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.
Калдерата е с многоетапно развитие и наставен, телескопиран строеж като следствие на неколкократните пропадания в нея (Янев, 1990), което определя характеристиката ù като калдерен комплекс.
Структурата е с неправилна елиптична форма, удължена в И–з посока и с размери 15 х 34 km. Неправилната ù форма вероятно се дължи на докалдерния структурен план на цокъла, по-специално на наличието по гравиметрични данни на два регионални разлома – Новаково-Пилашевския и Ардино-Спахиевския (Йосифов и др., 1990).
Източният (Сърнишки) и западният (Четрошки – извън изследвания район) бордови разлом са дъгообразни. От юг калдерата е оградена от кулисообразно подредени субекваториални разломи. От север повечето от бордовите разломи са трудно различими. Те се открояват на обемните модели на релефа на допалеогенския фундамент (Янев, 1990; Dhont et al., 2008), съставен въз основа на данните на Йосифов и др. (1990). По същите данни в средата на калдерата и над 600–700 m над нейното дъно се издига един вероятно по-късен резургентен купол с субмеридионална посока. В купола допалеогенският цокъл се разкрива на дълбочина само 300–400 m на фона на 1–2 km дълбочина в източната и западната част.
Калдерообразуващите етапи са характеризирани отЯнев (1990 и Yanev et al. (2005). Маркирани са следните основни събития:
1. Отлагане на няколко метра латитови епикластити (вулканокластични конгломерати и пясъчници). Върху тях се разполага дебелослоесто редуване на риолитови епикластити, туфити, въздушноотложени туфи (fall-out) и тънки пластове слабо- до средноспечени игнимбрити. Южно от калдерата, при с. Небеска епикластитите съдържат овъглени растителни остатъци. На няколко места в тях се наблюдават тънки шошонитови (над с. Безводно – Марчев, 1985) или латитови (западно от с. Жълт камък – к. л. Искра, М 1:50 000) потоци, вероятно последни отгласи на ранноолигоценския докалдерен етап.
2. В западната си част калдерата е запълнена от дебела серия от силноспечени игнимбрити като по интерпретацията на Буге-аномалиите метаморфният цокъл се намира на дълбочина 1,4 km (Цветков, Никова, 2003). Игнимбритите са обединени в 4 единици на охлаждане, разделени с дебела няколко метра пачка от неспечени игнимбрити и въздушно отложени туфи с акреционни лапили и силноовъглени растителни останки. Всяка единица на охлаждане съдържа множество пирокластични потоци (in flow фациес), чиято индивидуалност е напълно заличена от спичането. Съставът им е трахит–трахидацитов до трахириолитов. Обилната риолитова кластика в някои пирокластични нива, както и в епикластите, указва за наличие на риолити в нековете на погребаните пирокластични гърла и/или за разрушаващи се риолитови куполи.
3. Бързото изхвърляне на големи маси пирокластити е довело до телескопирано калдерообразуване, от което сега се забелязва само централната – Мурговска калдера (Янев, 1990). Тя има диаметър 7–10 km и вероятно е разположена на мястото на вулканските центрове от предния етап. На територията на картния лист попадат южните ù дъговидно пропаднали участъци. Маркирана е от отрицателни гравианомалии и разломи с амплитуда 300–400 m (Йосифов и др., 1990; Цветков, Никова, 2003). Дълбочината на кристалинния фундамент в централните части на калдерата достига 1300 m. В предполагаемия източен, западен и южен бордови разлом е внедрено секущо пръстеновидно тяло с посочения по-горе диаметър и широчина 0,3–5 km. В най-горната си част то преминава в къси (до 1 km) потоци, дебели няколко десетки метра. В северния бордови разлом е локализиран вулканският център Жълт камък (диаметър 700 m), дал потоци, дълги няколко километра (к. л Искра – М 1:50 000).
Секущите тела и потоците са съставени от Мурговските лещови (игнимбритоподобни) трахириодацити. Лещовите вулканити са процепени от множество тела от по-слабо засегнати от промяната черни перлити със същата текстура и впръслеци.
4. Продължава изригването на пирокластити, локално включващи акреционни лапили в най-горните нива, които покриват потоците на пръстеновидното тяло. В западната част на последното (в района на с. Шарен нос) се внедрява едно щоковидно (3,5 x 4 km) и няколко по-малки апофизни субвулкански тела, разположени по периферията му. Съставът е трахириодацитов до трахириолитов. Изригването на тези големи маси от пирокластити е довело до ново пропадане и оформяне на Боровишката калдера като калдерен комплекс в сегашната ù форма и размери. Всички вулканити, образувани след този етап на калдерообразуването, са обединени като посткалдерни вулкански прояви.
В извънкалдерния район (главно на юг от калдерата) се разкрива същият разрез на кисели пирокластити (въздушноотложени туфи, прослоени със слабо- до средноспечени игнимбрити), всичките напълно зеолитизирани. В района северно от с. Безводно (Марчев, 1985) в тях са вместени потоци и куполи на трахидацити, трахириодацити и трахириолити, някои от които с перлитова периферия. Те са наречени от същия автор шошонитови ниско- и високосилициеви риолити и вероятно се отнасят към описвания тук втори етап.
Посткалдерни вулкански и тектонски прояви. Отделят се следните посткалдерни вулкански етапи (Янев, 1990; Yanev et al., 2005):
1. Резургентно подуване във фундамента северно от с. Паничково и западно от с. Душка (к. л. Искра – М 1:50 000).
2. Внедряване на няколко дайки с трахидацитов и риолитов състав, и перлитна периферия в източния и южните бордови разломи.
3. Внедряване и изтискване на много десетки високо-Si трахириолитови куполи и криптокуполи в източната част на калдерата. Много от тях са с масивна перлитова периферия. Диаметърът им е от няколко десетки метри до 1 km. Всеки един от куполите, достигнали земната повърхност, може да се разглежда като моногенен вулкан, а в съвкупност те образуват куполен ареал (dome cluster). Отделят се два такива ареала – Паничково-Комунишки и Сърнишко-Йончевски. Към първия освен няколоко купола на изстискване се отнасят едно голямо тяло от фелзитови риолити при с. Паничково (к. л. Искра – М 1:50 000) и един малък нек (0,5 х 0,3 км) от ивичести трахириолити. Към втория се отнасят основно развити на север и североизток множество куполи и криптокуполи с възраст 30–32 Ма (K-Ar метод - Lilov et al., 1987), което отговаря на т. нар. ІІІ ранноолигоценска кисела фаза в схемата на Източнородопския вулканизъм. Сега куполите са денудирани на различни нива, вкл. и до нековите им части. Този етап завършва с внедряване на много богати на фенокристали (над 50%) трахириолити (вр. Летница, к. л. Сусам – М 1:50 000), остатъчен продукт на зонална магмена камера (по модела на Hildreth, 1981). Подобни данни за развитието на Боровишката калдера са изложени в Dhont et al. (2008).
Към посткалдерните (заключителни) вулкански прояви от развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура се отнасят и посткалдерните тензионни снопове на Тримогилския вулкански подкомплекс.
