Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000
Свързани:
Susam - k-35-075-b-susam-geolozhka-karta-na-republika-blgariya BG, k-35-075-g-nikolovo-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-087-a-ardino-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-076-g-slavyanovo-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-076-v-knizhovnik-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-087-gdzhebel-k-35-099-b-kirkovo-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-075-a-iskra-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-088-g-chernichevo-k-35-100-b-kehros-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-075-v-komuniga-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-088-v-krumovgrad-k-35-100-a-egrek-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, Zapiska-Svoge EN, k-35-087-b-krdzhali-geolozhka-karta-na-republika-blgariya, k-35-089-v-mandrica-k-35-101-a-mikroderion-geolozhka-karta-na-republika-blg, k-35-089-a-ivaylovgrad-geolozhka-karta-na-republika-blgariya
- Навигация на страницата:
- 4.2. ПАЛЕОГЕН–НЕОГЕН
| Fe2O3tot
|
3,03 |
1,888 | |||||||
|
1,35 | |||||||||
|
MnO |
0,06 |
0,05 |
0,04 | ||||||
|
MgO |
0,81 |
1,63 |
0,54 | ||||||
|
CaO |
2,12 |
1,66 |
0,82 | ||||||
|
Na2O |
3,11 |
3,13 |
2,59 | ||||||
|
K2O |
4,06 |
5,16 |
4,06 | ||||||
|
P2O5 |
0,24 |
|
0 ,02 | ||||||
|
З.П.Н |
0,84 |
|
1,08 | ||||||
|
Влага |
0,51 |
0,47 |
1,73 | ||||||
|
Сума |
99,6 |
99,21 |
101,19 | ||||||
|
Sc |
4,2 |
|
| ||||||
|
Zr |
137,8 |
|
| ||||||
|
Hf |
3,04 |
|
| ||||||
|
Nb |
14,44 |
|
| ||||||
|
Y |
11,97 |
|
| ||||||
|
Th |
21,19 |
|
| ||||||
|
Rb |
270,3 |
|
| ||||||
|
Sr |
148,2 |
|
| ||||||
|
Ba |
728,3 |
|
| ||||||
|
La |
52,4 |
|
| ||||||
|
Ce |
44,87 |
|
| ||||||
|
Sm |
3,92 |
|
| ||||||
|
Eu |
0,56 |
|
| ||||||
|
Y Местоположение: b |
1,45 |
|
| ||||||
|
|
|
|
| ||||||
|
|
|
|
| ||||||
|
|
|
|
| ||||||
|
1215 |
|
650 м SSE oт с.Сладкодум |
|
2270 |
|
750м NW от с.Морянци |
|
R |
1 |
с. Попско |
Източник:
1 Р. Иванов 1963
Табл. 4. Данни за главните оксиди (wt%), редки и елементи следи (ppm) за скали от комплекса на късния базичен вулканизъм
|
|
Планинецки тип (Pl) |
Mj | |||
|
№ |
10 |
11 |
Bz18 |
2233 |
1306D |
|
|
1 |
1 |
2 |
|
|
|
SiO2 |
46,13 |
46,18 |
47,78 |
49,39 |
51,89 |
|
TiO2 |
0,93 |
0,88 |
0,85 |
0,94 |
1,13 |
|
Al2O3 |
14,13 |
13,89 |
11,70 |
12,53 |
16,83 |
|
Fe2O3tot |
9,16 |
8,91 |
9,26 |
9,21 |
10,26 |
|
MnO |
0,00 |
|
0,17 |
0,16 |
0,09 |
|
MgO |
6,18 |
8,44 |
8,88 |
8,87 |
4,88 |
|
CaO |
9,88 |
11,42 |
10,54 |
9,55 |
4,19 |
|
Na2O |
2,30 |
2,29 |
1,90 |
1,68 |
3,44 |
|
K2O |
4,09 |
3,73 |
3,75 |
3,61 |
4,16 |
|
P2O5 |
0,00 |
|
0,74 |
0,77 |
0,49 |
|
Влага |
1,31 |
0,83 |
1,64 |
0,60 |
0,68 |
|
CO2 |
0,00 |
0,33 |
|
|
|
|
З,П,Н |
6,13 |
1,69 |
3,78 |
2,93 |
1,87 |
|
Сума |
100,2 |
98,6 |
101,0 |
100,2 |
99,9 |
|
Sc |
|
|
47,00 |
|
13,10 |
|
V |
|
|
216,00 |
|
|
|
Cr |
|
|
313,00 |
|
33,41 |
|
Co |
|
|
37,00 |
|
12,22 |
|
Ni |
|
|
51,00 |
|
12,41 |
|
Zn |
|
|
89,00 |
|
|
|
Cu |
|
|
124,00 |
|
|
|
Pb |
|
|
21,00 |
|
|
|
Zr |
|
|
104,00 |
|
65,44 |
|
Hf |
|
|
2,40 |
|
1,57 |
|
Nb |
|
|
6,00 |
|
9,36 |
|
Ta |
|
|
0,30 |
|
<10 |
|
U |
|
|
|
|
|
|
Y |
|
|
23,00 |
|
10,52 |
|
Th |
|
|
5,61 |
|
4,11 |
|
Rb |
|
|
344,00 |
|
116,13 |
|
Sr |
|
|
400,00 |
|
287,39 |
|
Ba |
|
|
1580,00 |
|
2575,99 |
|
La |
|
|
11,50 |
|
34,15 |
|
Ce |
|
|
30,40 |
|
30,74 |
|
Nd |
|
|
22,10 |
|
|
|
Sm |
|
|
3,85 |
|
3,81 |
|
Eu |
|
|
1,11 |
|
0,76 |
|
Tb |
|
|
0,86 |
|
|
|
Yb |
|
|
1,50 |
|
1,06 |
|
Lu |
|
|
0,25 |
|
|
|
|
Източник: |
| |
|
1 |
Маврудчиев, 1963 |
2 |
Marchev et al, 1998 |
|
Местоположение: | ||
|
10 |
2 |
ЮЗ от с. Планинец |
|
11 |
2 |
ЮЗ от с. Планинец |
|
Bz18 |
1 |
ЮЗ от с. Планинец |
|
2233 |
|
ЮЗ от с. Планинец |
|
1 306D |
|
Ю от Маджарово (при хвостохранилището) |
Фиг. 21. Схематичен хондрит-нормализиран модел за разпределението на редкоземните елементи (REE) за скали от комплекса на късния базичен вулканизъм. Нормализацията е по Boynton (1984)
разлика от тях при скалите от Авренско-Черничевския тип се наблюдават характеристики на алкални океанско-островни базалти – OIB (по Thompson et al., 1984), което ги отделя и от всички вулканити в Източните Родопи. Наблюдават се слабо изразени негативни Eu аномалии (фиг. 21) и стойности на тежките REE, значително по-високи (до над 10 пъти) спрямо хондритовите, което предполага, че в източника не е присъствал гранат.
Планинецкият тип алкални базалти имат 87Sr/86Sr – 0,7064 (Marchev et al., 1998, 2004), което показва, че скалите са претърпели еволюция.
4.2. ПАЛЕОГЕН–НЕОГЕН
4.2.1. Вълчеполска свита
Вълчеполската свита е ясно обособена по литоложки състав, стратиграфска позиция и ареал на развитие литостратиграфска единица. В генетично отношение тя се схваща като типична моласа и дори този термин традиционно е включван в определението към наименованието ù и като неофициална литостратиграфска единица (Карагюлева и др., 1956ф; Горанов, 1960), впоследствие и с налагащо се топонимно прилагателно – Вълчеполска, в името (Тодорова, Стефанов, 1972; Goranov, 1982, Ламбева, Тончев, 1988; Боянов и др., 1992). Като „Вълчеполска свита” единицата е означена в Геоложката карта на България в М 1:500 000 (Чешитев и др., 1989). На Геоложката карта на България в М 1:100 000 – к. л. Хасково единицата е означена като „Вълчеполска моласова свита”, приемайки типов разрез по сондажни данни от Ламбева, Тончев (1988). Името е придобило широка популярност и, изчистено от генетичен термин, е прието и при настоящото изследване. Според М. Иванов в: Тенчов–ред. (1993) „Вълчеполска свита” представлява голо име. Пълна историческа справка относно развитието на преставите се прави в Обяснителната записка към к. л. Хасково М 1:100 000.
Седиментите на Вълчеполската свита се разкриват в североизточната част на картния лист, както и на незначителна площ в северозападната част, североизточно от с. Долно поле. По-голямо площно разпространение те имат северно от изследваната площ (к. л. Славяново – М 1:50 000). В тектонско отношение изпълват Бряговско-Вълчеполското понижение.
Вълчеполската свита се характеризира с доминиращото участие на теригенните скали в състава ù – от алевритни до псефитни. Преобладаващи, особено в разкритите части от разреза, са по-едрокластичните скали – пясъци, пясъчници до гравелити и конгломерати. Ограничено развитие имат по-фините наслаги – глини, аргилити, варовити алевролити, мергели, както и киселите туфи.
По данни от сондажните проучвания на СО „Редки метали” на север от изследваната площ (к. л. Славяново – 1:50 000) в разреза на свитата се установява цикличност, изразена чрез вертикална последователност от псефитни до глинести седименти. На тази основа са отделени четири цикъла, считани за тектоно-седиментационни (Ламбева, Тончев, 1988). Циклите са асиметрични. Първите два цикъла започват с конгломерати и през пясъчници и алевролити се достига до глини във върха им. Третият цикъл е по-сложно устроен и с по-голямо количество на фините седименти. От четвъртия цикъл е запазена само основата му, доминирана от конгломерати. По-високите му части са денудирани.
Установени са и латерални изменения в състава и вътрешния строеж на циклите, които очертават различия в тенденциите на промяна на седиментационната обстановка между различните цикли.
При нашите изследвания на повърхностните разкрития на Вълчеполската свита от целия ù ареал на разпространение по литостратиграфски критерии бяха обособени две пачки – конгломератна (долна) и песъчливо-конгломератна (горна). Взаимоотношенията между двете пачки са както суперпозиционни, така и на частично латерално съчленяване. В пределите на картния лист развитие на повърхността има само песъчливо-конгломератната пачка.
Скалите на Вълчеполската свита са отложени в континентална езерно-блатна обстановка с въгленатрупване в района на с. Дъбовец (Горанов, 1960) или алувиално-пролувиална (Ламбева, Тончев, 1988). Въглища са открити в състава на свитата и в района на с. Вълче поле (извън площта). Harkovska et al. (2005) предполагат морски произход за седиментите на свитата.
Поради липса на ръководна фауна, за възрастта на единицата са изказани различни предположения – олигоценска (Радев, 1932; Карагюлева и др. 1956ф; Боянов и др. 1958ф, 1962ф; Р. Иванов, 1960; Горанов, 1960; Минчев и др. 1965ф; Йосифов, Янев, 1967) и миоценска (Афанасьева и др. 1953ф; Боянов и др. 1963, 1980ф; Динков и др. 1967ф). Harkovska et al. (2005) установяват нанофосилна асоциация със средно-късноолигоценска възраст във варовици всред туфи, които считат за „реликти” от Вълчеполската свита. Въз основа на стратиграфското положение на единицата, както и по аналогия с подобни седименти от Горнотракийската и Източнотракийската депресия, възрастта ù се приема за късноолигоценска-ранномиоценска (Вапцаров, 1970; Ламбева, Тончев, 1988; Коюмджиева, Драгоманов, 1979; Боянов, и др., 1992, 1995; Боянов, Горанов, 1997ф, Boyanov, Goranov, 2001). Тази възраст е възприета и при настоящите изследвания.
Изтегляне 7.55 Mb.
Сподели с приятели:
