1. въведение
Изтегляне 2.72 Mb.
|
- Навигация на страницата:
- 4.1.13.3. Устренски вулкански подкомплекс – кисел тензионен комплекс
- 4.2.1. Плейстоцен-холоцен
|
Табл. 6. Химичен състав (в wt %) и кристалонимични формули (преизчислени към 6 О) на клинопироксени от скали на Сушицкия вулкански комплекс (абривиатури като на Табл. 1, 2)
Табл. 7. Химичен състав (в wt %) и кристалонимични формули (преизчислени към 6 О) на ортопироксени от скали на Ючкаянски вулкански подкомплекс
Преобладаващата част от амфиболовите порфирокласти от Остренския вулкански подкомплекс са представени от магнезиален обикновен амфибол. При някои от тях се наблюдава ядро от еденит и периферия от магнезиален обикновен амфибол. За разлика от порфирокластите на Остренския вулкански подкомплекс всички от изследваните порфирокласти от Чаталаламдеренския са от еденит . Анализи от сравнително свежи биотити са получени единствено от перлитовите витрофири на Остренския вулкански подкомплекс (Табл. 5). Съставът е нанесен и на класификационна диаграма за биотити (Фиг. 19) като фигуративните им точки попадат в полето на биотитите в бизост до сидерофилит-истонитовия ред. На дискриминационните диаграми (Фиг. 20) за биотити (Abdel-Rahman, 1994) попадат в полетата на калциевоалкалните орогенни свити.
При скалите от Остренския вулкански подкомплекс са получени стойности за налягането по амфиболов геобарометър (Johnson, Rutherford, 1989) от порядъка на 1,4–1,9 kbar. Това отговаря приблизително на дълбочини на кристализация 4–6 km. Температурата за Остренския вулкански подкомплекс е определена по амфибол-плагиоклазовото равновесие по метода на Blundy, Holland (1990). Определени са температури в порядъка 725–760°C. За скалите от Чаталалмдеренския вулкански подкомплекс са използвани същите методи за оценка на температурата и налягането. Получените резултати са както следва: налягане 2,2–2,6 kbar (което отговаря на дълбочини приблизително 6,5–8 km) и температури в порядъка 720–740 °C. Ниските налягания за амфиболи от пирокластитите (игнимбритите) на Остренския вулкански подкомплекс (1,4-1,9 kbar) са в подкрепа на идеята за съществуване на плитко разположена кисела магмена камера, след изпразването на която се е осъществило първото (главно) калдерно пропадане. Наляганията за амфиболи от пирокластити на Чаталалмдеренския вулкански покомплекс са малко по-високи (2,2–2,6 kbar) в съответствие с по-късния етап на формиране. По-високата магнезиалност на амфиболите от Чаталалмдеренския вулкански подкомплекс (0,772–0,768) в сравнение с тази при амфиболите от Остренския вулкански подкомплекс (0,9–1) (Табл. 8), може да се свърже с по-големи литостатични налягания, но по-ниски H2O–налягания и относително по-ниската температура на кристализация. Температурата на кристализация, изведена на базата на двупироксеновия геотермометър на Lindsley (1983) за базичните скали от Ючкаянските шошонити, е в интервала 800–860оС. 4.1.13.3. Устренски вулкански подкомплекс – кисел тензионен комплексВ петрохимично отношение скалите от Устренския вулкански подкомплекс са средно- до висококалиеви риолити и трахириолити (Фиг. 21 и 22). Наблюдава се силно набогатяване на K, Rb, Ba, Th, Ta, Nb и обедняване на Hf, Zr, Sm, Y и Yb (Фиг. 23). Подобни закономерности са характерни за гранити, образувани в колизионна обстановка (по Pearce et al., 1984). Наблюдава се добре изразена Eu аномалия, която вероятно е свързана с фракционирането на фелдшпати (Фиг. 24). На диаграмите Rb – (Y+Nb) (Фиг. 25) и Rb/Zr към SiO2 (Фиг. 26) киселите вулканити от подкомплекса попадат в полето на синколизионните гранити. За киселите вулканити от подкомплекса 87Sr/86Sr отношения имат типични корови стойности (Yanev et al., 1990; Yanev, 1998). Според Yanev (1998) температурата на кристализация на риолитите в околностите на с. Мишевско (к .л. Ардино, М 1: 50 000) е 645ºC, а за тези в околностите на с. Устрен е в рамките на 730-785ºC.
Към този генетичен тип се отнасят срутищно-сипейните наслаги и старите и съвременните реактивирани свлачища. Срутищно-сипейни наслаги (ccQp-h). Те имат голямо площно разпространение в подножието на риолитовите екструзиви юг-югоизточно от с. Устрен и в района на с. Пловдина. Образуването им е в резултат на призматичното и плочесто напукване на риолитите, изветрянето и гравитацията. Изградени са от различни по големина, форма и степен на заобленост блокажи от риолити и перлити, някои от които достигат до няколко кубически метра. Натрупани са хаотично като към подножието на склона постепенно издребняват. Междублоковите пространства са запълнени от чакълно-валунен или от чакълно-песъчливо-глинест материал. Стари и съвременни реактивирани свлачища (сsQp-h). Съвременни реактивирани са свлачищата при с. Генерал Гешево и при с. Чакърци. При с. Генерал Гешево по механизъм на образуване свлачището е смесен тип напукване – свличане и се обуславя от различните физикомеханични свойства на киселите туфи, органогенните варовици и песъчливо-глинестите седименти. Това е старо стабилизирано свлачище, реактивирано през 2000 г. Свлачищното тяло е с площ от около 3 km2 и има сложна морфология. В основата и юг-югоизточната периферия е изградено от заоблени блокове и валуни от пегматити, метагранити и кварц, както и от сферично изветрели пясъчници на Джебелската свита със сиво-зеленикав глинесто-песъчлив матрикс. При съвременната активизация се свличат предимно елувиалните и склонови наслаги, различни по големина блокове от разрушаващите се при напукването туфи, блокове и валуни от покриващите ги дезинтегрирани конгломерати. Хлъзгателната повърхнина е от слоестите пепелни риолитови туфи с наклон до 15о на изток-югоизток. В подножието на долинните склонове се свличат мозаечно напуканите делувиални наслаги. Свлачището при с. Чакърци е генетично свързано с това при с. Генерал Гешево и е активирано по същото време. Свлачището при с. Лебед е дълбоко, условно стабилизирано. Свлачищното тяло е с площ приблизително 3,5 km2. Има неравна морфология – свлачищни езера (блата) в тилните и челните части и неясно изразени валове. Изградено е от блокове с големина до няколко кубически метра от масивни кисели туфи и риолити, които изграждат и свлачищния откос. Матриксът е глинесто-песъчлив или чакълно-валунен. 4.2.2. Холоцен 4.2.2.1. Делувиални наслаги (dQh) Делувиалните наслаги имат ограничено разпространение в Кушленския район. Образувани са в подножието на долинен склон, изграден от игнимбритите на Сушицкия вулкански комплекс. Изградени са от червеникави, песъчливо-глинести или глинести материали с различни по големина ръбести и полуръбести късове от игнимбритите. Те са рахли, на места слабо споени и лошо сортирани. Рядко се наблюдава груба хоризонтална слоестост. Дебелината на делувиалните наслаги е до 10 m. 4.2.2.2. Алувиални наслаги – руслови и на заливни тераси (aQh) Алувиалните наслаги с холоценска възраст изграждат руслото и заливните тераси на р. Върбица и по големите ù притоци – р. Неделинска и р. Тикленска. По-голямо площно разпространение имат в долинните разширения. В долината на р. Върбица наслагите са представени от много добре заоблени чакъли, по-рядко валуни, с полимиктов състав, разнозърнести до гравийни пясъци, глинести пясъци и глини – разливен фациес. Характерна за тях е хоризонталната или косата слоестост. Русловият алувий е представен в грубокъсов фациес. Изграден е от добре заоблени блокове, валуни и чакъли с грубозърнест до гравиен песъчлив матрикс. Дебелината на алувиалните наслаги варира от 7 до 10 m. В по-големите притоци на р. Върбица алувиалните наслаги са изградени от много добре заоблени до полузаоблени чакъли и валуни с песъчливо-гравиен матрикс. В горната част на разреза доминират разнозърнести пясъци с дебелина 1–1,5 m. Русловият алувий е чакълно-валунен или блоково-валунен. Общата им дебелината е до 5–6 m. 5. ТЕКТОНИКА И МАГМАТИЗЪМ 5.1. Развитие на представите Развитието на представите за строежа и тектонската еволюция на Родопския масив се свежда до две основни виждания. От тектонската синтеза на Cvijic (1904) до последните обобщения на Боянов и др. (1984) Родопската област се разглежда като голям докамбрийски фрагмент, който през херцинско и алпийско време е подложен на разломно-блоково разчленяване. Тези представи игнорират за продължително време приведените от Янишевски (1937, 1947), Petrascheck (1931), Гълъбов (1941) факти за южновергентни навличания през алпийско време. Според Ж. Иванов (1998) съвременният строежен план на Родопската област е резултат на алпийското структурообразуване, свързано с процесите на затваряне на басейните и колизията в северната окрайнина на Тетиса. В последвалата след това коровомащабна екстензия се изграждат основните късноалпийски структури, представени от редица екстензионни подутини и свързаните с тях палеогенски понижения. Екстензионните подутини се образуват при изнасянето на ядра от претопена кора по модела на метаморфните ядрени комплекси на Wernicke (1981, 1985) и Lister, Davis (1989). Основен елемент в тези модели са полегатите зони на срязване, по които се извършва поетапно изнасяне на ядрените части. Предложеният от Z. Ivanov (2000) екстензионен модел за късноалпийското развитието на Централните Родопи се подкрепя от редица конкретни данни за метаморфните процеси, времето на термалния пик и кристализация на анатектичната топилка. Получените възрасти 37–38 Ma за кристализацията на тази топилка (Arkadakskiy et al., 2000; Ovtcharova et al., 2002; Cherneva et al., 2002, 2003; Peytcheva et al., 2000, 2004; Овчарова, 2005) потвърждават късноалпийската възраст на формирането на подутините. Според Peytcheva et al. (2004) субсолидусното преуравновесяване на монацит с възраст 36 Ma бележи началото на ексхумацията при температура 650–600°С, която е протекла бързо, с охлаждане до 350–300°С. Това бързо охлаждане е станало преди 35 Ma, за което свидетелстват Ar-Ar възрасти на биотит. Гореизложените данни препотвърждават пренебрегвани, известни още от началото на 60те години на миналия век данни за младата, реннотерциерна възраст на масива. Формирането на цялото Източнородопско терциерно околосвод-блоково пространство е в тясна позиционна и темпорална връзка с характера на процесите и структурите, генерирани във фундамента. Залагането на „Източнородопското понижение” (Р. Иванов, 1960) се обвързва с „късноларамийските движения от края на мастрихта и през палеоцена” (Atanasov, Goranov, 1984; Goranov, Atanasov, 1992). Развитието на представите за геоложката и геодинамична позиция на вулканизма в Източнородопския регион е обстойно разгледано от Янев (в: Саров и др., 2006ф). Плейттектонският модел за магматизъм, свързан с континентална колизия на терени от Африканската плоча с южния ръб на Евроазиатската (с Балканския микроконтинент) при окончателното затваряне на Тетиския палеоокеан е предложен през 1979 г. (Янев, Бахнева, 1980). Източната част от вулкано-плутоничния пояс, само част от която е представена в Източните Родопи, е разположена непосредствено южно от Средногорската къснокредна островно-дъгова система. Тук той е обозначен като Македоно-Родопско-Североегейска вулканска (или магматична) зона – MRNEVZ (Harkovska et al., 1989, 1998). Според Янев (в: Саров и др., 2006ф) най-приемливо за Източнородопските вулканити е тълкуването им като „колизионен тип вулканити, формирани в постколизионна екстензионна обстановка”. Каталог: sites -> geokniga -> files -> mapcomments mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист Изтегляне 2.72 Mb. Сподели с приятели:
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
