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

ТЕКТОНСКИ СТРОЕЖ НА ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

Изтегляне 1.31 Mb.

страница	8/11
Дата	12.07.2017
Размер	1.31 Mb.
	#25580
Тип	Задача

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

5.3. ТЕКТОНСКИ СТРОЕЖ НА ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3.1. Подходи при тектонското райониране

Подходите на тектонското райониране, разработени от Йорданов (1999а,b) и Yordanov (2002), са заложени в доразвит вид в схемата на структурните зони в Източните Родопи (фиг. 14).

Като 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 структурни (или структурно-тектонски) зони обединяват или представляват междинна категория спрямо треторазрядните единици. От своя страна те са тектонски и/или вулкански структури. Двойственият им характер мотивира отчасти и означаването на зоните като

Фиг. 14. Схема на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структурни зони в Източните Родопи (щрихованите полета показват застъпените единици в рамките на картния лист).
Абревиатурни обозначения:

СТЗ – Структурно-тектонска зона; ЗИСТЗ – Звинишко-Ибреджешка структурно-тектонска зона със СМП – Св. Маринско понижение и ВПП – Високополянско понижение (северна дистална зона на Нановишкия вулкан); ТД – Тракийска депресия; ГТД – Горнотракийска депресия; ДТД – Долнотракийска депресия; ХМП – Харманлийско понижение; АКБВ – Ареа на късния базичен вулканизъм; ПТЗ – Планинецка тензионна зона; ГТЗ – Галенитска тензионна зона; ЗТЗ – Загражденска тензионна зона; ТЗ – Татаревска зона; ХЗ – Хайкънска зона; ЗВТС – Звезделска вулкано-тектонска структура; ГИП – Горскоизворско понижение; ИРР – Източнородопски риф
структурно-тектонски. Отделени са три второразрядни зони. Две от тях – Североизточнородопската и Момчилградската, са с характер на комплексни депресии, а третата – Звинишко-Ибреджекската, е със специфичен и силно усложнен вътрешен строеж.

В рамките на второразрядните структурно-тектонски зони се осъществяват разноетапни деформации. Крайният им ефект се отразява във формирането на съответен гънково-блоков комплекс, който отразява последователността от различни по обхват и стил тектонски събития.

Във второразрядните структурно-тектонски зони с различна степен на условност (по характера на вътрешния строеж) пространствено се обособяват съставни тектонски единици – подзони. От своя страна те могат да бъдат отъждествявани с: една, комбинация от две и повече, или части от няколко 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 (ранноолигоценски) 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. 14). 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 структурна зона е неизразителната гънково-блокова, „германотипна” нагънатост. Обвръзката на етапността с гънковите и гънково-блокови генерации е показана на табл. 3.

Етапността в структурообразуването се осъществява по механизма „емерзионен импулс – блокова дезинтеграция” (Йорданов, 1999а).

Залагането на двете второразрядни структурно-тектонски зони с характер на комплексни депресии 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. 14). 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 обяснителните записки към картните листове в М 1:50 000 Кърджали и Искра.

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 Крумовградска група, свързани с процеси на крехки, предимно полегати срязвания на отделяне или от деколемантен тип, предизвикани от- и съпровождащи генерирането на структурите на метаморфните ядрени комплекси – 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)

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.

В пределите на картния лист на повърхността фрагменти от понижението са съхранени във вътрешнопланинското Белоречко грабеновидно (комплексно) понижение, маркирани по грубокластичните седименти на Крумовградска група от вътрешната периферия и в основата на структурата.

Припекско понижение. Отделено е от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф), като е именувано с характеристиките за обхватност („панизточнородопско”) и сложност („съставно”) подобно на Крумовградското понижение.

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

В пределите на картния лист фрагменти от понижението се наблюдават на повърхността отново в рамките на котловинното Белоречко грабеновидно понижение. Малък съхранен реликт от него се установява западно от с. Розино, както и в района ЮЗ от с. Доборско, където участва в строежа на т. нар. Крумовградска зона. Наложеният му характер се индикира от пъстрата подложка на запълващите го седименти (Подрумченска свита), в която освен скалите от цокъла участват и неподелените седименти на Крумовградската група (Белоречка структура).

5.3.3. Североизточнородопска структурно-тектонска зона

Като регионална структурна зона от втори ред в пределите на к. л. Черничево е застъпена само част от Североизточнородопската структурно-тектонска зона. Подобно Момчилградската, в регионален план тя е предопределена от периметъра и разположението на високорангови негативни огъвания във

Табл. 3. Генетични групи и гънкови (гънково-блокови) генерации в Източнородопската късноалпийска структурно-тектонска зона

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

фундамента по периферията на- или в междусводово-блоковите пространства. Важен елемент за обособяването ù е пространственото разположение на градивните треторазрядни структури. Те са наложени във вертикален план, кореспондират или се съпоставят латерално със строежни единици от другите второразрядни зони. Към обхвата на зоната до голяма степен условно би могло да се отнесе и охарактеризираното за първи път тук като независимо Белоречко грабеновидно понижение със самостоятелно вътрешно разположение и етапи на развитие.

Североизточнородопската структурно-тектонска зона (СИРСТЗ) се отъждествява с пространството, рамкирано по границата на Ранилисткото понижение, Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог и западните участъци на Кърджалийската депресия. Към него спадат Маджаровската и Боровишката вулкано-тектонска структура (фиг. 14). По периферията с кристалинните бордове се маркират откъслечни площи, отнасящи се към обхвата на по-ранните Крумовградско и Припекско съставно понижение.

Зоната има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ тя е тектонски ограничена по разломи, оформящи Тополовския клин (Боянов и др., 1983, 1995). ЮИ фланг, части от който са представени в СЗ ъгъл на к. л. Черничево, се маркира по центриклинално оформена зона, отново тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче (к. л. Крумовград в М 1:50 000) или по зоната на Авренския разлом.

В обхвата на зоната се отделят четири подзони – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист е застъпен само малък периметър от югоизточната подзона на СИРСТЗ.

Югоизточната подзона има субмеридионално удължение с дължина между селата Дъскари (к. л. Крумовград – М 1:50 000) и Котлари (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) около 22,5 km. Ширината ù е в границите на 8–10 km. Централните и северните ù участъци са с продължение на северозапад, покрити и процепени от скалите на Нановишкия вулкански масив, под когото зоната се съчленява с централната подзона на СИРСТЗ.

В строежа на подзоната са включени: части от Крумовградското и Припекското понижение, бележещи началото на късноалпийското развитие; югоизточният периметър на треторазрядното Ранилистко понижение и т. нар. Източнородопска рифова бариера, обединени в една периферна Крумовградска зона. Основен елемент на подзоната представлява югоизточният фланг на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог заедно с внушителният Ирантепенски вулкан.

5.3.3.1. Треторазрядни единици.

В пределите на изследваната площ попадат части от Крумовградската зона, включваща части от Припекското понижение, треторазрядното Ранилистко понижение и Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог (фиг. 14).

Крумовградска зона. Като „субмеридионална зона, заемаща източната периферия на Момчилградското понижение” се описва за първи път в Обяснителната записка към Геоложка карта на България в М 1:100 000 – к. л. Крумовград и Сапе (Боянов – в: Горанов и др., 1995). Според авторите, в състава ù вземат участие всички палеогенски седименти, седимент-вулканогенни и вулкански скали (вулканът Ирантепе), в т. ч. продуктите на т. нар. първи кисел вулканизъм. За западна граница се възприема ивицата на „втория среднокисел вулканизъм” (к. л. Студен кладенец в М 1:50 000).

В новите ни представи Крумовградската зона включва всички палеогенски, в т. ч. палеоцен-средноеоценски и ранноприабонски скали, формирани до етапа на заложение (подстилащи) и обтичащи в план югоизточния фланг на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог.

Рифовите варовици на мергелно-варовиковата задруга (както е при с. Овчица – горния ляв ъгъл на к. л. Черничево) най-често опасват като броеница вулкано-седиментното корито и така рамкират неговия периметър. Те изпълняват ролята на бариери, обособени като самостоятелна подзона или структура, но не като елемент на трога, в който се обрушват и преотлагат.

Крумовградската зона има усложнено развитие и по-особен статут. Според нас тя попада в категорията на трансзоналните тектоно-структурни подразделения, тъй като основната ù – или централна част, се отнася към Североизточнородопската структурно-тектонска зона (както е в картния лист); западните ù участъци (приблизително западно от меридиана на Крумовград) – към Момчилградската структурно-тектонска зона, а северният фланг на източното ù продължение е преработен в резултат на събития и съответно структурообразуване, свързани със Звинишко–Ибреджекската зона. Допълнителни характеристики и подробности около строежа, преработката, подялбата и принадлежността на зоната са представени в Обяснителната записка към к. л. Крумовград и Егрек (М 1:50 000).

На територията на к. л. Черничево фрагмент от зоната е застъпен в северозападния ъгъл на картния лист. В строежа ù участват седименти, изпълващи Припекското, Ранилисткото понижение, както и материалите на мергелно-варовиковата задруга. В района западно и СЗ от с. Багрилци тя се явява елемент от югоизточния центриклинално оформен фланг на Ягодинската синклинала.

Ранилистко понижение. Регистрацията и наименованието на структурата са предложени от Йорданов (1999b). В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация на теригенния комплекс. Залагането на треторазрядната структура се осъществява на ранноилирския R₂²етап. Фрагменти от нея са разкрити в северозападния ъгъл на к. л. Черничево (западно от с. Багрилци) като част от строежа на Крумовградската зона. Реликти от изключително речно-езерната приабонска седиментация на теригенния комплекс, осъществена в затвореното пространство на Белоречкото понижение, изпълват централните части на структурата между западно от с. Бялградец до ЮИ от с. Ленско.

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

Трогът представлява инверсна (компенсационна), на северозапад 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 с редки изключения не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

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

На територията на к. л. Черничево в самия северозападен ъгъл е застъпена част от ЮИ фланг на структурата, представена единствено от лави на големия Ирантепенски вулкан. Неговите вулкански прояви и продукти са съсредоточени (почти) изцяло в рамките на трога.

Ирантепенски вулкан. Като „Ирантепенски стратовулкан” за първи път се обособява от Р. Иванов (1960). Горанов и др. (1995) отнасят продуктите му към т. нар. задруга на първи среднокисел вулканизъм. Съществуват различни становища за регионалната привързаност на тази вулканска структура. Йосифов (1991) я включва в единен „Звездел-Крумовградски” магмен център. Саров и др. (1996ф) като „Калабашки вулкан” я причисляват заедно със Звезделския и „Светиилийския вулкански център” към „една обединяваща структура – Нановишката калдера”. Същевременно същите автори (по геоморфоложки и геофизични данни) определят вулкана като самостоятелна асиметрична кръгова структура. По специфична ториева радиогеохимична специализация Никова (във: В. Георгиев и др., 1997ф) предполага наличието на гранитоидна интрузия и евентуалната многофазна същност на магмената система в дълбочина.

Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) описва общохарактерни за региона строежни елементи по периферията на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог между Крумовград и с. Чал. В този район се очертава югоизточният фланг на регионалната структура, генерираща късноеоценските среднокисели вулкани от илирския тектоно-магматичен стадий, един от представителите на които е Ирантепенският вулкан.

Структурата се разполага на значителна площ, обхващаща североизточните отдели на к. л. Крумовград и югоизточния квадрант на картен лист Студен кладенец (М 1:50 000), където тя е подробно охарактеризирана. Малки периферни части от нея са представени на к. л. Маджарово (М 1:50 000).

На запад съхранени фрагменти от приабонския бариерен риф обточват южната и източна периферия на вулкана, очертавайки външния контур на оформящото се корито. По късноеоценско време (35–36 Ма) по вътрешните части на бариерата се осъществява рязък колапс, съпроводен от отдръпване на басейна, бурно отлагане на олистостромната Лисичарска свита и преотлагане на рифа, примесен с продукти на слаби начални експлозии. След кратка, не така характерна тук турбидитна седиментация, директно следва активна вулканска дейност. Повечето от множеството вулкански центрове оформят една дъговидно извита на ЮИ ивица, която е в пряка зависимост с линията, трасираща вътрешните, отпускащи се части на кората по бариерната зона. Съвсем естествено към този периферен полупръстен са съсредоточени и по-издържаните лавови потоци.

Преобладаващата маса от скалите на Ирантепенския вулкан, представена от андезитови лавобрекчи и агломератови туфи, се възприема като комбиниран продукт на пирокластични и лавови потоци в субаквална обстановка. Същите са насочени предимно към понижените трогови части от северозападното подножие на полудъгата, маркирана понастоящем от корените на продуциращите ги вулкански центрове.

На к. л. Черничево в самия му северозападен ъгъл са представени само андезитови лавови потоци, разположени директно върху приабонския риф. Регистрираните в по-широк регионален план взаимоотношения ни дават основание да предположим разливане или „преливане” на топилката в субаерални (прибрежни) условия извън рамките на трога.

5.3.3.2. Характеристика на гънково-блоковия комплекс.

В пределите на картния лист развитие имат гънкови, блокови и гънково-блокови структури.

Гънкови структури. В рамките на картния лист са застъпени части от Ягодинската синклинала.

Ягодинска синклинала. Структурата (по името на с. Ягода – к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) се описва за първи път при настоящото проучване. Тя е с генерално СЗ–ЮИ направление (135º), съвпадащо с ориентацията на вулкано-седиментния трог и структурите от централната подзона на СИРСТЗ. Дължината по оста ù на повърхността възлиза на около 13,5 km. Северозападното ù продължение остава скрито под североизточната подзона на МГСТЗ, заето от периметъра на Нановишкия вулкан. Максималната ширина е около 15 km. На к. л. Черничево са застъпени само нейните югоизточни центриклинални участъци, очертани добре по скалите на Подрумченската свита, конгломератно-пясъчниковата и мергелно-варовиковата задруга в района СЗ от с. Багрилци.

Структурата представлява сравнително плитка отворена негативна F₂¹брахигънка (табл. 3). Описана е подробно в Обяснителна записка към к. л. Студен кладенец в М 1:50 000.

Началните етапи от нейното развитие се свързват със залагането на вулкано-седиментния трог като F₂¹гънки на плъзгане към пониженото пространство. Цялостното дооформяне съвпада с оформянето на Момчилградската синклинала и се свързва със забележителен (R₄^1-1) етап на издигане в цокъла (Кесебирската и Белоречката подутина).

Блокови и гънково-блокови структури. В рамките на картния лист е представено Белоречкото грабен-синклинално понижение

Белоречко грабен-синклинално понижение. Структурата е известна още като „Белоречки грабен” (Р. Иванов, 1960; Боянов и др., 1961ф; Боянов и др., 1963), „Белоречко грабеновидно понижение” (Боянов – в: Горанов и др., 1995) или „Белидолско синклинално понижение” (Боянов и др., 1959ф). Боянов, Горанов (1997ф) и Boyanov, Goranov (2001) отнасят Белоречкия грабен към западните части на Източнотракийската депресия.

Структурата е заложена на етапа R₁ и доразвита до R³₂ илирския подетап (фиг. 14). Не е изключена и късна (неотектонска) реактивация.

Грабеновидното понижение е оформено в централните части от северната периферия на Белоречкото подуване и върху ЮЗ периферия на Плевунската пластина. Стесняващият се и почти изклинващ на запад фланг се разполага в околностите на селата Вис и Ветрушка. Структурата се разширява до около 4 km в югоизточна посока (западно от селата Ленско и Бяла река), проследявайки се на близо 11 km до около 2 km СИ от вр. Сърт баир. Изпълва се от неподелените седименти на Крумовградската група, Подрумченската свита и основно от пясъчници и конгломерати от състава на теригенния комплекс.

Скалите на Крумовградската група – златорудното находище „Ташлъка” и брекчите около с. Ленско се следят неравномерно главно по северния борд на структурата, както и на големи площи, разположени ЮИ от с. Бели дол. Червеният брекчоконгломерат на Подрумченската свита оформя фланговете, но е развит преобладаващо отново по северната вътрешна периферия.

Скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга оформят ядрените части на субекваториално изтеглената, плавна Белидолска синклинала в ивица, разпростираща се до ЮИ от с. Ленско. Ширината ù в този участък достига 1–1,5 km.

Южно от селото шарнирът повива на североизток до около 50°. ЮИ от с. Ленско се очертава тектонски усложнено центриклинално огъване. Северно от вр. Сърт баир по скалите на Подрумченска свита е оформена паралелна плавна брахиантиклинална гънка с дължина 2 km и ширина около 1,5 km.

Ние приемаме, че Белоречкото понижение е първично самостоятелно, изолирано, вътрешно разположено с котловинен характер. При формирането му вероятна роля имат полегатите срязвания в северна посока, свързани с оформянето на Белоречкото подуване и антитетични пропадания от север. Такива полегати разломи (напр. между Розинските гранити и „подложка”) са наблюдавани северно от вр. Ташлъка. По устни данни на А. Павлов и базирайки се на сондажи, афльориментите на Крумовградската група при вр. Ташлъка не са свързани с полегати срязвания. Тук обаче не се изключва възможността за антитетично, но листричен тип нарушение, с което може да се свърже постепенно увеличаващата се в южна посока дебелина.

Грабен-синклиналното дооформяне е свързано със стъпаловидните пропадания по т. нар. Белоречка разломна зона (Боянов в: Горанов и др., 1995) и също така стъпаловидни пропадания от север. Времето на тези събития се обвързва тук условно, но най-вероятно с проявата на неотектонския етап.

5.3.4. Други тектонски структури

5.3.4.1. Трансзонални, в т. ч. тензионни зони

Планинецка тензионна зона. Зоната е дефинирана за първи път от Р. Иванов (1960) и подобно на Галенитската – в обвръзка с т. нар. екструзия на фелзитовите риолити от „хоризонта на III кисел вулканизъм”.

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

Зоната включва серия линейно подредени, преобладаващо удължени по простиранието, но и косо разположени лещовидни или дайкоподобни тела, както и понякога значителни по размери екструзиви с неправилна форма. По-големи тела са установени в района на с. Сладкодум и селата Планинец и Старинско (к. л. Маджарово – М 1:50 000). Контактите са обикновенно равни и резки, отговарящи на механизма на внедряване по отворени тензионни пукнатини. Съсредоточени са основно по северната периферия на Белоречката подутина, като разположението на някои от тях „обточва” бедрените части на антиформата, което предполага известен структурен контрол. Такава е ситуацията и на к. л. Черничево – големият екструзив от района на вр. Св. Георги с продължение на север в околностите на с. Планинско, както и косо ориентираните с посока 60° линейни канали при вр. Кючуктепе, в северната периферия на картния лист. В отделни локалитети в риолитите се наблюдава субхоризонатлна флуидалност и напречна призматична отделност, което е указание за наличие на къси лавови потоци, но е възможно да се касае за ерозионен срез в панцерните части на куполни структури. Преобладава мнението, че телата по зоната са с изцяло субвулкански характер, но ситуацията, особено в СЗ, ù фланг не е в потвърждение на това схващане.

Доказателства за екструзивния тип на някои от телата са установената при настоящите изследвания пирокластика, съдържаща ювенилни лапилни риолитови късове и просичаща се от канали, вместващи тела с идентичен състав, както и перлитите, свързани с тях. Същите изграждат дори самостоятелни тела със сходна морфология (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000).

Ареа на късния базичен вулканизъм. Под това название обособяваме пространството на развитие на разсеяни или групирани олигоценски базични тела с мантиен произход, описани от Маврудчиев (1964). Подробната им разностранна характеристика се дава от Marchev et al. (1998). Авторите обвързват генезиса им със субдукцията, магматично фракциониране в горната мантия и корова контаминация.

Структурната зона е със субекваториално направление и обхваща пространството от западно от с. Егрек (к. л. Крумовград и Егрек – М 1:50 000) до източно от с. Орешино (к. л. Мандрица – М 1:50 000) с обща дължина 45 km. Ширината ù на българска територия е около 20 km, а с новоустановеното тяло при Маджарово тя нараства до 30–35 km. Изградена е преобладаващо от дайки, ориентирани ортогонално или в СЗ–ЮИ и СИ–ЮЗ посока, внедрени по тензионни пукнатини или разломи с аналогично направление (Маврудчиев, 1964; Marchev et al., 1998). Описвани са още диатреми, некове и субвулкански тела.

В площта на картния лист освен телата ИСИ от с. Конници и дайките ЮЗ от с. Багрилци скалите на комплекса са описвани в понижените части СИ от вр. Коджаеле и южно от с. Стражец.

Marchev et al. (1997) приемат, че Родопските алкални базалти от зоната са „тясно свързани с най-младия фелзитов риолитов вулканизъм в Източните Родопи”.

5.3.4.2. Разломни структури

Към тази група разломи отнасяме разломи, които разместват метаморфния фундамент и покриващите го палеогенски седименти и вулканити. В рамките на картния лист се очертават два разломни снопа – Авренски и Белоречки.

Авренски разлом. Тази структура е описана като Авренски разлом от Р. Иванов (1961) и Боянов и др. (1963). По-късно е характеризирана като Авренска разломна зона от Боянов, Кожухаров (1971). Ж. Иванов (1998) описва същата зона под името Авренско-Белополски разлом на отделяне. Възможно е в определен етап от развитието си този разлом да е имал характер на разлом на отделяне, но в късните си прояви той сече и палеогенските седименти. Зоната на разлома се маркира от ултракатаклазити и тектонска глина. В картния лист се проследява между селата Черничево, Калайджиево, Багрилци и Добърско. Разломната плоскост потъва на запад с различни наклони (60– 80°) в участъка Черничево – Калайджиево – Багрилци и по-полегати наклони между селата Багрилци и Добърско. Наблюденията по разломните плоскости показват ляво отсед-разседни движения. Освен крехките срязвания са установени данни и за пластични срязвания по отседна зона със същата посока. Такива участъци се наблюдават западно от с. Синигер. Съществуването на пластични зони на срязване с отседен характер показва продължително развитие във времето с унаследяване на срязвания в различните етапи от развитието на зоната.

Подрумченски разлом. Названието на структурата се предлага тук по името на с. Подрумче (к. л. Крумовград – М 1:50 000). Разполага се в северозападния ъгъл на к. л. Черничево с продължение на ЮЗ. Има характер на пропаднал на северозапад разсед с посока около 35°, отделящ скали на конгломератно-пясъчниковата задруга и Подрумченска свита от скалите на Крумовишката литотектонска единица. Амплитудата му в тази част вероятно превишава 350–400 m. Разломът или структури от подобен тип са описвани като сателитни на Авренския разлом с по-старо заложение (Боянов, Кожухаров, 1968; в: Кожухаров, 1987b), т. е. той се възприема като част от Авренската разломна зона. Съчленяването му с основната зона става северно от с. Багрилци.

Белоречка разломна зона. (Белоречка дислокация – Р. Иванов, 1961). Белоречкият разломен сноп включва група от разломни нарушения с посока СЗ–ЮИ. Те са стръмни до вертикални, с разседен характер. От ЮЮЗ разломните им плоскости потъват на ССИ с наклони от 60 до 80°. Ж. Иванов (1998) ги характеризира като листрични нормални разседи, отделящи от юг палеогенския грабен между селата Бял градец и Вис. Посоката на разломите от Белоречкия сноп съвпадат със синметаморфните пукнатини на скъсване, развити напречно на минералната линейност и посоката на разтягане. В тази връзка възникването на крехките разломни нарушения може да се разглежда като резултат от реактивирането на тези пукнатини на скъсване.

Боянов (в: Горанов и др., 1995) определя зоната като част от „Маришката система” със ЗСЗ–ИЮИ (110–120°) до изток–западно направление. Според него тя предопределя залагането и развитието на Белоречкия грабен. С тази зона Кожухаров (1987а) обвързва и „Пелевунския навлак”. Касае се обаче за серия стъпаловидни пропадания в кристалинния фундамент и на границата му с палеогенската надстройка в издържана зона с широчина около 4 km, разположена между западно от с. Ботурче и с. Гугутка на ССИ.

В отсечката ЮЗ от с. Гугутка и шосето за с. Казак външният югозападен (Гугутенски) бордови разлом е изразен в интензивна катаклаза в пясъчниците на теригенния комплекс и също така катаклазирани, нашистени и на места брекчирани и ожелезнени серпентинити.

За района на селата Бели дол и Бял градец Боянов (в: Горанов и др., 1995) описва „плитки или по-стръмни приразломни гънки”. Тази зона е проводник за хидротермална калцитна минерализация. Зона с подобна ориентация (120º) е проводник на златорудната минерализация от района на вр. Ташлъка.

Серия субекваториални разседи с противоположен знак оформят северния борд на грабена.

Към същата (Белоречка) система се отнасят групата разломи от района СИ от с. Черничево. По някои от тях не са изключени малоамплитудни лявоотседни отмествания.

Изтегляне 1.31 Mb.

Сподели с приятели:

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11