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

ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

Изтегляне 2.18 Mb.

страница	19/24
Дата	26.07.2017
Размер	2.18 Mb.
	#26572
Тип	Задача

1 ... 16 17 18 19 20 21 22 23 24

5.3. ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3.1. Съподчиненост на структурите и подходи при тектонското райониране

Подходите на тектонското райониране са разработени от Йорданов (1999а,b) и Yordanov (2002) и доразвити при настоящите изследвания на Източните Родопи.

В хода на проучването 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

Фиг. 23. 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
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. 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. 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 (Йорданов и др., 2008е)

От второразрядните единици в пределите на картния лист са застъпени части от две широкообхватни структури – Североизточнородопското понижение (СИРП) и Звинишко-Ибреджекската комплексна структура (ЗИКС).

Фрагментите от по-ранните Крумовградско и Припекско понижение не са показани самостоятелно на тектонската схема към картата и на фиг. 22, а са включени в два от обособените от нас участъци („зони”) в обхвата на СИРП – Крумовградския и Маджаровския, в които е представено и по-късното Ранилистко понижение.

От своя страна като основен елемент от пълнежа, разположен в ниските отдели на палеогенския разрез, материалите на Крумовградската и Ивановската група участват в тектонското развитие на второразрядните структури и са неделимо свързани с техните основни характеристики, мотивиращи обособяването им и определящи съвременния им структурен облик. В повечето случаи обаче пониженията от ранното развитие на областта се разглеждат традиционно като предшестващи формирането на второразрядните структури.

5.3.2.Понижения от началото на късноалпийското развитие на областта

Този тип структури са отделени от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф; Йорданов, 1999b). Към тях се отнасят Крумовградското и Припекското понижение, чиито дефиниции са допълнени с характеристики за обхватност („панизточнородопски”) и сложност („съставни”, фрагментарни депресии).
Крумовградско понижение. Структурата е отделена и характеризирана от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) като „мастрихт-палеоценско панизточнородопско съставно понижение”. С това се акцентира върху три нейни характеристики: 1) ранно заложение; 2) широка обхватност; 3) сложност на вътрешната структура. Крумовградското понижение се изпълва и маркира от седиментите 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).

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 картния лист значителни или ограничени по размери локални, първично обособени и самостоятелни (съставни) фрагменти изграждат най-долните отдели на Горноселското понижение най-общо по долината на р. Марешница между източно от с. Чучулига до района на с. Долноселци, южно от Малко Попово, както и на около 3 km западно от Черничино.

Припекско понижение. Отделено е от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) по името на с. Припек ( к. л. Златоград в 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 седиментите 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 седиментите на Подрумченската свита са преобладаващият пълнеж от единиците в строежа и ареала на разпространение на Крумовградския участък и Горноселското понижение по периферията на Белоречката подутина.

5.3.3. Второразрядни структури

Като регионални структури („структурно-тектонски зони”) от втори ред на картния лист са застъпени части от Североизточнородопското понижение и Звинишко-Ибреджекската комплексна структура. В регионален план обособяването им се предопределя от периметъра и разположението на високорангови негативни огъвания във фундамента по периферията на подутините или в междублоковите пространства. Важен елемент за обосноваването им е пространственото разположение на отнесените към тях наложени, кореспондиращи или съпоставими латерално треторазрядни структури.

5.3.3.1. Североизточнородопско понижение

Североизточнородопското понижение или „структурно-тектонска зона” (СИРП) 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. По периферията с кристалинните бордове се маркират откъслечни площи, отнасящи се към обхвата на по-ранните Крумовградско и Припекско съставно понижение.

Понижението има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ то е тектонски ограничено по разломи, оформящи Тополовския клин (Боянов и др., 1983, 1995). В изследваната територия са обхванати южните отдели от неговия ЮИ фланг. Флангът се маркира по центриклинално оформена зона, отново тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче или по зоната на Авренския разлом.

В обхвата на второразрядната структура се отделят четири части („подзони”) – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист са застъпени фрагменти от югоизточната и източна част на СИРП.
Югоизточна част („подзона”). Югоизточната част на СИРП има субмеридионално удължение, с дължина между селата Дъскари 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 тя се съчленява с централната част на СИРП (к. л. Студен кладенец).

В строежа на този сектор са включени елементи от Крумовградското и Припекското понижение, бележещи началото на късноалпийското развитие, югоизточният периметър на треторазрядното Ранилистко понижение и т. нар. Източнородопска рифова бариера, обединени в единния периферен Крумовградски участък. Основен елемент на югоизточната част на СИРП представлява югоизточният фланг на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог заедно с внушителния Ирантепенски вулкан.

Крумовградски участък. 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”.

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

На югозапад (к. л. Крумовград – М 1:50 000) рифовите варовици от мергелно-варовиковата задруга най-често опасват като броеница вулкано-седиментното корито и така рамкират неговия периметър. Поради това в отделни участъци те могат да бъдат обособени като самостоятелна структура (бариера), но не като елемент на трога, в който се обрушват и преотлагат.

Крумовградският участък има усложнено развитие и по-особен статут. Той попада в категорията на трансзоналните тектоно-структурни подразделения, тъй като основната му – или централна, част се отнася към Североизточнородопското понижение, а западните му участъци – към гънково-блоковия комплекс на Момчилградската второразрядна структура. На к. л. Маджарово е обхванато неговото източно продължение, чийто северен фланг е преработен в резултат на събития и съответно структурообразуване, свързани със Звинишко–Ибреджекската комплексна структура.

В изследваната територия Крумовградският участък се следи по западната периферия от мантията на Белоречката подутина от ЮЗ ъгъл на картния лист до северно от с. Бряговец (северно от Тополовска река). Дължината му е около 18 km при максимална ширина от порядъка на 2,5–3 km.

В строежа на тази структура са обединени седименти, изпълващи пониженията от ранното развитие на областта, както и Ранилисткото (или т. нар. Същинско Източнородопско) понижение, запълнено от скалите на теригенния комплекс и мергелно-варовиковата задруга. От своя страна неговото разположение е един от основните фактори, определящи периметъра на Североизточнородопското понижение в новоочертаните му граници.

Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999b). Новото наименование (поради омонимията с наименованието на първоразрядната структура) се предлага при настоящите изследвания на Източните Родопи. В неговите рамки се осъществява първата, най-мащабна по обхват късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация в основата на теригенния комплекс и мергелно-варовиковата задруга. Залагането на треторазрядната структура се осъществява на ранноилирския R₂²етап.

На територията на к. л. Маджарово попадат ограничени, разпокъсани вследствие ерозията площи от югоизточния фланг на понижението, разположени по западната граница на картния лист ЮЗ и западно от с. Белопопци, както и западно от вр. Червенец. Макар с непостоянна или незакономерна ориентация в наслояването, тук те представляват елемент от крилата на Ягодинската синклинала, докато сравнително трайните наклони в северна посока от района на с. Странджево и най-вече при с. Долно Черковище (в непосредствена близост на западния картен лист) са указание за по-късната им преориентация като част от южното крило на Бряговската синклинала в указания район.

Друг съхранен окраен фрагмент от треторазрядната структура със специфичен пълнеж е разположен в западните отдели на Горноселското понижение между ЮИ от с. Малко Попово и околностите на с. Сеноклас.
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 ù характеристика се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000.

В югозападния ъгъл на картния лист е застъпена съвсем малка периферна част от ЮИ фланг на структурата, представена преобладаващо 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 (М 1:50 000) и югоизточния квадрант на картен лист Студен кладенец (М 1:50 000), където тя е подробно охарактеризирана. Малки периферни части от нея са представени в ЮЗ ъгъл на к. л. Маджарово.

На запад съхранени фрагменти от приабонската мергелно-варовикова задруга в качеството си на бариерен риф обточват основно южната 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. 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.

В югозападния ъгъл на картния лист са представени само разкъсани андезитови лавови потоци, разположени върху скали на Подрумченската свита, конгломератно-пясъчниковата задруга от теригенния комплекс или директно върху приабонския риф. За разлика от регистрираните в по-широк регионален план взаимоотношения, тук е налице разливане или „преливане” на топилката в субаерални крайбрежни условия извън рамките на трога.

Източна част („подзона”). Маджаровски участък.

Тази част е обособена и характеризирана при настоящите изследвания на Източните Родопи. Разполага се източно от централната част на СИРП, като за граница между тях се приема субмеридионалното северно продължение на Кърджалийския разлом или западният дъговиден отрязък на наложената Звинишка кръгова структура (западна част на ЗИКС – к. л. Книжовник – М 1:50 000). Северно от ЗИКС източната част на СИРП би могла да се реконструира по съхранени фрагменти на Ранилисткото понижение на к. л. Книжовник в М 1:50 000. От юг тя заема пространството между издигнатите структури от метаморфния цокъл и южната периферна част на ЗИКС. Този периметър е обозначен тук като Маджаровски участък („зона”).

Пространството на Маджаровския участък („зона”) обхваща южните отдели на т. нар. „Маджаровско понижение” – „втора по големина структура в обхвата на Източнородопското понижение” (Горанов и др., 1995). Счита се, че то заема междинна позиция между Източнородопското и Източнотракийското понижение. По-късно Боянов, Горанов (1997аф) определят структурата като синоним на Маджаровския вулкан (Р. Иванов, 1960), Маджаровската калдера (Гергелчев, 1973, 1974) или Маджаровската „огнищна” структура (Йосифов, 1991). Според Йосифов и др. (1987) по геофизични данни структурата се бележи от гравитационен минимум и рязко потъване на фундамента. Като потънал блок на фундамента, слабо удължен в СЗ–ЮИ посока, се възприема и от Боянов, Горанов (1997а).

Според нас факторите за потъването са два. Първият от тях е разположението – северно от Белоречката и западно от Яйладжишката подутина, т. е. заложение, свързано със синформна прилежаща структура. За това свидетелстват обичайните механизми при залагането на Крумовградската група в т. нар. Горноселско понижение, както и значителните дебелини на приабонските наслаги в рамките на същото. Вторият фактор е възможно свързан с едностранното, не изключващо калдерен тип пропадане на Маджаровския вулкан по Черничевския разлом.

Като структурна единица с указания тип Маджаровският участък се описва за първи път при настоящите изследвания. Според нас той включва Горноселското понижение, фрагменти от трансзоналната Кърджалийска депресия и две съподчинени вулкански постройки – главна (Маджаровска) и сателитна (Карталкаянска – к. л. Студен кладенец в М 1:50 000).
Горноселско понижение. Обособява се по подобие и представлява източно продължение на Крумовградския участък по северния ръб на Белоречката подутина в изследваната територия. Разполага се между района източно от селата Кожухарци и Мечо ухо и района на селата Чучулига, Долноселци до източно от с. Горноселци. Изградено е от скалите на Крумовградската, Ивановската група и теригенния комплекс, изпълващи съответните и охарактеризираните по-горе последователно наложени понижения. Структурата изгражда долните отдели на т. нар. Маджаровско стъпало (В. Георгиев и др., 1999ф) от основата на Маджаровския вулкан.
Кърджалийска депресия. Това е наложена трансзонална структура, първоначално характеризирана от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф), а наименованието и дефиницията ù са дадени по-късно от Йорданов (в: Саров и др., 2005ф). Пълнежът на депресията се отъждествява с разпространението на Кърджалийската вулкано-седиментна група.

На територията на картния лист реликти от тази структура се маркират по седимент-вулканогенния пълнеж на Подковската свита и основно пирокластично-варовиковата задруга. Единиците подстилат отложенията на Малкопоповската свита или се разполагат директно в основата на Маджаровския вулкан. На повърхността те оформят дъга, изпъкнала на юг и редуцирана в продължение на 4 km по Черничинския разлом, следяща се от района на с. Долно поле до западно от с. Сеноклас. Североизточно от селото и СИ от яз. Ивайлоград скалите изграждат самостоятелно южното крило на Бряговската синклинала.

Маджаровски вулкан (Р. Иванов, 1960). Маджаровският вулкан е генериран на етапа R²₃ (фиг. 11) и е продукт на пиренейския стадий на вулканска дейност в района (около 32 Ма). Заложението му е на границата между Югоизточнородопския блок от юг и твърде активните южна периферна и източна част на ЗИКС от север.

Подобно на Нановишкия и Звезделския вулкан, началните етапи на развитие са белязани от отлагане в основата му на теригенно-туфитно-епикластични образувания, които показват твърде сходни характеристики с аналогичната пачка от долнището на Рабовски етап от развитието на Нановишкия вулкан. Понастоящем пространствена връзка между тези две единици не се наблюдава, но има основания да се счита, че такава е съществувала, което предполага относително синхронното им залагане.

Според различните автори постройката фиксира пресечницата на два и повече разлома с дълбочинен характер – Маджаровски и Ардински (Гергелчев, 1974); Авренски, Камилдолски и т. нар. Кърджалийско-Маджаровски или Ардински (Вълчев, 1995ф), и др.

Типът на съоръжението се възприема от номиниращия автор като „вулкански щит от исландски тип” (Р. Иванов, 1960) или щитовиден вулкан (Marchev, Singer, 2002). Като стратовулкан с основен централен подхранващ канал структурата се определя от Маврудчиев (1971), Маврудчиев и др. (1973). Според нас по-удачно е определението за щитовидния характер на постройката или терминът „сложен” (Макдоналдс, 1975) или „смесен тип” (Влодавец, 1984) вулкан. Гергелчев и др. (1984) и Гергелчев (1974) го характеризират съответно като калдера на разсядане или телескопирана калдера на пропадане (или обрушване – Мазников, Вълева, 1986) в съчетание с експлозивна калдера с вътрешно разположение. Въпреки че някои автори поддържат тази теза (Вълчев, 1995ф), последвалите проучвания не потвърждават наличието на структури от споменатия тип. Вместо това т. нар. експлозивна калдера от понижените централни участъци е охарактеризирана от Вапцаров (1980) като ерозионна калдера или ерозионна вулканична котловина. Същата има кръгъл контур, диаметър 1,5–2 km и се разполага по десния бряг на р. Арда в околностите на самия град. Морфоструктурата съвпада пространствено с площ на интензивна хидротермална дейност. Около нея са съсредоточени няколко малки хипоабисални (субвулкански) интрузии (Маврудчиев, Маврудчиева, 1956; Маврудчиев, 1959). Към същия условен център са фокусирани множеството радиално разположените дайки и рудни жили, бележещи заключителните етапи от развитието на вулкана.

Маджаровският вулкан е с неправилна елипсоидна форма, слабо удължена в СЗ–ЮИ посока с дължина около 16 km и максимална широчина 10,5 km. Според някои автори (Велчев и др., 1976) огнището му се заражда на дълбочина 28–22 km или (конкретно за района) на границата кора–горна мантия (Вълчев, 1995ф). По изотопни данни от лави на вулкана Marchev, Rogers (1998) доказват контаминация на астеносферна мантийна магма с 25–30% коров материал.

Фиг. 24. Схема на кръговите структури от източната периферия на Маджаровския вулкан (по аерофотоснимки)
улканската дейност е продължила около 3 Ma (Ножаров и др., 1976) с начало в ранния рупел (Marchev, Singer, 2002). Тя е протекла в субаквални условия, а в най-високите части на съоръжението – и в сухозмна среда. Рязко преобладават ефузивните прояви. По наше мнение определените от Р. Иванов (1960) и Мазников, Вълева (1986) коефициенти на експлозивна дейност – съответно 25–30% и 20%, са значително завишени. Мазников, Вълева (1986) отделят общо 10 фази в развитието на вулкана. Marchev, Singer (2002) описват три „единици” в неговия строеж – долна, средна и горна, като в долната и средната е установено смесване на лави, което предполага усложнен строеж на вулканския апарат.

Новите изследвания предлагат относително различна подялба, обсъдена при описанието на вулканския комплекс в раздел 4. Наличните данни определят вулкано-плутоничната асоциация на Маджаровския вулкан като магматичен комплекс от централен тип, при който концентричния елемент се подчертава от линейния характер и разположението на главните канали, продуцирали според нас продуктите на Менекенския и Юмрукчалския етап, както и центровете на Габеровския вулкански подкомплекс с периферно разположение. По склоновете на вулкана са развити паразитни канали, запълнени от групирани некоподобни субвулкански тела. Концентрично е разположението на новоустановените кръгови структури по източната (фиг. 24) и западната периферия на вулкана. По-големите от последните са с доказано вулканичен произход и са разположени около върховете Менекенски камъни (с диаметър 2,5 km) и Къзкая (1 km).

Горните факти не изключват първоначална активизация (мощни експлозии, последвани от първата ефузия и покровите на Коджакаракаянския етап) по хипотетичния главен канал в района на Маджарово, центриран впоследствие от интрузиите. С възникналите напрежения при внедряване на същите в горните отдели на кората може да се обяснят многобройните радиално разположени малоамплитудни и безамплитудни разломи, запълнени от скалите на дайковата формация и нискотемпературните рудни жили. Друг възможен модел е наличие в централните части на еднократно down-sag тип калдерно пропадане с неголяма амплитуда, съпроводено със слягане в приповърхностните отдели и предизвикало радиалните нарушения. При този тип „хлътване” разломите рядко достигат земната повърхност. Най-интензивно разломяване е установено при настоящето проучване в самия ограден контур на централната депресия в западния край на стената на хвостохранилището ЮИ от града.

Самите „хипоабисални интрузии” са най-вероятно внедрени на субвулканско ниво деривати на монцонитова (Marchev, Singer, 2002) или сиенитова (Marchev et al., 2002) магма и апофизи в апикалните части на голям интрузив на дълбочина 1–4 km, последван от внедряването на нова порция магма с гранитен състав (Marchev, Singer, 2002). За наличието на подобни тела свидетелства значителен по размери гравитационен минимум с интензитет 18–20 mGal, разположен между селата Ефрем (к. л. Славяново – М 1:50 000) и Малко Попово (Йосифов и др., 1987).

5.3.3.2. Звинишко-Ибреджекска комплексна структура – южна периферна част

Като единна второразрядна единица и под горното наименование структурата е обособена при настоящото изследване. Тя обединява част от т. нар. Лозенско-Ибреджешка структурна зона (Боянов, Горанов, 1997ф), Звинишката кръгова структура (Йорданов, 1996ф; Йорданов в: Саров и др., 2002) и Бряговско-Вълчеполското (или Бряговско) понижение (Боянов и др., 1963). Всяка от тях има самостоятелно положение и полиетапно специфично развитие. Самото им развитие е в тясна взаимовръзка, а общата им преработка и обединението им в единна структура съвпада с етапи на съвсем млада тектонска активизация. Подробна характеристика на ЗИКС се съдържа в обяснителните записки към картните листове Книжовник и Славяново – М 1:50 000.

От разглежданата второразрядна структура в изследваната територия са застъпени само малки фрагменти от нейната южна периферна част („подзона”). Към нея се отнасят елементи от южните окрайнини на Високополянското понижение и целият периметър на треторазрядното Бряговско-Вълчеполско понижение.

Високополянско понижение. Разположението на тази новодефинирана структура съвпада отчасти с т. нар. Ардинска грабен-синклинала (Р. Иванов, 1960) или се включва към периметъра на „Ардинска зона” (Кожухаров и др., 1995).

Структурата е северен аналог на Плазищенското понижение от състава на второразрядното Момчилградско понижение с комплексен строеж (Йорданов и др., 2008b,c). Залагането им е синхронно и е свързано със събития, съпътстващи изявата на междинен пиренейски подетап. Запълва се от варовиково-пирокластичната задруга на Чифлишкия вулкански подкомплекс най-вероятно чрез периодични насочени взривове и значителни пирокластични потоци към прилежащ от север и поетапно проникващ към Нановишкото калдерно понижение (к. л. Студен кладенец в М 1:50 000) плитък топъл басейн. Пирокластиката е продукт на треторазрядните вулкански центрове по северния отрязък от външната дъга на Чифлишкия линеен вулкан. Като цяло това представляват дистални фациеси на Нановишката магматогенна полукръгова структура, но прехвърлящи границите на Момчилградското понижение.

В изследваната територия съвсем ограничен фрагмент от южната периферия на Високополянското понижение се разполага в района на с. Долно поле (СЗ ъгъл на картния лист), както и южно от с. Бориславци.

Седимент-вулканогенният пълнеж на понижението участва в крилата на Бряговската синклинала, разполагаща се основно североизточно и северно от изследваната площ. Деформациите му се обвързват с късен или, както считат Боянов, Горанов (1997ф), „свързан с проявата на Савската фаза структурен план”.

Бряговско-Вълчеполско понижение. Като „наложено горноолигоценско–неогенско” и под горното наименование се отделя от Боянов и др. (1963). Известно е и като „Бряговско понижение”, възприемано като синоним на Бряговската синклинала (Карагюлева и др., 1956ф).

В изследваната площ е обхванат постепенно уширяващ се в източна посока отрязък от южната периферия на източния фланг. Следи се западно от с. Бориславци по северния бряг на яз. Ивайловград до СИ ъгъл на картния лист.

В развитието на представите за тази структура има множество, често противоречиви данни, които са обсъдени в обяснителните записки към картните листове Книжовник и Славяново в М 1:50 000. Пак там се прави и нейната подробна характеристика. В най-общи линии понижението очертава границите на заложено на етапа R₄¹ речно-езерно корито, запълнено от седиментите на Вълчеполската свита и отчасти от пирокластика, свързана с късна (вероятно подновена) подетапна активизация на някои второразрядни центрове от външния дъговиден пояс на Чифлишкия вулкан.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. Поради ограничената площ на комплексната структура, която попада в картния лист, гънково-блоковият комплекс не е развит в характерния си стил, като отсъстват гънково-блокови и блокови структури.
Гънкови структури. В изследваната територия са представени от Бряговската синклинала.

Бряговска синклинала. Структурата е дефинирана от Карагюлева и др. (1956ф). В редица случаи, в т. ч. обяснителните записки към Геоложките карти на България в М 1:100 000 за региона, тя се означава с термина „понижение”. Не съвсем ясни са основанията на Динков и др. (1967ф) за диференцирането ù от „Арденска грабен-синклинала”, както и критериите за отделянето на последната. Като „Воденска синклинала” фигурира в Й. Йовчев – ред. (1976).

Залагането на самото Бряговско–Вълчеполско понижение, синклиналното преобразуване и последвалата редукция на част от крилата са резултат на разноетапни блокови движения и деформации, свързани с оформянето и развитието на западната – Звинишка кръгова структура, и източната – Ибреджекска част от второразрядната комплексна структура. Така би могло да се обясни допусканото двуетапно негативно прегъване преди и след отлагането на Вълчеполска свита, запълваща от своя страна понижените шарнирни зони на по-старата структура.

Подробна характеристика на структурата се прилага към Обяснителните записки на к. л. Книжовник и Славяново М 1:50 000.

В северните отдели на картния лист (северно от р. Арда и яз. Ивайловград) са обхванати части от нейното южно ненарушено крило. Между западно от с. Мечо ухо и землището на с. Долно поле в строежа му участват последователно скали на Подрумченската свита, конгломератно-пясъчниковата задруга, Подковската свита и пирокластично-варовиковата задруга (Кърджалийска вулкано-седиментна група), както и варовиково-пирокластичната задруга от състава на Чифлишкия вулкански подкомплекс (Нановишки вулкански комплекс). Последната участва самостоятелно в малък отрязък от крилото южно от с. Бориславци, а още по на изток южото бедро на синклиналата е изградено само от скалите на Кърджалийската група. Преобладаващите плавни (5–10º) наклони са ориентирани най-общо на север, като рядко надхвърлят 20º. Идентични (без отчетливо изразено ъглово несъгласие) са наклоните в ядрените части, оформени по седиментите на Вълчеполска свита.

В района на р. Гюргендере и в непосредствена близост на източния картен лист се наблюдава локална преориентация на елементите на слоестостта в крилата и ядрото в посока изток като част от източното крило на косо ориентирано хемиантиклинално огъване с посока на шарнира около 30º.

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.
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 запад–северозапад – изток–югоизточно направление (125–130º), 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. Друго, видимо самостоятелно тясно разклонение от главната зона с посока 160º, разположено косо спрямо основния тренд, може да бъде очертано между СЗ от с. Чучулига до новоустановеното тяло при Маджарово. Разклонението е с дължина около 6,5 km и се маркира по множество линейно подредени в същото направление неголеми щоковидни тела или еродирани на неково ниво канали от състава на комплекса. Следва да се отбележи, че в Обяснителните записки към някои картни листове в М 1:50 000 за района тялото при Маджарово се обвързва с изолирана и твърде отдалечена проява, разположена на територията на к. л. Ивайловград (М 1:50 000).

Главната зона включва серия линейно подредени, преобладаващо удължени по простиранието, но и косо разположени лещовидни, щоковидни, дайкоподобни тела или понякога значителни по размери тела с неправилна форма. Най-големите от тях са установени в района на селата Планинец и Старинско. Удължени дайкоподобни тела със субекваториална ориентация са съсредоточени в района на селата Дисевица и Белополци.

Контактите на телата са обикновено 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. В отделни локалитети, напр. по шосето СЗ от с. Старинско в риолитите се наблюдава субхоризонтална флуидалност и напречна призматична напуканост, което може да бъде указание за наличие на къси лавови потоци, но е възможно да се касае за ерозионен срез в апикалните части на застинали под повърхността криптокуполни структури. Едно от указанията за това е липсата на характерното („мантийно”) брекчиране в панцерните и периферните им части. Преобладава мнението, че телата по зоната са с изцяло субвулкански характер, но ситуацията в нейния ЗСЗ фланг (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) не е в потвърждение на това становище.

Екструзивният тип на някои от телата по Планинецката зона е доказан по наличие на пирокластика, съдържаща ювенилни лапилни риолитови късове и просичаща се от удължени канали, вместващи тела с идентичен състав, както и перлитите, свързани с тях. Перлитите изграждат и самостоятелни тела със сходна морфология.
Ареал на късния базичен вулканизъм. Под наименованието „ареа на финалния базичен вулканизъм” структурата е обособена за първи път от Йорданов в: Саров и др. (2002ф). Ареалът обхваща пространството на развитие на разсеяни или групирани олигоценски базични тела с мантиен произход, описани за първи път 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 дефиниция произтича от „отворената”, не строго ограничена площ на разпространение, както и от относителната липса на закономерност в разпределението на телата, отнесени към съответния комплекс.

Ареалът (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. Телата при с. Орешино са феноандезитови по състав и не се вписват в определящите характеристики на комплекса, поради което отнасянето им към неговата принадлежност е условно.

Ширината на зоната 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 щоковидни субвулкански тела.

В регионален план телата на комплекса на късния базичен вулканизъм се разполагат предимно в ядрените участъци и по-рядко по периферията на Кесебирската и Белоречката подутина. В изследваната територия две неголеми тела от Планинецкия тип базалти се разполагат в долината на Соколарска река (южната периферия на картния лист), пространствено привързани и просичащи голямото риолитово тяло западно от с. Планинец. Аналогични са взаимоотношенията и с новоустановените тела от двата комплекса над стената на хвостохранилището при Маджарово. Тези взаимоотношения са в съответствие със становището на Marchev et al. (1997), които приемат, че Родопските алкални базалти от зоната са „тясно свързани с най-младия фелзитов риолитов вулканизъм в Източните Родопи”. По наличието на ксенолити от мантийни перидотити, кумулати и метаморфни скали от фундамента в алкалните базалти и лампрофировите дайки Marchev et al. (2006) предполагат, че в ареала на разпространението си телата маркират пластинообразни ултрабазични или базични плутони, внедрени на границата между кората и горната мантия. Според тях същите са разположени под метаморфните ядрени комплекси на Белоречката и Кесебирската подутина.

5.3.4.2. Разломни структури

Освен компресионните (навлачни) и екстензионни зони на срязване с крехкопластичен характер, на територията на картния лист са представени още разломи на отделяне с крехък характер, маркиращи най-ранните етапи от залагането на Източнородопското комплексно понижение и разломи с разседен характер, групирани според направлението си в няколко основни системи.
Разломи на отделяне с крехък характер. Те обрамчват периферията на екстензионните подутини и представляват конседиментационни, най-често полегати срязвания, предопределящи залагането на Крумовградското съставно понижение на ларамийския (R₁¹) етап. В отделни техни участъци са налице данни за регенерацията им на по-късен етап, осъществен след отлагането на Подрумченската свита. Типични представители на структурите от втория тип са т. нар. тук Марешнишки и Мечоухски разлом.

Марешнишки разлом. Наименован е на р. Марешница, просичаща неподелените седименти на Крумовградската група от основата на Горноселското понижение и разположените в близост скали от метаморфната рамка по северната периферия на Белоречката подутина. Следи се от района на селата Долноселци и Горноселци до източно от с. Чучулига. Конфигурацията на разломната линия е неправилна, силно повиваща в план, предопределено от субпаралелното разположение и очевидно обточваща елементите на фолиационните плоскости в цокъла. Локално установените полегати до средностръмни (15–45º) наклони на структурата към вътрешността на понижението са близки по стойности с тези на фолиацията в обрамчващите и подстилащите го скали от Белоречката и Мандришката литотектонска единица. По самите тектонски повърхнини в зони с дебелина до няколко метра се наблюдава най-често тектонско брекчиране, стриване и ожелезняване. В самата река западно от с. Горноселци са установени набор от серпентенитови плаки със серия брекчирани плоскости по долните повърхнини (S_R 5/40º), съпроводени със стриване. На около 3 km ЮЮЗ от селото разломът на отделяне е с елементи S_R 340/15º и е проявен в стриване и ожелезняване между хлоритови шисти и уплътнени кластподдържани (допирен тип) брекчи от хлорит-мусковитови шисти в основата на Крумовградската група. Разломът западно от самото село е разположен между долнището на мраморна пластина и тектонизирани гнайси и е съпроводен от интензивна катаклаза и брекчиране по плоскост S_R 280/45º.

Освен като разлом на отделяне, по по-голямото си протежение в западната си част Марешнишкият разлом е с характер на полегат разлом на отлепване, за което свидетелства наличието на големи ненарушени и издържани в пространството мраморни плаки с километрови размери, вложени на различни нива всред грубокластичните седименти на Крумовградската група.

Мечоухски разлом. Структурата е наименована на с. Мечо ухо. Установена е в локално разкритие на около 3 km ЮИ от селото. Представлява западаща на ССЗ разломна плоскост с S_R 335/25–30º, изразяваща се в тектонско брекчиране, стриване и избеляване по дебела до 2–3 m крехка зона на отделяне. Разломът предестинира акумулацията на новоустановени за конкретната площ брекчи на Крумовградската група, разполагащи се върху затъващи на север зелени скали от състава на Мандришката литотектонска единица. Типът на структурата и взаимоотношенията на най-старите палеогенски скали с подложката са свидетелство за характера и механизма на процесите по периферията на Белоречката подутина, интерпретирани в раздел 4.
Разломи с разседен характер. Тази основна група разломи е свързана с по-късни етапи на крехки деформации. Повечето от тях са самостоятелни или групирани в неиздържани снопове, съсредоточени най-вече в окрайните части на пониженията и скалите от рамката. Този тип структури, оформящи различни по размери и най-често напречно разположени спрямо периферията на подутината блокове, са свидетелство за късни и вероятно поетапно проявени емерзионни импулси в цокъла. Сноповете са с преобладаващо СЗ–ЮИ, СИ–ЮЗ и субекваториално направление. Разломите от първата система (140–150º) са установени по западната периферия на Маджаровския вулкан (най-общо източно от с. Бряговец), между селата Черничино и Малко Попово, СИ от с. Чучулига и южно от с. Горноселци. Към същата система следва да бъде отнесен разседът източно от вр. Черковна могила, извеждащ на повърхността в североизточния си издигнат блок ортогнайси от ядрото на Белоречката подутина, както и Планинецкият разлом с пропаднал ЮЗ блок, развит по СИ периферия на двете големи риолитови тела от Планинецкия вулкански комплекс в района СЗ от едноименното село.

Системата със СИ–ЮЗ (40–60º) направление е по-добре изявено западно и източно от с. Сеноклас, както и в района на с. Горноселци.

Към субекваториалната система се отнасят разломите, оформящи дълбоко вдадените на запад блокове от кристалинната рамка по западната периферия на подутината в района на селата Дисевица и Падало. Главната структура от тази система на картния лист е Черничинският разлом, както и разломът, разположен северно от с. Сеноклас.

Черничински разлом. Структурата e установена при най-ранните проучвания в района (Афанасьева и др., 1953ф; Мазников и др., 1980ф, и др). Представлява изтеглен в субекваториална посока разсед с пропаднал северен блок, следящ се в продължеиие на над 10 km от района източно от с. Кожухарци до около 1 km ЮИ от с. Малко Попово. В западния си фланг разседът е и южен ограничителен контур на голям клиновиден грабен, изпълнен от седиментите на Подрумченската свита и отчасти на подстилащата ги Крумовградска група в зоната на Мечоухския разлом. В източна посока по него в кристалинната рамка от север опират последователно скали на пирокластично-варовиковата задруга (Кърджалийска вулкано-седиментна група), Малкопоповската свита (при с. Черничино) и Менекенските латити от южната периферия на Маджаровския вулкан. Предполагаемата амплитуда на пропадане надхвърля 200 m. Трасето на разлома е усложнено и накъсано от множество напречно или косо ориентирани, гъсто разположени и най-вероятно синхронни с главното пропадане разседи, по които западно от с. Черничино е оформена серия от тесни хорстове и грабени. Интерес представлява напречно разположеният разлом в източния фланг на структурата, отделящ хорнфелзи(?) от непосредствената рамка на Чучулигинската интрузия и палеогенски седименти. Разломът се маркира по зона от локално вторични брекчирани тънкоивичести силно уплътнени милонити с S_R 80/50º, непосредствено източно от която се разкриват червените брекчоконгломерати на Подрумченската свита.

Изтегляне 2.18 Mb.

Сподели с приятели:

1 ... 16 17 18 19 20 21 22 23 24