тектонски СТРУКТУРИ в ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3.3.1. Североизточнородопска структурно-тектонска зона

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

В зоната се отделят четири подзони – северозападна, централна, източна и югоизточна.

В рамките на картния лист е застъпен само малък периметър от централната подзона на СИРТЗ. Подзоната е сравнително симетрична (25 х 27 km). За нея е характерен сравнително 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 вулкано-седиментния трог, както и един разделителен (централен), оформен по разположението на Габровската и Солищенската структура.

Централната подзона на СИРТЗ отчасти отговаря на т. нар. Североизточнородопска зона (NERZ – Boyanov, Goranov, 2001).

В пределите на картен лист Ардино и само в периметъра на Боровишкия грабен е включен незначителен участък от ЮИ периферия на подзоната. От треторазрядните (градивни) структури в рамките на Североизточнородопското комплексно понижение са застъпени части от Ранилистко понижение и Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог. Материалите на първата структура заедно с тези на Крумовградското и Припекското понижение са обединени в т. нар. Брезенска зона, рамкираща периметъра на трога.

Източнородопският риф най-често опасва като броеница и така рамкира периметъра на новозалагащата се структура. Поради това той следва да бъде засебен като самостоятелна подзона, но не като елемент на трога, в който се обрушва и преотлага.

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. Вън от неговия периметър не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

Структурата има отчасти асиметрично коритообразно сечение и е с форма, неправилна в план и подчертано удължена в ЗСЗ–ИЮИ посока. Заема пространството между околностите на с. Леново и района на Крумовград (до с. Чал, където строежните елементи по периферията му са класически). Залагането ù е свързано с рязко отдръпване на ранноприабонския басейн към зоната на колапса, като само локално е съпроводено с трангресия към околната суша.

Кърджалийската депресия на изток достига района на Ивайловград и с. Белополяне, а в западна посока – до с. Планинско. Пълнежът ù се отъждествява с разпространението на Кърджалийската вулкано-седиментна група.

Касае се за палеогенското пространство, плавно асиметрично негативно прегънато при тектонската преработка на възможно първично предестиниран, клиновиден и заливовидно вдаден на юг контур, заключен между Боровишкия разсед и Халачката разломна зона.

Южните центриклинални участъци се разполагат на около 500 m СЗ от с. Халач. От там шарнирът на гънката се следи на ССИ паралелно и в близост с източния ограничителен разлом до западно от най-южната махала на с. Голобрад. В северна посока той става субмеридионален и през кота 737 напуска границите на картния лист. Дължината му е около 3,2 km.

Югозападното крило е със спокойни (10–20° на ИСИ) наклони, формирано по скалите на Подрумченска свита, мергелно-варовиковата-, конгломерато-пясъчниковата задруга и троговата седиментация. Източното крило е напълно тектонски редуцирано. Ядрото е изградено от материалите на туфо-туфитната задруга (Зимовински вулкански комплекс), разполагащи се субхоризонтално (5–10°) върху седиментите на Пъдарска свита.

Едно от указанията за възможно предопределена тектонска ориентация е косото разположение на шарнира спрямо преобладаващия тренд на структурите от Североизточнородопския гънков комплекс (около 320°). Тектонската предестинация на структурата обаче може да се постави под съмнение. Съвременните дизюнктивни граници са резултат на относително млада тектогенеза. Сходните като ориентация и наклони елементи на фолиацията и слоестостта по югозападната ù (вътрешна и външна) периферия могат да се отдадат на късни емерзионни процеси в подуването на цокъла. Огъването, формирано по материалите на Свободиновска група, може да се обвърже с етапа на троговото заложение (склонови, синседиментационни гравитачни гънки на плъзгане от етапа R₂³), а слабите наклони под внушителната маса пирокластика отговаря на отделените от Йорданов (1996ф; Йорданов в: Саров и др., 2006ф) синвулкански екзогенни гънки на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта.

5.3.3.2. Момчилградска структурно-тектонска зона

Зоната има генерално СИ-ЮЗ (55º) направление, почти напречно (под ъгъл 85 º) спрямо структурите от СИРСТЗ. Дължината ù между селата Кушла (к. л. Златоград в М 1: 50 000) и Светослав (к. л. Студен кладенец в М 1: 50 000) е около 55 km. Напречната ширина е непостоянна, а максималната, измерена по удължението на централната подзона – 34 km (между селата Лебед и Долняне на изток – к. л. Крумовград в М 1: 50 000).

В нея също са обособени три подзони: североизточна, централна и югозападна. В рамките на изследваната площ в района на селата Щерна и Търновци са представени само части от западните окрайнини на централната подзона.

Централната подзона има субекваториално удължение, разположено косо спрямо второразрядната структурна зона. От север тя е ограничена от мисленото продължение на Момчилград-Джанковската крипторуптура (или възможен крипторазлом с аналогична И–З ориентация). От юг част от границата ù се бележи с тектонски скъсвания по флексурни пропадания от системата на Пресешката дислокация или нормално по материалите, изпълващи Бенковското понижение (ЮЗ подзона). Ширината между указаните граници е около 17 km. Дължината ù отговаря на максимално указаната ширина на второразрядната структура, а ако към нея се прибави и проникващата зона на Звезделския субвулкански елипсоиден пояс до северно от Крумовград, то тя нараства на около 40 km.

Пълният набор съставни структури в рамките на подзоната е охарактеризиран в Обяснителите записки към картните листове Кърджали и Джебел (М 1: 50 000). Периметърът на централната подзона на к. л. Ардино включва малка част от западните периферии на Кърджалийската депресия и треторазрядното Плазищенско понижение. Последното е с отношение към развитието на Нановишкия вулкански масив (треторазрядна структура от североизточната подзона на МГСТЗ).

Централната подзона е представена от южните дистални участъци на Нановишката магмопроводяща полукръгова структура. Пълна справка относно развитието на представите и характера на тази забележителна структура се предлага в Обяснителната записка към картен лист Студен Кладенец – М 1: 50 000. В рамките на изследваната площ е застъпена само малка част от т.нар. Плазищенско понижение, запълнено от дистални продукти на вулкана. Тази структура представлява аналог на също така новодефинираното Високополянско понижение (към Звинишко-Ибреджекската структурно-тектонска зона). Извън рамките на картния лист двете понижения са разположени съответно южно и северно от Нановишкия вулкан. Залагането на Плазищенското понижение се свързва с един сравнително напреднал етап от развитието на вулкана (Чифлишки вулкански подкомплекс). То приключва развитието си с оформянето на Джебелското понижение (Фиг. 11). Трансформираният плитък ранноолигоценски басейн се изпълва от скалите на пясъчниково-брекчоконгломератната задруга и варовиково-пирокластичната задруга от състава на подкомплекса.

Важни подробности около произхода и характера на киселите пирокластити се коментират в обяснителната записка на к. л. Студен кладенец към Геоложката карта в М 1: 50 000.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. В пределите на централната зона на МГСТЗ са застъпени част от северозападното крило на една голяма гънкова структура – Момчилградската синклинала.

Момчилградска синклинала. Структурата е описана за първи път и под горното наименование от Яковлев и др. (1954ф). Като „синклинорий” или „грабен-синклинала” се разглежда съответно от Бончев (1960) и Шабатов и др. (1965ф).

В пределите на картния лист тази структура има силно ограничен периметър на развитие. Подробна характеристика или отделни сведения за различни нейни части са приложени към обяснителните записки на картните листове Златоград, Джебел, Кърджали и Студен кладенец (М 1: 50 000).

В югозападните отдели на картния лист малкият фрагмент от СЗ крило на тази значителна по обхват регионална структура обаче заслужава коментар. Границите на Подковска свита от района на с. Жълтика повтарят идеално (изпълват) очертанията на отворена на юг нискоразрядна и плитка негативна брахигънка, оформена по скалите на Старцевската литотектонска единица от източната периферия на подуването. Със спокойни до средностръмни наклони (10–35°) фолиацията обточва споменатия контур. Елементите на слоестостта в груботеригенните материали на свитата тук са неясни (не се изключва континентален генезис). Тези обстоятелства обаче са нагледен пример за взаимовръзката мажду условията, механизма на залагане на басейните, поетапната структурогенеза и сходните ориентации на плоскостните структури във фундамента и палеогенската надстройка.

5.3.4. Други тектонски структури

5.3.4.1. Трансзонални тензионни зони

в района на Ардино очертават сравнително тесни зони, отговарящи на регионално развити тензионни пукнатини.

Р. Иванов (1960) обособява и описва Галенитска, Загражденската и Момчиловско-Давидковска тензионна зона. Тук се приема, че последната е клон на основната (Галенитска) зона.
Галенитска тензионна зона. Маркира се от множество изолирани едно от друго тела и вулкански постройки, образуващи сноп със запад-северозападна посока, следящ се на дължина повече от 50 km между селата Траве и Касапско (к. л Ардино) на ЮЮИ до с. Седефче (к. л. Крумовград). Ширината на тази ивица се изменя от 3–4 до над 20 km. Отделните линейни тела в повечето случаи имат сходно запад-северозападно удължение, въпреки че се срещат и такива със север–южно и в по-малка степен с друга ориентировка.

В пределите на картния лист вулканските тела и дайки са изградени изцяло от киселите продукти на Устренския вулкански подкомплекс. Те са подредени в широка приблизително 4 km и дълга 25 km зона със ЗСЗ-ИЮИ направление, следяща се между селата Баните и Мишевско. Ориентацията на дайките и телата е преобладаващо ЗСЗ, като в редки случаи варира.

Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) разглежда Устренския вулкан като внушителна, но равнопоставена второразрядна постройка – само една от поредицата центрове и тела, маркиращи единна първоразрядна вулканска структура от линейно-гнездови тип. Елементи от вулкана Устрен или т. нар. Мишевски център са застъпени в югоизточния ъгъл на картния лист. Подробна характеристика на структурата се предлага в Обяснителната записка към Геоложка карта в М 1: 50 000 – к. л. Златоград.

Момчиловско-Давидковският клон има субекваториално направление, дължина около 8 km и ширина – 4 km. СЗ от с. Невен се наблюдава локално изменение на основната посока на внедряване. Дайките в този отрязък са със СИ направление до субмеридионални. Не е изключено това да се дължи на преориентация по зоната на срязване Канарата.
Загражденски тензионен сноп. Маркира се от кисели и базични тела и дайки, разкриващи се на юг от с. Загражден (к. л. Комунига) до с. Любино. Снопът е с дължина 15 km и ЗСЗ–ИЮИ направление. В пределите на картния лист разпространеието на дайките е твърде ограничено. Представени са от единична шошонитова дайка, разположена непосредствено източно от с. Любино, която ограничава от югоизток Загражденския тензионен сноп.

5.3.4.2. Разломни структури

Структурата е със субмеридионална посока и, съдейки по афльориментите на Крумовградската група в северна посока, дължина около 2 кm. Наклонът е 15º на изток, маркиран по дебела 15–20 cm жълтеникава примляна зона с характерно кукообразно напукване, указващо посоката на движение. Зоната на въздействие в биотитовите дребнозърнести ортогнайси в лежащия блок, в които е осъществено част от срязването, надхвърля 5 m и се изразява в интензивна катаклаза, брекчиране, смилане, избелване и заохряне (лимонитизация). В източна посока срязването се маркира по основата на мраморна пачка, чиято преработка е описана в раздел 4.1.1. Още по-на изток катаклазираният и брекчиран (50–70 cm) фронт на мраморната пластина е отрязан от синхронно проявен антитетичен разлом в широка 10 m зона, изразена в брекчиране, катаклаза, опочвено тектонско глинясване и заохряне.

От запад структурата е редуцирана от зоната на Халачкия бордови разлом, а от юг – от субекваториално ориентирано нарушение с пропаднал северен блок.
Боровишки разлом. Разломът ограничава от запад-югозапад периметъра на Боровишкия грабен. Структурата е с посока приблизително 330° и дължина в пределите на картния лист около 5 km. В околностите на с. Брезен разломът се съчленява клиновидно с Халашкия субмеридионален разсед и продължава в южна посока към с. Кобиляне.

Въпреки преобладаващото стръмно западане, в един пункт върху пътя с. Боровица – с. Долно Прахово има индикации за съгласно с фолиацията в рамката скъсване между западащите под ъгъл 40° на североизток финоплочести биотитови гнайси и червения брекчоконгломерат на Подрумченска свита със зона на тектонска обработка (около 50 cm).

Макар и регистрирана на по-късен етап, заедно с Голобрадския разлом описаната структура най-вероятно се отнася към серията отлепващи (съгласни на фолиационните повърхнини и на границата на две разнородни среди) нарушения със средностръмни (50–60°) наклони, установени от Йорданов (в: Саров и др., 1999ф) за района на с. Долно Прахово. Тук е налице серия от крехки североизточни пластинообразни пропадания, съпроводени от харнишови повърхнини, активна катаклаза, милонитизация, почти повсеместно проявена хидротермална минерализация, обвързани с поредица неуточнени етапи на емерзионни импулси.

Като антитетични се възприемат разломите, ограничаващи от североизток пониженията при с. Богатино и с. Хромица.

Зоната съкращава едностранно от изток почти целия палеогенски разрез до туфо-туфитната задруга на Зимовинския вулкански комплекс.

Предполагаемата амплитуда на стъпаловидно пропадане в района източно от вр. Кьосехасанлаартепеси надхвърля 500 m. Зоната се характеризира с изключително силна тектонска преработка и интензивна хидротермална дейност. В източна посока са регистрирани паралелни, в т. ч. площни промени.

Към най-късната генерация разломи се отнася серията субекваториални разседи, напречно разположени спрямо удължението на грабена. Всички те се характеризират със субвертикални повърхнини и стъпаловидно пропадащи северни блокове.