Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист

4.1.5.1. Драгойненски вулкански подкомплекс

Разглежданите скали заемат относително широки площи в северозападната част на картния лист и в околностите на с. Спахиево.

Драгойненският вулкански подкомплекс се разполага върху и просича скали от Колецкия и Буковския вулкански подкомплекс. Просича се и се покрива от Брястовския, Тримогилския и Татаревския вулкански подкомплекс.

Единицата е изградена предимно от среднокисели вулкански продукти (латити и кварцлатити до трахидацити) – лави, лавобрекчи, пепелни до лапилни туфи и епикластити.

Възрастта на скалите по стратиграфска позиция се приема за рупелска.

Туфозна пачка (1DrOl₁). Скалите от пачката се разкриват като тънки ивици западно от с. Воден и северно от с. Колец.

Туфозната пачка се разполага в основата от разреза на Драгойненския вулкански подкомплекс, като се вклинява в лавобрекчи от същата единица.

Пачката е изградена от пепелни до грубопепелни туфи с лапили от латити.

Дебелината на пачката не надвишава 20 m.

Вулканитите се разполагат съгласно върху скали от Колецкия и Буковския вулкански подкомплекс и варовици с приабонска възраст (на запад от изследваната площ). Процепват се и се покриват от ултракалиевите латити на Брястовския вулкански подкомплекс, Воденските латити, пирокластити на Татаревския вулкански подкомплекс и се просичат от дайки на Тримогилския вулкански подкомплекс.

Скалите от единицата са представени от среднокисели вулкански продукти. В основата на разреза се разкриват латитови лавобрекчи (2DrλOl₁). Във височина се налага серия от лавови потоци от зелени, сиви до розово-кафяви дребно- до среднопорфирни латити до кварцлатити и трахидацити (3DrλOl₁), редуващи се с тънки, неиздържани прослойки от среднокисели туфи, епикластити, както и лавобрекчи в основата и периферните им участъци. Върху тях южно и северно от с. Воден се разполагат лавови потоци от средно до едропорфирни латити (4DrλOl₁). Един от центровете на вулканитите, разкриващи се между вр. Чалтепе, вр. Голямата Кайладжа и с. Брястово се намира при вр. Хасара.

Текстурата на лавите е масивна, рядко и в отделни участъци – флуидална. Първичните минерали изграждат 10–30 % от обема на скалата. Представени са от зонални плагиоклази (андезин, рядко до лабрадор), клинопироксен, рядко ортопироксен, опацитизиран биотит (понякога с тънки иглести сагенитови кристали). Акцесорни минерали са кафяв апатит и магнетит. Основната маса е съставена от голямо количество плагиоклазови и биотитови микролити, ксеноморфен К-фелдшпат и финопрашести рудни минерали. В някои случаи скалите са силно хидротермално променени и превърнати във вторични кварцити и аргилизити.

Възрастта на скалите по стратиграфска позиция и K/Ar определения се приема за рупелска.

4.1.5.2. Брястовски вулкански подкомплекс

Скалите на подкомплекса се разкриват на широка площ в западната част на картния лист, (западно от селата Сусам, Минерални бани и Ангел войвода), образувайки две ивици:

северна – с ИСИ посока, дължина 25 km (на картния лист – 8 km, в пределите на едноименния грабен) и широчина 5 km. Тя представлява запазената от ерозията част на Брястовския вулкан (Янев в: Исаков и др., 1992ф; Yanev, Pecskay, 1997), един от най-големите в Източните Родопи. Данни за дълбочинния му строеж са получени при сондажните проучвания на Брястовското оловно–цинково находище в края на 80-те години на XX век (Исаков и др., 1992ф);

южна – със СИ посока (на картния лист с дължина 2,5 km и широчина 0,5–1 km), разкриваща се в ЮИ периферия на Боровишката калдера.

Брястовският подкомплекс е съставен от ултракалиеви латити до латити, кварцлатити и Градищенски трахириодацити. В централната, вероятно околократерна част на Брястовския вулкан при интерпретацията на гравиметрични данни e установена малка калдера с размери 2,8х2 km (Yanev, Petrov, 2002), която играе роля при внедряването на по-късните продукти на вулкана. Към подкомплекса са отнесени също така Сърнишката, Мезарлъксъртска и неразкритата на повърхността Горнобрястовската интрузия.

Ултракалиеви латити до латити. Досега тези скали (заедно с Долноводенските латити и описаните по-долу кварцлатити) са отнасяни към: долноолигоценската „долна латитово-андезитова ефузия” на І среднокисел вулканизъм (Иванов, 1960), към приабонската „долна ефузия на андезитите и латитите” (Боянов, Маврудчиев, 1961), към члена (Иванов, 1972; Yanev, Pecskay, 1997), съответно „задруга” (картата в М 1:100 000) на ІІ среднокисел вулканизъм (с долноолигоценска възраст) или към „Драгойновски латитов комплекс” (Milovanov et al., 2005). Отнасянето им към последните не може да се счита за основателно поради различния им минерален и химически състав и различен тип на вулканската дейност.

В състава на единицата са отделени два скална вида по химическия им състав – ултракалиеви латити и нормални латити. На основата на макроскопски различими текстурни белези, най-вече размерът на санидиновите впръслеци се отделят две разновидности – дребнопорфирни и едропорфирни. Първата разновидност е установена в южната ивица, а на дълбочина и в северната, а втората – само на повърхността в северната ивица.

В южната ивица по състав са латити и представляват най-североизточните разкрития на голям покров, простиращ се главно в северната част на картни листове Комунига и Николово (М 1:50 000). Те лежат под киселите пирокластити на Боровишкия комплекс, а от югоизток разкритията им са ограничени от Сърнишкия бордови разлом на Боровишката калдера. Цвят – виолетово-кафяв. Изградени са от фелдшпатови (санидинови и плагиоклазови) порфири, клинопироксен (размери 0,05–2,5 mm) и частично или напълно опацитизиран биотит; акцесори – апатит и магнетит. На места фелдшпатите са субпаралелно ориентирани. Основната маса, по количество до 50% от обема на скалата, е съставена от ксеноморфен санидин, плагиоклазови и биотитови микролити.

По сондажните данни описваните вулканити съставят два лавови покрова (Янев в: Исаков и др., 1992ф) с обща дебелина около 500 m. Всред тях напълно отсъстват продукти на експлозивна дейност и лавокластични скали, указание за ниска вискозност на лавата. Лавовите покрови вероятно се състоят от множество потоци, образувани бързо един след друг. Покровите са разделени и се постилат от различно дебели (от десетки cm до няколко m) пачки от алевролитни, псамитни до гравийни епикластити с червеникав до сиво-зелен цвят, на места с въглефицирани дървесни останки. Всичко това говори за проява на вулканизма в сухоземни условия като епикластитите са образувани от разрушаването на вулкана при прекъсване на вулканската дейност.

Минералният състав и на двете разновидности на ултракалиевите латити е еднакъв. Те са изградени от порфирни минерали във вариращо количество (до 40–50%) и основна маса с пилотаксична, по-рядко хиалопилитова до микропоикилитова структура. Порфирите (Yanev, Pecskay, 1997) са от плагиоклаз, понякога зонален (ядро – битовнит, периферия – андезин), санидин (по неговото присъствие тези скали се отличават от нормалните латити), богат на Na диопсид-авгит, богат на Mg биотит до флогопит; акцесори: Ti-магнетит, апатит и рядко циркон. Битовнитовите ядра на плагиоклазите говорят за смесване с базична магма. Основната маса е изградена от микролити на горните минерали, образуващи потоци, както и анортоклаз. На места в основната маса се появява ксеноморфен кварц (включващ фелдшпатовити микролити), както и редки кварцови субпорфири.

Вулканитите са най-често с добре изразени слоеве на течение (Манева, 1973), обогатени с различни минерали, с или без газови мехури, както и с плокостно подредени фелдшпатови порфири. Поради голямата дебелина на лавовите потоци тези плоскостни структури са хаотично ориентирани (отразяващи турбулентното движение на лавата) и поради това не маркират древните вулкански апарати.

Ултракалиевите латити са в различна степен площно аргилизирани (Кунов и др., 1997). Основните минерали на тази промяна са кварц, каолинит, смесенослоести глинесто-слюдени минерали, хлорит, по-малко карбонати (калцит и доломит), пирофилит, халуазит. По-късно е наложена адуларизация, зеолитизация (с томсонит, стилбит, аналцим, ломонтит), баритизация и карбонатизация (с разнообразни Са-Fe-Mg карбонати).

Според K-Ar датировки на валови проби на непроменени едропорфирни ултракалиеви латити (Lilov et al., 1987 – 31,5 Ма; Yanev, Pecskay, 1997 – 33,4±1,3 Ма) и Ar-Ar датировка на санидин (Singer, Marchev, 2000 – 32,72±0,32 Ма) възрастта им е раннорупелска. Дребнопорфирните разновидности не са датирани, но поради това, че в южната ивица лежат под пирокластитите на туфозната серия и по аналогия с тези от к.л. Комунига (М 1:50 000) също се приемат за рупелски.

Изграждат два купола – „Гарваница” и „Банска чука” (Янев в: Исаков и др., 1992ф), представляващи следващ етап на Брястовския вулкан. Те пресичат ултракалиевите латити, а покривката им не е запазена. Куполите имат силно хидротермално променена периферия, изградена от аглутинати до агломератови брекчи, които към централната, масивна част на купола се разпадат на отделни клиновидни ивици, „вклиняващи се” в монолитните лавови скали на единицата. Брекчите често са шупливи (единични шупли достигат 20–30 cm), на места преминаващи в шлаки.

Вулканитите са дребно- до среднопорфирни с фенокристали (Yanev, Pecskay, 1997) от санидин, зонален плагиоклаз (ядро – кисел лабрадор, периферия – андезин), диопсид, много биотит и единични субпорфири от кварц всред неиндивидуализирана кварц-фелдшпатова основна маса. Акцесорният апатит достига субпорфирни размери. Минераленият им състав отговаря на кварцлатитите, но по химичен състав достига и до трахидацити.

Изотопната възраст на купола „Банска чука” е 32,31±0,24 Ма (Ar-Ar датировка на санидин – Singer, Marchev, 2000) и на „Гарваница” 31,9±1,2 Ма (K-Ar датировка на валова проба – Yanev, Pecskay, 1997).

Сърнишката интрузия се разкрива по западния склон на вр. Аида, съответно северно от с. Сърница на площ 2,3 km², оформяйки ивица с дължина 2 km със СИ посока (Маляков, Димитрова, 1973), а Мезарлъксъртската – на 1 km източно от с. Сърница като малко петно с диаметър неколкостотин m². По геофизични данни се предполага, че двете интрузии се свързват на дълбочина 4 km (Д. Йосифов и др., 1990).

Сърнишката интрузия има секущи контакти с вулканитите на Колецкия и Драгойненския подкомплекс, а от запад е пресечена от Сърнишкия калдерен разлом. Мезарлъксъртската интрузия пресича само вулканитите на Колецкия подкомплекс.

Интрузиите имат монцонитоиден състав. В по-добре описаната Сърнишка интрузия тези скали се разкриват като първа наставка. Те прехождат в сиенити, приемани за втора наставка (Маврудчиев, Ботев, 1966).

Монцонитоидите са сиви с розов до зеленикав оттенък. Според цитираните автори са представени равномернозърнети и порфирни (по К-фелдшпат, размери 1–2 cm) монцонити, монцотоналити, монцоадамелити, монцосиенити и техните кварцсъдържащи разновидности. Изградени са от среден плагиоклаз (количество 23–43% – Маляков, Димитрова, 1973), К-фелдшпат (30–53%), пойкилитно включващ другите минерали, клинопироксен, обрасъл с амфибол (4–17%), кварц (4,5–18%), биотит и малко амфибол. Акцесорните минерали са магнетит, апатит, илменит, циркон и титанит. В порфирните разновидности тези минерали се разполагат сред дребнозърнеста фелдшпатова основна маса.

Сиенитите имат същия минерален състав, но съдържат по-малко плагиоклаз и значително повече К-фелдшпат. Вторичните минерали и в двете разновидности са актинолит, епидот, калцит и кварц. Наблюдават се линейни и плоскости структури на течение, маркирани от субпаралелното подреждане на порфирите и ксенолитите (Маляков, Димитрова, 1973).

Скалите на Сърнишката интрузия са процепени от кварцаплитови прожилки (дебелина до 15–20 cm) с посока 30^о и 110^о (Маврудчиев, Ботев, 1966). Те запълват също така миароли и гнезда. Изградени са от К-фелдшпат и кварц, малко кисел плагиоклаз, биотит и същите като горните акцесорни минерали. Интрузията се сече и от няколко дайки със субекваториална посока от напълно хидротермално променени фелзитови риолити от Тримогилския подкомплекс.

Главно по южния контакт на същата интрузия монцонитоидите съдържат ксенолити с големина до 10 cm, изградени от вулканити, седименти и метаморфити. Също там, по вулканитите на Колецкия подкомплекс са образувани калциево–силикатни хорнфелзи, изградени от клинопироксен и плагиоклаз, в малки количества гранат, К-фелдшпат, биотит, епидот, кварц и титанит (Маврудчиев, Ботев, 1966). По данни от сондажи, прокарани в оловно–цинковото находище Саже, в ЮИ фланг на интрузията в най-горната ù част се наблюдава пластообразен ксенолит с дебелина 50–60 m (проследен на дължина 200–300 m) от гнайси с монцонитова брекча по контактите (Манева, 1988).

Датирана е само Сърнишката интрузия. Изоторната ù възраст е 31,5 Ма по К-Ar метод (Lilov et al., 1987) или 32,85±0,28 до 32,99±0,38 Ма, съответно по санидин и биотит по Ar-Ar метод (Singer, Marchev, 2000), т. е. рупелска.

Горнобрястовска интрузия (GbsqμOl₁). Описана е за първи път от Янев (в: Исаков и др., 1992ф), а с това име се въвежда за първи път в тази записка (по името на с. Горно Брястово).

В Брястовския вулкан, на 1 km западно от вр. Голямото градище със сондажи на дълбочина 400–1000 m са пресечени множество апофизи, внедрени във феноандезитите от подложката на ултракалиевите латити. Апофизите са от кварцмонцонитпорфирити, розови до сиво-зелени на цвят, с неясни контакти с вулканитите. Те са средно- до дребнопорфирни по биотита и плагиоклаза. Съдържат още актинолит и К-фелдшпат. Основната маса е изградена от субпорфири до микролити от горните минерали и ксеноморфен кварц между тях. На дълбочина 800–1500 m тези скали преминават в кварцмонцонити с масивна текстура и монцонитова до микропегматитова структура. Изградени са (Yanev, Pecskay, 1997) от андезин и висококалиев фелдшпат (в равни количества), актинолитизиран пироксен и малко биотит с ксеноморфни кварц и К-фелдшпат между горните минерали. Минералите на хидротермалната промяна са анхидрит, кварц, серицит, хлорит.

В предишни изследвания тези скали са отнасяни към ІІ кисел вулканизъм (Р. Иванов, 1960, 1972; Янев и др., 1983; Геоложка карта на България в М 1:100 000, к. л. Искра), към „долната ефузия на риолити, риодацити и дацити и техните пирокластити” (Боянов, Маврудчиев, 1961) или към ІІІ кисел вулканизъм (Yanev, Pecskay, 1997).

Описваните скали се разполагат в северозападната част на картния лист, където изграждат върховете Голямото градище и Черния камък. Те съставят два купола със същите имена и размери до 1,8х1 km (Янев в: Исаков и др., 1992ф). Куполите са внедрени в установените по геофизични данни северен и източен калдерен разлом на Брястовския вулкан (Петров в: Исаков и др., 1992ф). Подводящият канал на първия (по сондажни данни) е сноп от дайки с обща дебелина 12 m и стръмен наклон на СИ, а на втория – на юг. Куполите процепват и се разстилат върху ултракалиевите латити. Те са изградени от трахириодацити и имат перлитна (дебела до няколко m) или брекчирана (дебела десетки m) периферия. В северната част на купола „Черният камък” се разкрива тяло с размери 500х300 m, изградено от черни перлити с много латитови късове, вероятно представляващо отделен купол. В периферията на подводящите канали (по сондажни данни) не се наблюдават перлити, а пеперити („всмукване” на латитови късове най-често по слоевете на течение на трахириодацитите или обратно – късове от тях всред латитите).

Трахириодацитите са розови (в дълбочина сиви), масивни, на места със слоеве на течение и блокова напуканост, рядко с неясни призми. Изградени са от порфири (10–15%, рядко до 40–50%) от санидин, олигоклаз, биотит, на места кварц, Mg-хорнбленда до еденит, диопсид-авгит (Yanev, Pecskay, 1997). Акцесорите са от Ti-съдържащ магнетит, апатит, циркон и титанит. Основната маса е фелзитова до трахитова, по-рядко сферолитова до микропойкилитова, богата на санидинови микролити.

Перлитите са смолесто-кафяви (указание за окислителна, т. е. сухоземна обстановка при изстиването им – Yanev, 1987), а в дълбочина са бледозелени. Съдържат същите порфирни минерали като трахириодацитите, някъде в по-големи количества, отколкото в последните. На места стъклената основна маса е заместена от клиноптилолит, монтморилонит, малко опал-СТ и адулар, поради което перлитите придобиват розов до кафяв цвят. Преходът между стъклените и кристализиралите вулканити се осъществява с редуване на различно дебели (от mm до десетки cm) перлитови и трахириодацитови ивици.

Определената изотопна възраст на купола „Голямото градище” е 30,4±1,1 Ма, а на купола „Черният камък” – 30,2±1,2 Ма (валови проби по К-Ar метод – Yanev, Pecskay, 1997), т.е. рупелска. Възрастта им, химическият състав на лавите и на изграждащите ги минерали позволяват да се разглеждат като продукт на последния етап от еволюцията на Брястовския вулкан.

4.1.5.3. Туфозна задруга (tOl₁)

Тази задруга е отнесена към „хоризонта”, съответно „задругата” на ІІ кисел вулканизъм (Р. Иванов, 1960; Янев и др., 1983; Геоложката карта на България в М 1:100 000), към риолитовата свита (Р. Иванов, 1972), към „хоризонта на белите туфи, туфобрекчи и туфогенно–седиментните скали” от „долната ефузия на дацититe, риодацитите, риолитите и техните пирокластити” (Боянов, Маврудчиев, 1961) или към Боровишкия риолитов комплекс (В. Георгиев, Милованов, 2006b).

В пределите на картния лист туфозната задруга лежи върху ултракалиевите латити до латити на Брястовския подкомплекс, изграждащи западния склон на едноименния вулкан. В сондажи западно от с. Сърница (прокарани при проучването на урановото находище Сърница в края на 60-те год. на миналия век), на запад от Сърнишкия разлом (Йосифов и др., 1963ф) върху тези латити е подсечена червена, вероятно халуазитова изветрителна кора или неколкометров пласт от латитови дребноконгломератови епикластити, прослоени с кисели туфи (вероятно аналог на брекчоконгломератната пачка от същата задруга на к. л. Комунига – М 1:50 000).

В източната част на калдерата задругата е изградена от среднослоести въздушноотложени туфи, слабо- до средноспечени игнимбрити и епикластити, а в западната ù част (к. л. Искра и Лъки – М 1:50 000) – от силноспечени игнимбрити, придружени също от туфи (Янев, 1990). Тя не е поделена по-детайлно и включва всички пиро- и епикластични скали в Боровишката калдера от началото до края на киселата вулканска дейност.

Цветът на пирокластитите е сив до бял, рядко розов или бледозелен.

Слабо- до средноспечените игнимбрити са съставени от дребни (до няколко сm) несплескани пемзови късчета, малко кристалокласти от кварц, фелдшпати и биотит, както и редки риолитови класти. Пемзовите късове са с обратна сортировка (като по-леки те се концентрират в горната част на пластовете), а риолитовите – в долната. Туфите са кристалолитокластични, най-често дребно- до едролапилови, рядко дребноблокови. Литокластите са пемзови, перлитови и риолитови (сферолитови или фелзитови), а кристалокластите са като тези в игнимбритите. Дребноблоковите литокластични туфи, съставени главно от разнообразни риолитови късове (размери най-често до 10 cm) могат да се интерпретират или като епикластити, или като проксимални вулкански брекчи, отложени в близост до центъра на изригване (lаg breccia по Druitt, Sparks, 1982).

Стъклените съставки в пирокластитите (пемзовите и перлитни късове, както и пепелта на основната маса) са напълно променени. Те са заместени от кварц, адулар и различни глинести минерали (предимно смесенослоести илит-смектитови, по-рядко и каолинит). Най-богатите на адулар зони са с виолетов или зелен цвят. Кристалокластите, предимно фелдшпатите и биотитът са частично променени, съответно аргилизирани или заместени от кварц.

По сондажни данни, получени при проучването на урановото находище Сърница дебелината на задругата е 200–250 m като се увеличава в западна посока към вътрешността на калдерата.

Възрастта на задругата се приема по геоложкото си положение за рупелска.

4.1.5.4. Трахидацити (τζOl₁)

Трахидацитите изграждат дайка с меридионална посока, внедрена в Сърнишкия разлом (Йосифов и др., 1963ф). Тя е установена при проучването на урановото находище Сърница в края на 60-те години. Отнесена е от Р. Иванов (1972) към ІІІ кисел вулканизъм.

Дайката е субвертикална до наклонена на запад (по сондажни данни). Изградена е от дребно- до среднопорфирни трахидацити с розов до сив цвят. Порфирите са от санидин, олигоклаз, биотит и амфибол, а основната маса е гранобластова до фелзитова. Скалата е хидротермално променена, поради което химичния ù състав не е точно определен.

Дайката се следи над 6 km като има дебелина от 20–30 до 500 m.

Възрастта ù се приема за рупелска по аналогия с датираната риолитова дайка, внедрена в южния бордови разлом на Боровишката калдера (к. л. Комунига – М 1:50 000).

4.1.5.5. Йончевски трахириолити

Като основна неслоеста литостратиграфска единица се въвежда в обяснителната записка към к. л. Искра – М 1:50000, където се номинира по топонимът с. Йончево.

Единицата обединява две литоложки съвкупности, изграждащи отделни секущи тела (вулкански куполи). Едната, представена от фелзитови и сферолитови трахириолити, придружени с перлити, е доминираща. Другата, представена само от един купол, е от същите скали, но обогатени с порфири. Непосредствени взаимоотношения между двете съвкупности не се наблюдават, но по някои генетични съображения може да се счита, че втората съвкупност е по-млада.

Фелзитови и сферолитови трахириолити и перлити (1YτρOl₁). Тези вулканити са отнасяни към „долната ефузия на дацититe, риодацитите, риолитите и техните пирокластити” (Боянов, Маврудчиев, 1961), към „хоризонта”, съответно „задругата” на ІІ кисел вулканизъм (Р. Иванов, 1960; Янев и др., 1983; Геоложката карта в М 1:100 000, к.л. Искра), към риолитовата свита (Р. Иванов, 1972), към ІІ-ІІІ кисел вулканизъм (Lilov et al., 1987; Янев, 1990), а от В. Георгиев, Милованов (2006b) – към Паничковския трахириодацитов комплекс

Йончевските трахириолити съставят клъстер (група) от десетки куполи на изтискване и криптокуполи (Yanev et al., 1986), разпръснати на площ от 70 km² между Сърнишкия калдерен разлом от изток и селата Паничково и Йончево на запад (на картен лист Искра – М 1:50000). Всеки един от тях представлява отделен моногенен вулкански център, а рядко образуват и малки куполни вулкани, съставени от много близко разположени срастнали куполи. Те са денудирани на различно ниво, включително и неково. Не се наблюдава образуващата се на повърхността около куполите „мантийна” брекча, която е била или еродирана, или по-вероятно в повечето случаи телата да са застинали близо до повърхността като криптокуполи. Размерите им варират от няколко десетки метри до 1 km в диаметър.

Предполага се (Yanev et al., 2005; Dhont et al., 2008), че куполите са използвали като проводящи канали разломи със СИ посока, представляващи част от една система тип „конска опашка”. Тя е възникнала вследствие на отседни движения по Сърнишкия калдерен разлом. При по-късните движения по тази система куполите са денивелирани, като сега се разкриват на хипсометрични нива с разлика 300 m.

Куполите често имат зонален строеж (Yanev et al., 1986), съставени от централно, кристализирало трахириолитово ядро, преходна перлит-трахириолитова зона и перлитна периферия, понякога с перлитни брекчи на контакта с вместващите скали. В някои тела перлитите образуват само малки сърповидни или лещообразни тела, като изчезват на дълбочина няколко десетки метри. Съотношението перлити/риолити достига до 1:1 в тела с изцяло перлитна периферия. При тях централното ядро е богато на малки вакуоли.

Трахириолитите са високосилициеви по състав, на цвят розови до сиви (в дълбочина), рядко с изразени плоскостни структури. Те са изградени от порфирни минерали (10–15%) и сферолитова или фелзитова основна маса. Порфирите (Yanev, 1998) са от кородиран кварц, зонален санидин и плагиоклаз, малко биотит и амфибол (Мg-хорнбленда до еденит). Акцесорни са магнетитът, апатитът, цирконът и титанитът. Зоналността на санидина е обусловена от обогатяване на периферията на кристалите с ортоклазова и/или целзианова молекула. Плагиоклазите са с олигоклазова (или анортоклазова) перифирия и андезинови ядра. Понякога са с разядени (тип „пчелна пита”) лабрадорови ядра, указващо за смесване с по-базична магма. Основната маса съдържа микролити от плагиоклаз, биотит и санидин до анортоклаз.

Перлитите са бледозелени до кафяви, указание за окислителна, т.е. субаерална обстановка на застиване (Yanev, 1987), масивни, без изразени плоскостни структури. Изградени са от същите порфирни минерали, но със стъклена основна маса с микрослоеве на течение, с или без перлитово напукване. Преходната зона (Yanev, 1987) е с дебелина няколко метра, изградена от изолирани (диаметър до 1 сm) или сраснали риолитови сферолити всред перлитна основна маса. Количеството на сферолитите намалява към перлитната периферия до пълното им изчезване и обратно – увеличава се към кристализиралото ядро до пълно изчезване на стъклото между тях.

Куполите са засегнати в различна степен от хидротермална промяна. В отделните зони се развиват различни минерали (Yanev et al., 1986, 1993; Райнов, Янев, 1991). Основната маса и фелдшпатите на трахириолитите от централното ядро са заместени от глини (каолинит, смектити) и кварц ± серицит, а амфиболът – от кварц. В преходната зона стъклото е заместено напълно от кварц, адулар (в някои куполи – албит), К-морденит и богат на желязо илит. Перлитите са заместени частично (напълно в близост с контакта с вместващите скали) от Са-К клиноптилолит, опал-СТ, смесенослоест илит-монтморилонит и малко морденит. При пълната промяна перлитите имат вид на риолити с розов или бледозелен цвят. Срещат се и перлити със сив цвят, напълно заместени от кварц и адулар.

K-Ar датировка на трахириолитовите куполи е повлияна от аргилизацията и варира от 33,5 до 31,5 Ма (валови проби – Lilov et al., 1987), оставайки в интервала на рупела. По геоложки съображения и взаимоотношения те са разглеждани като последен продукт от еволюцията на киселия магматизъм на Боровишката калдера (Янев, 1990).

Богати на порфири трахириолити и перлити (2YτρOl₁). Към този тип вулканити се отнася един купол (1х0,8 km), разкриващ се на връх Летница, на 3,5 km СЗ от с. Сърница. За разлика от другите куполи на Йончевските трахириолити той е причислен от Р. Иванов (1972) към ІІІ кисел вулканизъм.

Куполът е изграден от червено-кафяви трахириолити, много богати на порфирни минерали (около 50%) във фелзитова основна маса. Порфирите са еднакви с тези на фелзитовите и сферолитови трахириолити. По източната му периферия се наблюдават няколко малки лещи (дебелина под 10 m) от бели до сиви перлити, също много богати на фенокристали.

Този трахириолитов купол може да се разглежда като остатъчен продукт на зонална магмена камера, тъй като еволюцията на големите кисели магмени системи много често завършва с внедряване на много богати на порфири остатъчни магмени порции (Hildreth, 2004).

4.1.5.6. Тримогилски вулкански подкомплекс

Подкомплексът съвпада с едноименния комплекс на В. Георгиев, Милованов (2006b), но в тази обяснителна записка е изменен рангът му. От Р. Иванов (1960) той е отнесен към „хоризонта” на ІІІ кисел вулканизъм, от Боянов, Маврудчиев (1961) – към „горната ефузия на андезитите и латитите” и „горната ефузия на едропорфирните риодацити и риолити”, от Маврудчиев (1965) – към „субсеквентния комагматичен дайков магматизъм”, от Р. Иванов (1972) – към комплекса на фелзитовите риолити и към ІІІ кисел вулканизъм (за дадения картен лист), а на Геоложката карта в М 1:100 000 – к.л. Искра) – към „дайковия тензионен комплекс”.

Тримогилският подкомплекс се състои от дайки и субвулкански тела с риолитов, трахидацитов латитов и шошонитов състав. Те образуват дайкови снопове с меридионална посока (Боянов, Маврудчиев, 1961; Р. Иванов, 1972) и дължина от няколко до 25 km. В северозападната част на картния лист са обхванати части от Новаково-Пилашевския, Мечковецкия и Шаренприпекския сноп, както и множество дайки, предимно със субекваториална посока, разпръснати на изток от Сърнишкия калдерен разлом. В сноповете дайките имат посока главно ИСИ и ИЮИ (Манева, 1988). Поради това, че са пространствено тясно свързани с оловно–-цинковите орудявания на Спахиевското рудно поле, дайките най-често са силно хидротермално променени. Това затруднява точното определение на химическия състав, както и тяхната изотопна датировка.

В описвания картен лист вулканитите на този подкомплекс не са изотопно датирани. Датировките на аналогични дайки от подкомплекса на съседните картни листове дават рупел-хатска възраст. Те обаче вероятно са повлияни от хидротермалните промяни, често засягащи и разглежданите дайки, което води до подмладяване на изотопната възраст. Отчитайки това, ние отнасяме скалите на подкомплекса към рупела.

Среднокисели вулканити. Представени са от дребно- до среднопорфирни латитови и шошонитови дайки.

Дребно- до среднопорфирни шошонити (1TψOl₁).. Източно от с. Буково се разкриват две дайки, просичащи скалите на Буковския вулкански подкомплекс. По състав скалите биха могли да се отнесат и към този подкомплекс, но поради факта, че са разположени в пределите и повтарят направлението на Пилашевския дайков сноп са отнесени към Тримогилския вулкански подкомплекс.

Дайките са изградени от черни до тъмнозелени масивни дребно- до среднопорфирни феношошонити. Порфирните минерали са от плагиоклаз, пироксен и биотит. Основната маса е микролитова.

Дребно- до среднопорфирни латити (2TλOl₁). На описвания картен лист са известни само няколко дайки с предполагаемо латитов състав: една дайка южно от с. Воден, две пироксенсъдържащи дайки северозападно от с. Спахиево с дължина няколко стотин метра, дебелина 1,5–5 m, СИ посока (Радонова, 1973) и няколко дайки с ИСИ до източна посока в оловно–цинковото находище Саже (Манева в: Василева-Станишева и др., 1989).

Кисели вулканити (3TρζOl₁). Описвани са като едропорфирни риодацити (Боянов, Маврудчиев, 1961; Радонова, 1973) или кварцтрахити (Р. Иванов, 1972 и др.). Те заедно с трахидацитите са главните елементи на двата дайкови снопа на картния лист, както и на тези, източно от Сърнишкия калдерен разлом.

Дайките секат всички скални комплекси, вкл. Сърнишката интрузия и дайката, внедрена в Сърнишкия калдерната разлом (ЮЗ от с. Сърница).

Това са фелзитови трахириолити и едропорфирни трахидацити, като първите рязко преобладават сред дайките, разкриващи се източно от Сърнишкия разлом.

Трахидацитовите дайки са описвани като едропорфирни риодацити (Боянов, Маврудчиев, 1961; Радонова, 1973) или кварцтрахити (Р. Иванов, 1972 и др.). Те са с дължина до 1,7 km и дебелина от 4 до 60–80 m. Изградени са от едри санидинови порфири, кисел плагиоклаз, малко биотит и кварц, рядко амфибол всред микролитова или гранобластова основна маса. Тези дайки са приети за трахидацитови по аналогия с дайките със същия минерален състав, широко разпространени в дайковите снопове в съседните картни листове, чийто химически състав е известен.

Риолитовите дайки са с дължина до 1 km и дебелина от 1,5 до 15 m (Радонова, 1973). На цвят са розови до бели (при силна хидротермална промяна), с добре изразени слоеве на течение. Изградени са от малко порфирни минерали (кварц, санидин, кисел плагиоклаз, малко биотит) всред фелзитова основна маса.

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: