Пластична зона на срязване и разломи на крехко разрушаване в югозападния склон на златишко-тетевенска планина

жүктеу/скачать 173.77 Kb.

Дата	25.06.2016
өлшемі	173.77 Kb.
	#158029

Годишник на Минно-геоложкия университет "Св. Иван Рилски"

том 45, свитък I, Геология, София, 2002, стр. 13-20
ПЛАСТИЧНА ЗОНА НА СРЯЗВАНЕ И РАЗЛОМИ НА КРЕХКО РАЗРУШАВАНЕ В ЮГОЗАПАДНИЯ СКЛОН НА ЗЛАТИШКО-ТЕТЕВЕНСКА ПЛАНИНА

(ЦЕНТРАЛНА БЪЛГАРИЯ)
Манол Антонов, Венелин Желев
Минно-геоложки университет “Св. Иван Рилски”, София 1700, България, E-mail: msantonov@staff.mgu.bg; vjelev@staff.mgu.bg
РЕЗЮМЕ

Установена е Антонска зона на пластично срязване, която се характеризира с ясен SL-строеж, постоянство в ориентировката на милонитната фолиация и линейността на разтягане, и еднозначна посока на срязването към север. Тя е развита главно по южния контакт на Веженския плутон и е наложена предимно върху гранодиоритовата му наставка и върху Дългиделската група. Милонитната фолиация в зоната се пресича от недеформирани аплитови жили на плутона и най-вероятно е образувана в края на херцинския тектонски цикъл. Късноалпийските възседи и навлаци я пресичат косо. Тези разломи на крехко срязване са съсредоточени в две ивици. Южната включва Антонския възсед, а северната – Веженския навлак, Джеминския възсед-навлак, Мечешкия възсед, Кашанския възсед-навлак и Свищиплазкия алохтон. Разломите от тази северна ивица могат да се използуват за отделяне на разновъзрастни (ранно- и късноалпийски) тектонски единици.

ВЪВЕДЕНИЕ

Югозападният склон на Златишко-Тетевенска Стара планина между Златишкия проход и с. Антон, с изключение на билната му част, до сега не е бил обект на детайлни геоложки изследвания. Ето защо, от описанията на установени отделни фрагменти от гънкови и разломни структури (Пушкаров, 1927; Каменов, 1936; Мандев, 1942; Трашлиев, 1961; Цанков, 1961; Куйкин и Миланов, 1970; Куйкин и др., 1971; Антонов, 1976) и от регионалнотектонските обобщения (Бончев, 1961; Бончев и Карагюлева, 1961; Йорданов и др., 1965; Връблянски, 1971; Чешитев, 1971; Цанков, 1995; Чешитев и др., 1995 и др.), се получават противоречиви представи за строежа на този район. Във връзка с изясняване на перспективите за ендогенни злато-сулфидни орудявания, районът беше картиран в М 1:25 000 (Желев и др., 2000). Целта на настоящата работа е да се изложат резултатите за местоположението, геометрията, ориентировката, кинематиката и възрастовите взаимоотношения на новоустановена пластична зона на срязване и на известните от предшестващите проучвания алпийски възседи и навлаци.

Границата между високо- и нискометаморфните скали, разкриваща се в Златишкия проход и западно от с. Антон, приемана за пост-, син- или дометаморфен навлак (Мандев, 1942; Цанков, 1961; Куйкин и Миланов, 1970; Иванов и др., 1987 и др.), ще бъде характеризирана в друга статия.

Регионална геология

Западната част на Златишко-Тетевенска Стара планина според повечето изследователи включва части от две големи тектонски единици, означавани с различни имена. Северната единица първоначално е описвана като Етрополска антиклинала (Каменов, 1936), а по-късно като Централнобалкански антиклинорий (Куйкин и Миланов, 1970), Шипченски антиклинорий (Бончев, 1971), Шипченска Стара планина (Чешитев, 1971) или Етрополска единица (Цанков, 1995). Южната единица е характеризирана като източна част на Свогенската антиклинала (Каменов, 1936) или Свогенския антиклинорий (Куйкин и Миланов, 1970), северна част на Средногорския антиклинорий (Бончев, 1961) или Челопешка единица (Цанков, 1995). Границата между двете единици се приема от всички автори за тектонска и е описвана като Задбалкански дълбочинен разлом (Бончев, 1961), Кашански навлак (Куйкин и Миланов, 1970) или Джемински възсед (Връблянски, 1971; Чешитев, 1971).

По билото на Златишко-Тетевенската планина северната единица е представена от голяма субекваториална антиклинална гънка, известна като Етрополска или Централнобалканска антиклинала. Тя се схваща от повечето автори (Куйкин и Миланов, 1970; Куйкин и др., 1971; Антонов, 1976 и др.) като най-западна второразредна гънка в обхвата на Централнобалканския или Шипченски антиклинорий и данните от съседни области (Начев, 1963; Антонов, 1971; 1976 и др.) показват, че е формирана в края на ранната и преди късната креда (австрийска фаза). Ядката й е изградена от нискометаморфни скали с раннопалеозойска възраст, отнасяни към Берковската и/или Дългиделската група и Грохотенската свита, както и от гранодиоритите на къснохерцинския Веженския плутон. От мезозойската мантия и южното й бедро са запазени няколко изолирани малки разкрития от пясъчници и варовици с долно- и среднотриаска възраст (Петроханска теригенна и Искърска карбонатна група).

Южната единица има гънково-навлачен строеж. Тя включва малки фрагменти от гънкови бедра, изградени от горнокредни седиментни скали, върху които по надлъжни разломи са навлечени докамбрийски гнайси и палеозойски нискометаморфни скали и гранитоиди, процепени от горнокредни субвулкански тела и дайки. Нагъването и разломяването в единицата се свързва с посткредно – ларамийско или иилирско структурообразуване.
Пластична зона на срязване

При настоящето проучване, по протежение на южния контакт на Веженския гранодиоритов плутон, северно и северозападно от с. Антон (фиг. 1), беше установена субекваториална пластична зона на срязване, която ще означим като Антонска зона на срязване. Тя се състои главно от милонити и бластомилонити и в подчинено количество от катаклазит-милонити и протомилонити¹. Дължината й е над 3 km, дебелината - 500-700 m, а наклонът - 50-60º/Ю.

Повечето от предшестващите изследователи, макар да не са идентифицирали зоната като самостоятелен елемент в строежа на района, са описвали скалите й. Пушкаров (1903) за първи път споменава за “гранитогнайси” северно и североизточно от с. Антон и ги определя като “амфибол гранитогнайси” и “хлорит гранитогнайси”. Бончев (1908) потвърждава наличието им, но изтъква, че няма рязка граница между тях и “типичните гранити”. По-късно Мандев (1942) също отбелязва, че гранодиоритът вблизост до контакта с палеозойските скали е “гнайсифициран, а на места и милонитизиран”. Куйкин и Миланов (1970) и Куйкин и др. (1971) отразяват на картите си “зона на катаклаза и милонитизация” непосредствено на север и северозапад от вр. Джемински камък и смятат, че тя е свързана с движенията по Кашанския навлак. Според тях, “лежащите отпред гранодиорити на разстояние 300-800 m пред челото на навлака са силно нашистени”. Този възглед се споделя и от Велчев и др. (1973), които описват северно от вр. Джемински камък “катаклазирани и милонитизирани диорити и гранодиорити” и “ивичест милонит”.
Пластичната зона на срязване е наложена главно върху гранодиоритовата наставка на Веженския плутон и частично върху зеленошистните скали (метапелити и метаалевропелити) на Дългиделската група и върху диорити от първата наставка на плутона. Северната й граница е съвсем постепенен преход към все по-слабо нашистени гранодиорити и диорити, в интервал с видима дебелина от 200 до 600-700 m. Южната граница също е постепенен преход към нискометаморфните скали на Дългиделската група.
Северно от зоната на срязване, гранодиоритовият протолит е изграден от мезократни скали, средно до едрозърнести, с масивна текстура. Главни минерали са плагиоклаз, калиев фелдшпат, кварц, амфибол и биотит. Тези минерали участвуват в различни количествени съотношения, поради което се отделят амфибол-биотитови, биотитови и амфиболови гранодиорити. Диоритовият протолит е меланократен, дребнозърнест, изграден главно от плагиоклаз, амфибол, биотит и малко кварц.
На юг от зоната на срязване се разкриват скали на Дългиделската група – главно метапелити и метаалевропелити, изградени от хлорит, серицит, мусковит, кварц и албит, и редки зърна от епидот, рутил, циркон и рудни минерали. Структурата им е микролепидобластова до микролепидогранобластова. Според количествените съотношения на главните скалообразуващи минерали се отделят филити (кварц-серицитови шисти) и кварц-хлорит-серицитови шисти. Метаалевролити се наблюдават рядко като тънки прослойки, а метапсамити се срещат като единични слоеве сред метапелитите. В долината на Еленска река и северозападно от вр. Джемински камък обаче, те се редуват ритмично в пачка с характер на флишка алтернация.
Измененията в състава и структурните особености на скалите по протежение на зоната на срязване позволяват отделянето на три домена – централен домен от милонити и бластомилонити, северен домен от гранодиоритови и частично диоритови протомилонити и южен домен от милонитизирани зеленошистни скали. Поради постепенното изменение на градиента на деформацията, границите между домените са градационни зони с дебелина 10-50 m. Само в западната част на зоната , между Еленска река и р. Маджарин, в диоритовия протолит се наблюдават анастомозно разклоняващи се тесни зони на срязване, между които има лещовидни тела от слабо нашистени или равномернозърнести диорити.
Централният домен, с най-интензивна деформация, има дебелина от 30 до 120 m и се разполага на разстояние от няколко до 10-15 m северно от южния контакт на Веженския плутон. Милонитите и бластомилонитите в домена са очно-ивичести скали, в които се наблюдава реликтова магматична минерална асоциация от плагиоклаз (олигоклаз-андезин), биотит, амфибол, и единични зърна от калиев фелдшпат (микроклин), рядко аланит, а метаморфната минерална асоциация е от напълно прекристализирал кварц, серицит, епидот и хлорит. Реликтовият плагиоклаз е представен от кристалокласти и порфирокласти. Биотитът е червенокафяв, засегнат от мусковитизация с отделянето на епидот и прашести желязо-титанови продукти. Реликтовият амфибол, както и аланита, също образуват порфирокласти. Метаморфогенният кварц е напълно прекристализирал и се наблюдава в ивици с лентъчна и мозаечна структура. Тези ивици се редуват с лещовидни домени, изградени от финокристалинни поради редукция на размерите серицит, плагиоклаз и епидот. Границите на порфирокластите в по-голямата си част са резорбирани, но понякога са и резки. Преобладават овалните и по-рядко ъгловати порфирокласти, удължени успоредно на фолиацията.
Протомилонитите и катакластичните милонити от северния домен се отличават с по-големите си размери и преобладаващо ъгловатата форма на порфирокластите. Плагиоклазовите порфирокласти често са с деформирана кристална решетка и катаклаза по периферията.

аблица 1
Микрофотоснимки на дюншлифи, перпендикулярни на фолиацията и успоредни на линейността (X-Z прерези), гледани към изток за образци от гранодиоритови милонити от Антонската зона на срязване(Qz-кварц ; Bi- биотит; Ms- мусковит; KFs- калиев фелдшпат; All- аланит; Ser- серицит; N II): а – и б – S-C’- строежни взаимоотношения и слюдени риби; в – имбрикационна структура в порфирокласт от К-фелдшпат с антитетични микроразломи; г – фрагментиран аланитов порфирокласт, пресечен от синтетични и антитетични микроразломи; д – слюдена риба, пресечена от антитетични микросрязвания; е – слюдена риба

Милонитизираните пелити и алевропелити от южния домен съдържат апофизи от гранодиоритовия протолит, които са променени в протомилонити.
Пластичната зона на срязване има ясен SL-строеж, с доминиращи милонитна фолиация и минерална линейност на разтягане. Те са обусловени от плоскопаралелната и линейната предпочитана ориентировка на слюдените минерали и минерални агрегати, дългите оси на порфирокластите и набогатените на кварц или слюди домени.
Ориентировката на милонитната фолиация е 80-100º/50-70º на юг. Тя почти напълно съвпада с ориентировката на осовия кливаж в скалите на Дългиделската група. Западно от долината на р. Еленска и на север от с. Антон тази фолиация е нагъната в сантиметрови и дециметрови кинк-гънки (Табл. 2, б).

Линейността на разтягане лежи в плоскостите на милонитната фолиация. Тя най-често е субпаралелна на линията на страната на милонитната фолиация. Чрез микроструктурни синкинематични критерии (Passchier, Trouw, 1996), в пет ориентирани скални образци от различни домени на пластичната зона беше определена посоката на срязване. Микроскопските наблюдения на S-C^’строежи, -порфирокласти, слюдени риби и др. в прерези, успоредни на линейността на разтягане и перпендикулярни спрямо милонитната фолиацията показват (Табл. 1), че по зоната е осъществено възседно, северновергентно срязване. За изясняване на кинематиката на пластичната деформация обаче, са необходими допълнителни детайлни изследвания.

Пластичната зона на срязване между вр. Джемински камък и билото между реките Маджарин и Бучум е срязана косо и припокрита от алохтона на Джеминския възсед-навлак. Тя вероятно е формирана в края на херцинския тектонски цикъл, тъй като се пресича от недеформирани аплитови жили на Веженския плутон (Табл. 2, в).
Разломи на крехко разрушаване

Няколко малки изолирани разкрития на скалите на пясъчниковата задруга с туронска възраст, сред шистите и филитите на Дългиделската група в подножието на южния склон на Златишката планина, маркират следите на късноалпийски разломни нарушения. Тези разкрития са останки от бедрата на късноалпийски гънки, срязани от надлъжни разломи. От юг към север, в района са представени фрагменти от четири относително по-големи разлома – Антонския възсед, Джеминския възсед-навлак, Веженския навлак и Кашанския възсед-навлак и три по-малки – възсед северно от с.Църквище, Мечешки възсед и Свищиплазки алохтон.

Антонският възсед е установен и номиниран от Куйкин и Миланов (1970) като “Антонски навлак”.При настоящето проучване беше уточнен ходът на разлома, който продължава на запад през Санър дере и завършва до Балъм дере. Разломът има посока 80-85º и наклон 60-70º/Ю. Висящото му крило, изградено от мигматизирани гнайси и скали на Дългиделската група (метабазити, метагранити, фелзити, кварц-хлорит-серицитови шисти и филити), надлъжно е срязано от Задбалканския разсед. Лежащото крило е съставено главно от филити на Дългиделската група и само на отделни места, непосредствено под възседната повърхнина, са запазени скали на туронската пясъчникова задруга.
Северно от с. Църквище, на около 300 m СЗ от Антонския възсед, се наблюдава друг малък възсед, по който скалите на Дългиделската група възсядат туронски мергели и малко тяло от кварц-андезити.
Джеминският възсед-навлак е установен и номиниран от Миланов и др. (1964) като “Джемински възсед” и с това име е описван от Връблянски (1971). По-късно е разгледан от Куйкин и Миланов (1970) и Куйкин и др. (1971) като най-източна част на “Кашанския навлак”. Велчев и др. (1973) го характеризират като “Кашански възсед-надсед”. Ходът на разлома се проследява достоверно от северозападния край на с. Антон в западна посока до долината на р. Бочум и поради това го приемаме за самостоятелно нарушение. Картираната от нас разломна следа само в отделни участъци съвпада с разломните линии, дадени от предшестващите изследователи.
От с. Антон, където разломът е отсечен от Задбалканския разсед, до Калиман дере (югозападно от вр. Джемински камък), разломната зона има наклон 30º/Ю (Табл. 2, г), а на запад става по-стръмна – до 45-50º/Ю. Зоната има променлива дебелина (от 0,5 m до 8-12 m) и включва ивичеста тектонска брекча и тектонска глина (Табл. 2, д, е). Максималните дебелини са измерени в Маджарин дере и Калиман дере. Там полигенните късове на брекчата, с диаметър 1-5 cm, са добре загладени и заоблени.
Във висящото крило, респ. алохтона на възсед-навлака, са представени главно филити и пъпчиви шисти от Дългиделската група, а по масива на вр. Джемински камък и източно от него се наблюдават кварцови диорити и съвсем малко гранодиорити, които изграждат по-долна имбрикационна пластина, разкриваща се много добре в левия (север-североизточен) бряг на р. Житница (Табл. 2, д). В лежащото крило, респ. автохтона, се разкриват филити, кварц-хлорит-серицитови шисти и флишката алтернация от Дългиделската група, а северозападно от вр. Джемински камък – милонити от пластичната зона на срязване.
Западно от вр. Джемински камък, възсед-навлакът е разместен от пет малки напречни разломи с вероятен отседен характер. С най-голяма видима хоризонтална амплитуда от около 500 m е отседът, който се следи непосредствено на изток от р. Еленска. Той е субекваториален, с посока 10º и дължина над 1 km.
Веженският навлак е установен от Мандев (1942) и по-късно е разглеждан като западно продължение на Старопланинския гранитен навлак (Бончев, 1961; Бончев и Карагюлева, 1961) или Централнобалканския навлак (Йорданов и др., 1965). Куйкин и др. (1971) го означават като “Веженски дял от навлака” или “Веженски алохтон”. В района попада съвсем малка част от западния край на навлака с дължина около 300 m. По него на изток от Гушева река, мигматизирани гнайси са навлечени върху скалите на Дългиделската група.
Кашанският възсед-навлак е установен от Трашлиев и Трашлиева (1956) Миланов и др. (1964) и Трашлиев (1961), като “дълбока дислокационна линия”, а е наименуван от Миланов и др. (1964) като “Кашанска дислокация” и “Кашански навлак” (Куйкин и Миланов, 1970; Куйкин и др., 1971). Според Миланов и др. (1964), “Кашанската дислокация на изток се следи по северозападния, северния и източния склон на вр. Свищи плаз, през Куру дере до югозападно от х. Балкан. Куйкин и Миланов (1970) и Куйкин и др. (1971) продължават хода на разлома до западно от с. Антон, приемайки Джеминския възсед-навлак за негова най-източна част. При настоящето изследване, въпреки целенасочените наблюдения около м. Кашана и по масива на вр. Свищи плаз, не намерихме сигурни теренни доказателства за достоверно проследяване на Кашанския възсед-навлак на изток от х. Кашана и в

аблица 2
а – контакт между милонитизирани алевропелити на Дългиделската група (DdO1) и гранодиоритови милонити (Pz₂) , СИ от вр. Джемински камък (поглед към запад); б – кренулирана милонитна фолиация в централния домен на пластичната зона на срязване, ССЗ от с. Антон (поглед към запад); в – диоритови (Pz₂) и гранодиоритови (Pz₂) протомилонити, пресечени от недеформирана аплитова жила, СЗ от Еленска река (поглед към северозапад); г – панорама на Джеминския възсед-навлак, вр. Джемински камък (поглед към запад); д – тектонска брекча в основата на гранодиоритова алохтонна пластина на Джеминския възсед-навлак, долината на р. Житница; е – ивичеста тектонска брекча на Джеминския възсед-навлак, долината на р. Маджарин (поглед към изток)

долината на Клисекьойска река. Ето защо, отъждествяването му с навлака по масива на вр. Свищи плаз, приеман за част от Етрополския навлак (Антонов, 1976), или с възседа северно от вр. Мечеш, остава проблематично. В участъка около м. Кашана, възсед-навлакът има посока изток-запад и наклон 40-50º/Ю. Там той е установен със сигурност чрез редица сондажи по няколко профилни линии (Трашлиев 1961).

Мечешкият възсед е установен от Куйкин и Миланов (1970) и Куйкин и др. (1971), които го отбелязват на картите и разрезите си като малък сателитен разлом, пресичащ “алохтона на Кашанския навлак”. При настоящето проучване възседът беше проследен достоверно само на север от вр. Мечеш, по протежение на около 700 m по контакта между скалите на Дългиделската група и едно гранит-порфирово тяло. Той има субекваториална посока ( 80-90º) и потъва с наклон около 60º на юг. Установяването на продълженията му в западна и източна посока е затруднено от липсата на разкрития и от еднообразния характер на скалите на Дългиделската група.
Свищиплазкият алохтон е установен от Куйкин и Миланов (1970) и Куйкин и др. (1971), които го разглеждат като източно продължение на Кашанския навлак. По-късно той е приеман за част от Етрополския навлак (Антонов, 1976). Навлачната повърхнина, проследена по северозападния и североизточния склон на вр. Свищи плаз, се маркира ясно от границата между контактно-променените скали на Дългиделската група (пъпчиви шисти и хорнфелзи), и алохтонни гранитоиди и гранит-порфири, по която са запазени тънки лещи от триаски пясъчници на Петроханската теригенна група и съвсем малко варовици от Искърската карбонатна група (Фиг. 10). Полегато потъващата на ЮЮИ навлачна повърхнина има наклон 15-25º. Както беше изтъкнато по-горе, в Клисекьойската река и Кордунското дере липсват сигурни теренни данни за свързването на Свищиплазкия алохтон с Кашанския навлак. В долината на Куру дере, ЮИ от вр. Свищи плаз, беше установена субекваториална разломна зона с характер на възсед-навлак, която се проследява със сигурност само по протежение на около 250-300 m. Зоната има наклон 45-55º на юг и би могла да бъде източно продължение на Свищиплазкия алохтон или на Мечешкия възсед.
Източно от м. Говедарника до р. Бочум, широко се разкриват филити и пъпчиви шисти. В Санър дере и р. Славци оскъдните им разкрития са засегнати от свлачища и срутища и това прави практически невъзможно проследяването на разломни зони.

ТЪЛКУВАНЕ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Антонската зона на срязване се характеризира с: 1) ясен SL-строеж и постоянство в ориентировката на милонитната фолиация и линейността на разтягане; 2) еднозначна посока на срязването в трите домена; 3) централният домен с най-интензивна деформация е привързан главно към южния контакт на Веженския плутон; 4) при навлизането в диоритовия протолит и зеленошистните скали на Дългиделската група, този домен прехожда в тесни, анастомозни зони на срязване, със запазени между тях по-слабо деформирани или недеформирани лещи от протолита; 5) недеформирани аплитови жили от плутона секат милонитната фолиация; 6) късноалпийски разломи на крехко срязване пресичат косо и напречно пластичната зона на срязване.
Въз основа на изтъкнатите особености може да се допусне, че нееднородната пластична деформация в Антонската милонитна зона е проявена на значителна дълбочина в кората, по време на еднократно, вероятно къснохерцинско деформационно събитие, непосредствено след внедряването и застиването на Веженския плутон. Първоначалната катакластична деформация в гранодиоритите и диоритите е довела до редуциране на големината на зърната в микроскопски зони на срязване и е последвана от пластична деформация.
Късноалпийските възседи и навлаци са разпределени в две ивици. Южната ивица включва Антонския възсед и малкия възсед северно от с. Църквище. Северната ивица обхваща Веженския навлак, Джеминския възсед-навлак, Мечешкия възсед, Кашанския възсед-навлак и Свищиплазкия алохтон. Третирането им като една непрекъсната разломна зона е проблематично, поради липсата на надеждни полеви критерии. По-вероятно е да се касае за кулисно разположени самостоятелни възседи и навлаци с имбрикации във фронталните им части.
Използуването на разломите от северната ивица за разграничаването на тектонски единици с ранноалпийски и късноалпийски строеж може да се смята за добре обосновано от полевите данни.

БЛАГОДАРНОСТИ

Задължени сме на директорския борд на Наван Челопеч АД за спонсорирането на това изследване и за разрешението да публикуваме част от резултатите. Благодарни сме и на С. Приставова за петрографската характеристика на скалите от пластичната зона на срязване и на К. Шипкова за предварителните дискусии относно критериите за определяне посоката на срязване.

ЛИТЕРАТУРА

Антонов, М. 1971. Бележки за характера на Старопланинската челна ивица между Правешкия пролом и р. Черни Вит. Изв. Геол. инст., сер. геотект., 20, 57-68.

Антонов, М. 1976. Строеж на Етрополския навлак. Сп. Бълг. геол. д-во, 37, 1, 37-47.

Бончев, Г. 1908. Принос към петрографията на южните склонове на Балкана от Арабаконашкия до Мареш-Върбишкия проход. Год. Соф. Унив., ФМФ, 3-4, 3-147.

Бончев, Е. 1961. Бележки върху главните разломни структури в България. Тр. геол. Бълг., сер. стратигр. и тект., 2, 5-29.

Бончев, Е. 1971. Проблеми на българската геотектоника. Техника, С., 203.

Бончев, Е., Ю. Карагюлева, 1961. Средногорският антиклинорий и Старопланинският гранитен навлак. Труд. геол. Бълг., сер. стратигр. и тект., II, 31-42.

Велчев, В., С. Белев, Н. Стефанов, П. Пелов, П. Тупарев, П. Антонов, Й. Маляков. 1973. Изследване на златорудните формации в Централния Балкан от Златишкия проход до с. Антон. Нац. геофонд.

Връблянски, Б. 1971. Свогенска антиклинала. В: (Йовчев, Й., ред.) Тектонски строеж на България. Техника, С., 290-293.

Желев, В., М. Антонов, Д. Синьовски, Х. Христов. 2000. Доклад за извършената ревизионна картировка в М 1:25 000 и литогеохимично опробване на участък “Антон” от лицензионна площ “Челопеч”. Национален геофонд и геофонд на Наван Челопеч АД.

Иванов, Ж., К. Колчева, С. Московски, Д. Димов. 1987. За особеностите и характера на “диабазово-филитоидната формация”. Сп. Бълг. геол. д-во, XLVIII, 2, 1-24.

Йорданов М., Д. Чунев, И. Станев. 1965. Краткая характеристика Задбалканского глубинного разлома между селам Мыглиж и государственной границей с Югославией. КБГА, VII конгр., доклады 1 – геотект., 33-40.

Каменов, Б. 1936. Геология на Етрополско. Сп. Бълг. геол. д-во, 8, 2, 30-137.

Куйкин, С., Л. Миланов. 1970. Бележки за геоложкия строеж на част от Златишка Стара планина. Сп. Бълг. Геол. д-во, 31, 1, 120-126.

Куйкин, С., Л. Миланов, Я. Герчева, С. Христов. 1971. Геологичен строеж на Стара планина между Златишкия и Троянския проход. Юбил. год., 179-200.

Мандев, П. 1942. Геология на Златишката планина и предпланините й в обсега на горното поречие на р. Вит. Сп. Бълг. геол. д-во, 13, 145-147.

Миланов, Л., Н. Димитрова, С. Куйкин, Я. Миланова, М. Симеонова, С. Христов. 1964. Доклад за резултатите от геоложкото картиране в М 1:25 000, проведено в Златишко-Тетевенска планина през 1963 г. Нац. геофонд, IV - 191.

Начев, И. 1963. Юрската система в Габровско и поречието на Габровница и Лешница. Труд. Геол. Бълг., сер. стратигр. и тект., V, 147-169.

Пушкаров, Н. 1903. Принос към петрографията на високия Балкан между върховете Илдъз табия и Вежен. Сб. нар. умотв., наука и книж., 19, 1-38.

Пушкаров, Н. 1927. Изучаване върху геоложкия строеж на западната връзка между Балкана и Средна гора. Тр. Бълг. науч. землед. стоп. инст, 14, 1-44.

Трашлиев, С. 1961. Върху генезиса и възрастта на баритното нах. Кашана, Пирдопско. Сп. Бълг. геол. д-во, 22, 3, 245-252.

Трашлиев, С., Ж. Трашлиева. 1956. Доклад за геоложките проучвания на баритното нах. Кашана, Пирдопско, проведени през 1954 – 1955 г. Нац. геофонд, II – 354.

Цанков, Ц. 1961. Бележки върху тектониката на Гълъбецката област и прилежащите й земи. Тр. геол. Б-я сер. стратигр. и тект., 2, 183-202.

Цанков, 1995. Алпийски структурни планове. – В: (Янев, С. И Д. Чунев, ред.) Обяснителна записка към геоложката карта на България в М 1:100 000, картен лист Ботевград. Геол. инст. БАН, “Геол. и геофиз.” – АД, С., 85-102.

Чешитев, Г. 1971. Шипченска Стара планина. - В: (Йовчев, Й., ред.) Тектонски строеж на България. Техника, С., 294-299.

Чешитев, Г., В. Миланова, И. Сапунов, П. Чумачунко. 1995. Обяснителна записка на геоложка карта на България М 1: 100 000, Картен лист Тетевен. Геол. инст. БАН и “Геология и геофизика” АД, С., 94 с.

Passchier, C. W., R. A. Trouw. 1996. Microtectonics. Springer, 289 pp.

Препоръчана за публикуване от

катедра “Геология и палеонтология” на ГПФ

жүктеу/скачать 173.77 Kb.

Достарыңызбен бөлісу: