1. въведение картен лист k-35-76-г (Славяново) с площ 384,4 km

Местоположение:

всички кисели вулканити в Източните Родопи. Наблюдава се плитка Eu аномалия (Фиг. 8), поради относително по-високото съдържание на този елемент. Изменението на съдържанието на Y указва, че фракционирането на плагиоклаз + амфибол е основната причина за диференциацията на магмата (Yanev, 1998). На дискриминационната диаграма (Y+Nb)/Rb (Фиг. 9) скалите попадат в полето на гранитите от вулканските дъги, в близост и на границата с това на синколизионните гранити.

Според Yanev (1998) температурата на кристализация на скалите от Лозенския и Мезекския вулкански комплекс, изчислена по дву-фелдшпатовия (Fuhrman, Lindsley, 1988) и магнетит-илменитовия (Buddington, Lindsley, 1964) геотермометър намалява с повишаване на SiO₂ съдържание, но е в рамките на 710–740°C.

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношения за разглежданите скали имат типични корови стойности (Yanev et al., 1990; Yanev. Y., 1998).


4.2. ПАЛЕОГЕН – НЕОГЕН
4.2.1. Вълчеполска свита (Vp/sOl₂-N₁)

Седиментите на единицата са означавани в литературата по различен начин, но с близки по значимост и характеристики наименования: „Горна седиментно – туфогенна свита” (Афанасьева и др., 1953ф); „бяла моласоидна серия” (Карагюлева и др., 1956ф); „седми хоризонт на олигоцена – хоризонт на моласата” (Горанов, 1960; Боянов и др., 1961ф); „туфогенно-седиментогенен (моласоподобен) хоризонт” (Боянов и др., 1961ф); „Вълчеполска моласа” (Тодоров, Стефанов, 1972; Ламбева, Тончев, 1988), „Вълчеполска свита” (Боянов и др., 1980ф), „Вълчеполска моласова задруга” (Goranov, 1982). На Геоложката карта в М 1: 100 000 (к. л. Хасково) скалите на единицата са означени като „Задруга на Вълчеполската моласа”. Тук е възприето първото, макар и неофициално име на единицата, без уточнителното биномно име с генетично определение „моласова”, използвано в Обяснителната записка на България в М 1: 100 000 – к. л. Хасково.

Материалите на Вълчеполската свита заемат значителна площ в южната част на картния лист. В тектонско отношение те изпълват Бряговско-Вълчеполското понижение.

Северната граница на отложенията на свитата е тектонска и се маркира от Златоустовската дислокация. На юг седиментите залягат трансгресивно, с размив върху различни части на палеогенския разрез в района.

Вълчеполската свита се характеризира с теригенен състав на съставящите я скали. Рязко преобладават конгломератите и пясъчниците. В генетично отношение тя показва белези на типична горна моласа.

Скалите на свитата са отложени в континентална езерно-блатна обстановка с въгленатрупване в района на с. Дъбовец – к. л. Маджарово (Горанов, 1960) или алувиално-пролувиална (Ламбева, Тончев, 1988). Въглища са открити в състава на свитата и в района на с. Вълче поле (к. л. Свиленград). Harkovska et al. (2005) предполагат морски произход за седиментите на свитата.

Поради липса на ръководна фауна, за възрастта на Вълчеполската свита 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).

Вълчеполската свита е поделена на две суперпозиционно разположени пачки: долна – конгломератна и горна – песъчливо-конгломератна, от които на картния лист е представена само втората.

Литоложкият състав на пачката е представен основно от алтерниращи помежду си разнообразни пясъчници, конгломерати, варовити и глинести алевролити, и редки пачки от кисели туфи.

Доминиращи са полимиктовите пясъчници с бял до жълтеникавосив цвят, които в долните нива са дебелопластови, с хоризонтално–коса и коса слоeстост. Те са дребно- до среднозърнести, обикновено слабоспоени. Матриксът им е слабо глинест, глинесто-песъчлив, по-рядко варовито-глинест или туфозен. Текстурата е масивна, а структурата – псамитова. Минералният състав е представен от кварц, плагиоклаз, калиев фелдшпат и биотит.

Конгломератните нива са по-редки. Късовете са дребно- до едрочакълни, предимно от кварц, риолити и по-рядко кварцити, метаморфити и варовици. Матриксът е песъчлив до туфопесъчлив.

Всред пясъчниците и конгломератите се срещат тънки пластове от алеврити, алевролити, аргилити, мергели и глини. Те са неиздържани и бързо преминават в преходни разновидности.

Киселите туфи според В. Георгиев и др. (1999ф) са преотложени, поне в конкретния район, поради различната степен на обработка на минералните зърна в състава им. Те изграждат тънки и неиздържани прослойки и лещи всред останалите седименти. Те са бели, сиво-бели до жълтеникави. Текстурата им е масивна, а структурата – кристаловитрокластична и литокристалокластична.

Дебелината на пачката достига 500 m.

4.3. НЕОГЕН
4.3.1. Песъчливо-глинеста задруга (scN₁)

Песъчливо-глинестата задруга е отделена като неофициална литостратиграфска единица от Саров и др. (2000ф). Седиментите на задругата са включвани в състава на Ахматовската свита – втори макроцикъл (Коюмджиева, Драгоманов, 1979; Драгоманов, 1981, 1984).

Разкрива се в района на с. Славяново, десните долинни склонове на р. Ряката и левите на р. Урумдере и северно от с. Орешец.

Долната граница се наблюдава източно от с. Болярски извор и северно от с. Орешец. Задругата се разполага върху неравна, размита повърхност, изградена от седиментите на Ивановската група и отчасти от седиментите на теригенния комплекс и вулканитите на Лозенския вулкански комплекс. Горната граница с плиоплейстоценските наслаги има същия характер, като на места е с ъглово несъгласие. Там където седиментите се разкриват на повърхността, в горната си част са набогатени на карбонатно вещество – наблюдават се ядки, конкреции, повлекла и тънки до 0,15–0,20 m лещи и пластове от прахообразни карбонати. Те са светли на цвят, на места с червеникав оттенък, шуплести, с различно количество глинесто вещество в тях. Структурата им е криптокристалинна. Наблюдават се около с. Славяново и при с. Смирненци.

По генезис седиментите са езерни и алувиални, континентални – пясъци, слабоспоени пясъчници, глини и глинести алеврити. Гравийните, дребночакълните и варовитите седименти имат подчинено участие. В западна посока към с. Славяново се увеличава количеството на песъчливата, грубопесъчливата и гравийната компонента.

Неспоените пясъци и слабоспоените пясъчници са сиви, светлосиви, сивозелени, сивожълти, белезникави, разнозърнести. На места в тях се наблюдава коса слоестост. Те са полимиктови, със зърна от кварц, фелдшпат, слюда, ръбати и заоблени скални късчета от по-старите скали. Често преминават в песъчливи глини и глинести пясъчници. Спойката е рахла, глинеста до глинесто-варовита, по-рядко карбонатна.

Глините и глинестите алеврити образуват различно дебели пластове. Цветът им е сив, тъмносив, сивозелен, жълтозелен или кафеникав.

Северно от с. Орешец седиментите са алувиални, изградени от несортирани до грубосортирани средно до дребнокъсови чакъли с разнообразен петрографски състав. В горните части на разкритията се наблюдава добре изразена хоризонтална слоестост, а в по-долните – коса. Подчертава се от наличието на множество лещи от глинести седименти и разнозърнести пясъци.

Дебелината на песъчливо-глинестата задруга варира в широки граници – от 15 m в разкрития до 50–350 m (в Лозенския грабен).

Възрастта й е меотска, доказана с останки от бозайна фауна, намерена на север от площта, при с. Рогозиново – Gomphotherium (Trilophodon) angustidens C u v i e r., Choerolophodon (Synconolophus) serridentinoides V i r e t et Y a l c i n l a r (Николов, 1985).

Алувиалните наслаги с плиоплейстоценска възраст имат голямо площно разпространение в района на с. Славяново и между с. Болярски извор и с. Смирненци. Като тясна ивица, издължена в запад–източна посока се разкриват от долината на р. Урумдере до с. Горно Градище.

Долната им граница със седиментите от песъчливо-глинестата задруга, Ивановската група и вулканитите от Лозенския вулкански комплекс е неравна, размивна.

В основата са изградени от чакълен хоризонт с песъчлив матрикс и характерен червен или ръждивокафяв цвят. Чакълите са от много добре заоблени. Представени са от ожелезнен кварц (преобладаващ), кварцити, метагранити, биотитови гнайси, силицити, амфиболити, пегматити, дребнозърнести пясъчници, риолити и риолитови туфи. Рядко се срещат полузаоблени чакъли и валуни от кварц, пегматити и метагранити. Нагоре в разреза се прослояват от средно до едрозърнести кварцови червенокафяви пясъци до глинести пясъци, които образуват различно дебели прослойки и лещи. В горната част на разреза се налагат червенокафявите песъчливи глини и глини – разливен фациес, набогатени на варовити повлекла и неправилни конкреции.

През плиоцена и холоцена са подложени на деструктивни процеси, поради което дебелината им е трудно да се установи, но в отделни разкрития достига до 30 m.

Възрастта им е плиоплейстоценска, доказана непосредствено на север от площта с гръбначна сухоземна фауна – Anancus arvernensis Cr. et Job. (Николов, 1985), характерна за горните части на ранния и средния плиоплейстоцен (2,84–1,64 Ма).

Плиоплейстоценските пролувиални наслаги изграждат издържан пространствено пролувиален шлейф в северното подножие на рида Гората, от горното течение на р. Кютуклюдере на изток до с. Малко Градище.

Покриват с неравна граница плиоплейстоценските алувиални наслаги или постепенно прехождат от тях. Горната им граница с пролувиалните плейстоценски наслаги е неравна ерозионна.

Изградени са предимно от преотложените седименти на Подрумченската свита (Ивановска група), изграждащи стръмния разседен склон – заоблени до полузаоблени полимиктови чакъли и валуни, като преобладават кварцовите късове, но често се срещат полузаоблени чакъли от червеникавокафяво оцветен кварц, риолити, риолитови туфи и варовици. Матриксът е от червено-кафяви разнозърнести пясъци и по-рядко глинести пясъци.

През плейстоцена са разчленени от множество долове и суходолия, които нарушават целостта на пролувиалния шлейф, поради което е трудно да се определи дебелината им.
4.5. КВАТЕРНЕР
4.5.1. Плейстоцен
4.5.1.1. Алувиални наслаги на надзаливни тераси (aQp)

Алувиалните наслаги с плейстоценска възраст, изграждащи надзаливните тераси на основните реки, имат по-голяма площно разпространение в района на с. Славяново. Като изолирани разкрития се наблюдават в долините на р. Курудере и р. Боаздере.

Представени са от различни по форма и големина, добре заоблени чакъли и валуни. Съставът им зависи от подхранващата провинция. Матриксът е от сивожълтеникави, разнозърнести пясъци.

Дебелината им е до 4–5 m.

Пролувиалните наслаги изграждат шлейф, образуван от сливането на редица наносни конуси на къси реки, разчленяващи северните склонове на рида Гората.

Съставът им е аналогичен на състава на седиментите, изграждащи склона. Изградени са предимно от блокажи, валуни и чакъли от брекчоконгломератите на Подрумченската свита. Примесени са от и глинесто-песъчливи наслаги, количеството на които се увеличава в северна посока. При проявата на по-късни ерозионни процеси пролувиалните наслаги са разчленени от множество суходолия и долове.

Дебелината им е до 20–30 m.

Делувиалните наслаги запълват муждуконусните пространства в северните склонове на рида Гората, между с. Върбово и с. Малко Градище.

Представени от глинесто-песъчливи и глинести материали с характерен кафявочервеникав цвят, смесени с ръбести късове, предимно от вулкано-седиментни скали. На места се наблюдава груба хоризонтална слоестост.

Дебелината им варира, като на места достига до 10 m.

Алувиалните наслаги с холоценска възраст изграждат заливните тераси на р. Ряката, р. Урумдере и техните по-големи притоци в северната част на площта и на р. Олудере – в южната.

Изградени са от финозърнести пясъци, прехождащи в глинести пясъци с лещи от дребнокъсови чакъли и глини – разливен фациес. Съставът на чакълите зависи от подхранващата провинция. Наблюдава се ясно изразена кръстосана слоестост. В русловия фациес преобладава чакълно-валунната фракция.

Дебелината на алувиалните наслаги достига до 6 m.

Според нас допалеогенският фундамент в района като цяло (дотриаско-юрската подложка и триаско-юрската последователност) е участвал в ранноалпийската компресионна навлачна постройка на Родопите. Аналогични материали като част от тази навлачна пластина се откриват в скалите на Мандришката единица в Източните Родопи, независимо от установените фациални и литоложки разлики в триаско-юрските метаседименти и вулканити. Части от Сакарския метаморфен терен се установят и по северния ръб на Централните Родопи. В началото на късната креда единната дотогава навлачна пластина е срязана от Маришката отседна зона и Сакарската част от пластината е придвижена дясноотседно в сегашното ù положение.

Застъпените фрагменти от Източнородопското терциерно околоблок-сводово пространство в тази част на региона са заложени върху относително консолидирана по ранноалпийско време, но по-локализирана, очертана на по-късен етап лабилна и активна и до днес условна зона на съчленение между двете тектонски

единици – Сакарската и (Източно)Родопската. Представите за развитието на процесите, оформили съвременния строежен план на Родопите, както и тясната позиционна и темпорално-генетична връзка между залагането на Източнородопската комплексна депресия и късноалпийските структури, генерирани във фундамента, са коментирани от Йорданов и Саров в уводните бележки към обяснителните записки към картните листове в М 1: 50 000 Крумовград, Кърджали, Златоград и др.

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”.
5.2. Структури в метаморфните терени

На картен лист Славяново се разкрива много малка част от Сакарския метаморфен терен, представена от равномернозърнести, порфирни и аплитоидни метагранити и тяхната рамка от биотитови гнайси, амфиболити и ултрабазити. Една част от посочените метаморфни скали се разкрива като фрагментирана подложка на палеогенските седименти от Ибреджекския хорст. В тези фрагментирани разкрития няма данни за структурна характеристика. Разкритията при с. Тънково са също така незначителни за характеризиране на регионалните структури.

Подходите на тектонското райониране, разработени от Йорданов (1999а,b) и Yordanov (2002), са заложени в доразвит вид в схемата на структурните зони в Източните Родопи (Фиг. 11).

В рамките на второразрядните зони се осъществяват разноетапни разнородни деформации. Крайният им ефект се отразява във формирането на съответен гънково-блоков комплекс, който отразява последователността от различни по обхват и стил тектонски събития.

Във второразрядните структурно-тектонски зони с различна степен на условност (по характера на вътрешния строеж) пространствено се обособяват съставни тектонски единици - подзони. От своя страна те могат да бъдат отъждествявани с: една, комбинация от две и повече, или части от няколко треторазрядни структури.

Тензионните трансзонални зони са самостоятелни структурни единици извън горепосочения йерархичен ред.
Структурообразувателните процеси са обособени в 4 главни етапа: R₁ – ларамийски; R₂ – илирски (късноеоценски); R₃ – пиренейски (ранноолигоценски) и R₄ – неотектонски (хат-рецентен). Всеки от тях е поделен на съответния брой подетапи (структурни подетажи) в обвръзка с времето на залагане на треторазрядните структури (Фиг. 11). Схемата не отразява локално проявени размиви, осушавания или трансгресии, свързани напр. с калдерното развитие на Боровишкия, Сушицкия и Нановишкия вулкан.

Характерно за целия периметър на първоразрядната структурна зона е неизразителната гънково-блокова, „германотипна” нагънатост. Обвръзката на етапността с гънковите и гънково-блокови генерации е показана на Табл. 3. Етапността в структурообразуването се осъществява по механизма „емерзионен импулс – блокова дезинтеграция” (Йорданов, 1999а).

Залагането на второразрядните структурно-тектонски зони с характер на комплексни депресии в трайно очертаните им граници се предшества от формирането на Крумовградското и Припекското понижение, чиито регионален обхват и залагане се свързва с края на ларамийския и началото на илирския етап на развитие (Фиг. 11). За разлика от тях в един по-късен времеви интервал, съответстващ на началото на пиренейския етап, се формира друга широкообхватна депресия – Кърджалийската, с трансзонален характер.

Сравнително по-подробни сведения спрямо съподчинеността на структурите, както и принципите и критериите на тектонско райониране са изложени в обяснителните записки към картните листове в М 1: 50 000 Кърджали и Искра.

Този тип структури са отделени за първи път от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф; Йорданов, 1999б). Към тях се отнасят т. нар. Крумовградско и Припекско понижение, чийто дефиниции са допълнени с характеристики за обхватност („панизточнородопски”) и сложност („съставни”, фрагментарни депресии).

На територията на картния лист са застъпени само части от т. нар. Припекско понижение.
Припекско понижение. В рамките на първоразрядната структура понижението има нов, несъвпадащ контур и пълнеж в ареала на разпространение спрямо подстилащото – Крумовградско понижение (Фиг. 11), по отношение на което се явява наложено. Маркира се по разпространението и се запълва от материалите на Ивановската група и основно – от скалите на Подрумченска свита. Заложено е на етапа R₂¹. В състава му могат да се отделят редица частни понижения от по-нисък ред. Като структура от указания тип в пределите на изследваната площ попадат южните отдели на Лозенското понижение.
Лозенско понижение. Структурата е дефинирана за първи път от Боянов и др. (1958ф) и е сравнително подробно описана в Боянов и др. (1992). Според авторите тя е полуизометрична и се очертава по центриклиналното


Фиг. 11. Схема на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структурни зони в Източните Родопи (щрихованите полета показват застъпените единици в рамките на картния лист).

Абревиатурни обозначения:

СТЗ – Структурно-тектонска зона; ЗИСТЗ – Звинишко-Ибреджешка структурно-тектонска зона с ВПП – Високополянско понижение (северна дистална зона на Нановишкия вулкан); ТД – Тракийска депресия; ГТД – Горнотракийска депресия; ДТД – Долнотракийска депресия; ХМП – Харманлийско понижение; АКБВ – Ареа на късния базичен вулканизъм; ПТЗ – Планинецка тензионна зона; ГТЗ – Галенитска тензионна зона; ЗТЗ – Загражденска тензионна зона; ТЗ – Татаревска зона; ЗВТС – Звезделска вулкано-тектонска структура; ГИП – Горскоизворско понижение; ИРР – Източнородопски риф; СМП – Светамаринско понижение (към ЗИСЗ)

разположение на палеоцен-еоценските (Крумовградска група) и приабонски отложения (брекчоконгломератна и въгленосно-песъчлива задруга). Към понижението е отнасян и Лозенския вулкан или т. нар. задруга на Лозенския кисел вулканизъм (Боянов в: Кожухаров и др. 1995 – к. л. Свиленград). Боянов, Горанов (1997) го включват към единна „Лозенско-Ибреджекска зона”.

С причисляването на Бисерска, Лешниковска свити и Подрумченска свита към една високорангова обединяваща ги единица, дефинирането на Ранилисткото понижение и засебяването на Градищенския вулкански ареал, при настоящата подялба Лозенското понижение очертава само разпространението на Ивановска група в- и северно от Ибреджекския хорст. В този смисъл то представлява най-внушителната по параметри (площ и дебелина на изпълващите ги седименти) съставна структура в обхвата на Припекското понижение. В частното понижение, за разлика от останалия ареал на разпространение, се осъществява сравнително разнотипна седиментация.

Западният контур на разпространение в рамките на Ибреджекската подзона е първично обусловен. От там (с. Долно Ботево – к. л. Книжовник в М 1: 50 000) в източна посока дължината на структурата е 24 km, където върху нея на по-късен етап е наложен западният фланг на Шейновецката калдера. Максималната ширина, измерена между линията на Златоустовската дислокация и околностите на с. Бисер е около 18 km. Южно от тази линия наложеното Бряговско-Вълчеполско понижение изкуствено ограничава и разделя в план структурата от естественото ù продължение на юг – представителни части от т. нар. Горноселско (или Маджаровско) понижение (зона – к. л. Маджарово в М 1: 50 000).

В рамките на първоразрядната комплексна структура на територията на картния лист са обхванати части от второразрядните Североизточнородопска (СИРСЗ) и Звинишко-Ибреджекска структурна зона (ЗИСЗ). Последната е с по-особен статут. Освен собствените строежни специфични елементи и поделения, към нея са включени площи от треторазрядни структури, определящи структурния облик на СИРСЗ.

Същите са преработени и „приобщени” при поетапното, но подчертано късно и интензивно тектонско доразвитие на ЗИСЗ. Под контрола на ЗИСЗ се явяват части от най-обширния фрагмент от Припекското съставно понижение в региона – Лозенското понижение от ранното развитие на областта.

Фрагмент от една от най-важните съставни и дефиниращи Североизточнородопската зона треторазрядни структури – Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, е приобщен към източната подзона на ЗИСЗ – Ибреджекския хорст. Централните (към ЗИСЗ – западна подзона, извън площта) и дистални зони на Зимовинския вулкан, както и трансзоналната Кърджалийска депресия също попадат в обхвата на тази впечатляваща и определяща съвременния облик на ЗИСЗ структура. Макар и отнесени към СИРСЗ, контролните фактори при залагането на Маджаровския вулкан имат сходни характеристики с някои от най-важните дефинитивни признаци на ЗИСЗ.

Високополянското понижение, в което се отлагат северните дистални продукти на Нановишкия вулкан (към второразрядната Момчилградска структурна зона), попада понастоящем изцяло в обхвата на ЗИСЗ, а запълващите го материали участват в крилата на т. нар. Бряговска синклинала. Ядрените части на тази структура маркират периметъра на Бряговско-Вълчеполското понижение – южна периферна подзона на Звинишко-Ибреджекската структурна зона.
5.3.3.1. Североизточнородопска структурна зона

В регионален план Североизточнородопската структурна зона (СИРСЗ) се отъждествява с пространството, рамкирано по границата на Ранилисткото понижение, Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог и западните участъци на Кърджалийската депресия. Към него спадат Маджаровската и Боровишката вулкано-тектонска структура. По периферията с кристалинните бордове се маркират откъслечни площи, отнасящи се към обхвата на по-ранните Крумовградско и Припекско съставно понижение.

Зоната има генерално СЗ-ЮИ направление (~310º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ тя е тектонски ограничена по разломи, оформящи Тополовския клин (Боянов и др., 1983, 1995 – к. л. Искра М 1: 100 000 ). ЮИ фланг се маркира по центриклинално оформена зона, отново тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче или по зоната на Авренския разлом (к. л. Крумовград в М 1: 50 000).

В обхвата на зоната се отделят четири подзони – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист е застъпен само малък периметър от източната подзона на СИРСЗ.

Подзоната се формулира при настоящите проучвания. Разполага се източно от централната подзона на СИРСЗ, като за граница между тях се прокарва субмеридионалното северно продължение на Кърджалийския разлом или западния дъговиден отрязък на Звинишката кръгова структура (ЗКС) – западна подзона на ЗИСЗ.

По същество треторазрядните единици, включени в нейния обхват, са или идентични, или отчасти общи и относително изкуствено разграничени от обхвата на централната подзона на СИРСЗ, както и от западната подзона и западния фланг на източната подзона на ЗИСЗ. Отделни нейни елементи – напр. структурният контрол на приабонския среднокисел вулканизъм в източната подзона, носят белезите на подвластни на структурния контрол, характеризиращ особеностите на ЗИСЗ. Наложената преработка от късните етапи от развитието на същата формират гънково-блокови структури, отличаващи се по време, генетична предопределеност, тренд и стил от тези, обосноваващи засебяването на централната подзона на СИРЗ.

В Ранилисткото понижение се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация в основата на теригенния комплекс. Залагането на треторазредната структура се осъществява на ранноилирския R₂² етап. На територията на картния лист съхранени фрагменти, припокриващи отчасти територията на Лозенското понижение, са разкрити на повърхността при с. Тънково в рамките на Долноботевската зона от западния фланг на Ибреджекския хорст, западно и ЮЗ от с. Славяново, както западно от с. Черна могила. Южно от същото село седиментите на теригенно-туфозната задруга от основата на Лозенския вулкан са важно указание за времето на неговата изява. По аналогия сходната по позиция и състав единица от основата на Мезекския вулкан също се включва към указания периметър. По-грубият фациес (но само по отношение на седиментите на конгломератно-пясъчниковата задруга в пределите на изследваната площ) вероятно отразява спецификите на депресията, обусловена от ранните етапи от развитието на вулканската постройка в рамките на Звинишко-Ибреджекска структурна зона.