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.