Понижения от началото на късноалпийското развитие на областта

5.3.3.1. Североизточнородопска структурно-тектонска зона

Зоната има генерално СЗ-ЮИ направление (~310º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ тя е тектонски ограничена по разломи, оформящи Тополовския клин (Боянов и др., 1983; в обяснителната записка към к. л. Искра в М 1: 100 000). ЮИ 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 в М 1:50 000).

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

Централна подзона. Като цяло подзоната е сравнително симетрична (25 х 27 km). За нея е характерен сравнително 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 Габровската (к. л. Николово – М 1: 50 000) и Солищенската структура.
Табл. 5. Генетични групи и гънкови (гънково-блокови) генерации в Източнородопската късноалпийска структурно-тектонска зона.

Източнородопски късноалпийски гънково-блоков комплекс
Гънкови (F) и гънково-блокови (BF) структури						Деформацио- нен етап
Генетични групи		Генерации, индекс	Ендогенни (тектогенни)	Генерации, индекс	Екзогенни
			тип		тип
постседиментационни		BF6	Гънково-блокови хорст-моноклинали, грабен-синклинали,флексури и др.	F7	Гънки на ерозионно разтоварване	R43
			Преработка
		F6	Линейни сложно устроени структури с редуцирани и трансформирани (видоизменени) сектори			R41-2 -R42
		F5	Плитки мащабни, предимно спокойни изометрични или брахисинклинални			R41-1
син- постседиментационни	Синккал- дерни	BF4	Преобладаващо грабен-синклинали; приразломни огъвания			R3(4)
	синвулкански			F4	ГПНЛП; ЛПСГ;ГВТС унаследени субструктури в пирокластичните потоци	R32-1- R32
		F3 (BF3)	Моноклинални, полуизометрични негативни и гънково-блокови негативни			R31
син- постседиментационни	синвулкански			F23	Гънки на вулкано- тектонско слягане под силата на тежестта(ГВТС); 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

Централната подзона на СИРТЗ отчасти отговаря на т. нар. Североизточнородопска зона (NERZ – Boyanov, Goranov, 2001).

В пределите на изследваната площ северно от Кърджалийския разлом е включен незначителен участък от ЮИ периферия на подзоната. От треторазрядните (градивни) структури в рамките на Североизточнородопското комплексно понижение са застъпени части от Ранилистко понижение и Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог.
Треторазрядни единици. В пределите на изследваната площ са застъпени части от две треторазрядни единици – Ранилистко понижение и Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог (Фиг. 26).
Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999б). Новото наименование (поради омонимията с наименованието на първоразрядната структура) се предлага при настоящите изследвания. В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация в основата на теригенния комплекс. Залагането на треторазрядната структура се осъществява на ранноилирския R₂² етап. Фрагменти от нея са разкрити на повърхността северно и западно от Кърджали, тектонски ограничени в рамките на Солищенския блок.
Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог. Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф; 1999б). Новото наименование се предлага за първи път при настоящите изследвания. Това твърде мащабно съоръжение от III ред се залага на етапа R₂³, окачествяван често като времето на илирския преврат.

Рифовите варовици на мергелно-варовиковата задруга най-често опасват като броеница и така рамкират периметъра на новозалагащата се структура. Поради това те следва да бъдат засебени като самостоятелна подзона, но не като елемент на трога, в който се обрушват и преотлагат. В изследваната площ те са развити при с. Звъника, опасвайки трога от запад.

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. Вън от неговия периметър не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

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

Със същия – R₂³ илирски подетап се свързва ликвидирането на прага между района на с. Седловина и северните отдели на Рибиновското издигане, при което тефроидната турбидитна седиментация от рамките на вулкано-седиментния трог прехожда и се зацепва с песъчлива флуксотурбидитна седиментация в по същество единния, трансформиран на етапа и разпрострял се далеч на ЮЗ късноеоценски (приабон-ранноолигоценски) басейн. Освен останалите фактори, с този тип седиментация и взаимоотношения могат да се обяснят доказаните по геофизичен път (Йосифов и др., 1981) значителни дебелини на палеогенската покривка източно от Джебел. Дълбочината на кристалинния фундамент в този район достига 2500 m (Боянов, Горанов, 1997^аф).

По северната периферия на картния лист попада участък от трога, запълнен от скалите на Свободиновската вулкано-седиментна група и туфитно-туфозната задруга на Зимовинския вулкански комплекс. Центровете на последния са свързани със Звинишко-Ибреджекската структурно-тектонска зона североизточно от изследваната площ.

Границите на трога в пределите на листа са разломни.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. В пределите на картния лист развитие имат както гънкови, така и блокови структури.
Гънкови структури. Материалите на Свободиновската група северно от зоната на Кърджалийския разлом изграждат част от ЮЗ крило на т. нар. Мастатепенска синклинала (Йорданов и др. в: Саров и др., 2006ф), следваща удължението и синхронна със залагането на ЮЗ клон на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог. Нейното описание се прилага към обяснителната записка на к. л. Николово (М 1: 50 000). Според Йорданов (1996ф) киселата пирокластика (т. е. западните дистални зони на Зимовинския вулкан от района) формира по скалите на пластичната подложка плитки негативни гънки на вулкано-тектонско слягане под силите на тежестта (F₂³ – Tабл. 5), а при ерозионното разтоварване и разкъсване на пирокластичните потоци, по контура на освободеното пространство се образуват т. нар. скални носове (F₇).
Блокови структури. Солищенският блок е сравнително сложно устроена структура, чиито начални етапи на развитие съвпадат с етапа на троговото заложение (Йорданов, 1996ф). Разпространението ù е основно на север (к. л. Николово – М 1: 50 000), поради което по-подробно описание се прилага в обяснителната записка към съответния картен лист.

Заедно с Габровската (к. л. Николово – М 1: 50 000), Солищенската структура е част от надлъжно паралелно разположена ивица, разделяща североизточния от югозападния клон на вулкано-седиментния трог в рамките на централната подзона. С малки изключения, тя не е поприще на вулканска дейност и преди колапса представлява издигнато (атолово) пространство, заето от скалите на конгломератно-пясъчниковата и мергелно-варовиковата задруга.

На R₂³ – илирски подетап зоната се издига и осушава. Процесът е съпроводен с проявата на усложнена комбинация F₂ гънки, синхронно генерирани и с осов тренд, паралелен на ориентацията на структурите в трога.

Блоковото хорстовидно дооформяне се обвързва с по-късни процеси, свързани с проява на неотектонския етап.

В рамките на изследваната площ са представени само части от най-южната периферия на структурата. В района северно от Кърджали или около с. Скърбино тя е изградена от тектонски ограничения от три страни и отворен на север периметър на конгломератно-пясъчниковата задруга (теригенен комплекс). Западната граница на високо издигнатия блок се прокарва по южното продължение на субмеридионалния Стражицки разлом.

Предполагаемата амплитуда на пропадане тук е около 200 m. От изток малък клиновиден блок по скалите на Пъдарска свита го дели от материалите, изпълващи Високополянското понижение.

От юг хорстът се оформя от линията на Кърджалийския разлом. Издигнатите блокове по западното продължение на неговата зона и по-специално т. нар. Енчецки хорст могат да се възприемат като фрагменти на главната описвана структура.

Поради преработката и грубослоестия характер на скалите, елементите на залягане в тази част на блока и евентуално очертаващите се гънкови структури не са особено отчетливи. Затъването е най-общо плавно на север.

Северният ограничителен разлом представлява дълъг около 1 km отрязък от главната линия на субекваториалния Кърджалийски разлом, заключен между два ненаименовани разседа от СЗ–ЮИ-та система, клиновидно съчленени на ЮИ. По разломите се установяват зони на тектонско брекчиране, катаклаза, стриване. Структурата е усложнена от косо разположен и наклонен под ъгъл 40–45º разсед с посока 45º и пропаднала рифова постройка, изграждаща югоизточния блок. Линията се маркира по харниши, зоната на влияние е широка около 5 m и се характеризира с интензивна хидротермална промяна.

Вероятната амплитуда на хорстовидния Енчецки блок по главните бордови разломи е в границите 150–200 m.

5.3.3.2. 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 нея 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 с обща дължина 38 km 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.
Треторазрядни единици. В строежа на подзоната участва представителна площ от обширната Кърджалийска депресия, както и целият периметър на Нановишката магматогенна полукръгова структура.
Кърджалийска депресия. Това е наложена трансзонална структура, чийто характер, време, причини и механизъм на залагане са установени от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф), а наименованието и дефиницията ù са предложени от Йорданов (в: Саров и др., 2005ф). Пълнежът ù се отъждествява с разпространението на Кърджалийската вулкано-седиментна група.

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 на второразрядната структура, представляващи до момента континентална суша. Добри примери за това са многобройните (в т.ч. Кобилянското) реликтови (съставни) понижения в западните и северозападни участъци на картния лист, заложени директно върху западните кристалинни бордове на Момчилградската комплексна структура.

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. (1990ф).

Отделни части от структурата 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 кръгови структури в единен, т. нар. Звездел-Крумовградски магмен център.

Полукръговият (полуелиптичният) 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 пространствено, 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 тя претърпява двуетапно калдерно развитие с формиране на калдерен комплекс. Редът на генериране на тези подкомплекси и развитието на калдерния комплекс е изложен на Табл. 6.
Табл. 6. Развитие на калдерния комплекс на Нановишкия вулкан

I етап	Докалдерен	Синкалдерен
	– Рабовски	– Чифлишки
II етап	Докалдерен	Син-посткалдерен
	– Зорнишки ↕ – Соколински – Момчилградски	– Светиилийски – Юкаянски – Свирецки – Равенски – Биволянски

С изключение на Свирецките андезити всички тези подкомплекси и самостоятелни вулкански тела са застъпени в по-голяма или по-малка степен в площта на картния лист.

Поради близостта на състава (андезититобазалти до андезити) и сходно време на образуване, скалите на Зорнишкия подкомплекс традиционно са отнасяни към продуктите на Звезделския вулкан. Тук 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, обособяващ 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 проксимална, удължена в паралелна И-З посока зона около главната постройка на Звезделския вулкан. 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 в 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 е самостоятелна постройка извън периметъра на полукръговата структура, но вероятно е генетично свързана с нея и се описва към строежа на централната подзона.

Залагането на първоразрядната уникална в много отношения структура се осъществява на раннопиренейския етап (R₃²) на пресечницата на Североизточнородопската и Момчилградската структурно-тектонска зона. Всички данни 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 треторазредни постройки по обединяващи ги и синхронно продуциращи ги второразрядни вулкански канали от линейно-гнездови тип.

Такава идея, макар и отчасти неправилно интерпретирана, е заложена и в т. нар. втори модел за обвръзка на ранноолигоценските кисели вулкански центрове (Boyanov, Goranov, 2001).

Някои от тези канали са независими, близо разположени в план, но 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 (к. л. Студен кладенец – 1: 50 000); туфи на Чифлишкия и разнообразни продукти на Зорнишкия подкомплекс под вр. Здравец, с. Соколино 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 (извън картния лист).

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; по северната периферия на яз. Студен кладенец до вр. Тепеджиюрен (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000) с обща дължина около 45 km (Фиг. 27).

Сушевската група центрове се състои от множество неголеми екструзивни куполи и криптокуполи, внедрени в киселите пирокластити от Чифлишкия вулкански подкомплекс. Вискозните лави са силно нагънати при внедряването си, като в някои случаи гънките на влачене преминават в ножнични. В периферните си части лавите често преминават в черни перлити, чрез тънкослойно редуване на ивички. Лавите и перлитите освен автокластично брекчирани в периферията на куполите, са брекчирани и вследствие на закаляване при съприкосновението си с водонаситените отложениия. Всред тях често се „всмукват” кластични дайки от скалите, в които се внедряват – образуват се пеперити.

Приоритетно 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 случая напълно допустим е механизмът на хидромагматични ерупции (Wohletz, Heiken, 1992). Във финалните етапи центровете се заемат от екструзивни куполи с перлитови “яки”.

В района на вр. Моняк киселите вулканити изграждат издължен ЗСЗ–ИЮИ екструзивен купол – Хисарски вулкан (Кърджалийски вулкан – Р. Иванов, 1960; Янев и др., 1968). В периферните му части се наблюдава брекчиране, както и окологърлови лапилни до блокови пирокластити с късове от риолити и перлити. Скалите имат добре изразена призматична напуканост, в някои случаи разположена ветриловидно. Призмите са разположени напречно на слоевете на течение, като понякога се наблюдават издувания.

Центровете източно от с. Звезделина продуцират червеникави до червенокафяви трахириолити и перлити. Преобладават лавобрекчите, а по-редки са лавите. Често лавобрекчите преминават в аглутинати и агломератови туфи (Горанов и др., 1960, Янев и др., 1968). Авторите описват и наличието на експлозивни дайки, изградени от туфозен материал и перлитови късове. Разграничени са отделни „фази” от развитието на т.нар. Перперешки вулкан, които се формират от многокаратни вулкански импулси. Установяват се отделни куполи на изтискване, от които се изливат къси лавови потоци.

Северно от с. Звезделина, на контакта с киселите пирокластити с набогатяване на среднокисели акцесорни късове (схващани от тях като среднокисели туфи), описват “приконтактни експлозивни брекчи”, които по същество предстaвляват пеперити и указват внедряване във водонаситени отложения.

В източните периферни части от центъра на огнищовата структура се отваря едностранно развит, отворен на запад линеен, т. нар. Църквишки сърпообразен канал, разполагащ се южно от с. Лале до северно от с. Момина сълза (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000). Дължината на канала е около 12 km, при максимална ширина 1,5 km в най ССЗ си части до съвсем изтъняващ и изцеждащ се на юг. Каналът продуцира чрез насочени взривове пирокластика, изпълваща Плазищенското понижение (сходна с тази на външната полудъга) и къси локални лавови потоци. Запълнен е основно от често примесени с пирокластика блокови риолитови гърлови лавобрекчи на нагнетяване.

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

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. Центровете 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.

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 установеното от нас 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 (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000). 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) вероятно продуцират подетапно редуване на риолитови и дацитови лави. В

Вътрешна, паралелно разположена дъга, запълнена от блокови туфи и лави на подкомплекса бе новонабелязана при ревизионните проучвания в землището на с. Биволяне (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000). Свирецкият етап просича и се покрива от пирокластика на Светиилийския подкомплекс в района на вр. Амбартепе (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000), където, като платообразен разлив, изгражда самия връх. На север телата, отнесени към него, са със секущи взаимоотношения.

Поредицата малки новоустановени центрове на т. нар. Юкаянски латити от района на Момчилград са отново с отчетлива линейна (60°) подредба (Йорданов и др. в: Саров и др., 2005ф).

Освен риолитовите, определени като калдерни (Йорданов в: Саров и др., 2002ф) дайки, отнесени към изявата на Светиилийския етап, тясно асоцииращите с тях във ветриловидния радиален сноп от север в района на селата Растник и Гургулица новоустановени от нас дайки с базичен и среднокисел състав се обвързват с изявата на Сърпецкия етап (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000). Самостоятелни канали и най-вече дайкови снопове от запад, изток и югоизток с радиална насоченост доопределят класическите калдерни характеристики.

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 на етапа на първото калдерно пропадане те се припокриват нормално от туфо-туфитно-епикластичната пачка от основата на Звезделския вулкански комплекс. Последните се припокриват от рифови постройки и скали от мергелната пачка на варовиково-мергелната задруга.

Последва издигане и осушаване. Преливникът на вътрешния заливовиден контур най-вероятно е представлявало 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. 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 калдерни брекчи между селата Плешинци и Чобанка (ЮЗ от с. Равен). Пак с този етап и в езерна обстановка става обрушване и преотлагане на късните рифови постройки като моногенни варовикови грубокластични пачки от задругата на блоковите брекчи.

Оформя се сегашният бъбрековиден контур в централните части на калдерата (к. л. Студен кладенец – М 1: 50 000).

С този втори, заключителен калдерен етап са свързани болковите денивелации по скалите на Звезделския вулкански комплекс в южната периферия на структурата.

Централната подзона на Момчилградската структурна зона се маркира по бързото уширение на Кърджалийската депресия в западна посока по линията с. Върхари – с. Купците и Цвятово. Около или южно от тази линия скалите на високоиздигнатия фундамент рязко потъват до дълбочина около 2500 m. Възможно обяснение за тази внушителна денивелация е първично обусловените стръмно затъващи крила на антиформното подуване от север и запад към ядрените части на понижение (синформа; „Снежински синклинорий”), ограничено от изток от Рибиновското издигане (Горанов и др., 1995) или Момчилградската криптоструктура (Боянов, Горанов, 1997ф).

Структурата представлява южен аналог на Високополянското понижение, отнесено от нас към Звинишко-Ибреджекската структурно-тектонска зона. Заложена е на един междинен (R₃²–R₃³) пиренейски подетап, предопределящ нова конфигурация на олигоценския басейн. В основата му се разполага пясъчниково-брекчоконгломератна задруга, бележеща етап на вулканска активизация, регресия и трансформиране границите на басейна. Преобладаващият пълнеж е представен отново от материалите на варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишкия вулкански подкомплекс), отложен в топло плитко море. Обликът, стилът и генезисът са аналогични с тези на Високополянската структура. Основната разлика се състои в това, че дисталната зона от рамките на Плазищенската структура се обособява по ареала на аналогични насочени взривове и пирокластични потоци, главно продукт на вътрешния – Църквишки сърповиден канал на второразрядния вулкан (източната прикалдерна зона от централните участъци). Не се изключва синхронна активация, свързана със Сушевската група центрове (Фиг. 27).

Към пълнежа на понижението авторите отнасят „всички долноолигоценски седименти” (т. е. целия палеогенски разрез, включващ и неотделената на етапа палеоценска и приабонска подложка). Като „характерна и специфична само за него” се счита Джебелската свита (Боянов, Горанов, 1997^аф). Описвано е още като „Джебелско ерозионно-денудационно котловинно понижение” (Геоложка карта на България в М 1: 100 000 – к. л. Крумовград и Сапе) или като „периферно по отношение на Стръмниридската постройка структурно-денудационно понижение” (Вапцаров, 1983).

Под същото наименование като самостоятелна наложена структура с „вулкано-продуктивен” характер за пръв път се възприема от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф). Джебелското понижение от трети ред се изгражда от седиментите и прослояващата ги кисела пирокластика на Джебелска свита, както и нормално разполагащите се върху тях варовици на Мъгленишкия риф (к. л. Джебел – М 1: 50 000). В пределите на картен лист Кърджали попадат само части от северната му периферия.

Залагането на понижението се свързва с денивелачни процеси от R₃² пиренейски подетап при рязко съкращаване на басейна и смяна на фациеса, свързано с интензивен теригенен снос в условията на сравнително активен хидродинамичен режим. Структурата вероятно се изпълва от внушителен фронт и проделтовата зона на конструктивна делта в комбинация с налагащ се плиткоморски режим.

Сходството на материалите в основата (делтови? конгломерати) с доказано алувиалните наслаги от основата на Кушленската калдера (к. л. Златоград – М 1: 50 000) дават основание на Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) да ги възприеме като пространствен и възрастов аналог.
Звезделски вулкан. Това е мащабна вулканска структура, от която в площта на картния лист попада малка част от северната ú периферия. „Андезитобазалтова ефузия от хоризонт на ІІІ среднокисел вулканизъм” (Р. Иванов, 1960), част от „Стръмниридска вулкано-куполна структура” (Вапцаров, 1983), „Звезделски стратовулкан” (Янев, 1981), „Звезделска магмена структура” (напр. Георгиев и др., 1998ф), „Звезделска калдера” (Вапцаров, 1987) като част от Звезделския вулкански район (Георгиев и др., 1998ф) или „Звезделска вулкано-тектонска структура” (калдера – Йорданов, 1999б) – това са част от определенията за тази единица.

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 (Йорданов и др. в: Саров и др., 2005ф).

Към литодемичния пакет на структурата в рамките на картния лист се включват части от новодефинираните тук Чуковско-Сулишка дъга (пояс) и Багрянско-Пазарски дайков сноп.

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. Размерите им варират от първите няколко- до няколкостотин метра. Най-изразената структура от този клас е Старосоколинският център, разполагащ се на около 1 km източно от с. Старо Соколино. Той представлява класически купол на изстискване, маркиран по фуниевидното разположение на призматичната отделност около съхранена (ненарушена) вътрешна зона. Диаметърът му е около 250 m.

Багрянско-Пазарският дайков сноп е разположен между селата Багрянка, Хубавелка (к. л. Джебел, М 1: 50 000), Веселина и Пазарци (к. л. Крумовград, М 1: 50 000). Структурата е със ЗСЗ-ИЮИ (~295°) направление, дължина 12 km и максимална ширина 2, 5 km, миндаловидно изцеждаща към фланговете.

На територията на картния лист около с. Багрянка е представена само част от северозападния ú фланг. Подробно описание за типа, механизма на залагане (кулисообразното ешелонизирано преотваряне) са представени в Стоянов, Харковска (1993).
Соколински вулкан. Установен е при настоящите изследвания. Това е сравнително неголяма (2x1,5 km) по размери и обем на продуктите си самостоятелна постройка. Геометричният ù център се разполага на 2 km ИЮИ от с. Соколяне. Южните ù части са отнасяни към Момчилградския вулкански комплекс, а северните – към Звезделския комплекс (Георгиев и др., 1998ф).

Строежът, както и контурът на структурата, маркиран по разположението и формата на подхранващите канали, определя нейния елиптичен (кръгов) огнищов тип. Вулканът генерира специфична пирокластика, просечена от многобройни подхранващи концентрично и радиално разположени удължени канали. Преобладават куполи на изстискване, очертаващи се по ветриловидни, в т. ч. полегнали в основата си субхоризонтални призми.

Концентричният и радиалният елемент се допълва от разположението на нехарактерни за конкретния район насищания на дайки със среден състав. За тях не се изключва генетична връзка със залагането на Багрянско-Пазарския дайков сноп, но ориентацията им е зависима от елементи, характерни за Соколинския вулкан.
Хубавелска зона. Тази новоотделена зона от категорията на вулкано-тектонските структури е частично застъпена в югоизточния ъгъл на картния лист. Повечето от характеризиращите я белези насочват за самостоятелно развитие и собствен структурен контрол, нехарактерен както за Нановишкия, така и за Звезделския вулкан. Проявата на включения към нея обособен периметър на Момчилградския вулкански подкомплекс, както и структурата на Соколинския вулкан в близост до Момчилград-Джанковската крипторуптура допускат възприемането ú като проникваща зона на взаимодействие с отношение към развитието на разположената непосредствено от север полукръгова магматогенна структура.

Набелязаната от Йорданов и др. (в: Саров и др., 2005ф) голяма група от линейно подредени и изтеглени в субмеридионална посока диатреми западно от с. Пиавец (к. л. Джебел – М 1: 50 000) са подхранващите центрове на лавовите продукти от Момчилградския вулкански подкомплекс в указаната зона. Формата и разполажението им в комбинация с разположението на Соколинския вулкан от север ни дава основание да предположим наличието на магмопроводяща крипторуптура със С–Ю удължение, ориентирана под прав ъгъл спрямо Момчилград-Джанковската зона.

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, явяваща се СЗ продължение на Лудетинския грабен (к. л. Крумовград – М 1: 50 000) или по-точно западно от продължението на блоковото издигане по фундамента СИ от тази структура, явяващо се част от т. нар. Черквенско подуване (Шабатов и др., 1965ф).

Синклиналата представлява малоамплитудна, плавна, отворена F₅ гънка (Табл. 5) от брахиструктурен тип с обща дължина 45 km и максимална ширина 24 km. Шарнирът ú има ЗЮЗ–ИСИ направление (55–60˚). Основното прегъване се маркира в южните картни листове. В пределите на изследваната площ то се трасира само в югоизточния ú ъгъл по линията с. Багрянка – с. Островец.

Северозападното крило, заемащо значителна част от картния лист, е изградено от единиците, изпълващи съответно Кърджалийското и Плазищенско понижение. На север, в района между Момчилград и Кърджали, към него се включват и скалите, оформящи т. нар. Груевска зона. И в двете крила в основата и от към кристалинните бордове са представени неравномерно груботеригенните материали на Крумовградска група и Подрумченска свита.

В ядрените части на структурата се разполагат скалите на Джебелска свита, а в южна посока – варовиковата задруга и пирокластите на Стоманския вулкан (к. л. Джебел – М 1: 50 000).

Наличието на тектонски граници по някои отрязъци от контура на крилата не е основание за възприемане на „грабен-синклиналното” определение. На нейния фон могат да се набележат множество разноориентирани, по-локално проявени и сравнително къси прегъвания от по-нисък ред, но според нас, това не подкрепя „синклинорийния” характер.

В пределите на картния лист една от по-мащабните сродни структури е известното от най-ранните проучвания т. нар. Летовнишко подуване – слабо удължена, ориентирана субемеридионално брахигънка, в ядрените части на която се разкрива големият серпентинитов масив, разположен по поречието на р. Върбица между селата Глухар и Върхари.
Гънково-блокови и блокови структури. Към първите се отнася Бойновското грабеновидно понижение, докато останалите описани тук структури имат ясно изразен блоков характер.

Бойновско грабеновидно понижение. Структурата е по-известна като Бойновски грабен (Йовчев-ред., 1971) или „Кьосевска грабен-синклинала” (Шабатов и др., 1966ф). Разполага се в СЗ отдели на картния лист между селата Каменарци, Кьосево и Тополчане (с. Бойно остава на ЮЗ от нейните рамки).

Формата на структурата е клинообразна, плавно стесняваща се в южна посока. Ширината в северните ù отдели достига около 4 km, а дължината по оста – 7 km. От север тя е ограничена от западния фланг на Кърджалийския разлом с пропаднал южен блок. Описаните от Георгиев и др. (1997ф) Тополчански разсед и Кьошдеренска флексура по източната периферия на структурата не са потвърдени.

В пълнежа на понижението южно от яз. Кърджали участват разнокъсови уплътнени брекчи на Крумовградска група, Подрумченска свита и базалния брекчоконгломерат на Подковска свита, покрит нормално от варовиковата пачка на пирокластично-варовиковата задруга (Кърджалийска група).

Дълбочината на грабена не надвишава 300 m.

Структурата е заложена на ларамийския етап (R₁), запълвайки (в т. ч. тектонски предестинирано) синхронни (протодепресионни) и периферно разположени брахиформни негативни огъвания във фундамента. Подобно Боровишкия грабен (к. л. Ардино – М 1: 50 000), тя акумулира преотложения брекчоконгломерат на Подрумченска свита (R₂¹) и едва на етапа R₃¹ (със залагането на Кърджалийската депресия) е отново поприще на седиментация.
Пропастки хорст. Хорстът има СЗ-ЮИ простирание, дължина около 3,5 km и ширина 0,5 km. Разположен е в СИ край на Кърджали и при селата Сипей и Пропаст. От СИ е ограничен от т. нар. Сипейски разлом, а от ЮЗ – по паралелна разломна линия. Блокът е оформен от финопепелните материали на туфитната пачка от пирокластично-варовиковата задруга (Кърджалийска група). Предполагаемата денивелация не превишава 100 m.
Чобанска разломно-блокова зона. Маркира се по серия блокови структури с противоположен знак и разнообразни размери, заемащи пространството между селата Плешинци и Чобанка в ЮИ част на картния лист. Общата им ориентация е предопределена и паралелна на субекваториалната до ИСИ посока на Островецката разломна зона.

Най-източният грабеновиден блок на структурата е насочен радиално или е врязан във вътрешните периферни части към центъра на калдерата. Малък хорст от лави на Момчилградския вулкански подкомплекс разделя източните негативни структури от значително по-обширното пространство на едностранно пропаднал от юг грабен, разположен в района на с. Плешинци. В строежа на блоково оформените зони са представени главно реликти от прикалдерните смесени (езерни и гравиталитни) седименти от задругата на блоковите брекчи, части от постилащата ги пирокластика и просичащи я риолитови канали на Равенския подкомплекс.

Според дебелината на тези отложения, денивелациите не превишават първите десетки метри.
Ябълковецки грабен. Разполага се в района на едноименното село (източно от Момчилград), е западно продължение на Чобанската зона. Изпълва се от киселите туфи на Равенския вулкански подкомплекс, които биха могли да се възприемат като съхранен реликт от по-значителен и денудиран впоследствие ареал на разпространение, понастоящем съсредоточен само в границите на калдерата. В рамките на грабена се включват и два риолитови центъра от подкомплекса.

Предполагаемата денивелация по ограничителните разломи не превишава 100 m.

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

Като единна второразрядна единица и под горното наименование се дефинира за първи път тук. Накратко, 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. Пълна характеристика на тази зона се предлага в обяснителните записки на картните листове Книжовник и Славяново – М 1:50 000. От зоната на к. л. Кърджали са застъпени само части от Високополянското понижение.
Високополянско понижение. Разположението на тази 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 пиренейски подетап. Запълва се от варовиково-пирокластичната задруга на Чифлишкия вулкански подкомплекс най-вероятно чрез периодични насочени взривове и внушителни пирокластични потоци, генерирани от треторазрядните 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 изследванат площ. Деформациите му се обвързват с късен или, както считат Боянов, Горанов (1997ф), „свързан с проявата на Савската фаза структурен план”.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. Скалите на варовиково-пирокластичната задруга от рамките на Високополянското понижение изграждат малка част от южното и югозападно крило на т. нар. Бряговска синклинала (Карагюлева и др., 1956ф; Боянов и др., 1958ф, 1962ф).

Преобладаващите спокойни (5–10º) елементи на СИ и изток в крилата от района на селата Повет и Панчево, както и сходните, но затъващи на север структури от района З, Ю и И от с. Скалище в общи линии очертават плавното дъговидно прегъване на структурата, ясно изявено в околностите на с. Перперек (к. л. Книжовник – М 1: 50 000). Поради силно усложненото до напълно редуцирано срещуположно крило и ядрени части Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) използва понятието „Перперешка моноклинала”.

Пълно описание на гънково-блоковия комплекс, вкл. упоменатите структури, се прави в Обяснителна записка на България в М 1: 50 000 – к. л. Книжовник.

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 2.72 Mb.

Сподели с приятели: