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

Изтегляне 1.67 Mb.

страница	11/15
Дата	12.06.2017
Размер	1.67 Mb.
	#23315
Тип	Задача

1 ... 7 8 9 10 11 12 13 14 15

4.6. Кватернер

Кватернерните наслаги, разкриващи се в площта, се поделят на литогенетичен и възрастов принцип на алувиални, пролувиални, делувиални и смесени с плейстоценска и холоценска възраст.

4.6.1. Плейстоцен

4.6.1.1. Алувиални наслаги на надзаливни тераси (aQp)

Алувиалните наслаги с плейстоценска възраст имат ограничено разпространение. Изграждат надзаливните тераси на р. Мечка, североизточно от с. Новаково.

Наслагите са представени от добре заоблени и огладени чакъли и валуни с разнообразен петрографски състав. Матриксът е от грубозърнести, неравномерно разпределени пясъци.

Дебелината е до 3–4 m.

4.6.1.2. Пролувиални наслаги (prQp)

Пролувиалните наслаги изграждат наносния конус на р. Мечка при с. Новаково и на р. Чинардере при с. Тополово. Покриват с неравна размивна граница песъчливо-глинестата задруга, както и различни по-ниски нива на геоложкия разрез.

Наслагите са представени от слабосортирани валунно-чакълни и песъчливо-гравийни разновидности. Преобладават полузаоблените, рядко заоблените късове от разнообразни вулканити. Към челните части на конуса се увеличава количеството на разнозърнестите пясъци и глинестите пясъци, където изграждат неиздържани прослойки и лещи.

Дебелината е до 20 m.

4.6.1.3. Алувиално-пролувиални наслаги (a-prQp)

Алувиално-пролувиалните наслаги имат голямо разпространение в долината на р. Чинардере и вододела с р. Сушица. Покриват с неравна размивна граница миоценската песъчливо-глинестата задруга и различни по-ниски нива на геоложкия разрез.

Съставът е аналогичен с този на пролувиалните наслаги, но се отличават с по-голямата степен на транспортна обработка. Чакълите и валуните са с пъстър петрографски състав, добре заоблени и огладени. Матриксът им е песъчлив, глинесто-песъчлив до глинест. На север количеството на пясъците се увеличава.

Дебелината на алувиално-пролувиалните наслаги варира от 6–7 m до 20 m. По данни от сондажа С4-Т, северно от с. Тополово дебелината им достига 150 m.

4.6.2. Холоцен

4.6.2.1. Делувиални наслаги (dQh)

Делувиалните наслаги заемат междуконусните понижения в подножието на планинския склон. Представени са от кафеникави глинести пясъци и глини, включващи ръбести късове с различна големина (в т. ч. блокове) от скалите, изграждащи склона. На места се наблюдава неясна хоризонтална слоестост.

Дебелината е до 4–6 m.

4.6.2.2. Пролувиални наслаги (prQh)

Пролувиалните наслаги образуват добре издържан конусен шлейф в подножието на Родопите между с. Тополово и с. Новаково. Покриват плейстоценските пролувиални наслаги.

Наслагите са представени от полузаоблени, полуръбести и ръбести разнокъсови чакъли и валуни, по-рядко блокове от вулкански скали. Матриксът им е песъчлив. Към челните части на конусите късовете издребняват и се увеличава количеството на песъчливата компонента. Пясъците образуват неиздържани тънки прослойки и лещи.

Дебелината достига до 10–12 m.

4.6.2.3. Алувиални наслаги – руслови и на заливни тераси (aQh)

Алувиалните наслаги изграждат заливните тераси на големите реки. Представени са от различни по големина и степен на заобленост чакъли и валуни с разнообразен петрографски състав, както и от разнозърнести пясъци и глинести пясъци до песъчливи глини, неравномерно разпределени и преобладаващи в горната част. Русловият фациес е от различни по големина и форма чакъли и валуни, както и незначително количество грубозърнести до гравийни пясъци.

Дебелината е до 4–6 m.

5. ТЕКТОНИКА И МАГМАТИЗЪМ

5.1. Развитие на представите

Формирането на цялото Източнородопско терциерно околосвод-блоково пространство е в тясна позиционна и темпорална връзка с характера на процесите и структурите, генерирани във фундамента. Залагането на „Източнородопското понижение” (Р. Иванов, 1960) се обвързва с „късноларамийските движения от края на мастрихта и през палеоцена” (Atanasov, Goranov, 1984; Goranov, Atanasov, 1992).

Развитието на представите за геоложката и геодинамична позиция на вулканизма в Източнородопския регион е обстойно разгледано от Янев (в: Саров и др., 2006ф). Плейтектонският модел за магматизъм, свързан с континентална колизия на терени от Африканската плоча с южния ръб на Евроазиатската (с Балканския микроконтинент) при окончателното затваряне на Тетиския палеоокеан е предложен през 1979 г. (Янев, Бахнева, 1980). Източната част от вулкано-плутоничния пояс, само част от която е представена в Източните Родопи, е разположена непосредствено южно от Средногорската къснокредна островно-дъгова система. Тук той е обозначен като Македоно-Родопско-Североегейска вулканска (или магматична) зона – MRNEVZ (Harkovska et al., 1989, 1998). Според Янев (в: Саров и др., 2006ф) най-приемливо за Източнородопските вулканити е тълкуването им като „колизионен тип вулканити, формирани в постколизионна екстензионна обстановка”.

5.2. ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.2.1. Съподчиненост на структурите и критерии на тектонското райониране

Възприетата подялба на високоразрядни и градивни (подчинени) регионални структури от късноалпийския тектонски цикъл в Източнородопското околосвод-блоково терциерно пространство е осъществена на базата на принципите и критериите, разработени от Йорданов през периода 1995–2006 (Йорданов, 1999а, b; Yordanov, 2002). Доразвити или коригирани, тези представи са обобщени и онагледени на фиг. 15.

Съгласно приложения подход вместо дълбоко навлязлото в литературата „Източнородопско понижение” като първоразрядна структура, обединяваща цялото палеогенско пространство, се приема наименованието „Източнородопско комплексно понижение”. Добавката „комплексно” в наименованието акцентира върху сложния строеж и пространствена изменчивост.

Рангът на тази единица е относителен, засягащ само конкретния район, без да се приравнява или съпоставя с регионалните структурни зони и единици от по-висок ред, очертани при съвременното тектонско райониране на страната. Спрямо него е извършено и рангуването на съставящите го

Фиг. 14. Тектонска схема

1 – Тракийска литотектонска единица; 2 – Палеоценски нтрузиии; 3-11. Източнородопско комплексно понижение-Североизточнородопско понижение – Северозападна част: 3 – Крумовградско съставно понижение; 4 – Припекско съставно понижение; 5 – Ранилистко понижение; 6а – Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог-ЮИ клон; 6б – Буковски вулкан; 7-10. Боровишка вулкано-тектонска структура: 7-10. докалдерен етап: 7 – Драгойненски вулкан; 8 – Брястовски вулкан; 9 – Новаковски вулкан; 10 – син-посткалдерен етап; 11 – Хайкънско понижение: 11а – Бряговски вулкан с 11б – източни дистални участъци; 12-14. Тракийска депресия-Горнотракийска депресия: 12 – Драгойновско понижение; 13 – Пловдивско понижение; 14 – неподелени кватернерни наслаги; 15 – условни граници на посткалдерни тензионни дайкови снопове (зони) 16 – синклинали:  Синивръшко брахисинклинално прикалдерно прегъване; 17 – разломи:  Сърнишки калдерен разлом;  Новаково-Пилашевска разломна зона с Новаково-Пилашевски дайков сноп;  Костински разлом;  Камилски разломен сноп;  Синивръшки разломен сноп;  Тополовски разлом;  Липовски разлом;  Мечкински разлом;  Леновски разлом; 18 – предполагаеми разломи; Други посткалдерни тензионни снопове: ШП – Шаренприпекски; РБ – Равенборски. Блокови структури: ТК –Тополовски клин ; БК – Боровишка калдера; МК – Мурговска калдера
структури от втори и трети порядък.

Някои термини, първоначално възприети при тектонската подялба в част от вече отпечатаните геоложки карти в М 1:50 000 за района и съответните, издадени до момента съпровождащи ги обяснителни записки, са избегнати или променени. Промяната е мотивирана от значението на термина „структурна (тектонска) зона”, което понастоящем се влага в него при тектонското райониране на алпийските високоразрядни единици. Вместо традиционната по-свободна употреба на този термин за структури от различен ранг (широко прилагана и за палеогенското пространство в Източните Родопи) се налага тенденцията за придаване на по-тесен смисъл за структури с определен по-висок ранг. По тази причина използваните до този момент в настоящето проучване „зони” и „подзони” са заменени с по-неангажиращи понятия като „структура”, „част” или „участък”.

В някои от предстоящите обяснителни записки към окончателно оформените геоложки карти несъответствието не може да бъде избегнато, поради което в тях за по-голяма яснота се прилага двойствено обозначение.

Второразрядните структури обобщават или визират само набора от последователно наложени пространствено обособени треторазрядни структури (предимно понижения) и/или вулкански структури като отражение на поредицата от указаните на фиг. 15 етапи на формиране. Всеки от тези етапи е свързан с определена генерация и тип деформации, но отделянето им по структурни планове в повечето случаи е трудно осъществимо.

Отделени са три второразрядни структури. Две от тях – Североизточнородопското и Момчилградското понижение са също с характер на сложноизградени комплексни депресии. Третата – Звинишко-Ибреджекската комплексна структура – е със специфичен и силно усложнен вътрешен строеж.

Изложеното по-горе мотивира целесъобразността от използване и на термини, характеризиращи най-общо финалния структурен облик на второразрядните структури като резултат (краен ефект) от разноетапните деформации в техните рамки. В качеството на такъв се използва терминът гънково-блоков комплекс. От една страна това е наложително, за да се диференцират считани за синоними понятия (напр. „Момчилградско понижение” = „Момчилградска синклинала” („синклинорий” – Геоложка карта на България в М 1:100 000, к.л. Кърджали). За Североизточнородопската комплексна депресия не съществува подходящ термин, обединяващ множеството описани от различни автори разнотипни гънкови структури. Предложеният от Р. Иванов „Кърджалийски антиклинорий” не отразява особеностите на тектонския строеж на това пространство. Някои от тези структури са сравнително издържани, други са с по-локален характер.

От друга страна някои строежни особености на второразрядните структури имат сложно преплетени взаимоотношения, изразяващи се в

Фиг. 15. Схема на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структури в Източнородопското комплексно понижение (щрихованите полета показват застъпените единици в рамките на картния лист).

Абревиатурни обозначения:
ЗИКС – Звинишко-Ибреджекска комплексна структура със СМП – Св. Маринско понижение; ВПП – Високополянско понижение (северна дистална зона на Нановишкия вулкан) и НП – Ненковско понижение (западна дистална зона на Нановишкия вулкан); ТД – Тракийска депресия; ГТД – Горнотракийска депресия; ДТД – Долнотракийска депресия; ХМП – Харманлийско понижение; АКБВ – Ареа на късния базичен вулканизъм; ПТЗ – Планинецка тензионна зона; ГТЗ – Галенитска тензионна зона; ЗТЗ – Загражденска тензионна зона; ТВТС – Татаревска вулкано-тектонска структура; ХП – Хайкънско понижение; ЗВТС – Звезделска вулкано-тектонска структура; ГИП – Горскоизворско понижение; ИРР – Източнородопски риф
налагане, преработка, наличие на подвластни и присъщи общи и характерни

елементи, отнасяни към различни тектонски събития.

Всяка една от второразрядните структури е поделена на пространствено обособени условни или най-често регионално тектонски ограничени части, обозначавани като „подзони” в по-ранната схема. Те, от своя страна, могат да бъдат отъждествени с една или комбинация от две и повече треторазрядни структури така, както са изразени на фиг. 15.

Тензионните трансзонални зони са самостоятелни структури извън горепосочения йерархичен ред. Терминът „зона” се запазва поради традиционно наложилата се употреба, т. е. въвеждането им като такива в българската геоложка литература.

* *

Според Йорданов (1999а) отделянето на строго фиксирани нагъвателни фази по общоприетата схема (напр. Боянов, Горанов, 1997ф) е неприложимо. В този смисъл и за конкретния регион тук се поддържа тезата, близка до известния модел на „непрекъснато-прекъснатия” процес на деформации на Хайн (1973).

На фиг. 15 тази концепция е изразена чрез обособяването на 4 главни структурообразувателни етапа: R₁ – ларамийски; R₂ – илирски (късноеоценски); R₃ – ранноолигоценски и R₄ – хат-рецентен (или неотектонски), всеки от които е поделен на съответния брой структурни подетажи в обвръзка с времето на залагане на треторазрядните структури.

Схемата не отразява етапите на локално проявени размиви, осушавания или трансгресии, свързани с калдерното развитие на Боровишкия, Сушицкия и Нановишкия вулкан.

Характерно за целия периметър на първоразрядната структура е неизразителната гънково-блокова, „германотипна” нагънатост. Преобладава мнението (напр. Кацков и др., 1966ф; Йорданов, 1999а, и др.) за приоритета на радиалните движения в кристалинната рамка и трансформирането им в тангенциално притискане на скалите от депресионните корита.

Етапността на структурообразуване темпорално съвпада и е резултат (пликативно отражение и крехки деформации) от по-значими етапи на комбинирания механизъм „емерзионен импулс – блокова дезинтеграция” (Йорданов в: Саров и др., 2002ф), изразена чрез последователността R₁–R_n.

Залагането на двете второразрядни структури с характер на комплексни депресии в трайно очертаните им граници се предшества от формирането на Крумовградското и Припекското понижение, чиито регионален обхват и залагане се свързва с края на ларамийския и началото на илирския етап на развитие (фиг. 15). За разлика от тях в един по-късен времеви интервал, съответстващ на началото на пиренейския етап, се формира друга широкообхватна – Кърджалийска депресия с „трансзонален” характер.

5.2.2. Понижения от началото на късноалпийското развитие на областта

Крумовградско понижение. Тази структура е отделена и характеризирана от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) като „мастрихт-палеоценско панизточнородопско съставно понижение”. С това се акцентира върху три негови характеристики: 1) ранно заложение; 2) широка обхватност; 3) сложност на вътрешната структура. Крумовградското понижение се изпълва и маркира от материалите на Крумовградската група, свързани с процеси на крехки, предимно полегати срязвания на отделяне или отлепване, с блокова дезинтеграция, формиране на крехки гравитачни плаки по периферията на подуванията, съпроводено с обрушване и денудационни процеси от най-различно естество.

Залагането на тази структура бележи началото на късноалпийската тектонска активизация (R₁). Съпроводено е от краткотрайна и според нас ограничена по обхват трансгресия (напр. Dimitrova et al., 2001 – за района на Ивайловград).

Новите данни поставят под съмнение твърденията на Боянов, Горанов (1994) и Dimitrova et al. (2001) за палеоцен-еоценска морска седиментация в тази част на Източните Родопи.

Съставността (мозаечният характер) на понижението произтича от често локалното развитие на периферните или (по-рядко) вътрешнопланински обуславящи го структури, т.е. от липсата на пространствена връзка между тях. Предвид механизма на залагане, площта му далеч надхвърля границите на Източните Родопи.

На територията на изследваната площ седиментите на Крумовградската група се разполагат в южната и източна периферия на Изворовското подуване (Боянов и др., 1995). На повърхността те оформят накъсана ивица, разположена между селата Тополово и Новаково. Откъслечни разкрития и бързо изклинващи в западна посока седименти на групата са установени ЮИ от с. Леново. В източна посока несвойствено дебели груботеригенни наслаги са установени по сондажни данни в района на с. Искра. Само в рамките на няколко километра същите бързо изклинват на североизток към с. Брягово.
Припекско понижение. Отделено е от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) по името на с. Припек, разположено на територията на к. л. Златоград (М 1:50 000). По подобие на Крумовградското понижението е именувано с характеристиките за обхватност („панизточнородопско”) и сложност („съставно понижение”).

Структурата има нов, несъвпадащ контур и пълнеж в ареала на разпространение спрямо подстилащата, по отношение на която се явява наложена. Маркира се по разпространението и се запълва от материалите на Ивановската група и основно – от скалите на Подрумченската свита. Заложена е на етапа R₂¹. В състава ù могат да се отделят редица частни понижения от по-нисък ред.

5.2.3. Североизточнородопско понижение – северозападна част

Североизточнородопското понижение (СИРП) е второразрядна структура, отъждествяваща се с пространството, рамкирано по границата на Ранилисткото понижение, Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог и западните участъци на Кърджалийската депресия. Към нея спадат Маджаровската и Боровишката вулкано-тектонска структура. В по-регионален план, по периферията с кристалинните бордове се маркират откъслечни площи, отнасящи се към обхвата на по-ранните Крумовградско и Припекско съставни понижения.

СИРП има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ то е тектонски ограничено по разломи, оформящи Тополовския клин. Югоизточният му фланг се маркира по центриклинално оформена зона, отново тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче или зоната на Авренския разлом (к. л. Крумовград – М 1:50 000). Второразрядната структура не бива да бъде съпоставяна със „Североизточнородопско понижение” (Боянов и др., 1995) и само отчасти отговаря на т. нар. Североизточнородопска зона (Boyanov, Goranov, 2001).

В обхвата на второразрядната структура се отделят четири части – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист е застъпена само фрагмент от северозападната част на СИРП.

Съобразно приложената нова тектонска подялба, към обхвата на северозападната част на СИРП са включени: Ябълковско-Сталевската структура; северозападните флангове на Ранилисткото понижение и Леново-Крумовградският вулкано-седиментен трог; цялото пространство, заето от докалдерните вулканити и син-посткалдерните прояви на Боровишката вулкано-тектонска структура; Татаревската вулкано-тектонска структура и т. нар. Хайкънско понижение. В рамките на картния лист попадат: западната част на Буковския вулкан (към Минзухарска вулкано-тектонска структура в рамките на вулкано-седиментния трог); Брястовският, Драгойненският и Новаковският вулкан; северните периферии на Мурговската и Боровишката калдера; обособени пространствено, но разгледани обединено към състава на Тримогилския вулкански подкомплекс посткалдерни тензионни снопове, както и фрагменти от т. нар. Хайкънско понижение, включващо продуктите на Бряговския вулкан и асоцииращите с тях седименти.

5.2.3.1. Треторазрядни единици

В рамките на к. л. Искра – 1:50 000 са представени части от две големи треторазрядни единици – Ранилисткото понижение и Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог (фиг. 15), както и Боровишката вулкано-тектонска структура и опасващите я структурни единици.
Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999b). Новото наименование (поради омонимията с наименованието на първоразрядната структура) се предлага при настоящите изследвания. 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. На територията на к. л. Искра е очертан нейният СЗ фланг, маркиран по седиментите южно от с. Тополово в ивица, разположена западно, източно и СИ от с. Новаково и изградена от скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга, както и изолирано петно от същите материали източно от с. Нови извор.
Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог (ЛКВСТ). Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф; 1999b). Новото наименование се предлага при настоящите изследвания. Това твърде мащабно съоръжение от III ред се залага на етапа R23, окачествяван често като времето на илирския преврат (Е. Бончев, 1971).

Трогът представлява инверсна (компенсационна) тилна зона на разтягане и активен колапс, съпроводен от дълбочинни осови или вътрешнобордови скъсвания, генериращи и контролиращи изцяло късноеоценския среднокисел вулканизъм в неговите рамки. Вън от периметъра му не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

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

На територията на к. л. Искра са застъпени части от северозападния фланг на трога. Той е представен от окрайните зони на неговия ясно очертан в югоизточна посока североизточен клон. От своя страна клонът контролира приабонските вулкански прояви, чиито продукти са част от поетапното развитие на единната, новодефинирана Минзухарска вулкано-тектонска структура. На повърхността трогът се маркира по разпространението на Пъдарската свита, изклинваща на северозапад в района ЮИ и ССИ от с. Леново. Под контрола му е заложението на Буковския вулкан. Северно от него и източно от с. Брягово по сондажни данни се установява изклинване в северна посока, очертаващо разположението на фланга най-общо по източната периферия на Изворовското подуване в рамките на Тополовския клин.

Буковски вулкан (към ЛКВСТ) Като вулканити с приабонска възраст, разположени в ядката на т. нар. Пилашевско подуване, структурата се споменава за първи път в Боянов и др. (1960ф). На повърхността в източна посока тя изгражда голяма част от северозападния борд на Брястовския грабен. В този район тя е със ЗЮЗ–ИСИ удължение, дължина 9 km и сравнително постоянна (3–4 km) ширина. Южното ù продължение остава скрито дълбоко в основата на грабена. На територията на картния лист е обхваната нейната западна половина, изградена изключително от шошонит-латитов тип вулкански скали – основно разтечени на север и ЗСЗ лавови потоци, прослояващи се от лавобрекчи и туфи с аналогичен състав. На изток дебелината на тези материали в рамките на Брястовската калдера (к. л. Сусам – М 1:50 000)превишава 600 m. Западно от с. Буково са разкрити няколко неправилни, но общо взето удължени и ориентирани паралелно на Новаково-Пилашевския дайков сноп (Тримогилски вулкански комплекс) субвулкански тела с шошонитов състав. На около 2 km ЮЗ от селото е внедрена Пилашевската интрузия с неголеми размери.

Зараждането на вулкана се свързва с магматична активизация в северозападния фланг на Минзухарската магмопроводяща крипторуптурна зона (Йорданов в: Саров и др., 2006ф), заложена през късния еоцен и изцяло привързана към североизточния клон на вулкано-седиментния трог. Разположението и удължението на Буковския вулкан, както и това на субвулканските тела от района на с. Буково обаче преповтарят ориентацията на Новаково-Пилашевската зона (Йосифов и др., 1990). Приемаме, че мисленото продължение на същата и пресечницата и с разломите от Маришката зона на ИСИ вероятно предопределят заложението на приабонските вулкани от Ябълково-Сталевската зона (к. л. Сусам и Ябълково – М 1:50 000). Тази, засега недоказана хипотеза предполага по-ранно заложение на Новаково-Пилашевската зона и генериране на Буковския вулкан на пресечницата и с Минзухарската зона в късноеоценско време. По тази причина тук не се изключва възможността Драгойненският вулкан да представлява сравнително отдалечен във времето етап на доразвитие и еволюция на магматичната топилка от единна магмена камера със старо заложение.

Боровишка вулкано-тектонска структура. Като „Боровишка вулкано-тектонска депресия” е въведена от Р. Иванов (1972). Според автора тя включва „всички елементи от вулканските апарати на терциерния вулканизъм в Боровишкото понижение (Р. Иванов, 1960)”.

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

В развитието на Боровишката вулкано-тектонска структура се очертават три ясно обособени етапа (Р. Иванов, 1972): докалдерен (или „докалдерен комплекс” по същия автор); калдерен (или „калдерен комплекс”, отъждествяван с т. нар. задруга на втори кисел вулканизъм в района) и следкалдерен (или „следкалдерен процес”).

На к. л. Искра са обхванати продукти или структурни подединици, охарактеризиращи, макар и частично, всички главни етапи от нейното развитие.

Докалдерно развитие. Към началните етапи от залагането на структурата в рамките на изследваната площ са застъпени продуктите на Драгойненския, Брястовския и Новаковския вулкан. В определен момент Брястовският етап от развитието на обединителната треторазрядна структура съдържа елемент (подетап) на самостоятелно калдерообразуване (к. л. Сусам – М 1:50 000).

Драгойненски вулкан. Като „Пилашевско подуване” структурата е разглеждана за първи път от Боянов и др. (1960ф). В по-късните изследвания (Нафтали и др., 1994ф) се налага наименованието „Драгойновска вулкано-тектонска структура (вулкан)”. В обяснителната записка към к. л. Искра – М 1:100 000 (Боянов и др., 1995) авторите неоснователно, според нас, ревизират първоначалните си представи за строежа на „подуването”, а именно за „ядро”, изградено от приабонски вулканити и органогенни варовици, и „мантия” – от олигоценски латити (Боянов и др., 1960ф).

Драгойненският вулкан е развит главно по северната и източна периферия на Боровишката калдера. Структурата се възприема като самостоятелна докалдерна постройка, чиито материали се различават чувствително от ултракалиевите латити на Брястовския вулкан и от Безводенските латити (к. л. Комунига в М 1:50 000).

На картен лист Искра е обхваната северната и западна периферия на вулкана. В изследваната площ той представлява сравнително сложно устроена, полифазна куполообразна структура, обтичаща от север и запад скалите на Буковския вулкан. Разположен е по северния ръб на Боровишката калдера между източно от с. Новаково и с. Драгойново, и източно от Тополовския тектонски клин. Западно от главната постройка е оформен малък сателитен вулкан с център, разположен южно от вр. Таушаница. В някои по-стари изследвания т. нар. Таушаницки вулкан е отнасян към приабона (т. е. към т. нар. задруга на първи среднокисел вулканизъм). Като част от Драгойновския вулкански комплекс се разглежда за първи път в Нафтали и др. (1994ф).

Драгойнeнският вулкан е субареална структура, която започва развитието си със слаба експлозивна фаза, регистрирана в основата по северната периферия южно от с. Драгойново. Ефузивната фаза е пулсационно проявена и продуцира многократно наслагващи се потоци и покрови от разнообразни по характер латитови лави и лавобрекчи. По-главни вулкански центрове са установени СИ от вр. Калето и около вр. Драгойна. Освен това са регистрирани десетки паразитни канали с неголеми размери, запълнени от гърлови (експлозивни) лавобрекчи.

Двата канала, регистрирани при вр. Драгойна, вероятно са подновили своята дейност на сравнително по-късен етап. Районът между вр. Калето, с. Искра до източно от с. Новаково е изграден изключително от потоци от средно- до дребнопорфирни латити. Сондаж С-4 в землището на с. Искра пресича сил от същите скали, вместен между материалите на конгломератно-пясъчниковата задруга и Пъдарската свита.

Брястовски вулкан. Това е един от големите олигоценски вулкани в Източните Родопи. Разполага се между селата Новаково – Ангел войвода на запад и Сусам – Хасковските мин. бани на изток (к. л. Сусам – М 1:50 000). Голяма част от него попада на територията на изследвания район. Според съвременната му конфигурация не се изключва първичен частично линеен характер, обусловен и следващ ориентацията на Новаково-Пилашевската зона с дълбоко заложение (Йосифов и др., 1990). Заедно с внедрената на дълбочина над 1 km Горнобрястовска монцонитова интрузия в Брястовския грабен (к. л. Сусам – М 1:50 000), той образува една вулкано-интрузивна асоциация. Интрузията вероятно центрира един от главните вулкански канали. Други подхранващи центрове не са установени на повърхността, но наличието им вероятно остава скрито във вътрешността на калдерата. В еволюцията на вулкана се отделят няколко етапа (Yanev, Pecskay, 1997): 1) лавов ултракалиев с формиране на малка калдера, вероятно на върха на вулкана; 2) кварцлатитови до трахидацитови куполи, разкриващи се по източния склон на вулкана и 3) трахириодацитови куполи.

На територията на к. л. Искра вулканът е изграден само от лавови потоци и покрови от едро- до грубопорфирни по санидин ултракалиеви латити. Същите изграждат праволинейна ивица с посока 75дължина 14 km и ширина 3–4 km, съсредоточена по северната външна периферия на Боровишката калдера. Високите, хаотични наклони на разтичане в лавите не са указание за вулкански канали, а се обясняват с локални завихряния при придвижването на относително по-леки, препълнени със санидинови порфири маси (Yanev, Pecskay, 1997).

Новаковски вулкан. Това е новодефинирана структура, чието обособяване става възможно с отделянето на Брястовския ултракалиев вулкан (Yanev, Pecskay, 1997). От Нафтали и др. (1994ф) те се разглеждат обединено към състава на Драгойновския вулкански комплекс (респ. вулкан).

На територията на картния лист е разкрита само част от североизточната периферия на постройката, оформена като ивица със субекваториално до югоизточно направление, дължина 9–10 km и ширина 1–2 km. Продължението ù на ЮЗ и евентуалните вулкански апарати остават скрити под скалите на туфозната задруга, изпълващи централните части на Боровишката калдера.

Новаковският вулкан е изграден от преобладаващо разтечени със средностръмни наклони на ЮЗ и юг лавови потоци от зеленикави дребно- среднопорфирни латити, прослояващи се от лавобрекчи и грубопепелни до лапилни туфи с аналогичен състав. Южно от с. Тополово всред скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга е оформено неголямо субвулканско тяло, а същият район изобилства от дайки и особено силове, послойно разположени на различни нива всред седиментите на единицата.

Калдерно развитие и строеж на Боровишкия калдерен комплекс. Боровишката (Янев, 1990) или Сърнишка калдера (Р. Иванов, 1972) има телескопиран строеж като следствие на неколкократните пропадания в нея. Тези факти определят характеристиката ù като калдерен комплекс в смисъла на Heiken et al. (1990) за калдерния комплекс Vales/Toledo. Тя е с неправилна елиптична форма, удължена в И–з посока и с размери 15 х 34 km. Неправилната ù форма вероятно се дължи на докалдерния структурен план на цокъла, по-специално на наличието по гравиметрични данни на два регионални разлома – Новаково-Пилашевския и Ардино-Спахиевския (Д. Йосифов и др., 1990).

Източният (Сърнишки) и западният (Четрошки – к. л. Лъки – М 1:50 000) бордови разлом са дъгообразни. От юг калдерата е оградена от кулисообразно подредени субекваториални разломи. От север повечето от бордовите разломи са трудно различими. Те се открояват на обемните модели на релефа на допалеогенския фундамент (Янев, 1990; Dhont et al., 2008), съставен въз основа на данните на Д. Йосифов и др. (1990).

По същите данни в средата на калдерата и над 600–700 m над нейното дъно се издига един вероятно по-късен резургентен купол с субмеридионална посока. В купола допалеогенският цокъл се разкрива на дълбочина само 300–400 m на фона на 1–2 km дълбочина в източната и западната част.

Калдерообразуващи етапни последователности. Характеризирана е от Янев (1990), Yanev et al. (2005) и Dhont et al. (2008), като са маркирани следните събития:

1. Отлагане на няколко метра латитови епикластити (вулканокластични конгломерати и пясъчници). Върху тях се разполага дебелослоесто редуване на риолитови епикластити, туфити, въздушноотложени туфи (fall-out) и тънки пластове слабо- до средноспечени игнимбрити. Южно от калдерата (при с. Небеска, к. л. Комунига – М 1:50 000) епикластитите съдържат овъглени растителни остатъци. На няколко места в тях се наблюдават тънки шошонитови (над с. Безводно – Марчев, 1985) или латитови (западно от с. Жълт камък) потоци, вероятно последни отгласи на ранноолигоценския докалдерен етап.

2. В западната си част калдерата е запълнена от дебела 2–3 km серия от силноспечени игнимбрити, като по интерпретацията на Буге-аномалиите метаморфният цокъл се намира на дълбочина 1,4 km (Цветков, Никова, 2003). Игнимбритите са обединени в 4 единици на охлаждане, разделени с дебела няколко метра пачка от неспечени игнимбрити и въздушно отложени туфи с акреционни лапили и силноовъглени растителни останки. Всяка единица на охлаждане съдържа множество пирокластични потоци, чиято индивидуалност е напълно заличена от спичането. Съставът им е трахит– трахидацитов до трахириолитов. Обилната риолитова кластика в някои пирокластични нива, както и в епикластите, указва за наличие на риолити в

Етапи на киселия вулканизъм

Подетапи

Тип вулаканска дейност и фазови последователности

Вулкански тела и продукти

Индекс на литоединицата

Възраст (Ma)**

K-Ar (±2)

Ar-Ar

Дайков в тензионните зони

субвулканска

дайки и субвулкански тела

с базичен до кисел състав

T*

25–29,5

31,76
±0,44

Посткалдерен

ІІ резургентен подетап:
„възроден” матматизъм и

резургентно подуване във фундамента

екструзивна

Йончевски трахириолитови куполи

(dome cluster)

Y

?

30–32

n.d.

субвулканска

дайки в калдерните разломи

Cdd

32,5

31,75
±0,32

Калдерообразуващи

Калдерен

ІІ калдерно пропадане (Боровишка калдера)

Туфозна задруга (t)

–

–

І резургентен подетап
(„възроден” магматизъм)

експло-зивна

субвулканска

пирокластити (tf)

Шаренноско субвулканско тяло

Sh*

33,0

n.d.

ефузивно-екструзивна

Мургенски пръстеновиден купол

M

n.d.

31,86
±0,22

І калдерно телескопирано пропадане (Боровишка и Мурговска калдера)

–

–

До- и синкалдерен

експлозивна, ефузивна

игнимбрити (слабо- до силноспечени);
туфи; погребани куполи;

Маденски трахидацити (извънкалдерни)

Md*

33

n.d.

34–33,5
(t)

32,16
±0,3 (t)

епикластити,
туфити и туфи

bcg*, ep*

–

–

Табл. 4. Етапни и фазови последователности в развитието на Боровишкия калдерен комплекс

Абревиатури: T – Тримогилски вулкански подкомплекс; Y – Йончевски трахириолити; Cdd – Трахидацити и трахириолити – калдерни дайки; Sh – Шаренноски трахириолити; М – Мурговски лещови трахириолити; Md – Маденски трахидацити; t – туфозна задруга; tf – туфитна задруга; bcg – брекчоконгломератовазадруга; * – извън територията на изследваната площ; ** – по цитираните в текста определения и публикации

нековете на погребаните пирокластични гърла и/или за разрушаващи се риолитови куполи.

3. Бързото изхвърляне на огромните маси пирокластити е довело до телескопирано калдерообразуване, от което сега се забелязва само централната – Мурговска калдера (Янев, 1990; Dhont et al., 2008). Тя има диаметър 7–10 km и вероятно е разположена на мястото на вулканските центрове от предния стадий. На територията на картния лист попадат само най-северните ù дъговидно пропаднали участъци. Маркирана е от отрицателни гравианомалии и разломи с амплитуда 300–400 m (Д. Йосифов и др., 1990; Цветков, Никова, 2003). В предполагаемия източен, западен и южен бордови разлом е внедрено секущо пръстеновидно тяло с посочения по-горе диаметър и широчина 0,3–5 km. В най-горната си част то преминава в къси (до 1 km) потоци, дебели няколко десетки метра. В северния бордови разлом е локализиран вулканският център Жълт камък (диаметър 700 m), дал потоци, дълги няколко километра.

Секущото тяло и потоците са съставени от Мурговските лещови (игнимбритоподобни) трахириодацити до риолити. Лещовите вулканити са процепени от множество десетки тела от по-слабо засегнати от промяната черни перлити със същата текстура и впръслеци.

4. Продължава изригването на пирокластити с акреционни лапили в най-горните нива (с. Жълт камък), които покриват потоците на пръстеновидното тяло. В западната част на последното (в района на с. Шарен нос, к. л. Комунига – М 1:50 000) се внедрява едно голямо (3,5 x 4 km) и няколко по-малки субвулкански тела. Съставът им е трахириодацитов до трахириолитов.

Изригването на тези големи маси от пирокластити е довело от ново пропадане и оформяне на Боровишката калдера като калдерен комплекс в сегашната ù форма и размери. Всички вулканити, образувани след този етап на калдерообразуването са обединени като посткалдерни вулкански прояви.

В извънкалдерния район (главно на юг от калдерата) се разкрива същият разрез на кисели пирокластити (въздушноотложени туфи, прослоени със слабо- до средноспечени игнимбрити), всичките напълно зеолитизирани. В района северно от с. Безводно, к. л. Комунига – М 1:50 000 (Марчев, 1985) в тях са вместени потоци и куполи на трахидацити, трахириодацити и трахириолити, някои от тях с перлитова периферия. Те са наречени от същия автор шошонитови ниско- и високосилициеви риолити и вероятно се отнасят към описвания тук втори етап.

Посткалдерни вулкански и тектонски прояви. Отделят се следните посткалдерни вулкански етапа (Янев, 1990; Янев и др., 2005):

1. Внедряване на няколко дайки с трахидацитов и риолитов състав и перлитна периферия в източния и южния бордови разлом.

2. Внедряване и изтискване на голям брой високо-Si трахириолитови куполи и криптокуполи в източната част на калдерата (Йончевски трахириолити). Много от тях са с масивна перлитова периферия. Диаметърът им е от няколко десетки метра до 1 km. Всеки един от куполите, достигнали земната повърхност, може да се разглежда като моногенен вулкан, а в съвкупност те образуват куполен ареал (dome cluster). Тук могат да се отделят два такива ареала – Паничково-Комунишки и Сърнишко-Йончевски. Към първия освен няколоко купола на изстискване се отнасят едно голямо тяло от фелзитови риолити (при с. Паничково) и един малък нек (0,5 х 0,3 km) от ивичести трахириолити. Към втория се отнасят голямо количество куполи и криптокуполи с възраст 30–32 Ма (K-Ar метод - Lilov et al., 1987), което отговаря на т. нар. ІІІ ранноолигоценска кисела фаза в схемата на Източнородопския вулканизъм. Сега куполите са денудирани на различни нива, вкл. и до нековите им части. Този етап завършва с внедряване на много богати на фенокристали (над 50%) трахириолити (вр. Летница, к. л. Сусам – М 1:50 000), остатъчен продукт на зонална магмена камера (по модела на Hildreth, 1981).

Посткалдерни тензионни снопове. Към този тип вулкански структури са привързани скалите на Тримогилския подкомплекс. Той включва описаните за първи път от Боянов, Маврудчиев (1961) като Пилашевски дайков сноп посткалдерни етапи на вулканска активност. Тя е проявена като съсредоточени и групирани в тесни зони (снопове) дайки и преимуществено субвулкански тела с пъстър, разнороден състав.

Сноповете запълват калдерни разломи, разполагат се във вътрешността на калдерата или нейната периферия (Р. Иванов, 1972). На к. л. Искра са представени части от три основни структури – Новаково-Пилашевския; Шаренприпекския и Равенборския сноп.

Новаково-Пилашевският сноп маркира ССЗ рамка на Брястовския грабен, а в рамките на картния лист запълва преимуществено бордовите разломи по северната периферия на Боровишката калдера. Генералната му посока е 70º, дължина 25 km и максимална ширина 4,5 km. Основното му разпространение е между селата Новаково и Воден (к. л. Сусам – М 1:50 000).

В южната периферия на Буковския вулкан се разкрива малък сноп с посока 75º до субекваториална, дължина 4 km и широчина до 1 km. Изграден е от дълги до 1 km дайки с преимуществено кварцлатитов и кисел състав. Източното му продължение в пределите на Драгойненския вулкан около вр. Калето има сходни параметри, но е сравнително обособено като ареал и вид на телата, които го изграждат. Латитовите дайки от този район са отнасяни от Нафтали и др. (1994ф) към състава на „Драгойновски вулкански комплекс”. Заедно с тях дължината на тази „подзона” в рамките на картния лист нараства до 7,5 km.

Кулисообразно отместено на юг до околностите на махалите Душка и Дъгаля е запад-югозападното продължение на снопа. Тук той ограничава от север или просича скалите от Брястовския вулкански подкомплекс, включен в рамките на калдерата, а във фланга при с. Новаково – и скали на Новаковския подкомплекс. В тази част зоната има посока 70º (до субекваториална в района на указаните селища), дължина 12 km и максимална ширина около 2 km в ИСИ си фланг. Характеризира се със сравнително еднороден състав, дебелина и издържаност на киселите тела, внедрени по калдерната рамка. Западното му продължение е субекваториално и известно като Добростан-Тополово-Новаковски сноп (Янев, 1990).

Шаренприпекският сноп е новодефинирана структура. Следи се между с. Сърница (к. л. Сусам – М 1:50 000) до ЮЗ от вр. Сини връх, откъдето напуска границата на изследвания район и се съчленява с Тримогилския сноп (к. л. Комунига – М 1:50 000). Дайките от района на Сини връх са с посока 70º, а в източна посока снопът е със субекваториално направление. Дължината му е 26 km, при максимална ширина 3 km. На изток от площта той е представен от три кисели дайки, опиращи в или просичащи дайката, запълваща Сърнишкия калдерен разлом.

В рамките на картния лист Шаренприпекският тензионен сноп приблизително следва ориентацията на южния, кулисообразно сместен клон от Новаково-Пилашевския сноп, но има подчертано вътрешнокалдерно разположение, както и значително по-разнообразен състав и структурни характеристики на изграждащите го тела. Особено характерно е силоподобното субвулканско тяло от района на с. Ночево и мах. Шарен припек, даваща името на снопа. Тялото е със силно удължен в И–З посока, със стесняващ се във фланговете си контур; дължина 6,5 km и максимална ширина 2 km. Вместено е изцяло всред скалите на туфозната задруга. Изградено е от разтечени към периферията под ъгъл около 10º дребнопорфирни трахириодацити.

Едропорфирни риодацити до трахириодацити изграждат неправилно субвулканско щоковидно тяло, разположено около тектонския възел на около 3 km ЗСЗ от с. Жълт камък. Тялото е вместено основно всред скалите на Новаковския вулкански подкомплекс, но просича и материалите на туфозната задруга. Отново отместено на юг до района на вр. Самантетепе е западното и ЗЮЗ продължение на структурата.

Равенборски сноп. Зоната има генерална посока 160º, дължина 6,5 km и максимална ширина 1,5 km. Следи се между Стоянова махала в района на Тримогилския дайков възел (Р. Иванов, 1972) от юг (к. л. Комунига – М 1:50 000) до към 1 km източно от Гарванов връх. Разполага се напречно на Новаково-Пилашевския и Шаренприпекския сноп. Изградена е почти изцяло от дайки с шошонитов състав.

Структурни единици от периферията на Боровишката вулкано-тектонска структура. В пределите на картния лист се обособяват две единици с подобно ситуиране – Хайкънското понижение и Бряговският вулкан.
Хайкънско понижение. Като треторазрядна структура и под горното наименование се описва за първи път при настоящото проучване. Тя очертава периметъра на олигоценски плиткоморски епиконтинентален басейн, разположен в периферията (подножието), северно и северозападно от високо издигнатата постройка на Боровишката вулкано-тектонска структура. Съвременните очертания на понижението се маркират по разпространението на пирокластично-варовиковата задруга от състава на Бряговския вулкански комплекс. На изток (к. л. Сусам – М 1:50 000) скалите на тази единица са разпространени източно от яз. Езерово, а на север (извън територията на изследвания район) – до СЗ и източно от с. Патриарх Евтимово (к. л. Първомай – М 1:50 000). Неясна остава принадлежността на киселите вулканити от т. нар. задруга на първи кисел вулканизъм северно от Маришката зона и около Чирпан (Боянов и др., 1993).

Напълно допустима е връзката на тази структура с очертания в рамките на Татаревската вулкано-тектонска структура (к. л. Сусам – М 1:50 000) сходен по характеристики басейн от междинните (докалдерни и синкалдерни) олигоценски етапи от развитието на Гарвановския вулкански комплекс.

Бряговски вулкан. Няколко групирани екструзивни тела с кисел състав и неправилна форма са съсредоточени в района на вр. Хайкънска чука (западно от с. Брягово). Единични определения от силно денудираните и счетени за куполни структури риолити указват, че поне отделни участъци от тях не са лавови продукти, а са изградени от силно спечени игнимбрити, т. е. те представляват вероятни проксимални зони на пирокластични потоци. Дебели серии от слабо- до средноспечени игнимбрити изграждат района южно от указаното село. Незначителният обем лавови продукти позволява да отнесем цялостното развитие на вулкана към плинийския тип с доминираща експлозивна, пулсационно проявена дейност в субаквални условия (фреатомагматични ерупции).

Заложението (структурният контрол) на Бряговския вулкан е осъществено вероятно на пресечницата на Маришката зона от север с активиран на етапа разлом от системата, опасваща от изток Тополовския структурен клин.

5.2.3.2. Характеристика на гънково-блоковия комплекс

Тополовски тектонски клин. Структурата е въведена от Боянов и др. (1983). Съгласно Боянов и др. (1995) тя се разполага в ЮИ част на Пловдивската депресия и изгражда фрагмент от Пловдивското стъпало, разположено между Родопския масив (зона) и Тракийския ров. За определяща роля при формирането ù авторите определят субекваториалните разломи от Маришкия и Тополовско-Пилашевския разломен сноп, както и диагоналните Асеновградски и Долнославски разседи (извън площта) с „твърдишка” (ССИ) посока. Клинът е развит в обхвата на Горнотракийската депресия, с ясни тектонски граници със северния борд на Боровишката калдера от юг и докалдерния Драгойненски вулкан от изток. Схваща се като типично стъпало (праг), „опиращо на СИ в Средногорската зона и разделящо Пловдивското от Загорското понижение” (Боянов и др., 1995). В рамките на картния лист за последното твърдение няма убедителни свидетелства.

Западно от с. Леново по т. нар. Леновска флексура (Р. Иванов, 1972) или западно от Леново-Мечкенската фосилизирана разломна зона (Нафтали и др., 1994ф) се установява рязко издигане на фундамента, изграден от високометаморфни скали, ултрабазити и палеоценски плутонични тела. Същите се разкриват на повърхността ЮЗ от с. Нови извор и представляват части от Изворовското брахиантиклинално подуване (Боянов и др., 1995) със СЗ–ЮИ ориентация. По сондажни данни по периферията на подуването са развити само седименти на Крумовградска и Ивановската група, както и теригенния комплекс. Вън от периметъра на клина остават включваните към обхвата му от номиниращите автори „ритмична задруга” (Пъдарска свита), както и скалите на „първи кисел вулканизъм” (тук Бряговски вулкански комплекс) от района на Хайкънска чука.

Синивръшко грабен-брахисинклинално прегъване. Структурата е отнесена към синкалдерните (четвърта генерация) гънково-блокови структури – BF4 (Йорданов – в: Саров и др., 2008c – Обяснителна записка към к. л. Златоград в М 1:50 000, и др.) оформени на R3(4) деформационен етап. Тя се разполага в югозападния ъгъл на картния лист, с посока на шарнира 70º, субвертикална осова повърхнина, дължина около 4 km и ширина около 8 km. Оформена е изцяло по скалите на туфозната задруга (Боровишки вулкански комплекс). От североизток структурата се затваря от добре очертана центриклинална зона. Север-североизточното ù крило и центриклиналата са оформени съответно при калдерното пропадане и спрегнатото вътрешнокалдерно разсядане по Костинския разлом и Камилска разломна зона, което определя гънково-блоковия ù характер.
Калдерни разломи. Формирането им е свързано с развитието на Боровишката вулкано-тектонска единица.

Новаково-Пилашевска разломна зона. Като „Пилашевски дайков сноп” е отделена за първи път от Боянов, Маврудчиев (1961). Като Пилашевски разломно-дайков сноп (зона) и заедно с Новаковския (Тополово-Новаковски) разломно-дайков сноп (зона), структурата е формулирана от Р. Иванов (1972). Д. Йосифов и др. (1990) предлагат наименованието „Новаково-Пилашевска разломна зона”, трасирана по геофизични данни. Като „Буковски разломен сноп” е отделена и от В. Георгиев (2007). Новаково-Пилашевска разломна зона е с генерална ЗЮЗ–ИСИ ориентация (60–70º). Следи се от района на с. Новаково до района източно от с. Воден (к. л. Сусам – М 1:50 000). Общата дължина на територията на изследвания район е близо 24 km. Продължението ù на СИ остава скрито под плиоцен-плейстоценските наслаги. В рамките на картния лист е застъпен юг–югозападният отрязък на структурата. На ИСИ тя ограничава от ССЗ североизточния фланг на Брястовския вулкан в пределите на едноименния грабен. Дължината на разломната зона в рамките на картния лист е около 15,5 km. Маркира се както по напречно накъсаната, но в общи линии праволинейна тектонска граница с разседен характер, рядко с белези на зона с късно крехко доразвитие, така и най-вече по наситения дайков сноп, привързан към бордовите (външни) периферни зони на Боровишката калдера. Ширината, определена по разпространението на телата от трасиращия зоната Новаково-Пилашевски дайков сноп (Тримогилски вулкански подкомплекс), превишава в отделни случаи 2 km. Някои от дайките маркират (запълват) бордови разломи. Според В. Георгиев (2007) разломните структури в т. нар. Буковски сноп западат на ЮЮИ под ъгъл около 60º, а сумарната амплитуда на разседните движения достига 700 m. Р. Иванов (1972) характеризира зоната като активна и с продължително развитие от докалдерния до посткалдерния етап на Боровишката вулкано-тектонска структура, „...достигаща плиоцена и съвременната морфогенеза”.

Сърнишки калдерен дъговиден разлом. Разломът е подробно охарактеризиран в Обяснителната записка на к. л. Сусам (М 1:50 000). На територията на картния лист попада малка част от северозападния фланг на структурата. Тя е с посока 120–135º и дължина 2 km. Представлява трудно маркиращ се на повърхността разсед с пропаднал ЮЗ блок, изграден от скалите на туфозната задруга, изпълваща вътрешността на Боровишката калдера. В калдерната рамка се разполагат ултракалиеви латитови лави на Брястовския вулкански подкомплекс. Амплитудата на пропадане е в границите на 150–200 m. Приблизително около зоната на съчленение с Новаково-Пилашевската разломна зона са внедрени два извънкалдерни трахириолитови купола.

Костински калдерен разлом. Разломът се разполага на 2,5 m Ю и ЮИ от с. Тополово. Представлява субвертикален разсед с пропаднал ЮЮИ блок, посока 70–80º и дължина в рамките на картния лист 4 km. По него пирокластитите от туфозната задруга на Боровишкия вулкански комплекс във висящия калдерен блок пропадат спрямо скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга и вулканитите на Новаковския вулкански подкомплекс. Предполагаемата денивелация е около 400 m. Южно от селото разломът представлява широка около 40 m зона на активно тектонско брекчиране и хидротермална промяна, изразяваща се в избеляване и обилно орудяване.

Камилска разломна зона. Зоната представлява серия пропадания в и към вътрешните части на Боровишката калдера, разделяща продуктите на докалдерните от син-посткалдерните етапи. Следи се между ЮИ от с. Тополово до околностите на с. Жълт камък с посока 300–310º, дължина 8 km и широчина до 1 km. Изградена е от няколко субпаралелни разседа със стъпаловидно пропаднали на ЮЗ блокове. Амплитудата на тези движения вероятно не е еднаква и се увеличава рязко на северозапад. Североизточният разлом разделя най-общо скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга и Брястовските ултракалиеви латитови лави от скалите на Новаковския вулкански подкомплекс, а югозападният разделя същия от пирокластитите на туфозната задруга. Най-вероятно тези движения са свързани с етапа на дооформяне на калдерното пространство, но активирани и след внедряването по тензионните снопове.

Синивръшки разломен сноп. Следи се в продължение на 4 km от района на Памук махала в западна посока до зоната си на съчленение с Камилската разломна зона. Разположението му и субекваториалната му ориентация приблизително съвпада с тренда и трасето на Шаренприпекския тензионен сноп. В западния фланг на зоната по скалите на Новаковския подкомплекс и туфозната задруга са развити тесни, удължени в същото направление блокови структури.

5.2.4. Тракийска депресия

Пълна историческа справка за тази първоразрядна структура и Горнотракийската депресия в частност се прави от Боянов в: Боянов и др. (1993). В обхвата на к. л. Искра – М 1:50 000 попадат части от треторазрядното Пловдивско понижение. Като треторазрядна единица извъннеговите рамки тук се обособява т. нар. Драгойновско понижение.

5.2.4.1. Горнотракийска депресия

Редица въпроси, свързани със строежа, геологията и неогенските седименти на Горнотракийската депресия, са разработени от Брънкин (1962), Панов (1962), Брънкин, Станчева (1965), Каменов, Панов (1976), Т. Ненов и др. (1986ф), и др.

Горнотракийската депресия е структура, наложена върху южната периферия на Средногорската зона (Ж. Иванов, 1998). Тя е ориентирана субекваториално и следи в общи линии старите („средногорски”) направления. На юг депресията опира в Родопския масив посредством Маришката отседна зона (дълбочинния разлом на Маришкия шев – Е. Бончев, 1946), като в малка степен е заграбила и приобщила към себе си и части от масива. От север се отделя от Средногорската зона чрез разседи.

В хода на тектонската еволюция в югоизточната част на Горнотракийската депресия се образуват млади наложени понижения, запълнени с неогенски седименти, проучени, описани и номинирани от Коюмджиева, Драгоманов (1979), Драгоманов и др. (1981, 1984). В изследваната площ попадат части от Драгойновското и Пловдивското понижение.

Драгойновско понижение. Подобно на свитите, изпълващи Маришкото или Бряговско-Вълчеполското (Бряговско) понижение и считани за едновъзрастни или корелати (Боянов и др., 1992), алувиално-езерните (или блатно-езерни – Коюмджиева, Драгоманов, 1979) седименти на Драгойновска свита са засебени в собствения си ареал на разпространение – Драгойновско понижение (Йорданов в: Саров и др., 2002ф). Седиментите на свитата, респ. понижението, са с основно разпространение на север от изследваната площ (к. л. Чирпан, М 1:100 000), отчасти в обхвата и преимуществено южно от Маришката зона. Според повечето автори (Коюмджиева, Драгоманов, 1979; Боянов и др., 1980ф) изпълващите го материали се отнасят към Горнотракийската депресия, като според Панов (1962) те са разпространени само в Пловдивското понижение.

Драгойновското понижение е със статут на наложена структура, припокриваща и опасваща от север северозападната част на Североизточнородопското понижение. На територията на к. л. Искра заема пространството между селата Драгойново и Брягово (североизточния ъгъл на картния лист), с дължина 5 km и ширина 1,5 km. Оформено е на неотектонския R₄¹ етап като наложено спрямо подстилащото го Хайкънско понижение и припокриващо северната периферия на Драгойненския вулкан. Според нас, поради междинната си позиция тази структура би могло да се определи като периферна, към периметъра на Горнотракийската депресия, но по-локална, по-ранна и самостоятелна спрямо наложеното обширно Пловдивско понижение.

Пловдивско понижение. Понижението представлява наложена негативна структура, елемент от изток – югоизточната част на Горнотракийската депресия. Подробни данни относно характера, строежа и развитието на тази структура има в работите на Брънкин (1962), Брънкин, Станчева (1965), Вапцаров (1962, 1964), Т. Ненов и др. (1986ф), и др.

В централните и северни части на изследваната площ попадат фрагменти от южната периферия на понижението, наложени върху Изворското подуване, Изворската гранитоидна интрузия, части от Крумовградско и Припекско съставни понижения от ранното развитие на областта, както и седименти от състава на теригенния комплекс (Ранилистко понижение) и Свободиновска вулкано-седиментна група от северозападния фланг на трога, докалдерни вулканити от периферията на Боровишката вулкано-тектонска структура, Бряговския вулкански комплекс (Хайкънско понижение) и Драгойновска свита (Драгойновско понижение).

Пловдивското понижение е изпълнено от седиментите на неогенската песъчливо-глинестата задруга, плиоцен-плейстоценски и кватернерните наслаги. Дебелината на запълващите го скали варира от 1–50 m и достига 250 m.

5.2.4.2. Разломни структури

Тези разломни структури са изявени в неотектонския етап на развитие, но някои от тях са и със старо заложение, проявени в палеогенския структурен етап.

Тополовски разлом. Структурата се разполага непосредствено южно от едноименното село. Тя е със субекваториално направление и дължина в рамкитe на картния лист 2,5 km. Понастоящем в западния си фланг тя има характер на разсед с пропаднал северен блок, ограничаващ издигнати в южния блок скали на висококристалинния фундамент и Тополовската интрузия. В източна посока, съдейки по взаимоотношенията на конгломератно-пясъчниковата задруга със скалите на Новаковския вулкански подкомплекс, вероятно придобива ножичен характер и обратен знак. В тази зона по различно време са се осъществили многократни разноамплитудни движения с променлив характер. Преди всичко тя е представлявала възможно тектонски предестиниран северен палеоборд на рязко удълбочаващата се в южна посока приабонска депресия като част от Ранилисткото понижение, в която са се отложили дебели теригенни седименти на конгломератно-пясъчниковата задруга.

Същата зона впоследствие вероятно маркира пространството на колапса по ЮЗ борд на североизточния клон от фланга на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог и подобно на Габровската и Солищенската структура (к. л. Николово – М 1:50 000) по нея е осъществено издигане от юг. Заедно с късните крехки разломявания по Новаково-Пилашевска разломна зона от района на с. Новаково, на неотектонския етап тя ограничава от юг Тополовския структурен клин. Във всички случаи интерес представлява и внедрената в тази лабилна част на кората Тополовската палеогенска интрузия.

Липовско-Мечковецка разломна зона. Зоната ограничава от изток периметъра на Тополовския клин. Състои се от три спрегнати разлома с разседен характер – Липовски, Мечкенски и Леновски разлом. Разломите са покрити от съвременни алувиални наслаги и не се маркират на повърхността. Установени са по сондажни данни при хидрогеоложките проучвания на Добрева, Д. Йорданов (1989ф), но идея за наличието им предлага още Р. Иванов (1972 – т. нар. Леновска флексура). Генералната посока на зоната е около 15º, при дължина около 12 km и максимална ширина в зоната на Мечкенския разлом 2 km. Същият е със ССЗ–ЮЮИ направление (155º), косо разположени между Липовската и Леновската структура. Липовският разсед ограничава от ЮИ т. нар. Изворовско подуване (сондаж С-16-Л – с. Леново) и определя рязко потъване на фундамента в същото направление. Амплитудата на пропадане надхвърля 250 m. Амплитудата на стъпаловидното пропадане на изток в зоната на съчленение между Липовския и Мечкенския разлом е от порядъка на 50–100 m.

Бряговски разлом. Това е новоустановена структура, разположена южно от с. Брягово. Тя е със субмеридионална посока и дължина около 1 km. Представлява малоамплитуден (до 50 m) разсед с пропаднал западен блок. Движението е осъществено на неотектонския етап, след отлагането на неогенската песъчливо-глинеста задруга.

6. ПОЛЕЗНИ ИЗКОПАЕМИ

Разнообразието на полезни изкопаеми е генетично свързано със сложната геолого-тектонска обстановка, предопределена от развитието на палеоценски интрузии, палеогенските вулкански комплекси и структури. Установените минерагенни обекти са изучени в различна степен на детайлност. За тяхното охарактеризиране са използвани обобщителните материали на Л. Нафтали и др. (1994ф).

Фиг. 16 . Схема на полезните изкопаеми

1 – Метални полезни изкопаеми: 1а– черни метали; 1б – цветни метали; 1в – цветни, благородни и редки метали; 2 – неметални полезни изкопаеми – индустриални минерали; 3 – строителни материали; 4 – твърди горива; 5 – термални води

Изтегляне 1.67 Mb.

Сподели с приятели:

1 ... 7 8 9 10 11 12 13 14 15