CC BY
47
УДК 551.352.(262.2) © П.Н.Куприн, В.М.Сорокин, 2018
I Верхнечетвертичная геология Родосской глубоководной впадины (Восточное Средиземноморье)
П.Н.КУПРИН, В.М.СОРОКИН (Московский государственный университет им. М.В.Ломоносова; 119991, г. Москва, Ленинские горы, д. 1)
Разрезы верхнечетвертичных осадков подразделяются на верхние слои преимущественно бурой окраски с наибольшей мощностью до 45 см и подстилающие их серые и тёмно-серые слои, содержащие рассеянный гидротроилит или кристаллические слойки сульфидного железа. В существенно глинистых илах много песка, алевролита, обломков пород и раковин ископаемых организмов. Частицы карбонатного вещества придают осадку высокую (37-43%) известковистость. Незначительные содержания оксидов Mg, Si и особенно Mn являются обязательным компонентом осадочных образований. Основная масса проб характеризуется невысоким количеством Со г (до 0,5%), но в сапропелевидных илах его доля колеблется от 1 до 3,8%. В составе органического вещества (ОВ) определены Со г, Nq г, битумоиды и нерастворимая фракция. Геохимически это ОВ преобразовано очень слабо. В осадках преобладают беспорядочные текстуры, но встречаются интервалы, где видна слоистость, перемежаемость слойков, турбидитового и контуритового типа текстуры. Разрезы даже близкорасположенных геохимических станций не коррелируют между собой.
Ключевые слова: Средиземное море, Родосская впадина, верхний плейстоцен, голоцен, осадки, седиментогенез.
Куприн Павел Николаевич kuprin@geol.msu.ru
Сорокин Валентин Михайлович sorokin@geol.msu.ru
| Late quaternary geology of rodos deep-sea basin (eastern mediterranean sea)
P.N.KUPRIN, V.M.SOROKIN (M.V.Lomonosov Moscow State University)
The studied sections of Late Quaternary sediments were composed of the upper layers, up to 45 cm thick, of predominantly brown color, and of the underlying gray and dark-gray layers containing scattered hydrotroilite or crystalline laminas of iron sulfide. In clayey silt, there is an abundance of sand, silt, rock fragments, and shells of fossils. The particles of carbonate sediment provide for high (37-43%) calcareousness. Oxides of Mg, Si, and, especially, Mn in low concentrations are essential components of sedimentary formations. The majority of samples have low C r (0,5%); however, in the sapropel silts, its share ranges from 1 to 3,8%. The organic matter (OMfwas analyzed for organic carbon (Cor), total N (N), bitumens, and the insoluble fraction. This OM is very poorly geochemically transformed. Irregular textures dominate in the sediments, but, there are invervals with visible bedding, alternation of laminas, turbidite and contourite textures. The sections of even closely located geochemical stations do not correlate.
Key words: Mediterranean Sea, Rodos basin, Upper Pleistocene, Holocene, sediment, sedimentation.
До сих пор о Родосской котловине - самой глубокой структурной форме на дне Средиземного моря - написано совсем немного и главным образом только об её шельфовой части. Не было сведений о глубине её днища, о соотношении с соседними элементами тектонической структуры и формами донного рельефа. И совсем ничего не говорилось о составе и свойствах верхнечетвертичных осадков и геологической истории этой эпохи.
Цель настоящей статьи - в самом общем виде поставить эти вопросы и решить некоторые из них уже сегодня.
Геодинамическое и географическое положение.
Родосская впадина - небольшая область западной пе-риклинали Эллинского глубоководного жёлоба (ЭГЖ), составляющая важную часть Пинд-Критско-Родосской островодужной системы (П-К-Р ОДС), границей которой на западе является пространство от о. Керкира (граница Греции и Албании) до г. Анталья (Турция) на востоке. Днище этого района ОДС осложнено на востоке впадиной Анталья, а на западе глубокими впадинами Родосской и С.Вавилова. Однако показанная на ряде карт К.М.Шимкусом глубина впадины С.Вавилова
(5121 м) признаётся далеко не всеми учёными, считающими её гораздо меньше 5000 м.
Северная граница П-К-Р ЭДС проходит по бровке континентального склона сухопутной Турции, осложнённого многочисленными каньонами, висячими ущельями, руслами современных, в основном временных водотоков. Южная граница Родосской впадины образована вытянутой зоной погребённого Восточно-Средиземноморского вала. На меридиане о. Крит ось ЭГЖ, так же как и гребень Восточно-Средиземноморского вала делает резкий изгиб от Европы к Африке.
П-К-Р ОДС и входящие в неё структуры сформировалась в миоцене, не раз переформировывалась, а современный облик она приобрела в позднем (?) плиоцене. Для Родосской впадины характерна высокая тектоническая активность, проявляющаяся в сейсмичности, колебании блоков земной коры, их перемещении, землетрясениях. Эпицентры последних формируют фокальную поверхность, имеющую общий наклон в сторону Африки. Неоген-четвертичный комплекс отложений мощностью до 1000 м сформировался на последних этапах развития орогенной фазы Тетиса [6-8, 10, 12-14].
Источником осадочного материала главным образом терригенного происхождения являлись разновозрастные отложения горных хребтов Турции и о. Родос [8]. Особенно важную роль играли породы Ликийского покрова [4, 9], в составе которого преобладают мезозойские мелководные и глубоководные осадочные породы и содержатся базальтовые вулканиты.
Родосская впадина - вторая по глубине после впадины С.Вавилова. Наибольшая известная глубина её 4480 м находится на параллели к востоку от средней части о. Родос. Днище впадины плоское, но и на нём просматриваются следы водотоков [1]. Шельф узкий, уступы континентального склона достаточно крутые, изрезаны множеством мелких подводных долин различного генезиса.
Климат и гидрология водной толщи Родосской впадины являются типичными для всего Средиземного моря. Реки, стекающие с гор Турции и о. Родос, в сухое летне-весеннее время в основном маловодные. Однако в осенне-зимний период, когда выпадает много атмосферных осадков, они становятся полноводными и даже бурными. Особенно велика их роль в привносе огромного количества взвешенного материала со стороны Турции. В Родосскую впадину разгружаются реки Да-ламан, Коджачай, Карачай, Агва, Кариман и множество мелких речек. Реки о. Родос маловодны и представляют собой по существу временные водотоки. Самая крупная из них - р. Гадура.
Средняя температура зимой в рассматриваемом районе Средиземного моря колеблется от 14° до 16°С, летом - от 26° до 28°С, а над Родосской впадиной достигает 30°С. Здесь господствует климат морского типа. Температура поверхностного слоя воды зимой и
летом почти такая же, как и температура воздуха - соответственно 15°-17°С и 25°-28°С. Температура воды на глубине 2500 м зимой и летом составляет 13,70°-13,73°С и является однородной и весьма стабильной. Солёность воды в поверхностном слое зимой и летом держится на одинаковом и очень высоком уровне -38,5-39,0%о. Примерно такой же она является и в промежуточном слое, в ядре так называемой левантийской водной массы. В придонном слое солёность понижается до 38,7-38,9%. Плотность воды поверхностного слоя зимой изменяется от 28 до 29, а летом - от 26,0 до 26,76 условных единиц. Наиболее плотные воды находятся в центре Родосской впадины - 29,1-29,15 условных единиц.
Изучаемый регион характеризуется активным режимом циркуляции поверхностных, промежуточных и глубинных вод. Зимой движение вод поверхностного слоя (50-90 м) ориентировано с северо-запада на юго-восток и происходит под действием господствующих в это время ветров. Летом бывают неоднородные режимы движения и перемешивания вод преимущественно южного направления и в виде полос. Вследствие многочисленных причин южная полоса вод перемещается в восточном направлении. Северная полоса движется в западном направлении. Изменение направления движения вод, особенно в поверхностном и промежуточном слоях, представляется непрерывным и проходит в течение практически каждого месяца, но совершенно определенно в каждый из климатических сезонов. Это обусловливает появление множества циклонических круговоротов. Движение глубинных вод изучено слабо.
Материалы и методы. Работа основана на анализе эхолотных промеров дна и изучении состава и свойств верхнечетвертичных осадков, поднятых в 1986 и 1991 гг. в рейсах НИС «Московский университет». Сведения о фактическом материале представлены на рис. 1, А. Преобладающая часть осадков получена из подводных долин северного склона Родосской впадины и прилегающей к нему глубоководной котловины. Учитывая сложный донный рельеф, авторы данной публикации расположили геологические станции и сочленяющие их эхолотные профили таким образом, чтобы лучше всего исследовать, с одной стороны, русло и окрестности главной подводной долины, а с другой - наиболее глубокую часть днища самой впадины. До этих исследований здесь не было поднято ни одной колонки осадков. Всего было отработано 25 станций, причём только на четырёх из них не удалось поднять достаточно представительную пробу. Эти станции находятся в самой глубокой части русла долины, и в грунтовых трубках оказались разобщённые мелкая галька, гравий, крупнозернистый песок, обломки раковин пелеципод крупных размеров, куски известняковых и магматических пород со смежной суши. Толщина такого слоя осадков не превышала 8-9 см.
Рис. 1. Схема фактического материала (А) и строение рельефа дна по линиям эхолотных промеров с положением мест отбора осадков (стрелки) и глубинами моря (Б):
1 - изобаты, м; 2 - русло осевой подводной долины; 3 - русла локальных подводных долин; 4 - линии эхолотных профилей; 5 - геологические станции
На борту судна пробы осадков были подробно описаны. Лабораторные исследования осадков включали определения гранулометрического и минерального составов, содержания СаСО3, оксидов Са, Mg, Мп, Si аморфного, физико-механические свойства осадков. Гранулометрический анализ выполнен непрерывным водным методом по В.П.Петелину с просеиванием через сито с диаметром ячейки 0,063 мм и последующим отбором проб пипеткой из водной суспензии. При этом границы между структурными типами осадков приняты для песков >0,063 мм, для глины <0,005 мм, что максимально приближено к классификации С.К.Wentworth [14].
Гранулометрический состав песчано-алевритовых прослоев выполнен ситовым методом. Содержание СаСО3 определено газометрическим методом. Органическое вещество осадков изучалось по стандартной методике с определением Сорг битумоидов, гуминовых кислот и легкогидролизуемых компонентов.
Микростроение и петрографический состав осадков изучен на поляризационном микроскопе Axioscope-40Pol (Carl Zeiss), оборудованном цифровой фотокамерой. Состав глинистых минералов определён на рентгеновском дифрактометре ДРОН-3 с использованием медного катода. Количественный расчет выполнен по методу P.E.Biscaye [3].
Результаты исследований. Рельеф дна. Исследованный район расположен на северном склоне Родосской глубоководной впадины на глубинах от 700 до 4300 м и охватывает континентальный склон, подножие континентального склона и дно котловины. Участок континентального склона к северо-востоку о. Родос занимает промежуточное положение между собственно островным склоном, протягивающимся в меридиа-нальном направлении, и континентальным склоном Турции, имеющим широтное на севере и субмеридиа-нальное на востоке простирание. Эта переходная зона обладает своеобразным рельефом дна и характеризуется очень пологой и широкой верхней частью (до глубин 1000 м) с углом наклона 0,5°-1°, крутой средней частью (1000-3000 м) с наклоном около 13° и широким (до 30 км) континентальным подножием. Крутая средняя часть склона осложнена несколькими ступенями, имеющими вид горизонтальных террас шириной 1-1,3 км, а также прорезана многочисленными каньонообразны-ми долинами, особенно в восточной части.
Эхолотными промерами была исследована одна из долин, пересекшая описанный склон (см. рис. 1, Б). В его верхней части она имеет юго-западное простирание, затем поворачивает на юг на крутом участке и проходит на юг-юго-восток вблизи подножия. До глубины около 2000 м долина почти параллельна склону о. Родос, так что крутизна её северо-западного борта составляет 10°-12°. Восточный борт образован «водоразделом» амплитудой 140 м относительно днища. Долина имеет U-образный профиль, ширина по дну около 0,7 км, наклон восточного борта 3°-4°. «Водораздел», по-видимому, непрерывно тянется вдоль русла до глубины 3500 м. К западу от него долина вбирает в себя боковые врезы с западного, родосского склона. Таким образом, водораздел, по-видимому, отделяет западную долину от привноса материала со стороны Турции, а восточную - от сноса с о. Родос. В нижней части склона западный борт основной ложбины уже очень пологий с наклоном не более 1°-1,5°, а водораздел в поперечном сечении представляет собой поднятие высотой около 150 м с седловиной на своде.
Вниз по склону западная и восточная ложбины сливаются в одну и ограничиваются с запада пологим
поднятием амплитудой 50 м от слабовыраженных долин склона о. Родос. На глубинах 4100-4150 м все долины образуют шлейф конусов выноса, формирующих ровное горизонтальное днище Родосской впадины.
Структура разрезов и литолого-фациальная характеристика осадков. Серия эхолотных профилей между геологическими станциями пересекла на разных гипсометрических уровнях русло главной подводной долины Родосской впадины. Разрезы геологических станций на самом северном профиле дают представление о структуре осадков участка, расположенного в пределах наиболее крутой части континентального склона (рис. 2, А, Б).
В колонке станции 61, расположенной в левой части русла, на уплотнённой глине довюрмского (?) возраста (33-73 см) с полосами ожелезнения оранжево-жёлтого цвета с размывом залегает сначала серый (15-33 см), а затем светло-коричневый (0-15 см) известково-глинис-тый ил с остатками птеропод и фораминифер, с полосами оксидного железа и линзами-карманами крупного алеврита - крупнозернистого песка.
В осевой части русла, приближенной к правому склону (ст. 62), вскрыт иной разрез. В его нижней половине глубже 50 см лежит серый ил, плотный со значительным количеством включений в виде кусков различного по цвету ила, мелких окатанных и неокатанных обломков известковых пород размером до 2 см, раковинного детрита, песка. На некоторых уровнях видны следы течения глинистого материала. На контактах глинистых включений есть присыпки песка. Сложный характер строения пачки указывает на её потоково-оползневой генезис. Выше (10-50 см) по эрозионной границе на линзе тонкозернистого песка залегает пачка серо-зелёного глинистого ила с прослоями мощностью до 1 см, обогащёнными иглами птеропод, ориентированными по напластованию. Этот ил обогащён рассеянным (РОВ) и детритным органическим веществом. В описываемой пачке наблюдаются прослои заиленного форамини-ферового песка мощностью 1-3 см и слойки алеврита мощностью до 2 мм. Характер строения толщи указывает на участие в её образовании потоков осадочного материала. Венчается разрез горизонтом неплотного из-вестково-глинистого ила (0-10 см) светло-коричневого цвета с редкими биогенными остатками и линзами-карманами тонкозернистого песка. Расположение описанной колонки у крутого внешнего борта долины в месте изгиба её русла предопределяет, с одной стороны, развитие оползневых процессов, а с другой, выпадение материала из осадочных потоков в местах их замедления. В конце голоцена осадочный материал выпадал преимущественно из пелагической взвеси.
Разрез станции 107а характеризует высокий борт правого притока главного русла в средней части островного склона. Большая часть колонки (0-96 см) сложена известково-глинистым илом светло-коричневой окраски с неравномерным распределением обломков птеропод и
фораминифер. В интервале 28-35 см в ил внедрён инородный материал: куски сапропеля, другого по цвету глинистого ила, обломки мергеля. В интервале 53-61 см отмечены складки течения (конволютная слоистость). В нижней части разреза (95-105 см) лежит горизонт сапропелевого ила с тонкослоистой текстурой.
На уступе нижней части правого борта долины (ст. 63) разрез более однообразный. Здесь преобладает однородный известково-глинистый ил светло-коричневого цвета в верхней трети и серого цвета ниже отметки 35 см, с включениями биодетрита песчаной размерности, с 5-сантиметровым прослоем бледного тёмно-зелёного сапропелевого ила с гидротроилито-выми слойками. В интервале 10-15 см присутствует несколько миллиметровых слойков тонкозернистого песка с полосами ожелезнения, ниже - с тонкими ходами илоедов. Несколько прослоев пиритизированного тонкого песка отмечены в нижней трети данной колонки. В целом описанный разрез говорит о преимущественно пелагической природе ила, а наличие прослоев песка - о возможных заплесках из мутьевых потоков.
Выше по склону за пределами борта долины (ст. 106б) разрез состоит из пелагических известково-глинистых илов (верхние 30 см) с тонкими слойками тонкозернистого песчаного материала.
На внешнем склоне невысокого левого борта за небольшим водоразделом в основании вскрытого разреза голоценового возраста (ст. 60) лежит тёмно-зелёный са-пропелеподобный ил (97-127 см) с примесью мелкого биодетрита как в массе, так и в тонких слойках. В интервале 38-97 см расположен крупно- и тонкополосчатый известково-глинистый ил с двумя участками мощностью до 10 см, обогащёнными песчаным материалом вплоть до тонких дискретных слойков. Ил содержит обломки раковин птеропод и фораминифер. Особенности разреза говорят о преимущественном осаждении глинистого материала из пелагической взвеси, изредка прерываемом внедрением потоков других осадочных материалов.
Гипсометрически ниже описанного профиля на правом борту русла долины (см. рис. 1, ст. 58) обнажаются плотные коренные породы, так как наконечник трубки был деформирован в результате удара. Можно предположить, что на этом участке она врезалась в коренные породы, а более молодые осадки здесь не накапливались из-за промывного режима.
В параллельном русле примерно на том же гипсометрическом уровне (см. рис. 1, ст. 57) вскрыта пачка нерегулярно переслаивающегося известково-глинистого ила коричневых тонов, составляющего основу колонки, и серых алевритово-песчаных прослоев мощностью от 1 мм до 4 см. Всего в разрезе насчитывается более 70 таких прослоев. Их число возрастает в интервале 30-100 см. Часть прослоев светло-коричневой окраски, большинство же - тёмно-серой. Более тонкие разности сравнительно однородны по размерности - это, как правило, мелко-тонкозернистый песок с резкими
Рис. 2. Строение разрезов верхнечетвертичных осадков: А - северо-западная часть склона котловины; Б - верхняя часть осевой долины; В - нижняя часть северного склона котловины; Г - северная часть днища котловины:
типы осадков: 1 - илы глинистые, глины, 2 - илы песчанистые, песчано-глинистые, 3 - разнозернистые пески, 4 - алевриты,
5 - песчанистые алевриты или алевритистые пески, 6 - илы алевритово-глинистые; 7 - включения гидротроилита, прослои сульфидов железа; 8 - раковины; 9 - детрит раковинный; 10 - раковинно-детритовый осадок; 11 - илы глинистые с раковинным детритом; 12 - илы глинистые, местами опесчаненные, сапропелевидные; 13 - пятнистые текстуры; 14 - линзы песков и алевритов; 15 - линзы и включения инородных илов глинистых; 16 - гнезда, линзы, слойки инородных песков, алевритов, кусков ила глинистого; 17 - следы течения осадка; 18 - поверхности перерыва и (или) размыва; цветовая окраска осадков:
6 - бурые, светло-коричневые, палевые; с - серые; сз, зс - серо-зелёные, зеленовато-серые; тс, ст - тёмно-серые, серовато-тёмные, тёмно-тёмно-серые; тз - тёмно-зелёные; бс, сб - буровато-серые, серовато-буроватые; ж - оранжевые, жёлтые; расположение разрезов см. на рис. 1, А
границами. Для крупных прослоев характерно более сложное строение. Нижняя их часть с эрозионной границей сложена среднезернистым песком с небольшой примесью илистого материала. Вверх по разрезу (0-30 см) он сменяется мелкозернистым песком с биодетритом. Венчается прослой в одних случаях горизонтом тонкозернистого песка или алеврита с мелкими линзами глинистого ила, а в других - алевритовым илом также с линзами тонкозернистого песка. В ряде интервалов отмечены 4-5-см участки ритмичного переслаивания 1-мм слойков однородного тонкого песка и 5-6-мм слойков глинистого ила. Описанная пачка плавно переходит вниз по разрезу в серую пачку плотных глинистых илов.
Анализируя приведённый разрез, можно говорить о большой роли в его создании обломочного материала потоков разного типа. Это обусловило формирование различных по составу и мощности песчаных и глинистых прослоев. Описанный разрез, характерный для конусов выноса, образовался в зоне разгрузки боковых водотоков в месте создания небольшого конуса выноса.
В нижней части главного русла в месте его выпола-живания при выходе на подножие континентального склона осадки представлены отложениями обломочных потоков: в основном мелкой галькой разнообразных пород, гравием, крупнозернистым песком, биодетритом, остатками древесины. Всё это перекрыто и разбавлено небольшим количеством современного светло-коричневого ила.
Весьма интересный разрез вскрыт на склоне куполообразного поднятия, разделяющего два русла (см. рис. 2, В, ст. 55). Под маломощным горизонтом неплотного, полосчатого, известково-глинистого ила с биодетритом, линзами и прослоями тонкозернистого песка с градационной слоистостью (0-12 см) лежит метровая пачка тёмно-зелёного слабосапропелевого ила со слоистой текстурой. В ней чередуются слои тёмно-зелёного глинистого ила с максимальным количеством ОВ (сапропелеподобный ил) и бледно-зелёного глинистого ила. Мощность первого достигает 15 см, второго -1,5 см. В сапропелеподобном иле обнаружены прослои раздробленных раковин птеропод толщиной до 1 см. Они отличаются резкой нижней границей и постепенным переходом в вышележащий ил с градационной слоистостью. Кроме этих прослоев здесь имеются слойки фораминиферового песка с глинистым матриксом толщиной до нескольких миллиметров с резкими границами. В иле присутствует крупный и мелкий растительный детрит. В нижней части описываемого горизонта (139-146 см) отмечены внедрения кусков голубого ила размером до 1 см и целых раковин птеропод, указывающих на переотложение материала. По эрозионному контакту, подчёркнутому наличием кусков нижележащего ила и обогащением песком, под сапропелеподобной пачкой лежит плотный голубоватый известково-глинистый ил с биодетритом и линзами песка (114-139 см), пере-
ходящий вниз по неровной границе в плотный тёмно-серый ил с участками полосчатости.
Приведённые данные указывают на то, что в формировании разреза в этом месте Родосской впадины участвуют процессы переотложения материала и выпадения его из осадочных потоков. Об этом говорят прослои биогенного материала с градационной текстурой фора-миниферового песка, резкие эрозионные контакты слоёв и следы внедрения инородного материала. Поступление материала в этом месте происходило путём осаждения из мутьевых потоков, стекающих по боковым ложбинам с восточного континентального склона, а также размыва осадков со склонов предполагаемого поднятия.
Именно на такой механизм осадконакопления указывает и разрез станции 44 (см. рис. 2, В), в котором в известково-глинистом иле (0-20 см) наблюдается большое количество линз и тонких прослоев песка местами с растительным детритом, что говорит о разгрузке материала потокового происхождения.
Строение осадков на конусе выноса небольшого каньона на склоне о. Родос (ст. 45) заметно отличается от соседних участков. Верх колонки сложен неплотным позднеголоценовым известково-глинистым илом светло-коричневого цвета с несколькими маломощными (2 мм-1 см) прослоями и линзами мелкозернистого песка серого и коричневого цветов (см. рис. 2, А). С постепенным переходом под ним лежит ритмично построенная пачка толщиной до 60 см известково-глинис-того ила светло-коричневой и серой окраски, содержащая слойки мелко-среднезернистого песка. Мощность прослоев изменяется от 1 мм до 1 см, в основном она менее 5 мм. Слойки серые и светло-коричневые. Часть их имеет параллельные границы, часть - сходящиеся. На некоторых слойках видна волнистая слоистость, но иногда они расщепляются и содержат линзы ила. Границы песчаных и алевритовых слойков резкие, эрозионные; сами они однородные без видимой слоистости. Структуру разреза в интервале 28-89 см можно отнести к турбидитовому или контуритовому типу. Под описанными отложениями (89-105 см) залегает преимущественно серый известково-глинистый ил с примесью биодетрита и редкими слойками-линзами алеврита и песка в верхней части. По резкой границе илы переходят в тёмно-серый с зеленоватым оттенком сапропелевидный осадок, для которого характерна горизонтально-слоистая текстура, обусловленная чередованием чистого глинистого ила толщиной до 2 см и зеленоватого сапропелеподобного ила, насыщенного детритом птеропод и фораминиферами, с возрастающей сверху вниз толщиной от 0,5 до 2 см, с резкой нижней границей и градационной текстурой. В средней части рассматриваемого интервала (105-125 см) имеется несколько слойков тонкозернистого пиритизирован-ного песка толщиной до 2 мм. Можно утверждать, что и эта часть разреза во многом обязана своим происхождением действию потоков осадочного материала,
переносящих помимо песка, ещё и органогенный детрит. В самом низу (115-125 см) вскрытого разреза лежит тёмно-серый алевритово-глинистый ил с тонкими линзами и прослоями мелкозернистого песка. С некоторой натяжкой разрез осадков станции 45 может быть скоррелирован с разрезом станции 55, расположенной на противоположной стороне русла каньона.
Вниз по склону на периферии конуса (ст. 52) вскрыт схожий разрез трёхчленного строения с менее мощной верхней пачкой (0-12 см) и гораздо меньшим количеством более тонкого песчаного и алевритового материала, образующего слойки и линзы. При этом значительная часть обломочного материала представлена биогенным детритом белого цвета. В ряде прослоев видна нечёткая градационная слоистость с постепенным переходом от алеврита и песка к илу. Средняя, сапропелевидная пачка имеет в 3 раза большую мощность (36-97 см), но не содержит прослоев песчаного материала. Можно говорить о более спокойных условиях её накопления с преобладанием процессов пелагической садки материала и менее интенсивным действием мутьевых потоков.
Разрезы осадков геологических станций 46-48, 108 (см. рис. 2, Г) дают представление об их строении на конусе выноса подводных долин в северной части днища Родосской котловины. В верхней части колонок залегают известково-глинистые илы с элементами цветовой полосчатости, в различной степени обогащённые грубозернистым материалом в виде тонких прослоев и линз тонко- и мелкозернистого песка, иногда биогенного.
В верхней части разреза станции 108 (5-42 см) встречены илы с нарушенной текстурой, указывающей на переотложение материала. По резкой границе ниже (42-144 см) лежит зеленовато-серый с коричневым оттенком, тонкий, гомогенный известково-глинистый ил с массивной текстурой. По составу и свойствам он аналогичен «гомогенитам», описанным для ряда районов Восточного Средиземноморья [6, 11].
Разрез станции 46 показывает строение осадков на конусе выноса в западной части Родосской впадины. Здесь под маломощным слоем (0-7 см) известково-глинистого ила светло-коричневого цвета залегает слоёк (9-17 см) слабозаиленного мелкозернистого песка с резкими границами. Скорее всего, он образован в результате выпадения частиц из высокоплотностного потока осадочного материала. Чуть ниже отмечен ещё один (1-3 см) прослой светло-коричневого мелкозернистого песка с примесью биодетрита. Песок по резкому контакту переходит в серый известково-глинистый ил, в котором имеются нечёткие линзы алевритово-песча-ного материала. Нижняя пачка (17-37 см) представляет собой гемипелагический осадок с незначительными линзовидными включениями осадочных частиц из низ-коплотностных потоков осадочного материала.
Колонка осадков ст. 48 была поднята со склона небольшого поднятия на днище Родосской впадины. Здесь
в основании разреза (82-100 см) лежит плотный известковый ил или глина серого цвета с полосчатой текстурой за счёт наличия ила светло-коричневого цвета с неровными нижними границами. В иле содержатся обломки птеропод, есть два миллиметровых слойка алеврита и тонкозернистого песка. Выше (82-65 см) по нечёткой границе расположена пачка с хаотичным сочетанием кусков ила различной окраски и плотности, с остатками птеропод, крупными ходами илоедов, заполненными жидким илом. Вверх по разрезу (0-65 см) по эрозионной границе с инородными кусками ила наблюдается переход описанных осадков в неплотный известково-глинистый ил разных оттенков светло-коричневого цвета, с полосчатой текстурой, прослоями тонко- и мелкозернистого песка толщиной до 5 мм с чёткими нижними границами, иногда слоистыми. Структурно-текстурная особенность разреза предполагает участие в его образовании как потоков осадочного материала, так и оползней, причём поступление материала, очевидно, происходило с близкорасположенного поднятия.
Несколько колонок осадков составили профиль, пересекающий широкую долину, протягивающуюся вдоль подножия турецкого континентального склона и раскрывающуюся в Родосскую впадину в её восточной части (см. рис. 1, А, станции 49-51).
В верхней части южного борта русла (ст. 49) вскрыт разрез светло-коричневого известкового ила со значительной примесью органогенного материала как рассеянного в массе, так и образующего линзовидные прослои из остатков фораминифер. На разных уровнях в иле содержатся куски слабосцементированного материала того же состава. На двух горизонтах слои наклонены под углом 40°-45°, что позволяет говорить об оползании осадков. На это косвенно могут указывать прослои и пятна оксидов железа охристого цвета.
Вблизи осевой части описываемого русла под маломощным горизонтом известково-глинистого ила с биодетритом, с полосчатой текстурой и горизонтами ожелезнения по резкому контакту лежит плотный известковый ил или глина с полосами и пятнами оксидов железа. По наклонной границе он переходит вниз в серый плотный ил или даже глину с биодетритом и сгустками гидротроилита. Вполне допустимо предположить, что на этом участке значительная часть голо-ценовых и более древних осадков размыта, а сверху отложились совсем молодые осадки. На это указывает и отсутствие в разрезе сапропеля.
Наконец, на северном склоне русла главного каньона осадки имеют строение, типичное для Восточного Средиземноморья. Верхняя их часть представлена гемипе-лагическим светло-коричневым известково-глинистым илом с примесью биодетрита, с единичными прослоями фораминиферового песка и линзами алеврита, с участками тонкой цветовой слоистости. Ниже лежит сапропелеподобный тёмно-зелёный ил, в котором имеются два-три миллиметровых слойка с детритом
птеропод. Последний по отчётливой границе сменяется серым известково-глинистым илом с биодетритом.
Таким образом, можно отметить, что разрезы позд-нечетвертичных отложений Родосской впадины в основном аналогичны разрезам смежных районов Восточного Средиземноморья [2]. Как и в других местах, они состоят из двух частей.
Верхняя часть разреза образована бурыми, преимущественно глинистыми илами со значительной примесью песчаных и алевритовых частиц. Самый верхний интервал разреза (0-5 см) обычно сложен полужидкими, сильно водонасыщенными илами. Максимальная мощность этой верхней части разреза не превышает 45 см, а минимальная не бывает менее 5-10 см.
Нижняя часть разреза представлена более плотными глинистыми илами в основном серого и тёмно-серого цветов, вскрытой мощностью около 200 см. Илы этой части разреза содержат тонкие слойки сажистого гидротроилита и порошковые слойки из различных минералов сульфидного железа. Ни в одном разрезе не обнаружен материал вулканического происхождения. Илы обеих частей разреза обогащены обломками и раковинами ископаемых птеропод, пелагических фораминифер, обломками карбонатных пород. Сероцветные илы включают сапропелевидные или даже сапропелевые слои голоценового возраста, окрашенные в зеленовато-серые и(или) серо-зелёные и тёмно-зелёные цвета. Наличие более или менее концентрированной массы сапропелевого вещества определяет зеленоватую окраску вмещающих осадков. Вскрытые осадки, как правило, слоистые, но имеют интервалы с неупорядоченной и массивной текстурой. В устьях водотоков встречаются осадки, текстура которых близка к турбидитовому, а в отдельных случаях - и к контуритовому типам. Отложения даже близко расположенных колонок не коррелируют между собой ни по составу, ни по толщине литологически однородных слоёв, ни по структуре самих разрезов.
Состав и некоторые свойства осадков. Гранулометрический состав изучен в 15 колонках (таблицы 1, 2). В поверхностном слое преимущественно глинистых илов на долю фракции менее 5 мкм приходится от 32,4 до 66,3% (см. табл. 1). Суммарное количество частиц алевритовой (0,005-0,05 мм) и песчаной (>0,05 мм) размерности колеблется от 33,7 до 67,6%, причём в их составе преобладает преимущественно крупная алевритовая (0,05-0,01 мм) фракция. В разрезе изученных осадков обнаружено большое число турбидитовых прослоев, сложенных преимущественно мелким и тонким песчаным материалом, на долю которого приходится до 80% и более (см. табл. 2).
Анализ таблиц 1 и 2 позволяет сделать вывод о том, что по мере возрастания глубины нахождения геологических станций повсеместно возрастает и глинистая часть разреза как в поверхностном, так и в подстилающем слоях. То же самое наблюдается и по разрезам осадков разного состава. Чаще всего это происходит на геологических станциях, располагающихся по обоим склонам, в направлении от русла главной подводной долины. Следует указать на грубый состав осадков в узкой и самой глубокой части её русла. Здесь песчаной и более крупноразмерным фракциям принадлежат более 53% состава. Осадки «водораздельных» возвышений дна имеют более однородный состав фракций с некоторым преобладанием частиц глинистой размерности. В осадках на глубинах более 4000 м нет видимого доминирования каких-либо фракций. Это касается и поверхностных, и более глубокозалегающих слоёв.
Отсутствует также явная закономерность в определении доминирующей роли какого-то одного режима накопления частиц осадка. Во многих случаях гистограммы гранулометрического состава имеют двувер-шинный вид. Это свидетельствует в пользу того, что в привносе частиц осадка играли важную роль, по
1. Состав поверхностного слоя осадков Родосской котловины
Станция Содержание гранулометрических фракций, % Е фракций Содержание, %
>0,1 0,1-0,05 0,05-0,01 0,01-0,005 0,005-0,001 <0,001 >0,05 0,05-0,005 <0,005 СаСО3 С орг
44 3,6 23,3 29,1 11,6 16,2 16,2 26,9 40,7 32,4 - -
45 0,2 2,2 36,0 16,8 22,4 22,4 2,4 52,8 44,8 28,3 0,34
46 0,6 2,0 27,3 17,6 26,3 26,3 2,6 44,8 52,6 - -
47 0,1 0,2 33,3 14,8 29,5 22,2 0,3 48,0 51,7 35,1 0,26
48 0,1 1,5 36,9 13,5 26,9 21,1 1,6 50,4 48,0 30,8 0,40
49 3,6 3,0 16,0 11,0 44,2 22,1 6,6 27,1 66,3 55,0 0,19
50 1,0 1,2 16,9 18,8 31,0 31,0 2,2 35,8 62,0 40,3 0,16
51 1,9 2,9 19,9 13,4 38,5 23,5 4,8 33,2 62,0 39,5 0,28
52 0,1 1,9 29,9 14,0 29,7 24,4 2,0 43,9 54,1 31,5 0,34
60 1,2 2,5 33,7 15,3 25,9 21,4 3,7 49,0 47,3 31,5 0,32
61 3,3 8,3 35,5 12,9 22,9 17,1 11,6 48,4 40,0 29,5 0,32
62 4,2 5,1 28,4 13,1 26,2 23,0 9,3 41,5 49,2 31,7 0,28
63 0,8 3,0 32,3 16,0 22,4 25,5 3,8 48,3 47,9 30,5 0,39
Примечание. Жирным шрифтом выделены значения, превышающие 50%.
2. Гранулометрический состав турбидитовых прослоев
Станция Интервал, см Содержание фракций, % Е фракций, %
1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,1 0,1-0,05 0,05-0,01 <0,01 >0,05 0,05-0,01 <0,01
8-10 0 0 1 42 36 21 43 36 21
12-13 0 <1 17 53 17 13 70 17 13
20-21 <1 1 20 47 12 21 67 12 21
28-29 0 <1 26 41 8 24 68 8 24
45 35-37 <1 <1 61 26 6 7 87 6 7
40-41 0 <1 18 58 19 5 76 19 5
50-60 0 <1 18 35 17 30 53 17 30
70-72 <1 27 42 17 7 7 86 7 7
75-80 0 1 21 48 16 14 70 16 14
103-120 0 6 36 31 6 17 77 6 17
7-9 1 1 36 34 3 25 72 3 25
46 10-16 - <1 32 52 1 15 84 1 15
16-17 <1 2 27 47 <1 24 76 <1 24
7-16 <1 <1 26 56 8 9 83 8 9
47 14-20 <1 <1 16 61 14 9 77 14 9
20-25 - <1 17 50 6 27 67 6 27
5-10 - - <1 21 43 35 22 43 35
26-30 - - <1 24 40 35 25 40 35
48 30-35 - - <1 24 34 41 25 34 41
40 - <1 1 37 38 24 38 38 24
60 - <1 3 39 24 34 42 24 34
83 <1 <1 <1 22 45 33 22 45 33
52 31-36 <1 2 2 47 15 34 51 15 34
3-4 <1 5 16 47 16 16 68 16 16
30-35 2 10 16 45 10 16 73 10 16
55 40-47 <1 10 15 46 13 16 71 13 16
50-55 <1 <1 10 15 40 34 26 40 34
82-84 - 5 20 20 40 15 45 40 15
10-15 <1 <1 17 55 17 11 72 17 11
15-25 - 0,7 20 40 13 26 61 13 26
25 <1 1 33 47 7 12 81 7 12
57 30-35 <1 8 51 27 6 8 86 6 8
49-51 <1 3 47 35 8 7 85 8 7
60-65 <1 2 33 46 9 10 81 9 10
80-85 <1 3 38 34 11 14 75 11 14
95-100 <1 14 51 20 11 3 86 11 3
60 65-70 - 2 33 27 13 25 62 13 25
97-98 - 2 6 31 33 28 39 33 28
61 16-19 - 26 14 30 10 20 70 10 20
35-37 3 41 32 7 9 8 83 9 8
19-20 - 2 10 30 35 23 42 35 23
62 30-32 - <1 13 48 20 18 62 20 18
48-50 - <1 5 58 28 9 63 28 9
63 100-105 - <1 3 37 41 19 40 41 19
крайней мере, два режима: выпадение частиц из пелагической взвеси под действием силы тяжести и осаждение из мутьевых потоков. Одновершинные гистограммы говорят о том, что формирование осадка
происходило, скорее всего, под влиянием потоков осадочного материала, скатывающихся со склонов впадины. Существенные отличия видны в осадках из русел водотоков и разделяющих их возвышений.
Глинистые компоненты донных осадков Родосской котловины исследовались во фракции менее 1 мкм и представлены частицами следующих групп слоистых силикатов: слюдистых глинистых минералов (иллит), смектитов, смешанослойных образований, хлорита и каолинита (табл. 3). Ведущее место в тонкопелитовой фракции занимают трёхслойные глинистые структуры, выраженные как однородными диоктаэдрическими смектитовыми и иллитовыми фазами, так и широкой гаммой переходных смешанослойных смектит-илли-товых образований, в строении которых превалирует лабильная составляющая. Хлорит и каолинит также присутствуют повсеместно, но в меньшей степени; их сумма редко превышает 15-20% фракции. При анализе полученных данных в разрезах отдельных геологических станций наблюдаются вариации в содержании и составе минералов глинистого комплекса. Так, в осадках ст. 108 среди глинистых минералов преобладают смектиты и смешанослойные образования смектит-иллитового состава с содержанием в них подвижных межслоев от 60 до 80%. В колонках станций 47, 55 и 62 в составе глинистой фракции одноимённых илов главную роль играют иллит и смектиты. Несколько меньшее, но всё-таки заметное место в этих осадках принадлежит хлориту и каолиниту. Иллит занимает в тонкопелитовой фракции разрезов осадков этих станций от 40 до 60%, смектитам принадлежит 20-40%, другим минералам 20-25%. Отмечается характерная тенденция - увеличение доли иллита, как правило, в буроватых илах. В свою очередь, растет содержание смектитов в современных осадках верхов колонок.
В осадках глубоководной части изучаемой впадины -в смектитах - главную роль играет монтмориллонит, а на склонах впадины, в том числе и в осадках русла главной долины он содержится в основном в смешанослой-ных образованиях. Около 40% тонкопелитовой фракции донных осадков Родосской впадины представлены
диоктаэдрическим железисто-алюминиевым иллитом. В осадках днища впадины, на глубинах более 4000 м, слюдистые минералы являются более дисперсными, менее окристаллизованными и более гидратированными.
Важная особенность состава глинистых осадков днища впадины - присутствие серпентин-хлоритовой ассоциации, свидетельствующей об участии в их формировании продуктов выветривания магматических пород основного состава. Количество хлорита здесь достигает 10-12%, а серпентина (вероятно, антигорита) - 7-9%. На дифрактограммах осадков этот минерал идентифицируется очень чётко. Примесь каолинита примерно такая же, в ряде мест возможно даже меньше, чем хлорита.
В целом следует отметить весьма хаотичное распределение глинистых минералов в разрезах отложений. Им свойственен смешанный состав, в котором значительную, если не первую роль, играют минералы аллохтонной природы, а в особенностях состава и структуры глинистых минералов отсутствует указание на диагенетические преобразования лабильных минеральных компонентов. Наконец, совершенно определённо такой состав глинистых фракций указывает на решающую роль турбулентного осаждения частиц глинистой размерности.
Карбонатность. Изученные осадки отличаются высоким содержанием СаСО3, которое в большинстве случаев изменяется от 25 до >40% при среднем значении около 30% (табл. 4). В разрезе осадков наблюдается колебание карбонатности без чётко выраженной закономерности. Практически однородными по содержанию СаСО3 являются «гомогениты» станций 47 и 108, расположенные непосредственно в глубоководной котловине.
Анализ результатов определения СаСО3 позволяет отметить, что разброс значений этой величины объясняется, по-видимому, различными режимами осадкообразования. Об этом свидетельствуют прямые связи между содержанием СаСО3 и количеством фракции
3. Состав глинистых минералов
Станция Интервал, см Содержание глинистых минералов, %
Иллит Смектит Хлорит+каолинит
47 0-5 39 40 21
50 58 23 19
160 40 38 22
55 0-5 51 33 16
43 42 33 25
114 61 20 19
139 52 28 20
62 0-5 58 25 17
30 46 29 25
100 47 23 30
108 34-41 39 46 15
61-64 34 47 19
4. Содержание СаСО3 и С в разрезе позднечетвертичных осадков
Станция Интервал, см СаСО3, % С , % орг' Станция Интервал, см СаСО3, % С % орг
44 30-40 40,4 0,12 0-5 33,2 0,12
98-101 47,0 0,68 6-12 29,9 -
20-25 30,3 0,48 43-45 - 1,8
30-35 25,7 0,42 45-47 38,7 1,27
78-79 26,6 0,30 55 47-49 40,6 2,84
45 84-89 24,9 0,61 70-80 34,3 2,37
95-98 33,2 0,42 94-96 26,1 1,64
100-103 33,4 1,88 100-113 29,1 1,82
115-120 27,6 1,82 114-120 29,2 0,85
111-125 25,6 1,55 136-139 30,8 0,24
6-14 30,6 0,24 0-10 30,4 0,48
36-38 31,6 0,61 20-25 29,7 0,18
47 50-55 31,0 0,42 35-40 24,1 0,48
100-107 30,3 0,68 60 65-70 28,6 0,61
160-165 31,3 0,55 90-97 31,6 1,09
0-10 27,0 0,48 105-107 27,8 1,88
48 40-45 28,0 0,48 115-120 36,9 1,94
50-56 25,6 0,48 0-5 29,2 0,61
83-90 27,3 0,48 10-16 25,3 1,88
4-14 46,3 - 16-17 38,9 0,91
14-40 50,1 - 62 30-35 29,6 1,33
49 52-54 38,9 - 46-48 29,4 1,82
65-67 29,1 - 60-70 25,6 0,61
90-93 48,8 - 90-100 21,7 0,61
5-8 31,1 0,55 0-5 25,5 0,73
10-11 26,3 0,24 30-34 29,4 0,42
14-20 28,2 0,42 40-45 15,3 0,67
52 30 29,2 1,58 63 53-58 28,5 0,85
39-42 29,9 1,76 58-63 29,3 1,15
46-48 29,3 0,48 100-105 24,3 0,61
60-61 27,8 1,88 126-128 35,2 0,3
92-100 29,3 - 20-25 40,0 0,2
5-7 41 0,35 25-30 37 0,5
20 42 0,6 45-50 40,1 0,25
25-27 43 0,3 107а 55 38 0,5
108 35-37 39 0,35 60-65 42 0,45
65-68 40 0,3 75 39 0,48
115-117 41 0,4 85-90 40,5 0,25
120-125 40,5 0,35 100-105 39 3,6
песчаной размерности, что доказывает генетическую связь карбонатности с остатками планктонных фора-минифер и аллотигенными карбонатными частицами, поступающими во впадину со смежной суши в качестве продуктов разрушения исходных, главным образом, известковых пород. Помимо непосредственных наблюдений в шлифах, на это указывают также величины лабораторных определений удельного веса илов. Его величина изменяется от 2,52 до 2,80 г/см3, что безусловно связано с присутствием в таких илах прежде всего кальцита (2,71-2,72 г/см3) и особенно арагонита (2,93-2,95 г/см3), входящих в структуру раковин иско-
паемых организмов. На сравнительно высокие показатели удельного веса глинистых илов влияют также присутствующие в них обломки кремней и ортоклаза, частиц бейделлита, халцедона, мусковита и каолинита, удельный вес которых находится в пределах от 2, 56 до 2,80 г/см3. Эти минералы участвуют в строении осадочных пород мезозойско-кайнозойского возраста в Турции и на о.Родос. В тонкой фракции осадков главную роль играют остатки кокколитофорид.
Оксиды. Наряду с определением СаСО3, выяснялось и содержание таких оксидов, как MgO, МпО, SiO2 и др. Практически во всех случаях содержание MgO
примерно в 3-8 раз меньше содержания СаО. Но даже такое количество оксида магния может стимулировать процесс слабой доломитизации. При этом доля MgCO3 в образовавшейся системе будет, вероятно, значительно превышать содержание MgO. Отметим также, что оксида Mg в виде MgCO3 в глинистых илах немного, иначе это сказалось бы на резком увеличении удельного веса илов.
Оксид марганца характеризуется настолько низкими количествами (0,10-0,18%), что его нельзя даже причислять к исходному осадкообразующему веществу. Оксид Мп определяется лишь химическим методом и не выделяется в осадке ни в виде зёрен, ни даже в виде примазок. По физико-химической природе Мп очень близок к Fe. Поэтому возможное его отсутствие в осадке связано с высокими концентрациями оксидного Fe, которое и подавляет развитие марганцовистости.
За редким исключением глинистые илы бедны аморфным кремнеземом. Только в трёх случаях его доля превышает 1%, а во всех других частях осадков изученных колонок она колеблется от 0,43 до 0,92%. Аморфный кремнезем присутствует в основном в виде сильно или полностью разложившихся скелетов диатомовых водорослей, широко распространённых в водоёмах, подобных Родосской впадине.
Рассеянное органическое вещество (РОВ), эквивалентом содержания которого в осадках является углерод органический (Сорг), определялось в 69 пробах (см. табл. 4). Поверхностные осадки отличаются низкими его количествами (менее 0,4%). В разрезе осадков в преимущественно известково-глинистых илах Сорг изменяется, как правило, от 0,11 до 0,6%, а Морг не превышает 0,056%. В сапропелеподобных илах Сорг возрастает до 1,00-3,6%. В колонке 107а в сапропелевом горизонте С достигает 3,6%, а N - 0,192%. С /М
А орг 7 7 0рГ ? 0рГ 0рГ
здесь равно 18,8. По установившемуся среди исследователей РОВ мнению, такое отношение С к N указывает на гумусовую природу исходного органического вещества, то есть в исходном ОВ доминировали частицы высокоорганизованных наземных растений. Во всех других изученных интервалах отношение С к N (9,8-10,5) свидетельствует о планктоногенном, сапропелевом ОВ с небольшой примесью детрита растительных остатков континентального генезиса. Уровень геохимического преобразования, находящегося в илах РОВ, очень низкий, о чём свидетельствует элементный и групповой состав РОВ. Так, илы характеризуются очень низкими содержаниями хлороформенных и спиртобензольных битумоидов (от 1,5 до 3,4%), а также высоким количеством нерастворимой фракции и легкогидролизуемых компонентов. Они составляют основную массу РОВ, изменяясь от 86,3 до 98,5%. Необходимо также отметить, что количество С в илах поверхностного слоя
орг
занижено по сравнению с ранее накопившимися осадками.
Физико-механические свойства изученных осадков определяются, прежде всего, фациальными условиями
накопления. Установлено, что в осадках с оползневыми, линзовидными, турбидитоподобными текстурами показатели таких свойств, как объёмная масса, плотность, прочность в большинстве случаев являются дискретными и неупорядоченными, часто изменяющимися по глубине. Наличие в них обломков пород, изменяющегося в размерах раковинного детрита, повышенной глинистости сопровождается увеличением или уменьшением плотности, объёмной массы, удельного веса, магнитной восприимчивости (капаметрии) и других свойств. Интервалы колебаний, например, плотности в глинисто-алевритово-песчаных илах - от 1,6 до 2,0 г/см3, в сапропелевидных илах - до 1,45 г/см3, а в сильно известковистых глинистых илах до 1,6 г/см3. Естественная влажность является максимальной в осадках поверхностного слоя (до 130%, в среднем около 90%), а в более глубоких горизонтах обычно не превышает 60%. Это связано со скоростью дегидратации илов и, в конечном итоге, определяет время перехода их из текучего в пластичное состояние. В разрезах осадков на геологических станциях 106 и 107 глубина такого перехода находится в 20-30 см от дна. В осадках днища Родосской впадины такой интервал опускается на глубину до 130-170 см. Изучение указанных свойств позволило также подтвердить факт внедрения оползневым путём кусков инородного очень близкого по составу ила в практически такие же илы, но другой генерации. Оказалось, что прочность «оползневых» ингредиентов ила достигает 40 г/см2, а в покрывающих и особенно в подстилающих илах она колеблется в пределах 16-20 г/см2. Проведённые исследования расширили знания об условиях формирования осадков и, особенно, о влиянии диагенетических условий их нахождения в постседиментационный период.
В заключение отметим следующее. По условиям накопления и современного состояния позднечетвер-тичных отложений в Родосской впадине за пределами шельфа выделяются четыре участка, на которых разрезы осадков новейшего времени заметно отличаются друг от друга своим строением. Это северный и северо-восточный склоны главной подводной долины, склон собственно о. Родос, русло главной долины, днище впадины на глубине более 4000 метров. Основные отличия в структуре разрезов и составе осадков заключаются: а) в мощностях верхней и нижней частей разрезов (например, разрезы в русле главной долины повсеместно маломощные и сложены грубозернистыми осадками); б) в наличии, толщине и выдержанности сапропелевидных слоёв и слоёв, обогащённых гидротроилитом и другими видами сульфидов железа; в) в значительных изменениях содержаний существенно алевритово-песчаных и существенно глинистых слоёв (установлено, что доля глинистых слоёв и общей глинистости возрастает по мере углубления станций отбора проб на склонах и на днище впадины); г) одно из важнейших свойств в структуре разрезов осадков -
такое их строение, которое не позволяет скоррелировать их ни по литологическому составу, ни по текстуре, ни по толщине характерных прослоев, ни по структуре самих разрезов или по каким-то другим показателям. Из этого можно сделать вывод, что осадконакопление в Родосской впадине в позднечетвертичное время одновременно контролировалось, по крайней мере, двумя-тремя режимами перемешивания и движения водной толщи, главной причиной которых являлись изменения климатической ситуации, динамики процесса преобразования и геологической структуры донного рельефа. Особенно наглядно смена процессов осадконакопления проявляется в разделении разрезов на нижние с массивной текстурой - серые и тёмно-тёмно-серые слои, и верхние, относительно маломощные и преимущественно тонкие слои осадков бурого и буровато-коричневого цветов. Серый и тёмно-тёмно-серый цвета осадков обусловлены насыщением осадков сульфидами железа. Бурый и буровато-коричневый цвет можно объяснить преобладанием количества оксидного железа над содержанием рассеянного органического вещества. Если в осадке за-хороняется больше планктоногенной органики по сравнению с оксидами железа, то из-за сульфатредукции оксиды железа быстро превращаются уже на раннедиа-генетической стадии в сульфиды железа, которые, как известно, имеют тёмно-серый и чёрный цвета, и содержащие их осадки в них окрашиваются. В нижних частях изученных разрезов доминирует именно такая окраска.
Верхи разрезов окрашены повсеместно в бурый цвет. Это следует рассматривать как результат накопления в осадках большего количества оксидного железа по сравнению с рассеянным органическим веществом планктоногенной природы. Его оказалось недостаточно, чтобы в процессе сульфатредукции реализовалось всё количество оксидов железа. Поэтому в таких осадках оксиды железа, преобладающий цвет которых бывает бурым или буровато-коричневым, находятся в избытке по сравнению с РОВ. Наличие в илах ничтожных включений детрита растительной органики нельзя признать веществами, окрашивающими илы в тёмные цвета. Нередко именно с такими детритовыми слойками связано присутствие аутигенных марказита и пирита.
Исследование характера распределения по разрезам осадков углерода органического показывает, что, во-первых, по общему содержанию оно такое же, как и в осадках других акваторий внутриконтинентальных средиземных морей, а во-вторых, единой закономерности в распределении по разрезам количества Сорг не обнаружено. В одних случаях, оно нарастает от более ранних илов к более поздним по времени их накопления, а в других, наоборот, увеличивается вниз по разрезам отложений. Поскольку органическое вещество является главным источником энергии для диагенетических процессов, то можно заключить, что накопление осадков происходило в исключительно динамичной гидрологической и климатической обстановке. Подтвержде-
нием высокой роли этих факторов в осадкообразовании могут служить также колебания в содержаниях карбонатов, частиц песчаной и алевритовой размерности, изменения в составе ассоциации глинистых минералов, а также количества Сорг. Общая же тенденция в развитии осадконакопления в Родосской впадине в позднечет-вертичное время была ориентирована на её углубление и «отодвигание» источников сноса обломочных частиц от её центральной области.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Батиметрическая карта средней и восточной части Средиземного моря масштаба 1:200 000 по параллели 40о. - Л.-СП6.: УНиО ВМФ МО, 1986-1991.
2. Шимкус К.М. Осадкообразование Средиземного моря в позднечетвертичное время. - М.: Наука, 1981.
3. Biscaye P.E. Mineralogy and sedimentation of recent deep sea clay in the Atlantic ocean and adjacent seas and oceans // Geol. Soc. Am. Bull. 1965. Vol. 71. P. 803-831.
4. Collins A.S., Robertson A.H.F. Lycian mélange, southwestern Turkey: An emplaced Late Cretaceous accretionary complex // Geology. 1997. Vol. 25. № 3. P. 255-258.
5. Emelyanov E.M. et al. Unconsolidated bottom surface sediments of the Mediterranean and Black sea // Intergovernmental Oceanographic Commission (UNESCO). IBCM Geol.-Geoph.Series. Scale 1:1000 000, 10 sheets. St.Peterburg, Russia, 1996.
6. Kastens K.A., Cita M.B. Tsunami-induced sediment transport in the abyssal Mediterranean sea // Geol.Society of America Bull. 1981. Part I. Vol. 92. P. 845-857.
7. Legros Y., Bonnih J. (Eds) Seismicity Map of the Mediterranean Region // Intergovernmental Oceanographic Commission (UNESCO) (IBCM-S), scale 1:1000 000. 10 shelfs. Leningrad, HDN-O, USSR, Russia, 1991.
8. Location of geohards at Rhodes island, SE Greece / E.Lekkas, D.Sakellariou, G.Bertakis, S.Lozios // Proc. VIII Int. IAEG Congress. Rotterdam. 1998. P. 953-958.
9. Reconciling the geological history of western Turkey with plate circuits and mantle tomography / J.J.Douwe, van Hinsbergen, N.Kaymakci et al. // Earth and Planetary Science Letters. 2010. Vol. 297. P. 674-686.
10. Stanley D.J. The Mediterranean sea: A natural sedimentation laboratory // Dowden, Hutchson Ross. Inc. Stroudsburg, 1972.
11. Stratigraphy of the Western Mediterranean and Southern Calabrian ridges, Eastern Mediterranean / G.Blechschmidt, M.B.Cita, R.Mazzei, K.M.Salvatorini // Marin Micropaleontology. 1982. № 7. P. 101-134.
12. Structural architecture of the Rhodes Basin: A deep depocentre that evolved since the Pliocene at the junction of Hellenic and Cyprus Arcs, eastern Mediterranean / J.Hall, A.E.Aksu, C.Yaltirak, J.D.Winsor // Marine Geology. 2009. Vol. 258. № 1-4. P. 1-23.
13. The Rhodes Basin, a post-Miocene tectonic trough / J.Woodside, J.Mascle, C.Huguen, A.Volkonskaia // Marine Geology. 2000. Vol. 165. P. 1-12.
14. Wentworth C.K. A scale of grade and class terms for clastic sediments // Journal Geology. 1922. Vol. 30. P. 377-392.
