ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3. ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3.1. Подходи при тектонското райониране

В хода на изследванията 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.

Второразрядните структури обединяват или представляват междинна категория спрямо треторазрядните единици. От своя страна те са тектонски и/или вулкански структури. Отделени са три второразрядни структури. Две от тях – Североизточнородопската и Момчилградската, са с характер на комплексни депресии, а третата – Звинишко-Ибреджекската, е със специфичен и силно усложнен вътрешен строеж. От своя страна те могат да бъдат отъждествявани с комбинация от две и повече треторазрядни структури.

Тензионните трансзонални зони са самостоятелни структурни единици извън горепосочения йерархичен ред.

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 (фиг. 4). Схемата не отразява локално проявени размиви, осушавания или трансгресии, свързани напр. с калдерното развитие на Боровишкия, Сушицкия и Нановишкия вулкан.

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 (фиг. 4). 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.

5.3.2. Понижения от началото на късноалпийското развитие на областта

Крумовградско понижение. Тази структура е отделена и характеризирана от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) като „мастрихт-палеоценско панизточнородопско съставно понижение”. С това се акцентира върху три негови характеристики: 1) ранно заложение; 2) широка обхватност; 3) сложност на вътрешната структура. Крумовградското понижение се изпълва и маркира от материалите на Крумовградската група, свързани с процеси на крехки, предимно полегати срязвания на отделяне или от деколемантен тип, с блокова дезинтеграция, формиране на крехки гравитачни плаки по периферията на подуванията, съпроводено с обрушване и денудационни процеси от най-различно естество.

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)

Фиг. 12. Схема на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структури в Източнородопското комплексно понижение (щрихованите полета показват застъпените единици в рамките на картния лист)

Абревиатурни обозначения:

ЗИКС – Звинишко-Ибреджекска комплексна структура със СМП – Св. Маринско понижение; ВПП – Високополянско понижение (северна дистална зона на Нановишкия вулкан); ТД – Тракийска депресия; ГТД – Горнотракийска депресия; ИТД – Източнотракийска депресия; ХМП – Харманлийско понижение; АКБВ – Ареал на късния базичен вулканизъм; ПТЗ – Планинецка тензионна зона; ГТЗ – Галенитска тензионна зона; ЗТЗ – Загражденска тензионна зона; ТВТС – Татаревска вулкано-тектонска структура; ХП – Хайкънско понижение; ЗВТС – Звезделска вулкано-тектонска структура; ГИП – Горскоизворско понижение; ИРР – Източнородопски риф

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. Предвид механизма на залагане площта му далеч надхвърля границите на Източните Родопи.

На територията на изследваната площ два отделни малки фрагмента от структурата, очертават североизточния фланг на т. нар. Могилянски участък („зона”).

Могилянският участък включва разглежданите седименти, разположени по северозападната периферия на Дранговския блок между източно от с. Бенковски до около 1,5 km северно от Пещерска махала (к. л. Златоград и Дрангово – М 1:50 000), където към неговия периметър са приобщени и седименти на Подрумченската свита (Ивановска група). Участъкът има СИ–ЮЗ направление и обща дължина около 8 km. Вероятно в резултат на първична обусловеност и поради трансгресивното разположение на карбонатно-теригенния комплекс, на повърхността той е фрагментиран и е с непостоянна ширина, изменяща се в границите 0–50–250 m.
Припекско понижение. Отделено е от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) по името на с. Припек, разположено на територията на к. л. Златоград (М 1:50 000). По подобие на Крумовградското, понижението е именувано с характеристиките за обхватност („панизточнородопско”) и сложност („съставно понижение”).

Структурата има нов, несъвпадащ контур и пълнеж в ареала на развитието си спрямо постилащата, по отношение на която се явява наложена. Маркира се по разпространението и се запълва от материалите на Ивановската група и основно – от скалите на Подрумченската свита. Заложена е на етапа R₂¹. В състава ù могат да се отделят редица частни понижения от по-нисък ред.

В изследвания район характерните седименти на Подрумченската свита са установени единствено ЮИ от с. Елхово под формата на малки изолирани разкрития в основата на палеогенския разрез (Йорданов в: Саров и др., 1997ф).

5.3.3. Второразрядни структури – Момчилградско понижение (МГП)

От регионалните структури от втори ред в изследвания район са застъпени само части от Момчилградското понижение. В регионален план то е предопределено от позицията си спрямо периметъра и разположението на високорангови, негативни огъвания във фундамента по периферията на- или в междусводово-блоковите пространства. Подобно на Североизточнородопското понижение (СИРП) важен елемент за обосноваването му е пространственото разположение на отнесените към него наложени във вертикален план кореспондиращи или съпоставими латерално треторазрядни структури (фиг. 12).

Момчилградското понижение е по същество структура, по-късна и наложена по отношение на СИРП. Залагането на комплексната депресия, изключвайки ларамийските и ранноилирските (R₂¹) активизации по периферията на синформно огънатите кристалинни бордове, се отъждествява с етапа на троговото заложение (R₂³) и ликвидиране (преодоляване) на Кърджали-Самотновския праг в района от с. Седловина (к. л. Кърджали – М 1:50 000).

Структурата има генерално СИ–ЮЗ (55º) направление, почти напречно разположено под ъгъл 85º спрямо структурите от СИРП. Общата ù дължина е около 55 km. Ширината е променлива, като достига 34 km.

В понижението са обособени три части – североизточна, централна и югозападна. В рамките на изследвания район са обхванати площи от югозападната и централната част.

5.3.3.1. Югозападна част.

Югозападната част на второразрядната структура (ЮЗЧ) има генерално И–З направление, дължина близо 30 km и непостоянна ширина. От север границата ù с централната част на понижението се маркира по удължението на Мъженската рифова бариера или Мъженската флексура и Яминския разлом. От запад тя опира в Добромирския серпентинитов масив (к. л. Златоград – М 1:50 000), а в източна посока се заклинва (прехожда) в относително условно обособения т. нар. Храбрецки ръкав, отнесен към разпространението на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог. Южната граница се маркира по северната периферия на Кесебирската подутина.

Югозападната част на МГП отговаря приблизително на т. нар. „южен блок” (Атанасов и др., 1972) или Добромирско-Чорбаджийски район (зона – Кожухаров, 1995; Boyanov, Goranov, 2001). В пределите на изследваната площ попадат нейните централни и източни участъци.

Треторазрядни единици.

В строежа на югозападната част на МГП в изследвания район основна треторазрядна единица представлява Бенковското понижение. На изток от него по източната периферия на к. л. Джебел се установяват локално два участъка, условно отнесени към други две треторазрядни единици с широко развитие в съседни райони. Единият участък (зона), означен тук като Рударковски, е условно отнесен към Ранилисткото понижение, независимо че последното е основен елемент на друга второразрядна структура – Североизточнородопското понижение (фиг. 12).

Участъкът се разглежда като част от т. нар. Източнородопски риф от периметъра на Ранилисткото понижение, но локално прекрачва неговите граници, както е в конкретния случай (фиг. 12).

Рударковският участък бележи най-ранния етап от залагането на Момчилградското понижение.

Вторият участък, означен тук като Храбрецки ръкав, е отнесен също условно към периметъра на другата треторазрядна единица – Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог. Последният също е основен елемент от Североизточнородопското понижение, но локално навлиза и в обхвата на Момчилградското понижение (респ. на Бенковското понижение – фиг. 12).

В площта на к. л. Джебел попадат и магмени тела на още една треторазрядна единица – Сушицкия вулкан. Те съставят извънкалдерни снопове, свързани със заключителния етап от развитието на вулканската структура.

Ранилистко понижение с Рударковски участък („зона”). Обособяването на Рударковския участък се прави за първи път в настоящия текст.

Участъкът маркира тесен пролив с ширина не повече от 1–1,5 кm, разположен между северозападните периферни склонове на Кесибирската подутина и Рибиновското издигане, оформено непосредствено източно от изследваната площ (Горанов и др., 1995). Проливът е играл ролята на преливник от ранноприабонския басейн, изпълващ Ранилисткото понижение (Йорданов и др. (2008d,e) на запад към пространството на Момчилградското понижение, представлявяща към този момент континентална суша. Пробивът се свързва с преодоляването на т. нар. Кърджалийско-Самотновски праг, разположен източно и северно (Йорданов и др., 2008d) на етапа на R₂³ (фиг. 12). Самият праг се отъждествява с предполагаема крипторуптура, ограничаваща от изток и север Рибиновското издигане, откъдето се трасира на СЗ и запад до района западно от Кърджали. Южният му фланг се разполага в околностите на селата Самотно и Рибино (к. л. Крумовград – М 1:50 000). Той служи за западен и южен (в района на Кърджали) ограничителен контур на приабонския басейн, изпълващ Ранилисткото понижение и отчасти контролира югоизточното продължение на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог.

Рударковският участък се разполага между района на селата Малка Чинка (к. л. Крумовград – М 1:50 000) и околностите на с. Елхово. Маркира се по седиментите на мергелно-варовиковата задруга – прибрежни, преобладаващо биостромни варовици, захващащи се директно върху кристалинния фундамент. В западна посока върху тях нормално се разполагат флишоидните седименти от т. нар. Храбрецки ръкав, условно възприет като част от Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог.
Бенковско понижение. Само разкритите на повърхността части от тази структура и като „Добромирско-Чорбаджийски район (зона) – най-южна част на Момчилградско понижение” са описани от Боянов, Горанов (в: Кожухаров и др., 1989). Счита се, че определяща роля за нейното развитие са играли разломите от „зоната на Пресека”, както и косите разломи от т. нар. Добромирско-Кирковска разломна зона (Боянов в: Кожухаров и др., 1995). Към същия район според нас необосновано е причислена и т. нар. тук Сушицка комплексна вулкано-тектонска структура (к. л. Златоград и Дрангово – М 1:50 000).

Бенковското понижение (несъпътствано от вулкански прояви) е характеризирано от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф). Залагането му се свързва с трансформиране на рамките на горноеоценския басейн синхронно със залагането на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, преодоляване на Кърджалийско-Самотновския праг в района на с. Седловина (к. л. Кърджали – М 1:50 000) и разливане на приабонския басейн в южна посока (R³₂ илирски подетап – фиг. 28). Структурата е също с трогоподобен характер („корито” – Боянов, Горанов, 1997ф). Нейната сложна конфигурация в южната ù част е предопределена от позицията на два издигнати блока на метаморфния фундамент. Запълва се от преобладаващо флишоподобната алтернация на карбонатно-теригенния комплекс, долните и средните части на който се корелират и зацепват с късноеоценската флишоподобна алтернация на Пъдарската свита (Свободиновска група). Груботеригенните единици в основата му се възприемат като корелат на олистостромната формация от север (Лисичарска свита).

Мъженска рифова бариера. Тази своеобразна структурна единица е включена в обхвата на понижението (Йорданов в: Саров и др., 1997ф). Маркира се по разпространението на рифовите тела от теригенно-варовиковата задруга на карбонатно-теригенния комплекс. В западните си части най-вероятно тя бележи (в план) северния палеоборд на Бенковското понижение. Чрез нея се регистрира очертаващата се трансформация на олигоценския басейн на раннопиренейския подетап R₃¹. В тази лабилна зона по-късно се осъществяват флексурните пропадания. Тя е вместваща за редица силоподобни тела от състава на Звезделския вулкански комплекс, но преди това възможно е била южна ограничителна линия на разпространение на груботеригенните седименти от основата на Подковската свита и източните тилни части на палеоделтата (Джебелска свита). По-късно за нея са характерни крехки деформации от системата на Пресешката дислокация.
Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог

Рифовите варовици на мергелно-варовиковата задруга най-често опасват като броеница и така рамкират периметъра на новозалагащата се структура. В тези случаи те би могло да бъдат обособени и като самостоятелна структурна единица (бариера), но не като елемент на трога, в който най-често се обрушват и преотлагат.

В регионален план трогът представлява инверсна (компенсационна) тилна зона на разтягане и активен колапс, съпроводен от дълбочинни осови или вътрешнобордови скъсвания, генериращи и контролиращи изцяло късноеоценския среднокисел вулканизъм. Вън от неговия периметър не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

Структурата има отчасти асиметрично коритообразно сечение и е с форма, неправилна в план и подчертано удължена в ЗСЗ–ИЮИ посока. Цялостната ù характеристика се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000 (Йорданов и др., 2008е).

Със същия – R₂³ илирски подетап се свързва ликвидирането на прага между района на с. Седловина и северните отдели на Рибиновското издигане (к. л. Кърджали – М 1:50 000), при което турбидитната седиментация от рамките на вулкано-седиментния трог прехожда и се зацепва с песъчлива флуксотурбидитна седиментация в единния, трансформиран на етапа и разпрострял се далеч на ЮЗ приабон-ранноолигоценски басейн. Освен останалите фактори, с този тип седиментация и взаимоотношения могат да се обяснят доказаните по геофизичен път (Йосифов и др., 1981) значителни дебелини на палеогенската покривка в централната част на МГП източно от Джебел. Дълбочината на кристалинния фундамент в този район достига 2500 m (Боянов, Горанов, 1997ф).

Храбрецкият ръкав е до голяма степен хипотетичен участък, обособяването на който отразява представите ни за конфигурацията и взаимоотношенията на съчленяване между трога и Бенковското понижение. Двете структури синхронно заложени на R₂³ илирски подетап и свързани в единен басейн. Седиментацията е относително разнотипна, а основната разлика се състои в липса на вулкански прояви в южните отдели, което се подчертава и от характера на Пъдарската свита в указания „ръкав”: Структурата се очертава по разпространението на последната в района между селата Чорбаджийско и Елхово.

Вулкано-тектонската структура е с полукръгова форма (поне що се касае до тази на българска територия), изцяло очертана от дъговиден калдерен разлом и осъществено няколкократно пропадане с формиране на Кушленския калдерен комплекс, развит на запад от изследваната площ. Подробно описание на строежа и развитието на вулкана се прави в Обяснителната записка към к. л. Златоград и Дрангово – М 1:50 000 (Йорданов в: Саров и др., 2008c), където е основното ù разпространение.

Извън границите на структурата няма проява на вулканска дейност (вкл. реликти от пирокластика извън калдерата). Изключение правят два снопа от посткалдерни базалтоидни дайки, привързани към финалния – Ючкаянски етап от развитието на вулкана.

На територията на изследвания район дайки от указания тип са съсредоточени почти изцяло в сравнително отдалечена, но тектонски отслабена зона на Къпиновския грабен и основно в неговото североизточно продължение – Кирковската грабен-брахисинклинала. По начина си на разположение – групиране и преобладаваща посока, те могат да бъдат обособени в два отделни снопа – т. нар. Джеровски (южен) и Дружински (северен).

Джеровският сноп се разполага в околностите на едноименното село. Широчината му е около 1,5 km. Предпочитаното направление на дайките от тази структура е около 130–140º със сходна до субпаралелна ориентация с дайките от зоната на северозападния калдерен разлом (извън картния лист).

Дружинският сноп се разполага между южните окрайнини на селата Дружинци, Кирково и Горно Кирково. Дължината му е 2 km, при широчина около 1 km. Характеризира се с преобладаваща субекваториална (90–110º) ориентация на телата, разположени косо спрямо гореописаните. Самите дайки са по-издържани (до 200 m), някои от които маркират вероятно отворени разломни линии. Дебелината им варира в границите 1–10 m (Йорданов, Калинова в: Саров и др., 1997ф).

5.3.3.2. Централна част.

От север и СИ централната част на МГП се маркира по бързото уширение на Кърджалийската депресия в западна посока по линията с. Върхари – с. Купците и Цвятово (к. л. Кърджали – М 1:50 000). Около или южно от тази линия скалите на високоиздигнатия фундамент рязко потъват до дълбочина около 2500 m. Възможно обяснение за тази внушителна денивелация е първично обусловените стръмно затъващи крила на антиформното подуване от север и запад към ядрените части на понижение (синформа; „Снежински синклинорий” – Р. Иванов, 1961), ограничено от изток от Рибиновското издигане (Атанасов и др., 1980ф) или Момчилградската крипторуптура (Боянов, Горанов, 1997ф). Новодефинираната северна граница съществено отличава периметъра на централната част на МГП от т. нар. централен блок (Атанасов и др., 1972) и „Джебел-Звезделска зона” (Кожухаров и др., 1995).

Структурата отразява приблизително новите граници на трансформирания на раннопиренейския етап R₃¹ олигоценски басейн, свързани с денивелачни процеси по южната периферия на Момчилградското понижение. 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 западната кристалинна рамка по източните периферни склонове на Централородопската подутина.

В изследваната територия депресията се маркира на повърхността по разпространението на Подковската свита и варовиковата пачка от пирокластично-варовиковата задруга. Двете единици изграждат съвместно или самостоятелно една почти непрекъсната начупена ивица с дължина около 20 km, следяща се от западно от с. Янино през района на селата Метличина, Върбен, Биримирка до около 1 km ИЮИ от с. Секирка и след известно прекъсване – между с. Пловка до СИ от с. Самовила. Малък фрагмент с основно продължение на СИ (к. л. Кърджали – М 1:50 000) се разкрива в землището на с. Воденичарско (СЗ ъгъл на к. л. Джебел).
Плазищенско понижение. Като самостоятелна структура се обособява при настоящото проучване. Понижението не е отразено на фиг. 12, тъй като се възприема като част от ареала на Нановишкия вулкан. На територията на картния лист разкрити фрагменти от него се наблюдават в районите около селата Воденичарско, Казаците, Мрежичко, Секирка и Слънчоглед.

Структурата представлява южен аналог на Високополянското понижение (Йорданов в: Обяснителна записка към к. л. Кърджали – М 1:50 000). Заложена е на един междинен (R₃²–R₃³) пиренейски подетап, предопределящ нова конфигурация на олигоценския басейн. В основата му на североизток се разполагат материали, бележещи етап на вулканска активизация, регресия и трансформиране границите на басейна. Преобладаващият пълнеж е представен от скалите на варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишкия вулкански подкомплекс – Нановишки вулкански комплекс), отложен в топло плитко море. Южната дистална зона от рамките на Плазищенското понижение, застъпена в изследваната площ, се обособява по ареала на насочени взривове и пирокластични потоци, главно продукт на Църквишкия сърповиден канал, разположен в източната прикалдерна зона от централните участъци на Нановишкия вулкан (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000).

Като самостоятелна наложена структура от трети ред понижението се възприема за първи път от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф). Изгражда се от седиментите и прослояващата ги кисела пирокластика на Джебелската свита, както и нормално разполагащата се върху тях варовикова задруга (Мъгленишки риф). В пределите на картен лист Джебел – М 1:50 000 е застъпена основната част на структурата, разположена между селата Воденичарско, Мъглене, Върбен, Казаците, Мрежичко, Секирка, Птичар и Слънчоглед.

Залагането на понижението се свързва с денивелачни процеси от R₃³ пиренейски подетап при рязко съкращаване на басейна и смяна на фациеса, свързано с интензивен теригенен снос в условията на сравнително активен хидродинамичен режим. Структурата най-вероятно очертава проделтовата зона на конструктивна делта в комбинация с налагащ се плиткоморски режим.

Сходството на материалите в основата (делтови? конгломерати – Загорски член) с алувиалните наслаги от Горскоизворското понижение от основата на Кушленската калдера дават основание те да се считат за пространствени и възрастови аналози. Така залагането на Горскоизворското и Джебелското понижение се възприема като синхронно (фиг. 12). Въпреки грабен-синклиналния си характер, разделящото ги пространство на Каялобския блок (к. л. Златоград и Дрангово – М 1:50 000) е високо издигнато спрямо по-късно обособената калдера и значителните флексурни денивелации в северна посока, съпроводени от скъсвания по разломи от системата на Пресешката дислокация. Това пространство вероятно е представлявало първоначално (денудирано по-късно при издигането) широко речно русло на палеорека, течаща в североизточна посока по долина, разполагала се между кристалинните палеобордове на Дранговския блок и югоизточните склонове на Централнородопската подутина (Йорданов в: Саров и др., 2008с).

Звезделският палеовулкан е причислявана към т. нар. Джебел-Звезделска зона (Кожухаров и др., 1995), Звездел-Крумовградска зона или „Звездел-Крумовградската вулкано-тектонска структура” (Boyanov, Goranov, 1997ф; 2001).

Строежът на вулкана е относително прост. В периферните проксимални участъци в основата му са отложени две напълно сходни по състав туфитно-туфозни пачки с епикластити. Същите представляват издържани маркантни нива, разделени от т. нар. долна ефузия от базични до среднокисели вулканити – лавов покров с приблизително постоянна дебелина. Следва главната – т. нар. горна ефузия, която продуцира основно нееднократно, импулсно наслагващи се лавови покрови, изключително рядко съпътствани от слаби експлозии с локално развити пирокластични пачки (Йорданов и др., 2008d).

В проксималните периферни части на структурата най-вече от север и юг са набелязани голям брой съхранени стълбове на подхранващи канали, сечащи както само долния, така и горния ефузивен покров. В дисталната периферия на вулкана пръстенообразно са развити множество субвулкански секущи и силообразни тела.

В централните участъци се разполага „центриращият” вулканския апарат Звезделски плутон – хипоабисална интрузия, изградена от дребнозърнести кварцмонцогабра, монцогабродиорити, монцодиорити до граносиенити (Nedialkov, Pe-Piper, 1998).

Новоустановеният строеж на непосредствената подложка спрямо централните участъци на вулкана, както и тектонските взаимоотношения между двете зони подкрепят тезата на Вапцаров (1983, 1987) за калдерния характер на Звезделския вулкан. Самият характер на калдерата не е уточнен в детайли. Вапцаров (1983) допуска, че калдерното пропадане предшества оформянето на вътрешнокалдерна, по-късна „вулкано-конусна постройка – Звезделския стратовулкан (s.s.)”. За подобно развитие свидетелства най-вероятно хипоабисалното ниво на внедряване на Звезделската интрузия. За „Звездел-Пчелоядското сводово издигане със силно субмеридионално удължение и като структура, свързна с магматичното огнище в ядрените части на Звездел-Галенитското рудно поле” съобщават Гергелчев и др. (1977). Тези данни не изключват едно по-късно резургентно издигане с последвало повторно частично пропадане, което се индикира от взаимоотношенията с вулканитите от Хубавелския участък. Самата конфигурация на централната (прикалдерна) част на вулкана е до голяма степен идеализирана. Сигурни в това отношение са субекваториалният разлом при с. Ветрен, запълнен от дебела повече от 20 m дайка; дъговидните силно хидротермално променени зони от района на с. Метличка и Билка, разломите от източната и СИ периферия на структурта.

Към литодемичния пакет на Звезделския вулкан в рамките на изследвания район се включват скалите на части от новодефинираните Чуковско-Сулишка (северна) и Биримирско-Пловска (южна) дъга; Звезделския субвулкански пръстен, както и множество обособени в самостоятелни снопове или безсистемно ориентирани дайки със среднокисел състав.

Чуковско-Сулишката дъга (по името на селата Чуково и Сулица, съответно на картни листове Джебел и Крумовград в М 1:50 000) представлява изпъкнал на север, дълъг около 18 km полупръстен, разположен по северната вътрешна периферия на вулкана. Изграден е от групирани, сравнително гъсто и равномерно разположени сателитни подхранващи канали, некове и куполи с изометрична форма. На територията на к. л. Джебел попада неговият западен фланг, маркиран по няколко канала в района между селата Прогрес и Чуково.

Западният фланг на Биримирско-Пловската дъга е с ширина около 2,5 km. Разположен е между селата Златилист, Биримирка и основно северно от същото село. Зоната се следи в продължение на 5 km в източна посока, клиновидно стесняваща се до изцеждаща в района на с. Пловка. Най-впечатляващата сателитна структура тук е ветриловидният призматично напукан андезитобазалтов купол с диаметър 250–300 m, изграждащ вр. Асара (СИ от с. Златолист).

Багрянско-Пазарският дайков сноп е разположен между селата Багрянка (к. л. Кърджали – М 1:50 000) и Пазарци (к. л. Крумовград, М 1:50 000). Структурата е със ЗСЗ–ИЮИ (~150°) направление, дължина 12 km и максимална ширина 2,5 km, миндаловидно изцеждаща към фланговете. В североизточния ъгъл на к. л Джебел са обхванати централните части на снопа, следящи се между селата Хубавелка и Веселина. Подробно описание за типа, механизма на залагане (кулисообразно ешелонизирано преотваряне) на дайките от СЗ му фланг в околностите на с. Багрянка са представени в Стоянов, Харковска (1993).

Светленският дайков сноп има посока 100–110º, дължина около 6 km и ширина в границите 1–1,5 km. Разположен е между с. Разделна до източно от с. Нане. Единична дайка с аналогична ориетация е набелязана южно от с. Пчелояд. Някои от дайките се следят по протежение на 2–3 km. Дебелината им в повечето случаи не превишава 1–3 m, но макар и неиздържана по простирание, дайката в центъра на с. Билка достига ширина 100 m. Привързаността и трендът на снопа са сходни с ориентацията и разположението на телата и дайките от Пчелоядската подзона на Галенитската тензионна зона. Системни изследвания относно тектонския режим на формирането на тези структури са извършени от Карякин, Гергелчев (1972).

Самокитенският ветриловиден сноп има генерално субмеридионално направление, дължина около3 km и максимална ширина 1,5 km. Разположен е в южната периферия на вулкана между ЮИ от с. Златилист до СЗ от с. Самокитка. Снопът е косо ориентиран по отношение на Свелинския сноп и радиално спрямо централните прикалдерни участъци на вулкана.

Това е сравнително неголяма (2 x 1,5 km) по размери и обем на продуктите си самостоятелна постройка. Геометричният ù център се разполага на 2 km ИЮИ от с. Соколяне (к. л. Кърджали – М 1:50 000). Южните ù части са отнасяни към Момчилградския вулкански комплекс, а северните – към Звезделския комплекс (Георгиев и др., 1998ф).

На територията на к. л Джебел е обхваната малка част от южната периферия на централните (СИ от с. Хубавелка) и южни проксимални участъци, разположени източно от селата Дъбовец, Чуково и Ветрен.

Строежът, както и контурът на структурата, маркиран по разположението и формата на подхранващите канали, определя нейния елиптичен (кръгов) огнищов тип. Вулканът генерира специфична пирокластика, просечена в северна посока (извън картния лист) от многобройни подхранващи концентрично и радиално разположени удължени канали.

Установената при настоящите изследвания група от линейно подредени и изтеглени в субмеридионална посока диатреми западно от с. Пиавец са подхранващите центрове на лавовите продукти от Момчилградския вулкански подкомплекс в указания участък. Формата и разполажението им в комбинация с разположението на Соколинския вулкан от север ни дава основание да предположим наличието на магмопроводяща крипторуптура със С–Ю удължение.

5.3.3.3. Характеристика на гънково-блоковия комплекс.

В строежа на структурата взимат участие само скалите на карбонатно-теригенния приабон-ранноолигоценски комплекс. Общо взето асиметрично и нееднакво представени са долните му части, изградени от преобладаващо полигенните уплътнени брекчи до конгломератобрекчи на базалната брекчозна задруга и преходната пясъчниково-брекчоконгломератна пачка. Те изграждат сравнително добре оформена югозападна центриклинала при с. Чакаларово. Ядрените участъци се изпълват от флуксотурбидитната седиментация на флишоидната задруга.

Структурата представлява постепенно отваряща се в план, изтеглена в ЮЗ–СИ посока брахигънка с линейно ориентиран (60º), дълъг около 6 km шарнир, приблизително следващ долината на р. Арабаджийска от указаните центриклинални участъци до района непосредствено северно от с. Кирково. Ширината ù се увеличава ветриловидно от около 1 km (ЮИ от с. Джерово) до около 3 km между мах. Априлци и южно от шосето за с. Домище. Тук тя постепенно губи линейния си характер и вследствие на уширеното междублоково пространство придобива неправилна форма. Наклоните в

Табл. 4. Генетични групи и гънкови (гънково-блокови) генерации в Източнородопско 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
		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			R1 - R22

бедрата са непостоянни, но най-често средностръмни до стръмни в прибордовите (приразломните) зони на ограничителните разседи.

Дълбочината в ядрените участъци e около 400 m, постепенно изтъняваща на ЮЗ.

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

В първоначалните представи тя е дефинирана най-общо като заключена в пространството между източната периферия на Централнородопската подутина (Мадан-Давидковското подуване) и Източнородопския блок-свод. Тук е очертан нов ЮИ борд, което предполага нова конфигурация и съответни характеристики. Синклиналата представлява малоамплитудна, плавна, отворена асиметрична F₅ гънка (табл. 4) от брахиструктурен тип с обща дължина 45 km и максимална ширина 24 km. Шарнирът ù има ЗЮЗ–ИСИ направление (55–60º). Основното прегъване се трасира най-общо между югозападния центриклинален завършек, оформен по скалите на флишоидната задруга в района западно от с. Мъженци (к. л. Златоград – М 1:50 000) до околностите на с. Островец (к. л. Кърджали – М 1:50 000).

Северозападното крило, заемащо значителна част от територията на к. л. Кърджали (М 1:50 000), е изградено от единиците, изпълващи съответно Кърджалийското и Плазищенското понижение.

В пределите на картния лист югоизточното крило се очертава частично по скалите на мергелно-варовиковата задруга, Лисичарската и Пъдарската свита (Свободиновска вулкано-седиментна група), карбонатно-теригенния комплекс, Подковската свита и пирокластично-варовиковата задруга (Кърджалийска вулкано-седиментна група), и варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишки вулкански подкомплекс) от Нановишкия вулкански комплекс.

И в двете крила в основата и откъм кристалинните бордове са развити неравномерно груботеригенните материали на Крумовградската група и Подрумченската свита (Ивановска група).

В ядрените части на структурата, очертани на к. л. Джебел, се разполагат скалите на Джебелската свита, пачките от основата на Звезделския вулкан, варовиковата задруга и пирокластите на Стоманския вулкан. На североизток евентуалното (условно) продължение на Момчилградската синклинала би могло да се търси в Нановишкото грабен-синклинално калдерно понижение, запълнено основно от скалите на Равенския вулкански комплекс (извън картния лист).

Наличието на тектонски граници по някои отрязъци от контура на крилата не е основание за възприемане на „грабен-синклиналното” определение. На нейния фон могат да се набележат множество разноориентирани, по-локално проявени и сравнително къси прегъвания от по-нисък ред, но те не са от естество да придадат „синклинориен” характер на структурата.

Растнишка флексура. Установена е и описана от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф). Структурата, заедно с нейното западно продължение (т. нар. Мъженска флексура), осъществява сравнително локално проявен „преход” между Бенковското понижение, Кърджалийската депресия и Джебелското понижение, осъществен на неотектонския етап. Първичното ù заложение е възможно свързано с разположението на т. нар. Мъженска бариера, предшестваща тектонските събития, свързани със залагането на Кърджалийската депресия (R¹₃).

От запад най-осезателно е флексурното огъване между селата Мъженци и Загорски (к. л. Златоград – М 1:50 000). В източното ù продължение на к. л. Джебел Ю от с. Растник бедрото на флексурата е локално преобърнато до 75° на юг и надхлъзнато на север, с което тя придобива S–виден характер. Люспуването е осъществено по Яминския разлом от системата на Пресешката дислокация – крехко доразвитие на флексурното стъпало. Пропадналият от север блок е значително денивелиран, свеждайки нивото на Мъженската бариера до нивото на туфозната задруга (Стомански вулкан).

Подводно-свлачищни (конседиментационни) гънки F₂¹ (табл. 4) са установени всред тънкоритмичната алтернация на песъчливо-мергелно-алевролитова пачка на флишоидната задруга (карбонатно-теригенен комплекс) по р. Циганско дере. Гънките са с дециметрови до метрови размери, цилиндрични или от типа „куфарна дръжка”. Постилат се и се покриват от субхризонтално наслоени скали на пачката със S₀ 80/20º при L_b 70/5–10º.

Гънките на ерозионно разтоварване (F₇ – табл. 4) са описани за първи път от Йорданов (1996ф). Като техен представител в изследвания район се приема т. нар. Мъгленска антиклинала, оформяща билото източно от стената на яз. Бенковски. Антиклиналата е от брахиструктурен тип или полуизометрична с размери от порядъка на 200 х 300 m, със субекваториално изтеглен шарнир. Ядрото е изградено от плавно повиващи на север и юг пластични рифогенни варовици, изцедени към еродираното пространство, първично заето от кисели туфи на Стоманския вулкан. Същите оформят плавно затъващите под ъгъл 10–15º на север и юг крила на структурата.

Към приразломните гънки е отнесено голямото плавно синформно огъване по пачката на дебелослоестите пясъчници от флишоидната задруга, оформено в южното крило на Яминския разлом по източния бряг на дола северно от с. Веслец.

Като цяло грабенът представлява и най-вероятно унаследява заложена до R₂³-етапа тясна, изтеглена в СИ–ЮЗ посока (55º) първично обусловена и дълбоко врязана каньонообразна структура, разположена между Кесебирската подутина и Дранговския фрагмент. Дължината му от държавната граница с Гърция (к. л. Дрангово – М 1:50 000) до околностите на селата Гюрген и Чакаларово е около 7,6 кm. Ширината в най-отворените участъци достига 500–700 m, а на места не превишава 150–200 m. Пълнежът на структурата е почти изключително от най-ниско разположените в разреза на карбонатно-теригенния приабон-долноолигоценски комплекс силно уплътнени седименти на брекчозната задруга. Дебелината на пълнежа на ЮЗ значително намалява.

Структурата е ограничена от два субпаралелни разлома, като северозападният притежава белезите на десен отсед с комбиниран или разседен характер. Отделни, често издържани в пространството участъци от него са трансформирани на един по-късен етап в ЮИ вергентни възседи, по които метаморфити на Крумовишката литотектонска единица от ЮИ периферия на Дранговския блок са надхлъзнати върху приабонските седименти на карбонатно-теригенния комплекс. Възседните движения по указаната линия са установени от Кацков и др. (1965ф). Съдейки по незначителната редукция на грабена, те са нискоамплитудни, най-често с наклони в границите 45–65^º. Югоизточната ограничителна тектонска линия е с разседен характер, но в непосредствена близост са локално установени по-късни отседни харнишови повърхнини, указващи най-вероятно за отседни движения, отново нискоамплитудни.

Според Боянов (в: Кожухаров и др., 1995) залагането на структурата се свързва с конседиментационни разломявания, а предвид това, че пълнежът на грабена е възприеман с принадлежност към Крумовградска група, се налага изводът за неговото най-ранно заложение. Саров (2005 – устни данни) предлага идеята за грабен, свързан с регионална отседна flower-структура тип „лале” и търси потвърждение в установените при настоящите изследвания отседни движения като късно крехко възобновено доразвитие на споменатите структури. Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) обвързва формирането на структурата с ранните етапи на дезинтеграция на Дранговския блок (R₂³) и неговото издигане и взаимодействие със съседните кристалинни мегаблокове, довели до формирането на опасващите го Каялобска и Кирковска грабен-синклинала (R₃¹ пиренейски подетап). С R₃³ пиренейския подетап се обвързва залагането на Сушицката комплексна вулкано-тектонска структура (к. л. Дрангово – М 1:50 000), а калдерните пропадания и нови етапи на емерзия в блока преобразуват разсед-отседните повърхнини в ЮИ вергентни възседи и локални навличания. Още по-късни разсядания допълнително усложняват споменатите взаимоотношения.

5.3.4. Други тектонски структури

5.3.4.1. Трансзонални тензионни зони

Костов (1954) изказва мнението, че определени дайки и тела от кисели вулканити от Източнородопския регион очертават сравнително тесни зони, отговарящи на регионално развити тензионни пукнатини.
Галенитска тензионна зона. Зоната е дефинирана от Р. Иванов (1960). Маркира се от множество изолирани едно от друго наземни изометрични или линейни тела и вулкански постройки, образуващи сноп със изток–югоизточно направление (110–120º), следящ се на дължина повече от 50 km при ширина от 3–4 до над 20 km. Отделните линейни тела в повечето случаи имат сходно ИЮИ удължение.

В пределите на к. л. Джебел вулканските тела са представени от киселите продукти на Устренския вулкански подкомплекс, изграждащи Устренския ефузивен масив (Горанов и др., 1960), както и лави и пирокластити на Стоманския (Зливръхски) вулкан от състава на същия подкомплекс. Двете постройки изграждат фланга на обособената тук Устренска, ЗСЗ подзона на Галенитската тензионна зона, съчленяваща се в района на селата Рогозче и Старово с изток–югоизточната – Пчелоядска подзона на обединяващата ги структура. Подзоната включва продуктите на големия Пчелоядски вулкан от линейно-гнездови тип.

Устренска подзона. В пределите на картния лист подзоната включва части от Устренския ефузивен масив и Стоманския вулкан

Устренски ефузивен масив. Данните от настоящето изследване на Източните Родопи определят масива като група куполи (dome-cluster), изграден преобладаващо от неравномерно разположени (групирани или изолирани) екструзивни тела и куполи на изстискване (Горанов и др., 1960; Янев, 1981; Yanev, 1998), главно по периферията на които са оформени често промишлени по размери перлитови зони. Перлити изграждат и самостоятелни малки тела или къси потоци. Не се потвърждава изразеното от Атанасов и др. (1972) становище за преобладаващо покровния, разкъсан впоследствие тип ефузия.

На к. л. Джебел от скалите на вулканската постройка е обхваната по-голямата част от два големи, удължени в изток–западна посока екструзива с размери 1–1,5 х 0,5 km. Телата се разполагат в района на с. Воденичарско и Белов връх (СЗ ъгъл на к. л. Джебел). Основните канали са съсредоточени на к. л. Златоград около селата Устрен, Пловдина и Селянка. За киселите екструзивни тела с разнообразни размери е много характерна вертикалната призматична напуканост. Телата просичат фундамента и целия палеогенски разрез до седиментите на Джебелската свита включително. Високоиздигнатите постройки са предпоставка за развитие по периферията им на значителни по размери колувиално-срутищни езици.

Стомански вулкан. Вулканът е последният от поредицата постройки по протежението на Устренската подзона. Разположен е в ИЮИ ù фланг, в близост до условната граница на съчленение с Пчелоядската подзона на Галенитската тензионна зона. Съществено различие от останалите единични или клъстърен тип вулкани, маркиращи Устренската подзона, е големият обем пирокластика, предшестващ ефузивната (екструзивна) фаза от неговото развитие. Експлозивната фаза продуцира дебела до около 300 m серия от пирокластични потоци и пеплопадни туфи. Основният им обем е съсредоточен южно от вероятния главен канал, маркиран по риолитовия купол, изграждащ Зли връх СЗ от с. Стоманци.Той е с размери 300 х 500 m, слабо изтеглен в СИ посока. Разположен е асиметрично в северните части на постройката, което предполага насочени основно в южна посока ерупции. В план дисталните участъци очертават относително изометрична площ с диаметър около 4–5 km, разположена в южните части на Джебелското понижение.
Пчелоядска подзона. Формулира се за първи път при настоящите изследвания на Източните Родопи. Следи се от района на с. Тополка (к. л. Крумовград – М 1:50 000) и с. Рогозче с обща дължина около 25 km при максимална ширина от 13 km. Ширината на к. л. Джебел достига 8 km, постепенно стесняваща се до изцеждаща в ЗСЗ посока. Условната граница на съчленение с Устренската подзона на Галенитската зона е в района на селата Старово и Рогозче, така както е указано на фиг.11. Пчелоядската подзона се маркира по преимуществено киселите продукти на Пчелоядския вулкан.

Пчелоядски вулкан. Вулканът е относително просто устроена структура от линейно-гнездови тип. При него не е установено наличие на встъпителна експлозивна фаза. Структурата е изградена основно от издържани в пространството дайки, дайкоподобни субвулкански тела и вулкански куполи. Те запълват тензионни безамплитудни разломни снопове и пукнатини. Някои от дайките се следят в продължение на 4–5 km. Най-големите екструзивни тела с неправилна форма са разположени в района между селата Рибино (к. л. Крумовград в М 1:50 000) и Пчелояд. В изследвания район обособени куполи, достигащи размери до 0,75–1 km в диаметър са набелязани при селата Самовила, Птичар, източно от с. Мердженик и др.

Тензионните снопове проникват във вероятно плитко разположена в кората камера с поетапно генериране и фракциониране на основно кисели и по-малко среднокисели топилки. В хода на вулканизма се наблюдава известно антидромно разпределение. Развитието му е проследено при описанието на съответния вулкански подкомплекс в раздел 4.

5.3.4.2. Разломни структури

Джеровски разлом. Структурата е с генерално ЮЗ–СИ направление (~55º) и дължина на наша територия около 12 km. Следи се от държавната граница с Гърция до околностите на с. Дружинци. Разломът ограничава от ЮИ Дранговския блок (хорст) от Къпиновския грабен и продължението му на североизток – Кирковската грабен-синклинала. Структурата е дългоживуща и многократно активизирана. По нея са осъществени най-разнообразни разседни, разсед-отседни, отседни, възседни до възсед-навлачни движения. Разломната повърхност ондулира от субвертикална до наклонена под ъгъл до около 30º на СЗ, указание и за локални навлачни взаимоотношения между кристалинната подложка и пълнежа на Бенковското понижение в тази част на района. В югозападния край на с. Джерово възсед-навлачната повърхнина е с елементи S_R 10/35–40º, по която силно катаклазирани до брекчирани амфибол-биотитови гнайси, амфиболити и пегматити възсядат стрити пясъчници от състава на флишоидната задруга. На 50 m в източна посока възседът преминава във вертикален разсед с посока 45º, маркиран по вертикални харниши.

Заедно с тях се наблюдават и тектонски огледала, маркиращи десни разсед-отседни движения. Стриациите затъват с направление 200/30º, разположени върху разломна плоскост с елементи 290/80º. Пак в същия локалитет са развити и субхоризонтални харниши с посока 40º, маркиращи дясноотседни движения. Върху черен път в района на с. Джерово всред пясъчниците 50–100 m преди основния разлом с дясноотседен характер се наблюдава спрегната система по паралелно ориентиран, разположен от ЮИ ляв отсед с посока 20º и кулисообразни коси дециметрови лявоотседни вертикални размествания с посока 145–150º (фиг. 13).

В
Фиг. 13. Спрегната система леви отседи северно от с. Джерово

1 – пясъчници – флишоидна задруга;

2 – неподелена метаморфна подложка;

3 – Джеровски (бордови) разлом;

4 – спрегнати отседни структури.

един локалитет в левия шкарп на шосето СИ от с. Долно Къпиново разломната граница между гнайси и пегматити от Крумовишката литотектонска единица и силно уплътнени брекчи от основата на карбонатно-теригенния комплекс представлява зона с посока 30º и дебелина 1 m, по която брекчите в ЮИ блок са изправени. Зоната се маркира по интензивна катаклаза, стриване, глинясване и ожелезняване. 30 m североизточно от разкритието брекчите залягат с S₀ 310/30º под навлечените на ЮИ върху тях биотитови гнайси и амфиболити. Само 10–15 m на СЗ същата повърхнина е срязана от по-късно изявен субвертикален разсед с пропаднал ЮИ блок.

В района на селата Долно Къпиново, Горно Къпиново, Джерово и ЮЗ от Горно Кирково, Къпиновският грабен, Кирковската грабен-брахисинклинала и обуславящите ги разломни структури са накъсани и разместени от ляво- и дясноотседни разломи с относително малка амлитуда и непостоянна посока.

Наличието им, както и възникването на специфичните, ориентирани в ЮИ посока тангенциални напрежения по Джеровския разлом се обвързват тук с поетапното формиране на калдерния комплекс от СЗ и запад.

Крилатишки разлом. Разломът се следи в продължение на около 6 km от с. Дружинци до ЮИ край на с. Дюлица. Има характер на разсед със субмеридионално направление (160–180º) и пропаднал източен блок. Разломът се съчленява с Джеровския разлом и служи за източна тектонска ограничителна линия на Дранговския блок. При с. Крилатица заедно със сателитна (спрегната) структура оформя неголям клинообразен блок, изграден от мрамори на Крумовишката литотектонска единица. При моста на р. Върбица СЗ от с. Крилатица разседът се маркира от наклонена на СИ (65/40º), широка 0,5–1 m зона на интензивна катаклаза и ожелезняване. Структурата разделя кластподдържани брекчоконгломерати на брекчозната задруга (карбонатно-теригенен комплекс) от гореспоменатата мраморна пачка, което е показател за относително малка амплитуда на пропадане в указания участък.

Яминския разлом. Разломът е установен и описван като част от Пресешката дислокация (Кацков и др., 1965ф). Връзката между западното продължение на структурата и разломите по южния борд на Пресешкия грабен обаче се прекъсва от новоустановената на к. л Златоград (М 1:50 000) Здравчецка дъговидна разломна зона (Йорданов в: Саров и др., 1997ф). Дължината на разлома между източно от с. Здравчец (к. л. Златоград) до западно от с. Ямино е от порядъка на 4,5–5 km.

Разломът представлява крехко доразвитие или люспуване на Растнишката флексура и продължението ù на запад. Има характер на разсед с пропаднал северен блок. Амплитудата на пропадане превишава няколкостотин метра. Тектонската линия е късна, като усложнява и допълнително денивелира флексурното огъване. Северно и СЗ от с. Веслец тя свежда нивото на Мъженската рифова бариера до горните части или почти целия пълнеж на Джебелското понижение, в т. ч. пирокластитите на Стоманския вулкан. В отделни издържани или по-локални отсечки по протежението си разседната повърхнина е преобразувана в северновергентен възсед, съпроводен с преобърнати наклони на слоестостта до 50–70º на юг (Йорданов в: Саров и др., 1997ф).

На територията на к. л Джебел, южно от с. Растник възседната повърхнина е с елементи 230/50º, като това са и елементите на слоестостта в коляновидно прегънатата и преобърната варовикова пачка от теригенно-варовиковата задруга (карбонатно-теригенен комплекс). Пясъчниците северно от възседа са с S₀ 350/25º. Широчината на самата зона е 0,5–1 m. Зоната се изразява само в сдробяване и силна катаклаза във варовиците. На запад варовикова пачка бързо се изправя до вертикална и възседът преминава в разсед.
6. ПОЛЕЗНИ ИЗКОПАЕМИ


Фиг. 14. Схема на полезните изкопаеми

1 – метални полезни изкопаеми: 1а – черни метали; 1б – цветни метали; 1в – цветни, благородни и редки метали; 2 – неметални полезни изкопаеми–индустриални минерали; 3 – строителни материали

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 2.44 Mb.

Сподели с приятели: