Podmořské duny

Oceánské dno se běžně rozděluje na tři oblasti podle hloubky a tvaru dna. V blízkosti kontinentů je to kontinentální okraj nebo též kontinentální šelf, následuje kontinentální svah a největší hloubky představují hlubokomořské pánve. Zde se ještě můžeme setkat se středooceánskými hřbety a hlubokomořskými příkopy.

Oblast kontinentálního šelfu je vlastně pevnina zaplavená mořem. Celé dno je tvořeno horninami kontinentální zemské kůry a povrch dna je obvykle plochý a velmi zvolna se svažuje do větších hloubek až k hraně kontinentálního svahu. Šelfová moře mají průměrnou hloubku kolem 135 metrů, místy až 300 m. Šířka šelfového moře může být stovky metrů až stovky kilometrů. V průběhu historie Země kolísá mořská hladina a šelfová moře se stávají dočesnou pevninou nebo jsou naopak zaplavená mořem.

Na dně pod šelfovým mořem převládají různé typy sedimentů. Zcela u břehu (tzv. litorální oblast) jsou to převážně klastické (úlomkovité) sedimenty. Pokud jste navštívili nějaké mořské pobřeží, určitě si pamatujete, jak vypadaly jeho pláže. Někde byly tvořeny velkými valouny, někdy to byly menší kamínky a některé pláže jsou tvořeny jemným pískem. Obecně platí, že čím dále jsme od souše, tím menší částice tvoří sediment na mořském dně. Těsně u pobřeží jsou to štěrky a písky, dále pak hlavně písky a ve větší vzdálenosti jsou to prachové a jílové sedimenty. Kromě úlomkovitých sedimentů vznikají v šelfových mořích velmi často sedimenty organogenní. Ty vznikají buď nahromaděním vápnitých schránek odumřelých mořských živočichů, nebo přímo živočichové vytvářejí rozsáhlé útvary označované jako mořské útesy (rify). Postupným přepracováním tohoto původně organického materiálu vznikají vápence. V šelfových mořích jsou pod mořským dnem často uložena ložiska zemního plynu a ropy, která vznikla rozkladem vhodných organických zbytků mořských živočichů a rostlin.

Na kontinentální šelf navazuje část dna označovaná jako kontinentální svah. Mořské dno se zde začíná mnohem strměji svažovat do větších hloubek a ve spodní části pak přechází do hlubokomořské pánve. Sklon této části dna je kolem 4°, ale výjimečně to může být až 25 °. Kontinentální svah je rozčleněn četnými podmořskými kaňony, podobnými jaké vytváří řeky na kontinentech. Ty největší z nich navazují na ústí velkých řek do moře.

Dno na kontinentálním svahu je pokryto vrstvou různých typů sedimentů, které postupně přibývají tak, jak přináší materiál do moře vítr z pevniny a řeky. Pokud je těchto sedimentů opravdu hodně, začíná zde významně působit gravitace a vznikají tzv. turbiditní proudy. Velké množství sedimentů se občas utrhne a sjíždí po svahu dolů ve formě mohutného bahnotoku. Častým iniciátorem této události bývá zemětřesení nebo sopečná činnost a objem pohybujícího sedimentu může být tak velký, že je schopen vyvolat vlnu tsunami (viz exponát Tsunami). Sedimenty turbiditních proudů se ukládají na pevninském úpatí ve formě deltových vějířů.

Oblasti hlubokomořských pánví přímo navazují na kontinentální svah a představují rozsáhlé plošiny v hloubce 4 500 až 6000 km pod oceánskou hladinou. Základem mořského dna jsou vulkanické horniny bazalty, které vznikají na středooceánských riftech. Na tyto horniny se pak ukládají velmi jemné částice velikosti prachu a jílu a za dobu desítek milionů let vznikají velmi jemnozrnné sedimenty o mocnosti až stovky metrů. Zpravidla se jedná o rudé jíly, různé typy vápnitého kalu, který vznikl rozpadem schránek kokolitek, foraminifer nebo ostracod. V největších hloubkách se uhličitan vápenatý rozpouští a vznikají křemitá bahna ze schránek rozsivek a radiolárií. Jenom pro představu uveďme, jaká je rychlost vzniku jednotlivých sedimentů na mořském dně. Zatímco v oblasti pobřeží se za 1000 let usadí vrstva sedimentu o mocnosti kolem jednoho metru, v podmínkách hlubokomořských pánví vznikne za stejnou dobu vrstvička kalu (jílu) o mocnosti nejvýše jeden centimetr.

Uprostřed hlubokomořských pánví se občas objeví vysoké hory, které vystupují až nad mořskou hladinu a vytváří izolované ostrovy. Každého z nás hned napadnou Havajské, Azorské nebo Kanárské souostroví. Jsou výsledkem vulkanické činnosti nad tzv. horkými skvrnami, což jsou místa, odkud ze zemského pláště vystupuje magma až na oceánské dno. Tyto hory patří k nejvyšším na planetě, tou nejvyšší je sopka Mauna Kea s celkovou výškou 10 205 m.

Roviny hlubokomořských pánví narušují tisíce kilometrů dlouhé pásy středooceánských hřbetů. Vznikají procesy rozšiřování oceánského dna na divergentních rozhraních litosférických desek – tedy v místech, kde jsou litosférické desky odtlačovány od sebe. Asi nejznámější je Středoatlantský hřbet táhnoucí se tisíce kilometrů severo-jižním směrem prostředkem Atlantského oceánu. Uprostřed tohoto až 3 km vysokého podmořského pohoří se táhne riftové údolí, což je místo, kde vystupuje bazaltové magma z pláště a vytváří se nová oceánská kůra. Více se dozvíte u exponátu „Kontinentální drift“.

V místech, kde se podsouvá jedna litosférická deska pod druhou, vznikají na oceánském dně hlubokomořské příkopy. Jsou vlastně povrchovým projevem subdukční zóny, mají většinou strmé stěny a v porovnání s průměrnou hloubkou oceánů zasahují do značné hloubky. Nejvíce jich najdeme v oblasti Pacifiku, nejznámější a nejhlubší je Mariánský příkop s hloubkou 11 022 m.

Voda v oceánech podléhá několika procesům, při kterých se různým způsobem pohybuje. Můžeme rozlišit tři základní principy pohybu mořské vody: slapové jevy, mořské vlnění a mořské proudy. Každý z těchto pohybů má jinou příčinu a jinou formu.

Slapové jevy označují pravidelný příliv a odliv, který můžeme pozorovat ve všech oceánech a mořích. Označujeme tak periodické klesání a stoupání hladiny, které je způsobeno přitažlivými silami Slunce a Měsíce. Rozdíly oproti střední hladině oceánu jsou někde zanedbatelné, jinde se jedná o několik metrů. To záleží na konkrétní pozici Slunce a Měsíce, zeměpisné šířce, tvaru pobřeží a řadě dalších faktorů, které se vzájemně sčítají nebo ruší. Za normálních okolností dochází ke dvěma přílivům a odlivům za jeden lunární den. To je tzv. půldenní dmutí, ale existuje i jednodenní dmutí s jedním přílivem a odlivem za den a pak také smíšené dmutí, které je kombinací obou předchozích. U našeho exponátu nás ale zajímá především mořské dno a jeho tvar a to je slapovými jevy ovlivněno jen minimálně. Stoupání a pokles oceánské hladiny probíhá totiž pomalu a pozvolna, takže na sedimentech mořského dna se tento proces prakticky neprojeví.

Mořské vlnění je proces vyvolaný působením větru na mořskou hladinu a je popsán u exponátu „Vlny na vodě“. Vlastně se nejedná o pohyb oceánské vody v pravém slova smyslu, jedná se o přenos energie na velké vzdálenosti. Tato energie se pak nejvíce uvolňuje v mořském příboji v mělkém příbřežním moři a kromě narušování pobřežních skal a pláží pomáhá utvářet mořské dno. Jeho tvar a uložení sedimentů odpovídá intenzitě přinášené energie, tvaru pobřeží, typu hornin, sklonu dna a některým dalším parametrům. Vznikají při tom písčité nebo štěrkové pláže, v případě velké energie vln pak mořské útesy a klify.

Mořské proudy můžeme rozdělit na povrchové a hlubinné. Zatímco povrchové mořské proudy vznikají působením větru a pohybující se voda zasahuje do hloubky maximálně desítek metrů, hlubinné proudy postihují až 90 % objemu mořské vody. Vznikají díky rozdílné teplotě, salinitě a hustotě mořské vody. Sestupné proudy klesají na mořské dno a zde se pohybují rychlostí řádově několik kilometrů za rok. Výstupné proudy se pak dostávají zpět k oceánské hladině. Vliv hlubinných proudů na oceánské dno je vzhledem k malé rychlosti nepatrný.

Náš exponát simuluje vznik různých morfologických tvarů na písčitém mořském dně v mělkém příbřežním prostředí. Uvedeme-li vodu v kouli do pohybu a prudce zastavíme, energie vody modeluje písčité mořské dno podobně jako vítr písek na poušti. Přemísťováním a usazováním písku vznikají čeřiny – tvary, připomínající drobné pravidelné vlnky. Podobné tvary může z písku vymodelovat vítr v pouštích nebo na mořském pobřeží. Většina čeřin má však jen krátkou dobu života – zpravidla než se dostaví další vlna nebo silnější bouře.

Na skutečném pobřeží, zejména v místech, kde se do moře vlévá vodní tok, můžeme pozorovat, jak vodní síla dokáže třídit přinášený úlomkovitý materiál. Hrubší částice jako je štěrk a valouny se ukládají blíže u pevniny, kde voda z řeky postupně ztrácí svoji unášecí sílu. Menší pískové částice se pak ukládají dále od břehu, často se mísí se štěrkem a vytváří jednotlivé vrstvy a lavice. Mořský příboj je často setrvale přetváří – při bouřích eroduje, při malém vlnění ukládá. Nejdále od pobřeží, i stovky a tisíce kilometrů, přenáší voda částice velikosti prachu a jílu, a ty se pak ukládají na hlubokomořském dně.

Velkou roli při formování dna a pobřežních sedimentů mají také různé organismy. Přeborníky v budování kolonií a stavbě útesů jsou mořští koráli. Jejich nepatrná, ale soustavná činnost, je za stovky a tisíce let velmi zřetelná, o čemž se můžeme přesvědčit např. na Velkém bariérovém útesu u Austrálie nebo v mořích okolo Bahamských ostrovů.

Hledáte další informace? Zkuste tyto odkazy:

• http://www.geology.cz/aplikace/encyklopedie/term.pl?morske_dno#
• https://geography.upol.cz/soubory/lide/smolova/ZFG2X/ZFG_ocenaske%20dno-strukturni_2014_web.pdf
• https://cs.wikipedia.org/wiki/Rozp%C3%ADn%C3%A1n%C3%AD_oce%C3%A1nsk%C3%A9ho_dna
• http://geologie.vsb.cz/geomorfologie/prednasky/7_kapitola.htm