ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ 3 страница
Волны , воздействуя на берега , с одной стороны , разрушают их, а с другой - способствуют аккумуляции материала, формируя широкие и протяженные пляжи .
Если волна подходит к обрывистому берегу и пляжи отсутствуют или они очень узкие, то она всей своей массой обрушивается на берег, разрушая его под воздействием ряда факторов : 1) удара многотонной массы воды, содержащей песок, гальку и даже валуны; 2) сжатия воздуха в порах и полостях породы, который разрывает их, подобно взрывчатому веществу . Сила удара крупных волн достигает десятков тонн на м2, что способно разрушить прочные породы и бетонные сооружения набережных, пристаней, молов. Многократные удары волн в конце концов выбивают нишу в основании крутого берега , называемую волноприбойной . Когда ниша становится слишком глубокой - нависшие над ней части крутого склона обрушиваются, обломки раздробляются волнами и превращаются в гальку и песок. В тоже время начинает формироваться новая волноприбойная ниша и берег отступает.
Крутой, почти отвесный берег называется клифом («клиф» - обрыв ,нем .). Вместо отступающего обрыва формируется наклонная к морю подводная абразионная терраса или бенч , состоящая из коренных скальных пород , иногда покрытых тонким слоем гальки и песка. Но основная масса разрушенного материала уносится водой глубже подводной абразионной террасы , образуя подводные аккумулятивные террасы. Скорость абразии клифа может колебаться от нескольких см до метров в год , в зависимости от прочности горных пород .
Помимо разрушительного, действия волны приводят к аккумуляции осадков, к образованию пляжей. Набегающая волна несет с собой гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании волны . Волна разрушается при глубине прибрежного дна в 1,5 раза больше высоты волны и скорость набегания волны в этот момент резко возрастает .
Короткие и высокие волны , набегая на отмелый берег, забуруниваются на глубинах первые метры , откладывая песчаный материал под водой в виде подводного песчаного вала , который , разрушаясь , со временем может примкнуть к пляжу . Подводные валы хорошо маркируются разбивающимися над ними волнами .
Иногда подводный аккумулятивный вал, вырастая , выступает из воды, протягиваясь параллельно берегу иногда на десятки км. Такие валы называются барами. Классическим примером протяженного на 200 км баром , является Арабатская стрелка у Восточного побережья Крыма , отделяющая Азовское море от Сивашского залива .
Бары отшнуровывают от океана пространство воды, называемое лагуной. Знаменитый курорт Майами Бич выстроен на песчаном баре , за которым находится лагуна и собственно побережье Флориды. Около 10% протяженности всех побережий Мирового океана относятся к лагунному типу .
Если волны низкие и длинные , то набегая на берег и, неся с собой песок и гальку , они формируют пляж или , точнее , нижний пляж, у которого хорошо выражен верхний уступ и фас пляжа . В зимнее время , когда часто штормит , а высота волн увеличивается образуется верхний пляж с несколькими уступами или бермами и подводный вал при этом перемещается ближе к берегу , а летом , при более спокойном океане и невысоких волнах , подводный вал отступает мористее . Со стороны моря берма ограничена четким уступом , который называется гребнем бермы . Это линия наивысшего заплеска волн при нормальном волнении в 3-4 балла.
Пляжи бывают не только песчаные, они могу быть образованы галечниками , валунами, раздробленным ракушняком, известковым биогенным материалом, как, например, на пляжах тропической зоны. Пески на пляжах особенно на фасах, как правило, хорошо отсортированы, на бермах - хуже. В отложениях пляжа развита почти горизонтальная слоистость , а в барах и подводных валах косая слоистость .
Поведение песка и гальки на пляже определяется характером набегания волны . Если волны идут перпендикулярно берегу , то песок движется вверх и вниз по одной линии , при этом за зоной прибоя возникают вдольбереговые течения, которые возвращаются в океан в виде узкой полосы - сулоя - быстротекущей - 2 м / с воды, затихающей за прибойной зоной ( рис.14.4.3). Там , где сулой встречается с волнами за зоной прибоя, происходит забурунивание волн, поэтому такие участки хорошо видны . Пловцу, по неопытности попавшему в сулой , не имеет смысла напрягая все силы, плыть против течения. Надо либо пересечь сулой поперек, т.к. он неширок , либо отплыть с ним дальше в море до места, где он затихает и плыть к берегу уже вне потока сулоя.
Разрывные течения ( сулой ) переносят материал от берега в море, а волны либо к берегу , либо от него . Если волна невысокая и пологая, то песок перемещается в сторону берега , потому что он перемещается в нижнем слое воды, а крутые волны , наоборот , транспортируют песок от берега .
Если волны косо подходят к берегу , то и забурунивание волн происходит последовательно, также в косом направлении, а вдольбереговые течения направлены в сторону движения волн, в то время как сулой перекрывает это течение, параллельное берегу. Вдольбереговые течения переносят во взвешенном состоянии много материала перед зоной прибоя. Кроме того , песок и галька перемещаются по пляжу по некоторым кривым, т.к . волна набегает косо к берегу . С каждой новой волной частицы песка смещаются по пляжу все дальше и дальше. Крупные гальки и валуны перемещаются на меньшее расстояние по сравнению с мелкими гальками и песком. Наблюдения за окрашенной галькой на Черноморском пляже показали , что при слабом волнении в 3 балла, вся галька перемещается на 17-20 м за час, а отдельные гальки до 43 м / час. Самая высокая скорость перемещения материала вдоль пляжа происходит , когда волна подходит к берегу под углом 45°.
Уровень воды вдоль пляжа не остается постоянным, а под влиянием волн либо повышается ( волновой нагон), либо понижается ( волновой сгон ) и разрывные течения компенсируют эти неровности уровня . Более сложная картина формирования аккумулятивных форм наблюдается в случае изрезанного рельефа берега .
Если у берега имеются заливы, эстуарии , то постепенно их устьевые части перегораживаются песчаным валом , как дамбой и образуется пересыпь , хорошо известная нам по Одесскому побережью . Она возникает потому, что при косом набегании волны у излома берега , как бы в зоне его “ тени ”, начинает накапливаться песок, образуя косу , которая удлиняясь, соединяется с другим берегом залива . Такой же процесс происходит , если недалеко от берега находится остров . Волны, огибая остров , заставляют часть пляжа как бы “ вырастать” в сторону острова и, когда песчаная коса соединиться с островом, образуется перемычка , перейма или томболо. Нередко песчаные косы выдвигаются далеко в море. Такими примерами могут быть Аграханская коса (45 км) в Каспийском море к северу от Махачкалы или Тендровая коса в Черном море, длиной до 100 км. Чтобы предотвратить размыв пляжа его укрепляют бетонными.
Придонные течения являются мощным фактором эрозии и переотложения осадков в глубоководных котловинах , что приводит к неполноте геологической летописи осадков и выпадению из разряда горизонтов отложений . Благодаря успехам океанологии была установлена скорость придонных течений, достигающая почти 0,5 м / с , тогда как обычная скорость глубинных течений не превышает 2 см/ с . Придонные течения связаны с перемещением холодных плотных вод , которые подчиняются рельефу океанского дна и, подвергаясь воздействию ускорения Кориолиса, естественно, отклоняются в своем движении и смещаются , например, в Северном полушарии к западу , если они текут с севера на юг. Т.К. придонные течения следуют изгибам рельефа, т.е . перемещаются вдоль изобат , они называются контурными, а связанные с ними осадки - контуритами .
Перенос взвеси осуществляется двумя главными способами . Количество взвеси начинает увеличиваться примерно в 1,5 км над дном, а на уровнях 50-200 м от дна ее количество увеличивается во много раз. Непосредственно над дом в пределах первых см песчаная фракция передвигается сильными течениями с высокими скоростями .
В другом случае наблюдаются “облака ” очень тонкой взвеси , названные нефелоидными слоями ( облаками взвеси ). Они поднимаются над дном на несколько сот метров и медленно передвигаются течениями . Концентрации частиц в нефелоидных слоях составляют в среднем 50-100 мгк/ л и частицы удерживаются в них в течение недель и месяцев. Оседая на дно они могут быть снова взмучены придонными течениями .
Придонные течения вызывают образование знаков ряби, шлейфов , борозд размыва , которые раньше считали индикаторами мелководья . Эти формы донного рельефа образуются при сравнительно медленных течениях . Если скорость увеличивается, то возникают более масштабные формы рельефа - гигантские знаки ряби и волны , асимметричные в поперечном сечении, как пустынные барханы . Сторона, обращенная к направлению течения более пологая, а против - более крутая . Даже небольшие скорости заставляет перемещаться неконсолидированные песчаные или илистые отложения .
В океанах известны крупные аккумулятивные формы рельефа в виде волн осадков и песчаных валов, высота которых достигает 100 м . Например, в экваториальной части Тихого океана находятся поля высоких песчаных волн, наподобие дюн . В Северной Атлантике, южнее Исландии выявлены протяженные , до нескольких сот км, осадочные валы: Бьерн, Хаттон, Фени и другие , располагающиеся параллельно придонным течениям .
Такие валы формируются между струями придонные течений, двигающихся в противоположных направлениях .
При этом максимальная концентрация взвеси приходится между двумя струями течений и там же наблюдается минимальные скорости течений, при которых взвесь может осаждаться , образуя вал, высотой в десятки метров высотой .
Эвстатические колебания уровня океана.
Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем уровня океана начался около 15000 лет назад, что было связано с усиленным таянием Скандинавского и Канадского ледниковых покровов . За это время уровень океана повысился на 130 м , перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом . В геологическом прошлом , как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то понижаясь , то повышаясь . П.Р.Вейл и другие разработали метод определения колебаний уровня океана , основанный на изучении сейсмопрофилей на пассивных окраинах . Когда уровень океана понижается, на шельфе происходит эрозия , а когда повышается - осадочные отложения перекрывают шельф , распространяясь в более мелководные участки. В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом прошлом . Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время , т.е . за 575 млн . лет оставался практически неизменным такие колебания уровня океана называются эвстатическими, т.е . колебаниями собственно массы океанской воды. Первая кривая эвстатических колебаний уровня океана за последние 200 млн . лет была построена П.Р.Вейлом и Матчумом в 1977 г. Самый высокий уровень океана +350 м был в позднем мелу, а самый низкий - 250- -350 м в олигоцене, 29 млн .лет назад, когда сформировался Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов. Повышение уровня океана впозднем мелу было связано с ростом срединно - океанических хребтов. Изменение емкости океанических и морских впадин является одной из главных причин колебаний уровня океана в геологическим прошлом .
Важное значение имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во время таяния последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс . лет назад, уровень океана за 10 тыс . лет повысился с отметки – 100 м почти до современного , а , начиная с 6 тыс . лет назад до наших дней уровень повышался со скоростью 4-1 м / тыс . лет. Уровень океана может меняться в результате изменения температуры , солености и плотности воды. Например, глобальное повышение температуры воды в приповерхностном слое на 4 ° С вызовет подъем уровня океана за счет термического расширения на 1 м . Колебания плотности воды изменяют уровень океана не более, чем на 10 м .
Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение , т.к. нефтеносные отложения формировались во время высокого стояния уровня океана , когда на обширных мелководьях накапливались осадки , богатые органическим веществом за счет планктона.
Осадконакопление в океанах .
В океанах и морях накапливаются исключительно разнообразные осадки , роль которых в формировании земной коры во все времена была чрезвычайно велика . Масса осадочного материала – около 3,0 млрд. т ежегодно поступает в океаны. Из этой массы 85-90 % выносится речными системами , 7% - льдами, 1% - эоловыми процессами - пылевыми бурями, 1-2% дает подземный сток . При этом 80% вещества представлено твердыми частицами разного размера и 20% представляют собой растворенные вещества . Роль биогенного осадконакопления еще совсем недавно явно недооценивалась.
Сейчас установлено, что из всей массы осадков 50-65% приходится на биогенный материал и ежегодно накапливается ~ 350 млрд.т в пересчете на сухое вещество .
Материал, растворенный в океанических водах, усваивается биосом, который фильтрует океанские воды. Всего полгода требуется для того , чтобы биос профильтровал через себя всю воду Мирового океана .
Накопление осадков в океанах контролируется разнообразными факторами, к которым относятся и поступление материала с суши, и климатическая зональность, характер течений, глубина бассейна , соленость, биопродуктивность поверхностных вод и другие . Распределение осадочного материала в современных океанах весьма неравномерно. Имеются участки на дне, где мощность отложений нулевая в результате размыва и, вместе с тем , на пассивных окраинах у континентального склона мощность осадков достигает 15 км. Средняя мощность осадочной толщи Мирового океана по данным А.П. Лисицина составляет 459 км. В пелагиали океанов не встречаются осадки мощностью более 1 км.
По происхождению различают океанические осадки следующих типов :
1)Терригенные , образующиеся за счет разрушения горных пород суши и последующего их сноса реками в океаны.
2)Биогенные , формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов , главным образом, их скелетов .
3) Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некоторых химических элементов.
4) Вулканогенные , накапливающиеся в результате извержений как на самом океаническом дне, так и за счет тефры , приносимой ветрами после вулканических извержений на суше.
5) Полигенные, т.е . смешанные осадки разного происхождения .
Существующие в современных океанах физико- географические обстановки , обусловленные глубиной и определяющие характер осадконакопления подразделяются на несколько типов.
1. Литоральные или прибрежные осадки (литоралис, лат. - берег) образуются в приливно- отливной и прибойной зонах.
2. Неритовые или сублиторальные осадки зоны шельфа (Nerita - моллюск , широко распространенный в этой зоне ) до глубин в 200, редко 500 м .
3. Батиальные осадки ( батис, греч . - глубина ) приурочены ко всем элементам континентального склона , включая его подножие.
4. Абиссальные осадки (абиссос, греч . - бездна ) связаны с глубоководными котловинами океанов.
Это т.н. циркумконтинентальная зональность , т.е . зависимость осадконакопления от удаленности материков - главного поставщика обломочного ( терригенного ) материала. На характер накопления влияние также оказывает мировая климатическая зональность толщи воды в океанах, определяемая рельефом дна, стратификацией воды по солености, плотности и температуре. Все эти факторы , действующие одновременно, и контролируют современную картину накопления осадков в Мировом океане . В прибрежной или литоральной зоне , покрывающейся водой во время приливов, формируются осадки непосредственно связанные с береговой зоной , в зависимости от строения которой они быстро изменяются про простиранию . Для этой зоны у приглубого берега характерны крупные глыбы , гравий , галька , валуны, разнозернистые пески. На отмелом берегу формируются песчаные и реже галечные пляжи . Если берега совсем низкие и затопляются высокими приливами , то образуются болотистые , заросшие травой равнины – марши , а илистые побережья – ваттами. В тропиках на низменных берегах, затопляемых приливами , образуются мангровые заросли, корни деревьев которых возвышаются на 1-2 м над дном.
В прибрежной зоне , подверженной деятельности волн, фауна, как правило, обладает толстыми стенками , чтобы противостоять ударам. В области шельфа или сублиторали , т.е . до глубин в 200 м , формируются разнообразные терригенные , органические и другие осадки . Вынос материала реками – главный источник поступеления терригенного материала в область шельфа, хотя какая- то его часть « проскакивает » шельф и сгружается уже на континентальном склоне . Около 93% взыешенных частиц речного стока и 40% растворенных , накапливается на границе река – море, а также в эстуариях – в т.н. маргинальных фильтрах по выражению А.П.Лисицына. Детальные исследования , проведенныых на шельфе морей Северного Ледовитого океана Институтом Океанологии РАН на судне « Дмитрий Менделеев» в 1993 г. показали , как распределяется терригенный материал и взвесь , выносимая реками. Действие маргинальных фильтров приводит к тому, что в морях господствуют не взвешенные, а растворенные формы элементов ( в отличие от рек), потребляемые планктоном и переводимые с помощью этого механизма в биогенную взвесь . Последние исследования показали , что биогенного вещества в океане в 100 раз больше, чем терригенного , приносимого реками.
В области маргинальных фильтров происходит весьма значительное накопление осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается. Следует отметить , что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной ( т.е . очень быстрой ) седиментации к подножию континентального склона , что подтверждается глубоководным бурением и геофизическими исследованиями . На основании многочисленных исследований А.П.Лисицына показано , что за пределы шельфов и маргинальных фильтров в океан проникает не более 2-16% элементов стока. Почти весь сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками ( фильтрами ), поэтому прежние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц , снесены с суши, в настоящее время не находит подтверждения . Реальный вклад материала речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем предполагалось раньше и не превышает 1,5 млрд. т в год . Следует отметить , что примерно такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса, ноконцентрируются соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.
Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов размыва суши. Главными процессами при этом , как уже говорилось , является : транспортировка, отложение и переотложение. Кроме рек, терригенный материал поступает в океаны за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений , содержащихся в айсберге и разноса пылеватого материала эоловыми процессами. Материал, выносимый реками, как правило, сгруживается на шельфе в сублиторальной или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области континентального склона и, тем более, абиссальных котловин . Однако, отложившийся на шельфе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и, т.н. гравитационныхпотоков , которые возникают за счет действия силы тяжести . По выражению А.П.Лисицына материковый склон Мирового океана (350 тысю км) – гигантская фабрика гравипотоков .
В настоящее время по Г .В.Мидлтону и М .А.Хамптону выделяются 4 типа гравитационнных потоков: 1) турбидные , 2) грязекаменные, 3) зерновые и 4) разжиженного осадка , среди которых наибольшей известностью пользуется первый тип . Турбидные потоки - это суспензия осадочного материала, отличающаяся от окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в виде потока при наличии даже незначительного уклона и характеризующегося сильной внутренней турбулентностью . Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного материала с мелководного шельфа в область континентального склона , его подножья и даже части абиссальных котловин . Турбидный поток возникает в результате оползания или срыва водонасыщенного , слабо консолидированного осадка . Обладая плотностью в 1,03-1,3 г/ см3 поток плотной и тяжелой суспензии начинает двигаться вниз по склону , при этом в его утолщенной фронтальной части развивается избыточное давление , вызванноенесколько большей скоростью потока в его хвостовой части. Скорость движения турбидных потоков может достигать 90 км/ час, при этом на огромные расстояния переносится большой объем взвеси , достигающей нескольких кг / м3 на расстояние в сотню и более км.
Классическим примером возникновения мутьевого потока было вызвавшее его землетрясение 19 ноября 1929 года в районе Большой Ньюфаундлендской банки . Проложенные в этом месте многочисленные телеграфные кабели из Америки в Европу, рвались в определенной последовательности в течении более полусуток, что позволило вычислить скорость турбидного потока , составившего 40-55 км/ час. В результате этого потока образовались осадки мощностью до 1 м на площади более чем 100 тыс . км2 , а расстояние , которое прошел поток, оценивается в 720 км. Все это было установлено благодаря исследованиям американских океанологов Брюса Хизена и Мориса Юинга.
Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызывающих оползание илов; понижения уровня моря; возникновения гравитационной неустойчивости илов при накоплении их на склоне и достижения определенной мощности. Часто турбидные потоки тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являющимися продолжением речных долин . Турбидные потоки образуют у подножья континентального склона огромные подводные конусы выноса или фены, распространяющиеся и в область абиссальных котловин .
Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отложения , называемые турбидитами, игравшими исключительно важную в геологическом прошлом и образующими мощные ритмично построенные т.н. флишевые толщи пород , широко развитые на пассивных континентальных окраинах . Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость, образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц , а затем все более и более мелких, вплоть до глинистых , размером в 0,01 мм. Таким образом формируется цикл Боума или ритм. При новом турбидном потоке цикл повторяется и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется флишевая толща пород с многократно повторяющимися ритмами .
Среди турбидитов различают проксимальные , относительно грубые, образовавшиеся недалеко от источника возникновения потока и, дистальные, отложившиеся дальше всего от источника и поэтому более тонкие . Полные ритм или цикл Боума может характеризоваться выпадением из разреза каких- либо его членов вследствие местных размывов. Турбидные потоки могут выносить в пределы абиссальных котловин обломки мелководных бентосных организмов. Быстрое движение турбидных потоков оказывает эродирующее действие на дно , прорезая каньон и вынося из них материал . Турбидные потоки, как движущаяся водная масса в воде , подвержены действию сил Кориолиса, отклоняясь от своего первоначального направления. Существуют огромные каньоны , например, Жемчуг и Прибылова , в Беринговом море, одни из крупнейших в мире, которые врезались во время низкого стояния уровня океана в позднем кайнозое , а потом вновь заполнялись осадками .
Грязекаменные потоки представляют собой плотную массу различных по размеру частиц , насыщенных водой , поддерживаемую в плавучем состоянии за счет высокой плотности потока , напоминающего сель на суше. Считается, что глинистые минералы в воде , образуя раствор, поддерживают массу за счет сил сцепления и не дают опуститься на дно крупным частицам , в том числе размером с гальку и даже валун. Грязекаменные потоки обычно развиваются вдоль подножий континентального склона , например, в Атлантике у Африканского континентального склона .
Зерновые потоки возникают при течении песка по склонам или в подводных каньонах , причем подвижность зерновой массы обеспечивается давлением зерен друг на друга, что не дает возможности им осаждаться и зерна находятся во взвешенном состоянии. Песчаный материал при этом волочится вниз по склону и быстро оседает, когда зерновой поток прекращает свое движение. Поток разжиженного осадка возникает в случае прохождения воды через еще не консолидированный осадок , при этом он сам становится вязкой жидкостью . В случае песчаного осадка поровое давление начинает превышать вес столба воды - гидростатическое давление и каждое зерно поддерживается поровым давлением воды как бы во взвешенном состоянии и вся масса получает возможность двигаться при минимальном уклоне . Как только поровое давление уменьшается , поток разжиженного осадка сразу прекращает свое движение.
Глубоководные осадки , развитые в пределах абиссальных котловин , глубже 4000 м , представлены , главным образом, красными и коричневыми пелагическими глинами , окрашенными оксидами железа . Эти тонкие полигенные осадки , состоят не только из глинистых минералов эолового происхождения , но так же из очень мелких зерен полевых шпатов, кварца , пироксенов , метеоритной пыли, вулканических частиц , а также обломочков костей рыб , зубов, мельчайших марганцевых конкреций и монтмориллонитовых глин . Красные океанические глины накапливаются очень медленно, порядка 1 мм за 1000 лет, а их генезис связан как с выносом глинистых минералов с суши и переотложением их в океане , так и образования глинистых минералов за счет соединений кремния и алюминия и их взаимодействия в морской воде .
Вулканогенные осадки образуются за счет вулканических извержений на океанском дне ( аутигенные осадки ); за счет переотложения ранее сформировавшихся вулканогенных образований и путем осаждения вулканических пеплов и туфов , выброшенных при эксплозивных извержениях вулканов на суше.
Эксплозивные извержения вулканов на островных дугах и активных континентальных окраин вносят весомый вклад в составляющую океанских осадков, поставляя в них тефру . В глубоководных осадках присутствует в основном, вулканический пепел - мельчайшие частицы стекла , который при мощных извержениях способен выпадать на огромных пространствах земного шара, как, например, при взрыве вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., когда пепел, выброшенный в стратосферу, находился в ней три года , вызывая эффект серебристых облаков. До 20% вулканогенного материала находится в современных осадках Тихого и Атлантического океанов, связанных с несколькими сотнями активных вулканов , извергавшимися за последние 500 лет и давшими около 330 км 2 тефры .
Извержения, происходящие непосредственно на дне океана , например, в рифтовых зонах срединно - океанских хребтов, поставляют очень мало пирокластики , т.к. высокое гидростатическое давление не дает развиться эксплозивному процессу . А.П.Лисицын выделяет три главных типа выпадения пеплов : 1) локальный ( первые сотни км от источника); 2) тропосферный ( до первых тысяч км от источника) и 3) глобальный, охватывающий всю поверхность земного шара и характеризующийся очень тонким (0,3-1 мкм ) размером пепловых частиц .
Выпавший на дно пепел может переотлагаться донными течениями и турбидными потоками, а ветер и льды разносят тефру далеко от мест извержения. Металлоносные осадки , образующиеся из высокотемпературных рудоносных растворов в рифтовых зонах океанов, были открыты совсем недавно. Значение этого открытия для геологов трудно переоценить, т.к. впервые была получена возможность наблюдать образование современных медноколчеданных месторождений , аналоги которых так широко распространены в разновозрастных складчатых областях , например, на Урале.
Только за последние 15-20 лет стало возможным непосредственно исследовать участки выхода высокотемпературных рудоносных растворов на поверхность океанического дна с помощью автономных подводных обитаемых аппаратов - маленьких глубоководных подлодок, хотя сведения о металлоносных осадках поступали и раньше Эти осадки развиты вблизи активных спрединговых хребтов в рифтовых зонах и характеризуются повышенными содержаниями железа , марганца и других элементов. В настоящее время известно более 100 активных гидротермальных полей, которые окружены металлоносными осадками . Большая их часть сосредоточена в пределах Восточно- Тихоокеанского срединно- океанического хребта и в ряде других мест .
Особый интерес представляют собой металлоносные осадки Красного моря, которое является молодым позднекайнозойским рифтом с низкими скоростями спрединга, до 1,6 см/ год . В его центральной, наиболее молодой рифтовой зоне известен ряд впадин, в том числе знаменитая - впадина Атлантис II, в которых находятся высокотемпературные (+66 ° С) рассолы с высокими концентрациями Fe, Mn, Zn, Cu, Pb, Co, Ba, Li, Si. Рассолы впадины Атлантис П обладают очень низким содержанием кислорода, а в придонном слое он полностью отсутствует. Рассолы появляются в связи с тем , что в этом районе известны горизонты каменной соли миоценового возраста . Во впадину поступают гидротермальные растворы в объеме до 3000 м3/час, а их температура на выходе оценивается в более чем +300 ° С. В течение года в осадках накапливается до 1500 т железа и 27 т марганца . Гидротермальные растворы представляют собой морские воды, проникшие в базальты , профильтрованные сквозь них , нагретые и вышедшие на поверхность океанического дна рифта в виде горячих, уже рудоносных растворов.