3222
|
|
W край на с. Красино
|
1216
|
|
400 m. S от с. Сладкодум
|
3048
|
|
800 m. NW от вр. Джельово
|
4022
|
|
2,5 km SE от вр. Калабак
|
4043
|
|
300 m. SW от вр. Кючукхисартепе
|
1205A
|
|
600 m N от вр. Ирантепе
|
1205B
|
|
600 m N от вр. Ирантепе
|
4047А
|
|
1,2 km W oт Кючукхисартепе
|
4047Б
|
|
1,5 km. W oт Кючукхисартепе
|
3495Б
|
760 m ЮЗ от с.Орешари
|
2267
|
|
250 m SSE от с.Рътлина
|
4022А
|
|
2,5 km SE от вр. Калабак
|
3212
|
|
150 m W.от края на пътя за с. Чифлик
|
4033Б
|
|
1SE oт вр. Тепеджиюрен
|
4166
|
2
|
И от северната махала на Морянци
|
4590
|
2
|
И от северната махала на Морянци
| 4.2. Кватернер
Кватернерните наслаги са поделени по литогенетичен и възрастов принцип на алувиални и пролувиални, с плейстоценска и холоценска възраст.
4.2.1. Плейстоцен 4.2.1.1. Пролувиални наслаги (prQp)
Пролувиалните наслаги имат ограничено разпространение в долината на р. Елбасандере, при с. Бодрево. Представени са от слабо заоблени чакъли и валуни с неиздържани лещи от гравийни пясъци.
4.2.1.2. Алувиални наслаги на надзаливни тераси (aQp)
Плейстоценските алувиални наслаги изграждат надзаливните тераси в долината на р. Крумовица при Крумовград. Представени са от полимиктови чакъли, валуни и пясъци с дебелина от 1–2 m до 5 m.
4.2.2. Холоцен 4.2.2.1. Пролувиални наслаги (prQh)
Пролувиалните наслаги изграждат малки наносни конуси западно от с. Едрино. Представени са от чакъли и пясъци, по-рядко от валуни, постепенно прехождащи в алувиалните наслаги на заливната тераса на р. Крумовица. Рядко се наблюдава груба хоризонтална слоестост. Дебелината им достига до 3–4 m.
4.2.2.2. Алувиални наслаги – руслови и назаливни тераси (aQh)
Алувиалните наслаги с холоценска възраст изграждат коритата и заливните тераси на р. Крумовица, р. Елбасандере и по-големите им притоци.
В долината на р. Крумовица наслагите са представени от разнозърнести пясъци, добре заоблени чакъли и валуни с полимиктов състав, хоризонтално или косо наслоени, с постепенни преходи в хоризонтална и вертикална посока. Видимата им дебелина на места е над 4 m. Русловият алувий е представен в грубокъсов фациес – добре заоблени валуни и чакъли с грубозърнест до гравиен песъчлив матрикс. Дебелината му е не повече от 2–3 m.
Алувиалните наслаги от заливната тераса на р. Бюйюкдере и р. Елбасандере, притоци на р. Крумовица, са изградени от чакъли и пясъци с ясна хоризонтална слоестост, като пясъците преобладават в горната част на разкриващия се разрез. В долните части латерално прехождат в чакъли. Русловият алувий е от добре заоблени полимиктови чакъли и валуни.
5. ТЕКТОНИКА И МАГМАТИЗЪМ
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”.
Сподели с приятели: |