Тектонски строеж на неозойската покривка

5.3.2.2. Североизточнородопско понижение

СИРП има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна ширина (~40 km). На СЗ то е тектонски ограничено по разломи, оформящи Тополовския клин. Югоизточният му фланг се маркира по центриклинално оформен участък, отново тектонски ограничен по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче или зоната на Авренския разлом (к. л. Крумовград – М 1:50 000). Второразрядната структура не бива да бъде съпоставяна със „Североизточнородопско понижение” (Боянов и др., 1995) и само отчасти отговаря на т. нар. Североизточнородопска зона (Boyanov, Goranov, 2001).

В обхвата на СИРП се отделят четири обособени части – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист са застъпени фрагменти от централната и северозападна част на СИРП.

Централна част. Като цяло централната част на СИРП е сравнително изометрична (25 х 27 km). За нея е характерен относително най-висок стил на нагънатост, следящ генералната ориентация и свързан с етапа на троговото заложение (R23). Самата тя може да се подели на три паралелни участъка, маркирани по СИ и ЮЗ клонове на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, както и един разделителен (централен), оформен по разположението на Габровската и Солищенската структура. Централният участък включва и напречно разположен между указаните структури ръкав, свързващ двата паралелни клона на вулкано-седиментния трог между селата Каблешково и Пчеларово.

Северозападната граница на централната част на СИРП се маркира по външния, най-често тектонски обусловен контур на разпространение на продуктите от докалдерния и син-посткалдерен етап от развитието на наложената Боровишка вулкано-тектонска структура (северозападна част на СИРП). Като най-общо югоизточно разположена ограничителна линия се възприема коляновидно прегънатото трасе на Кърджалийския разлом, разделящ я от североизточната част на второразрядното Момчилградско понижение и западната – Звинишка част на Звинишко-Ибреджекската комплексна структура.

В пределите на картния лист в пространството на централната част на СИРП попадат фрагменти от две треторазрядни единици – Ранилисткото понижение и Леново-Крумовградският вулкано-седиментен трог, както и част от „трансзоналната” Кърджалийска депресия. Условно нейната характеристика също се прави при описанието на разглежданата част от СИРП.

Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999б). Новото наименование се предлага при настоящите изследвания. В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от смесената (бракично-морска в основата) седиментация на теригенния комплекс. Залагането на треторазрядната структура се осъществява през ранноилирския R22 етап. На територията на картния лист се отделят 4 сравнително големи гънково-блокови структури, разположени в централната разделителна ивица и по североизточната периферия на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог: Габровско антиклинално подуване, разположено между селата Ангел войвода и Габрово до СЗ от с. Черноочене и с малък изолиран фрагмент в околностите на с. Пчеларово; Солищенска сложно устроена гънково-блокова структура с относителен център с. Рани лист; Николовско моноклинално издигане (между с. Широка поляна и с. Николово с продължение на к. л. Сусам – М 1:50 000) и блоково оформеното в района Воеводинско брахиантиклинално издигане, разположено в североизточния ъгъл на площта между с. Големанци и източно и ЮИ от с. Козлец.

Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог. Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф, 1999ф). Новото наименование (с. Леново е споменато още при първоначалното описание), се прилага за първи път при настоящите изследвания. Това мащабно съоръжение се залага на етапа R₂³, окачествяван често като времето на илирския преврат (Е. Бончев, 1971).

Трогът представлява инверсна (компенсационна) тилна зона на разтягане и активен колапс, съпроводен от дълбочинни осови или вътрешнобордови скъсвания, генериращи и контролиращи изцяло късноеоценския среднокисел вулканизъм в неговите рамки. Вън от неговия периметър много рядко присъстват вулкански прояви от етапа на залагане.

Структурата се разполага предимно върху части от Ранилисткото понижение или директно върху метаморфния фундамент, като в много случаи се обрамчва от приабонски рифови постройки с преобладаващо бариерен характер и се изпълва от материалите на Свободиновската вулкано-седиментна група.

Трогът е с асиметрично сечение и неправилна в план, подчертано удължена в СЗ–ЮИ посока (~135º) форма. В най-общи линии заема пространството между с. Леново (к. л. Искра – М 1:50 000) и Крумовград (околностите на селата Пелин, Перуника и Чал, където строежните елементи по периферията му са класически). Дължината му между указаните селища е около 74 km.

Бариерните рифови постройки, обрушени и преотложени в олистостромата от основата на изпълващата го вулкано-седиментна единица, маркират зоната на колапса, регресия на приабонския басейн към новозаложената структура, редуциране в рамките на трога и разливането му в южна посока (Бенковско понижение – к. л. Златоград и картни листове Джебел и Кирково – М 1:50 000), преодолявайки Кърджалийския праг в района между с. Седловина (Йорданов, 1999b) и Рибиновското издигане (к. л. Кърджали – М 1:50 000).

На един по-късен пиренейски подетап (R₃²) на пресечницата с и като част от Момчилградската второразрядна структура се залага Нановишката магмопроводяща полукръгова структура. По този начин на повърхността ЮИ фланг на трога заедно с големия Ирантепенски вулкан остава изолиран от централната част на СИРП и продължението на северозапад.

По време на етапа на залагане в рамките на описваната структура се оформят два ясно обособени клона – североизточен и югозападен, свързани помежду си с напречно разположен, наречен тук Средневски ръкав.

На територията на к. л. Николово са застъпени представителни части от двете паралелни структури. Разположението на двата клона предопределя разположението на фиксираните при етапа на залагане инверсни структури, указани при характеристиката на Ранилистското понижение – Габровското и Солищенското подуване. Същите се осушават, рамкират зоната на колапса и като цяло остават стерилни, навън и незасегнати от контролните фактори на последвалата вулканска активизация.

Втората подзона включва продължението на изток, маркирано по седиментите на Пъдарска свита между селата Черешица (к. л. Книжовник – М 1 1:50 000) и Долно Съдиево (к. л. Славяново – М 1:50 000). Дължината на този отрязък е 23 km с нехарактерна, косо разположена спрямо генералното удължение на трога субекваториална ориентация. Същата обаче съвпада с И–З ориентация на Звинишко-Ибреджекската комплексна структура (ЗИКС), като заема почти изцяло южната половина на Звинишката кръгова структура (западна част на ЗИКС) и продуцира приабонският Поповецки линейно-гнездови вулкан с аналогична ориентация. Ширината на повърхността в рамките на наложената ЗИКС е около 6 km.

Минзухарската вулкано-тектонска структура включва 4 главни вулкански постройки: Карачалъктепенски вулкан, Колецки вулкан, Николовски вулкан и Буковски вулкан (последният извън пределите на картния лист). Към Николовския вулкан е причислен сравнително самостоятелният, пространствено обособен и отделен за първи път тук Ястребовски вулкан, опасващ от север и северозапад Солищенската структура.

В изследвания район фрагменти от разкъсани потоци лави и лавобрекчи с разнообразни размери са съхранени между селата Пчеларово и Караманци, както и в района западно от с. Ангел войвода. В същия район част от материалите подстилат директно скалите на Ангелвойводската свита, разположени във вътрешната периферия на Боровишката калдера.

От района СИ от с. Лясково до околностите на с. Ангел войвода в изолирани площи са разкрити елементи от Караманската интрузия (Боянов, Маврудчиев, 1961) с хипоабисален до субвулкански характер.

Николовски вулкан. Структурата е отделена при проучването на В. Георгиев и др. (1996). Южните ù отдели, обособени при настоящите изследвания като Ястребовски вулкан, са отнасяни от същите автори като ЮИ продължение на Колецкия вулкан. Ние приемаме, че Ястребовската структура е подчинена, но относително индивидуална част от етапното развитие на Николовската вулкано-тектонска структура (вулкан). Главното основание за това е едностранното дъговидно разположение на постройката по северната периферия на Солищенското подуване, указващо за, макар и частичен, собствен структурен контрол. Дъговидната, слабо изпъкнала на север зона заема пространството между околностите на селата Патица и Люляково. Дължината ù е около 8 km, при ширина до 1,5–2 km. Основните вулкански канали са съсредоточени в източната ù част между северно от с. Ястреб до района на с. Соколяне и СИ от с. Люляково. Отделна обособена зона, изградена от лавови продукти с аналогичен състав, е очертана в района западно и СЗ от с. Зорница.

Николовският вулкан (s.s.) заема пространството между източно от с. Соколяне до около 1 km ЮИ от с Петелово. Дължината на указаната зона е близо 10 km, като разположението му следва генералното удължение на вулкано-седиментния трог. ЮИ от с. Широка поляна и СИ от Белипластката разломно-блокова зона е оформено всечено на СИ трогово разклонение с посока 50º, дължина до района на с. Козлец около 6 km и ширина 2,5–3 km. Страничният клон се ограничава от разположението на Николовското моноклинално издигане от СЗ и Воеводинското брахиантиклинално издигане от ЮИ. Продължението му в СИ посока е описано в Обяснителната записка към к. л. Сусам (1:50 000).

Вулканът представлява клъстърен ареал, формиран в субаквални условия. По-главните проводящи структури са групирани (северно от с. Соколяне) или разположени разсеяно и сравнително отдалечено една от друга. Размерите им варират от няколко десетки до няколко стотици метра в диаметър. Разположението им е незакономерно, но следва общата ориентация на структурата.

По-големи площи от пепелни до агломератови туфи със среднокисел състав са съсредоточени по периферията на северозападния фланг в района на с. Пчеларово. Центровете продуцират преобладаващо средни по размери лавови потоци и основно – потоци и покрови от лавобрекчи с латитов състав.

Треторазрядната постройка при вр. Карачалъктепе, даваща името на вулкана, е установена от Йорданов (1996ф). В по-ранните изследвания тези материали са отнасяни изцяло към „задруга на първи кисел вулканизъм”. Изгражда се от серия линейно подредени в субмеридионална посока силно еродирани некове с цилиндрична или удължена в С-Ю посока форма, най-северният от които представлява изразен в релефа конус със запълнен централен отвор и неравномерно разтечени по периферията потоци от латитови лави и лавобрекчи. Дължината на цялата постройка е около 2 km. Впечатление прави ориентацията на контролната зона (5-10º), отличаваща се значително от контролните фактори в трога, но приблизително радиално разположена към споменатия условен център на описаната дъга. В източна посока (ЮЗ от с. Горна крепост) са установени още три канала с диаметър от 3-5 m до няколко десетки метра, към които са прикрепени малки рифови постройки.

Група канали без определена подредба, продуциращи сравнително тънки потоци от латитови лавобрекчи, е съсредоточена североизточно от с. Звезден.

Поток от латитови лавобрекчи, разположени в малък клинообразен блок, е установен западно от с. Бялка (Йорданов – в: Саров и др., 2002ф).

На територията на картния лист е застъпена югоизточната част на вулкана, изградена от туфи, туфити, епикластити, както и потоци и покрови от лавобрекчи и лави с преобладаващо латитов състав. Лавите формират и известен брой самостоятелни центрове и субвулкански тела, разположени отчасти линейно (с. Яворово), но преобладаващо дъговидно около ядрените части на Мастатепенската синклинала. Те са включени в ареала и под контрола на вероятно тектонски обусловената минидепресия в троговото разклонение. Същата е с условен център, разположен на около 2 km ЗСЗ от вр. Мастатепе (Йорданов и др., 1996ф). Запълнена е от флуксотурбидитна седиментация (брекчоконгломератно-пясъчниковата задруга). Като вероятен по-късен резултат от тектонското развитие на тази структура би могло да се възприеме залагането на Крушовския вулкан по нейната югозападна периферия. Младият дъговиден Костиновски разсед доочертава съвременните ù граници.

Крушовският вулкан се разполага в околностите на едноименното село, като отделни издържани или лещовидно подредени броеницоподобно тела могат да се наблюдават северно от пътя между селата Дъждовница и Пъдарци (ЮЗ ъгъл на картния лист). Отделни тела от миндални андезити са разположени южно от с. Мартино.

Нашите изследвания доказват отчасти секущо (по отношение на ритмичната алтернация на Пъдарска свита), но преобладаващо послойно внедряване на тела с характер на класически силове именно по проницаемата граница между скалите на туфо-туфитната задруга (Зимовински вулкански комплекс) и подстилащата я Пъдарска свита.

Телата са с дебелина до 50 m и дължина 2–2,5 km. На около 500 m ЮЮИ от с. Крушка ние установяваме и вероятно един от главните подхранващи канали на структурата. Каналът е некоподобен, секущ, с вертикални контакти, сравнително изометрична форма и диаметър над 20 m. Същият просича силоподобно тяло и е запълнен с аналогични лави, препълнени с миндали, но разположени вертикално и ориентирани паралелно с посока 60º.

Структурата отразява приблизително новите граници на трансформирания през раннопиренейския етап R₃¹ олигоценски басейн, свързани с денивелачни процеси по южния борд на Момчилградската депресия. Басейнът се отдръпва на север и завладява значителна част от бордовете ù, представляващи до момента континентална суша. На територията на картния лист това значимо тектонско събитие се маркира по преобладаващо трансгресивната граница в основата на Ангелвойводска свита.

Блоково ограничени фрагменти от свитата, включени в обхвата на Боровишката калдера се разкриват на повърхността западно и югозападно от с. Ангел войвода (северозападния ъгъл на листа). Размитите в основата ù приабонски вулканити и зацепването в горните ù части (Горанов в: Боянов и др., 1995) с продукти от началните (докалдерни) етапи от развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура индикират времето, а възможно и връзката между двете събития.

Северозападна част. В регионален план в обхвата на северозападната част на СИРП са включени целите пространства или фрагменти от редица треторазрядни единици. От тях в рамките на картния лист попада само малка част от ЮИ периферия на Боровишката вулкано-тектонска структура.

Боровишка вулкано-тектонска структура. Като „Боровишка вулкано-тектонска депресия” е въведена за първи път от Р. Иванов (1971). Според автора тя включва „всички елементи от вулканските апарати на терциерния вулканизъм в Боровишкото понижение” (Р. Иванов, 1960).

Според Yordanov (2002) това е късна, наложена на един раннопиренейски (R₃²) етап структурна единица от трети ред, към състава на която не следва да бъдат причислявани приабонските вулкани, чието залагане се е осъществило под контрола на вулкано-седиментния трог.

В развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура се очертават три ясно обособени етапа (Р. Иванов, 1972): докалдерен (или „докалдерен комплекс” по същия автор); калдерен (или „калдерен комплекс”, отъждествяван с т. нар. задруга на втори кисел вулканизъм в района) и следкалдерен (или „следкалдерен процес”).

Данни за цялостното развитие на Боровишката вулкано-тектонска структура се привеждат в обяснителните записки на к. л. Искра и Комунига – М 1:50 000. На к. л. Николово са обхванати продукти или структурни подединици, охарактеризиращи частично трите главни етапа от нейното развитие.

В северозападния ъгъл на к. л. Николово е представен малък фрагмент от вулканска постройка, привързана към югоизточните вътрешни периферни участъци на Боровишката калдера. На повърхността не са установени вулкански центрове, които вероятно остават скрити под скалите на теригенно-туфозната и туфозна задруга. Едропорфирните лави покриват долния дребнопорфирен покров, като е спазена трайната тенденция (к. л. Комунига – М 1:50 000) за разтичане към вътрешността на калдерата. Най-вероятно се касае за вторично тектонски обусловени и изведени от първоначалното си разположение структури, преработени при калдерното пропадане.

Калдерата е с многоетапно развитие и наставен строеж (Янев, 1990), което определя характеристиката ù като калдерен комплекс.

Киселият вулканизъм, причина за формирането на калдерата, е започнал в началото на олигоцена и е преминал през няколко главни етапа (Янев, 1990), чиито продукти са обединени в номинирания тук олигоценски Боровишки вулкански комплекс. От него освен ултракалиевите докалдерни вулкани в описвания картен лист съвсем ограничено са представени продуктите на експлозивния вулканизъм (туфозната задруга). Те са резултат на началната, Плинийски тип активност, характеризираща се с изхвърляне на големи пирокластични маси, довели до формирането главно на пирокластични потоци, насочени към вътрешните части на синхронно високоамплитудно калдерно пропадане (in flow facies). Процесът се е осъществил първоначално в субаквална, бързо прехождаща в сухоземна обстановка.

Посткалдерни тензионни снопове. Към този тип вулкански структури са привързани скалите на Тримогилския подкомплекс. Наименованието (по името на с. Три могили – к. л. Комунига в М 1:50 000) обобщава описаните за първи път от Боянов, Маврудчиев (1961) като Пилашевски дайков сноп (к. л. Сусам – М 1:50 000) посткалдерни етапи на вулканска активност, проявена като групирани в тесни зони (снопове) дайки и преимуществено субвулкански тела с разнороден състав.

Дайките от сноповете запълват калдерни разломи, разполагат се във вътрешността на калдерата или нейната периферия (Р. Иванов, 1972). На к. л. Николово и к. л. Сусам е обособен т. нар. тук Асардеренски сноп, изграден изцяло от дайки с риолитов състав. Те са със субмеридионално направление и дължина 3,5 km. В северния си фланг (к. л. Сусам – М 1:50 000) дайките просичат един купол на Йончевските трахириолити (Боровишки вулкански комплекс).

В обхвата на Източнородопското комплексно понижение се разграничават няколко основни структурни генерации, привързани към водещи тектонски събития (Йорданов, 1996ф и Йорданов в: Саров и др.,2006ф). Установените класификационни типове гънкови и гънково-блокови структури са систематизирани в две главни генетични групи:

I – по отношение на връзката им с тектонската проява:

1. ендогенни (тектогенни) и 2. екзогенни (атектонски)

II – по отношение на седиментационните процеси в треторазрядните понижения:

1. председиментационни (по отношение на етапа R₂²);

2. синседиментационни, в това число синвулкански и синкалдерни;

3. постседиментационни.

Пълната класификация, обвързана с етапите на деформация, е изложена на табл. 3.

На територията на к. л. Николово са застъпени голяма част от указания тип гънкови структури. Повечето от тях се възприемат като генерирани през етапа R₂³. Макар и разположени в ядрените части на големите Маслиновска и Мастатепенска синклинали и деформирани на пръв поглед синхронно с крилата на структурите, може да се предположи, че рупелските кисели пирокластични продукти (преобладаващо под формата на пирокластични потоци) изпълват понижените части на вече съществуващи негативни прегъвания (т. е. понижени части на релефа), разполагат се нормално, следвайки структурните елементи на високопластичните седименти от подложката и под силата на тежестта на своята маса с комбинирано въздействие дооформят съвременния облик на структурите.

„Подуването” се разполага в централния разделителен участък, обособен между североизточния и югозападния клон на вулкано-седиментния трог. Представлява слабо удължена в СЗ–ЮИ (130º) посока брахиантиклинала с дължина 9 km по разположението на шарнира между р.Бяла Бреговица и с. Черноочене и непостоянна широчина. При залагането на трога тя е била осушено пространство (островна, „архипелажна” суша – Йорданов, 1996ф), поради което амплитудата ù е несигурна предвид последвалите денудационни процеси. Прегъването е спокойно, с амплитуда в границата на 500–600 m, със субвертикална осова повърхнина. Ядрените части са изградени почти изцяло от скалите на теригенния комплекс, а в блоково издигнати и удължени в идентична посока фрагменти от околностите на селата Ангел войвода и Винево под тях прозират брекчоконгломерати на Подрумченската свита и скали от фундамента. Северно от с. Дядовско върху основния пълнеж от ядката е съхранена тънка пачка хемогенни варовици от състава на мергелно-варовиковата задруга, върху която като част от югозападното крило на структурата се разполагат седименти с характер на

див флиш, отнесени към състава на Лисичарската свита. Освен тях, като основен елемент по периферията на ядрото са представени тефро-турбидитните наслаги на Пъдарската свита или преобладаващият пълнеж в троговото пространство. Наклоните в крилата са преимуществено спокойни до плавни (5–25º).

В ЮИ фланг на Габровското антиклинално подуване е оформен добре очертан периклинален участък, наречен тук Ябълченицка периклинала. Структурата представлява изпъкнала на ЮИ дъга, разположена между с. Житница до северно от с. Черноочене. Изградена е изцяло от скалите на Пъдарската свита, изпълващи междинния Средневски ръкав.

Северозападният периклинален завършек на брахиантиклиналата е загатнат по повиващите на СЗ с наклони 5–10º елементи в ядрото, но е редуциран и скрит под югоизточната периферия на Боровишката калдера от зоната на Сърнишкия калдерен разлом. Същият, заедно с Габровският (к. л. Сусам – М 1:50 000), Дядовският и разломите по североизточната периферия на подуването определят съвременния ù хорст-брахиантиклинален строеж.

Според нас определението „моноклинално издигане” е неточно. Издържано плавно моноклинално западане в южна посока по скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга е регистрирано само в района, разположен източно от с. Стремци до източно от с. Долна крепост. Зоната е с дължина около 5 km и широчина 1–2 km. В централната част, северно от с. Рани лист се очертава широко около 2 km и дълго около 5 km плитко брахисинлинално прегъване с посока на шарнира около 130º и субвертикална осова повърхнина. Структурата е означена тук като Ранилистка синклинала. В северозападна посока към селата Бърза река и Патица без видими усложнения се очертава трайна тенденция в позитивната ориентировка на елементите на слоестостта, оформящи полуизометрична брахиантиклинална гънка с дължина до района на с. Железник около 5 km и приблизително същата широчина. Структурата е означена като Бързоречко брахиантиклинално подуване, а обтичащите я елементи в крилата ù, оформени по скалите на Пъдарска свита между ЮЗ от с. Патица до района на с. Три могили очертават ясно изразен периклинален завършек, обозначен тук като Патишка периклинала. Същата, заедно разположената от СЗ Ябълченицка периклинала, оформят наречената тук Чернооченска брахисинклинала, разположена в Средневския ръкав между С от с. Божурци до С от с. Черноочене. Дължината ù е около 4 km при приблизително идентична ширина. Шарнирните зони са с посока около 45–50º, слабо изпъкнали на югоизток. Структурата няма изразени центриклинални участъци, а се разширява и отваря към фланговете си, прехождайки в крилата на Мастатепенската и Маслиновската синклинала. В централните си части и особено в района на с. Черноочене на нейния фон се наблюдават усложнения, свързани с по-едромащабни дисхармонични подводно-свлачищни гънки. В някои свои елементи те имат изправени крила, което дава основание на Московски (1987) да опише „малка флексура”, разположена в района на указаното село.

От запад, в района на с. Големанци, източно от с. Зорница до източно от с. Козлец (к. л. Сусам – М 1:50 000) структурата граничи с блоково оформен, вдаден на СИ ръкав от североизточния клон на вулкано-седиментния трог. Пак там, в района на Козлецка река (СИ ъгъл на картния лист) е оформен недобре периклинален завършек с повиващи на СЗ, запад и ЮЗ плавни (15–20º) наклони. Шарнирните зони се разполагат по самата южна периферия на разкритото на повърхността пространство. По-голямата част от периметъра е зает от плавно и монотонно западащи под ъгъл 5–20º на север елементи от северното бедро на подуването. По-осезателно е прегъването в района северозападно от с. Маслиново (к. л. Книжовник – М 1:50 000), с посока на шарнира около 110º. Южното (ЮЗ) крило и част от периклиналните участъци се явяват едновременно и североизточно крило на т. нар. Маслиновска синклинала.

Характеристиката и взаимоотношенията с фундамента от североизток и север на северното крило на Воеводинското брахиантиклинално издигане и Николовско моноклинално издигане са твърде близки, поради което може да се счита, че те представляват части от единна структура, върху която в зоната между селата Зорница и Козлец е наложен врязаният на североизток блоково ограничен фрагмент (страничен ръкав) от североизточния клон на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог. Това пространство е описвано от Костадинов и др. (1957ф) като „Козлецка синклинала”, но според нас структурата представлява по-скоро грабен, запълнен от скалите на Свободиновската група и отчасти от туфо-туфитната задруга на Зимовинския вулкански комплекс. Т. нар. тук Козлецки грабен се разполага напречно на удължението на Белипластката разломно-блокова зона с грабеновиден характер. На територията на картния лист той се следи между СЗ от р. Луковица и Козлецка река, южно, източно и СИ от с. Широка поляна до района на с. Козлец. Ориентиран е в посока 50º, дължина 5 km и широчина 1,5–3 km.

Маслиновска синклинала (Боянов и др., 1995). Разполага се между Воеводинската брахиантиклинала и Солищенското подуване. На територията на картния лист се следи между с. Три могили от ЮЗ до района южно от с. Зорница (ЮИ от Козлецкия грабен). Има характер на обширна брахисинклинала със слабо ондулиращ, накъсан и разместен напречно шарнир. Северно от с. Бели пласт той е с посока около 135º, а източно от селото повива на изток. Дължината на структурата в тази зона е около 12 km, а максималната ширина е 10 km. Синклиналата е със субвертикална осова повърхнина и максимална амплитуда 750 m (западно от с. Големанци).

Крилата на синклиналата са оформени по скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга, а в ядрените участъци се разполагат последователно скали на Свободиновската вулкано-седиментна група и по-високите нива до Чифлишкия вулкански подкомплекс (Нановишки вулкански комплекс). Ядрото на структурата е силно тектонски усложнено от наложената т. н. тук Белипластка разломно-блокова зона.

Белипластката разломно-блокова зона следва в общи линии посоката на шарнира на Маслиновската синклинала, преповтаряща от своя страна удължението на североизточния клон на вулкано-седиментния трог. На нейния фон изпъкват грабеновидно пропадналите кисели туфи от северозападните дистални зони на отлагане, изпълващи съответно блоково разчленени фрагменти от Кърджалийската депресия (Зимовински вулкански комплекс) и наложеното Високополянско понижение (Чифлишки вулкански подкомплекс от Нановишкия вулкански комплекс). Като Зорнишки грабен структурата е обозначена от В. Георгиев и др. (1996ф). Следи се от западно от с. Широка поляна до южно от с. Маслиново (к. л. Книжовник – М 1:50 000), с дължина повече от 14 km. В северозападния си фланг тя е широка между 500 и 750 m, а на изток в района между с. Големанци до северно от с. Долна крепост – близо 5 km.

Очертанията на североизточното крило следват приблизително линията с. Охлювец – с. Каблешково до западно от с. Черна нива (с. Новоселище – к. л. Комунига – М 1:50 000).

Югозападното крило е силно тектонски редуцирано по зоната на Костиновския разсед, съпроводено с преориентация на елементите на слоестостта към страната на висящия блок. Дължината на структурата в картния лист между селата Охлювец и Новоселище е 13 km. Максималната ширина между селата Костино и Каблешково е 7–7,5 km, което определя брахисинклиналния и характер.

Наклоните в крилата и ядрените части на структурата рядко надвишават 25º, като обикновено са от порядъка на 10–20º. В строежа на североизточното крило участват седименти на Лисичарската свита (див флиш от района на селата Черна нива, Даскалово и Дядовско) и основно ритмичните, тефротурбидитни по характер седименти от състава на Пъдарската свита, включващи неголеми интраолистостромни тела. На фона на трайното западане на ЮЗ са развити множество конседиментационни подводно-свлачищни гънки от мезопорядък с най-разнообразна (незакономерна) ориентация на шарнирите.

В строежа на ядрото от централните части участват скали на брекчоконгломератната задруга (в т. ч. с включени в границата ù интраолистостроми и тела от див флиш от района на селата Севдалина и Багра), отделни обособени рифови постройки, туфи и разливи от Яворовския вулкан, както и скали на Зимовинския вулкански комплекс. В северозападна посока ядрените части на структурата са заети почти изцяло от покрови лавобрекчи и лави, продукт на Яворовския вулкан.

5.3.2.3.Звинишко-Ибреджекска комплексна структура (ЗИКС–южна и западна периферна част)

Структурата е северен аналог на Плазищенското понижение от състава на второразрядната Момчилградска депресия. 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 пирокластични потоци, генерирани от центровете по северния отрязък от външната дъга на Чифлишкия линеен вулкан. Като цяло това представляват дистални фациеси на Нановишката структура, но прехвърлящи границите на Момчилградската комплексна депресия.

Основното разпространение на понижението е на картните листове Кърджали, Студен кладенец и Книжовник (М 1:50 000), където е охарактеризирана подробно.

На територията на картен лист Николово блоково ограничен фрагмент от понижението се разполага като ивица с посока 130º между северно от с. Бели пласт и околностите на с. Черешица (к. л. Книжовник – М 1:50 000). Дължината ù в пределите на изследвания район е около 8 km, широчина 1–5 km, изцеждаща и повиваща на изток и СИ в източния си фланг. Западните дистални участъци на отлагане, реликти от които са съхранени между района на с. Скална глава и ивицата между с. Николово и вр. Каратепе (к. л. Комунига – М 1:50 000), са извън обхвата на ЗИКС. Те не кореспондират пространствено с материалите, изпълващи Високополянското понижение и очертават собствен периметър, обозначен условно като Ненковско понижение. По-пълни сведения за тази новодефинирана структурна единица са изложени в Обяснителната записка към к. л. Комунига – М 1:50 000.

Седимент-вулканогенният пълнеж на Високополянското понижение участва в крилата на Бряговската синклинала, разполагаща се основно североизточно и северно от изследваната площ. Деформациите му се обвързват с късен или, както считат Боянов, Горанов (1997ф), „свързан с проявата на Савската фаза структурен план”.
Екзогенни гънкови структури. Установяват се няколко вида гънки от тази категория, с различен механизъм на формиране.

Подводно-свлачищни гънки. Този тип, условно F21 гънки (табл. 3) са образувани на фона на големите гравитачни гънки на плъзгане (F2) по крилата на синседиментационните негативни структури в двата клона на вулкано- седиментния трог. Те са образувани при комбинация от няколко благоприятстващи фактора – полупластичното състояние на преобладаващо тънкослойна турбидитна седиментация, конфигурацията на троговия басейн (склон и относително заравнени придънни участъци), както и съпътстващата седиментацията вулканска дейност (т. е. вулкански, сеизмични тласъци – Московски, 1987). F21 гънките са с преобладаващи метрови, мезоструктурни размери, като рядко превишават 100–200 m. Те често съпътстват интраолистостромните тела (с. Севдалина, с. Габрово), но в повечето случаи са видимо самостоятелни. Формата им е изключително разнообразна (Московски, 1987; Йорданов, 1996ф), като в т. ч. се наблюдават изоклинални преобърнати структури, на места създаващи впечатление за „пълна нагънатост”. Често се наблюдават вероятно тилни фрагментарни разкъсвания, при което отгорележащите седименти с напълно аналогични характеристики се разполагат с рязък контакт и съществен ъглов дискорданс спрямо подстилащите. При настоящите проучвания са установени и съществени вътрешноформационни скъсвания (фиг. 10).

Подводно-свлачищни гънки с по-значителни размери са установени в Средневския ръкав, но са съсредоточени главно по североизточното крило на Мастатепенската синклинала, като присъстват, но затихват към централните части на структурата.

Ориентировката на шарнирите и вергентността им, противно на ориентировката на големите гънки на плъзгане в крилото на структурата, не показват никаква закономерност или трайна ориентация на структурните


Фиг. 10. Подводно-свлачищни гънки и вътрешноформационно срязване всред седиментите на Пъдарската свита в шкарпа на пътя при разклона на шосето за с. Черна скала

1 – тънкоритмична алтернация на сиви тънкоплочести мергели и пясъчници (Пъдарска свита); 2 – интраолистострома – челна брекча от подводно свлачище с интракласти от варовити пясъчници; 3 – повърхнина на вътрешноформационно срязване
елементи.

Гънки на първични наклони в лавовите покрови. Този тип гънки (F22) имат широка възможност за изява в райони с изключително ефузивен характер на вулканската дейност. Те са обширно или локално развити, но техните характеристики, ориентация и размери в повечето случаи могат да бъдат интерпретирани само при реконструкцията на самостоятелно взет вулкански апарат. Йорданов (1996ф) описва подобни единични антиформни мезоструктурни гънки за локалитета, разположен на около 2,5 km западно от с. Широка поляна. Същите са оформени около малък, запълнен с латитови лавобрекчи център от ареала на Николовския вулкан, продуциращ 6 или 7 разтечени един върху друг, симетрично плавно огънати лавови потока, отговарящи на съответния брой слаби ефузивни импулса. В конкретния случай протоантиформния характер на структурите маже да се отдаде на първично пасивно обтичане (обличане) на по-стара изпъкнала форма на релефа. В този смисъл те следва да се разглеждат като псевдогънки (Хайн, 1973).

Гънки на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта (F₂³). С „активен натиск на лавовите потоци и въобще на механичен натиск, свързан с проявите на магматизма” редица автори (Г. Бончев, 1921; Боянов, Маврудчиев, 1961; Минчев и др., 1964) обвързват генезиса на подводно-свлачищните гънки или всички специфични структури в тефро-турбидитната седиментация на късноеоценския басейн от конкретния район. За подобен характер на огъване беше вече споменато при описанието на някои от по-главните структури.

Под влияние на собственото тегло на вулканските продукти в подстилащите ги слаболитифицирани (неконсолидирани) високопластични седименти възникват екзогенни негативни огъвания. В изследвания район този тип гънки са представени от изключително синформно огънати плитки структури с твърде непостоянен мащаб, форма и ориентация, чиито контури обикновено строго следват контурите на вулканските ефузивни или експлозивни стратифицирани наслаги. Последните твърде често оформят техните ядрени участъци, около които структурните елементи на отдолу разполагащите се седименти повиват и вергират.

Според нас контурите на бедрата доста точно отразяват първичния контур на разпространение, т. е. първичния периметър най-вече на киселите пирокластични потоци (Йорданов, 1996ф).

Подстилащите водосъдържащи високопластични слабо литифицирани седименти се слягат, уплътняват и синформно огъват под тежестта на лавовите продукти и пирокластични маси на приабон-олигоценския вулканизъм. Приема се, че най-вече локално прекомпенсиращите кисели пирокластични отложения на субаквалния вулканизъм запълват и дооформят F₂–първичните ядра, като около тези резистентни ядрени маси се дооформят крилата на доминиращите негативни структури.

Подобни гънки се очертават в района на върховете Йорлентепе, Демиркан, Мастатепе, селата Дъждовница и Скална глава, северозападно и южно от с. Мургово и пр.

Гънки на ерозионно разтоварване. Този тип гънки също следва да се разглежда като резултат от комбинираното въздействие на няколко благоприятстващи фактора. Поприще на изявата им е отново специфичната високопластична тънкоритмична алтернация на Пъдарската свита.

Към F₇ структурите отнасяме хемиантиклинално огънатите тесни, напречно разположени (приблизително субмеридионално ориентирани в случая) линейни гънки от района на с. Пъдарци (Йорданов,1996ф).

F₇ гънките представляват периферни позитивни структури (структурни носове), които могат да бъдат еднакво схванати като синхронни хемиантиклинално изпъкнали аналози на синклиналните гънки на вулкано-тектонско слагане под силата на тежестта. За целта следва да бъде изпълнено условието за непроменен вследствие ерозията първичен контур на пирокластичната (синклинална) ядка. Нехарактерният, несвойствен тренд и пълното съвпадение на осите с ориентацията на дълбоко врязания безименен дол, разположен западно от селото обаче ни кара да оприличим някои от тези структури с т. нар. „складки выпирания” (Хайн, 1973). Образуването им се свързва с локално отмиване на отгорележащите пирокластити по речната долина и течение на пластичната подстилаща формация във вертикално направление към ерозионния размив. Както уточнява гореуказаният автор, процесът е сходен с диапиризма.

Ориентацията на този тип гънки видимо зависи от ориентацията на долинната мрежа, която пък от своя страна е пряко подчинена от морфоложките особености на релефа.

В регионален план структурата се следи западно от Кърджали през Чифлик до околностите на с. Мост (Хасковско). В пределите на картния лист S-образно извит и силно наклонен фрагмент от нея с променлива посока и пропаднал южен и източен блок преминава ЮИ от с. Иванци, с. Звезден, ЮИ от същото село и оттам дъговидно повива до района на с. Чифлик. В тази отсечка най-общо структурата отделя скалите, изпълващи Високополянското понижение от южната периферия на Солищенското подуване, части от вулкано-седиментния трог с индивидуални постройки от Карачалъктепенския вулкан и пирокластити на Зимовинския вулкански комплекс. Тези взаимоотношения не дават възможност за еднозначно определяне амплитудата на пропадане. Почти по цялото протежение зоната на разлома се характеризира със стръмни до изправени елементи както в лежащия, така и във висящия блок. Изключение правят само по-плавните наклони на изток в северния край на с. Чифлик.

Попов и др. (1972) характеризират отрязъка между южно от указаното село до околностите на с. Мост (к. л. Книжовник – М 1:50 000) като „Чифлишка разломно-флексурна зона”, част от т. нар. Добромирски разломен сноп с „Твърдишко направление (30–40º). Според същите автори по нея са осъществени и леви възсед-отседни движения. По наши данни на картния лист с флексурно прегъване и частично скъсване се характеризира целият дъговиден отрязък, следящ се между ЮИ от с. Звезден до с. Чифлик. Този факт е указание за продължението на Кърджалийския разлом в западна посока, (схващана като част от Ардинския разломен сноп). Южното продължение на (флексурно) разломната зона към с. Жинзифово (Р. Иванов, 1960; Попов и др., 1972) не е потвърдено.

Южно от с. Чифлик всред варовиково-пирокластичната задруга на Чифлишкия вулкански подкомплекс са проявени няколко спрегнати структури с разседен характер. Югоизточно от с. Звезден разломът е накъсан от серия дясноотседни смествания с ЮИ–СЗ посока.