko. Na wybrzeżach wsie letniskowe: Gardna Wielka, Gardna Mała i Rowy. Powierzchnia 2469 ha, długość 6,8 km, maksymalna szerokość 4,7 km, głębokość do 2,6 m, dno jeziora znajduje się poniżej poziomu morza. Bogata fauna ptactwa wodnego.
Sarbsko, jezioro w województwie pomorskim, na Wybrzeżu Słowińskim. Powierzchnia 652 km2, długość 6,6 km, szerokość 1,2 km, maksymalna głębokość 3,2 m (kryptodepresja - powierzchnia jest na wysokości 0,5 m p.p.m.). Sarbsko to jezioro przymorskie, dawna zatoka morska oddzielona od Bałtyku Mierzeją Sarbską, która od 1976 stanowi częściowy rezerwat krajobrazowy (powierzchnia 547 ha, krajobraz i roślinność wydmowa i bagienna). Połączone z Bałtykiem przez potok Chełst i z jeziorem Łebsko przez Łebę. Większe miejscowości: Nowęcin i Przybrzeże.


Na niektórych obszarach wybrzeża kształtują organizmy morskie. Zaliczyć do nich można rafy koralowe. Występują w ciepłych wodach, a utworzone są przy współudziale korali i innych zwierząt o szkielecie wapiennym, żyjących w płytkich i ciepłych (powyżej 180C) wodach przybrzeżnych. Tworzą skaliste grzędy, których szerokość dochodzi do 2 km,, długość natomiast może dochodzić do 2000 km.
Wielka Rafa Koralowa, Wielka Bariera Koralowa, Great Barrier Reef, największa na świecie rafa barierowa, na Morzu Koralowym, ciągnąca się na przestrzeni ok. 2000 km równolegle do północno-wschodniego wybrzeża Australii. Wielka Rafa Koralowa tworzy pas o szerokości od 300 m do 2 km, w odległości od 8 do 180 km od wybrzeża, składający się z ponad 25 tys. skał, ukrytych całkowicie pod wodą.
Tylko stosunkowo nieliczne wyspy i atole wystają ponad powierzchnię morza. Występuje ok. 350 gatunków koralowców i ponad 4000 gatunków ryb. Większe wyspy pokryte są gęstą roślinnością tropikalną. Wielka Rafa Koralowa jest jedną z większych atrakcji turystycznych Australii.
Od 1983, jako park morski, objęta ochroną, wpisana na Listę światowego Dziedzictwa Kultury i Przyrody UNESCO.
Rafy koralowe ciągnące się wzdłuż brzegu, nazywane są rafami przybrzeżnymi, a występujące w pewnej odległości od brzegu, rafami barierowymi. Ciekawą formą są atole. Są zbudowane z rafy koralowej i zamkniętej przezeń płytkiej laguny wypełnionej szczątkami martwych korali. Trafną hipotezę, co do ich powstawania postawił Karol Darwin w 1841r. Według niego atol Koralowy powstał w miejscu, gdzie początkowo znajdował się wystający ponad powierzchnię wody stożek wulkaniczny. Na nim, jakowa podłożu, zaczyna się rozwijać bariera koralowa, która w miarę jak szczyt zagłębia się w morze, rosła ku górze, zapewniając sobie stały dopływ światła. Następnie podłoże, czyli wulkan znikało pod powierzchnią morza.


Oceanografia jest wciąż żywą nauką geograficzną. Codzienne badanie przynoszą nam wiele informacji na temat tego niezwykłego miejsca, jakim jest potężny Wszechocean. Nowocześniejsza i doskonalsza technika pozwala nam „zapuścić się” w tą wydawałoby się bezkresną otchłań. Czy uda nam się ją dokładnie zbadać, czy też będzie to dla nas nie osiągalne?


Bibliografia

1.”Wszechocean” Stanisław i Krzysztof Szymborscy
Wiedza Powszechna Warszawa 1981 str. 29-42

2. „Oceany i morza” encyklopedia geograficzna świata VII
Kraków 1997 str.41-47, 55-61

3. „Słownik pojęć geograficznych” Stanisław Piatkiewicz, Stefan Żmuda
Wiedza Powszechna Warszawa 1973

4.”Ziemia” pod redakcją Kazimierza Maślankiewicza
Warszawa 1970 str.283-286, 348-352

5. „Geografia Powszechna” tom I „ziemia-środowisko naturalne człowieka”
Warszawa 1962 str.267-269

6. „Geografia 1” podręcznik dla i klasy gimnazjum Edward Dudek, Jan Wójcie
Wiking Wrocław 1999 str.88-94

7. „Podstawy geografi fizycznej 1 „ Edward Świetalski
Turpress Toruń 2002 str. 124-126

8. „Procesy kształtujące powierzchnię ziemi” Philip A.Allen
PWN Warszaw 2000

9. „Historia ziemi” Jan Lewiński
Wydawnictwo Geologiczne Warszawa 1956 str. 51-61

10. „Ziemia i człowiek” podręcznik do geografi dla szkoły średniej
WSiP Warszawa 1992 str.128-131

11. „Wędrówki geograficzne” podręcznik dla klasy i gimnazjum Marek Walczak, Alina Witek- Nowakowska PWN Warszawa 2001 str.118-121

12. Encyklopedia multimedialna „Ziemia” PWN

13. Internet : http://pikus18.republika.pl/pliki/hydr.htm
http://wiem.onet.pl/


Przydatna praca?
Przydatna praca? tak nie 59
głosów
Poleć znajomym

Serwis Sciaga.pl nie odpowiada za treści umieszczanych tekstów, grafik oraz komentarzy pochodzących od użytkowników serwisu.

Zgłoś naruszenie