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

Тектонски строеж на неозойската покривка

Изтегляне 2.56 Mb.

страница	18/21
Дата	26.07.2017
Размер	2.56 Mb.
	#26573
Тип	Задача

1 ... 13 14 15 16 17 18 19 20 21

5.3. Тектонски строеж на неозойската покривка

В строежа на неозойската покривка в пределите на картния лист са обхванати само части от палеогенското Източнородопско комплексно понижение.

5.3.1. Подходи при тектонското райониране на палеогенската покривка

Подходите на тектонското райониране, разработени от Йорданов (1999а,b) и Yordanov (2002), са заложени в доразвит вид в схемата на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структури в Източните Родопи (фиг. 20).

При тектонското райониране, отразено на геоложката карта и обяснителната записка към нея, е възприет терминологичен подход, по-различен от използвания в по-рано издадените карти и обяснителни записки. Терминът „структурна зона” (респ. „подзона”), употребяван в традиционния си по-широк обем, тук е заменен с по-неутрални понятия като „структура”, „част” или „участък”. Промяната е мотивирана от по-тесния смисъл, който понястоящем (при тектонското райониране на Алпийските и Карпатските терени) се влага в термина „зона”, касаещ регионални структури с определен по-висок ранг.

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 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. 9). 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. 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 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. 9). 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. Източнородопско комплексно понижение

В понижението са обособени структури от началото на алпийското развитие на областта, както и такива от по-късните му етапи. Последните са обособени в три

Фиг. 20. 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) и НП – Ненковско понижение (западна 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; ТВТС – Татаревска вулкано-тектонска структура; ХП – Хайкънско понижение; ЗВТС – Звезделска вулкано-тектонска структура; ГИП – Горскоизворско понижение; ИРР – Източнородопски риф

второразрядни структури. От тях в пределите на картния лист са застъпени части от Североизточнородопското понижение.

5.3.2.1. Понижения от ранното развитие на областта

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

Понижението е фрагментирано, но като цяло има нов, несъвпадащ контур и пълнеж в ареала на разпространение спрямо подстилащото го Крумовградско, по отношение на което се явява наложено.

Понижението се маркира по разпространението и се запълва от материалите на Ивановската група и основно – от скалите на Подрумченската свита. Заложено е на етапа R₂¹. В състава му могат да се отделят редица частни понижения от по-нисък ред. На територията на картния лист съхранени фрагменти на повърхността се разполагат директно върху североизточната периферия на Централнородопската подутина като различно широка накъсана ивица със СЗ–ЮИ посока и дължина около 10 km, следяща се между селата Планинско и Малко Крушево. Седименти на Подрумченската свита оформят западния борд на Боровишкия грабен южно от яз. Кърджали, а малко изолирано вътрешнопланинско понижение с размери 0,2–0,5 km се разполага източно от с. Песнопой.

5.3.2.2. Североизточнородопско понижение

Североизточнородопското понижение (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, Боровишката и Татаревската вулкано-тектонска структура. В по-регионален план по периферията с кристалинните бордове и по изключение в ядките на позитивни структури с централно разположение се маркират откъслечни площи, отнасящи се към обхвата на по-ранните Крумовградско и Припекско съставно понижение.

Второразрядната структура 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 (к. л. Искра – М 1:50 000). Югоизточният ù фланг се маркира по центриклинално оформена зона, отново тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче или зоната на Авренския разлом (к. л. Крумовград – М 1:50 000). Второразрядното понижение не бива да бъде съпоставяно със „Североизточнородопско понижение” (Боянов и др., 1995) и само отчасти отговаря на т. нар. Североизточнородопска зона (Boyanov, Goranov, 2001).

В обхвата на понижението се отделят четири части – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист са застъпени фрагменти от централната и северозападната част на СИРП.
Централна част. Като цяло тази част е сравнително изометрична (25 х 27 km). За нея е характерен относително най-висок стил на нагънатост, следящ генералната ориентация и свързан с етапа на троговото заложение (R₂³). Самата тя може да се подели на три паралелни участъка, маркирани по СИ и ЮЗ клонове на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, както и един разделителен (централен), оформен по разположението на издигнати, осушени по време на залагането и незасегнати от вулкански прояви структури. Централният участък включва и напречно разположен между тях ръкав, свързващ двата паралелни клона на вулкано-седиментния трог между селата Каблешково и Пчеларово (к. л. Николово – М 1:50 000).

Северозападната граница на централната част на СИРП се маркира по външния, най-често тектонски обусловен контур на разпространение на продуктите от докалдерния и син-посткалдерен етап от развитието на наложената Боровишка вулкано-тектонска структура (северозападна част). Като най-общо югоизточно разположена ограничителна линия се възприема коляновидно прегънатото трасе на Кърджалийския разлом, разделящ я от североизточната част на второразрядното Момчилградско понижение и западната – Звинишка част на Звинишко-Ибреджекската комплексна структура.

В пределите на картния лист в пространството на централната част попадат две треторазрядни единици – Ранилисткото понижение и Леново-Крумовградският вулкано-седиментен трог, както и фрагмент от „трансзоналната” Кърджалийска депресия. В същите граници е обособено и Ненковското понижение, запълнено от дистални продукти на отлагане, свързани с проявите на Нановишкия вулкан. Условно неговата характеристика също се прави при описанието на централната част на СИРП.
Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999b). Новото наименование се предлага при настоящите изследвания. В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска в основата) седиментация на теригенния комплекс. Залагането на треторазрядната структура се осъществява на ранноилирския R₂²етап. На територията на картния лист малки фрагменти от нея са установени в западните части на Боровишкия грабен южно от яз. Кърджали, както и в един съвсем малък локалитет, разположен между селата Тухла и Две тополи.
Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог. Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф, 2002ф). Новото наименование (споменато още при първоначалната дефиниция), се прилага за първи път при настоящите изследвания. Това мащабно съоръжение се залага на етапа R₂³, окачествяван често като времето на илирския преврат.

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 в неговите рамки. Вън от неговия периметър много рядко присъстват вулкански прояви от етапа на залагане.

Структурата се разполага предимно върху части от Ранилисткото понижение или директно върху метаморфния фундамент, като в много случаи се обрамчва от горноеоценски рифови постройки с преобладаващо бариерен характер и се изпълва от материалите на Свободиновската вулкано-седиментна група.

Трогът е с асиметрично сечение и неправилна в план, подчертано удължена в СЗ–ЮИ посока (~135º) форма. В най-общи линии заема пространството между с. Леново (к. л. Искра – М 1:50 000) и Крумовград (околностите на селата Пелин, Перуника и Чал). Дължината му между указаните селища е около 74 km.

Бариерните рифови постройки, обрушени и преотложени в олистостромата от основата на изпълващата го вулкано-седиментна единица, маркират зоната на колапса, регресия на приабонския басейн към новозаложената структура, редуциране в рамките на трога и разливането му в южна посока (Бенковско понижение – к. л. Златоград и картни листове Джебел и Кирково – М 1:50 000), преодолявайки Кърджалийския праг (Йорданов, 1999b) в района между с. Седловина и Рибиновското издигане (к. л. Кърджали – М 1:50 000).

По време на етапа на залагане в рамките на описваната структура се оформят два ясно обособени клона – североизточен и югозападен, свързани помежду си с напречно разположения Средневски ръкав (к. л. Николово – М 1:50 000). В обхвата на к. л. Комунига попадат части от северозападния фланг на югозападното трогово разклонение.

Югозападен клон с Войновска вулкано-тектонска структура. Разполага се ЮЗ от централния разделителен участък, оформена по разположението на Габровското антиклинално подуване, Солищенското подуване и Средневския ръкав (к. л. Николово – М 1:50 000), посредством който структурата кореспондира със субпаралелно разположения североизточен клон на трога. Вулканските продукти, изпълващи разширяващия се в северозападна посока фланг на структурата, се следят от района западно от с. Шипка (откъдето прехвърлят границите на изследвания район) до северозападно от Кърджали (к. л. Кърджали – М 1:50 000). Дължината на този участък е 32 km, при ширина средно 14 km. СЗ фланг на структурата остава скрит под Боровишката калдера.
Войновска вулкано-тектонска структура. Под това наименование структурата се формулира за първи път тук. Към нея са отнесени всички вулкански прояви с преимуществено късноеоценска възраст, генерирани в югозападния клон на трога и предхождащи ранните, докалдерни олигоценски етапи от залагането и развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура. Наличните данни са недостатъчни за реконструкцията на евентуалния главен вулкански център или съвкупност от апарати. Многоетапното развитие се определя предимно по обособените градивни вулкански постройки, които са по-локални, относително малки по размери и интензитет и сравнително отличаващи се по типа и химизма на продуктите си. Повечето от тях маркират антидромен ход на развитие на главната структура (Р. Иванов, 1963).
Рибнодолски вулкан. Под това наименование тук обозначаваме цялото пространство от югозападния фланг на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог, разположено на запад от меридиана на с. Средска и СЗ от Бездивенския вулкан, заето от скалите на Рибнoдолския вулкански подкомплекс. Както при настоящите, така и при предшестващите изследвания на тази значителна площ не са установени главни (първостепенни) вулкански центрове, а само незначителни по размери и обем на запълващите ги продукти канали. Основното количество пирокластика от началните експлозивни фази се разполага преимуществено в основата на вулкана (източно, южно, западно от с. Войново и в района на с. Рибни дол). Над тях се следва дебела над 800 m, а вероятно и повече серия от потоци и покрови лавобрекчи и лави с андезитов до латитов състав, съпътствани и последвани от нови процеси на експлозивна дейност. Обемът на лавовите продукти е толкова голям, че по южната периферия на вулкана от с. Русалско в западна посока те прехвърлят троговите рамки и се разливат директно върху кристалинната подложка (Йорданов в: Саров и др., 2002ф). Фронтовете на лавовите потоци избутват и акумулират в челата си натрошена, подобна на филц фракция от катаклазирани при придвижването или елувиално дезинтегрирани скали на фундамента (с. Русалско).

Кадънските шошонити изграждат издържани или разпокъсани вулкански потоци и покрови, които не са обвързани със самостоятелна вулканска структура, а маркират самостоятелен етап от антидромното развитие на Рибнодолската структура. Разположението им указва за наличие на канали, разположени под Боровишкия калдерен комплекс.

Яворовски вулкан. Структурата е обособена от В. Георгиев и др. (1996ф) с основно развитие на югоизток, поради което подробна характеристика се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000. В изследваната територия попадат нейните северозападни отдели, изградени от преимуществено покровно разляти лавобрекчи и лави със среднокисел състав, идентични по вид и състав и прехождащи в западна посока (около селата Копитник и Средска) в продуктите на Рибнодолския вулкан.
Женденски вулкан. Това е малка разкъсана постройка с локален характер (изолиран пробод), продуцираща агломератови туфи, лавобрекчи и къси лавови потоци от абсарокити. Евентуални канали се очертават при с. Небеска. Скалите просичат материалите на Рибнодолския вулкански комплекс и са един от критериите за определяне на антидромния ход на вулканската дейност в района.
Бездивенски вулкан. Вулканът представлява самостоятелна структура, чийто продукти се разполагат директно върху скалите на Лисичарската и Пъдарската свита, т. е. върху свободно от по-ранни приабонски вулкански прояви пространство. Представлява стратифицирана постройка с централен тип симетрия. Главният вулкански апарат изгражда едноименния връх. Проводящият канал се маркира по червени оксидирани лавобрекчи и продуцира дълъг около 1,5 km, разлят в източна посока лавов поток. Периферно разположени и преобладаващо линейно удължени в посока 110º паразитни канали с некоподобен характер изграждат върховете Казанлък и Юмуркая. Малък нек с овална форма е набелязан ЮЗ от с. Ненково. Лавовите продукти са с изотопно датирана рупелска възраст. Експлозивната фаза, предхождаща ефузията, е примесена с епикластика, а по взаимоотношенията с подстилащите и покриващите я скали за нея се възприема приабонска възраст.

На малко по-отдалечен във времето етап вулканът се активизира отново, продукт на което са некоподобните секущи тела от латити.

Кърджалийска депресия със Зимовински вулкан (към ЗИКС) – западни дистални участъци на отлагане. Това е наложена „трансзонална” структура, чиито характеристики са посочени от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф; 2005ф). Пълнежът ù се отъждествява с разпространението на Кърджалийската вулкано-седиментна група. Маркира се по западните дистални зони на отлагане на потоци кисела пирокластика, свързани с пароксизма на Зимовинския вулкан (от източната – Звинишка част на Звинишко-Ибреджекската комплексна структура). На територията на картния лист пирокластити от състава на Кърджалийската група прослояват в горните отдели или припокриват тефротурбидитната седиментация в Боровишкия грабен.

Скалите на групата се припокриват от Чифлишкия вулкански подкомплекс (Ненковско понижение) по двата бряга на р. Боровица между северно от с. Ненково до вливането и в яз. Кърджали.

Структурата отразява приблизително новите граници на трансформирания на раннопиренейския етап R₃¹ олигоценски басейн, свързани с денивелачни процеси по южния борд на Момчилградската депресия. Басейнът се отдръпва на север и завладява значителна част от бордовете ù, представляващи до момента континентална суша. На територията на картния лист това значимо тектонско събитие се маркира по преобладаващо размивната, регресивна по същество граница в основата на Ангелвойводска свита.

Освен указания при описанието на единицата ареал на разпространение, напълно сходна асоциация от груботеригенни скали и варовици, прослояващи се от кисели туфи е установена при разклона на пътя за с. Планинско на к. л. Давидково (М 1:50 000), до самата западна граница на изследвания район.

Киселите туфи, подстилащи и прослояващи скалите на Безводенските латити, са отнесени с известна условност към състава на Ангел войводската свита и респективно – към периметъра на депресията. Тези взаимоотношения обаче отговарят на описаното от Горанов (в: Боянов и др., 1995) в типовия разрез зацепване със среднокисели продукти от началните, докалдерни етапи от развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура. Същите взаимоотношения индикират времето, а възможно и връзката между двете събития.
Ненковско понижение. Структурата се отделя при настоящите изследвания. Заема пространството между района на селата Багра и Скална глава от изток (к. л. Николово – М 1:50 000) до ЮИ от с. Висока и ивицата по десния бряг на р. Боровица, разположена между северно от с. Ненково и околностите на вр. Каратепе. Изпълва се от скали на варовиково-пирокластичната задруга – западни дистални зони на отлагане, свързани с пароксизма на Чифлишкия етап от развитието на Нановишкия вулкан. Макар и понастоящем с изолирано разположение, първоначално структурата вероятно е кореспондирала със западните части на Високополянското понижение от околностите на Кърджали.
Северозападна част. В регионален план към северозападната част на СИРП са включени целите пространства или фрагменти от редица треторазрядни единици.От тях в рамките на картния лист са обхванати само части от ЮИ и южна периферия на Боровишката вулкано-тектонска структура.
Боровишка вулкано-тектонска структура. Като „Боровишка вулкано-тектонска депресия” е въведена за първи път от Р. Иванов (1972). Според автора тя включва „всички елементи от вулканските апарати на терциерния вулканизъм в Боровишкото понижение” (Р. Иванов, 1960).

Според Yordanov (2002) това е късна, наложена на един раннопиренейски (R₃²) етап структурна единица от трети ред, към състава на която не следва да бъдат причислявани приабонските вулкани, чието залагане се е осъществило под контрола на вулкано-седиментния трог.

В развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура се очертават три ясно обособени етапа (Р. Иванов, 1972): докалдерен (или „докалдерен комплекс” по същия автор); калдерен (или „калдерен комплекс”, отъждествяван с т. нар. задруга на втори кисел вулканизъм в района) и следкалдерен (или „следкалдерен процес”).
Към докалдерното развитие на Боровишката вулкано-тектонска структура в проучения район спадат две вулкански прояви (подетапи), най-вероятно привързани към самостоятелни вулкански постройки, чиито центрове са били разположени под съвременните очертания на Боровишката калдера и са покрити от син-посткалдерния пълнеж.

Характеристиките и разпространението на продуктите на Безводенския вулкан са изложени при описанието на съответния вулкански подкомплекс в раздел 4.1.

Брястовски вулкан (Yanev, Pecskay, 1997). Това е един от големите олигоценски вулкани в Източните Родопи. Основното му разпространение на повърхността е между селата Новаково (к. л. Искра – М 1:50 000) и Хасковски минерални бани (к. л. Сусам – М 1:50 000) на изток. По наши данни към неговия периметър с известна условност следва да се отнесат Комунишкият тип латити (Геоложка карта на България в М 1:100 000 – к. л. Искра) от района на селата Комунига и Ангел войвода, както и отделените при настоящите проучвания Плавовишки латити с близки до ултракалиевия тип характеристики, разположени в околността на с. Плавовица. В еволюцията на вулкана се отделят няколко етапа (Yanev, Pecskay, 1997). Подробно описание на Брястовския вулкан се прави в Обяснителните записки към картни листове Сусам и Искра – М 1:50 000.

В североизточния ъгъл на к. л. Комунига е представен малък фрагмент от вулканска постройка, привързана към югоизточните вътрешни периферни зони на Боровишката калдера. На повърхността не са установени вулкански центрове, които вероятно остават скрити под скалите на теригенно-туфозната и туфозната задруга. Едропорфирните латити покриват долния дребнопорфирен покров, като е спазена трайната тенденция за разтичане със стръмни наклони към вътрешността на калдерата. Не е изключено да се касае за вторично тектонски обусловени и изведени от първоначалното си разположение структури, преработени при калдерното пропадане.

Син-посткалдерно развитие. С този етап се обвързва генерирането на големи маси кисела пирокластика и последвалото внедряване на многобройни и сравнително разнородни по състав лавови тела, съсредоточени изцяло в обхвата на Боровишката калдера.

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 от Янев (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.
Посткалдерни тензионни снопове. Най-късните етапи от развитието на магматизма в Източнородопския регион и Боровишкия район в частност са отнасяни към „горна ефузия на андезитите и латитите” и „горна ефузия на едропорфирните риодацити и риолити” (Р. Иванов, 1960; Боянов, Маврудчиев, 1961). Боянов, Маврудчиев (1961) обособяват и описват за първи път Пилашевския дайков сноп (к. л. Сусам – М 1:50 000). Р. Иванов (1972) отнася към „следкалдерния процес” от развитието на Боровишката структура няколко субпаралелни дайкови снопа от вътрешността на депресията – Боровишки, Тримогилски, Шаренноски, както и „дайково-разломна система с посока 20–30º, разполагаща се между тялото при с. Шарен нос през Тримогилския дайков възел до към с. Новаково.

Тримогилски сноп. Снопът е с генерална изток–западна ориентация. Следи се от северно от вр. Казанлъка (ССЗ от с. Комунига) през вр. Олукбаши, с. Три могили до западно от вр. Шиловата чука, откъдето напуска границите на изследвания район. Дължината му в пределите на картния лист е 18 km, при максимална широчина 1 km. Към него са отнесени няколко дайки с посока 100–120º от района СЗ от с. Стоянова махала, евентуално принадлежащи към състава на т. нар. Боровишки сноп (Р. Иванов, 1972). В строежа му участват субекваториално удължени тела от средно-едропорфирни трахириодацити до трахириолити, дайки от дребно-среднопорфирни риолити, както и среднокисели дайки, някои от тях с дължина до 4 km и дебелина от няколко до няколкодесетки метри.

Шаренноски сноп. Снопът е с идентична посока, субпаралелна на Тримогилския. Следи се от района източно от с. Карабекир и западно от вр. Каракаплъ до района на с. Шипка и северно от мах. Плавовица. Дължината му е около 10 km при ширина 3–4 km. В източния и западния фланг са представени групирани тела и дайки от дребно- среднопорфирни риолити, някои от които (с. Шипка) с косо СЗ–ЮИ разположение. Северно от с. Плавовица са регистрирани и среднокисели дайки, просичащи Плавовишките латити.

Табл. 6. Етапни и фазови последователности в развитието на Боровишкия калдерен комплекс

Етапи на киселия вулканизъм		Подетапи	Тип вулканска дейност		Вулкански тела и продукти		Индекс на литоединицата		Възраст (Ma)
									K-Ar (±2)	Ar-Ar
Дайков в тензионните зони			субвулканска		дайки и субвулкански тела със среднокисел и кисел състав		T		25–29,5	31,76 ±0,44
Посткалдерен		ІІ резургентен подетап: „възроден” матматизъм и резургентно подуване във фундамента	екструзивна		Йончевски трахириолитови куполи (dome cluster)		Y	?	30–32	n.d.
			субвулканска		дайки в калдерните разломи		Cdd		32,5	31,75 ±0,32
Калдерообразуващи	Калдерен	ІІ калдерно пропадане (Боровишка калдера)						Туфозна задруга (t)	–	–
		І резургентен подетап („възроден” магматизъм)	експло-зивна	субвулканска	пирокластити (tf)	Шаренноско субвулканско тяло	Sh		33,0	n.d.
				ефузивно-екструзивна		Мургенски пръстеновиден купол	M		n.d.	31,86 ±0,22
		І калдерно телескопирано пропадане (Боровишка и Мурговска калдера)							–	–
	До- и синкалдерен		експлозивна, ефузивна		игнимбрити (слабо- до силноспечени); туфи; погребани куполи;	Маденски трахидацити (извънкалдерни)	Md		33	n.d.
									34–33,5 (t)	32,16 ±0,3 (t)
					епикластити, туфити и туфи		bcg, ep		–	–

Абревиатури: T – Тримогилски вулкански подкомплекс; Y – Йончевски трахириолити; Cdd – трахидацити и трахириолити – калдерни дайки; Sh – Шаренноски трахириолити; М – Мурговски лещови трахириолити; Md – Маденски трахидацити; t – туфозна задруга; tf – туфитна задруга; bcg – брекчоконгломератна задруга, n.d. – липсват данни.

Стояновски дайков сноп. Снопът се обособява при настоящето проучване. Изграден е от ориентирани в СИ–ЮЗ посока (40–50º) дайки с кисел и среднокисел състав, съсредоточени в района западно, източно и североизточно от вр. Шиловата чука. Дължината му в рамките на проучения район е около 4 km, а широчината – до 750 m.

Равенборски сноп. Описан е за първи път при настоящите изследвания за територията на к. л. Искра (М 1:50 000). Следи се между Стоянова махала до ЮИ от с. Тополово (северния картен лист). Снопът е със ССЗ (~160º) ориентация, дължина около 6 km и непостоянна ширина. Изграден е преимуществено от тела и дайки с шошонитов състав, като в ЮЮИ фланг в същата зона са внедрени и няколко субпаралелно ориентирани кисели дайки.

Шаренприпекски сноп. Снопът е регистриран за първи път при настоящите изследвания и подробно описан в Обяснителна записка към картните листове Искра и Сусам (М 1:50 000). Ориентиран е отново в субекваториално направление, но се предполага, че в западния си фланг той повива на югозапад и се съчленява със западното продължение на Тримогилския сноп. Към Шаренприпекски сноп се отнасят двете риолитови дайки с посока 45º, разположен в самия СЗ ьгьл на картния лист.

Изброените снопове, с изключение на Шаренноския и Шаренприпекския се пресичат, съчленяват или опират по фланговете си в района на Стоянова махала. Тази зона е описана от Р. Иванов (1972) като Тримогилски дайков възел – според същия автор „сложно радиално-лъчест възел, подсказващ централен тип магмено подхранване”.

Характеристика на гънково-блоковия комплекс. В обхвата на Източнородопската структурна зона се разграничават няколко основни структурни генерации, привързани към водещи тектонски събития (Йорданов, 1996ф; Йорданов в: Саров и др., 2006ф). Установените класификационни типове гънкови и гънково-блокови структури са систематизирани в две главни генетични групи:

I – по отношение на връзката им с тектонската проява:

1. ендогенни (тектогенни) и 2. екзогенни (атектонски)

II – по отношение на седиментационните процеси в треторазрядните понижения:

1. председиментационни (по отношение на етапа R₂²);

2. синседиментационни, в това число синвулкански и синкалдерни;

3. постседиментационни.

Пълната класификация, обвързана с етапите на деформация, е изложена на табл. 3.

В пределите на картния лист са обхванати части от две по-значителни ендогенни структури от сравнително нисък тектонски стил, свързани с R₂³ – илирския структурен подетаж (или етапът на троговото заложение), както и екзогенни структури – гънки на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта в комбинация с гънки на ерозионно разтоварване, формирани на неотектонския етап (Йорданов, 1996ф).

Към първия тип се отнасят обозначените като F₂ син-постседиментационни (по отношение на теригенния комплекс и мергелно-варовиковата задруга) и синвулкански тектогенни структури – Даскаловска брахиантиклинала и Мастатепенска брахисинклинала.

Даскаловска брахиантиклинала. Структурата се разполага между селата Даскалово (к. л. Николово – М 1:50 000) и Комунига. Заема междинно положение между Габровската антиклинално подуване (източния картен лист) и евентуалното северозападно продължение на Мастатепенската синклинала. Структурата е със слабо удължена в СЗ–ЮИ (~130º) форма, дължина между указаните села 4,5 km и широчина 3,5 km. Ядрените части са изградени от скалите на Лисичарската свита (див флиш в основата на югозападния клон на трога), а крилата – от тефротурбидитната ритмична седиментация на Пъдарската свита. Структурата няма изразени периклинални участъци. От ЮИ в района на с. Дядовско тя е ограничена по разлом с посока 40º и пропаднал югоизточен блок, а от северозапад продължението ù остава скрито под ЮИ периферия на Боровишката калдера. Наклоните в крилата са преимуществено плавни (5–20º), като само западно от с. Черна нива (к. л. Комунига – М 1:50 000) се наблюдават по-трайни средностръмни (40º) наклони на юг и ЮЮЗ. От СИ и север североизточното бедро е пропаднало по разсед с посока 110º спрямо скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга, оформящи Габровската структура. Югозападното крило се явява едновременно и североизточно крило на северозападното продължение на Мастатепенската брахисинклинала с ядка, запълнена от лавобрекчи и лави на Яворовския вулкан (Рибнидолски вулкански подкомплекс). Около с. Пошево на фона на бедрото се наблюдават F₂³ гънки на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта, изразяващи се в преориентацията на структурните елементи в подстилащите седименти под удължен латитов поток.

Мастатепенската брахисинклинала. Структурата е установена от Йорданов (1996ф). Тя е с основно разположение на ЮИ и е подробно описана в Обяснителна записка към к. л. Николово (М 1:50 000). Освен латитови лавобрекчи и лавови потоци и покрови на Яворовския вулкан, в

ядката на синклиналата участват и дебело-грубослоести пясъчници на брекчоконгломерато-пясъчниковата задруга (Свободиновска вулкано-

седиментна група). Наклоните в югозападното крило, оформено отново по седиментите на Пъдарска свита от района източно от с. Боровско, са от 5–10º до 45º–60º, приразломно повлияни от разсед с посока 130º и пропаднал североизточен блок.

Боровишка грабен-брахисинклинала. Като „Чамдеренска” структурата е описана за първи път от Кацков и др. (1966ф). Касае се за палеогенското пространство, плавно асиметрично негативно прегънато при тектонската преработка на възможно първично предестиниран, клиновиден и заливовидно вдаден на юг контур, заключен между Боровишкия разсед и Халачката разломна зона.

Южните центриклинални участъци се разполагат на около 500 m СЗ от с. Халач (к. л. Ардино – М 1:50 000). Оттам шарнирът на гънката се следи на ССИ и север до района западно от с. Рибарци. Към периметъра ù условно биха могли да се отнесат и скалите по северния склон над яз. Кърджали (приблизително до паралела на с. Аврамово).

Югозападното крило е със спокойни (10–20°) наклони на ИСИ, формирано по скалите на Подрумченската свита, мергелно-варовиковата, конгломерато-пясъчниковата, блоково-валунно-брекчоконгломератната задруга и троговата седиментация. Източното крило е напълно тектонски редуцирано. Ядрото е изградено от материалите на туфо-туфитната задруга (Зимовински вулкански комплекс), разполагащи се субхоризонтално (5–10°) върху седиментите на Пъдарската свита. Съвременният строеж на Боровишката грабен-брахисинклинала вероятно е резултат на съвкупност от разнообразни събития и процеси, водещи началото си от най-ранното развитие на региона. Съвременните дизюнктивни граници на структурата са резултат на относително млада тектогенеза. Сходните като ориентация и наклони елементи на фолиацията и слоестостта по югозападната ù (вътрешна и външна) периферия са или резултат на „обличане”, или могат да се отдадат на късни емерзионни процеси в подуването на цокъла. Огъването, формирано по материалите на Свободиновската група, може да се обвърже с етапа на троговото заложение (склонови, синседиментационни гравитачни гънки на плъзгане от етапа R₂³). Слабите наклони под внушителната маса пирокластика отговарят на характеристиките на синвулканските екзогенни гънки на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта.
Екзогенни гънкови структури. Към този тип структури отнасяме плитките негативни огъвания в- и под дебелите наслаги кисела пирокластика, запълваща фрагменти от Кърджалийската депресия и наложеното Ненковско понижение. Те са широко разпространени в района на селата Ненково, Дойранци, СИ и южно от с. Висока, както и около вр. Каратепе. Структурните елементи в подстилащите високопластични седименти на Пъдарската свита неизменно следват контурите и западат с несъществени наклони към ядрените участъци, което е указание за първично вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта (F₂³– гънки).

Същевременно част от тези прегъвания по двата бряга на р. Боровица южно от паралела на с. Висока оформят тясно позитивно прегъване, чийто шарнир следва удължението на речното русло. То е дълбоко врязано и просича, размива и отнася идентични наслаги, разположени в източните и западните склонове на долината. Според нас антиформното прегъване следва да се оприличи със своеобразен удължен „структурен нос” или F₇– гънка на ерозионно разтоварване, оформена на неотектонския етап.

Табл. 7. Генетични групи и гънкови (гънково-блокови) генерации в Източнородопското 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

5.3.3. Други тектонски структури

5.3.3.1. Трансзонални тензионни зони

Според Костов (1954) определени дайки и тела от кисели вулканити от Източнородопския регион очертават сравнително тесни зони, отговарящи на регионално развити тензионни пукнатини. За първи път Р. Иванов (1960) отнася към този тип структури и дайки със среднокисел състав.
Загражденска тензионна зона. Под това наименование или като „Загражденски дайков сноп” (Р. Иванов, 1972) Р. Иванов (1960) описва повече от 100 дайки от фелзитови риолити и латити, следящи се на разстояние от около 25 km. Западният фланг на зоната е с продължение на к. л. Давидково (М 1:50 000). До района на мах. Червенушка и западно от с. Гайдарци той е с преобладаваща И–З ориентация, дължина в рамките на картния лист около 6–7 km и максимална широчина 5 km. Приблизително в този район зоната се разпада на два клона, като в североизточния клон преобладават киселите, а в южния клон – среднокиселите дайки (Р. Иванов, 1972). Те принадлежат на Загражденския вулкански комплекс.

Западният клон е изключително наситен с кисели дайки и тела от разнопорфирни до фелзитови риолити, съсредоточени в района между селата Загражден, Вълчи дол и Две тополи. Преобладават субекваториално ориентираните тела, но присъщи за тази зона са и телата със СЗ–ЮИ ориентация, показващи известно сходство с ориентацията на разположения от ЮЗ Галенитски тензионен сноп.

Североизточният клон е с генерална посока 55–60º; дължина до района североизточно от с. Войново около 12 km и непостоянна ширина. Непостоянен е и както характерът, така и вътрешната ориентировка на част от изграждащите го тела. Така за района западно от вр. Ариягидикдорсу е набелязан компактен сноп латитови дайки със субекваториална ориентация. Подобна е ориентацията на удължените или полуизометрични риолитови тела (куполи от среднопорфирни риолити) източно и северизточно от с. Костачаир. Дайките западно и СЗ от същото село са с посока 25–35º. Дайките от района северно от селата Къшла, Гайдари и Песнопой следват в общи линии североизток–югозападното удължение на клона.

Условната южна граница на южното разклонение се прокарва от района на с. Канара до Ю от с. Любино (к. л. Ардино – М 1:50 000). Дължината на клона е около 4 km.

Към Загражденска тензионна зона Р. Иванов (1972) отнася и отделените от него (Р. Иванов, 1960; Ivanov, Kopp, 1969) съответно Йолендеренска (или Малкокрушовска – Боянов, Маврудчиев, 1961) и Песнопойска интрузии с монцодиоритов до сиенодиоритов състав, считани тук за тела от типа на т. нар. бебе – гранити (Саров и др., 2005ф).

5.3.3.2. Разломни структури

Калдерни разломи. Според Р. Иванов (1972) южната периферия на Боровишката вулкано-тектонска депресия (респ. Сърнишка калдера) представлява сложна ивица от субекваториални до североизточни (в района на с. Комунига) дъговидни разломи и дайки. От описаните от същия автор структури при настоящите изследвания са потвърдени т. нар. разломно-дайков сноп Шарен нос и отчасти Планинският разлом (Р. Иванов, 1960).

Разломът Шарен нос започва между източно от едноименното село и продължава до на около 1 km северно от с. Женда. Ориентиран е в изток–западна до слабо повиваща в източния фланг на ИСИ (70º) посока. Запълнен е от издържани или лещовидно изцеждащи по фланговете средно-едропорфирни дайки или дайкоподобни тела с трахириолитов състав. Предполагаемата амплитуда на пропадане надхвърля 500 m.

По наши данни разломът продължава и на изток, като се свързва със Сърнишкия дъговиден разлом от източния фланг на Боровишката калдера (к. л. Николово – М 1:50 000). Разломът не се следи отчетливо на повърхността, а в отделни участъци липсват данни за тектонски отношения със скалите от югоизточната периферия на калдерата. В района на с. Комунига структурата е накъсана от серия разломи със СЗ–ЮИ направление.

Планинският разлом е паралелна структура, кулисообразно отместена около 500 m на юг в района северно от яз. Боровица. Маркира се единствено по внедрени по същата линия дайки и удължени тела с големи размери и аналогичен на гореописания състав. Дължината в указания участък е около 3,5–4 km, а след значително прекъсване евентуалното му продължение на запад се прокарва по идентично дайкоподобно тяло с посока 65–70º, разполагащо се на ИСИ от с. Шипка.
Други разломи. В тази съвкупност са обединени разседи, възседи и отседи, които не са свързани с калдерното развитие на Боровишката вулкано-тектонска структура.

Боровишки разлом. Разломът ограничава от запад-югозапад Боровишкия грабен, като основно е изявен като разсед. Структурата изменя посоката си от 170º до 130º. Дължината ù в пределите на картния лист около 4 km. В околностите на с. Брезен разломът се съчленява клиновидно с Халачкия субмеридионален разсед и продължава в южна посока към с. Кобиляне (к. л. Ардино – М 1:50 000).

Въпреки преобладаващото стръмно западане на южния картен лист има индикации за съгласно с фолиацията в рамката скъсване между западащите под ъгъл 40° на североизток финоплочести биотитови гнайси и червения брекчоконгломерат на Подрумченската свита в тясна зона на тектонска преработка.

Макар и оформена на по-късен етап, описаната структура най-вероятно се отнася към серията отлепващи (съгласни на фолиационните повърхнини и на границата на две разнородни среди) нарушения със средностръмни (50–60°) наклони, установени от Йорданов (в: Саров и др., 1999ф) за района на с. Долно Прахово (к. л. Ардино – М 1:50 000). Тук е налице серия от крехки североизточни пластинообразни пропадания, съпроводени от харнишови повърхнини, активна катаклаза, милонитизация, почти повсеместно проявена хидротермална минерализация, обвързани с поредица неуточнени етапи на емерзионни импулси.

Халачка разломна зона. Зоната е с основно развитие на юг и е охарактеризирана сравнително подробно в Обяснителната записка към к. л. Ардино – М 1:50 000. В този район тя съкращава едностранно от изток почти целия палеогенски разрез в Боровишкия грабен до туфо-туфитната задруга на Зимовинския вулкански комплекс. Предполагаемата амплитуда на стъпаловидно пропадане на места надхвърля 500 m. Зоната се характеризира с изключително силна тектонска преработка и интензивна хидротермална дейност. В източна посока са регистрирани паралелни, в т. ч. площни промени.

Вероятното северно продължение на Халачката разломна зона в шкарпа на пътя по левия бряг на р. Боровица ЮЗ от с. Висока е означено като Халачки възсед. Структурата представлява трансформиран разсед с издигнат и придвижен на запад източен блок, изграден от скалите на Пъдарската свита (So 310/30º) и съгласно разполагащи се върху тях резедави масивни пирокластити от пачката на киселите витрокластични туфи (туфо-туфитна задруга – Зимовински вулкански комплекс). Същите туфи изграждат западния блок. Амплитудата на възсядане вероятно не превишава първите десетки метри. Елементите на самата разломна плоскост са 120/70º. Зоната на влияние е широка 5 m, изразена в стриване до тектонска глина, катаклаза и избелване.

На територията на картния лист СЗ от с. Рибарци Халачката разломна зона се разклонява в миндаловиден сноп, съчленяващ се в северна посока вероятно при устието на р. Боровица.

Разседът западно от с. Войново или т. нар. тук Тремнишки разсед е с елементи на западане 330/55º, по който латитов поток във висящия блок е пропаднал с неясна амплитуда спрямо подстилащи го агломератови туфи и лавобрекчи с аналогичен състав. Зоната е съпътствана от харниши, в част от които се наблюдават и щриховка със субхоризонтално разположение, стриване, катаклаза и ожелезняване. Вероятното продължение на тази линия е до района на с. Небеска, а взаимоотношенията на разнообразните по състав и принадлежност скали в двата блока показват сравнително слаб интензитет на придвижването.

Високски възсед (Йорданов в: Саров и др., 2002ф). Той е с посока 120º и средни наклони 60–70º, по който пирокластити и латитови лави на Яворовския вулкан възсядат на ЮЗ скали от състава на Кърджалийската вулкано-седиментна група и основно туфи от варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишки вулкански подкомплекс), изпълващи Ненковското понижение. Следи се в продължение на 2,5 km между южно от с. Висока до южно от с. Илиница (к. л. Николово – М 1:50 000). Амплитудата на възсядане превишава 300 m.

На около 500 m ЮЗ от с. Висока Халачкият, а вероятно и Високският възсед опират в по-късна, ограничаващата ги от север добре изразена тясна зона от дясноотседни плоскости с посока 70º и наклони 80º на ЮЮИ. Щриховките по харнишовите повърхнини са субхоризонтални до наклонени под ъгъл 10º на ИСИ.

В регионален план вероятната причина за възникването и ориентацията на изключително дясноотседните смествания от изследвания район са коментирани в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000.

Изтегляне 2.56 Mb.

Сподели с приятели:

1 ... 13 14 15 16 17 18 19 20 21