1. въведение

3.3.1.2. Литология

Характерни са бързите промени в състава на разреза, които са предопределени от първичния, седиментен произход на скалите. В Адамльол дере в рамките на сантиметри се наблюдава редуване на биотитови и амфибол-биотитови прослойки, а югозападно от с. Дрангово в редуването участват биотитови гнайси, амфиболити и прослойка от мрамори. Биотитовите гнайси са пресечени от множество пегматитови и аплитови жили, които са коси и послойни на шистозността. Наблюдават се и неиздържани, на места огънати кварцови жили.

Биотитовите гнайси са дребно- до среднозърнести, тъмни и светлосиви на цвят скали. Общо са неравномернозърнести. Текстурата им е шистозна, ивичеста, а структурата – лепидогранобластна, порфиробластна по гранат, на места катакластична до милонитна. Главните скалообразуващи минерали са: биотит, кварц, плагиоклаз; а второстепенни са: гранат, мусковит, епидот, карбонат, скаполит. Като акцесорни се срещат апатит, турмалин, циркон, титанит и рудни минерали, а като вторични са представени хлорит и серицит.

Протолитите на биотитовите гнайси са морски песъчливи до песъчливо-варовити седименти без аркозна компонента. Минералните парагенези показват метаморфизъм в амфиболитов фациес.

Масивните ортоамфиболити се разкриват на големи площи около селата Здравчец, Добринци и вр. Папаз тепе. Характерна за тях е масивната текстура, унаследена от първичната магмена скала. При тях рядко се наблюдава ивичеста текстура, която се дължи или на първичната скала (ивичесто габро) или е възникнала в резултат на метаморфните процеси. Метагабрата са сравнително по-едрозърнести, като се наблюдават белези на запазена габроофитовата структура на магматичния протолит. Основните скалообразуващи минерали за този тип амфиболити са представени от амфибол, плагиоклаз и гранат. Протолитът на амфиболитите е бил базична магматична скала, най-вероятно габро.

В калкошистите карбонатните и силикатните минерали са почти в еднакви количества, като новообразуваните люспи от мусковит и биотит са еднопосочно изтеглени и оформят фолиацията. В шлифите се наблюдават и недобре издържани ивици от по-дребнозърнести кварц и плагиоклаз. В Ереклидереси – западно от село Първенци (в района на с. Генерал Гешево), близо до границата с Кърджалийската единица, представена от фрагменти от Добромирските ултрабазити и лещи от еклогити, се наблюдават милонитизирани в пластично състояние ивичести мрамори. Макроскопски те са дребнозърнести сиво-бели до сиви и кремави на цвят и наподобяват много псевдомикритни варовици. В тях се наблюдават включения от двуслюдени гнайсошисти. Понякога тези включения са броеницоподобно подредени, като държат определено ниво сред ивичестите мрамори. Микроскопски се наблюдава ситнозърнеста карбонатна маса, в която има едри закръглени зърна от плагиоклаз, кварц и мусковит, които са значително ондулирани. Тези по-едри късчета от силикатни минерали са механично влючени в милонитизираната маса. Мраморите са пластично деформирани с гънки на пластично изтичане. Пластичната деформация се обяснява с включването им в милонитната зона.

Части от Яковишкия ултрабазит се разкриват около вр. Говеждо пладнище. Там те са в асоциация с метагабра и еклогити.

Яковишката ултрабазична пластина е изградена в по-голямата си част от хомогенни, без макроскопски видима ивичестост скали, но обикновено с ясна шистозност, особено в приконтактните ù части. Единствено в района на с. Долно Къпиново в скалите се наблюдават участъци на ясно първично разслоение с дециметрова дебелина на слоевете. В югоизточната част на масива в района на вр. Голямата чука и на юг от него голямо разпространение имат дебели до десетина метра пегматитови жили.

Според Желязкова-Панайотова (1989) Яковишкият масив е изграден главно от харцбургити, редуващи се с дунити. Взетите от нас петрографски образци са главно от дунити и перидотити, силно до пълно серпентинизирани. Обикновено под микроскоп те са монотонни, като в единични случаи може да се предположи (по разпределението на рудния прах), че първичната скала е била слабо разслоена – наблюдават се ивици без или набогатени на руден прах.

Запазените реликти от първичната минерална парагенеза са главно от оливин. Той е представен от едри зърна, повсеместно серпентинизиран с образуване на характерната бримчеста структура. Тя се запазва и след пълното серпентинизиране на оливина, като централните части се запълват от финолюспест изотропен серпентин или по-късно отложил се карбонат, вероятно магнезит. Наличието на бастит в някои от препаратите е белег за присъствието на ортопироксен в първичната скала.

Друг първичен минерал е тремолитът. Той се среща в едри призматични удължени зърна, понякога събрани розетковидно. Понякога кристалите му се разполагат върху оливиновите и в краищата си, където обикновено са разнищени, ги обхващат и частично заграбват. Това е белег за образуването му по-късно от оливина, но преди наложените нискотемпературни промени (вероятно още при метаморфизма на водосъдържащата горна мантия).

Тремолитът е също серпентинизиран и карбонатизиран, при което се замества от бастит, асоцииращ с отложени карбонатни зрънца, но обикновено се запазват контурите на първичните тремолитови кристали. Хромшпинелидите също са част от първична минерална парагенеза, но те почти винаги са прекристализирали и непрогледни. Рядко просветват при успоредни николи в кафеникавочервено. Обикновено зърната им са с нарушени кородирани контури.

Ултрабазитите са обогатени на рудни минерали. Освен хромшпинелидите се наблюдава и руден прах, претърпял събирателна прекристализация и съсредоточен по пукнатини или по контурите на някои минерали (например хлорит).

Ултрабазитите са били подложени на различни вторични нискотемпературни промени. Серпентинизацията е основната промяна и е протекла на няколко етапа. Най-ранната е главно хризотил-лизардитова, парагенетична с хлоритизацията. Понякога серпентинитът е примесен с бруцит. Широко развита е и карбонатизацията, главно на тремолита и по пукнатини, а най-слабо разпространено е оталкозяването. Успоредно с тези нискотемпературни промени скалите са били и отчасти пластично деформирани, като в отделни по-разхлабени зони в тях серпентинът е претърпял събирателна прекристализация, при която се оформят по-едри зърна с влакнест хабитус.
Порфирни метагранити (Br/pmγ). В разреза на Боровишката единица западно от с. Генерал Гешево и източно от Добринци се разкриват тела от порфирни метагранити. Там те са представени от пластично деформирани порфирни и равномернозърнести метагранити, внедрени сред пъстър разрез от биотитови гнайси и гнайсошисти, метагабра, лещи от серпентинизирани ултрамафични скали и мрамори. Една част от тях в различните доклади на Саров и др. (1997–2000ф) и в дисертационната работа на М. Овчарова (2005) са описани под името Генерал Гешевски порфирокластични метагранити. Ще се спрем по-подробно на тяхната характеристика, тъй кото в редица по-ранни работи са описвани и като гранитизирани и мигматизирани плагиоклазови гайси (Кацков и др., 1965ф); част от Бойновската гнайсова свита (Р. Иванов, 1985ф), или Богутевска свита от Родопската надгрупа (Кожухаров, 1984, 1986).

Скалите са сиви на цвят, средно- до едрозърнести, в различна степен деформирани и нашистени, като шистозността отговаря на тази в пъстрия разрез, който ги вмества. В района на Каменарци и опашката на язовир Кърджали шистозността е изправена до вертикална, с ясна отседна линейност и критерии за ляво отседно срязване. По-често са равномернозърнести, но на места се наблюдават и различно големи порфирокласти от калиев фелдшпат с големина до 2 cm (СЗ от с. Генерал Гешево), преориентирани паралелно или косо на шистозността, пълни със зонално разположени включения от по-рано изкристализирали минерали. В равномернозърнестите метагранити се срещат деформирани (изтеглени по шистозността) включения, което също е белег за магматичен произход. В приконтактните участъци под палеогена при с. Генерал Гешево метагранитите са силно срязани и милонитизирни, а пегматитовите жили в тях са също деформирани и будинирани. Срещат се и секущи пегматитови жили с проникваща фолиация, съвпадаща с регионалната. В метагранитите под палеогена с наблюдава ясен S/C милонитен строеж, като по „С” срязванията и фелдшпатови сигми е определена северна посока на синтектонски транспорт.

Структурата на деформираните порфирокластични гранити е неравномернозърнеста, като на фона на средно- до дребнозърнеста основна маса се открояват едри порфирокласти от калиев фелдшпат. Характерна особеност е, че в междузърнията на плагиоклазовите и калиевофелдшпатовите зърна, както и около едрите порфирокласти от калиев фелдшпат се е образувал ситно- до микрозърнест агрегат от интимно прорастли плагиоклаз-кварц-калиев фелдшпат, с интензивно проявени мирмекитизационни процеси, а често и дребнолюспест биотит.

Главните скалообразуващи минерали са: калиев фелдшпат, плагиоклаз, биотит, кварц, а акцесорни са: апатит, циркон, аланит, епидот.

Минералите са твърде неравномерно разпределени в скалата и особено това се отнася за калиевия фелдшпат. Освен в много едри порфирокласти той изгражда и средно едри зърна, съсредоточени в ивичести участъци, някои от които могат да се свържат със „сенките на натиск” около калиевофелдшпатовите порфирокласти. Порфирокластите са заоблени до удължени и ромбоидни. Съдържат пойкилитно включен дребнозърнест автоморфен плагиоклаз – белег за магматична структура. Грубо зазъбващите се граници между двата калиевофелдшпатови порфирокласта, с множество прави и удължени сегменти е указание за кристализацията им от магма в условия на стрес, при сравнително висока температура – 500С (Kruhl, 2003). В участъците с по-силно проявена деформация големите порфирокласти от калиев фелдшпат показват добре проявени структури, характерни за пластична деформация в твърдо състояние – вълновидно потъмнение, поява на субзърна и рекристализирали зърна по края, частична проява на микроклинова решетка. Такива структуктури са характерни за рекристализация при температури >500С (Voll, 1976; Simpson, 1985; Tullis, Yund, 1985; Gapais, 1989).

Наличието на микроклинова решетка в прекристализиралите зърна е типично за калиеви фелдшпати, деформирани в твърдо състояние, при постепенно увеличаваща се деформация (Еggelton, Buseck, 1980; Bell, Jonson, 1989). В някои от големите зърна се наблюдават пукнатини, развити под голям ъгъл спрямо основната фолиация, което е указание за по-ниски температури – <500С и крехка деформация (Simpson, 1985; Tullis, Yund, 1985). В близост до източната граница на порфирокластичните гранити се наблюдава нехомогенно проявена деформация и скалите имат вид на типични милонити. Концентрирането на напреженията по краищата на порфирокластите води до образуването на ядрено-мантийна структура, която се свързва с аностомозиращата дребнозърнеста основна маса, развита около порфирокластите. Мирмекитизацията е също неравномерно проявена и е локализирана предимно по границите на порфирите, в участъците на акумулираното напрежение – в близост до зърната с микроклинова решетка или пукнатините.

Плагиоклазът е относително изометричен, понякога финоламелиран, An20-25. Плагиоклаз І носи белезите на магматичен, сложно срастнал, включително и по карлсбадски закон, слабо зонален, серицитизиран. Представен е от относително едри, с изометричен хабитус зърна. Когато е включен в порфирите от калиев фелдшпат, той е силно променен и мирмекитизиран. Плагиоклаз ІІ се среща като прекристализирали зърна в основната маса. Деформационните явления в плагиоклаза са вълновидно потъмнение, деформационни срастъчни ламели и напукване, което е индикатор за деформация в твърдо състояние.

Кварцът е средно до дребнозърнест, събран в неправилни удължени участъци. Показва вълновидно потъмнение и частична до пълна рекристализация, с ротация на субзърната. В богатите на кварц участъци зърната са удължени, особено субзърната и образуват неиздържани рибони, характерни за нискотемпературна рекристализация. Кварцовите зърна между калиевофелдшпатовите порфирокласти показват тенденция към изправяне границите между зърната; ръбовете им са силно или по-слабо извити и на места са свързани като тройници (указание за относително по-висока температура на рекристализация, около 500С).

Биотитът е кафяв, плеохроитен, включен пойкилитно в плагиоклазовите или калиевофелдшпатови порфирокласти или съсредоточен в неиздържани ивици, с което оформя шистозността на скалата. В ивиците от биотит или в съседство с тях е отложен в тънки прожилки или в отделни по-едри зърна карбонатен минерал. Срещат се и отделни дребни зърна от епидот.

Бялата слюда, предимно дребнолюспеста се среща, макар и рядко, съсредоточена по „С” зоните на срязване и образува на места дребни „слюдени риби”, които маркират северна посока на синметаморфен транспорт.

Акцесорните са: апатит, обикновено в ивичките от биотит, циркон – призматични, бипирамидални кристали и идиоморфни едри зърна от аланит, често с обвивка от епидот.

В деформираната пегматоидна фаза на порфирокластичните гранити преобладава плагиоклаз, кварц и едролюспеста бяла слюда. Срещат се още единични гранатови зърна. От акцесорните минерали в изкуствения шлих са отделени освен циркон още и монацит, както и единични зърна от ксенотим, каквито не са установени нито микроскопски, нито в изкуствен шлих в пробите от порфирокластичните метагранити.

От петрографските наблюдения на порфирокластичните метагранити могат да се изведат следните общи особености:

– Наред с ясната прекристализация в скалата има запазени съотношения на минералите от магматичния етап – установяването на кварца в неправилни участъци, запазването на порфирите от калиев фелдшпат, а вероятно и плагиоклаз, който е само отчасти прекристализирал.

– Като цяло доминиращите микроструктури показват наличие на наложена в твърдо състояние динамична рекристализация в крехко-пластични условия.

– В участъците със слаба деформация са запазени първична ориентация на фелшпатите, слабо напрегнати кварцови зърна и недеформиран биотит, което е указание, че тези структури вероятно са формирани още в магматичния етап, преди достигането на пълната кристализация на магмата.

– В зоните на силно срязване се наблюдават белези за ниско-температурна пластичност и преобладаващо крехко напукване на фелдшпатите, едновременно с пластична деформация на кварца и биотита, което е указание за крехко-пластичните условия на деформация (Simpson, 1985). Това насочва към полето на висок зеленошистен – нисък амфиболитов фациес (400–550С) за условията на деформациите в твърдо състояние. Доказателство за това са: 1 крехко напукване на калиевите фелдшпати и плагиоклазите, образуване на деформационни ламели, субзърна и рекристализация (450–550С); 2 пластична деформация (рибони тип 2 и 3) и частични процеси на възстановяване на кварца чрез ротация на субзърна, предимно субзърна развити паралелно на призмите, но не и по базичния пинакоид (450–500С); 3 пластично поведение на биотита в зоните на срязване (>300С).

Метаморфизмът е в началните нива на амфиболитов фациес, но няма макро - или микроструктурни белези за ясно обособена топилка в резултат на процеси на частично топене.

Наличието на нови минерални фази в деформираните пегматитови жили (монацит и ксенотим), както и установените умерени температури на метаморфизма и деформациите, дават основание да се предположи образуването на тези фази в субсолидусни условия и/или под влияние на допълнителни флуиди.
Аплитоидни метагранити (Br/amY). Аплитоидните метагранити се разкриват около порфирните метагранити при с. Генерал Гешево и около вр. Говеждо пладнище. Те представляват левкократни ортогнайси с милонитна фолиация и ясно изразена стриационна линейност. По състав са кварц-фелдшпатови скали, на места с очна текстура.
3.3.1.3. Структурни особености

Фолиация. Фолиациата в Боровишката литотектонска единица е много ясно изразена в парагнайсите и мраморите и значитено по-слабо в масивните ортоамфиболити, еклогити и метагабра. Характерна особеност за цялата единица е интензивната нагънатост в тесни изправени гънки с посока на шарнирите СИ–ЮЗ (30–40°). Тези гънки са добре очертани в участъка между Говеждо пладнище и с. Дрангово и в района на вр. Сиври тепе. Размерите са сантиметрови, метрови и километрови. Структурите по фолиацията се отличават много ясно и рязко контрастират в сравнение с хода на фолиацията в Ардинската и Старцевската единица, където тя е спокойна и потъва полегато към изток–югоизток.
Линейни структури и посока на тектонски транспорт. Линейните синметаморфни структури са представени от линейност по биотит и амфибол. Тя е развита по плоскостите на фолиацията и е паралелна на шарнирите на гънките с посока СИ–ЮЗ (30–40°).