Маджаровски вулкански комплекс

Като „Madjarovo volcanic complex” скалите от единицата се описват от Marchev, Siger (2002). На Геоложката карта на България М 1: 100 000 (к. л. Хасково) са отнесени към „задруга на втори среднокисел вулканизъм”. Георгиев, Милованов (2006) ги причисляват към „Маджаровски латитов комплекс”.

В пределите на картния лист, скалите от комплекса се разкриват между селата Румелия, Долни Главанак и вр. Сивридикме, като основното им разпространение е на юг на територията на к. л. Маджарово М 1: 50 000. Изграждат Маджаровския вулкан.

Маджаровският вулкански комплекс се подстила и просича кисели пирокластити и туфити от Кърджалийската вулкано-седиментна група. Непосредствено на юг от изследваната площ се разполага върху туфозни седименти и епикласти от Малкопоповска свита. Покрива се съгласно, с рязка литоложка граница от скали на Чифлишкия вулкански подкомплекс. В околностите на с. Долни Главанак върху скали от комплекса е развита изветрителна кора. Покрива се с размив, с рязка литоложка граница от седиментите на Вълчеполската свита.

Единицата е представена главно от базични до среднокисели и кисели вулканити, изграждащи лавови потоци и секущи тела. Количеството на пирокластичния и епикластичен материал е ограничено. В късните етапи от развитието на комплекса се внедрява монцонитоидна интрузия, множество дайки (с разнообразен състав) и кварцови жили, като вулканитите са подложени на силни хидротермални промени.

K-Ar датировки (Lilov et al., 1987; Milovanov et al., 2005) определят твърде широк интервал (37–27,5 Ма) на развитие на вулканската активност (9,5 Ма), свързана с комплекса, и влизат в противоречие със стратиграфската му позиция. Ar-Ar датировки прецизират възрастта в значително по-кратък интервал 32,69–31,16 Ма (Marchev, Singer, 2002), като изцяло попадат в ранния олигоцен.

Маджаровският вулкански комплекс се поделя на няколко единици, обединяващи слоестите и секущи тела от състава му, отговарящи на отделни етапи от неговото развитие. В пределите на картния лист се разкриват скали на (от долу – на горе): Коджакаракаянски вулкански подкомплекс, Менекенски латити и Габеровски вулкански подкомплекс, както и риф от състава на варовиковата задруга (извън обема на вулканския комплекс).
4.1.8.1. Коджакаракаянски вулкански подкомплекс

Като официална литостратиграфска единица се въвежда в Обяснителната записка към картен лист Маджарово – М 1: 50 000. Наименованието произлиза от връх Коджакаракая (на юг от изследваната площ).

Скалите изграждат най-долните нива от разреза на Маджаровския вулкански комплекс.

Подкомплексът е представен от преобладаващо черни базалти, шошонити и латити, изграждащи основно лавови потоци и ограничено количество пирокластити с идентичен състав.

Поделя се на няколко единици спрямо състава и особеностите на вулканитите, които ги изграждат, като в пределите на картния лист се разкриват единствено среднокисели вулканити.
Среднокисели вулканити. В рамките на изследваната площ скалите от единицата са разпространени в околностите на с. Румелия и на изток към с. Горни Главанак.

Разполагат се съгласно, с рязка литоложка граница върху туфити от пирокластично-варовиковата задруга. Покриват се от варовиковата задруга и се просичат и покриват от Менекенските латити. С рязка литоложка граница върху тях се разполагат скали от Чифлишкия вулкански подкомплекс.

Единицата е представена от сиво-черни до черни средно до едропорфирни по плагиоклаз биотит-пироксенови латити, изграждащи лавови потоци. В някои случаи се наблюдава добре изразена призматична отделност. В околностите на с. Румелия в основата на потоците се разполагат лавобрекчи. Структурата на лавите е порфирна, гломеропорфирна (по плагиоклаз, пироксен). Първичните минерали изграждат 15–20 % от обема на скалата. Представени са от зонални призматични плагиоклази (2–4 mm – 1,5 cm) с включения от вулканско стъкло, плочест санидин, образуващ карлсбатски срастъци, клино- и ортопироксен, биотит (част от кристалите са изпълнени с иглест рутил – сагенит), рядко амфибол. Около някои от ортопироксеновите кристали се установява обвивка от клинопироксен. Акцесорните минерали са представени от иглест и дебелопризматичен апатит. Основната маса е съставена от голямо количество плагиоклазови микролити, К-фелдшпат?, дребни биотитови люспи, клинопироксени, кристалити и финопрашести рудни минерали.
4.1.8.2. Варовикова задруга

Скалите от задругата се разкриват непосредствено южно от с. Румелия, като разкрития от тях се установяват и в пределите на к. л. Маджаров М 1: 50 000 – западно от вр. Петрово кале, в околностите на селата Сеноклас и Черничино. Изграждат поредица от изолирани рифови постройки по периферията на Маджаровския вулкан. Разполагат се върху лави и лавобрекчи от Коджакаракаянския вулкански подкомплекс.

Представени са от сиво-бели органогенни (рифови) варовици с множество организмови останки от корали, бивалвии и др.

Дебелината им в пределите на картния лист не превишава 10 m.

Като официална литостратиграфска единица се описва в Обяснителната записка към картен лист Маджарово в М 1: 50 000. Наименованието произлиза от връх Менекенските камъни (на юг от изследваната площ).

Вулканитите се разполагат върху и просичат лави от Коджакаракаянския вулкански подкомплекс. Просичат се от кварцлатити и трахидацити от Габеровския вулкански комплекс. В околностите на с. Долни Главанак върху тях е развита дебела изветрителна кора. Покриват се с размив и рязка литоложка граница от седиментите на Вълчеполска свита.

Единицата е съставена от розови до червено-виолетови дребно-средно порфирни латити с незначително количество пирокластити и епикластити. Латитите изграждат серия от лавови потоци и секущо тяло. Първичните минерали са представени от плагиоклаз, санидин, клинопироксен и биотит. Акцесорните са представени от апатит и магнетит. Основната маса е микролитова. Понякога скалите са хидротермално променени.

Въвежда се като официална литостратиграфска единица в Обяснителната записка към картен лист Маджарово М 1: 50 000. Наименованието произлиза от с. Габерово(на юг от изследваната площ).

Габеровският вулкански подкомплекс е съставен от среднокисели пепелни и агломератови туфи и среднокисели вулканити, изграждащи лавови потоци, секущи и субвулкански тела.

Единицата е поделена на няколко единици (от долу – на горе): туфозна пачка, среднокисели до кисели вулканити и среднокисели вулканити – субвулкански фациес. В пределите на картния лист се разкриват скали от среднокиселите до кисели вулканити.

Скалите от единицата са представени от сиви, розовати или кафеникави, преобладаващо среднопорфирни кварцлатити и трахидацити. Изграждат секущи тела и лавови потоци. Вулканитите са масивни или с флуидална текстура. Първичните минерали са представени от санидин, кисел зонален плагиоклаз, биотит и единични субпорфири от кварц. Основната маса е съставена от голямо количество ксеноморфен К-фелдшпат (на места като криптокристален агрегат), редки плагиоклазови микролити, единични кварцови зърна и множество кристалити. Наблюдават се газови празнини и редки миндали с неправилна форма, запълнени с вторичен кварц. Често скалите са силно грусирани и променени.

В пълния си обем Нановишкият вулкански комплекс включва 7 подкомплекса и 3 основни единици от вулканити, всички с ранноолигоценска възраст.

Комплексът е продукт на мащабна полукръгова магмопроводяща структура с подчертано концентрично разположение на локалните вулкански центрове.

В този си обем Нановишкият вулкански комплекс се охарактеризира и въвежда при настоящото изследване. Съставните му части (подкомплекси, основни литостратиграфски единици и пачки) са били обособявани по най-различен начин и с различна литостратиграфска принадлежност (Яковлев и др., 1954ф; Р. Иванов, 1960, 1961б; Горанов, 1960; Шабатов и др., 1965ф, 1966ф; Кацков и др., 1966ф; Георгиев и др., 1996ф, 1997ф, 1998ф и др.). На Геоложката карта на България в М 1: 100 000 (к. л. Кърджали и Крумовград и Сапе) скалите на комплекса са отнесени към четири различни задруги, отделяни по характера на вулканизма – съответно на II и III среднокисел и II и III кисел вулканизъм.

Единицата е наименувана от Йорданов (1996ф) по името на с. Чифлик, Кърджалийско. Въвежда се като официална литостратиграфска единица в обяснителната записка към картен лист Студен кладенец – М 1: 50 000. Скалите на единицата са разглеждани като „Перперешки риолитов комплекс” и отчасти „Светиилийски риодацитов комплекс”, именувани от В. Георгиев и др. (1996ф) и предложени като официални литостратиграфски единици на смесени скали (В. Георгиев, Милованов, 2003). В действителност те нямат характеристиките на такива, а са от категорията на вулканските комплекси (Хрисчев, 2005), респ. подкомплекси. В Геоложката карта на България в М 1: 100 000 (к. л. Хасково) пирокластитите на подкомплекса са отнесени към „задруга на втори кисел вулканизъм”, а при предшестващи изследвания са причислявани към различни „хоризонти”, отделяни по типа на вулканизма (Яковлев и др., 1954ф; Горанов, 1960; Р. Иванов, 1960, 1961; Кацков и др., 1966ф; Динков и др., 1968ф).

Чифлишкият вулкански подкомплекс е изграден от разнообразни кисели пирокластити и алтерниращи с тях органогенни варовици, разкриващи се на различни места в разреза, вулкански центрове и маломерни лавови потоци, изградени от дацити до риолити, трахириолити и перлити.

Възрастта на скалите от подкомплекса, определена по стратиграфска позиция, палеонтоложки данни и изотопни датировки, е рупелска.

Скалите на Чифлишкия вулкански подкомплекс са обособени в две единици. Едната е слоеста – седиментно-пирокластична, а другата – неслоеста, означена като „кисели вулканити”, обединяваща скалите от секущите тела (вулкански постройки, екструзивни куполи и др.). В пределите на картния лист се разкриват единствено скали от варовикво-пирокластичната задруга.
Варовиково-пирокластична задруга (1CfOl₁). Единицата обединява сравнително подробно разчленените от различни автори (Йорданов, 1996ф; В. Георгиев и др., 1996ф, 1997ф, 1998ф; Йорданов в: Саров и др., 2002ф) пачки пирокластични последователности и алтерниращи биостромни тела.

Скалите от задругата се разкриват в околностите на селата Тополово и Румелия и западно от тях, както и югозападно от с. Славяново. Изпълват обема на Високополянското понижение.

Задругата се разполага съгласно, с рязка литоложка граница върху туфити от пирокластично варовиковата задруга и вулканити от Маджаровския вулкански комплекс. В околностите на с. Тополово локално (извънмащабно) върху нея е развита изветрителна кора. Покрива се с размив от седименти на Вълчеполска свита.

В пределите на картния лист задругата е изградена от последователност от разнообразни кисели пирокластити в алтернация с пачки и лещи от органогенни (рифови) варовици. Биостромните постройки са с различна издържаност и дебелина. Туфите са преобладащо масивни до дебелослоести и в по-малка степен тънко- до среднослоести. В много случаи пирокластитите са превърнати в зеолитити (Alexiev, 1968; Алексиев, Джурова, 1977, Джурова, Алексиев, 1988; Djourova, Aleksiev, 1989, 1990; Yanev et al., 2006, и др.).

Дебелината на задругата не превишава 50 m.

Киселите пирокластити са отложени в плиткоморска обстановка. За това свидетелства присъствието на организмови останки и асоциацията с рифови варовици.

Изказвани са различни мнения за центровете, продуцирали пирокластиката от подкомплекса. Някои автори (Yanev et al., 1995, 2006, Moskovski et al., 2004 и др.) предполагат, че тя е продукт на пирокластични потоци (outflow facies) от Боровишката калдера.

По данни от Ar-Ar датировки и магнитостратиграфски корелации (Moskovski et al., 2004) от района на селата Върхари (32,28 Ма) и Седлари (32 Ма) – югозападно от разглежданата площ, възрастта на пирокластитите от задругата се определя като рупелска. Сходна възраст, основана на микрофосили от варовикови прослои в туфите в околностите на с. Войводенец (к. л. Студен кладенец М1: 50 000), определят Harkovska et al. (2005), въпреки че според тях това са нива от Вълчеполската свита. На много места всред разреза на задругата в района на Кърджали е описвана ранноолигоценска фауна (Атанасов и др., 1970ф, 1980ф).

За пръв път Горанов (1960) описва образуванията като „каолинит-хаулазитова изветрителна кора”. По-късно са провеждат и други изследвания на тези материали (Тодорова, 1966, 1970: Кунчева, 1968ф; Тодорова, Стефанов, 1969, 1972).

Изветрителните продукти се разкриват в южната част на картния лист, западно и източно от с. Долни Главанак. Незначителни разкрития, ненанесени на картния лист, има в околностите на с. Тополово. Подобни материали се наблюдават и извън конкретния район – източно от с. Бориславци (к. л. Ивайловград – М 1: 50 000), южно от с. Мост и в околностите на с. Черешица (к. л. Книжовник – М 1: 50 000).

Скалите са развити върху вулкански материали от състава на Маджаровския вулкански комплекс. Покриват се от седиментите на Вълчеполската свита. На места те са претърпели частично размиване преди отлагането на последната

Изветрителната кора е изградена от керемидено-червени до сиво-кафяви монтморилонит-халуазитови глини. В тях се съдържат частици от кварц, кисели туфи, латити, андезити и бобовидни желязосъдържащи конкреции. В минералния състав на кората участвуват монтморилонит, халуазит, каолинит, халцедон, едрокристален каолинит и др. Монтморилонитът е представен основно в долните нива. Изветрителната кора е площен тип. Характерна е вертикалната зоналност. Отделят се няколко нива, като съдържанието на Al₂O₃ е най-високо в горните части.

Скалите са образувани в резултат на разлагане на вулканските материали. Наблюдават се реликтови текстури от първичните скали.

За възрастта на изветрителната кора са изказани различни предположения – олигоценска (Горанов, 1960), миоценска (Боянов и др., 1963) и олигоцен-миоценска (Тодорова, 1970), въз основа на отделената от Петров (1967) епоха на образуване на мощни изветрителни кори между олигоцена и миоцена. Поради стратиграфското си разположение, в настоящото изследване възрастта ù се възприема за хатска.

Дебелината на изветрителната кора достига 40 m.

Едно от първите обобщения за петрохимичното развитие на вулканизма в Източнородопското палеогенско понижение прави Р. Иванов (1963). Преобладава схващането за т. нар. калиева тенденция, т. е. съдържанието на K₂O нараства на север и с темпоралното развитие на вулканизма (Р. Иванов, 1963; Marchev, Shanov, 1991, Yanev et al., 1998). Върху петрохимичните и геохимични характеристики на базичните до среднокисели вулканити работят редица автори – Marchev et al. (1989, 1998, 2004), Nedyalkov, Pe-Piper (1998), Yanev et al. (1989, 1998) и др. Проблемите, свързани с киселия вулканизъм, се разискват от Янев и др. (1983), Yanev et al. (1990), Yanev (1998) и др.

Съществуват няколко хипотези за геодинамичното положение на магматизма в Източните Родопи, съответно и за неговия генезис. Според едни автори вулканизмът е свързан със субдукция (R. Ivanov, 1963, Димитрова и др., 1979, Marchev et al., 1989; Marchev, Shanov, 1991 и др.). Хипотезата за магматизъм, свързан с континенталната колизия е предложена през 1979 г. (Янев, Бахнева, 1980), доразвита в няколко последващи работи (Yanev et al., 1989, 1995, 1998; Dabovski et al., 1991; Marchev et al., 1994, 1998 и др.). Поради това, че магматизмът е проявен от тектонска гледна точка след колизията, Z. Ivanov (1988) го приема за постколизионен.

Значението на петрохимичната и геохимичната информация при отделянето на единиците от вулкански скали по възприетия литостратиграфско-вулканоложки подход на картиране обуслови извършването на специализирани изследвания и в тази насока. Главните оксиди са анализирани по метода на индуктивно свързаната плазма (ICP) в централната научно-изследователска лаборатория към Минно-геоложкия университет „Св. Иван Рилски”. Елементите следи (Ba, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ni, V, Cr, Sc, Co) и редкоземните елементи REE (La, Ce, Sm, Eu, Yb) са анализирани по метода на индуктивно свързаната плазма (ICP) в лабораторията на Геологическия институт при БАН („ГЕОЛАБ”), София.

За по-пълно характеризиране на петрохимичните и геохимичните особености на разглежданите вулканити са използвани и анализи извън пределите на картния лист, както и такива, поместени в различни научни публикаци и фондови материали.

При нанасянето на анализите на TAS класификационната диаграма (Le Bas et al., 1986; Le Maitre et al., 1989) анализите са преизчислени към 100% сухо вещество. Условната граница между риолити и трахириолити се поставя при >8 wt% сума на алкалиите (Miyashyro, 1978; Bogatikov et al. 1981).

Вулканитите от Лозенския и Мезекски вулкански комплекс имат относително сходни геохимични характеристики. Поради този факт и пространствената им близост, те са обединени в единен (Градищенски) вулкански ареал.

Лозенският и Мезекският вулкански комплекс са изградени от кисели вулкански продукти (Фиг. 4). Определенията за вулканитите от Бърдовския вулкански подкомплекс са основно риолити до трахириолити, докато тези от Черномогилския вулкански подкомплекс, освен сходен състав, достигат до дацити и трахидацити. Анализите на дайки на Черномогилския вулкански комплекс и Гергьовденските риолити попадат в полето на риолитите и трахириолитите. Според Yanev (1998) антидромният ход на еволюция на магмата при първите два етапа, свързани съответно с Бърдовския и Черномогилския вулкански подкомплекс, вероятно е във връзка с произхода им от стратифицирана по химически състав камера (в смисъла на Hildreth). Анализите от вулканитите на Мезкския вулкански комплекс (Малкоградищенски и Светамарински вулкански подкомплекс) попадат в полето на риолитите и трахириолитите, като се наблюдават по-високи стойности на съдържанията на SiO₂ спрямо тези на скалите на Лозенския.

При всички вулканити на Лозенския и Мезекския вулкански комплекс се установява отношение (Na₂O–2) < K₂O. Скалите попадат в полето на високо калиевите вулканити (Фиг. 4) или във висококалциевоалкалната и шошонитовата серия (по Peccerillo, Taylor, 1976 с подобрения от Dabovski et al., 1989). Наблюдават се отностително постоянни стойности в съдържанието на алкалиите с повишаване на SiO₂.

На харкеров тип диаграми (Фиг. 6) анализите от вулканити на разглежданите комплекси показват относително единни трендове. При скалите от Лозенския вулкански комплекс се наблюдава постепено понижаване на съдържанията на Al₂O₃ при повишаване на SiO₂ до ~ 74%, след което се установява повиване на тренда и понижаването (при скалите от Мезекския вулкански подкомплекс) става по-рязко. Спрямо TiO₂, CaO, Fe₂O₃, MgO, P₂O₃ се наблюдава постепено (в някои случаи слабо изразено) понижаване на съдържанията от по-базичните към по-киселите разновидности. Това вероятно се дължи на по-важната роля в кристализацията и фракционирането на по-базични плагиоклази, мафични минерали и съответно апатит от по-базични към по-киселите вулканити. Спрямо К₂О се наблюдава обратната закономерност.

Спайдърграмите за скалите на Лозенския и Мезекския вулкански комплекс (Фиг. 7) показват силно набогатяване на LILE (K, Rb, Ba, Th) и обедняване на HFSE (Nb, Hf, Zr, Sm, Y, Yb). Тази конфигурация е характерна за син- до постколизионните гранити по Pearce et al. (1984). Характеризират се (Yanev, 1998) с най-високо съдържание на Ва и Sr и най-ниско – на Rb от

	G				Ch-d	Ch							B
№	4115	1260а	1217	1013Б	1012Б	4212	4220	3041	1195	1007Б	4008	4203	1015Б
	1	2	2			1	1	1	2		1	1
SiO2	73.30	73.40	74.67	75.11	73.66	65.91	66.43	69.02	70.31	71.16	72.01	74.20	76.02
TiO2	0.11	0.11	0.13	0.15	0.19	0.33	0.30	0.31	0.24	0.28	0.21	0.24	0.12
Al2O3	13.20	12.82	13.55	13.87	13.87	15.76	15.49	15.05	14.69	14.69	14.10	13.14	13.06
Fe2O3tot	1.57	2.43	1.83	1.38	1.54	3.17	2.37	3.18	2.91	2.50	2.17	1.85	0.57
MnO	0.08			0.05	0.05	0.12	0.07	0.05		0.06	0.05	0.03	0.01
MgO	0.65	0.58	0.12	0.28	0.60	2.90	1.01	0.60	0.68	0.58	0.41	0.44	0.41
CaO	1.10	0.60	0.86	0.83	0.80	1.40	2.50	2.36	1.55	1.86	2.10	2.16	0.54
Na2O	3.16	2.05	3.56	2.95	1.69	2.80	2.70	3.52	3.38	3.06	3.38	3.10	1.82
K2O	5.15	5.76	4.63	4.66	5.83	3.26	4.68	4.74	4.82	4.12	4.23	4.14	5.96
P2O5	0.02	0.02	0.03	0.00	0.04	0.20	0.16	0.13	0.08	0.10	0.09	0.13	0.01
Влага	1.40	1.98	0.46	0.60	2.10	3.62	3.44	1.16	1.73	1.16	0.74	0.20	1.90
З.П.Н	0.91			0.52	1.34	3.35	2.59	0.76		0.75	0.58	0.43	1.16
Сума	100.7	99.8	99.8	100.4	101.7	102.8	101.7	100.9	100.4	100.3	100.1	100.1	101.6
Sc		2.20	0.84	1.56					2.40	1.40
Cr			28.00
Co		1.80	1.90						5.30
Ni		13.00	77.00						65.00
Zn			38.00						133.00
Cu		16.00	15.00						9.00
Pb		65.00	70.00						51.00
Zr		126.00	125.00	73.79					155.00	63.92
Hf		3.30	3.70	1.73					4.40	1.61
Nb			15.20	9.30					17.40	11.09
Ta		1.60	2.00	<10					1.58	<10
Y			18.00	7.13					20.00	5.92
Th		44.60	58.90	8.97					39.60	12.87
Rb		245.00	245.00	157.69					207.00	123.77
Cs		3.00	7.10						5.20
Sr		145.00	196.00	87.22					355.00	75.22
Ba		2556.00	2394.00	1195.77					2188.00	858.71
La		42.30	53.90	21.73					41.20	23.57
Ce		72.80	88.20	18.11					70.80	19.29
Sm		2.50	3.40	2.04					0.55	1.89
Eu		0.60	0.56	0.36					0.70	0.26
Tb		2.11	0.76						0.94
Yb		3.06	3.30	0.83					3.60	0.81
Lu		0.15	0.35						0.33