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

Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог. Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф; 1999б). Новото наименование се предлага за първи път при настоящите изследвания. Това твърде мащабно съоръжение от III ред се залага на етапа R₂³, окачествяван често като времето на илирския преврат.

Структурата има отчасти асиметрично коритообразно сечение и неправилна в план форма, подчертано удължена в ЗСЗ–ИЮИ посока. Цялостната ú характеристика се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1: 50 000.

В пределите на к. л. Славяново е застъпен само малък, тектонски ограничен клиновиден фрагмент от североизточната периферия на структурата, разположен между с. Долно Съдиево (к. л. Книжовник – М 1: 50 000) и западно от с. Златоустово, понастоящем към западния фланг на Ибреджекската подзона на ЗИСЗ.
Маджаровска зона. Като „Маджаровско понижение” с изток-западна ориентация и „втора по големина структура в обхвата на Източнородопското понижение” се формулира в Обяснителната записка към Геоложка карта на България в М 1: 100 000 – к. л. Крумовград и Сапе (Горанов и др., 1995). Счита се, че то заема междинна позиция между Източнородопското и Източнотракийското понижение. По-късно Боянов, Горанов (1997ф) определят структурата като синоним на Маджаровския вулкан (Янев, 1981), Маджаровската калдера (Гергелчев, 1973, 1974) или Маджаровската „огнищна” структура (Йосифов, 1991). Според Йосифов и др. (1987) по геофизични данни структурата се бележи от локален гравитационен минимум и рязко потъване на фундамента. Като потънал блок на фундамента, слабо удължен в СЗ–ЮИ посока, се възприема и от Боянов, Горанов (1997ф).

Като структурна единица с указания тип се описва за първи път при настоящите изследвания. Според нас Маджаровската зона се състои от две съподчинени вулкански постройки – главна (Маджаровска) и сателитна (Карталкаянска – к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000). Те не кореспондират на повърхността. Допуска се, че между сателитния вулкан и главната структура съществува магмопроводяща крипторуптура със субекваториално направление. Това отчасти е в съответствие с идеята на Янев и др. (1968) за (невъзприет на запад) „регионален разлом, служещ за южна граница на Ардинската грабен-синклинала”.

Маджаровският вулкан е генериран на етапа R²₃ и е продукт на пиренейския стадий на вулканска дейност в района (около 32 Ма). Заложението му е на границата между Югоизточнородопския блок от юг и твърде активните южна периферна и източна подзона на ЗИСЗ от север.

Подобно Нановишкия и Звезделския вулкан, началните етапи на развитие са белязани от отлагане в основата му на теригенно-туфитно-епикластична седиментация, която показва твърде сходни характеристики с аналогичната пачка от долнището на Рабовски етап от развитието на „Нановица”. Понастоящем пространствена връзка между тези две единици няма, но има достатъчно основания да се счита, че такава е съществувала, което предполага относително синхронното им залагане.

В изследваната територия попада само сравнително малка част от северната периферия на вулканската постройка, поради което по-обстойна характеристика на структурата се предлага в Обяснителната записка към к. л. Маджарово (М 1: 50 000).

Строежът на северната дъговидна периферия на Маджаровския вулкан, застъпени в южните отдели на к. л. Славяново, е сравнително прост. В основата му, възможно неравномерно и изклинващи на север и запад, се разполагат материалите на Малкопоповска свита, изпълващи периметъра на зараждащата се вулкано-тектонска структура. Тези скали не се разкриват на повърхността, но присъстват непосредствено от юг в левия бряг на р. Арда (к. л. Маджарово – M 1: 50 000), макар и с незначителна дебелина.

Над тях се разполагат два латитови лавови покрова, отнесени съответно към първия (Коджакаракаянски) и втори (Менекенски) етап от развитието на вулкана.

Долният покров е изграден от тъмносиви до черни едропорфирни латити. Южно от с. Тополово скалите се разполагат директно върху кисели туфи на варовиково-пирокластичната задруга от състава на Чифлишкия вулкански подкомплекс – Нановишки вулкански комплекс.

Южно от с. Румелия стръмните слоеве на течение са възможно указание за подхранващ канал със субекваториална ориентация, но общия вид и текстурни белези на скалите не се отличават съществено от ефузивните латитови изливи. Отново при с. Румелия върху същите е захваната неголяма рифова постройка с дебелина не повече от 15–20 m.

Горният латитов покров е представен от тъмнорозови до виолетовеещи среднопорфирни латити от втория етап на вулканската активизация. Разполага се западно от с. Г. Главанак до околностите на вр. Сивридикме и от южния край на картния лист до долината на р. Олудере. Преобладаващите елементи на разтичане са със слаби до средностръмни наклони със северно до северозападно западане.

Дебелината на покрова е от порядъка на 250–300 m.

Приблизително по средата на разстоянието между селата Тополово и Долни Главанак се очертава полуизометрично секущо тяло, просичащо материалите на долната ефузия. Тялото се възприема като проводящ канал, но с всички характерни белези на покровните Менекенски латити от втория вулкански етап.

В източните части на постройката са представени потоци и секущи, субекваториално удължени тела от кварцлатити до трахидацити на т. нар. Габеровски подкомплекс, развити в околностите на вр. Сивридикме.

Като самостоятелна второразрядна структурна зона под това наименование се отделя за първи път при настоящото проучване. Зоната се поделя на три отчетливи и самостоятелно засебени подзони: западна – Звинишка (или Звинишка кръгова структурна зона – ЗКСЗ); източна – Ибреджекска структурна зона (ИСЗ) и южна периферна (Бряговска) подзона (ЮПЗ).

ЗИСЗ има специфично и нехарактерно за останалите зони в първоразрядното комплексно понижение подчертано субекваториално удължение, дължина в рамките на изследваната територия между 40 и 50 km и сравнително постоянна ширина от порядъка на 15–20 km.

Според повечето автори Ибреджекската зона се явява преходна (Boyanov, Goranov, 2001) или гранична между Източнородопската зона (s.l.) и Източнотракийската депресия. Тук често се прокарва и условното трасе на Маришкия разлом, разделящ Източните Родопи от Сакарската зона на север или Средногорската единица (Boyanov, Goranov, 2001).

Най-важните структурни характеристики, обуславящи засебяването и отличаващи ЗИСЗ от останалите второразрядни структури са именно издържаните и твърде активни през дълъг период от време (приабон– рецентен) дизюнктивни структури с изток-западен тренд, често променящи своя знак и предопределящи изключително сложно блоково разчленяване, съпроводено с инверсни, високоамплитудни колебания. Някои от тези разломи са с характер на дълбоко проникващи в кората магмопроводящи руптури с идентична посока, активиращи през приабона и ранния олигоцен множество преобладаващо линейно ориентирани вулкани или групирани постройки – Градищенски вулкански ареал с Шейновецката калдера и разположения на запад Светамарински риолитов купол (към ИСЗ); Поповецкият, Зимовинският и Силенският линейни вулкани (ЗКСЗ).

В рамките на к. л. Славяново попадат части от източната и южната периферна подзона на ЗИСЗ.

Светамаринското понижеие е един от многобройните характерни и присъщи само за ЗИСЗ фактори, обосноваващи засебяването на това пространство като самостоятелна структурна зона и е поредното свидетелство за сложен строеж и многообразие в последователността на етапите от нейното развитие. Депресията се възприема като рязко денивелиран тектонски ров, отчасти обрамчен и на фона на сложен хорст, извел на повърхността пъстра гама скали от допалеогенската подложка. Съдейки по дебелината на подстилащата единица, амплитудата на тези движения е превишавала 1000–1500 m. Инверсното компенсационно и възможно поетапно удълбочаване на новосформирания и до голяма степен изолиран басейн е съпроводен с процеси на интензивно обрушване в бордовете.

Обособяването на това пространство се свързва с ранноилирския R₂² етап най-вече поради взаимоотношенията на преход с горните части от пълнежа на Лозенското понижение, както и поради някои общи белези (в т.ч. наличие на пирокластика), сходни с характеристиките на единиците от основата на Лозенския вулкан и Мезекската вулкано-тектонска структура.
Градищенски вулкански ареал. Под това наименование и като единна структура зона се предлага за пръв път от Yordanov (2002). Ареалът включва т. нар. Маришка група кисели вулкани (Янев и др., 1983), заложени през късния еоцен и с последвала нееднократна активизация през рупела – Лозенски; Малкоградищенски (Иванов, 1960); Вълчеполски (Вълчеполски вулкански ареал – Янев и др., 1983) или Шейновецка калдера (Ivanova et al., 2000). В рамките на ареала (или групата вулкани) се включва и Св. Маринският вулкан, отнесен като етап от развитието на възприетото тук наименование Мезекска вулкано-тектонска структура (Шейновецка калдера).

Засебяването на „ареала” като самостоятелна зона има за цел да го диференцира от т. нар. Момчилград – Арденски вулкански регион (Янев и др., 1983; Ivanova, 2005) – едно само по себе си твърде широко и, както се оказва, неприложимо понятие. Според Ivanova (2005) обособените вулкански структури са продукт на единна дългоживуща хомогенизирана магмена камера, разположена на дълбочина около 6–7 km. Относно калдерното развитие на постройките в ареала са изказвани различни мнения, в т. ч. за единна, т. нар. „Лозенско-Мезекска сложно разкъсана калдера” (Боянов и др., 1995ф).

Последователността в развитието на Лозенския вулкан е следната:

I етап – синкалдерен (приабон)

1. Относително слаба плинийски тип активност, съпроводена от бурна седиментация в сравнително ограничено по размери вътрешно, тектонски обусловено и удълбочаващо се басейново пространство (Бърдовски подкомплекс).

2. Пелейски тип активност с предшестваща експлозия и колапс на фреатомагматичната колона, отново съсредоточена към вътрешното пространство, унаследено (доочертано) от етап на предполагаемо калдерно пропадане (in flow фациес). Пелейският етап се характеризира с внедряване на различни нива на множество долепени или гъсто разположени риолитови куполни структури от кластерен тип, основно съсредоточени в рамките на предполагаемата калдера (Бърдовски подкомплекс).
II етап – син-посткалдерен (приабон-олигоцен?)

1. Внедряване на Лозенската интрузия и съпътстващо резургентно издигане на висококристалинни блокове от подложката.

2. Внедряване на субвулканско ниво на порции кисела магма по предполагаемия калдерен полупръстен, както и по-големи тела и дайки по радиално разположени фрактури (Черномогилски подкомплекс).
III етап – посткалдерен (приабон-олигоцен?)

Относително късен и отстоящ във времето етап на нова магматична мобилизация с генериране на единични, макар и значителни по размери риолитови куполи и дайки (Гергьовденски вулкански подкомплекс).

Допълнителни данни, доохарактеризиращи отделните етапи и подробности относно строежа на вулкана се прилагат при описанието на вулканския комплекс.

Мезекска вулкано-тектонска структура (Шейновецка калдера). Шейновецката калдера (Ivanova et al., 2000; Ivanova, 2005) би следвало да се разглежда като къснa наложена структура, резултат на естественото калдерно доразвитие на първично сравнително просто устроена, в известен смисъл единна, но полиетапна, „съставна” вулканска постройка – Мезекска вулкано-тектонска структура.

Като цяло тя се отличава с пространствена засебеност и постоянство в изявата и типа на продуктите, които я изграждат.

Въпреки сравнително дългия период между отделните епизоди на активизация, възлизащ на 3–4 Ма (Ivanova, 2005 – Табл. 3), по тези си особености структурата не се отличава съществено от развитието на (по-групираните) екструзии от различните етапи от развитието на Лозенския вулкан.

Накратко, според горепосочените автори, редът на развитие на структурата е следният: седиментна (преобладаващо в основата) и предимно пирокластична последователност в резултат на високоенергийна плинийска фаза, последвана от двукратна късноеоценска (Малкоградищенска) и ранноолигоценска (Шейновецка) пелейски тип активност с формиране на риолитови куполи от dome-cluster тип. Самият етап на калдерно пропадане не е уточнен по време, но, съдейки по приложената схема в Ivanova et al. (2000 – Фиг. 1а), той се осъществява след обрушването на риолитовите тела от олигоценския етап.

Калдерата е с основно развитие на изток и преминава на гръцка територия в околностите на с. Мезек. Понастоящем тя е съсредоточена изцяло в източния фланг на Ибреджекския хорст.

В изследваната територия попада само малка част от западните прикалдерни и извънкалдерни части на вулкано-тектонската структура.

Южно от с. Малко Градище в калдерните рамки освен подстилащата теригенно-туфозна задруга е представен фрагмент от риолитов купол, обвързан с приабонския етап от развитието на вулкано-тектонската структура. В западна посока са регистрирани множество силоподобни или секущи дайкоподобни или неправилни екструзивни тела, подчертано удължени в И–З посока и групирани в зона с дължина 4 km и приблизителна ширина 2–2,5 km. Границата между тях и телата, отнесени към Светамаринския вулкан от юг е до голяма степен условна поради сходството на техните продукти.
Светамарински вулкан. Светамаринският вулкан се отнася към Шейновецкия олигоценски етап. Той също представлява dome-cluster, състоящ се от един по-голям, оформен в района на вр. Св. Марина купол с неправилен бъбрековиден контур и няколко малки сателитни екструзивни тела, разположени относително симетрично в кръг около главната постройка. Ситуирането на вулкана, подобно извънкалдерните метастази на Малкоградищенския етап, подчертават изток–западната ориентация на контролната магмопроводяща структура. Прави впечатление и групирането на повечето от „ешелонизираните” на запад извънкалдерни тела или канали в близост или именно в периметъра на Светамаринското понижение, което, предвид неговите характеристики, е възможно указание за допълнителен структурен контрол.
Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) доказва по косвен път, че залагането на Градищенския вулкански ареал и Лозенския вулкан в частност е предшествало активизацията на считаните доскоро за най-стари приабонски среднокисели вулкани. Продуктите на вулкана „Лозен” алтернират и се зацепват с доказано морската приабонска седиментация, прекратена със залагането на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, контролиращ от своя страна изцяло масираните изяви на превратния т. нар. I среднокисел вулканизъм. С налагането и оформянето (колапса) на трога и регресия към новозаложеното корито, цялото околно пространство на Ранилистското понижение се осушава. Този факт определя активизацията на поне най-ранните фази на структурата като първата, най-ранна проява на вулканска дейност в българската територия на Източнородопската комплексна депресия. Тази идея сега бе доказана и практически – при ревизионните проучвания на колектива непосредствено от север (к. л. Харманли – М 1: 50 000) беше установена пирокластична пачка, прослояваща се със скалите на още по-ниско разположената Подрумченска свита. Може да се отбележи, че вулканската дейност в региона на гръцка територия започва също с кисел вулканизъм, проявен още в края на средния еоцен.
Кърджалийска депресия. Това е наложена трансзонална структура, чийто характер, време, причини и механизъм на залагане са установени от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф), а наименованието и дефиницията ù са предложени от Йорданов (в: Саров и др., 2005ф). Пълнежът ù се отъждествява с разпространението на Кърджалийската вулкано-седиментна група.

На територията на картния лист реликти от тази структура са съхранени по южната, отново блоково оформена и силно разкъсана в западната си част периферия на Ибреджекската подзона между с. Златоустово до около 2,5–3 km източно от с. Ефрем. Дължината на тази ивица е 13 km, при ширина 0,5–2 km в източния си фланг. Изградена е от твърде характерните за района витрокластични туфи, най-вероятно свързани с разположения на запад Зимовински вулкан (к. л. Книжовник – М 1: 50 000) и основно седимент-вулканогенна последователност на пирокластично-варовиковата задруга. Приема се, че дебелите серии от пемзови туфи от района на с. Селска поляна са източни дистални участъци на отлагане, продукт на пирокластични потоци с определено източна насоченост, образувани при колапса на еруптивната колона от плинийската фаза от развитие на вулкана. Грубият теригенен примес в част от варовиците по южния ръб (в зоната на Звинишката дислокация) указват за евентуална по-късна, наложена високоенергийна плиткоморска (прибрежна) обстановка.

В изследваната територия от нея на повърхността е обхванат съвсем ограничен периметър, разположен в югозападния ъгъл на картния лист в района на селата Румелия и Тополово, както и малък фрагмент ЮЗ от с. Славяново.

Структурата е северен аналог на Плазищенското понижение (Момчилградска структурна зона – МСЗ). Залагането им е синхронно и е свързано със събития, съпътстващи изявата на междинен пиренейски подетап. Запълва се от варовиково-пирокластичната задруга на Чифлишкия вулкански подкомплекс най-вероятно чрез периодични насочени взривове и значителни пирокластични потоци към прилежащ от север плитък топъл басейн. Пирокластиката е продукт на треторазрядните единични или dome-cluster тип вулкански центрове по северния отрязък от външната дъга на Чифлишкия линеен вулкан. Като цяло това представляват дистални фациеси на отлагане на Нановишката структура (МСЗ – североизточна подзона), но прехвърлящи в северна посока границите на Момчилградската комплексна депресия (Фиг. 10 – в южните отдели на региона).

Седимент-вулканогенният пълнеж на Високополянското понижение участва в крилата на Бряговската синклинала.

В най-общи линии понижението очертава границите на заложено на етапа R₄¹ речно-езерно корито, запълнено от седиментите на Вълчеполската свита и отчасти от пирокластика, свързана с късна (вероятно подновена) подетапна активизация на някои второразрядни центрове от външния дъговиден пояс на Чифлишкия вулкан.

Понижението опасва от запад и основно от юг западната и източна подзони на ЗИСЗ. Общата му дължина, считано от реликта при с. Черешица (к. л. Книжовник – М 1: 50 000) е около 48 km, с продължение на изток до околностите на с. Вълче поле (извън площта). Въпреки интензивната тектонска преработка и редукция по източната и северната му периферия, съвременната конфигурация подсказва евентуална първична структурна предопределеност. Като такава би могла да се възприеме оформена на R₄¹ етапа палеодолина, разположена между отчасти издигнатите по същото време протоструктури на ЗКСЗ и ИСЗ.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. В рамките на второразрядната структурно-тектонска зона са представени блокови и гънково-блокови структури.
Блокови и гънково-блокови структури. В картния лист са включени представителни части от Бряговската синклинала и Ибреджекската хорст-моноклинала. Същата изгражда централната зона на сложно устроения Ибреджекски хорст.
Бряговска синклинала. Структурата е дефинирана от Карагюлева и др. (1956ф). Както в повечето случаи, в обяснителните записки към Геоложките карти на България в М 1: 100 000 за региона тя неточно се отъждествява с термина „понижение”. В някои от дефинициите ù се акцентира върху грабен-синклиналния ù характер. Не съвсем ясни са основанията за диференцирането ù от „Арденска грабен-синклинала” (Динков и др., 1968bф), както и критериите за отделянето на последната. Като „Воденска синклинала” фигурира в Й. Йовчев и др. (1976) и Динкова, Иванова (1982). Донякъде с основание Георгиев и др. (1999ф) описват структурата като „Бряговска моноклинала”.

Залагането на самото Бряговско–Вълчеполско понижение, синклиналното преобразуване и последвалата редукция на част от крилата са резултат на разноетапни блокови движения и деформации, свързани с оформянето и развитието на Звинишката кръгова структура и Ибреджекската подзона като части от второразрядната структурна зона. Така би могло да се обясни допусканото двуетапно негативно прегъване преди и след отлагането на Вълчеполска свита, запълваща от своя страна понижените шарнирни зони на по-старата структура.

В настоящото изследване структурата се възприема като единна F₆ гънка (Табл. 3), но регистрирана на подетапа R₄^1-2, основно дооформена на R₄² –етапа и интензивно преработена по крилата в редуцирани и видоизменени сектори на късния R₄³ неотектонски етап.

На територията на картния лист в рамките на южната периферна подзона на ЗИСЗ са застъпени части от нейния източен фланг. Спазена е тенденцията за трайна изток-западна ориентация. В крилата ù от юг са представени скалите на варовиково-пирокластичната задруга от обхвата на Високополянското понижение, както и разтечените с полегати наклони към периферията на вулканската постройка покрови от Коджакаракаянския, Менекенския и Габеровски етап от развитието на Маджаровския вулкан. В понастоящем напълно тектонски редуцираното по зоната на Златоустовската дислокация северно крило взимат участие практически всички останали литостратиграфски единици в рамките на Ибреджекския хорст, което допълнително усложнява асиметричния ù, в т. ч. грабеновиден строеж.

Елементи на слоестостта в седиментите на Вълчеполска свита, изпълващи ядрените части на структурата, са с преобладаваща субекваториална, паралелна на удължението на шарнира ориентация. За отчетливо обособени шарнирни зони обаче би могло да се говори само за района северно от с. Дъбовец и с условието, че още пó на север наклоните затъват в противоположна посока под надхлъзнатите в южна посока седименти на Подрумченска свита и теригенно-туфозната задруга. Този факт предопределя засебяването на по-нискоразрядно антиклинално прегъване. Подобни локални или по-издържани брахиструктури с различен знак и амплитуда на фона на главната често усложняват основните структурни характеристики. Може да се добави, че някои автори считат стръмните наклони в понижението като резултат на косо наслояване в отделните пачки.

Допълнителни данни за строежа на Бряговската синклинала се прилагат към Обяснителната записка на к. л. Книжовник – М 1: 50 000.

Ибреджекският хорст е най-характерният съвременен строежен елемент, унаследяващ първичното заложение на предестиниращата го второразрядна структурна зона. Контурите му очертават приблизително първичния контур на най-ранната инверсна ровова субекваториално изтеглена структура с дълбоко заложение. Следи се между с. Долно Ботево (к. л. Книжовник – М 1: 50 000) в източна посока до с. Мезек и държавната граница с Гърция (извън района на проучване). Общата му дължина в изследваната площ е 24 km, а в рамките на картния лист – 20 km, при сравнително постоянна, изменяща се от 2 до 5–6 km широчина.

Като цяло хорстът се поделя на три главни блоково обособени зони – западна, централна и източна.

Западната (т. нар. „Тънковска” – Георгиев и др., 1999ф) или западният фланг на „Ибреджека” се определя от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) като полукръгова структура, по-млада и наложена спрямо западната подзона на ЗИСЗ – Звинишката кръгова структурна зона. На нейния фон тук се отделя за първи път една Долноботевска зона (ДБЗ), която е понижена спрямо разположеният от север Тънковски блок и високо издигнатия кристалинен фрагмент от ядрените части на западната подзона от юг, но, същевременно, като част от хорста тя по идентичен начин редуцира и е издигната спрямо по-младите наслаги от източна периферия на ЗКСЗ. ДБЗ е клиновидна в план, силно тектонски усложнена и раздробена по радиални разломи на множество фрагментирани структури, оформени по скалите на Подрумченска свита и конгломератно-пясъчниковата задруга. Пространството отчасти отговаря на т.нар. Тънковска синклинала (Карагюлева и др., 1956ф; Динков и др., 1968ф – в: Боянов и др., 1992). Янев и др. (1975) я включват към пространството на Лозенския грабен.

Централната – или главна подзона на хорста се разполага между Милицкия разлом от запад и калдерния разлом от изток. Именно това пространство Георгиев и др. (1999ф) дефинират като Ибреджекска хорст-моноклинала (s.s.; б.а.). Структурата е формирана основно по скалите на Подрумченска свита и карбонатно-теригенно-туфозната задруга. Характеризира се с относително променливи южни наклони от порядъка на 20–50°. Преобладаващото затъване в южна посока на седиментите от Ивановска група в пределите на Лозенското понижение от север дават основание на Йорданов (в: Саров и др., 2000ф) да разглежда структурите като първоначално единна и блоково накъсана в последствие т. нар. Бисерско-Ибреджекска моноклинала.

В южна посока – или в зоната на Златоустовския разломен сноп се обособява отчетлива разломно блокова зона с изток-западно удължение, изградена основно от скалите на Кърджалийската вулкано-седиментна група. Зоната е с характер на стъпаловидно пропаднал на юг, удължен в изток-западна посока сложно устроен блок, разположен по линията с. Златоустово – северно от с. Селска поляна – с. Ефрем до източната граница на картния лист. По северния му ръб елементите на слоестостта запазват тенденцията за едностранно западане на юг, но при надхлъзването върху материалите на Вълчеполска свита по линията на Златоустовската дислокация те логично обръщат на север. Поради този факт и, според нас, неоснователно, Георгиев и др. (1999ф) отделят зоната като „Ефремска синклинала”.

Източната зона на Ибреджекския хорст се отъждествява със съвременния периметър на Шейновецката калдера.
Лозенски грабен. Под това наименование или още като „Тънково-Орешецка синклинална грабеновидна впадина” Янев и др. (1975) разглеждат пространството, разположено между Лозенския вулкан (или Лозенския блок) от север и Ибреджекския хорст от юг. По-новите гравиметрични данни указват, че продължението на Чинарския разлом от Лозенската разломна зона повива в западна посока на ЮЗ до района на с. Тънково и прекъсва, слива се с големия Орешецки разлом. Югозападното продължение (Тънковски разлом) предопределя клиновидния западен завършек на грабена при указаното село и съчленяването му чрез изцеждане към югоизточните части на Тънковския блок. На изток (извън рамките на площта) грабенът е ограничен от серия млади пропадания по Бисерската разломна зона със ССЗ посока.

Сумарната амплитуда на потъване според Янев и др. (1975) е от порядъка на 300–350 m. Такава, в общи линии, е дебелината и на изпълващите грабена миоценски, плиоплейстоценски и кватернерни наслаги.

Йосифов и др. (1982; 1987) описват тази структура като „Орешецки”, относително понижен по релеф на фундамента блок (грабен) или „Орешецка грабен-синклинала”.
Лозенски блок. Лозенският блок (Йосифов и др., 1987) е положително денивелирана изометрична структура, изградена от скалите на Ивановска група, конгломератно-пясъчниковата задруга и материалите на Лозенския вулкан. От запад структурата се ограничава от Урумдеренския разсед. От изток и юг граничи с регенерирани разломи от Бисерската и Лозенската разломни зони. Йосифов и др. (1987) считат, че хетерогенният по същество сложно устроен блок заема пространството между Харманлийския и Чинарския разлом с Лозенско субекваториално направление.

На фона на генералното моноклинално западане в южна посока, в източната периферия на блока се набелязва една центриклиналоподобна зона, оформена по разположението, границите и източното западане на приабонските седименти.

На около 3 km североизточно от с. Черна могила, в резултат на вътрешноблокови денивелации, свързани с определен етап на вулканската дейност, елементите в брекчоконгломератите на Подрумченска свита са преориентирани в плавни (15°) и трайно потъващи на ССЗ. Това антиформно подуване около главния вулкански ареал е вероятно един от елементите на т. нар. Маданя-Чинарско куполовидно подуване (Гергелчев, 1978 в: Боянов и др., 1992).
Долносъдиевски блок. Долносъдиевският кристалинен блок е най-високо издигнатата структура и изгражда по-голямата част от западния полукръгов фланг на Ибреджекския хорст. Изграден е основно от биотитови и амфибол-биотитови двуслюдени гнайси и гнайсошисти, гранат-слюдени шисти, амфиболити, по-рядко мрамори и аплитоидни ортогнайси. Блокът е силно изтеглен в изток-западно направление. Дължината му между Милицкия субмеридионален разсед от изток и полукръговата Малкоизворско-Западно-Златоустовска зона от запад (к. л. Книжовник – в М 1: 50 000) е приблизително 6 km, при сравнително постоянна ширина от порядъка на около 2 km. Блокът има силно усложнен мозаечен вътрешен строеж. Амплитудата на издигане не може да бъде уточнена не толкова поради разнообразието на обрамчващите го блокове, а поради силно изтъняваща до изцеждаща на запад в района на с. Долно Ботево (к. л. Книжовник – в М 1: 50 000) дебелина на Подрумченска свита.
Ярджаликонакски блок. Разполага се в централната част на Ибреджекския хорст, южно от едноименния връх. Блокът има неправилна, уширяваща се до около 1 km от изток и клиновидно изцеждаща в западна посока форма с обща дължина около 3 km. В строежа му участват пъстра гама скали от допалеогенската подложка, включени понастоящем към състава на Тракийската литотектонска единица – разнообразни, преобладаващо диафторизирани гнайси, ултрабазити, непроменени гранити (считани като разкрити на повърхността части от предполагаемата гранитоидна интрузия, указана по „Бряговския минимум”). Установено е наличие и на нискокристалинни скали, основна късова компонента в състава на брекчоконгломератната Подрумченска свита в рамките на Лозенското понижение. Що се касае до взаимоотношенията и тектонския строеж на, силно закритият терен не позволява обрисуването на напълно изяснена и коректно предадена геоложка обстановка.

Блокът е развит на фона, в централните и южни понижени части на Ибреджекската хорст-моноклинала, което, заедно с останалите блокове от фундамента в рамките на източната подзона на ЗИСЗ, го определя като отражение на най-младите, пост-плиоплейстоценски движения във второразрядната структурна зона.

Следва да бъде упоменато, че Милованов (в: Георгиев и др., 1999ф) разглежда цялата компактна маса на структурата като олистоплака, включена към състава на т. нар. Светамаринска задруга.
Тънковски блок. Тънковският блок или т. нар. Тънковско подуване като част от т. нар. Изворовски купол е изграден преобладаващо от разнообразни ортогнайси от състава на Тракийската литотектонска единица. Разполага се северно от ДБЗ (или Ибреджекския хорст), северно от едноименото село. Блокът е слабо удължен в И–З посока, с дължина 8 km и ширина до 3 km. От север е ограничен от разломи, паралелни или оперяващи Чинарския разлом от субекваториалната Лозенска разломна зона. Югозападната му граница се оформя по косия Тънковски разлом, а от запад – от Голямоизворската разломна зона (Йорданов в: Саров и др., 2000ф) с генерално ССИ направление и пропаднал северозападен блок (к. л. Книжовник – в М 1: 50 000).
5.3.4. Разломни структури

Разломните структури от източната подзона на ЗИСЗ предопределят геоложкия строеж и структурния облик на района от началото на нейното развитие до днес. Основна роля имат субпаралелните системи с екваториална посока – Златоустовската и Лозенската. Освен тях в североизточните отдели на картния лист е обхванат неразкрит на повърхността участък от Бисерската разломна зона. Определена роля при сложното блоково разчленяване имат косите и напречни (субмеридионални) структури. Калдерните разломи от западните части на Мезекската вулкано-тектонска структура и процесите на калдерообразуване в Лозенския вулкан допълнително усложняват мозаечно-блоковия строеж.

Прима се, че зоната е многократно активизирана след възможно преприабонски (?) етап на заложение и като цяло представлява дълбочинна структура, по която през различни периоди са се осъществили преобладаващо разседни движения с противоположен знак. По геофизични данни Динкова, Иванова (1982) характеризират зоната като дълбокофокусен разсед с пропаднал южен блок и твърде значителна амплитуда. Някои автори предполагат, че тя е проводник и вместваща гранитоидна интрузия (т.нар. Бряговски минимум – Велчев и др., 1974). Счита се, че южновергентните възсядания до навличания върху скалите на Вълчеполска свита са само късно приповърхностно отражение на процесите в дълбочина. Според нас, обаче, този феномен може да се обясни по-логично с по-интензивни движения по северния – Орешецки разлом, предопределящ хорста и най-вече хорст-моноклиналната Ибреджекска структура, в комбинация със значително по-малоамплитудни движения, осъществени по южната дислокационна линия в условията на гравитачен натиск, предизвикан при приплъзването в южна посока на високо издигнатите маси от север. Съдейки по серията пластини в най-източния край на картния лист и най-вече от района на с. Селска поляна, този процес не е бил еднократен. С неравномерния фронт на напредване и по-късни движения по отслабени зони биха могли да се обвържат разсед-отседните смесвания в района на същото село и тези северно от с. Малко Брягово.

С отделянето на двете структурни подзони на ЗИСЗ и анализ на взаимоотношенията им, Йорданов (в: Саров и др., 2002ф; 2005ф) приема, че Златоустовската дислокация не е единна, генерирана на един и същи етап тектонска линия.

Под това наименование досега се е разглежда механичен сбор от две сходни по характеристики, но разделени във времето и пространството външни ограничителни руптурни зони по южните периферни на две относително независими структури като съставни части на второразрядната ЗИСЗ – Звинишката – на запад и Ибреджекската – на изток. Съвременното оформление на източната подзона е сравнително по-късно и се налага по отношение на предходната.

За да се подчертае самостоятелният характер и трасираното им, за опасващата от запад и юг ЗКСЗ Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) предлага наименованието Черньовско – Лясковецка дъговидна дислокационна зона, а за източната, очертаваща западния фланг на хорста – Малкоизворско – Западно – Златоустовска дъговидна разломна зона (в настоящия текст; „Златоустовско – Долноботевска” – в: Саров и др., 2002ф).

Като част от концентрични разломни зони, очертаващи структури с кръгов или полукръгов характер, те представляват само сегменти, отрязъци от много по-големи, издържани и затварящи се в пространството зони.

Взаимоотношенията на западния полукръгов фланг на Ибреджекския хорст с източната дъга от Звинишката кръгова структура се разглеждат обстойно в Обяснителната записка към к. л. Книжовник – М 1:50 000.
Долносъдиевски разлом. Структурата е установена при най-старите проучвания в района. Следи се в продължение на 16 km между източно от с. Долно Съдиево (к. л. Книжовник – М 1:50 000) и западно от с. Малки Воден. Има характер на косо разположен спрямо Златоустовската дислокационна зона разсед с посока 275–300º и пропаднал ССЗ блок. Разломът просича материалите, изпълващи Бряговско-Вълчеполското понижение.

В сравнително тясна зона на влияние скалите на Вълчеполската свита рязко изменят ориентацията и наклоните си до стръмни и изправени (80–90º). Вероятно този факт дава основание на Георгиев и др. (1999) да описват структурата като „Долносъдиевска флексура”. Амплитудата на разлома в някои участъци надхвърля 250–300 m, след като южно от с. Златоустово във висящия блок са изведени на повърхността силно преработени материали на пирокластично-варовиковата задруга.

Разкриват се няколко оловно-цинкови проявления разположени по северните склонове на Ибреджекския хорст в ареала на Светамаринския и Мезекския вулкани, чиято магмена изява е контролирана от Златоустовската дислокационна зона.

Вместващите скали са предимно от брекчоконгломерати, конгломерати, пясъчници, алевролити, варовити пясъчници, песъчливи и кластични варовици, глинести мергели, различни вулканити и туфити. Сред тях се отделят олистоплаки от гнайси, гранити и хидротермално променени серпентинизирани ултрабазити.

Преобладаващата форма на рудните тела е пластообразна с неиздържана по интезитет оловно-цинкова (± сребро и злато) минерализация, вместена в лиственитизирани брекчоконгломерати на приабона. Основните рудни минерали са: кварц, галенит, сфалерит, карбонати и барит. Отделени са пет стадия на минерализация, като с кварц- барит-сулфосолния стадий се свързва присъствието на сребро и злато. Редът на основната зоналност е Pb-Ag-(Zn-Cu)-(Mo-Co-As-Ni).

От извършените търсещи и проучвателни работи през различните етапи с доказана относителна перспектива се считат източният и югоизточният фланг на рудоносната площ, както и дълбоките хоризонти в югозападния фланг.
6.1.1.2. Кварц-злато-полиметални

Представители на тази формация в тази част на Източнородопското палеогенско понижение са находищата и проявленията в Лозенското рудно поле. Разположено на площ повече от 60 km², то обхваща различни скални комплекси: висококристалинни метаморфити, палеогенски седименти, съставните скални разновидности на Лозенския вулкански комплекс, неоген и кватернерни наслаги.

Известните находища са: “Еремички дупки”, “Маданя-Чинаря”, “Маданя-север”, “Попи-ропи”.

В рудното поле са фиксирани над 100 рудни тела до дълбочина 250 m. Поради интензивната си тектонска и хидротермална дейност на вулканския апарат, контактите на рудните тела са неясни и трудноопределими. Разграничени са два основни морфоложки типа: полегати, пластовидни с жилково-впръснато орудяване и стръмно западащи, жилоподобни зони с жилково впръснати или жилни орудявания. Стадиите на минерализация са: площни изменения-березитизация, аргилитизация и пиритизация; кварц-сулфиден (основен носител на руда); кварц-баритов (+ злато) и карбонатен. Главни минерали са: злато, електрум, сребро, пирит, сфалерит, галенит, халкопирит, тетраедрит-тенантит, айкинит. Околорудните изменения са наложени върху площните и имат малка дебелина.

За орудяванията в рудното поле са изчислени запаси (Д. Бонев и др., 1988ф), които възлизат на около 0,9 млн.т. руда при борд 1,5% и 6 млн.т. при борд 0,5%.
6.1.2. Благородни метали
6.1.2.1. Златоносни разсипи

Златоносни разсипи са установени по поречията на реките около селата Черна могила, Орешец, Тънково, Златоустово, Ефрем, Върбово и др. По някои от тях е извършван ръчен или полупромишлен добив на разсипно злато (Златоустовско дере, Дълбока река и др.). Провежданите шлихови опробвания са регистрирали обширни и сравнително интензивни шлихови ореоли, чиито източник вероятно е седиментогенно злато, отложено във Вълчеполските и брекчоконгломератните материали и златоносни индикации в метаморфитите от Сакарския метаморфен терен.