20.Озерні, болотні, дельтові відклади.

Озерні відклади. Формування їх в стоячих чи малорухомих басейнах визначає склад і загалом горизонтальну верствуватість. В залежності від розмірів басейну, її солоності, глибини формуються різні типи осадків – механічний, хімічний і органічний. Механічні осадки характерні для пляжевої і прибережної фацій і представлені, в залежності від складу порід берега, гравійно-галечниковими, гравійно-піщаними і піщаними відкладами. Глибоководна фація, як правило, представлена глинами. При цьому слід мати на увазі, що в районі впадіння в озеро річки закономірне зменшення гранулометричного складу з глибиною буде порушуватись, в зв’язку із виносом піщаного матеріалу в глибоководну зону. В глибоководній зоні в озерних глинах присутні гумусові речовини, які придають їм зеленуватий, темно-сірий і синюватий відтінки. Органічні рештки представлені молюсками, кістками риб, лускою, рослинним детритом, діатомовими водоростями, пилком, спорами. В багатьох випадках це органіка в застойних водоймах переходить в сапропель – масу оливково-коричневого кольору, в якій від 20 до 45% органічної речовини. В озерах кореальної зони часто зустрічаються діатоміти – світлі пластичні породи на 80-90% складені панцерами діатомей.

Хімічні відклади в прісних озерах представлені озерним мергелем (за рахунок випадання в осадок СаСО3), частіше всього білого, сірого кольорів та озерними залізними рудами (внаслідок виносу в озера з’єднань заліза, струмками, підземними водами і садкою нерозчинних гідроокислів заліза) у вигляді бурого залізняка. Потужність його незначна – до 10-15 см.

В процесі заболочування озер відбувається утворення осокових, очеретяного торфу, на яких згодом формуються наземні сфагнові торфовища. Ступінь водності впливає на умови поширення органічних речовин та на характер утворення торфу. Сапропель утворюється через розкладення решток організмів. Багатих білковою речовиною та жиром. Він розповсюджений в нижній частині залежи. З болотами тісно пов’язані викопні ґрунти, які являють собою грудкувату глинисту породу, яка переповнена рештками корінців рослин та має в складі каолініт (польові шпати швидко розкладаються в кислих водах торфовища) – текстури таких викопних ґрунтів неупорядковані. В зонах степу, напівпустель і пустель поширені озера із значним вмістом мінеральних солей, які попадають в озера за рахунок вилуговування грунтів, поверхневими і грунтовими водами, розчином викопних солей. В солоних озерах утворюються карбонати (сода), сульфати, хлориди. При інтенсивному випаровуванні невеликі озера повністю висихають, а на їх місці лишається хлористий натрій, або утворюються солончаки. Дельтові утворення складають дельту річки і поділяються на поверхневі, схилові та донні. Поверхневі представлені утвореннями надводної і підводної частин. Надводні утворюються в наземних умовах представлені погано сортованим піщано-глинистим матеріалом дельтових русел, глинами озер і стариць, з проверстками торфу. Підводні поверхневі утворюються в мілководних умовах за рахунок привносу матеріалу підводними руслами і представлені горизонтально верствуватими пісками, суглинками. Відклади схилу дельти представлені чергуванням грубого і тонкого матеріалу із субгоризонтальною верствуватістю, місцями діагональною, косою. Донні відклади складають основу дельтових утворень. Вони формувались в морських умовах і складені відсортованим піщаним матеріалом з лінзами глин і вміщують рештки типової морської фауни молюсків. Для них також характерна наявність закисних форм мінералів (пірит, сидерит).

21. Трансгресія Чорного моря.

Найбільш давніми на території України є:

1.Гурійські відклади (еоплейстоцен) – в Грузії була Гурійська трансгресія (1,5 – 1,2 млн.р).

2. Невелика регресивна фаза – передчаудинська.

3. Чаудинська (0,8 – 0,48 млн.р) трансгресія не одноактна – рання і пізня. Між нижньою і верхньою чаудою континентальні відклади, тобто рівень моря впав. В нас на 30 м вище рівня моря , в Грузії приблизно 150 м. І без перерви між ch2 і ch1.

4.Регресія Постчаудинська – рівень моря впав на 80-85м. Було Окське зледеніння (Міндельське), на шельфі Чорного моря почали прокладати свої долини річки.

Після регресії – Давньоевсинська трансгресія, двохфазна (Евсин-Чорне море). Відповідає міндель-риссу або Лихвінське міжльодовиків’я. Вік давньоевсинських відкладів відповідає 420-330 тис. р. Перерва 360-350тис. років. Відклади в долині Дністра по берегах Дністровського лиману, в долині Дунаю – пониззя Пруту і Дунаю, в Приазов’ї , озеро Ялпуг – на березі с. Озерне (Бабель).Так звані бабельські верстви – стратотип давньоевсинських відкладів.

Був зв'язок з Середз. морем→звідти фауна молюсків Середземного басейну. Широкі міграції фауни з різних регіонів.

5.Перерва осадконакопичення – регресія в межах 50-60 м. в порівняні з сучасним станом. Зник зв'язок з Середз. морем – залишилась характерна Чорн.морю фауна.

6.245-190 тис. р - Евсино-Узунларська. Характерне: в рівних кількостях як морські види молюсків так і типові солонтоевсинські форми. Відклади: піски, глини, алеврити за морською і солонуватоводною фауною. Рівень моря дещо нижчий (на 5-10 м) за сучасний.

7. Потужна регресія 70-80 м – відповіда Московському зледенінню (Рисс- 2), 180-140 тис. р.

8. Карангатська трансгресія: більш важкі солоні води попадали з Середз. в Чорне море – інтенсивний обмін. Спостерігалась найбільша в історії Чорного м. солонність каркнгатського басейну = 30 ‰. Медитеринізація – осолонення Чорного моря, проходило в 2 фази: ранній та пізній карангат. Найбагатша фауна за всю історію розвитку Чорн. моря в Q періоді. Корилюється з Микулинським міжльодовиків’ям.

9. Посткарангатська регресія – потужна (близько 90 м), відповідає Калінінському зледенінню (Вюрм-1), тривала до 46-50 тис. р.

10.Каркінітська (Тарханкутська) трансгресія: 30-32 м нижче суч. рівня моря. Між Вюрмом-1 і -2.

11. Найпотужніша регресія – 95 м, відповіда Осташківському зледенінню. Практично повністю вимирають морські(середземноморські) види. Море тоді називалось озером – дуже опріснене.

12.Новоевсинська трансгресія: 17-10 тис. р, потім невелике зниження (регресія)

13. Голоценова трансгресія: 8,5-8 тис.р – голоценовий оптимум; рівень моря на 1,5-2 м вище сучасного.

14. АзовоЧорноморська 5- 5,5 – Каламітські верстви.

15.Фанагорійська регресія рівень моря впав на 7 м

16.Німфейська трансгресія – суч

22. Для визначення віку четвертинних відкладів використовується великий коплекс методик, спеціальних методів, які допомагають встановити послідовність наверстувань і відтворити історію розвитку певної території і формування різних генетичних типів осадового покриву. Перші відомості про абсолютний вік четвертинних відкладів отримані шведським вченим Де Геєром при вивченні стрічкових глин, які утворились в прильодовикових озерах пізньовалдайського зледеніння. Одним із поширеніших методів визначення абсолютного віку є радіовуглецевий. В 1960 році Ліббі (Libby W/F/) отримав Нобелевську премію по хімії за роботи в області радіо вуглецевого датування (14С). Суть−ізотоп вуглецю (14С) утворюється у верхніх шарах атмосфери Землі, потім окислюється (в СО2) і змішується з рештою атмосфери і поглинається земними рослинами в процесі фотосинтезу, іншими організмами внаслідок процесів живлення. Засвоєний таким чином вуглець знаходиться в такому ж співвідношенні із стабільними ізотопами, характерними для всієї атмосфери. Однак при смерті організму, відмиранні рослин, обмін, що забезпечує це співвідношення порушується і нестійкий ізотоп 14С піддається радіоактивному розпаду. Вимірявши радіоактивність викопного зразка (рослини, кості, черепашки і т.д.) і звіряючи його із сучасним еталоном, знаючи період напіврозпаду (5730 років), можна розрахувати час, що пройшов від смерті організму. Для датування радіовуглецевим методом найбільш придатними є деревища, деревне вугілля, торф, органічний мул (сапропель), карбонат кальцію в черепашках молюсків, форамініферах, кістки тварин. Менш надійними є поховані грунти, леси через загрозу збагачення молодим вуглецем. До радіологічних методів ще відносяться радіокремнієвий, радіоберилієвий, радіосвинцевий, іоній-урановий, трековий і калій-аргоновий, нерівноважно-урановий методи. Як бачимо, одні методи (радіокремнієвий, радіосвинцевий) можуть застосовуватись для самих молодих відкладів, інші для всього розрізу четвертинних відкладів. До методів, які часто використовуються для визначення абсолютного віку (крім радіовуглецевого), відноситься уран-іонієвий. Його застосування обмежується морськими відкладами, а в його основі лежить визначення кількості продуктів розпаду ізотопів урану, торію і радію та співвідношення з рівноважною кількістю материнських радіоелементів. Вважається, що ним можна визначати абсолютний вік відкладів в межах 20-30 – 400-600 тис. років. Методи датування по нерівноважному урану − існує два довгоживучих уранових ізотопів 238U і 235U, які розпадаючись дають серію короткоживучих і переходять в стабільний свинець. Межі методів до 2.5 млн. років. Метод треків заключається в рахунку слідів осколків ядер важких радіоелементів (234U) при їх спонтанному розпаді. Сліди 234U зустрічаються в мінералах вулканічних порід (вулканічному склі). Він розпадається зі швидкістю 10-16/рік. Кількість слідів (треків) визначає міру віку зразка. Абсолютна швидкість утворення треків пропорційна вмісту 238U в породі. Берилієвий метод з огляду на діапазон визначення віку (від 500 тис. років до 10 млн. років) та обмеження матеріалу для застосування вживається рідко. Калій-аргоновий метод (радіоактивне перетворення 40К в радіоактивний 40Ar) застосовується головним чином для визначення віку вулканічних порід. Межі його застосування від 100 тис. років і більше. Термолюмінесцентний метод, розроблений В.М. Шелкоплясом і Г.В. Морозовим, дозволяє визначати вік лесів та похованих грунтів, інших субаеральних відкладів в діапазоні від 10 до 900 тис. років. Суть його полягає в здатності кварцу до термолюмінесценції, тобто до світіння при нагріванні в інтервалі 100-400ºС. Ця здатність пояснюється значною мірою радіоактивним опроміненням мінералу в природних умовах, при яких відбувається збудження атомів кварцу та зміна енергії кристалічної решітки (запасу світосуми). Фторовий метод заснований на принципі прогресуючого вмісту фтору в кістках ссавців. Амінокислотний метод базується на принципі постійної реакції рацемізації амінокислот, які входять до складу живої речовини. Ізотопно-кисневий метод застосовується при вивченні морських осадків. В його основі лежить зміна співвідношення ізотопів кисню - 18О і 16О, а також водню Суть методу полягає в тому, що при переході карбонату, розчиненого у морській воді, в твердий карбонат скелета організму проходить ізотопне фракціонування кисню, кількість якого залежить від температури води і від ступеня її опріснення при таненні льодовиків. Обидва фактори приводять до зниження значення 18О і 16О. Так отримуємо ізотопно-кисневу криву, в якій чітко фіксується інформація про зміни теплих і холодних епох. Вікова прив’язка цих епох здійснюється за допомогою даних радіовуглецевого методу для верхньої частини колонки з послідуючою екстраполяцією до низу та врахуванням даних палеомагнітного методу.

33.Турбідіти, залізомарганцеві конкреції, червона глибоководна глина.

Значні товщі теригенного матеріалу розміщуються у підніжжя материкового схилу, куди він переноситься мутьєвими потоками, утворюючи турбідіти – ритмічне чергування в основі більш грубого тонким. Теригенний матеріал в підніжжі материкового схилу може приноситись зсувами, які виникають при землетрусах. В приантарктичній частині Південного океану навколо Гренландії, тобто областей поширення материкового зледеніння, теригенний матеріал складає айсбергові осадки.

Крім «чистих» типів морських осадків в океані існують утворення з підвищеним вмістом деяких компонентів, тому їх часто розглядають як самостійні літологічні типи. Серед глибоководних осадків часто зустрічаються залізо-марганцеві конкреції (з вмістом Fe і Мn більше 10%). В субтропічному і тропічному поясах Тихого, Індійського, в меншій мірі Атлантичного океанів залізо-марганцеві конкреції вистеляють величезні площі поверхні дна. В рифтових долинах серединно-океанічних хребтів Червоного моря в зв'язку із надходженням ендогенної речовини в придонну воду, утворились металоносні мули, збагачені гідроокислами Fе і Мn та інших елементів.

Червона глибоководна глина, пелагічна глина, глибоководний океанічний донний осад, глинистий, коричневого, рідше цегельно-червоного кольору. Утворюється в пелагічних областях океанів на глибині більше 4-5 км. з суміші якнайтонших мінеральних часток різного складу і походження: теригенних, вулканогенних, аутигенних (глинисті мінерали, гидроокисли Fe і Mn, цеоліти і ін. мінерали, що утворилися на дні в результаті перетворення головним чином вулканогенного матеріалу), а також «залишкових» продуктів розчинення біогенних часток. У вигляді домішки містить біогенні залишки (уламки кісток і зуби риб, радіолярії, форамініфери) і частки мікрометеоритів. Хімічний склад відрізняється підвищеним вмістом Al, Fe, Mn, Ni, Cu і низьким вмістом органічної речовини. Накопичується украй повільно — із швидкістю порядку 1 мм в 1000 років. У Тихому океані покриває близько 35% поверхні дна, в Індійському і Атлантичному близько 25%.

28.Стратиграфічні схеми.На початку ХХ століття в побудові стратиграфічних схем провідну роль займали дані біостратиграфічного методу в поєднанні з літологічною характеристикою. Згодом, коли були розроблені основи кліматостратиграфічного методу, його даним надається головна роль. Цьому сприяло детальне розчленування відкладів льодовикового генезису в областях розвитку плейстоценових материкових зледенінь та виділення горизонтів лесів і похованих грунтів в позальодовиковій зоні. Кліматостратиграфічні підрозділи таким чином, стали основою регіональних стратиграфічних схем, а з розробкою ізотопно-кисневої шкали було доказано глобальний характер кліматичних змін. Співвідношення кліматостратиграфічних підрозділів із стадіями ізотопно-кисневої шкали свідчить про їх майже ідеальну кореляцію.

Таким чином при розбудові стратиграфічної шкали четвертинних відкладів до колонки міжнародної шкали, її правої сторони добавляється палеомагнітна, ізотопна-киснева шкали; кліматоліти та стадіали /За кліматолітам надаються біостратиграфічні дані , розріз субаеральних відкладів, льодовикових, алювіальних та морських. При цьому зазначимо, що майже кожен із приведених кліматолітів (горизонтів) складається із стадіалів, не показаних через масштабність схеми.

Факт корелятності регіональних кліматостратиграфічних підрозділів різних регіонів з ізотопно-кисневою шкалою та інсоляційними циклами підтверджує глобальність кліматичних змін з однієї сторони і її підпорядкованість зовнішнім факторам. В стратиграфічних шкалах четвертинної системи до загальних підрозділів відносяться розділи: еоплейстоцен, неоплейстоцен і голоцен, ланка – ранній, пізній еоплейстоцен, ранній неоплейстоцен і т.д., які в свою чергу складаються з кліматолітів. Границя між розділами еоплейстоцен і неоплейстоцен проводиться на рівні 0.78 млн. років, що співпадає із зміною оберненої полярності (Матуяма) на пряму (Брюнес). Що стосується границі між неоплейстоценом і голоценом, то до 2009 року вона визначалась на рівні 10 тис. років тому. В прийнятій на Геологічному конгресі (Осло, 2009) стратиграфічній шкалі границя між плейстоценом та голоценом опущена до 13 тис. років, а нижня границя четвертинної системи затверджена під відкладами гелазію, тобто на рівні 2.59 (точніше 2.588) млн. років.Відповідно до цієї нижньої границі змінився і об’єм нижнього підрозділу плейстоцену (QI) і становитиме 1.81 млн.

Міжнародна стратиграфічна шкала відображає послідовність хроностратиграфічних підрозділів глобального і субглобального поширення. Її вихідний стратон – система. Загальні стратиграфічні шкали підпорядковуються Міжнародній, а її вихідним стратоном є відділ. Регіональна стратиграфічна шкала розробляється для геологічного регіону чи геоструктурної одиниці. Вихідним стратоном для неї є регіоярус

В четвертинній геології до Загальної стратиграфічної шкали входять слідуючі кліматостратиграфічні таксони – розділ і ланка (стратиграфічний кодекс). В регіональних стратиграфічних шкалах виділяються: кліматоліт і стадіал.