ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3. ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3.1. Подходи в тектонското райониране

В хода на проучването се наложиха известни терминологични промени. Те са свързани с употребата на термина „структурна (тектонска) зона”. Досега той се използваше в традиционния си (в т. ч. и за района на Източните Родопи) широк смисъл за структури от различен порядък и характер. Като такъв той фигурира и на отпечатаната геоложка карта на картния лист. Впоследствие бе счетено за целесъобразно употребата на термина „зона” да се хармонизира с възприетия понастоящем (при тектонското райониране на Алпийските и Карпатските терени) по-тесен смисъл за структура с определен по-висок ранг. Във връзка с това използваните досега „зони” и „подзони” са заменени с по-неутрални понятия като „структура”, „част” или „участък”.

Промяната е извършена при подготовката на обяснителната записка, последвала отпечатването на геоложката карта. За да се постигне терминологична съпоставимост между двата материала, в тектонската схема на записката и при въвеждащите текстове на тектонското райониране структурните термини са показани с двояката им употреба.

Като условно първоразрядна структура, обединяваща цялото палеогенско пространство, се отделя Източнородопското комплексно понижение. С добавката „комплексно” (за разлика от традиционно използваното название „Източнородопско понижение”) се акцентира върху сложния, преимуществено вулкански строеж и пространствена изменчивост.

Структурообразувателните процеси са обособени в 4 главни етапа: R₁ – ларамийски; R₂ – илирски (късноеоценски); R₃ – пиренейски (рупелски) и R₄ – неотектонски (хат-рецентен). Всеки от тях е поделен на съответния брой подетапи (структурни подетажи) в обвръзка с времето на залагане на треторазрядните структури. Характерно за целия периметър на първоразрядната структура е неизразителната гънково-блокова, „германотипна” нагънатост.

Залагането на трите второразрядни структури в трайно очертаните им граници се предшества от формирането на Крумовградското и Припекското понижение, чиито регионален обхват и залагане се свързва с края на ларамийския и началото на илирския етап на развитие. За разлика от тях в един по-късен времеви интервал, съответстващ на началото на пиренейския етап, се формира друга широкообхватна депресия – Кърджалийската, с „трансзонален” характер.

Сравнително по-подробни сведения спрямо съподчинеността на структурите, както и принципите и критериите на тектонско райониране, са изложени в Обяснителната записка към картен лист Искра в М 1:50 000.

От второразрядните единици в пределите на картния лист са застъпени части от две широкообхватни структури – Североизточнородопското понижение (СИРП) и Звинишко-Ибреджекската комплексна структура (ЗИКС).

Фрагменти от по-ранните Крумовградско и Припекско понижение се установяват и на територията на картния лист. Тук те не са показани самостоятелно на тектонската схема към картата и на фиг. 2, а са включени в два от обособените от нас участъци („зони”) в обхвата на СИРП – Горноселския и Орешиновския, в които е представено и по-късното Ранилистко понижение. В един по-късен времеви интервал, съответстващ на началото на пиренейския етап, се формира широкообхватната Кърджалийска депресия с „трансзонален” характер.

От своя страна като основен елемент от пълнежа, разположен в ниските отдели на палеогенския разрез, материалите на Крумовградската и Ивановската група участват в тектонското развитие на второразрядната структура и са неделимо свързани с нейните основни характеристики, мотивиращи обособяването ù и определящи съвременния ù структурен облик. В повечето случаи обаче пониженията от ранното развитие на областта се разглеждат традиционно като предшестващи формирането на второразрядните структури.

5.3.2. Понижения от ранното развитие на областта

Паралелно с подутините във фундамента, залагането на тази структура бележи началото на късноалпийската тектонска активизация (R₁). Съпроводено е от краткотрайна и, според нас, ограничена по обхват трансгресия (напр. Dimitrova et al., 2001 – за района на Ивайловград).

Съставността (мозаечният характер) на понижението произтича от често локалното развитие на периферните или (по-рядко) вътрешнопланински обуславящи го структури, т.е. от липсата на пространствена връзка между тях.

В пределите на картния лист на повърхността скалите на Крумовградската група са пространствено обособени в Горноселско понижение (участък – СЗ от Покрован) и основно в долните отдели на Мандришкото понижение по поречието но р. Арда южно и ЮИ от стената на яз. Ивайловград (Орешиновски участък). В този район те участват в строежа на северната центриклинална полудъга на Ивайловградската синклинала и са основен елемент от пълнежа на Хухленския и Ламбухския грабен.

Понижението има нов, несъвпадащ контур и пълнеж в ареала на разпространение спрямо подстилащото, по отношение на което се явява наложено. Маркира се по разпространението и се запълва от седиментите на Ивановската група и основно – от скалите на Подрумченска свита. Заложено е на ранноилирския етап R₂¹. В състава му могат да се отделят редица частни понижения от по-нисък ред.

В пределите на картния лист в рамките на Горноселския участък са включени два неголеми по размери и дебелина на изпълващите ги седименти разкъсани реликти от най-източната периферия на структурата, югозападният от които е блоково ограничен в продължението си запад (к. л. Маджарово – М 1:50 000).

5.3.3. Североизточнородопско понижение

Като цяло Североизточнородопското понижение има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ то е тектонски ограничено по разломи, оформящи Тополовския клин (Боянов и др., 1983, 1995). ЮИ фланг се маркира по центриклинално оформена зона, частично тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче (к. л. Крумовград в М 1:50 000) или по зоната на Авренския разлом.

При настоящите изследвания на Източните Родопи в обхвата на СИРП са отделени четири части („подзони”) – северозападна, централна, югоизточна и източна. Като самостоятелна част тук условно се включва и пета – Мандришкото понижение, северните отдели на което попадат в периметъра на изследваната площ. То не следва генералната посока на второразрядната структура. Предполага се, че на север се свързва с нея, обтичайки от североизток през гръцка територия Яйладжишката подутина (подуване – Йорданов и др., 1995ф) във фундамента.

5.3.3.1. Източна част

5.3.3.2. Мандришко понижение

Мотивите ни за отнасянето на Мандришкото понижение към СИРП се свеждат до следното. Макар и фрагментирано, скалите по Крумовградската група са съсредоточени изключително по периферията на палеоцен-средноеоценските подутини, респективно по цялата периферия на изследваната площ от Родопския масив. Същото в голяма степен важи и за разпространението на скалите от Ивановската група и най-вече Подрумченската свита. По северния ръб на Родопите и върху големи площи върху Тополовския клин скалите на по-горе упоменатите единици имат широко площно разпространение под седиментите на миоценската песъчливо-глинеста задруга, изпълваща Пловдивското понижение като част от ГТД (к. л. Искра в М 1:50 000).Тук те са причислени към територията на Източнородопското понижение (Boyanov, Goranov, 2001). Подобна е картината с част от т. нар. Лозенско-Ибреджекска зона (ЛИЗ) или по-конкретно Лозенското понижение (Боянов и др., 1958ф – к. л. Славяново в М 1:50 000) и наложеното Орешиновско понижение като част от ГТД. Аналогична е ситуацията с пълнежа на Мандришкото понижение. Това ни дава основание да го определим като комплексна структура с принадлежност към СИРП, изградена от набор наложени едно върху друго понижения. По-ранните от тях маркират структури от ранното развитие на палеогенските депресии в Източнородопския регион. Основно застъпеното тук Ранилистко понижение е едно от определящите съставни треторазрядни единици, очертаващи периметъра на Североизточнородопското понижение от втори порядък. Средните и горни части на пълнежа му прехождат към разположената на изток Източнотракийска депресия.

Така Мандришкото понижение е изградено от пет поетапно генерирани и последователно наложени едно спрямо друго понижения: Крумовградско, Припекско, Ранилистко, Кърджалийското („транзонално” – к. л. Мандрица в М 1:50 000) и новоотделеното тук Драбишненско понижение. Първите две, като понижения от ранното развитие на областта, бяха охарактеризирани в предходния текст. Заедно с Ранилисткото понижение те са обособени т. нар. тук Орешиновски участък („зона”).
Орешиновски участък („зона”). По аналогия с Горноселския, Орешиновският участък се обособява по разпространението на скалите, маркиращи пониженията от ранното развитие на областта и пълнежа на Ранилисткото понижение в обхвата на Мандришкото понижение. Освен елементи от Крумовградското понижение, в рамките на новодефинирания участък е застъпен и самостоятелен (съставен) фрагмент от Припекското понижение, разположен в района на селата Сив кладенец, Мандрица и Долно Луково (к. л. Мандрица в М 1:50 000).

Ранилистко понижение („Същинско Източнородопско понижение” – Йорданов, 1999b). В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация на теригенния комплекс и крайбрежните, бариерни и плочовидни рифови постройки от състава на мергелно-варовиковата задруга. Залагането на тази треторазрядна структура се осъществява на ранноилирския R₂² етап.

Скали на понижението изграждат северните центриклинални участъци на Ивайловградската синклинала. Следят се като постепенно уширяваща се в североизточна посока дъговидна ивица с дължина 7,5 km и максимална широчина около 4 km от южно кв. Лъджа до СЗ от с. Славеево и през държавната граница (р. Арда) вероятно преминават на гръцка територия.

Източнородопски късноалпийски гънково-блоков комплекс
гънкови (F) и гънково-блокови (BF) структури						Деформацио- нен етап
Генетични групи		генерации, индекс	ендогенни (тектогенни)	Генерации, индекс	екзогенни
			тип		тип
Постседиментационни		BF6	гънково-блокови хорст-моноклинали, грабен-синклинали,флексури и др.	F7	гънки на ерозионно разтоварване	R43
		F6	линейни сложно устроени структури с редуцирани и трансформирани (видоизменени) сектори			R42
			Преработка
		F5	плитки мащабни, предимно спокойни изометрични или брахисинклинални			R41
Син- постседиментационни	синккал- дерни	BF4	преобладаващо грабен-синклинали; приразломни огъвания			R3(4)
	синвулкански			F4	ГПНЛП; ЛПСГ; унаследени субструктури в пирокластичните потоци	R32
		F3 (BF3)	моноклинални, полуизометрични негативни и гънково-блокови негативни			R31
Син- постседиментационни	синвулкански			F23	гънки на вулкано- тектонско слягане под силата на тежестта; локални дребни гънки на пластично течение	R2(4)
				F22	гънки на първични наклони в лавовите покрови (ГПНЛП)	R23
		F2 (BF2)	гънки на плъзгане, в т.ч. съпроводени със страничен натиск; (хорст-) антиклинали и (грабен-)синклинали, моно-хомоклинали	F21	локални подводно-свлачищни гънки (ЛПСГ)
Предсинседимен тационни (по отношение на R22)		F1 (BF1)	унаследени отразени (щампови) и гънково-блокови (подутини и синформи във фундамента)			R1- R22

5.3.3.3. Характеристика на гънково-блоковия комплекс.

Структурата се определя като (B)F5 – гънка, оформена на неотектонския R₄¹ подетап (табл. 1). Дължината ù на българска територия е около 7–8 km при широчина приблизително 20 km.

В площта на картния лист е обхваната северната половина на структурата. Най-западните центриклинални участъци, оформени по скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга, са редуцирани по издържан субмеридионален разлом, който подчертава гънково-блоковия ù характер. От север едностранно развитите в основата седименти на Крумовградска група и трансгресивно разположените върху тях или директно върху цокъла скали на конгломератно-пясъчниковата задруга затъват с полегати наклони (5–20º) на изток, югоизток и по-рядко на юг. До 45º достигат наклоните в приразломно деформираните участъци СЗ от кв. Лъджа. На к. л. Ивайловград центриклиналата се очертава най-добре по дъговидното разположение на рифовите постройки от състава на мергелно-варовиковата задруга между р. Арда до южно от упоменатия квартал на града. Южно от с. Славеево пясъчниците на пирокластично-теригенно-варовиковата задруга, изпълващи ядрените части на структурата, затъват полегато (5º) на изток.
Блокови структури. Представени са от два периферни субпаралелни грабена (Йорданов и др., 1995ф), изпълнени от преобладаващо грубия блокаж на Крумовградската група, което до голяма степен предполага тяхното протодепресионно заложение. BF₁(?) структурите (табл. 1) са ориентирани в СЗ–ЮИ посока (120–135º). Югозападният грабен се разполага в околностите на с. Хухла. Дължината му е около 2 km при сравнително постоянна широчина от порядъка на 0,5 km. Североизточният следва коритото на р. Арда или южно от стената на яз. Ивайловград до държавната граница с Гърция, постепенно уширявайки се в същото направление. Т. нар. Хухленски грабен е развит върху североизточната периферия на Белоречката подутина, явяваща се част от ЮЗ крило на синформата, оформена по скалите на метаморфния комплекс между указаната подутина и Яйладжишката подутина от СИ.

Ламбухският грабен следва шарнирните зони на негативното прегъване между двете подутини или Камилдолската грабен-синклинала (Боянов и др., 1963).

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

Понижението опасва от запад и основно от юг западната и източна подзони на ЗИКС. Общата му дължина, считано от реликта при с. Черешица (к. л. Книжовник – М 1:50 000) е около 48 km, с продължение на изток до околностите на с. Вълче поле (извън площта). Въпреки интензивната тектонска преработка и редукция по източната и северната му периферия, съвременната конфигурация подсказва евентуална първична структурна предопределеност. Като такава би могла да се възприеме оформена на R₄¹ етапа палеодолина, разположена между отчасти издигнатите по същото време протоструктури на ЗКС и източната – Ибреджекска част.

5.3.4.2. Характеристика на гънково-блоковия комплекс.

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

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

На територията на картния лист в рамките на южната периферна част на ЗИКС е застъпен фрагмент от ядрените участъци на структурата, оформящи нейния източен фланг. Като цяло елементите на слоестостта в седиментите на Вълчеполска свита, изпълващи централните ù части, са с преобладаваща субекваториална, паралелна на удължението на шарнира ориентация. В южното крило непосредствено от запад (к. л. Маджарово – М 1:50 000) са представени скалите на варовиково-пирокластичната задруга от обхвата на Високополянското понижение. Макар и локално, в района на Дълбоката река и р. Гюргендере на същия картен лист трайните субекваториално ориентирани елементи на слоестостта бързо повиват коляновидно в план до субмеридионално, със спокойни до плавни (5–25º) наклони на изток. Същата тенденция (наклони до 5–10º на изток) по скалите на Вълчеполска свита е изразена и на територията на изследваната площ.

Допълнителни данни за строежа на Бряговската синклинала се прилагат към Обяснителните записки на к. л. Книжовник и Славяново в М 1:50 000.

5.3.5. Други тектонски структури

5.3.5.1. Трансзонални тензионни зони

Зоната е с генерално ЗСЗ–ИЮИ направление (125–130°), обща дължина 22 km и непостоянна ширина, достигаща 6 km в изток-югоизточния си фланг. Следи се между селата Морянци и Раненци (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) до района на с. Планинец (к. л. Маджарово – М 1:50 000).

Планинецката зона включва серия линейно подредени, преобладаващо удължени по простиранието, но и косо разположени лещовидни или дайкоподобни тела, както и понякога значителни по размери екструзиви с неправилна форма. Контактите на телата са обикновено равни и резки, отговарящи на механизма на внедряване по отворени тензионни пукнатини. Съсредоточени са основно по северната периферия на Белоречката подутина, като разположението на някои от тях „обточва” бедрените части на антиформата, което предполага известен структурен контрол (Йорданов в: Саров и др., 2008с). Преобладава мнението, че телата по зоната са с изцяло субвулкански характер, но ситуацията, особено в СЗ ù фланг (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) не е в потвърждение на това схващане.

Допълнителни данни относно строежа на ПТЗ са приведени в Обяснителните записки към картните листове в М 1:50 000 Черничево, Студен кладенец и Маджарово.

Тялото с риолитов състав, локализирано на около 4 km СЗ от с. Покрован (западната периферия на картния лист), е установено от А. Павлов (устни данни). Разположено е встрани, самостоятелно и сравнително отдалечено от основния обхват на зоната. То е с удължена в посока 140º дайкоподобна форма и извънмащабни размери. Дебелината му не надвишава 15–20 m. По данни на цитирания автор, проявата се предхожда от слаба експлозивна дейност.

5.3.5.2. Разломни структури

Към разломите от първата система се отнасят структурите, обуславящи Хухленския и Ламбухския грабен. В съответсвие с повече представи за процесите, съпътстващи залагането на Крумовградската група, разломите на външата периферия на блоковете вероятно представляват разломи по отделяне по склоновете (бедрата) на подутините, а североизточният разлом, обуславящ Хухленския грабен, би могъл да се охарактеризира като антитетична структура. Към същата система се отнася северозападният фланг на т. нар. Покровански разлом (Kozhouharov, 1992), просичащ и отсичащ от СИ седиментите на Крумовградската група в Горноселския участък. Денивелацията му вероятно не превишава 50–100 m. По протежението му, наред с механичните, са проявени и хидротермални изменения. Недоказано остава югоизточното продължение на структурата към района на с. Покрован (Кожухаров и др., 1991).

Непотвърдено според Саров (в: Саров и др., 2002) е и североизточното продължение на т. нар. Камилдолски разлом през ядрените части на Камилдолската синформа, югоизточният фланг на който обрамчва от СИ Ламбухския грабен.

Към субмеридионалната система се отнася Орешиновският разсед с пропаднал източен блок и кулисообразно отместеното продължение на структурата на изток и юг от кв. Лъджа. Указаната от Кожухаров и др. (1995) амплитуда от 200–300 m е твърде относителна поради неравномерното развитие на скалите, изпълващи по-старите понижения от основата на разреза.

Към същата система принадлежи и неотразената на картата система в пограничния район източно от вр. Чакдарлъка, по която са осъществени серия отседни движения с неголяма амплитуда (Йорданов и др., 1995ф).