ГЕОЛОЖКА ЕКСКУРЗИЯ В ИЗТОЧНИ РОДОПИ

29.05 – 30.05.2004 г.

Със съдействието на "Болкан минерал енд майниг ООД"


Регионален поглед на Източни Родопи

Владимир Георгиев

 

Тектонска позиция

Съгласно съвременните плейтектонски модели се приема, че Родопският масив е част от Моравско-Родопска зона. Тя се разполага върху южния борд на Европейската континентална плоча. На ЮЗ и Ю се ограничава от Вардарската и Измир-Анкарската зона, по които се осъществява субдукция на тетиската океанска земна кора в СИ посока, последвана от колизия на Африканската и Евроазиатската континентална плоча. (Дабовски, 1991; Ricou et al., 1998; Дабовски, 2002).

Моравско-Родопска зона включва фрагменти от няколко тектонски единици, обединени в една супергрупа на основата на последователни общи черти: обширни разкрития на високостепенен метаморфен комплекс (предкамбрийска и/или палеозойска възраст на протолитите); главно среднокредни компресионни деформации и последвани от това къскокредно-терциерна ексрензия и ексхуминация; развитие на изолирани палеогенски басейни с континентални и плиткоморски седименти, асоцииращти с кисел и среднокисел вулканизъм (Дабовски и др., 2002).

От тази гледна точка Родопският масив е продукт на алпийската структурна еволюция проявена в два последователно етапа - компресия и екстензия.

Ранният стадий на алпийското му развитие започва в условие на интензивна компресия. Този стадий е свързан с формирането на голямомащабни синметаморфни навлаци с южна вергентност и причинява регионален метаморфизъм на скалите в еклогитов или амфиболитов фациес. Той завършва през ранноалпийско време, с кулминация през края на ранната креда и началото на късната креда - ок. 110-90 Ма (Ivanov, 2000).

През късноалпийския етап, в резултат на регионалната екстензия, в разглеждания регион се формират няколко ядрени комплекса (куполи) – Централнородопски, Белоречки и Кесибирски (фиг. 1). Харманлийският блок, разположен на север от Златоустовската дислокация, не е обхванат от екстензия и през късноалпийско време е един инертен блок.

Тези куполи имат сходен строеж и синхронно развитие. В ядрата на куполите (долна пластична кора) се разкриват високостепенни метаморфити засегнати от силна мигматизация и анатексис (метагранити, мигматити, мигматизирани гнайси, както и еклогити и еклогитови амфиболити). По периферията на куполите (горна крехка кора) се разкриват разнообразни гнаиси, амфиболити и мрамори, както и серпентинизирани ултрабазити. По северната и западнара перифетия на Белоречкия купол се разкриват и меззозойски седиментно-вулканогенни скали (Боянов и др., 1990), метаморфозирани в зеленошистен фациес. В горната кора са внедрени синтектонски гранитоидни тела.

Началото на екстензионния стадий се определя на 65-70 Ма (Ivanov, 2000 и др.). Внедряването на синтектонските гранитоиди е в интервала 68-42 Ма (U-Pb анализ на  Zr и Mnz; Ovcharova et al., 2003; Marchev et. al., 2004). Ексхуминацията на ядрените комплекси се датира на 37-34,7 (Пейчева и др., 1993; Peytcheva et al., 2000; Ovcharova et al., 2003).

По склоновете на куполите на ядрените комплекси, около границата между горната и долната плоча, са установени редица пластични и крехко-пластични зони на срязване (Ivanov, 2000; Sarov, Gerdjikov, 2001).

Между отделните куполи на ядрените комплекси и по периферията им се образуват наложени палеогенски депреси. Те се ограничават от нормални разломи, синтетични и антитетични на разломите на отделяне в горната плоча. Тяхното формиране започва вероятно още през палеоцена, преди окончателната ексхуминация на ядрените комплекси. В основата им също се установяват разломи на отделяне (детачмънти).

Между Централнородопския (на северозапад) и Белоречкия и Кесибирския купол (на югоизток) се разполага Момчилградската депресия, между Централнородопския купол и Харманлийския блок – Североизточнородопската депресия, а между Белоречкия и Кесибирския купол и Харманлийския блок – Златоустовската депресия (Фиг. 1). Трите депресии се обединяват в Кърджалийския регион  и заедно формират Източнородопското палеогенско понижение (Иванов, 1960).

Фиг. 1. Металогенна карта на Източни Родопи (Георгиев, 2004). 1-3- допалеогенски фундамент в Централнородопски и Белиречки купол: 1- мигматитов комплекс; 2- “пъстър” комплекс (разнообразни гнайси, амфиболити и мрамори) с ултрабазити ; 3- меззозойски седиментно-вулканогенни скали; 4- харманлийски блок; 5-раннопалеогенски гранитоиди; 6- палеогенски седименти; 7- Сърнишка магматична група: Колецки андезитов (a), Войновски латитоандезитов (b), Буковски латитов (s), Николовски латитов (d), Безводенски латитов (e) и Драгойновски латитов (f) комплекси; 8- Дамбалска магматична група: Калабашки андезитов (a), Рабовски латиандезитов (b), Звезделски андезитобазалтов (c), Светиилийски трахириодацитов (d), Момчилградски трахидацитов (e) и Равенски риолитов (f) комплекси; 9- Маджаровски латитов комплекс; 10- монцонитоидни интрузии; 11-Златоустовска магматична група: Мезекски риолитов (a) и Черномогилски  трахириодацитов (b) компекси; 12- Кърджалийска магматична група: Белипластки риодацитов(a), Перперешки трахириолитов(b) и Устренски риолитов (c) комплекси; 13- Чамдеренска магматична група: Боровишки риолитов (a), Паничковски трахириолитов (b), Мургенски трахириолитов (c), Градищенски трахириодацитов (d) и Тримогилски дайков (e) комплекси; 14-15- риолитови тела и даики от Централнородопска (14) и Белоречка магматична група (15); 16- неоген-кватернерни седименти; 17-18- среднокисели вулкански конуси (17) и кисели фази в тях (18); 19- кисели екструзии; 20- експлозивни вулкански центрове на Белипласткия риодацитов комплекс; Минерални типове находища и проявления: 21- хромитов; 22- епитермалните кварц-злато-адуларови; 23- кварцово-златни тип “карлин”; 24- кварц- галенит-сфалеритов; 25- халкопирит-молибденитов; 26- кварц-злато-полиметален; 27- псиломелан-пиролузитов; 28- кварц-стибнитов; 29- бентонитов; 30- зеолитов; 31- перлитов; 32- ахатов; 33- златоносни разсипи; Големина на минералните обекти: 34- находище; 35- проявление. CRD-Централнородопски купол; BRD-Белоречки купол; HB-Харманлийски блок; Рудни полета: MOF-Маданско, DOF-Давидковско; AOF-Ардинско; LKOF-Лъкинско; SOF-Спахиевско; ZPOF-Звездел-Пчелоядско; MOF-Маджаровако; LZOF-Лозенско; KOF-Круовградско; POF-Попско; CHOF-Черничевско.

 

Източнородопско палеогенско понижение

Зараждането на Източнородопското понижение (Р. Иванов, 1960) вероятно се поставя още в периода мастрихт-палеоцен, когато се отлагат матреиалите на Крумовградската група – Шаварска брекчиева и Кандилска песъчливо-конгломератна свита (Goranov & Atanasov, 1992) и техните аналози Бисерска и Лешниковска свита (Горанов, Боянов, 1996). През еоцена (приабон) последователно се отлагат материалите на брекчо-конгломератната, въгленосно-пясъчниковата, мергелно-варовиковата и вулканогенно-седиментогенната задруга (Горанов и др., 1992).

Началото на вулканската дейност се бележи през приабона. Възрастовият диапазон се определя на 40-28 Ма (K-Ar, Lilov et al.,1987; Harkovska et al., 1998a,b; Yanev & Peckay, 1997; Ivanova et al., 2000; Georgiev & Milovanov, 2003).

Вулканизмът в описаните Момчилградска, Златоустовската и Североизточнородопска депресия е добре засебен в отделни ареали (фиг.1) и се отличава със сравнително независимо развитие. Във всяка депресия са локализирани групи среднокисели вулкански постройки. Само в някои от тях последните фази са с кисел състав (Светиилийски, Биволянски и Дамбалъшки вулкан в Момчилградската депреия и Маджаровския вулкан в Златоустоявската депресия). Във всяка депресия в най-голямата вулканска постройка е внедрена комагматична монцонитодна интрузия. Този магматизъм в отделните депресии е продукт на различни магмени камери със среднокисел състав.

Среднокиселите вулкански скали са най-обилно представени в Североизточнородопската депресия. Тук в Сърнишката група се отделят последователно (от долу на горе) Колецки андезитов, Войновски латитоандезитов, Буковски латитов, Николовски латитов, Безводенски латитов и Драгойновски латитов комплекс. Те изграждат Колецкиия, Яворовския, Николовския, Безводенския и Драгойновския вулкан, както и редица по-малки паразитни и сателити вулкански постройки.

В Момчилградската депресия се отделя Дамбалска магматична група (Georgiev, Milovanov, 2003). Тя е изградена от последователно формираните Калабашки андезитов, Рабовски латиандезитов, Звезделски андезитобазалтов комплекс (Путочарска среднокисела подгрупа) и Светиилийски трахириодацитов, Момчилградски трахидацитов и Равенски риолитов комплекс (Здравецка кисела подгрупа). Магматичните комплекси от Дамбалската група изграждат Ирантепенския, Светиилийския, Биволянския, Дамбалъшкия и Звезделския вулкан и множество по-малки паразитни и сателити вулкански постройки в Момчилградската депресия. В южната част на Момчилградската депресия те се пресичат от латитови дайки и риолитови дайки и екструзии от Пчелоядния дайков комплерс.

В Златоустовската депресия среднокиселите вулканити имат по-ограничено разпространение. Те изграждат  Маджаровския вулкан и няколко по-малки паразитни и сателити вулкански постройки. Отделя се само Маджаровски латитов комплекс с една късна фаза – Габеровски трхидацитов подкомплекс.

Наред с това се установяват зони на изява изключително на кисел вулканизъм. Едната зона е локализирана около Златоустовската дислокация със ЗСЗ посока.. Киселият вулканизъм от тази зона е предимно с късно приабонска възраст или около границата приабон-рупел. По Хисарската разломна зона, която е с ИСИ посока и е напречна на Златоустовската дислокация, са локализирани кисели вулкански центрове с олигоценска възраст. Вулканизмът по тези зони е резултат на еволюцията на отделни магмени камери с кисел състав. Дискусионна е позицията на Боровишката вулканотектонска депресия изпълнена с кисели вулканити (Иванов, 1972).

В източния фланг на Златоустовската дислокация киселият вулканизъм е представен предимно в екструзивен фациес с подчинено значение на експлозивния фациес. Тук се обособява Златоустовската група, която включва Мезекски риолитов и Черномогилски  трахириодацитов компекс.

Кърджалийския регион заема особено положение. Разположен е между Момчилградската, Златоустовската и Североизточнородопската депресия и е относително издигнат спрямо тези депресии. Той е арена само на кисел вулканизъм. В рамките на Кърджалийската група се отделят Белипластки риодацитов (изключително експлозивен фациес), Перперешки трахириолитов (Експлозивен и екструзивен фациес) и Устренски риолитов комплекс (само екструзивен фациес).

Боровишката вулканотектонска депресия също е изпълнена изключително с кисели вулкански продукти. В Чамдеренската група се отделят Боровишки риолитов, Паничковски трахириолитов, Мургенски трахириолитов, Градищенски трахириодацитов и Тримогилски дайков комплекс. И тук в началото доминира експлозивния фациес, а в последните етапи – ефузивния фациес.  Екструзиви от Паничковския и Градищенския комплекс се разкриват и извън Боровишката депресия. Те са локализирани на ИСИ от депресията по Буковската (Пилашевската) разломна зона.

Последните фази на магматизма са предствени от кисели и среднокисели до базични дайки и кисели екструзии, локализирани в дайкови снопове предимно със ЗСЗ посока. Те са внедрени както в понижението, така и в метаморфната му рамка.

Датировките по Rb-Sr; Sr-Sr и Ar-Ar метод са спорадични и не характеризират целия възрастов интервал на магматизма. Публикуваните данни са в интервала 33-31,5 Ма (Marchev & Rodgers, 1998; Singer & Marchev, 2000; Marchev & Singer, 2002; Marchev et al., 2002) и бележат максимума на интензивноста на магматизма.

Според съдържанието на К2О магматичните скали в Източнородопското понижение се отнасят към висококалиео-калциевоалкалната и шошонотовата серия (Harkovska et al., 1989; Yanev 1995, 1997; Georgiev, Milovanov, 2003). Отделни анализи на някои магмени комплекси попадат в полетата на калциевоалкалната и калиевосубалкалната серия

Резултатите за типа на тектономагматичната обстановка по дикриминационните диаграми Nb/Y, Rb/(Y+Nb) и Rb/SiO2 са противотечиви (Georgiev, Milovanov, 2001,2003). Те попадат както около граничните полета полетата на синколизионните гранити с вулканскодъговите и вътрешноплочевите гранити.

Началните стронциеви отношения (87Sr/86Sr)I също са нееднозначни (Marchev & Rogers, 1998;  Marchev et al., 2002; Georgiev & Milovanov, 2001,2003). Те варират в границите 0,70507-0,70869 за среднокиселите скали (типични за континентална обсрановка, Faure. 1986), около 0,70270 за късните кисели фази на среднокиселите вулкани и в интервала 0,69534- 0,70119 за киселите магматични комплекси (характерни за островните дъги и средиините океански хребети).

Вулканизмът в Източнородопското палеогенско понижение е продукт на няколко отделни магмени камери. Те са резултат на единна постколизионна (екстензионна) тектономагматична обстановка. Отделните магмени камери обаче имат различен състав и вероятно са резултат на мобилизация на различен тип земна кора (Yanev et al., 1995). Тези камери имат сходна, но не еднаква и не едновременна еволюция.

 

Металогенни аспекти

Металогенният облик на Източните Родопи се формира през късноалпийската епоха, когато се образуват основните промишлени находища. По-ранните етапи имат главно минераложко значение и не се натрупват значителни находища на полезни изкопаеми. По-същветвенни проявления са известни само на хромит, азбест и талк, които асоциират с разкритията на серпентинизирани ултрабазити.

Сред палеоценските и еоценските седименти са локализирани нискотемпературни епитермални кварц-злато-адуларови находища и проявления. Те са известни главно по перифериите на депресиите, където преимуществено се разкриват и вместващите ги седименти (Хан Крум, Сърница, Македонци и др.).

Формирането на епитермалните кварц-злато-адуларови орудявания предхожда интензивната вулканска дейност. Те обаче вероятно са първоначална нейна изява и са генетично свързано с нея. Орудявания по югоизточния борд на Момчилградската депресия гравитират около Ирантепенския вълкан (Сърница, Скалак, Хан крум, Подрумче, Сбор и др.). По 40Ar/39Ar датировка на адулар от находищата Хан Крум и Розино се определя възраст съответно 35 Ма и 36-36,5 Ма (Marchev et al., 2003), което е съизмеримо с възраста на Ирантепенския вулкан (Georgiev, Milovanov, 2003), или на най-ранните вулкански изяви в Източни Родопи изобщо. В подстилащите вулканизма приабонски седименти са устанонени пластообразни монокварцови тела тип “Sinter”, за които се предполага, че са надрудни или горнорудни по отношение на този тип орудявания.

Водещо икономическо значение имат орудяванията от кварц-злато-полиметалната минерална формация. Основните рудни полета, в пределите на Източнородопското понижение, се разполагат сред на най-големите вулкански постройки от среднокиселите магматични групи (подгрупи) в съответните депресии. Със Звезделския вулкан в Момчилградската депресия асоциира Звездел-Пчеолядското рудно поле. Сред Маджаровския вулкан  в Златоустовската депресия се разполага Маджаровското рудно поле. В Драгойновския вулкан в Североизточнородопската депресия е локализирано Спахиевското рудно поле.

Тези рудни полета имат сходен минерален състав. В разпределението на минералните парагенези в тези рудни полета се описва куполна зоналност (Илиев,1980; Бресковска, Гергелчев, 1988). Във вътрешните части на вулканите, съответно на рудните полета, се локализират главно находища от кварц-галенит-сфалеритов минерален тип. В по-високите и периферните части на рудните полета доминират находища и проявления от кварц-злато-полиметалния минерален тип.

Наред с това в отделните рудни полета се наблюдават известни различия. В централните част на Маджаровското и Спахиевското рудно поле, в пределите на монцонитоидните интрузии или непосредствено около таях, се установява щокверков тип халкопирит-молибденитова минерализация без съществено икономическо значение (Ноков, Малинов,1993; Georgiew et al, 1996;).

С риолитовите Лозенски и Светамарински вулкан, локализирани около Златоустовската дислокация, са свързани каварц-злато-полиметалните Лозенското рудно поле и находище Света Марина. Асоциирането на подобни орудявания с риолитовия вулканизъм като правило са изключение и те нямат съществено икономическо значение.

В северната периферия на Белоречкия ядрен комплекс е локализирано Попското кварц-злато-полиметално рудно поле. Минералният му състав не се различава съществено от този на Звездел-Пчелоядското рудно поле (Бресковска, Гергелчев, 1988).

Във вътрешните части на Белоречкия ядрен комплекс е локализирано Черничевското кварц-злато-полиметално рудно поле. Тук обаче е наложена и кварц-стибнитова минерализация с калцит, реалгар и пиротин (Mladenova, Luders, 2000). За тях се предполага генетична връзка с неразкриващи се интрузии. Тe също нямат важно промишлено значение. В седиментите по южната периферия на Златоустовската депресия също са локализирани кварц-стибнитова проявления (Марешница).

С туфите на киселия вулканизъм асоциират вулканогенно-седиментни находища на клиноптилолитови и мордернитови зеолити (Джурова, Алексиев, 1988). Те изграждат пластообразни или лещообразни тела сред туфите. Тези находища, както и вместващите ги кисели туфи, са локализирани предимно около Златроустовската дислокация.

Сред риолитовите ексрузими са формирани находища на перлити (Горанов, Попов, 1989). Те са локализирани предимно по Хисарската зона.

С ефузивния фациес на среднокиселите вулканити, предимно в Момчилградската депресия, асоциират находища на ахати. С вторичните кварцити в Спахиевското рудно поле асоциират находища на алунити (Радонова, 1972).

В Кърджалийския регион както в киселите, така и в среднокиселите туфи са формирани находища на монтморилонитови бентонитови глини (Атансов, Горанов, 1989).

В алувиалните кватернверни наслаги често се формират разсипни златни проявления. В повечето случаи те пространствено асоциират с грубите теригенни палеогенски седименти, главно около Ибреджекския хорст. Не е изключено те да са резултат на вторично набогатяване на палеоразсипи в тези седименти. В други случаи, например в района на Камилски дол, те вероятно са резултат на дезинтеграция на коренни златни орудявания.