Момчилградска структурно-тектонска зона

5.1.3.2. Момчилградска структурно-тектонска зона

Зоната има генерално СИ–ЮЗ (55º) направление, почти напречно разположена под ъгъл 85º спрямо структурите от СИРСТЗ. Общата ù дължина е около 55 km. Напречната ширина е непостоянна, като достига 34 km.

В единицата също са обособени три подзони: североизточна, централна и югозападна. В рамките на изследваната площ са представени части от североизточната и централна подзона.
Североизточна подзона. Подзоната е със субекваториална ориентация и обща дължина 38 km. На запад тя включва пространството между Кърджалийския разлом от север и западното мислено продължение на Момчилград-Джанковската крипторуптура от юг, по която се отделя от централната подзона на второразрядната структура. В тази си част тя е широка около 13 km. Приблизително толкова е ширината ù и в пределите на изследваната площ, заключена между северната периферия от централните участъци на Нановишкия вулкан и упоменатата крипторуптура.
Съставни единици. Като цяло в строежа на подзоната участват две треторазрядни единици – значителна площ от обширната Кърджалийска депресия, както и целият периметър на Нановишката магматогенна полукръгова структура. В рамките на картния лист са застъпени само представителни части от центъра, северната и източна периферия на „Нановица”.
Нановишка магмопроводяща полукръгова структура. Пиринейският стадий в Източнородопската комплексна депресия може да бъде определен като стадий на относително синхронно генерираните вулкански и вулкано-тектонски кръгови структури. Наред с Боровишката, Маджаровската и Сушицката (Кушленската), Нановишката структура е най-забележителният, внушителен и класически представител на структурите от своя клас.

Различни нейни части са описвани като: „Нановишко понижение” (Костадинов и др., 1957ф; Горанов и др., 1995); „Нановишка калдера” като северна част от „Стръмниридската вулкано-куполна структура” (Вапцаров, 1983; Кацков и др., 1990, и др.); „Нановишки стратовулкан, преобразуван в калдера” (Саров и др., 1996ф); „Поточарски вулкански район” (Георгиев и др., 1997ф); „Нановишка депресия” (Саров и др., 1996ф; Георгиев и др. 1998ф). Като пример за магмени структури се споменава в Кацков и др. (1990). Структурата е „възродена” при ревизионните проучвания на Йорданов, С. Герджиков (в: Саров и др., 2002ф).

В регионален план отделни части от нея са отнасяни към Ардинската вулканска ивица или Кърджалийския разлом (напр. Янев и др., 1968), Дамбалъшки и Светиилийски вулкан от Момчилград-Ардинския вулкански район (Харковска, 1998; Moskovski et al., 2004) или Звездел-Крумовградска вулкано-тектонска структура (Boyanov, Goranov, 2001). Йосифов (1991) обединява “Звездел-Пчелоядската, Крумовградската (Иран тепе) и Нановишката кръгова структура в единен, т. нар. Звездел-Крумовградски магмен център.

Полукръговият (полуелиптичен) характер на структурата се изтъква за първи път от Yordanov (2002). Приблизителният ù радиус е от порядъка на 10–12 km, което определя нейния мезоструктурен тип (Йорданов в: Саров и др., 2002ф).

Нановишката магмопроводяща полукръгова структура се възприема като сложно устроен, развиващ се във времето и пространството, единен първоразряден вулкан (вулкански масив), чиито етапни последователности генерират множество второразрядни вулкани (рангуването на вулканите е различно от това на тектонските структури). Техните продукти се схващат като съответни подкомплекси, т.е. подчинени на основната структура.

Самата структура претърпява двуетапно калдерно развитие с формиране на калдерен комплекс. Редът на генериране на тези подкомплекси и развитието на калдерния комплекс е изложен на Табл. 7.

Поради близостта на състава (андезитобазалти до андезити) и сходно време на образуване скалите на Зорнишкия подкомплекс традиционно са отнасяни към продуктите на Звезделския вулкан. При настоящите изследвания те са обособени като самостоятелен подкомплекс от обема на Нановишкия комплекс. Мотивите за това са:

1. Привързаност на материалите на подкомплекса и разположението на подхранващите канали като елемент (етап) от развитието на Нановишката магматогенна полукръгова структура. Подкомплексът обособява своеобразна сома по западния, северен и източен ръб на калдерата, докато основата на Звезделския вулкан прониква само от юг и може да се възприеме като едностранно разположена в атрио-зоната на калдерното понижение.

2. Съществена разлика в характера на продуктите на двата вулкана. Нехарактерни и неприсъщи за Звезделския вулкански комплекс са грубата пирокластика (бомбено-блокови до едроблокови туфи), развита по северната периферия на първоразрядната полукръгова структура в границите на резервата южно от яз. Студен кладенец, специфичните многократни последователни лавови импулси, продуциращи дебели серии от потоци и покрови с характерни лавобрекчи в основата на всеки от изливите, както и блоковите лавови потоци, присъщи само за Зорнишкия етап от развитието на Нановишкия вулкан.

3. Роля на Момчилград-Джанковската крипторуптура като магмоконтролираща структура. Тя се явява и северна граница на разпространение на голям брой субвулкански тела, групирани в дистална, удължена в паралелна И–З посока зона около главната постройка на Звезделския вулкан (т. нар. тук Звезделски субвулкански пръстен). Северно от нея в сходната периферна зона от етапа на Зорнишкия вулкански подкомплекс като част от Нановишкия вулкан са регистрирани само сателитни проводящи, в т. ч. линейни канали, в повечето случаи с концентрично или радиално разположение.

Предвид близките характеристики на Зорнишкия подкомплекс с директно постилащия го Рабовски вулкански подкомплекс (при относителната самостоятелност на Чифлишкия подкомплекс както по разположение на контролните магмопроводящи полудъгови крипторуптури, така и по продължителността на етапите на неговата активност) Зорнишкият етап би могъл да се възприеме като своеобразно продължение и реактивирана, макар и отчасти видоизменена дейност на началния етап от залагането на първоразрядната структура. Подкомплексите са отделени, и то само локално, от пароксизма в дейността на Чифлишкия етап.

Соколинският вулкан (к. л. Кърджали – М 1: 50 000) е самостоятелна постройка извън периметъра на полукръговата структура, но вероятно е генетично свързана с нея.

Залагането на първоразрядната уникална в много отношения структура се осъществява на раннопиринейския етап (R₃²) на пресечницата на Североизточнородопската и Момчилградската структурно-тектонска зона. Данните за строежа и развитието ù я определят като ендогенна магмена полиетапна и полифациална вулкано-тектонска мезоструктура с централен тип симетрия и концентрично-радиален строеж. Последният е твърде лесно установим, когато поредицата от вулкански центрове, примерно по Чифлишкия или Светиилийския вулкански подкомплекс, не се схващат като самостоятелни вулкани, а именно като поредица от дъгово разположени изолирани треторазрядни вулкански постройки по обединяващи ги и синхронно продуциращи ги второразрядни вулкански канали от линейно-гнездови тип. Такава идея, макар и отчасти различно интерпретирана, е заложена и в т. нар. втори модел за обвръзка на ранноолигоценските кисели вулкански центрове (Boyanov, Goranov, 2001).

Някои от каналите са независими, близо разположени в план, но вероятно със значително денивелирани в дълбочина камери, периодично и синхронно генериращи разнообразни, алтерниращи продукти. Примери за това са взаимоотношенията на лави и пирокластика, съответно към Рабовския андезитов и Чифлишкия подкомплекси в района на с. Метла, туфи на Чифлишкия и разнообразни продукти на Зорнишкия подкомплекс под вр. Здравец, с. Соколино (к. л. Кърджали – М 1:50 000) и пр.

В началните етапи от своето развитие вулкано-тектонската депресия, маркирана по долната туфитно-туфозна пачка, постилаща материалите на Рабовския етап, има значително по-широко разпространение.

Макар и с голяма доза условност, тук не се изключва възможността за първоначално единен, свързан с разположения в основата на Маджаровския вулкан ранноолигоценски басейн, което предполага относително синхронна активизация.

Основните центрове на вулканизма са обвързани със заложението на полукръговата структура от север, с главен кратер в района на с. Студен кладенец. Кратерът е установен при настоящето проучване. Той е почти изцяло съхранен и понастоящем представлява обширна заравнена котловина с елиптична, слабо изтеглена в СИ–ЮЗ посока форма, дължина около 1,5 km и широчина до 750 m. От северозапад е обточен от стръмно западащи под ъгъл 60º към центъра разслоени лавобрекчи. От североизток е обграден от призматично напукани субвертикални канали. По цялата си южна и северозападна периферия структурата е обкръжена от множество куполи, а югозападните и централни части са изпълнени от поток блокови лави, отнасящи се към Зорнишкия етап от развитието на масива. По периферията западно от с. Студен кладенец нарастват рифови постройки, размитата кластика от които е главна съставка от пълнежа на пясъчниково-конгломератната задруга в източните склонове на първоразрядната структура.

В района на с. Рабово са съсредоточени множество стволове на подхранващи канали и най-вече класически куполи с изометрична форма, вертикална или ветриловидна, субхоризонтална в основата призматична отделност.

Вулканът продуцира разнообразна пирокластика и рязко различаващи се поне по цвят и текстурни особености черни (базалтовидни) и тъмнозелени андезити, но с несъществена разлика в химизма.

След известен период огнищовата кръгова структура активира най-външно разположения полупръстен с форма на елиптична, отворена на ЮЗ полудъга, по която се залага Чифлишкият линейно-гнездови вулкан от втори ред. Неговите треторазрядни постройки се следят от Сушевската група центрове северно от Момчилград през с. Лисиците и вр. Моняк (к. л. Кърджали – М 1: 50 000); по северната периферия на яз. Студен кладенец до вр. Тепеджиюрен с обща дължина около 45 km (Фиг. 32).

Строежът на Перперешката треторазрядна група центрове е описан от Янев и др. (1968) като част от „Дамбалъшкия вулкански масив”. Авторите разграничават „две фази” на развитие. Описани са вулканокластити окологърлов фациес, секущи тела и дайки от перлити, процепени и покриващи се от флуидални трахириолити, както и ветрилообразни и тип „куфарна дръжка” куполи на изстискване.

Строежът на Студенкладенецкия (треторазряден) вулкан е подробно характеризиран от Yanev (2003) във връзка с перлитовите находища около с. Голобрадово. Вулканът се разполага в източния край на едноименния язовир. Изграден е от множество по-големи или по-малки куполи, разпределени неравномерно на площ около 20 km². Yanev (1998) определя морфологията на структурата като преходна между вулканокуполна (единна) постройка и т. нар. dome-cluster. Освен куполите, към строежните особености са описани силове и некове, някои от които продуцират хиалокластични потоци, достигащи до 1 km дължина (Yanev, 2003). Връзката между източната група центрове и центровете източно от с. Дарец (Фиг. 32) се възприема като линеен канал, запълнен от риолитови лави под формата на изразена морфоложки, изтеглена в субекваториална посока греда.

Центърът „Тепеджиурен” е установен от Йорданов, С. Герджиков (в Саров и др., 2002ф). Представлява удължен в И–З посока екструзивен купол, с дължина 1,5 и ширина до 300 m. Куполната структура се очертава по характерна, в т. ч. субхоризонтална призматична отделност. Западно от него в подножието е оформен малък канал, запълнен от гърлови лавобрекчи.

Предимно северните, по-внушителни постройки се характеризират с изключително висок коефициент на експлозивност, пулсационно поетапно активиране с честа смяна, но и повтаряемост на пирокластичните продукти. Каналите пресичат затвърдели в дълбочина лави на троговите горноеоценски вулкани от илирския стадий и заедно с ювенилни продукти ги изнасят по експлозивен път като резургентни късове (акцесорни лапили), включени и частично преработени при придвижването на пирокластичните потоци. Освен тях често явление са напълно свежите, преобладаващо дребни и подчертано ръбести алотигенни по характер късчета от кристалинната подложка (Йорданов, 1996ф). В района на с. Студен кладенец резургентния характер на туфите се потвърждава чрез присъствие или набогатяване изключително и само на акцесорни лапили, чийто състав отговаря на скалите от директната подложка (Рабовски вулкански подкомплекс). В случая напълно допустим е механизмът на хидромагматични ерупции (Wohletz, Heiken, 1992). Във финалните етапи центровете се заемат от екструзивни куполи с перлитови “яки”.

В източните периферни части от центъра на огнищовата структура се отваря едностранно развит, отворен на запад линеен, т. нар. тук Църквишки сърпообразен канал, разполагащ се южно от с. Лале до северно от с. Момина сълза. Дължината на канала е около 12 km, при максимална ширина 1,5 km в ССЗ си части до съвсем изтъняващ и изцеждащ на юг. Каналът продуцира чрез насочени взривове пирокластика, изпълваща Плазищенското понижение (сходна с тази на външната полудъга). Запълнен е основно от често примесени с пирокластика блокови риолитови гърлови лавобрекчи на нагнетяване. В неговите рамки при настоящето проучване са обособени неголеми вулкански центрове, продуциращи къси лавови потоци и запълнени от просичащи ги груби лавобрекчи – гърлов фациес (източната махала на с. Нановица). В района на с. Лесова поляна е установен канал (диатрема), запълнен с много характерни плътни дребнокъсови експлозивни брекчи. Чест елемент са некоподобните екструзивни тела. Поради малките си размери изброените центрове не са отразени на картата.

Синхронното действие с вулканите, продуциращи материалите на Рабовския подкомплекс и отнасяните към Зорнишкия тип продукти вулканити (след пароксизма на Чифлишкия етап) е доказано от многократно установеното им редуване.

Съдейки по установената кисела пирокластика, разположена в самата основа и алтернираща с материалите на най-ниско разположената туфо-туфитна пачка в р. Крумовица (ЮИ от с. Теменуга), активизацията на някой (най-вероятно Студенкладенецкия – Фиг. 32) треторазряден център по т. нар. Чифлишка дъга изпреварва или се задейства синхронно с по същество най-ранния Рабовски етап. Друга възможност е принадлежността на тези туфи да се обвърже със Зимовинския вулкански апарат, но подобно допускане е твърде ангажиращо.

За потенциалната зависимост и наличие на връзка между отделните канали, подчинени на първоразрядната структура, свидетелствува фактът, че съответните многократни импулси са строго разделени във времето, т. е. не се установява примес на техните продукти. Макар и локално между двата типа се наблюдават слабо изразени несъгласия (северно от с. Метла), които


Фиг. 32. Схема на разположението на второразрядните кисели вулкани и треторазрядните центрове от Нановишката магмопроводяща полукръгова структура (А – к. л. Кърджали; Б – к. л Студен кладенец)

1- 4. Идеализирани контури на второразрядните линейни вулкани: 1 – Чифлишки; 2 – Момчилградски^; 3 – Светиилийски; 4 – Равенски; 5 – Соколински вулкан^; 6 – условни контури на треторазрядни постройки; 7- 9. Обозначени по-нискоразрядни центрове от етапа: 7 – Чифлишки; 8 – Светиилийски; 9 – Равенски; 10 – предполагаемо трасе на Момчилград-Джанковската магмоконтролираща крипторуптура

Абревиатурни и цифрови обозначения: I. Към Чифлишкия етап: ЦЛСК – Църквишки линеен сърповиден канал; ЧД – „Чифлишка” дъга: 1. Сушевска група центрове; 2. Център „Лисиците”; 3. Хисарски вулкан; 4-5. Перперешки вулкан (група центрове); 6-7. Студенкладенецки вулкан (група центрове); 8. Тепеджиуренски вулкан. II. Към Светиилийския етап: I. ДПД – „Дамбалъшка” (СЗ) полудъга: ЗГ – Заградска група центрове; ХТ – Хисартепенска група центрове; КТ – Кирсетепенски вулкан; II. БЛК – Биволянски линеен канал; III. ССИПД – Собствено-Светиилийска (СИ) полудъга: БК – Бойнишка група центрове; АТ – Амбартепенски купол;

отдаваме на съпътстващи вулканската дейност земетръсни събития. Връзката между камерите най-вероятно се изразява по отношение на газопреносимостта и налягането, но очевидно под контрола на главната обединяваща ги структура.

Подхранващите канали на Зорнишкия етап са разположени отново във вид на дъга, следяща се от района на селата Сушево и Житковец (к. л. Кърджали – М 1: 50 000) през ЮЗ от с. Зорница, ЮИ от с. Язовирска, западно от с. Дарец и основно в землището на с. Студен кладенец. Повечето от структурите представляват отлично очертани по ветриловидното (радиално) разположение на призматичната отделност куполи, и по-рядко некове или фуниеподобни канали. Телата, разположени между селата Стари чал, Морянци и Рътлина, надхвърлят централните участъци на първоразрядната вулканска структура.

При настоящите ревизионни проучвания бяха установени много нови, различни по характер и разпространение материали на т. нар. Момчилградски вулкански подкомплекс – последният от вулканските етапи на докалдерно развитие. Набелязаните центрове на Момчилградския етап – основно изометрични лавови стволове на канали (некове) и канали, запълнени с експлозивни лавови брекчи, опасват от запад и север централните участъци на Нановишката структура в сравнително наситен пояс. Те са съсредоточени основно по ивицата между Момчилград и с. Коте (к. л. Кърджали – М 1: 50 000). В рамките на изследваната площ в района северно от с. Гургулица е новоотделена зона, наситена с разнообразни по форма и големина дъговидно разположени диатреми, запълнени с експлозивни брекчи от етапа, както и своеобразен тесен издържан секущ линеен канал с посока 115º, запълнен от червеникави лави, също брекчирани в корена си. Лави на подкомплекса изграждат удължен в СЗ–ЮИ посока издигнат блок в прикалдерните участъци на структурата, както и малък разлив източно от с. Нановица.

Нашето, макар и недоказано становище е, че пъстрите по състав материали на Момчилградския етап са евентуално резултат, продукт от смесване на магми на Зорнишкия и Чифлишкия подкомплекс. Може да се добави, че новоустановеното тук редуване на продуктите му с поетапни прояви на Зорнишкия подкомплекс са в подкрепа на тази идея.

Към втория син-посткалдерен етап от развитието на Нановишкия вулкан се отнасят скалите на Светиилийския и Свирецкия вулкан от втори ред.

Светиилийският вулкан оформя втория по значимост полупръстен, следящ се от запад непосредствено северно от Момчилград, през Дамбалъшките височини до СЗ от с. Биволяне, а след известно прекъсване през долината на р. Бюйюкдере – като непрекъсната, различно широка и стесняваща се на ЮИ и юг ивица до района южно от вр. Амбертепе (Фиг. 32). Дължината на тази раздвоена дъга е около 25 km. Вулканът продуцира сравнително малък обем пирокластика, проявена в няколко последователни и не еднакво представени експлозивни фази.

Повечето от центровете представляват екструзивни куполи на изстискване с развити по периферията им перлитни яки. Някои от центровете (Кирсетепе, к. л. Кърджали – М 1: 50 000) вероятно продуцират подетапно редуване на риолитови и дацитови лави. В североизточната полудъга чест елемент са линейните, паралелни на удължението канали, запълнени с лавобрекчи или некове, някои от които с допълнителни щриховки, определящи ги като вулкански игли.

Серия новонабелязани линейно подредени и идеално оформени фуниеобразни куполи като част от Кирсетепенския треторазряден вулкан изграждат североизточния фланг на северозападната полудъга (северно от с. Биволяне).

Новодефинираният Амбартепенски фуниевиден купол е с характеристиките на скалите и структурите от Хисартепенската група центрове в района СЗ от вр. Здравец (к. л. Кърджали – М 1: 50 000). Диаметърът му е от порядъка на 750 m.

Четвърторазрядни центрове, представени от куполи на изстискване, са разположени сравнително симетрично около сходна по размери постройка, изграждаща вр. Св. Илия. Те допълват нашето новодефинирано определение за dome cluster – типа на треторазрядния вулкан. Фуниевидният купол около самия връх е с диаметър около 0,7 km и наклони в периферията 20°, насочени към центъра на тялото. Този набор литодемични тела е добре охарактеризиран от Бахнева, Стефанов (1977). Около всяко от тях авторите описват перлитни яки и гърлови и перлитови туфи. Трудно може да се възприеме обаче свободната интерпретация в разположението на магмени канали със СЗ, СИ и И–З посока, на пресечниците на които са локализирани указаните центрове.

Вътрешен паралелно разположен и т. нар. тук Биволянски канал, запълнен от блокови туфи и лави на подкомплекса, бе установен при ревизионните проучвания в землището на с. Биволяне. Каналът е с посока 40°, дължина 2 km и непостоянна ширина, надхвърляща 100 m в югозападния си фланг.

Продуктите на Свирецкия етап просичат и се покриват от пирокластика на Светиилийския подкомплекс в района на вр. Амбартепе, където като платообразен разлив изграждат самия връх. На север телата, отнесени към етапа, са със секущи взаимоотношения.

Поредицата малки новоустановени центрове на Юкаянските латити (к. л. Кърджали – М 1: 50 000) от района на Момчилград са отново с отчетлива линейна (60°) подредба.

Освен риолитовите, определени като калдерни (Йорданов в: Саров и др., 2002ф) дайки, отнесени към изявата на Светиилийския етап, тясно асоцииращите с тях новоустановени дайки с базичен и среднокисел състав се обвързват условно с изявата на Свирецкия етап. Самостоятелни канали и най-вече дайкови снопове от северозапад, север-северозапад, изток и югоизток с радиална насоченост доопределят класическите калдерни характеристики.

Северозападният – или Биволянски дайков сноп е изграден от две дайки, югозападната от които е с посока 130°, дължина над 150 m и плавно уширяваща се до 25–30 m в ЮИ си фланг. Север-североизточният – Постнишки ветриловиден сноп е изграден от множество дайки, контрастиращи по своя състав. Едни от тях са базични, а други – кисели. Не се установява площна обособеност на дайките с различен състав. Те са относителен център, разположен между селата Гургулица и Постник. Дължината на дъгата по ветрилото е около 4 km.

Контрастни по състав (базични и кисели) дайки изграждат новоустановения източен, т. нар. тук Сърпецки дайков сноп също с калдерен характер и отнесен към литодемичните пакети на Светиилийския подкомплекс и (най-вероятно) Свирецките андезити. Дължината на дайките ЮЗ от с. Раец надхвърля 1 km. Направлението на телата е непостоянно, но с най-общ субекваториален тренд.

Три дайки с посока 310° изграждат т. нар. тук Гарвановски (югоизточен) дайков сноп, разполагащ се ЮЗ от едноименното село.

Разположението на изброените снопове е в съответствие с едностранното (т. е. отворено на ЮЮЗ) калдерно пропадане.

Успоредно с това на синкалдерния етап става пропадане, съпроводено с радиални блокови движения към централните, понижени и неактивни до този момент централни части на Нановишката структура. До този момент те са заети от плитък басейн, в който се акумулира пирокластика на Чифлишкия подкомплекс. Вероятно след етапа на първото калдерно пропадане те се припокриват нормално от туфо-туфитно-епикластичната пачка от основата на Звезделския вулкански комплекс. Последните се покриват от рифови постройки и скали от мергелната пачка на варовиково-мергелната задруга.

Последва издигане и осушаване. Преливникът на вътрешния заливовиден контур най-вероятно е свързан с отвореното пространство на север, незаето от скалите на Светиилийската дъга. Магмената камера на Равенския вулкан от втори ред се разполага вероятно в самия център на калдерното пропадане, но негови центрове с неголеми размери са съсредоточени основно по западната му периферия, както и в разположената от запад радиална (субекваториално ориентираната) линейна зона между мах. Ябълковец и с. Чобанка (к. л. Кърджали – М 1: 50 000). След период на активна експлозивна дейност се създават условия за нова рифогенеза.

Финалният етап от развитието на Нановишкия вулкан е белязан от дацит-трахидацитовото Биволянско тяло.

С новото, телескопирано и едностранно ориентирано на север пропадане е свързано генерирането на блокови или дребнокъсови калдерни брекчи между селата Плешинци и Чобанка (ЮЗ от с. Равен) и с. Татул. Пак с този етап и в речно-езерна обстановка става обрушване и преотлагане на късните рифови постройки като моногенни варовикови, в т. ч. грубокластични пачки от задругата на блоковите брекчи.

Оформя се сегашният бъбрековиден контур в централните части на калдерата.

С този втори, заключителен калдерен етап са свързани блоковите денивелации, изразени по скалите на Звезделския вулкански комплекс в южната периферия на структурата.
Централна подзона. Подзоната е с обща дължина 40 km и има субекваториално удължение. Разположена е косо спрямо тренда на второразрядната структурна зона. От север е ограничена от трасето или мисленото продължение на Момчилград-Джанковската крипторуптура, а в западна посока – от възможен крипторазлом с аналогична И–З ориентация. От юг част от границата ù се бележи с тектонски скъсвания по флексурни пропадания от системата на Пресешката дислокация или нормално по материалите, изпълващи Бенковското понижение (ЮЗ подзона – к. л. Златоград и Джебел в М 1: 50 000). Ширината между указаните граници е около 17 km.
Съставни единици. В пределите на изследвания район към централната подзона на МГСТЗ са застъпени части от засебената при настоящите изследвания т. нар. Синделска зона, малък периметър от северната периферия и източните дистални участъци на Звезделския вулкан, както и съвсем ограничена площ от източния завършек на Хубавелската зона.
Синделска зона. Зоната (по името на с. Синделци – к. л. Крумовград и Егрек в М 1: 50 000) се въвежда с цел разграничаване на централните, собствено магматогенни участъци на първоразрядната полукръгова структура от проксималните и дистални зони по нейната югоизточна периферия. Като такъв се очертава периметърът, разположен южно от Момчилград–Джанковската магмоконтролираща крипторуптура между с. Свирец и с. Рибино (горепосочения картен лист). Зоната е подчертано изтеглена в ЮЮЗ–ССИ (20⁰) посока, с дължина между указаните села 16 km и ширина 4–6 km. Тя е дълбоко проникваща на север–североизток (в основата и част от сомата на вулканския масив). Очертава се по разпространението на туфитно-туфозната задруга и лавови потоци от състава на Рабовския вулкански подкомплекс, пясъчниково-брекчоконгломератната задруга, както и варовиково-пирокластичната задруга към Чифлишкия подкомплекс. Южно от с. Свирец към нея до голяма степен условно са причислени части от серия лавови покрови от Зорнишкия етап на „Нановица”. Единиците в основата са югоизточен аналог на разположената на северозапад т. нар. Груевска зона (к. л. Кърджали – М 1: 50 000), а киселата пирокластика и постилащата я теригенна задруга са част от пълнежа на незасебеното тук Плазищенско понижение, чиито корени са привързани и проникват на север към централните калдерни участъци.

Заедно с преориентираните на R₄^1-1 етапа (Табл. 6) подстилащи единици, Синделската зона представлява елемент от югоизточното крило на голямата Момчилградска синклинала.

Съществуват схващания относно нейния магматогенен кръгов характер.

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

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

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

В централните участъщи (извън картния лист) се разполага известният Звезделски плутон – хипоабисална интрузия, изградена от дребнозърнести кварц-монцогабра, монцо-габродиорити, монцодиорити и др.

На базата на новоустановения строеж на непосредствената подложка спрямо централните участъци на вулкана, както и на тектонските взаимоотношения между двете зони е фактологично доказана тезата на Вапцаров (1983, 1987) за калдерния характер на Звезделския вулкан.

Към литодемичния пакет на структурата в рамките на картния лист се включват части от новодефинираните Чуковско-Сулишка дъга и Звезделския субвулкански пръстен.

Чуковско-Сулишката дъга (по името на селата Чуково и Сулица, съответно к. л. Джебел и Крумовград, 1: 50 000) представлява изпъкнал на север, дълъг около 18 km полупръстен, разположен по северната вътрешна периферия на вулкана. Изграден е от групирани, сравнително гъсто и равномерно разположени сателитни подхранващи канали, некове и куполи с изометрична форма. На територията на картния лист минава „стерилен” отрязък от дъгата, по който липсват дефинитивни структури от указания тип.

Звезделският субвулкански пръстен маркира дисталните зони на главната вулканска постройка. Той има неправилна в план елипсоидна, силно удължена в изток–западна посока форма, приблизителна дължина 37 km и ширина около 17 km. Определяща роля за неговото разпространение в южна и северна посока имат съответно кристалинните бордове (напр. с. Делвино – к. л. Джебел в М 1: 50 000) и Момчилград-Джанковската магмоконтролираща крипторуптура. Изграден е предимно от разообразни по размери неправилни секущи тела, но много чест елемент са класическите силове.

На територията на картния лист при с. Хисар и землището на с. Златолист са внедрени едни от най-мащабните характерни силоподобни или „лаколитоподобни” (Яковлев и др., 1954ф) тела. Те са внедрени съвсем близо до повърхността, притежават зони на закалка и силно деформират вместващата ги в случая пирокластика на Зимовинския вулкански комплекс.
Хубавелска зона. Зоната се дефинира за пръв път при настоящите изследвания. Обособена е като самостоятелна вулкано-тектонска структура, чието разположение и характеристики указват за собствен структурен контрол и специфично развитие. Към строежа ù се включва изолиран периметър на треторазрядна вулканска постройка, обвързана с Момчилградския етап от развитието на Нановишкия вулкан, както и структурно привързания към нея Соколински вулкан. Възприема се като проникваща зона на взаимодействие с отношение към разположената непосредствено на север първоразрядна магматогенна структура. Данни за строежните особености на зоната се дават в Обяснителната записка към к. л. Кърджали (М 1: 50 000), където тя има относително площно развитие. В самия югозападен ъгъл на изследваната площ в очертанията на Звезделския вулкан попада съвсем малък, тектонски ограничен клиновиден периметър, зает от лави на Момчилградския вулкански подкомплекс.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. В Момчилградската структурно-тектонска зона развитие имат както гънкови, така и блокови структури.
Гънкови структури. В рамките на картния лист са застъпени части от югоизточното крило на голямата Момчилградска синклинала, както и редица дребни гънки с екзогенен произход.
Момчилградска синклинала. Структурата е описана за първи път и под това име от Яковлев и др. (1954ф). Като „синклинорий” или „грабен-синклинала” се разглежда съответно от Е. Бончев (1960) и Шабатов и др. (1965ф).

В първоначалните представи тя е дефинирана най-общо като заключена в пространството между източната периферия на Централнородопската структура (т. нар. Мадан-Давидковско подуване) и Източнородопския блок-свод. Тук за първи път е очертан нов ЮИ борд, което предполага нова конфигурация и съответни характеристики. Сложното съчленяване и преориентация на структурите от Североизточнородопския гънково-блоков комплекс се осъществява по зона, разполагаща се по меридиана на Крумовград (южно от площта) и явяваща се северно продължение на Лудетинския грабен (к. л. Крумовград – М 1: 50 000). По-конкретно коляновидното прегъване се осъществява западно от продължението на блоковото издигане по фундамента СИ от тази структура като част от т. нар. Черквенско подуване (Шабатов и др., 1965ф).

Синклиналата представлява малоамплитудна, плавна, отворена F₅ гънка от брахиструктурен тип с обща дължина 45 km и максимална ширина 24 km. Шарнирът ú има ЗЮЗ–ИСИ направление (55–60˚). Основното прегъване и югозападните центриклинални участъци се разполагат на югозапад от картния лист. Североизточната центриклинална зона не е обособявана поради отдалечеността на този периметър от кристалинната рамка. Вместо това тези участъци са преработени при по-късни процеси, присъщи за Звинишко-Ибреджекската структурно-тектонска зона.

В регионален план ядрените части на структурата се изпълват от скалите на Джебелска свита, варовиковата задруга и пирокластите на Стоманския вулкан (к. л. Джебел – М 1: 50 000).

На територията на картния лист са застъпени североизточните отдели от югоизточното крило на структурата. В строежа му участват скалите на туфитно-туфозната задруга (Рабовски вулкански подкомплекс), песъчливо-брекчоконгломератната задруга и варовиково-пирокластичната задруга от състава на Чифлишкия подкомплекс. В по-голямата си част елементите са спокойни до средностръмни на северозапад. Ядрото на синклиналата е позиционирано в Нановишката калдера, поради което структурата не е показана на тектонската схема (Фиг. 28).
Други гънкови структури. На фона на основното прегъване са развити екзогенни F₄ гънки на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта (Табл. 6), особено добре изразени между северно от с. Чайка и селата Чолаковци и Горна Кула. Елементите на постилащите единици обточват и идеално повтарят контура на дебелата серия лавови потоци, оформящи източната сома на Нановишкия вулкан.

По левия бряг на р. Крумовица преди моста над реката и на около 1 km ЮИ от с. Теменуга в честата алтернация на кисела пирокластика от най-ранните етапи на Чифлишкия вулкански подкомплекс с теригенно-туфозните материали от основата на главната структура се наблюдава серия метрови ветриловидни или затворени, хаотични или изоклинални полегнали до преобърнати, преобладаващо вергиращи на СИ подводно-свлачищни F₄ гънки с посока на шарнирите 130–145⁰/20⁰. Гънките са указание за първичния релеф на морското дъно в тази част на трансформирания басейн и са вероятно свързани със земетръсни явления, съпътствали ранната вулканска активизация.

Определението „калдерно понижение” се мотивира и от преобладаващо тектонските му граници. При двуетапното едностранно пропадане се осъществяват слаби негативни прегъвания (10–30°), по-отчетливи (в т. ч. вертикални) в зоните на калдерните разломи. Структурата представлява асиметрична, полуизометрична в план негативна отворена брахигънка със субвертикална осова повърхнина и слабо ондулиращ шарнир, следящ се най-общо между селата Чобанка (к. л. Кърджали – М 1: 50 000) и Постник. Приблизителната му ориентация е около 55–60°. Дължината по неговото протежение е около 8,5–9 km, при идентична напречно измерена максимална ширина. Условно (отчасти и поради етапността на калдерно развитие) като югоизточно асиметрично развито крило се възприемат туфите от варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишки вулкански подкомплекс), долната туфо-туфитно-епикластична пачка на Звезделския вулкански комплекс и скалите на варовиково-мергелната пачка. Същата изгражда отчасти тектонски редуцираното северозападно крило в околностите на с. Равен. Ядрените участъци се заемат от материалите на Равенския подкомплекс.

Пирокластиката от Църквишкия сърповиден канал в югоизточното крило се възприема от нас като част от Плазищенското понижение с основна принадлежност към централната подзона на Момчилградската структурно-тектонска зона (Йорданов в: Обяснителна записка към Геоложка карта на България в М 1: 50 000 – к. л. Кърджали).

Структурата е типичен представител на тектогенните син-постседиментационни синкалдерни BF₄ гънково-блокови структури, формирани на R₃⁽⁴⁾ – деформационен етап (Табл. 6). Трудно обясним, но вероятно случаен е фактът, че трасето и ориентацията на шарнира ù се припокриват напълно с тези на по-късната Момчилградска синклинала. Една от възможните причини е реакцията на вулканската постройка като „резистентно ядро” спрямо свиващите напрежения, формирали прегъването.

От северозапад между Татулския разлом, северозападното продължение на Неофит-Бозвелийския (външен) дъговиден калдерен разлом и също дъговидната отсечка, разположена между селата Момина сълза и Язовирска, се оформя голям удължен в СЗ–ЮИ (330°) посока грабен с дължина 3,5 km и ширина 1,5–2 km. Блокът е пропаднал от СЗ и СИ, а от ЮЗ спрямо него пропада вътрешно разположеният блок от централните участъци на калдерата. В строежа на грабена основен дял заема северозападният фланг на Църквишкия сърповиден канал, туфи на Чифлишкия подкомплекс, както и рифови варовици от състава на варовиково-мергелната задруга. На неговия фон ЗСЗ от с. Лесова поляна е развит тесен (25 m), удължен в ИЮИ посока (125°) хорст, оформен по скалите на пясъчниково-брекчоконгломератната задруга. Отново на фона на тази структура и с продължение на ЮИ се оформя дъговиден хорст, изграден в отделни участъци от тектонски преработени и грусирани до състояние на „псевдопясъчници” латити от състава на Момчилградския вулкански подкомплекс. Съдейки по взаимоотношенията си със съседните, блокът е от първата генерация калдерни структури, дооформени от ЮЗ при повторното калдерно пропадане.

Между селата Гургулица и Църквица е очертана серия от радиално разположени блокови структури (Йорданов в: Саров и др., 2002ф), отнесени към първата генерация и свързана с инициалния етап от развитието на калдерния комплекс. Блоковете са сравнително тесни, с трапецовидна, стесняваща се към вътрешните части на калдерата форма. Съдейки по разположението на фрагментирани участъци от Църквишкия канал северно от с. Постник, не са изключени ножичен тип срязвания с отпускане по ССИ части на структурите.
Неофит-Бозвелийска разломно-блокова зона. Зоната е набелязана при настоящите изследвания. Освен разломните структури, отделянето ù стана възможно чрез анализа на суперпозиционните градивни единици от основата и периферията на Звезделския вулкан. Зоната се разполага между околностите на селата Кос, Лале и Чайка. Съставена е от няколко долепени блока, ограничени от разломи с разнообразна, но в общи линии подвластна на радиално-концентричния строеж ориентация. Състои се от три главни структури – Коски хорст, Коски грабен и грабенът Лале.

Коският хорст се разполага между източната махала на с. Врело до ЮЮЗ от с. Лале. Посоката му е около 295°, дължина 3 km и ширина до 1 km. Оформен е по скалите на долната туфо-туфитно-епикластична пачка и фрагмент от лавов покров, отнасящ се към долната ефузия на Звезделския вулкански комплекс. От ЮЮЗ е ограничен от дефинираният тук Вреловски разсед с пропаднал на ЮЮЗ блок. От югоизток хорстът граничи по т. нар. Лаленски разсед с вероятно двуетапно оформения грабен Лале. Той е затворен от изток от дъговидно повиващия в посока с. Чайка Неофит-Бозвелийски (външен) калдерен разлом. Денивелацията спрямо хорста от северозапад, отчетена по основата на долния лавов покров, е от порядъка на 100 m. Двата блока граничат съответно от ССИ (по Коския разсед) и северозапад (по т. нар. Лаленски разлом) с трапецовидния Коски грабен. Същият е разположен на изток и СИ от с. Кос. В строежа му участват скали от самата основа на Звезделския вулкан, голям риф от варовиковата пачка на варовиково-мергелната задруга и пирокластика от основата на пъстрата туфозна пачка в долните нива на Рабовския подкомплекс. Същите са пропаднали от СИ спрямо тесен, радиално ориентиран към центъра на калдерата блок.

От СЗ се прокарва несигурното в този участък трасе на. Татулския вътрешен калдерен разлом.

5.1.3.3. Звинишко-Ибреджекска структурно-тектонска зона (южна периферна подзона)

Като единна второразрядна единица и под горното наименование зоната е отделена при настоящото изследване. Тя обединява част от т. нар. Лозенско-Ибреджешка структурна зона (Боянов, Горанов, 1997ф), Звинишката кръгова структурна зона (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 зона съвпада с етапи на съвсем млада тектонска активизация. Подробна характеристика на тази зона се съдържа в обяснителните записки към картните листове Книжовник и Славяново – М 1:50 000.
Съставни единици. От зоната на картния лист са застъпени само части от южната периферна подзона, към която спадат части от две треторазрядни единици – Високополянското и Бряговско-Вълчеполското понижение.
Високополянско понижение. Разположението на тази новодефинирана структура съвпада отчасти с т. нар. Ардинска грабен-синклинала (Янев, 1975, 1981) или се включва към периметъра на „Ардинската зона” (Геоложка карта на България в М 1: 50 000 – к. л. Кърджали).

Структурата е северен аналог на Плазищенското понижение. Залагането им е синхронно и е свързано със събития, съпътстващи изявата на междинен пиринейски 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 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 структура, но прехвърлящи границите на Момчилградската комплексна депресия.

Седимент-вулканогенният пълнеж на Високополянското понижение 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).

На картния лист отрязъци от южната периферия на понижението се следят като фрагменти или по-обхватно ненарушено пространство, разполагащо се по северния контур на изследваната територия между източно от с. Калоянци до околностите на с. Долно поле.

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 зоната, която попада в картния лист (в СИ му периферия), гънково-блоковият комплекс не е развит в характерния си стил, като отсъстват гънково-блокови и блокови структури.
Гънкови структури.В картния лист са представени от Бряговската синклинала.
Бряговска синклинала. Структурата е дефинирана от Карагюлева и др. (1956ф). Както в повечето случаи, в обяснителните записки към Геоложките карти на България в М 1: 100 000 за региона, тя неточно се отъждествява с термина „понижение”. Не съвсем ясни са основанията за диференцирането ù от „Арденска грабен-синклинала” (Динков и др., 1967ф), както и критериите за отделянето на последната. Като „Воденска синклинала” фигурира в Й. Йовчев и др. (1976).

Залагането на самото Бряговско–Вълчеполско понижение, синклиналното преобразуване и последвалата редукция на част от крилата са свързани изключително с разноетапни блокови движения и деформации, свързани с оформянето и развитието на Звинишката кръгова структура и Ибреджекската подзона като части от второразрядната структурно-тектонска зона. 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.

В настоящото изследване структурата се възприема като единна F₆ гънка (Табл. 6), но регистрирана на подетапа R₄^1-2, основно дооформена на R₄² –етапа и интензивно преработена по крилата в редуцирани и видоизменени сектори на късния R₄³ неотектонски етап.

Подробна характеристика на структурата се прилага към Обяснителната записка на к. л. Книжовник в М 1: 50 000.

В северните отдели на картния лист (северно от язовира и р. Арда) е обхванат издържан, но сравнително малък отрязък от южното ненарушено крило. То е изградено последователно от скалите на конгломератно-пясъчниковата, мергелно-варовиковата задруга, материали на Кърджалийската вулкано-седиментна група, туфо-туфитната пачка от основата на Рабовския подкомплекс и основно от варовиково-пирокластичната задруга в състава на Чифлишкия вулкански подкомплекс, изпълваща Високополянското понижение. Преобладаващите плавни (5–10⁰) наклони са ориентирани най-общо на север, като рядко надхвърлят 20⁰. Идентични (без отчетливо изразено ъглово несъгласие) са наклоните в ядрените части, оформени по седиментите на Вълчеполска свита.

Каталог: sites -> geokniga -> files -> mapcomments
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист
mapcomments -> Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист

Изтегляне 2.73 Mb.

Сподели с приятели: