Textová část

Terénní dokumentace

Internetové stránky

Literatura

Hlavní stránka

4.7. Hlubokomořské sedimenty

Hlubokomořské sedimenty (obr. 1) jsou všechny, které nemají znaky mělkomořské sedimentace a ty, které nejsou s jasnými mělkomořskými sedimenty v blízké asociaci. Hlubokomořské sedimenty vznikají v prostředí batyálu až hadálu, tj. v hloubkách více než 200m (obr. 2).

Hlubokomořské sedimenty dělíme na hemipelagické a eupelagické. Někdy je tendence označovat hemipelagické jako terigenní (tento termín se nedoporučuje jako zmatečný) a pelagické. V češtině termín hemipelagický je překládán jako pološiromořský, pelagický jako širomořský. Mezinárodní termíny jsou však v tomto případě vžité a jsou mnohem vhodnější než české.

Obr. 1. Přehled mořských prostředí (Thurman H.V., Trujillo A.P., 2005).

Obr. 2. Dělení mořského dna (Thurman H.V., Trujillo A.P., 2005).

4.7.1. Hemipelagické sedimenty

Hemipelagické sedimenty se liší od eupelagických tím, že mají nad 25 % terigenního materiálu hrubšího než 5 mikronů. Neplatí, že hemipelagické sedimenty jsou typické pro menší hloubky a eupelagické pro hloubky větší. Hloubka, která není vždy větší než 200 m (obr. 2), není tak důležitá jako vzdálenost od pevniny.

Hemipelagické sedimenty se dělí do několika kategorií:

· hemipelagická bahna, která mohou být běžně i vápenatá (zelená, červená, skvrnitá, šedá a černá),

· diatomová bahna,

· hlubokomořské uloženiny gravitačních a konturových proudů,

· vulkanogenní písky a bahna,

· glacimarinní sedimenty.

4.7.1.1. Hemipelagická bahna

Hemipelagická bahna (obr. 3) jsou směsí písku, prachu a jílu. Obsahují proměnlivá množství karbonátu a organických látek. Zelená bahna (obsahují glaukonit a chlorit) pokrývají též mělčí část pevninských svahů. Jsou produktem pomalé sedimentace tam, kde neústí větší toky. Červená bahna (oxidy a hydroxidy Fe) jsou splachy kaolinických a lateritických zvětralin z pevniny v oblastech humidních tropů. Šedá a černá bahna se vyskytují na nižších částech pevninského svahu a na jeho úpatí, na některých hlubokomořských rovinách a na dnech depresí všude tam, kde je nedokonalá cirkulace a anoxické podmínky. K šedému zbarvení stačí už 0,2 % organického uhlíku, k černému 1 %. Za hemipelagické bahno je též považována psací křída.

Obr. 3a. Šedé a černé hemipelagické sedimenty, křída, Trojanovice (foto P. Skupien).	Obr. 3b. Šedé až červené hemipelagické jílovce, křída, Kozlovice (foto P. Skupien).

4.7.1.2. Diatomová bahna

Diatomová bahna sedimentují ve dvou různých prostředích:

· v menších pelagických pánvích,

· v subpolárních oceánských oblastech – obsahují též vyšší % siliciklastického materiálu.

Diatomová bahna malých a hlubších pánví jsou pravidelně laminovaná. Nutná je vysoká produkce rozsivek, ke které vedou výstupné proudy nebo blízkost pevniny.

Obr. 4a. Diatomit (http://www.elkorose.com/vivian.html).	Obr. 4b. Rozsivky, tercier, Borovany (foto P. Skupien).

4.7.1.3. Hlubokomořské uloženiny gravitačních a konturových proudů

Hlubokomořské uloženiny gravitačních a konturových proudů jsou klasifikovány jednak podle výskytu a tvaru sedimentačních těles, jednak podle mechanismu jejich ukládání. Hlavním rozdílem oproti ostatním hemipelagickým sedimentům je rychlost sedimentace (až desetinásobná).

Z gravitačních proudů, které usazují hlubokomořská klastika, se nejvíce uplatňují turbiditní proudy (turbiditové vějíře, obr. 5).

Obr. 5. Podmořské kaňony a hlubokomořské deltové vějíře. Turbiditní proudy proudí dolů po svahu a erodováním kontinentálního okraje rozšiřují podmořské kaňony. Hlubokomořské deltové vějíře jsou tvořeny turbiditními uloženinami, které jsou tvořeny sekvencemi gradačního zvrstvení (Thurman H.V., Trujillo A.P., 2005).

Turbiditní proudy ukládají turbidity, které lze charakterizovat:

- střídají se hrubozrnnější a jemnozrnnější sedimenty (obr. 6),

- na spodních vrstevních plochách hrubozrnnějších sedimentů jsou typické turbiditové textury – nerovnosti (proudové stopy, vlečné rýhy, vtisky),

- vertikální sled sedimentů uložených jedním proudem je zákonitý,

- hrubší i jemnější sedimenty jsou špatně vytříděny. Psamity jsou reprezentovány hlavně drobami;

- hrubší sedimenty jsou gradačně zvrstvené.

Vžilo se dělení na turbidity proximální a distální.

Obr. 6a. Pohled na spodní vrstevní plochy pískovců se zřetelnými nerovnostmi, Sinop, Turecko, svrchní křída (foto P. Skupien).	Obr. 6b. Střídání hrubozrnných a jemnozrnných sedimentů charakteristické pro turbidity, Trojanovice, svrchní křída (foto P. Skupien).

Sedimentace turbiditů v současných podmínkách probíhá především na abysálních plošinách.

Abysální roviny jsou rovné části oceánského dna (hloubky mezi 4 až 6 km). Vyskytují se v těch částech oceánů, kam zasahují turbiditní proudy. Mocnost jejich sedimentů je od několika set metrů po 2 000 m. Zasahují sem hlavně distální (koncové) části turbiditů. Střídají se zde turbiditní písky, prachy a bahna s pomalu sedimentujícími hemipelagickými bahny.

Turbiditové vějíře (obr. 7, 8) se rozprostírají na bázi pevninského svahu při vyústění podmořských kaňonů. Dělí se na:

- abysální kužely, které jsou hlubokomořským pokračováním delt velkých řek (Mississippi, Indus, Rhône) – sedimenty převážně písčito-jílovité

- hlubokomořské vějíře proti ústí podmořských kaňonů – u západního pobřeží Severní Ameriky, šíře desítky až 300 km, hrubší než v abysálních kuželech

- krátké předdeltové vějíře (podmořské části menších delt) – tam, kde bývá vyšší pobřežní svah

- vějíře pevninského úpatí, vznikající redepozicí a erozí konturovými proudy – atlantské pobřeží Severní Ameriky, přechod mezi pevninským prahem a úpatím je pozvolný

- vějíře smíšeného vzniku.

Obr. 7. Půdorysný model podmořského vějíře s vyznačením základních morfologických tvarů (upraveno podle Normarka, 1978).

Obr. 8. Turbidit svahu pánve (A), turbiditového vějíře (B), abysální roviny (C). 1 – olistostromy a skluzy, 2 – výplň koryt, 3 – drobné skluzové deformace, 4 – vnější vějíř, 5-6 – přechod do středního vějíře, 7 – vnitřní vějíř s podmořskými koryty, 8 – vrstvy se značnou laterální kontinuitou, podle Muttiho a Ricci-Lucchi, 1972).

Konturové proudy jsou chladné proudy tekoucí z polárních oblastí směrem k rovníku (obr. 9a). Jsou odchylovány tzv. Coriolisovými silami západním směrem (omývají hlavně pevninský svah a úpatí západních břehů Atlantiku). Průměrná jejich rychlost je 2 km/hod., takže mohou transportovat i jemnozrnný písek. Sledy jimi uložené se označují jako konturity.

Hlavní znaky:

· malá mocnost vrstev (pod 5 cm),

· střídání hrubších (prachových a jemně písčitých) sedimentů s jemnějšími (obr. 9b). Vrstvy hrubších uloženin mají ostrou spodní a svrchní hranici,

· paralelní i šikmá laminace. Ta bývá zdůrazněna koncentrací těžkých minerálů,

· písky jsou poměrně dobře vytříděné s malým množstvím matrix (pod 5 %),

· hrubší sedimenty mohou být normálně nebo inverzně gradačně zvrstvené,

· směr proudu odvozený ze šikmého zvrstvení je paralelní s okrajem pánve.

Obr. 9a. Termohalinní cirkulace v oceánech. Povrchové proudy jsou značeny červeně, chladné hlubinné proudy jsou modré.	Obr. 9b. Sedimenty uložené konturovými proudy, karbon, Velké Heraltice (foto P. Skupien).

V literatuře se často klade rovnítko mezi turbidity a flyšem. Termín flyš má vedle náplně sedimentologické též náplň stratigrafickou a tektonickou.

Typické znaky flyše:

· monotónní vertikální střídání hrubších a jemnějších sedimentů

· gradační zvrstvení u hrubších vrstev, které mají znaky původu z turbiditních proudů (nerovnosti)

· laterální kontinuita vrstev hrubších sedimentů

· stálost směrů paleoproudů na velké vzdálenosti

· nepřítomnost dokladů ukládání v mělké vodě (hrubé šikmé zvrstvení, textury vynořování nad hladinu apod.).

4.7.1.4. Vulkanogenní písky a bahna

Vulkanogenní písky a bahna - podmořský i suchozemský vulkanismus dodává do hlubokomořských sedimentů úlomky hornin, sklo i krystaly minerálů. Zrnitost kolísá v širokých mezích. Tyto sedimenty obvykle lemují vulkanické ostrovy.

4.7.1.5. Glacimarinní sedimenty

Glacimarinní sedimenty (obr. 10) - jsou složeny ze dvou zrnitostně odlišných komponent, z hrubšího detritu přineseného na moře ledovými krami (drobstony) a z normálního pelagického materiálu (jílu a planktonních organismů).

Obr. 10a. Glacigenní mořská sedimentace (Nichols, 1999).	Obr. 10b. Dropston – velký blok horniny transportovaný ledovými kramiv mořském prostředí.

4.7.2. Eupelagické sedimenty

V současných oceánech eupelagické sedimenty zaujímají větší plochu než hemipelagity. Sedimentují dále od pevniny nebo jiného případného zdroje jemně klastického materiálu a obsahují pod 25% hrubšího materiálu než 5 m. V terminologii se pro jemné eupelagické uloženiny doporučuje používat kal (pro hemipelagity ale bahno).

Eupelagické kaly mohou být vápenaté nebo křemité (obr. 11, 12). Ty se dělí dále podle toho, jaké organizmy v nich převládají. Místo termínu globigerinový kal se nyní doporučuje termín foraminiferový kal. Častý bývá též kal nanoplanktonový (hlavně z kokolitů), který je charakteristický pro menší hloubky. Křemičité kaly podle převažujících organizmů se dělí na radiolariové (obr. 13) a diatomové. Poslední, podobně jako kaly nanokonové, často přecházejí do hemipelagických bahen. Další základní kategorií eupelagitů jsou pelagické (nebo též rudé) jíly (obr. 14).

Obr. 11. Rozpínání mořského dna a akumulace sedimentů. Uchování vápnitých kalů, původně ukládaných v prostoru středooceánských hřbetů nad CCD, je umožněno za splnění určitých vztahů mezi rychlostí rozpínání mořského dna, produktivitou moře, destrukcí schránek organismů a ukládání abysálního jílu (Thurman H.V., Trujillo A.P., 2005).

Obr. 12. Hromadění křemitého kalu. Křemitý kal se hromadí na oceánském dně pod oblastmi s vysokou produktivitou, kde se ukládají křemičitéschránky rychleji, než je stíhá mořská voda rozpouštět (Thurman H.V., Trujillo A.P., 2005).

Obr. 13a. Radiolarit, Butkov, Slovensko (foto P. Skupien).	Obr. 13b. Deskovité radiolarity, Gyantse, Tibet (foto P. Skupien).

Obr. 14. Pelagické abysální slíny, svrchní křída, Hluk (foto P. Skupien).

Eupelagické sedimenty tvoří šest základních složek:

1. Hydrogenní materiál – nejjemnější částice jílu a částice koloidních rozměrů.

2. Biogenní materiál – schránky převážně planktonických organismů (obr. 15).

3. Autigenní materiál (též diagenetický) materiál – oxidy a hydroxidy Fe a Mn, zeolity, pyrit a jiné sulfidy, autigenní jílové minerály jako smektit a chlorit.

4. Vulkanogenní materiál – nejjemnější sopečný popel (hydrogenní suspenze).

5. Eolický materiál – atmosférický prach.

6. Kosmický materiál – magnetické kovové kuličky o rozměrech 0,1 až 0,3 mm a silikátové kuličky (mikrotektity) až do 1 mm (obr. 16).

Obr. 15. Výbrus z pelagického vápence složeného ze schránek foraminifer a radiolarii. Přítomen je chlorit. Lokalita Němetice, cenoman (foto P. Skupien).	Obr. 16. Mikrotektity.

Prvé dvě součásti obvykle převládají a vytvářejí dva hlavní druhy eupelagických sedimentů – rudý jíl a biogenní kaly. Rudý jíl vzniká jak z oceánských zdrojů, tak z kontinentálních zdrojů. Oceánský původ reprezentuje montmorillonit, kontinentální illit a kaolinit. Index oceanity = montmorillonit : (illit + kaolinit). Oceánské podmínky jsou dány poměrem >1.

Vznik eupelagických sedimentů – typ vznikajícího sedimentu ovlivňuje šest hlavních faktorů:

- hloubka (úroveň hladiny CCD – obr. 17),

- zeměpisná šířka (klima),

- produktivita svrchních oceánských vod (úrodnost organizmů),

- vzdálenost od pevniny,

- obsah organických látek v sedimentu,

- produkce oxidu uhličitého a množství kyslíku ve vodách při dně.

-

Obr. 17. Křivky závislosti mořské vody vzhledem k aragonitu a kalcitu na hloubce mořské vody pro současný Atlantik. Vlnovkou jsou vyznačeny kompenzační hloubka aragonitu (ACD) a kalcitu (CCD); lyzoklina je hloubková úroveň, ve které rychle vzrůstá rychlost rozpouštění kalcitu, ale ve které se ještě vyskytují pelagické karbonáty. Upraveno podle Broecker (1974).

Důležitým kritériem je též průměrná rychlost sedimentace vyjádřená mocností nahromaděných uloženin za tisíc let (v cm nebo mm). Hemipelagity dosahují 10 až 200 cm/ 1000 let, eupelagity několik mm až cm/ 1000 let. Podle klesající rychlosti sedimentace lze hlubokovodní sedimenty seřadit do pořadí: hemipelagická bahna, diatomová bahna a kaly, nanoplanktonové kaly, foraminiferové kaly, radiolariový kal, rudý jíl.

Rychlost sedimentace je závislá zejména na klimatických zónách a na teplotě (obr. 18). Nejpomalejší sedimentace je mezi 10 až 40⁰ severní i jižní šířky; směrem do nižších a vyšších šířek se sedimentace zrychluje. V Atlantiku je rychlost průměrné sedimentace nejméně dvakrát tak velká jako v Pacifiku a Indickém oceánu. Na rychlost sedimentace má největší vliv množství přinášeného detritu z pevniny.

Obr. 18. Rozšíření neritických a pelagických sedimentů (Thurman H.V., Trujillo A.P., 2005).

Manganové konkrece (obr. 19, 20) a hydrotermální rudy jsou typické pro pomalu sedimentující rudé jíly a křemičité kaly, v menším množství se vyskytují i ve foraminiferovém kalu.

Obr. 19. Manganové konkrece, Tichý oceán (http://www.bgr.bund.de/nn_336668/EN/Themen/MeerPolar/Meeresforschung/Bilder/tiefseebergbau__Mn-Knolle__g__en.html).

Obr. 20. Manganové mikrokonkrece, max. velikost 2 mm, svrchní křída, Bystrá (foto P. Skupien).

Kritéria pro identifikaci fosilních eupelagických uloženin (obr. 21):

· uniformita v laterálním vývoji; chybí přechody do mělkovodních sedimentů,

· převládají planktnonní organismy, bentózní chybí nebo je jich málo,

· typickou asociací je mikritový vápenec – rohovec – červený jílovec,

· přítomny jsou manganové konkrece s vysokým poměrem Mn/Fe a vyšším obsahem těžkých kovů (Ni, Co, Cu, Mo),

· sedimenty bývají v asociaci s ofiolity, čediči, polštářovými lávami apod.,

· kosmogenní materiál může být koncentrován (zejména mikrotektity, neboť magnetické kuličky bývají už přeměněny na směs hydroxidů),

· pokud jsou přítomny bentózní foraminifery, jejich asociace nasvědčuje značné hloubce,

· červená a hnědá barva jílovců bývá sekundární.

Obr. 21a. Eupelagické mikritové vápence, Amasra, Turecko (foto P. Skupien).	Obr. 21b. Eupelagické sedimenty doprovázené polštářovými lávami, Turecko (foto P. Skupien).

Fotogalerie