Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000

Изтегляне 3.92 Mb.

страница	27/44
Дата	27.01.2024
Размер	3.92 Mb.
	#120117
Тип	Задача

1 ... 23 24 25 26 27 28 29 30 ... 44

4.2. КВАТЕРНЕР
4.2.1. Холоцен
5. ТЕКТОНИКА

2221Б	3213 ³	2218Б	2224Б	1900 ²	1¹	2¹	4¹	12 ¹	2689 ²	Г-1Д ²
Г-40Д²
SiO₂	79.91	79.92	78.56	76.42	76.40	71.71	71.69	71.94	72.59	73.85	70.90	72.60
TiO₂	0.14	0.09	0.1	0.07	0.20	0.09	0.06	0.01	0.16	0.28	0.00	0.00
Al₂O₃	9.85	11.59	11.61	12.55	13.32	13.53	13.45	13.30	13.30	11.22	14.30	13.20
Fe₂O₃tot	1.32	0.52	1.05	0.94	1.065	0.91	0.83	0.88	1.32	1.022	1.28	1.28
MnO	0.03	0.09	0.04	0.08	0.00					0.12	0.00	0.00
MgO	0.22	0.30	0.11	0.22	0.10	0.20	0.32	0.27	0.24	0.3	0.40	0.20
CaO	0.43	0.55	0.5	0.34	0.84	1.01	0.72	0.92	0.99	0.71	0.80	0.60
Na₂O	1.11	2.50	2.91	3.45	3.45	3.69	3.07	3.86	3.69	3.7	2.33	2.32
K₂O	5.96	3.11	4.43	4.36	4.90	4.09	4.75	4.25	4.69	4.55	5.09	5.17
P2O₅	0.01	0.02	0.01	0.03	0.10					0.01	0.00	0.00
З.П.Н	0.66	0.48	0.23	1.06	0.43					3.67
Влага	1.97	1.08	0.42	1.11	0.11	4.4	4.39	4.03	2.45	0.28
Сума	98.98	98.69	99.32	98.46	100.38	95.23	94.89	95.43	96.98	95.76	95.10	95.37
Sc	1.53
Zr	48.06	42
Hf	2.09
Nb	22.87	15
Ta	<10
Y	11.23	25
Th	12.85
Rb	268.9	298
Sr	24.51	13
Ba	899.3

La	9.59
Ce	10.94
Sm	1.97
Eu	0.07
Yb	1.35

Местоположение:

2221Б -	600 м СИ от махала Жълтика	1900 -	височина Каля (Калето)	12 -	Източно от вр. Устра, перлит
3213 -	с. Чорбаджийско	1 -	Счупената планина - Боофтепе, перлит	2689 -	с.Казаците, перлит
2218Б -	Орлови скали (южно от гр. Ардино)	2 -	Счупената планина, перлит	Г-1Д -	с. Воденичарско, перлит
2224Б -	520м ЮИ от Ю край на с.Мишевско	4 -	Вис. Хасарджикбунар, перлит	Г-40Д -	с. Воденичарско , перлит

Източник:

Горанов и др., 1960

Кацков и др., 1966ф

Георгиев и др., 1998ф

Фиг. 8. Дискриминационна диаграма Rb – (Y+Nb) по Pearce et al. (1984) за скали от Устренския вулкански подкомплекс

Скалата е тъмносиво-зеленикава, дребно- до среднопорфирна. Текстурата е масивна. Структурата е рядкопорфирна до афирна и гломеропорфирна. Първичният минерален състав е представен от променен ортопироксен, оливин, клинопироксен (авгит), биотит, калиев фелдшпат и призматичен до табличат плагиоклаз (среден олигоклаз), променен от глинесто-хидрослюдени минерали. Акцесорни минерали са апатит и руден минерал. Основната маса е интерсертална, микропойкилитова, микрокристалинна в отделни участъци. Като цяло в основната маса преобладават фелдшпатите над фемичните минерали. Скалата е хидротермално и метасоматично променена, като се наблюдават и налепи от вторични рудни минерали.
Данни за изотопна възраст от скали на Загражденския вулкански комплекс липсват. По аналогия с подобни дайки и тела от Тримогилския вулкански подкомплекс е възприета рупелска възраст.

4.2. КВАТЕРНЕР

Кватернерните наслаги имат ограничено разпространение и на картата е показан само алувият на русловите и заливните тераси с холоценска възраст.

4.2.1. Холоцен

4.2.1.1. Алувиални наслаги на руслови и заливни тераси (aQh)

Алувиалните наслаги имат по-голямо площно разпространение в долинните разширения на десните притоци на р. Арда, в района на с. Жълтуша, с. Бял извор и Ардино. Разливният фациес е изграден от хоризонтално наслоени пясъци и чакъли. В предпроломните участъци чакълите издребняват и се отлагат разнозърнести пясъци и песъчливи глини, количеството на които се увеличава пред праговете, като дебелината им достига до 3 m. Русловият алувий е чакълно-валунен или валунен с едрозърнест песъчлив матрикс. Общата дебелина на алувиалните наслаги е до 5 m.

5. ТЕКТОНИКА

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 J. 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), W. 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 60^те 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 Авроазиатската (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”.

Изтегляне 3.92 Mb.

Сподели с приятели: