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

4.2.2. Холоцен

4.2.2.1. Делувиални наслаги (dQh)

Дебелината е 2–3 m.

4.2.2.2. Пролувиални наслаги (prQh)

Дебелината варира, но рядко достига до 3–5 m.

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

В долината на р. Боровица наслагите са представени от чакъли, валуни и разнозърнести пясъци – разливен фациес. Пред стеснените участъци количеството на пясъците се увеличава. В русловия алувий преобладава чакълно-валунната фракция. Петрографският им състав е в пряка връзка със скалата на ерудираната област. В по-големите притоци алувиалните наслаги са руслов фациес – блоково-валунно-чакълната фракция.

Дебелината на алувиалните наслаги варира от 1 до 3 m.

5. ТЕКТОНИКА И МАГМАТИЗЪМ

5.1. Развитие на представите

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.

Според Ж. Иванов (1998), Ricou et al. (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, раннотерциерна 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 магматизма, свързан с континентална колизия на терени от Африканската плоча с южния ръб на Евроазиатската (с Балканския микроконтинент) при окончателното

Фиг. 19. Тектонска схема

1 – Ардинска литотектонска единица; 2 – Кърджалийска литотектонска единица; 3.– Боровишка литотектонска единица; 4-11. Източнородопско комплексно понижение: Североизточнородопско понижение: 4-10. Централна част: 4 – Припекско съставно понижение; 5 – Ранилистко понижение; 6а – Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог с Войновска вулкано-тектонска структура: 6б – Рибнидолски и Яворовски вулкан; 6в – Бездивенски вулкан; 7а – Кърджалийска депресия със 7б – Зимовински вулкан – западни дистални участъци на отлагане; 8 – Ненковско понижение – Нановишки вулкан (западни дистални зони на отлагане); 9-11. Северозападна част: 9 – докалдерен етап: 9а – Безводенски вулкан; 9б – Брястовски вулкан; 10-11. Син-посткалдерен етап – неподелен: 11 – условен контур на Тримогилската тензионна зона; 12. транзонални тензионни зони: 12 – условен контур на Загражденската тензионна зона; 13 –– граница между литотектонските единици; I Старцево-Канарата; II Боровишка; Гънкови структури: 14 –– антиклинала  Даскаловска антиклинала; 15 –– синклинала  Мастатепенска синклинала; 16 – разломи:  Шаренноски калдерен разлом;  Боровишки разлом;  Халачка разломна зона;  Високски възсед;  Тремнишки разлом; Абревиатури: БК – Боровишка калдера; МК – Мурговска калдера

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-Северноегейска 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”.