Второразрядни структурно-тектонски зони

5.3.3.1. Момчилградска структурно-тектонска зона

Зоната има генерално СИ–ЮЗ (55º) направление, почти напречно разположена под ъгъл 85º спрямо структурите от СИРСТЗ. Общата ù дължина е около 55 km. Ширината ù е променлива, като достига 34 km.

В зоната са обособени три подзони – североизточна, централна и югозападна. В рамките на изследваната площ са представени части от югозападната и централната подзона.

Югозападна подзона. Подзоната е с генерално И–З направление, дължина близо 30 km и непостоянна ширина. От север границата ù с централната подзона се маркира по удължението на Мъженската рифова бариера или Мъженската флексура и Яминския разлом. От запад тя опира в Добромирския серпентинитов масив, а в източна посока се заклинва (прехожда) в относително спорния т. нар. Храбрецки ръкав, отнесен към разпространението на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог (к. л. Джебел – М 1: 50 000). Относно южната граница считаме, че като такава би могло да се укаже държавната граница с Гърция, тъй като кристалинният Дранговски блок е почти напълно дезинтегрирана по късноалпийско време структура. При тези обстоятелства ширината на подзоната би възлязла на около 15 km.

Югозападната подзона отчасти отговаря на т. нар. Добромирско-Чорбаджийски район (Боянов, Горанов, 1997ф). В пределите на изследваната площ попадат най-западните ù участъци.

Бенковското понижение (несъпътствано от вулкански прояви) е характеризирано от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф). Залагането му се свързва с трансформиране на рамките на горноеоценския басейн синхронно със залагането на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, преодоляване на Кърджалийско-Самотновския праг в района на с. Седловина (к. л. Кърджали – М 1: 50 000) и разливане на приабонския басейн в южна посока (R³₂ илирски подетап – Фиг. 28). Структурата е също с трогоподобен характер („корито” – Боянов, Горанов, 1997^аф). Запълва се от преобладаващо флишоподобната алтернация на карбонатно-теригенния комплекс, долните и средните части на който се корелират и зацепват с късноеоценската флишоподобна алтернация на Пъдарската свита (Свободиновска група). Груботеригенните единици в основата му се възприемат като корелат и възрастов аналог на олистостромната формация от север (Лисичарска свита).

Елементи от подстилащата единица присъстват като заграбени блокове всред игнимбритите на Остренския подкомплекс или като гравитачни плаки с вариращи размери вследствие калдерното обрушване. Рядко те се установяват на място или в блоково издигнати по субпаралелни на бордовите калдерни разломи удължени хорстове.

При настоящото проучване се допълва характеристиката ù като полиетапен вулкан, продукт на вулкано-тектонска структура с полукръгова форма (поне що се касае до тази на българска територия), изцяло очертана от дъговиден калдерен разлом и осъществено няколкократно пропадане с формиране на калдерен комплекс.

Извън границите на структурата няма проява на вулканска дейност (вкл. реликти от пирокластика извън калдерата). Изключение правят два снопа от посткалдерни базалтоидни дайки, привързани към финалните етапи от развитието на вулкана. Те са съсредоточени главно по вътрешните части или непосредствената рамка по североизточната и източна полудъга от зоната на късния калдерен разлом, следвайки неговата ССЗ–ЮЮИ ориентация. Значително по-наситен сноп със сходна ориентация сече сравнително отдалечената, но тектонски отслабена зона на Къпиновския грабен и неговото североизточно продължение – Кирковската грабен-брахисинклинала (к. л. Кирково – М 1: 50 000).

Вулканската структура е очертана като предполагаема калдера и от Boyanov, Goranov (2001). Именно това е структурата, продукт на която е Сушицкият вулкански комплекс (или Сушицки полиетапен вулкан), чиито циклични изяви се разглеждат като подкомплекси.

Първият синкалдерен кисел (Остренски) етап от развитието на постройката продуцира мощни пирокластични потоци от силно спечени игнимбрити до реоигнимбрити, изпълващи приблизително една трета от площта на калдерата (съвместно изследване с Й. Янев). На места те имат текстурни белези и минерален състав на риолитовите лави, но като цяло са твърде сходни с игнимбритите в Боровишката калдера (к. л. Искра и Комунига – М 1: 50 000).

В обхвата на треторазрядната структура на Сушицкия вулкан през един интервал от неговото развитие се формира Дранговското калдерно понижение. То бележи къснопиренейски (R⁴₃) тектонски подетап на калдерен колапс, маркиран от размив в основата на вулканогенно-теригенната задруга. Специфичният, типичен за горните моласи пълнеж, наситен с гравитачни плаки, е общохарактерен, но е най-вече концентриран по вътрешната периферия на комплексната структура. Това свидетелства за процеси на обрушване при калдерно пропадане по (прото) Горскоизворския разлом.

Полигенните конгломерати и пясъчници са с речно-езерен генезис – елемент на горната моласа във вътрешнопланинското калдерно понижение. Екзотичните блокове, в т.ч. от подстилащата пясъчно-конгломератна задруга, са често явление и представляват синседиментационни клипи, гравитачно приплъзнати към вътрешността от издигнатата периферия. Не е изключено значителна част от киселите туфи, отнасяни от Йорданов, Калинова (в: Саров и др., 1997ф) към Остренския етап, да се окажат продукт на късния син-посткалдерен Чаталалмдеренски вулкански подкомплекс.

Кушленската калдера се очертава ясно от вътрешно разположени и дъговидни концентрични калдерни разломи, по някои от които са се внедрили базични тела и са се образували маломерни пукнатинни изливи. На българска територия тя има полукръгова в план форма, удължена в северозапад–югоизточна посока. Диаметърът по дългата ос е около 12 km. Разполага се напречно на Каялобската грабен-синклинала, а в района на с. Горски извор външната ù периферия се „обтича” от синкалдерно преориентираната Горскоизворска моноклинала.

Главни етапи във формирането на Кушленския калдерен комплекс са:

– Докалдерен етап: залагане на Горскоизворското понижение, последвано от началния латит-трахидацитов вулканизъм на Кушленския вулкански подкомплекс. Вулканизмът протича в субаерална обстановка.

– Първи синкалдерен етап: мощна експлозия, съпроводена от пирокластични потоци (игнимбрити) от средно до силно спечените пирокластити на Остренския вулкански подкомплекс. В един завършващ етап (а, вероятно, и по време на изригването) се осъществява първото и, съдейки по обема на продуктите и последвало развитие, главно калдерно пропадане. Игнимбритите заграбват внушителни по размери блокове от постилащата брекчоконгломератно-пясъчниковата задруга, както и отделни по-малки блокове от среднобазични вулканити и метаморфити. Вулканизмът се развива в субаерална обстановка, за което свидетелстват и откритите овъглени дървесни останки в основата на пирокластичните потоци.

Обикновено дискусионен е въпросът с локализирането на вулканските центрове, продуцирали игнимбритите. В развитието през Остренския етап са характерни липсата на предшестваща плинийска фаза, сравнително малкият обем пеплопадни и липсата на сърдж-пирокластити. Установява се единствено вътрешнокалдерен (in-flow) фациес, докато извън пределите на калдерните разломи пирокластика не е запазена поради незначителната ù дебелина, заличена от ерозията. Този факт, както и наличието на заграбени блокове указва за калдерно пропадане, осъществено още по време на първия кисел експлозивен етап от развитието на вулкана. Отсъствието или слабата предигнимбритова плинийска фаза предполага почти мигновено разширяване на радиуса на центровете. Заради мощния характер на експлозията конвективната колона бързо претърпява колапс и трансформация в пирокластични потоци, впоследствие и реоигнимбрити. Високият интензитет на ерупцията предизвиква пропадане на калдерното дъно около външни гранични пръстеновидни разломи, както е описано за калдерата Серо Галан в СЗ Аржентина (модел по Francis et al., 1983 в: Cas, Wright, 1987). Вероятно с късен епизод от развитието на Остренския етап следва да се обвърже вулканският център при вр. Ючкая. Той е със сравнително малки размери и е запълнен от риолитова лавобрекча.

– Резургентен етап, свързан с внедряването и слабо разтичане на андезитобазалтови до шошонитови лави по калдерните разломи с понастоящем вътрешно, субпаралелно до косо спрямо външния (Горскоизворски разлом) разположение. Вероятно изпразнената кисела магмена камера освобождава път за проникващи от дълбочина по-базични продукти.

– Ново калдерно пропадане, съпроводено с размив и генериране на калдерна брекча. Етапът е предизвикан и съпроводен от възобновена активна кисела вулканска дейност (Чаталалмдеренски вулкански етап). Седиментацията и вулканизмът се осъществяват в непостоянен речно-езерен режим. Характерът на киселия вулканизъм се изменя. Неспечени пирокластити алтернират с туфити и пясъчници, като в седиментите преобладава матрикс с туфозен компонент. Наблюдават се ксенотуфи, продукт най-вероятно на колапс на фреатомагматична колона.

– Заключителен етап на калдерно дооформяне като продължение и финал на предшестващия. За него свидетелстват често стръмните до изправени пластове от пирокластити и груби седименти, както и фактът, че всички граници на гравиталитите и скалите от Чаталалмдеренския вулкански подкомплекс с метаморфната рамка са разломни.

– Резургентни, посткалдерни етапи. Те са свързани отново с внедряване по концентрични (дъговидни) канали на базични тела и дайки, приоритетно в североизточната вътрешна периферия или в зоната на външния ограничителен калдерен разлом. По неговото протежение са установени и запълващи нискотемпературни хидротермални кварцови жили.

Ако се съди по схемата на Elefteriadis (1995) за наречения от него вулкански район Котани-Калотико, разпространението на калдерообразуващите кисели продукти на гръцка територия е твърде ограничено. Там преобладават главно среднокиселите и базичните скали. Също така липсват сведения за концентрични-дъгови разломи. Това дава основание да се предположи едно относителноно едностранно – тип открехната врата (trap-door) пропадане (по Lipman, 1997), като главните концентрични калдерни разломи са на българска територия (към североизточната част на структурата). По терминологията на същия автор калдерата би могло да се охарактеризира като комбинация между тип хаотично пропадане (piece-meal, multicyclic) и тип открехната врата (trap-door).

Резултатите от петрохимичните изследвания не са в подкрепа на идеята за еволюцията или етапното развитие на една индивидуализирана магмена камера. От друга страна магмопроводящият характер на вътрешните калдерни разломи указва за поетапно проникване от дълбочина на най-вероятно корови базични топилки към освободени пространства или лабилни зони, строго ограничени в рамките на този изключително активно тектонски преработен периметър.

От север и СИ централната подзона на МГСТЗ се маркира по бързото уширение на Кърджалийската депресия в западна посока по линията с. Върхари – с. Купците и Цвятово (к. л. Кърджали – М 1: 50 000). Около или южно от тази линия скалите на високоиздигнатия фундамент рязко потъват до дълбочина около 2500 m. Възможно обяснение за тази внушителна денивелация е първично обусловените стръмно затъващи крила на антиформното подуване от север и запад към ядрените части на понижение (синформа; „Снежински синклинорий”), ограничено от изток от Рибиновското издигане (Горанов и др., 1995) или Момчилградската криптоструктура (Боянов, Горанов, 1997ф).

Структурата отразява приблизително новите граници на трансформирания на раннопиренейския етап R₃¹ олигоценски басейн, свързани с денивелачни процеси по южния борд на Момчилградската комплексна депресия. Басейнът се отдръпва на север и завладява значителна част от бордовете на второразрядната структура, представляващи до момента континентална суша. Примери за това са многобройните реликтови (съставни) понижения, заложени директно върху западните кристалинни бордове на Момчилградската комплексна структура.

На територията на к. л. Златоград разпокъсани, но първично свързани фрагменти от най-югозападните части от структурата, маркирани по афльориментите на Подковска свита, се следят между с. Селянка до южно и ЮЗ от с. Здравчец.
Плазищенско понижение. Като самостоятелна структура се обособява при настоящото проучване. Понижението не е отразено на Фиг. 28, тъй като се възприема като част от ареала на Нановишкия вулкан.

Структурата представлява южен аналог на Високополянското понижение (Йорданов в: Обяснителна записка към к. л. Кърджали – М 1: 50 000), преработено и понастоящем отнасящо се към Звинишко-Ибреджекската структурно-тектонска зона. Заложена е на един междинен (R₃² – R₃³) пиренейски подетап, предопределящ нова конфигурация на олигоценския басейн. В основата му на североизток се разполагат материали, бележещи етап на вулканска активизация, регресия и трансформиране границите на басейна. Преобладаващият пълнеж е представен от скалите на варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишкия вулкански подкомплекс), отложен в топло плитко море. Обликът, стилът и генезисът са аналогични с тези на Високополянската структура, но разликата се състои в това, че южната дистална зона от рамките на Плазищенската структура се обособява по ареала на насочени взривове и пирокластични потоци, главно продукт на вътрешния – Църквишки сърповиден канал (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000) на второразрядния вулкан (източната прикалдерна зона от централните участъци на Нановишкия вулкан).

Към пълнежа на понижението авторите отнасят „всички долноолигоценски седименти” (т. е. целия палеогенски разрез, включващ и неотделената на етапа палеоценска и приабонска подложка). Като „характерна и специфична само за него” се счита Джебелската свита (Боянов, Горанов, 1997^аф). Описвано е още като „Джебелско ерозионно-денудационно котловинно понижение” (Геоложка карта на България в М 1:100 000 – к. л. Крумовград и Сапе) или като „периферно по отношение на Стръмниридската постройка структурно-денудационно понижение” (Вапцаров, 1983).

Като самостоятелна наложена структура от трети ред и с „вулкано-продуктивен” характер понижението за първи път се възприема от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф). Изгражда се от седиментите и прослояващата ги кисела пирокластика на Джебелска свита, както и нормално разполагащата се върху тях варовикова задруга (Мъгленишки риф). В пределите на картен лист Златоград попада малка част от югозападната му периферия.

Залагането на понижението се свързва с денивелачни процеси от R₃³ пиренейски подетап при рязко съкращаване на басейна и смяна на фациеса, свързано с интензивен теригенен снос в условията на сравнително активен хидродинамичен режим. Структурата най-вероятно очертава проделтовата зона на конструктивна делта в комбинация с налагащ се плиткоморски режим.

Сходството на материалите в основата (делтови? конгломерати– Загорски член) с алувиалните наслаги от основата на Кушленската калдера дават основание да се считат за пространствен и възрастов аналог. Така залагането на Горскоизворското и Джебелското понижение се възприема като синхронно (Фиг. 28). Въпреки грабен-синклиналния си характер, разделящото ги пространство на Каялобския блок е високо издигнато спрямо по-късно обособената калдера и значителните флексурни денивелации в северна посока, съпроводени от скъсвания по разломи от системата на Пресешката дислокация. Това пространство вероятно е представлявало първоначално (денудирано по-късно при издигането) широко речно русло на палеорека, течаща в североизточна посока по долина, разполагала се между кристалинните палеобордове на Дранговския блок и югоизточните склонове на Централнородопската подутина.
Звезделски вулкан. Тази внушителна вулканска постройка е с основно развитие източно и СИ от изследваната площ, поради което пълна справка, подялба и описание се прилагат в Обяснителната записка към к. л. Джебел и Кирково (М 1: 50 000). Сведения относно строежа и развитието ù се съдържат в Обяснителните записки към картните листове Кърджали, Студен кладенец и Крумовград – М 1: 50 000.

На територията на к. л. Златоград и в неговите най-източни отдели са застъпени съответно най-западните участъци на вулканския апарат. Представени са от малки, най-общо андезитобазалтови центрове, разположени южно от с. Янино. Каналите продуцират незначително количество туфи, лавобрекчи и некоподобни тела, покриващи и просичащи скалите на Джебелската свита. Субвулканското тяло при с. Шипок (просичащо и туфите на Стоманския вулкан) очертава най-западната периферия на т. нар. Звезделски субвулкански пръстен.

Подрумченската свита, а на R₃² – илирския поетап става поприще на седиментация на приабон-долноолигоценския карбонатно-теригенен комплекс. Деформацията е осъществена на R¹₃ раннопиренейския етап и е резултат от реактивация и пропадане по паралелни на удължението руптури вследствие на позитивни радиални блок-сводови движения в бордовете. Съкращаването на междублоковото пространство при негативно прегъване, съчетано или последвано от разсядания, предизвиква двустранен тангенциален натиск.

Каялобската грабен-брахисинклинала представлява постепенно отваряща се на североизток и изтеглена в същата посока (50°) BF₃ брахигънка (Табл. 9) с дължина около 4,5–5 km. Ширината е непостоянна, изменяща се от 2 km на югозапад до 3–3,5 km в североизточния си фланг. В отделни свои части тя има подчертано асиметричен строеж. На ЮЗ, след слабо изразено центриклинално повиване, тя е отрязана от напречно ориентирана разломна зона – североизточна ограничителна зона на т. нар. Горскоизворска моноклинала (или Горскоизворски моноклинален блок). От СИ вследствие на раздалечаване на обрамчващите я кристалинни блока тя се уширява, постепенно губи своите характеристики и прелива в югозападните центриклинални участъци и южното бедро на голямата Момчилградска синклинала.

Шарнирът на структурата е субхоризонтален до плавно затъващ на ЮИ. Понастоящем тя е хорстовидно издигната между калдерата и флексурното скъсване от север.

BF₄-структурата (Табл. 9) има характер на тектонски ограничен от всички страни блок с едностранно западащи най-общо на ЮЗ елементи на слоестостта, слабо дъговидно изпъкнали на СИ. Дължината на блока е 3 km, а ширината варира от 0,5 до 1 km в СЗ фланг.

Наклоните в СЗ ù половина са средностръмни (40–50°), а в ЮИ фланг – преобладаващо полегати югозападни.

Първоначално същото пространство е било елемент от югозападното продължение на Каялобската структура, но настоящата форма и ориентация на блока указват за различен механизъм на нейното оформяне. На фона на общото издигане, характерът ù е резултат, пряко свързан с късните етапи на калдерното преобразуване на Сушицката структура.

Синклиналата представлява нискоамплитудна, плавна, отворена F₅ гънка (Табл. 9) от брахиструктурен тип с обща дължина 45 km и максимална ширина 24 km. Шарнирът ú има ЗЮЗ–ИСИ направление (55–60˚). Основното прегъване се маркира на к. л. Джебел (М 1: 50 000). В района между селата Здравчец и Бенковски по пясъчниците на флишоидната задруга се очертава югозападният центриклинално оформен фланг. В пределите на изследваната площ е застъпена част от северозападното крило, изградено от единиците, изпълващи съответно Кърджалийското и Плазищенското понижение. В основата и от към кристалинните бордове са представени неравномерно груботеригенните материали на Крумовградската група и Подрумченската свита (Генералгешевска зона). В централните части се разполагат скалите на Джебелската свита, варовиковата задруга и пирокластите на Стоманския вулкан. Подробности относно новата трактовка и пълното описание на цялостната структура се прави в Обяснителната записка към к. л. Джебел (М 1: 50 000).

5.3.4. Други тектонски структури

5.3.4.1. Трансзонални тензионни зони

В пределите на к. л. Златоград вулканските тела са представени изцяло от киселите продукти на Устренския вулкански подкомплекс, изграждащи т. нар. Устренски ефузивен масив (Горанов и др., 1960), както и пирокластити от западната периферия на Стоманския (Зливръхски) вулкан (к. л. Джебел – М 1: 50 000).

Нашите нови данни определят конкретната постройка като група куполи (dome-cluster), изградена преобладаващо от неравномерно разположени (групирани или изолирани) екструзивни тела и куполи на изстискване (Горанов и др., 1960; Янев, 1981; Yanev, 1998), главно по периферията на които са оформени често промишлени по размери перлитови зони. Перлити изграждат и самостоятелни малки тела или къси потоци. Не се потвърждава изразеното от Атанасов и др. (1972) становище за преобладаващо покровния, разкъсан впоследствие тип ефузия.

Центровете на Устренски вулкански масив имат сравнително площно разпространение около селата Жълтика и Мишевско (к. л. Ардино – М 1:50 000), с. Сипец (к. л. Кърджали – М 1:50 000) и източно от с. Воденичарско (к. л. Джебел – М 1:50 000). Основните канали обаче са съсредоточени на к. л. Златоград около селата Устрен, Пловдина и Селянка (североизточния ъгъл на картния лист). Представени са от множество кисели екструзивни тела с разнообразни размери. За тях е много характерна вертикалната призматична отделност. Чест елемент по периферията на куполите са черните перлитни „яки”. Някои от тях са предшествани от слаба собствено-експлозивна фаза, установена от Кацков и др. (1966ф). Телата просичат фундамента и целия палеогенски разрез до седиментите на Джебелската свита включително. Високоиздигнатите постройки са предпоставка за разпространени по периферията внушителни по размери колувиално-срутищни езици.
5.3.4.2. Разломни структури.

В изследваната територия не са установени полегати, деколемантен или листричен тип нарушения, свързани с най-ранния етап от развитието на първоразрядната структура, въпреки че наличието им е възможно. Съмненията относно подобни взаимоотношения по познатия механизъм при залагането на Крумовградската група са основно за района на селата Генерал Гешево (отлепващ тип, съдейки по липсата на мрамори в западна посока) и южно и източно от Китна. При с. Добромирци в серпентинитите са регистрирани серия неизразителни срязвания и редуване на полегато наклонени на ЮИ брекчирани зони с по-големи ненарушени блокове, възприети като гравитачни плаки.

Повечето от разломите, съсредоточени по рамката на Източнородопската комплексна депресия представляват изразителни, субвертикални или стръмно западащи към вътрешността разседи, чиито етапи на заложение и евентуална регенерация са най-често трудноопределими.

Сложно блоково разчленени са северните участъци от изследваната територия. Най-изявени са сноповете с посока 50–55º от района на с. Чакърци. Характерно е клинообразното всичане на разломи, насочени към център, разполагащ се в района на с. Генерал-Гешево, както и една субекваториална система, най-значим представител на която е Генералгешевският разсед с пропаднал северен блок.

Разломите от Кирковско-Къпиновската зона (или Джеровския и Кирковски разлом) бяха накратко охарактеризирани при описанието на Къпиновския грабен. Подробни сведения за тях се предлагат в Обяснителната записка на картни листове Джебел и Кирково (М 1:50 000).

Най-изразителната дизюнктивна структура в района е Горскоизворският разлом. Западната дъга е установена при проучването на Кацков и др. (1965ф), а източната – от Йорданов, Калинова (в: Саров и др., 1997). Калдерният му характер и етапност в развитието му е установена от Йорданов (в: Саров и др., 1997) и по-пълно характеризиран при настоящото проучване. Разломът е от разседен тип, но сигурни критерии за определяне на амплитудата на калдерно пропадане липсват.

При с. Горски Извор дебелослоестите пясъчници на флишоидната задруга са в ясни тектонски взаимоотношения с кисели туфи от състава на вулканогенно-теригенната задруга. Разломът се съпровожда с интензивна катаклаза, милонитизация, глинясване и ожелезняване, характерно нашистяване в туфите и образуване на специфични дребни гънки със субвертикални оси. Дебелината на тази зона е около 2 m при елементи 210º/70º. В ЮИ посока зоната на калдерния разлом е вместваща за късната калдерна дайкова генерация, групирана в субпаралелни снопове в района на Пещерска и Коларска махала. При последната разседната повърхнина е проводник на късна нискотемпературна хидротермална кварцова минерализация. Дебелината на лещовидната жила достига 0,5–1 m.

Като синхронна със залагането (стъпаловидно пропадане) е възприета зоната, предположена от Кацков и др. (1965ф) и ограничаваща от СИ Горскоизворската грабен-моноклинала. Тя е паралелна с елемент от дъгата на калдерния разлом в отрязъка СИ от с. Горски извор Разломите се характеризират главно с интензивно зачервяване (ожелезняване).

Някои отсечки от разседните структури, оформящи Пресешкия грабен са трансформирани в най-общо северновергентни възседи. Южната линия от елиптичната конфигурация е известна под името Пресешка дислокация (Кацков и др., 1965ф). Тя е ясно изявена в левия шкарп на шосето с. Добромирци–Златоград. По тази линия серпентинитите на Добромирския масив възсядат с елементи 165/80º пясъчниците в зона с ширина 4–5 m. Обработката се изразява в катаклаза, тектонска глина с дебелина 10–20 cm, локално ожелезняване. По същата повърхнина са новоустановени и отседни харниши с посока 75/10º, възприети като дясноотседно движение.

Яминският разлом е известен и отнасян от предидущите автори като продължение на Пресешката дислокация. Той обаче няма западно продължение към с. Здравчец. Именуван е от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) на с. Ямино (к. л Джебел – М 1: 50 000). Определен е като крехко доразвитие или люспуване на Мъженската флексура с продължение на изток и ИЮИ (Растнишка флексура). Разломът има характер на разсед с пропаднал северен блок. Амплитудата на пропадане превишава няколкостотин метра. Ширината на тектонски повлияната зона варира, като в отделни случаи достига първите десетки метри. Освен с катаклаза, брекчиране, глинясване, пропадането е често съпроводено с приразломни огъвания. Както беше споменато, тектонската линия е късна, като усложнява и допълнително денивелира флексурното огъване. Понастоящем тя свежда нивото на Мъженската бариера до горните части или почти целия пълнеж на Джебелското понижение. В отсечката северно от с. Мъженци в посока с. Загорски разседната повърхнина е трансформирана във възсед с преобърнати наклони до 55–70º на юг (Йорданов в: Саров и др., 1997ф).

Северновергентните възсядания в указаната зона са възприемани като ретрошариажно отражение на късен субдукционен импулс (Йорданов в: Саров и др., 1997ф), но могат да се приемат и като резултат на колизионно притискане от юг. С този етап се свързва описаната от същия автор ясно изразена спрегната система пукнатини в наслоените туфи от района на с. Чакърци, където средностатистическото σ₁ е с ориентация 345º.

В границите на картния лист полезните изкопаеми имат широко развитие. Представени са множество различноформационни находища, проявления и индикации на метални и неметални полезни изкопаеми.

В изследваната територия се разкриват оловно-цинково-медни находища, проявления и индикации, отнесени към кварц-полиметалната рудна формация. Те съставляват части от известни металогенни единици.

Районът между с. Аламовци и Златоград обхваща минералогенните обекти на източната част от Ермореченския участък и югоизточната периферия на Маданското рудно поле. Те изцяло са разположени в метаморфитите на Ардинската литотектонска единица. Разкриващите се кварц-сулфидни жили имат сложна морфология и сравнително ниски съдържания. Формират проявления, които са привързани към спрегнатите участъци на Сполука-Лайков чукарския руден разлом от Маданското рудно поле и Ермореченската рудоносна зона. Жилите са неиздържани, разпокъсани и образуват система от близкоразположени стръмни разседи, характеризиращи се със стъпаловидни пропадания.

Кварц-полиметалните прояви от района на селата Старцево и Неделино (северно от Златоград) в различните етапи на изследване и възгледи са отнасяни към: Неделински руден район (Богданов, 1959), Мадано-Неделински руден район (Богданов, 1961), Мадански руден район (Богданов, 1960), Ардинско-Неделинско рудно поле (Кожухаров, 1965), Неделинско рудно поле (Манев, 1983; Ж. Иванов и др., 1988) и Омаревско-Шадийски участък на Маданското рудно поле (Манев, 1991).

По известните находища са Шадийца, Омаревско, Старцевско и др. Общо рудните жили се характеризират с масивна и брекчозна текстура. Имат ивичест строеж и са изградени от кварц-сулфидни и кварц-карбонатни минерални агрегати. Дебелината им варира от десетки сm до 1 и повече метри. Контактите с вместващите скали са резки. Орудяването е с прекъснат характер, като се редуват богати с бедни (безрудни) участъци. С промишлена стойност са били находищата Шадийца и Крив габър.

Площта на Неделинското рудно поле е меридионално удължена и е в пространствена взаимовръзка със Старцевската синметаморфна зона на срязване и напречните и коси крехки разломни нарушения.

Останалите полиметални проявления от картният лист се характеризират с ниски съдържания, незначителни размери и неясна перспективност. Преобладават жилните и метасоматичните прояви сред скалите на Старцевската литотектонска единица. В много случаи са придружени и от околорудни хидротермални промени. Минералообразуването е с пулсационен характер, а в орудяването се наблюдава определена зоналност. Рудовместващите структури варират от И–З до З–И посока. Рудите са обикновено средно- до нискотемпературни с разнообразие в текстурните особености и минерален състав. Главни рудни минерали са: галенит, сфалерит и пирит. Възрастта на орудяванията се приема за олигоцен-миоценска.

6.2. Неметални полезни изкопаеми – индустриални минерали

Азбест, талк, магнезит. Тези суровини са свързани с Добромирския (Kr/ub) и Яковишкия (Br/ub) ултрабазитни масиви.

Находищата в югоизточната част на Яковишкия масив са носител на промишлено антофилит-азбестово и талково орудяване. Установените талк-магнезит-антофилитови суровини изграждат прилягащи към контакта с кристалинните шисти зони и жилообразни зони. Те са развити в тектонски нарушения, съвпадащи с посоката на масива. Дължината им варира от 500 m до 1500 m, а широчината им – от 5 до 60 m. Има оценени прогнозни запаси от антофилит-азбестова и талкова суровина на около 33 млн. t.

Променените скали на сложноизградения Добромирски масив се характеризират с висока магнезиалност, относително ниска железистост и незначителни талкови, антофилит-азбестови и пикролит-азбестови минерализации (Божинов, Желязкова-Панайотова, 1979; Желязкова-Панайотова и др., 1982).

Пегматит, фелдшпат, слюди. Разкриват се в пегматитово поле, обхващащо двата бряга на Неделинска река (с. Долен – с. Пресека). Районът е изграден от метаморфити (St/mbg, Br/ub) и аплитоидни гранити (aγ). Жилите са с дебелина от 1 до 5 m, а дължината им не надвишава 50 m. Посоката им е североизточна и са почти вертикални. Те са секущи с резки контакти, зоналнo устроени с различна степен на диференцираност. Промишленият мусковит е свързан с кварц-мусковитовите заместващи комплекси в апографичната и пегматоидната зона и е концентриран в приконтактната част на жилите. Минералният им състав е: микроклин и олигоклаз (70–80%), кварц (15–20%), мусковит (5-15%) и акцесорни минерали.

До 1975 г. с малки прекъсвания е осъществяван добив по няколко жили. Обща оценка за полето е наличието на значителен потенциал за добив на тези индустриални минерали.

Изчислени са прогнозни запаси от 25 млн. t .

Въглищни прояви с непромишлено значение се установяват югоизточно от селата Загорски и Каялоба. Те са свързани с материалите на Джебелската свита (DjOl₁) и флишоидната задруга (fd/s).

Представени са от малкомащабни кариери на мрамори (St/c) – при селата Средец и Гърнати и гнайси (St/mbg) – около селата Неделино и Тънка бара. Освен за трошен камък се използват за цепени плочи (тикли).

Към геоложките рискови фактори се включват процесите, които в една или друга степен представляват геоложка опасност. Това са разрушителните ендогенни и екзогенни процеси и явления с внезапно или периодично активирано действие; процеси и явления с непрекъснато действие и процеси с непрекъснато действие, водещи до внезапно (рисково) явление (Бручев и др., 1994).

С голям обхват е свлачището при с. Лебед и северно от него. То е дълбоко, условно стабилизирано, с периодична активизация на части от него. В добре изразените свлачищни понижения са образувани плитки свлачищни езера, част от които са заблатени. В челната част на свлачищното тяло се активизират отделни участъци, като се образуват плитки, с малки размери свлачища, делапсивен тип. Такива свлачища се образуват и в долинните склонове. Активността им се влияе от страничната ерозия на реките, валежите и техногенната дейност. Плитки свлачища са активирани по десните долинни склонове на р. Аламовска, с. Пресека и южно от с. Горски извор.