Източнородопско комплексно понижение – Североизточнородопско понижение

5.3.2. Източнородопско комплексно понижение – Североизточнородопско понижение

СИРП има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ тя е тектонски ограничена по разломи, оформящи Тополовския клин. Югоизточният ù 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 – 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 понижението се отделят четири части – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист са застъпени фрагменти от централната и северозападна част на СИРП.

5.3.2.1. Централна част

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. Като най-общо югоизточно разположена ограничителна линия се възприема коляновидно прегънатото трасе на Кърджалийския разлом, разделящ централната част 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 две треторазрядни единици, както и част от „трансзоналната” Кърджалийска депресия. Условно, нейната характеристика също се прави в настоящето описание.

Треторазрядни единици. В рамките на к. л. Сусам – М 1:50 000 са представени части от две големи треторазрядни единици – Ранилисткото понижение и Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог (фиг. 24).

Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999b). Новото наименование (поради омонимията с наименованието на първоразрядната структура) се предлага при настоящите изследвания. В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация в основата на теригенния комплекс. Залагането на треторазрядната структура се осъществява на ранноилирския R₂² етап. На територията на изследваната площ части от нея се разкриват в тясна, тектонски ограничена от север и изтеглена в изток–западна посока ивица, разположена в околностите на с. Боян Ботево. Ивицата включва малък фрагмент от североизточното и северно крило на Габровската хорст-антиклинала. Изпълващите понижението седименти имат по-широко площно разпространение по двата бряга на яз. Тракиец (южните отдели на площта), привързани и определящи строежните особености на т. нар. Николовска хорст-моноклинала.

Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог. Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф; 1999b). Новото наименование се предлага за първи път при настоящите изследвания. Това твърде мащабно съоръжение от III ред се залага на етапа R₂³, окачествяван често като времето на илирския преврат.

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 не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

Структурата има отчасти асиметрично коритообразно сечение и неправилна в план форма, подчертано удължена в ЗСЗ–ИЮИ посока. Цялостната ú характеристика се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000.

На територията на к. л. Сусам са застъпени части от североизточния клон на трога (Йорданов, 1996ф). Разположението на този клон предопределя разположението на фиксираните при етапа на залагане инверсни структури, част от които са указани при характеристиката на Ранилистското понижение. Същите се осушават, рамкират зоната на колапса и като цяло остават стерилни, навън и незасегнати от контролните фактори на последвалата вулканска активизация. Североизточният клон на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог контролира приабонските вулкански прояви, чиито продукти са обединени като част от поетапното развитие на единната, новодефинирана Минзухарска вулкано-тектонска структура – елемент на треторазрядната единица.

Минзухарска вулкано-тектонска структура включва 4 главни вулкански постройки (от ЮИ на СЗ): Карачалъктепенски вулкан, Николовски вулкан, Колецки вулкан и Буковски вулкан. Към Николовския вулкан е причислен сравнително самостоятелният, пространствено обособен и отделен за първи път тук т. нар. Ястребовски вулкан (подетап), опасващ от север и северозапад Солищенската структура (к. л. Николово – М 1:50 000).

На територията на к. л. Сусам в рамките на централната част на СИРП са обхванати площи от Колецкия и Николовския вулкан. Буковският вулкан е характеризиран в описанието на северозападната част на СИРП.

Колецки вулкан. Наименованието на структурата е предложено от Р. Иванов (1972). Представлява силно накъсана, изклинваща на ЮИ и по-компактна (съхранена), разширяваща се в северозападните си отдели вулканска постройка, разположена между с. Пчеларово (к. л. Николово – М 1:50 000) до паралела на с. Спахиево. Тук, посредством Ангеловската разломна зона, скалите потъват под материалите на Драгойненския вулкан в рамките на Спахиевския клин. Дължината между указаните райони е около 13 km. Удължението на структурата е изцяло под контрола и преповтаря тренда на североизточния трогов клон, което се препотвърждава и от удължението на Караманската интрузия.

В рамките на картния лист съхранени канали, запълнени от преходен шошонит-латитов тип скали са установени в района западно от с. Колец и северно от с. Боян Ботево. Субвулкански секущи тела, възможно маркиращи еродирани вулкански канали, са разположени в околностите на селата Караманци и Колец.

Същевременно структурата отразява приблизително новите граници на трансформирания на 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 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 (к. л. Кърджали и Ардино – М 1:50 000). В северната част на регионалната първоразрядна структура, в т.ч. и на територията на картния лист това значимо тектонско събитие се маркира по преобладаващо трансгресивната граница в основата на Ангелвойводска свита. Същата има сходни характеристики с Подковската свита, номинирана при настоящите изследвания (к. л. Джебел и Кирково – М 1:50 000).

Блоково ограничен фрагмент в типовата местност на Ангелвойводската свита се разкрива на повърхността западно от с. Боян Ботево (югозападния 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.

5.3.2.2. Северозападна част

На Геоложката карта на България в М 1:100 000 – картни листове Искра и Чирпан вулканитите на структурата са в обхвата и под контрола на Маришката разломна зона (МЗ), „...наложена върху Средногорската зона и активирана през горния палеоген”. Boyanov, Goranov (2001) формулират т. нар. Поповишко-Стрямски хорст (ПСХ) или тектонска единица, „играеща роля на бариера през палеогенската еволюция на Горнотракийската депресия” и напълно припокриваща се с Маришката (сутурна) зона. Тази разломна зона, според същите автори, контролира твърде активната вулканска дейност в района. С една дума, структурата представлява по-нискоразряден отрязък, наложен върху ПСХ. Ябълково-Сталевската структура е обусловена от магматична активизация и блоково дооформена главно по дълбоко проникващи разломи от Маришката зона. Разпространението на вулканитите определя нейния периметър в изследвания район.

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. Сусам са обхванати продукти или структурни подединици, охарактеризиращи, макар и частично, всички главни етапи от нейното развитие.

На територията на к. л. Сусам продуктите на вулкана са съсредоточени в северозападните отдели на площта, където именно като разтекъл се в северна посока покров (мантия) припокриват с плавни наклони на север скалите на Буковския вулкански комплекс. Южното крило е напълно редуцирано и вероятното му продължение остава скрито под скалите на Брястовския вулкан в едноименния грабен. Югоизточно от Мечковецкия разлом сходни по вид и характеристики скали от борда на грабена обтичат пръстеновидно, покривайки и процепвайки лавите на Колецкия вулкански подкомплекс. По-значими центрове или подхранващи канали са установени западно от с. Сираково (размери 1 x 1,5 km) и ССИ от с. Спахиево. Наше мнение е, че разположените в указания район на разпространение вулкански продукти биха могли да се обособят като самостоятелна структура с изолирано разположение.

В обхвата на Брястовския вулкан се обособява и Брястовската калдера. Тя е развита в СИ фланг на Брястовския грабен с център, разположен приблизително между ЮИ от вр. Черния камък и ЮЗ от вр. Голямо градище. Установена е по гравиметрични данни (Петров в: Исаков и др., 1992ф; Yanev, Petrov, 2002). Размерите ù са 2,8 х 2 km. Пропадането е стъпаловидно, максимално 300 m. През първия етап от развитието на вулкана се образуват само лавови покрови с малък наклон, изградени от ултракалиеви едропорфирни до дребно-среднопорфирни латити в основата. Общата дебелина надхвърля 1 km (хавайски тип вулканска дейност).

Внедрените през 2 и 3 етап по калдерните разломи куполи (пелейски тип вулканска дейност) са с размери до 2 km в диаметър. Трахириодацитовите куполи са асиметрични (Янев в: Исаков и др., 1992ф). Куполът „Голямото градище” е със стръмен ЮЗ контакт (80º), който отговаря на проводящия дайкооподобен канал и полегат СИ контакт (40º). Тези характеристики наподобяват „камбановидно” пропадане (Rymer et al., 1998 – за калдерата Масая). Централната част на вулкана е пресечена от сноп от трахидацитови дайки с И–З посока, които не се разкриват на повърхността.

В калдерата е вместено оловно-цинковото находище Брястово.

Всички етапи от дейността на Брястовския вулкан са протекли в сухоземни условия.

Син-посткалдерен етап. С този етап се обвързва генерирането на големи маси кисела пирокластика и последвалото внедряване на многобройни и сравнително разнородни по състав лавови тела, съсредоточени изцяло в обхвата на Боровишката калдера

Боровишка калдера. Като Сърнишка калдера структурата е описана за първи път от Р. Иванов (1972). Поради дълбоко навлязлото в литературата определение „Боровишка калдера”, превърнало се в синоним на „Боровишката вулкано-тектонска депресия”, тук е възприето по-късното наложило се наименование.

Киселият вулканизъм води до образуването на два типа калдери – свързани с централни вулкани (тип Crater lake) и свързани с обширни кисели магмени системи (тип Long valley – Scarth, 1994). Боровишката калдера е от втория тип. В нея не са се развили централни вулкани, а множество отделни вулкански центрове (ареален тип вулканска дейност).

Калдерата е с многоетапно развитие и наставен строеж (Янев, 1990), което определя характеристиката ù като калдерен комплекс. Тя има размери 15 х 34 km и неправилна елиптична форма, изтеглена в И–З посока. Тази форма вероятно е обусловена от разположението на калдерата между две регионални разломни зони, трасирани по геофизични данни (Д. Йосифов и др., 1990) – Новаковско-Пилашевска и Ардинско-Спахиевска. Същите са обединено разгледани като съставни на една наречена тук Боровишка магмопроводяща крипторуптура. Източният (на описвания картен лист – Сърнишки разлом) и западният (извън територията на изследваната площ) бордови разломи са дъговидни, а от север и от юг калдерата е оградена от система кулисообразни, отстъпващи на юг разломи.

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 комплекс. От него освен среднокиселите докалдерни вулкани в описвания картен лист се разкриват продуктите на експлозивния вулканизъм (туфозната задруга). Той е продължил през по-голямата част от действието на магмената система и довел до образуването на: Боровишката и разположената на запад и ЮЗ в нея централна, Мурговска калдера (к. л. Искра и Комунига – М 1:50 000); калдерни дайки, внедрени в бордовите разломи на калдерата (на картния лист – Сърнишкия разлом); посткалдерните Йончевски трахириолитови куполи на изтискване, продукти на екструзивна вулканска дейност, както и посткалдерните дайки и субвулкански тела на Тримогилския вулкански подкомплекс.

Основните етапи на развитие на тази структура в обхвата на картния лист са следните:

• 
  Плинийски тип активност с изхвърляне на големи пирокластични маси главно под формата 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.
  
• 
  Внедряване на дебели и издържани калдерни дайки с кисел състав, съсредоточени главно по източния бордови разлом.
  
• 
  Пелейски тип активност с внедряване на множество трахириолитови куполи, съсредоточени по вътрешната периферия на калдерата. Разположението им се обвързва с късни дясноотседни движения и генериране на проводящи канали в условия на екстензия по разломи тип „конска опашка”, ветриловидно уширяващи се на ЮЗ (Dhont et al., 2008).
  
• 
  Посткалдерни движения с генериране на късни дайкови снопове, опиращи, пресичащи или запълващи (на запад) калдерните разломи, отново в условия на разтягане. По взаимоотношенията на калдерната дайка с по-късно генерираните куполи от вътрешността на структурата се предполага допълнително осъществени движения с разседен характер.
  

Дайките от сноповете запълват калдерни разломи, разполагат се във вътрешността на калдерата или нейната периферия (Р. Иванов, 1972). На к. л. Сусам са представени цялостно или фланговете на три основни структури – Новаково-Пилашевския; Мечковецкия сноп (към същия тук са отнесени и дайките от т. нар. Сърнишка кулиса) и Шаренприпекския сноп.

В югозападния ъгъл на площта се разполага дайка със сходен състав, но със субмеридионално направление (170º). Тя се явява северно продължение на Асардеренския сноп, основно развит на к. л. Николово – М 1:50 000.

Структурата е разположена между източно от с. Воден и селата Минерални бани и Гарваново. Тя има относително симетричен, слабо удължен в изток–западна посока контур, дължина 11 km и видима ширина 8 km. Подредбата на главните вулкански центрове указват за структурен контрол, тъждествен с този на Брястовския вулкан и преповтарящ удължението на Брястовския грабен (~60⁰).

Централните участъци на структурата са заети от овалната постройка на Татаревската калдера, северно, източно и основно СИ от която са развити разноетапните прояви, сформиращи Гарвановския вулкански комплекс. Относително откъснат, но отново симетрично разположен от СЗ е латитовият купол източно от с. Воден.

Разнообразният вулканизъм в ТВТС се възприема като обвързана поредица от събития или по-конкретно етапи на развиваща се във времето, сложно еволюираща, но по същество единна магмена камера. Същата е представлявала самостоятелно огнище, отделено от активните процеси в Брястовската и Ябълковско-Сталевската структура.

В развитието на Гарвановския вулкански комплекс се очертават три ясно обособени етапа – долакдерен, синкалдерен и посткалдерен.

Докалдерен етап. Към него се отнасят скалите на означените тук като Бански (Бански андезитобазалти) и Сусамския подетапи от развитието на вулкана. Техните центрове не са установени и остават скрити най-вероятно под продуктите на Татаревския етап.

Банският подетап, продуциращ Банските андезитобазалти се характеризира с интензивна ефузивна дейност в сравнително къс интервал, за което съдим по дебелата над 100–150 m импулсно наслагваща се вероятно по склона на палеовулкана монотонна серия от дебели потоци еднотипни базалтови лавобрекчи. Само в северните (най-горни части) са развити къси лавови потоци.

Сусамският подетап от развитието на вулкана продуцира значително по-голям обем и разпростряни на голяма площ лави с видоизменен състав – Сусамските латити. За района на с. Гарваново тук се допуска наличие на самостоятелна вулканска постройка, за което обаче не разполагаме с достатъчно данни.

Калдерен етап. Етапът се бележи от формирането на Татаревската калдера.

Татаревската калдера. Под това име е обособена от Боянов и др. (1990, 1995), които се основават единствено на геофизични данни на Цветков и др. (1985ф). Харковска и др. (1997) не потвърждават калдерния строеж. При нашите проучвания са установени нови данни, свидетелствуващи за калдерното доразвитие на структурата.

Татаревската калдера заема централните участъци на ТВТС. Основната маса вулкански продукти е съсредоточена в рамките на калдерната постройка, но въздушно отложените туфи и пепелни потоци от началната фаза са установени от околностите на с. Воден (на СЗ) до с. Гарваново и яз. Клокотница – на изток.

Наличието на морски организми (Пантева, 1996) от най-ниските нива на седимент-вулканогенния пълнеж на калдерата свидетелства за начални субаквални условия. От друга страна установеното от нас наличие на акреционни лапили (пизолити) в киселите туфи южно от с. Гарваново е указание за сухоземни условия на отлагане, а туфи на подкомплекса при стената на яз. Клокотница алтернират с варовици, отложени в прибрежна обстановка.

Данните за развитието на Татаревската калдера указват следната последователност:

• 
  Начална – плинийска и главна калдерообразуваща фаза, свързана с пароксизма (мощен взрив и колапс на фреатомагматична колона) на вулканската дейност.
  

• 
  Синхронно пропадане, съпроводено от обрушване и активен снос към пониженото пространство с формиране на калдерна брекча, примесена с продукти на съпътстващи затихващи експлозии.
  
• 
  Пелейска фаза в субаерална обстановка, свързана с издигане и осушаване при внедряването на кластърен тип куполни структури. Центровете продуцират и къси потоци кисела лава.
  
• 
  Второ калдерно пропадане с формиране на калдерен комплекс, маркирано по силно деформираните (до почти изправени в зоната на калдерния разлом) пластове на грубия пълнеж, генериран при първия калдерен етап.
  

По наши данни Хисарският купол (източно от с. Татарево) е сравнително сложно устроен и сдвоен в южно направление. Очертава се по центростремителната ориентировка на слоевете на течение, маркирани по разположението на биотитовите люспи и фелдшпатите.

Оманското екструзивно тяло (в района на вр. Омантепе, СЗ от селото) се характеризира като купол с ветрилообразен строеж, а Баалъкското (по името на вр. Баалъка, ЮЗ от с. Татарево) е с подобна форма. Структурите са охарактеризирани по-подробно от Пантева (1996).

Западно от с. Минерални бани (западно от Банския калдерен разлом) се очертава още една, но извънкалдерна периферна куполна структура.

Указаните центрове продуцират асиметричен, платообразен покров с площ около 1,5–2 km² и дебелина до 100 m, значително изтъняващ по периферията.

Съхраненият главен център, разположен в южната периферия на вулкана има подковообразна в план, отворена от юг форма с диаметър 0,5 km. Както кратерът – или вътрешната, относително понижена спрямо платото част, така и конусът – грeбеновидният опасващ го и отчетливо изразен морфоложки пръстеновиден вал, са изградени от червено-виолетови или тухлено-червени гърлови лавобрекчи, подробно описани, но неправилно окачествени като „пачка с неизяснен генезис от стратифицирани докладерни вулканити” в Харковска и др. (1997). Масивните брекчи от самия ствол в ЮИ участъци на вулканския апарат са много силно уплътнени, спечени и изграждат стръмно извисена (около 15 m) структура, от разстояние наподобяваща „вулканска игла”. Всред тях са разположени и самите „пещери”, дали името на местността – ниши или кухини в указания ствол, които биха могли да се възприемат и като първично оформени при дегазацията.

Конусът – или опасващият вал, е изграден от аналогични, но ясно наслоени окологърлови червенооцветени брекчи, затъващи центробежно по дъгата с наклони 30–50º, покривайки или бързо прехождайки в покровните брекчи.

Трите второстепенни (сателитни) центъра са с кръгова (цилиндрична) форма, размери от 100–150 m в диаметър и се маркират по секущото разположение на вертикални слоеве на течение в лавите. Първият от тях отстои на около 750 m западно от главния канал. Крайният канал от североизток е с изолирано разположение и формира собствен лавов поток с незначителни размери.

Вулканитите на Пещеринския вулкан секат и припокриват продуктите на докалдерния етап от формирането на Гарвановския вулкански комплекс – Банските базалти и Сусамските латити.

Взаимоотношенията с Татаревската калдера най-ясно се регистрират в два локалитета. При стената на изкуствения водоем на 1 km северно от с. Татарево лави и лавобрекчи на Пещеринския вулкан припокриват северния сектор на калдерния разлом, а в дола непосредствено от север същите се разполагат върху киселите пирокластични потоци на Татаревската калдера. Подобен среднокисел импулс, последващ изявата на т. нар. втори кисел вулканизъм от конкретния регион не е регистриран до този момент и това е относително указание за уникалния характер на постройката. Описаните взаимоотношения опровергават твърденията на Yanev (1995) и Харковска и др. (1997) за „относително по-стара вулканска постройка, разположена между с. Татарево и с. Гарваново”.

Катърджишки подетап Негови продукти са Катърджишките латити. Те формират две секущи тела с куполообразна форма и значителни размери, разположени симетрично по северозападната периферия на калдерата съответно източно от с. Воден и вр. Таушантепе (СИ от с. Сусам). Формата на телата е елиптична, а удължението им „обтича” от северозапад и следва очертанията на централната структура. Размерите на телата превишават 1–1,2 km по дългата ос. Те просичат докалдерните вулканити на Боровишкия и Гарвановския вулкански комплекс. Куполообразната им форма се очертава по стръмните наклони на разтичане на лавите, маркирани по подредбата на характерната порфирна генерация. Скалите нямат преки взаимоотношения с Пещеринските латити и определянето им като финален етап от развитието на Гарвановския вулкански комплекс е относително.

Хайкънско понижение. Като треторазрядна структура и под горното наименование се описва за първи път при настоящото проучване. Тя очертава периметъра на олигоценски плиткоморски епиконтинентален басейн, разположен в периферията (подножието) северно и северозападно от високо издигнатата постройка на Боровишката вулкано-тектонска структура. Съвременните очертания на понижението се маркират по разпространението на продуктите на Бряговския вулкан, чийто централен апарат се разполага в околностите на вр. Хайкънска чука (западно от с. Брягово – к. л. Искра в М 1:50 000).

На територията на картния лист реликти от биостромни рифови варовици и асоциираща с тях кисела пирокластика от източните дистални участъци на вулкана са установени само в района източно от яз. Езерово (ЮЗ ъгъл на картния лист). Същите материали са с ограничено разпространение в северна посока (к. л. Ябълково в М 1:50 000 – извън територията на изследвания район). Напълно допустима е връзката на тази структура с очертания в рамките на ТВТС сходен по характеристики басейн от междинните (докалдерни и синкалдерни) олигоценски етапи от развитието на Гарвановски вулкански комплекс.

5.3.2.3. Характеристика на гънково-блоковия комплекс

Гънково-блокови структури. На територията на к. л. Сусам са представени малки фрагменти от три по-значителни гънково-блокови структури, разположени по ЮЗ и СИ периферия на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог – Николовското моноклинално издигане, Войводинското брахиантиклинално издигане и Габровското антиклинално подуване. Всички те се определят като BF₂–структури (табл. 5), продукт на илирската тектоногенеза.

Николовско моноклинално издигане. Структурата е установена за първи път от Минчев и др. (1964ф). Разположена е между с. Широка поляна (к. л. Николово – М 1:50 000) от юг и западно от с. Гълъбец в околностите на яз. Тракиец. Оформена е изцяло по скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга. Има характер на тектонски ограничен от ЮЗ, ЮИ и СИ моноклинално затъващ в североизточна посока блок, на чийто фон източно от с. Петелово, в центъра и източно от с. Николово (к. л. Николово – М 1:50 000), както и западно от с. Гълъбец „нормално” (като подуване) или изведени по тектонски път на повърхността на неговия фон се разкриват скали на фундамента. Според нас структурата е инверсна и генерирана синхронно със залагането на трога от R₂³ илирския подетап. Параметри и допълнителни характеристики са приведени в Обяснителната записка към к. л. Николово, където е основно разпространена.

Воеводинско брахиантиклинално издигане. Въведено е от Минчев и др. (1964ф). Оформено е отново главно по скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга. Съвсем малък фрагмент от структурата е разкрит в самия ЮИ ъгъл на картния лист, източно от с. Козлец. Описанието ù се прилага в обяснителните записки на к. л. Николово и Книжовник (М 1:50 000).

Габровско антиклинално подуване. Структурата е установена за първи път от Боянов и др. (1960ф) и характеризирана като хорст-антиклинала от Минчев и др. (1964ф). Заедно със Солищенската, тя играе главна роля при териториалната подялба на Леново-Крумовградския трог. Съвсем малък участък от най-северозападния ù контур е разкрит южно от Габровския разлом в околностите на с. Боян Ботево. Подробното ù описание се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000.

Блокови структури. Основните блокови структури попадат в източната периферия на Боровишката калдера, докато в останалото пространство те са с ограничено развитие.
Блокови структури от източната периферия на Боровишката калдера. Североизточно и източно от Сърнишкия калдерен разлом по скалите на докалдерния комплекс и северозападните участъци на Колецкия вулкан е развита обширна зона с твърде сложен разломно-блоков строеж, в която са локализирани множество находища и рудопроявления, формиращи Спахиевското рудно поле. Всички те са свързани с разноетапни движения, най-вероятно в обвръзка с пиренейския R₃³ структурен подетаж и по-късна тектонска активизация. От север на юг са обособени следните по-главни

Табл. 5. Генетични групи и гънкови (гънково-блокови) генерации в Източнородопското комплексно понижение

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
			Преработка
		F6	Линейни сложно устроени структури с редуцирани и трансформирани (видоизменени) сектори			R41-2 -R42
		F5	Плитки мащабни, предимно спокойни изометрични или брахисинклинални			R41-1
Син- постседиментационни	синккал- дерни	BF4	Преобладаващо грабен-синклинали, моноклинали,; 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			R1- R22

структури: Брястовски грабен, Спахиевски клин и включените в рамките на т. нар. Спахиевски блок Спахиевски хорст и Величковски грабен.

Брястовски грабен. Обособен е основно по ултракалиевите латити на Брястовския вулкан. Структурата е с генерална ЮЗ–СИ ориентация (60º), дължина в рамките на картния лист 8–9 km и ширина 4,5 km. По данни на В. Георгиев и др. (1995ф) амплитудата на пропадане възлиза на около 700-1000 m, но тези данни визират вероятно само зоната на Брястовската калдера. В периметъра на повърхността западно от Хасковските минерални бани в- и около рамките на Брястовската калдера са съсредоточени кварцлатитови и трахидацитови куполи от късните етапи на развитието на вулканската постройка. В дълбочина ултракалиевите латити се подстилат от продуктите на Драгойненския и Буковския вулкан, както и от неподелени седименти, разположени директно върху кристалинния фундамент. От северозапад той е денивелиран спрямо скалите на Драгойненския и Буковския вулкански комплекс посредством Новаково-Пилашевската разломно-блокова зона, а от югоизток – от Мечковецката разломна зона, явяваща се едновременно северозападна граница на разположения на ЮИ Спахиевски клин. Поради ранното си заложение, понастоящем грабенът представлява по-високо издигнат блок, заключен между северозападното продължение на Сърнишкия калдерен разлом и Банския калдерен разлом от североизток.

Спахиевски клин. Дефиниран е от Георгиев и др. (1995ф). Оформен е по скалите на Драгойненския вулкански комплекс в ЮИ издигнат борд на Брястовския грабен. Преставлява силно всечен на запад и разширяващ се в изток-североизточна посока клинообразен блок с дължина около 4 km и максимална ширина в източния фланг 2,5 km. От север блокът е ограничен от Брястовския грабен посредством Мечковецката разломна зона, а от юг субекваториалната Ангеловска зона с характер на разсед с пропаднал северен блок разделя структурата от сложно устроения Спахиевски блок.

Спахиевски блок. Това е обобщаващо понятие за сложно изградена разломно-блокова зона, разположена източно от Сърнишкия разлом и ненаименуван разсед със субмеридионална посока северно от с. Колец. От юг той е отделен от Габровската хорст-антиклинала посредством Габровския разсед от системата на Ботевската зона (В. Георгиев и др., 1995ф). В рамките на блока същите автори описват монотонно стъпаловидно пропадане на фундамента в северна посока, но в зоната на т. нар. Хайвазовски разлом обратни движения с неголяма амплитуда указват за потънал южен блок. Това позволява на авторите да отделят две второстепенни, напречно ориентирани спрямо калдерата структури – Спахиевски хорст (разположен непосредствено южно от Спахиевския клин) и Величковски грабен, оформен между т. нар. Хайвазовски разлом и Габровския разлом. Повече подробности относно сложната разломно-блокова мозайка в рамките на Спахиевския блок, тектонската позиция и строежа на Спахиевското рудно поле се дават от Р. Иванов (1972) и Д. Йосифов и др. (1990).

Други блокови структури Установени са по периферията на картния лист.

Тракиецки хорст. Структурата е отделена от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф). Разположена е западно от с. Гълъбец, в района на яз. Тракиец. Предполага се, че първичното заложение е свързано и на фона на Николовското моноклинално издигане, определящо я като BF₂ структура, дооформена на неотектонския етап.

Хорстът е със слабо СЗ–ЮИ удължение (~140º), дължина около 2 km и ширина 1,5 km, постепенно стесняващ се на СЗ. В строежа му вземат участие неподелени материали на фундамента, скали на конгломератно-пясъчниковата задруга, а от СИ – и вулкански продукти на Николовския вулкански подкомплекс.

В североизточния ъгъл на картния лист са застъпени фрагменти от няколко по-значителни блокови структури – Поповишко-Стрямски хорст, Гарвановски блок и Гарвановски клин, чието описание под една или друга форма е засегнато при прегледа на вулканските и разломни структури в тази част на площта.

Разломни структури. Обособени са в четири групи въз основа на генетична природа или пространствено разпространение.

Калдерни разломи. Свързани са с калдерното развитие на Боровишката и Гарвановската вулкано-тектонска структура.

Сърнишки калдерен разлом (Г. Йосифов в: Р. Иванов, 1972). Разломът обточва дъговидно от изток източната периферия на Боровишката калдера. Почти по цялото му протежение (около 8 km в площта) между с. Ангел воевода (к. л. Николово – М 1:50 000) до СИ от вр. Летница по него е внедрена локално наклонена към вътрешността трахириодацитова дайка, разширяваща се до близо 500 m в северна посока. В долината на р. Величка структурата се маркира от уплътнени тектонски брекчи, изграждащи вертикални греди. В югозападния ъгъл на картния лист западно от с. Боян Ботево във и към вътрешната периферия на калдерната постройка са осъществени серия разноамплитудни паралелни пропадания в широка до 1 km зона със ССИ (25–30°) посока, следващи ориентацията на главния разлом. Нови данни (Dhont et al., 2008) сочат, че след внедряването на калдерната дайка по протежението на разлома се е осъществило значително дясноотседно сместване, предизвикало в западния блок сателитно, ветрилообразно разширяващо се и повиващо на ЮЗ разломяване от типа „конска опашка”. Предполага се, че разломите от тази система са дълбоко проникващи в кората и са проводник на кисела топилка, формирала трахириолитовите куполи в източната периферия на калдерата.

Татаревски калдерен разлом. Установен е при настоящите изследвания като разлом, оконтурващ от север, североизток и изток Татаревската калдера. Според нас по него е осъществено двуетапно калдерно пропадане. В източната периферия на калдерата по тази руптура са внедрени трахидацитови дайки с посока 15° и дължина над 1 km. Ширината на зоната е от порядъка на няколко десетки метри. По нея отчетливо наслоените скали на теригенно-туфозната задруга са силно приразломно деформирани, изведени от нормалното си положение с наклони 60–70° на запад.

Източно от Хисарския купол разломът повива на СЗ (120–130°) като локално, ССИ от с. Татарево, се покрива от лавобрекчите на Пещеринския вулкан. На северозапад от този локалитет границата с неподелените скали на т. нар. Сусамски етап от развитието на Гарвановския вулкан е отчетливо тектонска, изявена и в катаклаза, брекчиране, стриване, избеляване и ожелезняване. Още по на северозапад продължението му е прокарано по морфоложки белези.

Бански разлом. Установен е при проучването на Василев (1941). По него са локализирани термалните извори на с. Минерални бани. Разломът отделя продуктите на Татаревския вулкан от Брястовските едропорфирни ултракалиеви латити. Посоката му е 150–160°. Следи се в продължение на около 3,5 km през района на самото селище. В северозападния му фланг разломът отделя лавови потоци на Татаревския подетап от симетричен трахириолитов (извънкалдерен) купол, разположен на СЗ от селото. Вероятната амплитуда на пропадане е 150–200 m. Северното продължение е неясно и изразената ситуация на геоложката карта е до голяма степен условна. Като калдерен разлом, структурата се характеризира за първи път от Р. Иванов (1960).

Брястовски калдерни разломи. Оформят едноименната калдерна постройка, без да са проявени на повърхността. Самата калдера е установена по геофични данни и сондажни проучвания. По тази структура са осъществени високоамплитудни, сравнително неравномерни пропадания. Счита се, че те са проводник на остатъчна или новогенерирана магма, формирала двата изразителни трахириодацитови купола на изстискване от Голямоградищенския етап на Брястовския вулкан.

Разломни структури от североизточната и източна периферия на Боровишката калдера

Новаково-Пилашевска разломна зона. Като „Пилашевски дайков сноп” е отделена за първи път от Боянов, Маврудчиев (1961). Като Пилашевски разломно-дайков сноп (зона) и заедно с Новаковския (Тополово-Новаковски) разломно-дайков сноп (зона) структурата е характеризирана от Р. Иванов (1972). Д. Йосифов и др. (1990) предлагат наименованието “Новаково-Пилашевска разломна зона” с регионален характер, трасирана по геофизични данни. Това наименование е възприето и от нас. По-късно В. Георгиев (2007) означава структурата като “Буковски разломен сноп” .

Новаково-Пилашевска разломна зона е с генерална ЗЮЗ–ИСИ ориентация (60-70º). Следи се от района на с. Новаково (к. л. Искра в М 1:50 000) до района източно от с. Воден. Общата дължина на територията на изследвания район е близо 24 km. Продължението ù на СИ остава скрито под плио-плейстоценските наслаги.

При настоящите изследвания зоната се приема като елемент или съставна на Боровишката магмопроводяща крипторуптура. В рамките на картния лист е застъпен североизточният, Пилашевски отрязък на единната структурна зона. Понастоящем той ограничава североизточния фланг на Брястовския вулкан в пределите на едноименния грабен от разположения на ССЗ издигнат блок. Дължината му в рамките на картния лист е около 9 km. Маркира се както по напречно накъсаната, но най-общо праволинейна тектонска граница с разседен характер, носеща белези на зона с късно крехко доразвитие, така и най-вече по наситения дайков сноп, привързан към бордовите (външни) периферни зони на Брястовския грабен. Ширината, определена по разпространението на телата от трасиращият зоната Пилашевски дайков сноп (Тримогилски вулкански подкомплекс), превишава в отделни случаи 1 km. Някои от дайките маркират (запълват) бордови разломи.

Според В. Георгиев (2007а) разломните структури в т. нар. Буковски сноп западат на ЮЮИ под ъгъл около 60º, а сумарната амплитуда на разседните движения достига 700 m.

Р. Иванов (1972) характеризира зоната като активна и с продължително развитие от докалдерния до посткалдерния етап на Боровишката вулкано-тектонска структура, „...достигаща плиоцена и съвременната морфогенеза”.

По-пълни сведения за характера и развитието на Новаково-Пилашевската разломна зона се предлагат в Обяснителната записка към к. л. Искра – М 1:50 000, където е и основното ù разпространение.

Мечковецка разломна зона. Зоната е отделена за първи път от Р. Иванов (1972) под наименованието „Мечковецки разломен сноп”. Това е сложно устроена, развиваща се във времето структура, субпаралелна (~60º) на Новаково-Пилашевска зона. Тя ограничава от ЮЮИ периметъра на Брястовския грабен от Спахиевския клин и Спахиевския хорст. Следи се от около 3 km ССЗ от с. Сърница като слабо дъговидно изпъкнала на ЮЮИ зона в североизточна посока до околностите на с. Долно Брястово. Дължината ù е около 6 km.

Мечковецката зона е със старо заложение. Подобно на Новаково-Пилашевската, тя има отношение към развитието и разпространението на Брястовския вулкан. В югозападната ù част се внедрява Сърнишката интрузия с независимо разположение спрямо Горнобрястовската интрузия в грабена. Разломите, оформящи Брястовския грабен, предшестват и се пресичат от Сърнишкия калдерен разлом. Продължението им на запад остава скрито под източната периферия на Боровишката калдера. При посткалдерното развитие на зоната и отново подобно на Пилашевския, към нея е привързан наситен (Мечковецки) дайков сноп. Част от тези дайки с кисел състав следват ориентацията и дори запълват разломни структури от ЮИ периферия на Брястовския грабен. Западно от с. Спахиево обаче те са групирани в сноп със субекваториално направление и своеобразна кулисообразна подредба – т. нар. Сърнишка кулиса (Р. Иванов, 1972). Номиниращият автор я характеризира като самостоятелна тектоно-магматична структура, в която множество дайки с посока средно 100º запълват разломи, заложени (в т. ч. отворени и проводящи) в комбинация с десни отсядания с посока 40º.

Макар и с ограничено (рамкирано от периметъра на калдерата) разпространение, тела и дайки на Тримогилския подкомплекс със сходна изток-западна ориентация имат своето продължение на запад (к. л. Искра – М 1:50 000). Тяхното разположение не потвърждава предположението на Р. Иванов (1972) за вероятното съчленяване на Тополово-Новаковския и Мечковецкия разломно-дайков сноп.

Източно от дъговидния Сърнишки разлом, в рамките на Спахиевския блок В. Георгиев и др. (1995ф) описват три значими разломни структури със субекваториална ориентация – . Ангеловската разломна зона, Хайвазовския разлом и Ботевската разломна зона с Гарвановски разлом.

Ангеловската разломна зона отсича от север Сърнишката интрузия, преминава южно от вр. Аида и се следи като широка повече от 1 km ивица до района на с. Спахиево. По нея са локализирани множество находища или рудопроявления. Има характер на разсед с пропаднал северен блок (т. нар. Спахиевски клин), разделящ скалите на Драгойненския вулкански подкомплекс от издигнатия от юг Спахиевски хорст.

Хайвазовския разлом се разполага в района между южно от с. Сърница и с. Колец. Дължината му е около 5 km, при посока 95–100º. Определя се като разсед с пропаднал южен блок (т. нар. Величковски грабен). По него също са съсредоточени редица рудопроявления (В. Георгиев и др., 1995ф).

Габровският разлом е установен при най-старото проведено геоложко картиране в района. Следи се в продължение на около 3 km по югозападната периферия на изследваната площ, в землището на с. Боян Ботево. Разломът е с И–З ориентация. Има характер на разсед с пропаднал северен блок, в който скалите на Колецкия вулкански подкомплекс са денивелирани спрямо нивото на конгломератно-пясъчниковата задруга (теригенен комплекс), изграждаща северното (СИ) крило на незасегнатата от вулкански прояви и оформена на R₂³ етапа Габровска хорст-антиклинала. Предвид дебелината на Пъдарската свита в околността, предполагаемата амплитуда на пропадане надхвърля 250–350 m. Не се изключва първичната обусловеност на тази линия от етапа на залагане (колапаса) на вулкано-седиментния трог, както и евентуалното и по-полегато залягане, предопределено от наклона в крилата на гънково-блоковата структура. Това допускане я определя като регенерирана на един, възможно значително отдалечен във времето етап.

Други разломни структури. Развити са извън прикалдерните пространства на вулканските структури.

Клокотнишки разлом. Разделя Сакарската литотектонска единица от североизток от скалите на Ябълково-Сталевската зона от югозапад. Разломът е субпаралелен на т. нар. Гарвановски разлом и също както него се възприема като структура с отношение към Маришката разломна зона. Ориентацията му обаче е до голяма степен отличаваща се от тренда на структурите, прокарани от север (к. л. Чирпан в М 1:100 000). Същите имат направление около 110°. По тази линия първоначално е бил издигнат Поповецко-Стрямският хорст. Липсата на вулкански прояви в същия в тази част на района, определя Клокотнишката зона като палеогеографска линия, осъществяваща известна степен на магматичен контрол.

Не съвсем изяснена е ролята на тази линия спрямо разпространението и тектонската позиция на плио-плейстоценските наслаги в тази част на района. Ситуацията на картата предполага нейното късно регенериране и движения с противоположен знак.

Гарвановски разлом. До голяма степен това е неясна, трудно доказуема тектонска линия, ограничаваща от югозапад Ябълково-Сталевската структура. Лошата разкритост на района не позволява подробното му охарактеризиране. Съдейки по взаимоотношенията, това е млада активна структура с посока 140° и пропаднал югозападен блок, изграден от неогенски и плиоцен-плейстоценски наслаги, понижени с неясна амплитуда спрямо неподелените вулканити на Ябълково-Сталевската структура. В околностите на с. Гарваново разломът се съчленява клиновидно със също така млада структура с посока 110°, ограничаваща от север ареала на Банските базалти и туфи на Татаревския подкомплекс от аналогични млади седименти.

Разлом Кенана. Тази новоустановена структура е разположена до преливника на яз. Клокотница. Тук са регистрирани едни от малкото реални данни за компресионна (навлачна) тектоника в периметъра на първоразрядното Източнородопско комплексно понижение. Касае се за малоамплитудно северновергентно навличане между еднотипни скали – туфозна пачка от състава на теригенно-туфозната задруга (Татаревски вулкански подкомплекс) и специфичните рифови варовици и брекчоконгломерати в района на язовира. Навличането е регистрирано всред варовиците по харниши, разположени в дебела около 1–2 m зона с елементи 200/5–10º и критерии за северен транспорт. Разломната линия, маркирана по същите тектонски огледала, прегъва плавно коляновидно, но в много кратък интервал на север, прехождайки във вертикален разсед с посока 100º и пропаднал северен блок. Причините за тези движения не са изяснени.

Тракиецки разлом Предположен е от Йорданов (в: Саров и др., 2000ф) Маркиран е по моноклиналното затъване в североизточна посока на скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга спрямо издигнатия от ИСИ блок неподелени материали, отнесени към обема на Тракийската единица. Предполагаемата посока на структурата е около 150–160°, изцяло прикрита от водите на яз. Тракиец. Подобни взаимоотношения са регистрирани за района на изток от изследваната площ (к. л. Хасково в М 1:50 000).

Магмопроводящи крипторуптури. Основните тектонски линии с дълбоко заложение, предопределящи сложното развитие на палеогенския вулканизъм в тази част на региона, са три:

– със СЗ–ЮИ направление (135–140°);

– със ЗСЗ–ИЮИ направление (110°);

– с ИСИ–ЗЮЗ направление (60°).

Зоната със СЗ–ЮИ посока или Минзухарската магмопроводяща крипторуптурна зона (Йорданов в: Саров и др., 2006ф) е заложена по времето на късния еоцен и е привързана изцяло към североизточния клон на вулкано-седиментния трог.

Зоната със ЗСЗ–ИЮИ направление (условно Ябълковска или Ябълковско-Сталевска – Боянов и др., 1993) е част от или преповтаря ориентацията на Маришката зона. Относително синхронно заложена и слабо отличаваща по тренда си спрямо Минзухарската, тя има самостоятелна структурна привързаност. Към факторите, определящи залагането на вулканските структури в нея, Боянов и др. (1993) отнасят и разломи с „Твърдишко” (30–45°) направление, към чиято (евентуална) пресечница с разломите от Маришката зона авторите отнасят приабонските вулкански прояви, развити основно на север от изследвания район (к. л. Чирпан – М 1:100 000).

Заложението на третата, Боровишката магмопроводяща крипторуптурна зона е по-късно. Разположена е почти напречно под ъгъл 80° спрямо основните зони, следващи ориентацията на троговото заложение. На пресечницата ù с двете паралелни крипторуптури по двата обособени клона в трога, но под неин контрол са съсредоточени големите вулканични маси, продукт на Боровишката и Татаревската вулкано-тектонска структура. Като единна, разположена от северозапад, Боровишката зона е тълкувана в повечето от досегашните публикации за района. Д. Йосифов и др. (1990) очертават две съставни и независими структури с дълбоко заложение, обточващи от ССЗ и ЮИ рамките на Боровишката калдера – Ардинско-Спахиевска (~40º) и Новаково-Пилашевска (субекваториална до 30º). По данни на същите автори, те се съчленяват приблизително в района на с. Горно Брястово, но без продължение в СИ посока.

5.3.3. Тракийска депресия.

Пълна историческа справка за тази първоразрядна структура и второразрядната Горнотракийска депресия в частност се прави от Боянов и др. (1993). В обхвата на к. л. Сусам – М 1:50 000 попадат части от треторазрядните Пловдивско и Хасковско понижение. Като треторазрядна единица извън рамките на първото тук се обособява т. нар. Драгойновско понижение.

5.3.3.1. Горнотракийска депресия.

Редица въпроси, свързани със строежа, геологията и неогенските седименти на Горнотракийската депресия, са разработени от Брънкин (1962), Панов (1962), Брънкин, Станчева (1965), Каменов, Панов (1976), Т. Ненов и др. (1986ф) и др.

Горнотракийската депресия е структура, наложена върху южната периферия на Средногорската зона (Ж. Иванов, 1998). Тя е ориентирана субекваториално и следи в общи линии старите („средногорски”) направления. На юг депресията опира в Родопския масив посредством Маришката отседна зона (дълбочинния разлом на Маришкия шев – Е. Бончев, 1946), като в малка степен е заграбила и приобщила към себе си и части от масива. От север се отделя от Средногорската зона чрез разседи.

В хода на тектонската еволюция в югоизточната част на Горнотракийската депресия се образуват млади наложени понижения, запълнени с неогенски и неоген-кватернерни седименти, проучени, описани и номинирани от Коюмджиева, Драгоманов (1979), Драгоманов и др. (1981, 1984). В изследваната площ попадат части от Драгойновското понижение, Пловдивското и Хасковското понижение.

Поради идентичността или близките характеристики на изпълващите ги неоген-кватернерни наслаги, условната граница между Пловдивското и Хасковското понижение се поставя в стеснената зона от района на с. Сусам.

Драгойновско понижение. Подобно на свитите, изпълващи Маришкото или Бряговско-Вълчеполското (Бряговско) понижение и считани за едновъзрастни или корелати (Боянов и др., 1992), алувиално-езерните (или блатно-езерни – Коюмджиева, Драгоманов, 1979) седименти на Драгойновска свита са засебени в собствения си ареал на разпространение – Драгойновско понижение (Йорданов в: Саров и др., 2002ф). Седиментите на свитата, респ. понижението, са с основно разпространение на север от изследваната площ (к. л. Чирпан, М 1:100 000), отчасти в обхвата и преимуществено южно от Маришката зона. Според повечето автори (Коюмджиева, Драгоманов, 1979; Боянов и др., 1980ф) изпълващите го материали се отнасят към Горнотракийската депресия, като според Панов (1962) те са разпространени само в Пловдивското понижение.

Драгойновското понижение е със статут на наложена структура, припокриваща и опасваща от север северозападната част на Североизточнородопското понижение. Според нас, поради междинната си позиция тази структура би могло да се определи като периферна, към периметъра на Горнотракийската депресия, но по-локална и самостоятелна спрямо наложеното обширно Пловдивско понижение.

Пловдивско понижение (Панов, 1962). Понижението представлява наложена негативна структура, елемент от изток–югоизточната част на Горнотракийската депресия. Подробни данни относно характера, строежа и развитието на тази структура има в работите на Брънкин (1962), Брънкин, Станчева (1965), Вапцаров (1962, 1964), Т. Ненов и др. (1986ф), и др.

В северната част на изследваната площ попадат фрагменти от южната периферия на понижението, наложени върху Ябълково-Сталевската и част от Татаревската вулкано-тектонска структура. На североизток се ограничава от Гарвановския разлом.

Пловдивското понижение е изпълнено от седиментите на неогенската песъчливо-глинестата задруга, плиоцен-плейстоценски и кватернерните наслаги. Дебелината на запълващите го скали варира от 1 – 30 m и достига до 100 – 150 m.

Хасковско понижение. В изследваната площ попада значителна част от западната периферия на Хасковското понижение. Като такова е обособено от Й. Йовчев и колектив (ред.-1976) на Тектонската карта на България в М 1:500 000.

В рамките на картния лист понижението се налага и се ограничава върху и ограничава от запад от Колецкия, Драгойненския и Брястовския вулкан, а от север – Татаревската вулкано-тектонска структура. От юг се налага върху Ранилистското понижение, Николовския вулкан и Кърджалийската депресия, като остава отворено на изток.

Тази сравнително плитка негативна структура е изпълнена основно от неогенските седименти на песъчливо-глинестата задруга, плиоцен-плейстоценски и кватернерни наслаги. Дебелината на изпълващите я материали в изследваната площ на места надхвърля 200 m.

Каталог: sites -> geokniga -> files -> mapcomments
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист

Изтегляне 2.41 Mb.

Сподели с приятели: