1

БЪЛГАРСКА АКАДЕМИЯ НА НАУКИТЕ

ГЕОЛОГИЧЕСКИ ИНСТИТУТ „Страшимир Димитров”

Стела Василева Атанасова - Владимирова

Петрология и геохимия на Витошкия плутон

АВТОРЕФЕРАТ

на дисертация за придобиване на образователна и научна степен "доктор"

професионално направление: 4.4 Науки за Земята научна специалност: 01.07.04

научни консултанти: проф. дгн П. Марчев проф. дгн Б. Маврудчиев

Научно жури: 1. проф. д-р Борислав Каменов

2. доц. д-р Росица Иванова 3. проф. дгн Божидар Маврудчиев 4. доц. д-р Росен Недялков 5. проф. дгн Петър Марчев

София, 2015

2

Защитата на дисертационния труд ще се състои на в заседателната зала 203 на Геологическия институт на БАН. Материалите по защитата са на разположение на интересуващите се в библиотеката на Геологическия институт при БАН, стая 202, ул. „Акад. Г. Бончев”, бл. 24, 1113, гр. София. Дисертантът е докторант на самостоятелна подготовка в секция „Геохимия и петрология” на Геологическия институт при БАН, където е извършена основната част от работата по дисертационния труд. Дисертационният труд е обсъден и насочен за защита на разширен семинар на секция „Геохимия и петрология” на Геологическия институт при БАН, проведен на 17.06.2015 г. и насочен за защита след заседание на Научния съвет на Геологическия институт при БАН, проведен на 14.07.2015 г.

3

Актуалност на темата Витошкият плутон е част от Западно Средногорския магматичен комплекс

в България и принадлежи към къснокредния Апусени-Банат-Тимок-Средногорски магматичен и металогенен пояс (Jankovic, 1997; Berza et al., 1998; Ciobanu et al., 2002; Popov et al., 2000, 2002; von Quadt et al., 2005; Peytcheva et al., 2008). В орографско отношение поясът може да бъде проследен от Апусените и Южните Карпати (Банат) в Румъния на север, през Тимошката област в Сърбия, Средногорието и Родопите в България и продължава на изток по южното крайбрежие на Черно море в Понтидите и Малък Кавказ.

Планината Витоша е разположена южно от София и заема площ от 278 km2. Витошкият плутон, чиято територия е приблизително 120 km2, изгражда ядката на планината с нейните най-високи върхове (Черни връх – 2290 m, Скопарника - 2227 m, Голи връх – 1836 m, Селимица 2041 m и др.). В З-СЗ посока плутонът се спуска към Пернишката котловина, където е покрит от терциерни и по млади наслаги. Плутонът е внедрен сред къснокредни вулканити, отворен като подкова към СЗ. На юг, в околностите на с. Чуйпетлово, Витошкият плутон граничи непосредствено с комплекс от контактно променени седименти.

Първото обобщение за петрологията на Витошкия плутон е публикувано от Стр. Димитров (Димитров, 1942). С това се поставя началото на по-интензивните изследвания в областта на минералогията, тектониката, рудологията и геоморфологията на плутона. По-късните работи, посветени на Витошкия плутон засягат основно различни аспекти на структурата и геохимията на плутона, както и строежа и стратиграфията на района. Въпреки това, понастоящем липсва едно съвременно петроложко изследване на Витошкия плутон и скалите от неговата рамка.

В настоящата работа е приложен комплекс от аналитични техники за изследване на скалите на плутона, обобщени в един генетичен модел.

Главната цел на предлагания дисертационен труд е фокусирана върху петрологията, геохимията и изотопно-геохроноложкото изучаване на скалите от Витошкия плутон.

За постигането на тази цел трябва да се решат следните основни задачи: 1. Определяне на основните видове скали, изграждащи Витошкия плутон

и тяхното пространствено разпределение в рамките на плутона. 2. Извършване на детайлна петрографска характеристика, включваща

изследване на макро- и микрохимизма на минералите. 3. Определяне (P – T) условията на кристализация на магмите, чрез

използване на геотермометри и геобарометри. 4. Геохимично характеризиране на скалите с валови проби, за главни

петрогенни оксиди и редки и разсеяни елементи, с цел определяне на процесите довели до скалното разнообразие.

5. Използване на Rb-Sr и Sm-Nd изотопни данни за получаване на генетична информация

6. Определяне на възрастта на Витошкия плутон и възрастовите взаимоотношения между основните скални разновидности чрез датиране на единични цирконови зърна по U-Pb метод.

4

7. Определяне на възрастта на андезитите и тяхното пространсвено взаимоотношение с плутоничните скали.

8. Изработване на вероятен геоложки модел за еволюцията на магмената камера.

I. Геоложко положение на Витошкия плутон Алпийската еволюция на българските земи е неразривно свързана с

геоложката история на северната окрайнина на Тетиса. Отделeни са четири етапа в мезозойската еволюция на българските земи (Dabovski et al., 2002) – триаски, ранно-средноюрски, късноюрски-раннокреден и къснокреден. Къснокредният етап е свързан с продължителна субдукция на Тетиска океанска литосфера под Родопския и Сръбско-Македонския „масив” (Dabovski et al., 2002).

Горнокредните магматични скали на територията на България се разкриват в обхвата на магматичен пояс, който се простира от Апусените и Банат в Румъния, през Тимошката и Ридан-Креполинската зона в Сърбия, Средногорието, Балкана и Родопите в България и продължава на изток по южното крайбрежие на Черно море в Понтидите и Малък Кавказ. Западната част на пояса между Апусените и Черно море е известна като "Карпато-Балкански сегмент" от "Тетиския Евроазиатски металогенен пояс" (Jankovic, 1977, 1997), "Банатитов магмен и металогенен пояс" (Berza et al., 1998) или "Апусени-Банат-Тимок-Средногорски (АБТС) магмен и металогенен пояс" (Popov et al., 2002). АБТС е един от най-важните металогенни пояси в Алпийско-Балканиден-Карпатско-Динариден регион (Heinrich & Neubauer, 2002)

Редица автори в началото на 80те години (Stanisheva–Vassileva,1980; Dabovski et al., 1989, 1991) обединяват продуктите на горнокредния магматизъм в т.нар. „Средногорска вулкано-интрузивна зона” и я поделят на три магматични области: Западносредногорска; Централносредногорска; Източносредногорска области.

Магмените скали в Западното Средногорие са обект на дългогодишни изследвания, но и до сега редица проблеми на пространствено-времевите им взаимоотношения, петрографския състав, фациалното разчленяване и идентифицирането на палеовулканските постройки остават открити (Загорчев и др., 2009). Няма единно мнение и по отношение на геодинамичната обстановка на Средногорието. То се разглежда като вулканска островна дъга (Boccaletti и др. 1974, 1978), заддъгов басейн (Hsu и др. 1977) или дъгов басейн с подводен вулканизъм (Nacev, 1978). Според Dabovski (1980) Средногорската зона представлява рифт, който е свързан с Вардарската субдукционна зона. По-късно Dabovski et al. (1991) разглеждат късноалпийската еволюция чрез субдукция през горната креда на Вардарския океан, който отделя Европа от Апулийската платформа, под ръба на Евразия. Средногорският средноалпийски магматизъм е разделен на три зони: островна дъга, заддъгов рифт и заддъгов трог.

Едни автори (Quadt et al., 2005) разглеждат Апусени-Банат-Тимок-Средногорският (АБТС) пояс, като най-обширният пояс в Европа, характеризиращ се с проява на калциево-алкален магматизъм и Cu–Au минерализации, свързани със субдукцията на Тетиския океан под Европейската

5

континентална окрайнина през къснокредната фаза на Алпо-Хималайската орогенеза. Подмладяването на възрастта на калциево-алкалния магматизъм в Панагюрския район, от север на юг, според тях е резултат на отстъпването на субдуциращата се плоча при коса субдукция. Натрупването на континентални фрагменти в Родопите на юг от АБТС пояс е довело до по-голямото издигане на най-младите Горнокредни интрузии.

Други (Georgiev et al., 2009) представят Апусени-Банат-Тимок-Средногорския магматизъм като резултат от Къснокредната субдукция и затварянето на Тетиския океан между Африка и Европа. Предложеният модел за еволюция на магматизма в Източното Средногорие включва първоначално формиране на калциево-алкален и висококалиево калциево алкален магматизъм в Странджа и Източния Балкан, последван от вътрешно-дъгов рифтинг, предизвикан от отдръпването на субдуциращата се плоча и формирането на висококалиев, шошонитов и ултра-висококалиев магматизъм, включващ примитивните анкарамити в Ямбол-Бургаския регион.

II. Обект и методи на изследване II.1.1. Обект Обект на дисертационния труд са скали от първите три фази на Витошкия

плутон като основни носители на генетична информация за магмените процеси. Опробването бе съсредоточено във високите части на планината, поради възможността за намиране на свежи разкрития, и в кариерите, който са разположени главно от южната страна на планината. В хода на настоящето изследване, с цел по-пълното веществено охарактеризиране на Витошката централно-магмена структура, бяха изследвани и няколко образеца от андезити.

II.2.2. Методи на изследвания II.2.2.1. Теренна работа - Теренните наблюдения обхващат площ от 120

km2. Проследени и характеризирани са основните литоложки граници за определяне на текстурните и структурни особености на скалите.

II.2.2.2. Лабораторни изследвания – Приложени са следните лабораторни методи за решаване на поставените в дисертацията задачи - микроскопски изследвания, рентгенов микроанализ (микросонда), геохимични изследвания, изотопни методи (U – Pb; Rb – Sr; Sm – Nd).

III. Петрографска характеристика III. 1. Витошки плутон Петрографската характеристика на скалите на Витошкия плутон в

настоящата работа се основава на микроскопското описание на 80 дюншлифа и количественото определяне на минералите в 56 от тях с интеграционна маса.

III.1.1. Теренни взаимоотношения на скалите Витошкият плутон е внедрен сред вулканити и седименти и е разсечен от

постплутонични дайкови скали. Спектърът от скални разновидности в него варира от базични до кисели разновидности, които са поделени в четири самостоятелни групи скали (които, (Дабовски и др., 2009) наричат фази): І фаза - габра и анортозити; ІІ фаза – монцонити; ІІІ фаза сиенити; ІV фаза аплитови граносиенити (фиг. 1). В настоящата работа се описват и постплутонични дайки

6

внедрени в габро от района на местността Голи връх, подсказващи за продължаване на вулканската дейност след внедряването на плутона.

Базичните скали от първата интрузивна фаза изграждат главно източната окрайнина на плутона (фиг. 1) под формата две бъбрековидни ивици (Стр. Димитров, 1942). Едната ивица започва високо по ръба на платото в горните части на Драгалевската река и се насочва на юг-югоизток, заемайки скалните грамади южно от Голи връх (1815 m) и през Петров гроб (1810 m) се спуска в югоизточните склонове на Витоша като пресича шосето за Алеко. Другата ивица започва ниско по левия бряг на р. Струма, заема платовидното горнище на Витоша и северно от вр. Голям Купен и през вр. Скопарника се спуска в източните склонове на Стара река. На геоложката карта под редакцията на Загорчев & Маринова (1994) тези две ивици са обединени (фиг. 1). Едно малко базично тяло от габро се разкрива в района на с. Чуйпетлово. Взаимоотношенията на скалите от базичната фаза със средните се осъществява с преходни разновидности, които вероятно са резултат от затвърдяването на своеобразна хибридна магма, произлязла от частичното смесване на монцонитоидна и още ненапълно затвърдяла габрова магма.

Анортозитът се наблюдава твърде рядко. В настоящата дисертация е описан анортозит от местността Петров гроб и Скопарника.

Макроскопски габрата са масивни, сиви до тъмносиви на цвят скали с преобладаващо съдържание на плагиоклаз (64% - 67%). Мафичните минерали са представени главно от амфибол (20% - 22%), следван от пироксени (4% - 5%) и биотит (по-малко от 1%). Акцесорни минерали са желязо-титанови оксиди (8%), апатит, титанит и циркон.

Моцонитоидите от втората интрузивна фаза изграждат по-голямата част на плутона. Разкриват се по-високите платовидни части на Витоша (Черни връх, вр. Селимица, вр. Резньовете). На изток те се разполагат клиновидно между двете ивици на габрото, на запад се разклоняват като едната част обхваща южната и югозападната окрайнина, а другата северните окрайнини на плутона (фиг. 1). Скалите са представени от монцонити, кварцмонцонити и монцогабра. Прехода между габровия и монцонитов състав и появата на монцогабро може да се обясни с образуването на „хибридна” магма произлязла от частичното смесване между още незатвърдялата габрова магма с монцонитовата магма (Стр. Димитров, 1942). Мафичните микрозърнести включения в скалите са с монцогабров състав.

Скалите от третата интрузивна фаза представени от сиенити и кварцсиенити, изграждат сърцевината на Витошкия плутон и се вклинват между монцонитите. Разкриват се юг-югоизточно от с. Владая (кариера Плочите), като постепенно на изток се стесняват и обхващат върховете Владайски Черни връх, Острица, Селимица. Пряк контакт между монцонитите и сиенитите не е наблюдаван.

Стр. Димитров (1942) описва жили или лещовидни тела, които се срещат главно в западните склонове на планината като четвъртата интрузивна фаза. Най-гъсто разположени и с най-големи размери са жилите около с. Мърчаево и с. Рударци. Представени са аплитови граносиенити, които секат монцонитите и

7

сиенитите в западните склонове на планината. Те не са обект на настоящия дисертационен труд.

Фиг. 1. Геоложка карта на България в мащаб 1: 100 000, картен лист Перник (редактор Загорчев, 1991)

III.1.2.1. Химичен състав на скалообразуващи минерали III.1.2.1.1. Клинопироксенът се срещат главно в скалите от първите три

интрузивни фази. Кристалите му са идиоморфни, с размери в границите 0,5 до 1 mm, често се заменят от зелено-кафяв амфибол.

Фиг. 2. Компонентен състав на пироксени от Витошкия плутон по Morimoto (1988)

8

Кристалите му показват слаб плеохроизъм от виолетово (Z, Y) до червеникаво (X). Клинопироксенът по класификационната схема Morimoto (1988) e диопсид – авгит (фиг. 2).

Магнезиалният номер (Mg# - (Mg/(Mg+FeТ) на клинопироксените за всички плутонични разновидности варира между 80–67. Най–магнезиален е клинопироксенът от габрото с вариация на Mg# в централните части 80-76, а в периферията 77-73. Воластонитовият компонент варира между 49–43, а феросилитовият е в рамките на 16-11. Клинопироксените от монцонита са с по-ниска средна магнезиалност от тези на габрото, като за центъра Mg# е 75–71, за периферията Mg# - 74–70. Воластонитовата им съставка е между 49-42, а феросилитовата 19-15. Кварцмонцонитът е с Mg# 73-71, а воластонитовата и феросилитова компоненти съответно (46-45 - 15-18). Клинопироксените от кварцсиенита в центъра на кристалите са с Mg# 76–74, а в периферията Mg# е 72–67. Феросилитовият компонент е в границите 18-14. В сиенитите тези стойности са Mg# 73-72, воластонитова и феросилитова компоненти (40-41 – 17).

Обща тенденция за всички клинопироксени е нарастването на Fe към външните зони. Други характерни особености за тях са: ниското отношение Al IV /AlVI и липсата на Na в централните зони на повечето клинопироксени от изследваните скални образци. Това поведение на натрия е отражение на нарастването на неговата активност в топилката в хода на кристализация на магмата.

Елементи следи във всички клинопироксени от Витошкия плутон съдържанието на La е по-ниско от това на Ce и Nd, като повечето показват нарастване на LaN/YbN е в границите 0,52–2,02. Европиевата аномалия (Eu/Eu-*) е най-слабо изразена в габро (1,0–0,74), в монцогабро (0,53–0,79), в монцонит (0,20-0,23), в кварцмонцонит (0,19-0,20), в кварцсиенит (0,30 – 0,31), в сиенит (0,27-0,59). Нарастването на европиевата аномалия свидетелства за нарастването на ролята на плагиоклазовото фракциониране. Мултивариационните диаграми на всички клинопироксени са субпаралелни, с негативни трогове на Ba, Nb, Sr, Zr и пикове на Th, U, La,Ce, Pb, Nd и Sm, типични за магми от субдукционни обстановки.

III.1.2.1.2. Ортопироксен присъства само в габрото като дълбоко резорбирани ядра в клинопироксен.

III.1.2.1.3. Амфиболът е един от главните скалообразуващи минерали в почти всички скали на плутона, с изключение на аплитите. В габрото той е със средни размери 1,0 х 0,50 mm. В анортозита, монцонита и крацмонцонита размерите на амфибола са 0,65 х 0,20 mm. В монцонитите той кристализира след пироксена и плагиоклаза. В монцогаброто, кварцмонцогаброто, сиенита и крацсиенита големината на амфиболовите кристали е в 0,40 х 0,20 mm. Във всички скални разновидности амфиболът e зеленокафяв, с хипидиоморфен до ксеноморфен хабитус, по периферията често е обрастнат от синьо-зелен иглест амфибол, плеохроира от зелено-кафяво (Z), през кафяво-зелено (Y) до бледожълто (Х).

9

Според класификационната схема на Leake at al. (1997) всички анализирани амфиболи се отнасят към групата на калциевите амфиболи с Cab ≥ 1,5 (фиг. 3) и се разполагат в полето на магнезиалния обикновен амфибол.

Mg# на амфибола в габрото варира от 82 до 53, намалявайки от центъра (82–72), към периферията (76–53). В анортозита Mg# варира от 64 до 39; в монцогаброто Mg# намалява незначително от центъра към периферията (77-71 до 74-70); кварцово монцогабро Mg# (75-67); монцонита Mg# (79- 75); сиенит Mg# (78–74) и кварцов сиенит (78-54).

Амфиболите са група от минерали с изключително сложен химичен състав и структура, като изоморфизма се осъществява по различни схеми. Количеството на ІVAl най-общо намалява от центъра към периферията на кристалите. Така например за централните части на амфиболовите кристали в габрото средната стойност е 0,81, а за периферията - 0,70; монцогабро - 0,22 и 0,21; кварцмонцогабро - 0,80 и 0,70; за монцонит - 0,75 и 0,64; кварцмонцонит – 0,98 и 0,49; сиенит - 0,93 и 0,28; кварцсиенит – 0,89 и 0,55.

Фиг. 3. Компонентен състав на амфиболи от Витошкия плутон по Leake at al. (1997)

Al в октаедричната позиция на амфиболовата структура се свързва най-често с дълбочината на кристализация на магмата. Най-общо, съдържанието му намалява с напредъка на магмената еволюция и отразява влиянието на активността на Si и полимеризацията на топилката (Raase, 1974; Thomas & Ernst, 1990). VІAl закономерно намалява от центъра към периферията на отделните амфиболови индивиди. При габрото средното значение на VІAl за центъра на амфиболите е 0,40, а за периферията 0,26; монцогабро тази закономерност се запазва със съответни стойности VІAl – 0,80 за центъра и 0,71 за периферията на амфиболовите зърна; кварцмонцогабро - 0,12 и 0,05; монцонит - 0,23-0,07; кварцмонцонит - 0,51 и 0,18; сиенити - 0,16 и 0,15; кварцсиенит 0,20 и 0,14.

В преобладаващия брой от случаите амфиболите имат по-високи индивидуални значения на Si (apfu) в периферните зони от тези на ядрата им, което е доказателство за образуването им при постепенно увеличаване активността на силиция в топилката.

Изследването на елементите следи в амфибола показва по-високо съдържание на LREE от това на клинопироксените, докато съдържанието на

10

HREE е съизмеримо. Всички анализирани амфиболи се характеризират с добре изразена европиева аномалия. В габрото тази стойност е Eu/Eu* = 0,63 – 0,84; монцогаброто Eu/Eu* = 0,75 – 0,51; монцонит - Eu/Eu* = 0,11 – 0,21, кварцмонцонит - Eu/Eu* = 0,33; сиенит - Eu/Eu* = 0,03 – 0,08; кварцсиенит - Eu/Eu* =0,05. Общото съдържание на REE е най високо в сиенитите. Отношението LaN/YbN е 0,72 – 2,50 и нараства от габро към сиенитит. Мултивариационните диаграми на амфиболите са с негативни трогове на Ba, Sr, Zr и пикове на Nd и Sm.

III.1.2.1.4. Биотитът е със сложен химичен състав, с широки вариации на процесите на изоморфизъм. Във Витошкия плутон той е неизменно второстепенна съставка и е преобладаващо ксеноморфен, често замества или взаимно прораства с обикновен амфибол. Средните размери на кристалите са около 1,60 х 0,85 mm. Плеохроира от червеникавокафяво (Z, Y) до светложълто (X), променя се в хлорит. Кристалохимичните му формули са преизчислени на основата на 24 кислорода в удвоена елементарна клетка. На диаграмата Al IV /(Fe/(Fe+Mg) всички състави се разполагат в полето на биотита (фиг. 4). Биотитите показват слабо зониране в рамките на зърната. В центъра на зърната в габрото Mg# е средно 49, а в периферията 48. В монцогаброто съответно Mg# 64 за центъра и Mg# 60 за периферията. Кварцмонцогаброто Mg# 62 – център и Mg# 60 – периферия. В монцонита не се установява зоналност по отношение на магнезиалното число, то е Mg# 55 за центъра и периферията. В кварцмонцонита съотношенията са Mg# 66 за центъра и Mg# 64 за периферията. В сиенита е средно Mg# 54 за централната зона и Mg# 52 за периферията. Кварцсиенита се характеризира с Mg# 45 за центъра на зърната и Mg# 41 за периферията.

Фиг. 4. Състав на биотити в диаграма Al IV към Fe/(Fe+Mg) модифицирана от Deer (1992)

III.1.2.1.5. Плагиоклазът е най-разпространения минерал в скалите на плутона. Модалният състав варира от 90% в анортозит, през 67% в габрото, 56% в монцогабро, 52% в кварцово монцогабро, 44% в монцонит, 40% в кварцмонцонит, 14% за сиенита, 10% в кварцсиенит и аплит количеството му е също около 14%. Средните размери на плагиоклазовите индивиди се изменят в зависимост от петрографския вид. В габрото по дългата ос най-често са 0,2 до 5 mm; анортозит (0,2 до 1,5 mm); моноцогаброто (0,6 – 5 mm); кварцмонцогабро (0,7 – 2,5 mm); монцонит (0,5 – 3 mm); кварцмонцонит (0,4 - 2,5 mm); сиенит (0,5 - 2,5 mm); кварцсиенит (0,4 – 2 mm), аплити (0,8 – 8 mm).

11

Микроскопските наблюдения показаха, че голяма част от изучените плагиоклази са сложно зонални. Те са срастнали по албитов, карлсбадски и периклинов закон. Съставът им в габрото се характеризира с калциево ядро, което е определено като ранна генерация плагиоклаз PlI, изменящо се от анортит до битовнит (An93,6 – An89,4; фиг. 5). Средните зони (PlII), с нормална или осцилаторна зоналност (An77,6 – An46,2) и външна нормално зонална периферия (PlIII) (An58,4 – An30,3). Количеството на ортоклазовия компонент в плагиоклазите от габровите скали варира от 0,20% до 2,2%. Зоналността на плагиоклазите се формулира от механизма на заместване на Ca2+ ↔Na+, Al3+ ↔ Si4+ и Fe3+ ↔ Si4+.

Плагиоклазите в анортозита показва нормална зоналност, с център от лабрадор (PlI) (An65,3 - 53,5) и външна обвивка от лабрадор - андезин (An51,5 - 34,3, (PlII). Ортоклазовият компонент в състава на ядрата варира между 0,5% – 0,6 %, а за външната зона е 0,6% – 0,9%. Слабото повишение на ортоклазовия компонент в края на кристализационния процес вероятно се дължи на увеличение на калия в остатъчната топилка.

В монцогаброто плагиоклазът е с централната зона от лабрадор (An 60,19 -

58,52), и външна зона от лабрадор-андезин (An57,6 - 49,7). Кварцмонцогабро е с централна зона от лабрадор – андезин (An57,5 - 48,0) и периферия с андезинов състав (An42,9 - 40,3).

Плагиоклазът в монцонитовите скали се характеризира с централна и периферна част с андезинов състав (An49,1 - 31,6 - ядро; An39,4 - 31,6 – периферия). Кварцмонцонитът е с андезин – олигоклазово ядро и периферия (An40,8 – 24,1 - ядро; An35,2 – 20,5 - периферия).

Фиг. 5. Фелдшпатова дискриминационна диаграма (Smith, 1974) на избрани плагиоклази и

калиеви фелдшпати Плагиоклазите в сиенитите са с нормална зоналност, с централни зони от

андезин (An38,9 - An37,6) за (PlI) и периферия от олигоклаз - албит (An28,9 – 8,5) за (PlII). Съставът на плагиоклазите в кварцсиенита е с централна зона андезин – олигоклаз (An48,1 – An23,8) и периферия с олигоклаз – албитов състав (An21,5 –

12

An3,5), наблюдавани са и кристали с албитов състав (An6,56 - 3,52), най-вероятно с постмагматичен произход.

В аплита централните зони на кристалите се разполагат в олигоклазовото поле (An22,9 – 14,0), докато периферията е от чист албит (An9,4 – 6,5).

С повишаване на общата киселинност на магмите, от които са затвърдели скалите на Витошкия плутон, намалява анортитовото съдържание в плагиоклазите. Такава закономерност е характерна за калциево-алкалните магматични серии и тя отразява ролята на плагиоклаза в кристализационната диференциация на магмите.

Хондрит-нормализираните диаграми за плагиоклазовите кристали показват високо отношение LREE/HREE. Според Wilson (1989) и Rollinson (1993) плагиоклазите акумулират повече леки редкоземни елементи и Eu2+. Това отношение помага да се различи ефекта на фракционирането на елементите следи в плагиоклазите и тяхното първоначално натрупване в магматичния източник. Плагиоклазите в габрото и монцогаброто показват високи концентрации на Sr (1709 – 665 ppm), докато в монцонита и сиенита това съдържание намалява и е съответно 603 – 109 ppm. Съдържанието на Ba е най-ниско в габрото (22 – 78 ppm) докато в сиенита стойността се увеличава (282 – 110 ppm). Съдържанието на La варира във всички скални разновидности от 2,3 до 15,8 ppm, Ce (3,7 -18 ppm), Eu (0,45 – 1,46 ppm). Установява се корелация на съдържанията на Ва в плагиоклазите от една страна и анортитовия компонент от друга. Намаляването му води до увеличаване на съдържанието на Ba.

Всички анализи на плагиоклази показват значителна позитивна Eu аномалия – в габрото тя варира Eu/Eu* от 2,41 до 7,63; за монцогабрата Eu/Eu* 1,90 – 4,73; за монцонитите Eu/Eu* = 1,92 – 5,43; сиенити Eu/Eu* = 1,43 – 7,37.

Нормализираните към примитивна мантия състави показват набогатяване на LREE спрямо HREE, и това отношение нараства при плагиоклази с по-ниско анортитово число

III.1.2.1.6. Калиевият фелдшпат е един от най–късно изкристализиралите главни скалообразуващи минерали в скалите на Витошкия плутон. Количеството му се колебае от 15 до 72 %, увеличавайки се в последователността кварцмонцогабро - монцогабро – кварцмонцонит -монцонит – кварцсиенит - сиенит – аплит. Обща особеност на всички изследвани проби от калиев фелдшпат е относително високото участие в състава им на ортоклазов компонент – в повечето случаи над 80%.

Калиевият фелдшпат в кварцмонцонита и монцонита е бистър или слабо глинясъл, хипидиоморфен, включващ в себе си плагиоклаз или фемични минерали. Средните му размери са в границите 5,3 – 2,0 mm. Най-честият закон на срастване е карлсбадския. Калиевият фелдшпат в монцогаброто и крацмонцогаброто, образува големи индивиди, с хипидиоморфни очертания, в които са включени плагиоклазови кристали. Средните размери са в границите 3,45 – 2,60 mm. В сиенитита и кварцсиенита е бледорозов, което определя и червеникавия цвят на скалите. Той е слабо глинясъл, с хипидиоморфни до ксеноморфни очертания. Образува големи индивиди обикновенно сраснали по карлсбатски закон и заемат широки пространства между плагиоклазовите кристали. Средните му размери са в границите 3,65 – 2,80 mm. В аплитите

13

средните размери са в гарицата 2 – 4 mm като често срещано е образуването на писменгранитови зони, изградени от кварц и ортоклаз. В каверни образува самостоятелни кристали, в асоциация с турмалин (Турмалинова дупка, Владая). Характерни за калиевите фелдшпати в скалите на Витошкия плутон са пертитовите и микропертитови структури.

Анортитовият минал в монцогаброто и кварцмонцогаброто не е представен, което вероятно се дължи на нискотемпературният им произход (Каменов, 2002). В останалите разновидности той се колебае в границите между 0,6 - 4,22.

Албитовият минал във всички анализирани калиеви фелдшпати се изменя от 0,6 до 25,5. За монцогаброто и кварцмонцогаброто за центранлата зона е Ab8,8 и за периферията Ab14,3Албитовият минал за кварцмонцонит и монцонит за централната зона е средно Ab20,3 и периферия Ab12,1. Тези стойности за кварцсиенит и сиенит е Ab16,5 за център и Ab12,2 за периферия. В аплитите Ab16,0 – център и Ab10,3 – периферия. Тази зависимост показва нормална температурна зоналност (Каменов, 2002).

Ортоклазовият минал се изменя спрегнато с албитовото съдържание в калиевите фелдшпати. В монцогаброто и кварцмонцогаброто, ортоклазовият компонент е по-висок в центраните зони, по-ниско температурни, докато при останалите диференцияти стойностите са по-ниски за централните зони, който са и по-високо температурни.

Хондрит-нормираните модели на разпределение на REE показват най-общо намаление от La към Sm, добре изразена положителна европиева аномалия. Съдържанието на La варира във всички скални разновидности от 14,7 до 1,7 ppm, Ce (1,3 - 17,9 ppm), Eu (0,32 – 1,58 ppm). Установява се корелация в съдържанията на Sr в плагиоклазите от една страна и анортитовия компонент от друга. Намаляването на анортитовия компонент води до намаляване на съдържанието Sr, при калиевия фелдшпат в монцонита той варира от 380 до 721 ppm, докато при този в сиенита то е съответно (113 – 265 ppm). За калиевите фелдшпати са получени следните отношения CeN/SmN = 4,3 – 89,1, DyN/YbN = 0,3 – 0,9, LaN/YbN = 16,9 – 189,6.

III.1.2.1.7. Акцесорните минерали в габрото са описани магнетит, илменит, апатит, титанит, циркон.

III.1.2.1.8. Вторични минерали, които са наблюдавани във всички скални разнодности са актинолит, хлорит, епидот, албит.

III.1.2.1.9. Постплутонични дайки В габровата фаза на Витошкия плутон са наблюдавани две постплутонични

дайки. Те се разкриват над лифтова станция Голи връх. Дайките са субпаралелни, със СЗ-ЮИ посока (243÷250°) и стръмен наклон (81÷90°). Едната дайка e с дебелина приблизително 1 m, а другата ~ 0.40 m. Те се открояват спрямо габроидите от вместващата рамка по цвят (зеленикави), структура, текстура и химизъм. На диаграмата на Le Bas et al., (1986) те се разполагат в андезитобазалтовото поле. Съдържанията на SiO2 са между 55,78% – 57,26%. Постплутоничните дайки са една от последните фази на магмената дейност в района. Първоначално Atanasova – Vladimirova et al. (2004) описват тези скали като лампрофири. Подобни амфиболови лампрофири са описани в централно Чили (Stern et al, 2011).

14

По-детайлните петрографски изследвания на по-голям брой образци показаха присъствие на плагиоклазови порфири, нетипично за този тип скали (Le Maitre et. al, 2002). Амфиболът оформя порфири с (~ 1 mm), ксеноморфни субпорфири (500 µп) и участва в основната маса, оформяйки и дребнозърнест агрегат, с хиалопилитова до пилотаксична структура, заедно с плагиоклаз. Той е главния мафичен минерал в дайките. На класификационната диаграма на Leake et al. (1997) фигуративните точки на амфиболите се разполагат в полето на актинолита и магнезиалния обикновен амфибол. Mg# варира в границите между 51 и 68.

Плагиоклазовите порфири (0.5 – 1 mm) в тези скали се характеризират със значително кородирана периферия. Това вероято индикира промяна във физикохимичните условия на средата след тяхната кристализация. Такава промяна би могла да бъде следствие от движение към повърхността и свързана с него повишено водно съдържание, благоприятствало кристализацията на амфибол. Обилната късна кристализация на амфибол води до появата на „лампрофироподобна” характеристика. За момента остава нерешен въпроса за произхода на актинолита в постплутоничните дайки. Той би могъл да бъде с магматичен произход, каквито данни съществуват (Brothers & Yokoyama, 1990; Haroldo & Jenkins, 2008) или вторичен, подобно на установения актинолит във изследваните плутинчни разновидности от Витошкия плутон.

III.2. Вулкански комплекс Скалите от вулканския комплекс не са обект на дисертационния труд, но

във връзка с поставената задача за определяне на абсолютна възраст, една част от събраните образци са петрографски характеризирани и геохичично изследвани. Цветът на скалата е сивозелен до черен, с ясно изразена порфирна генерация. Фенокристалите са от плагиоклаз, амфибол, пироксен.

III.3. Изводи от петрографските изследвания Минералният състав на скалите от Витошкия плутон разкрива, че в тях се

изявяват закономерни и взаимно свързани модално-количествени и веществени минерални изменения. Тези изменения са резултат на доминиращата роля на фракционната кристализация върху родоначалната магма.

1. Асоциацията от фемични минерали - амфибол, биотит, титанит, магнетит, илменит в скалите от Витошкия плутон ги привързва към геохимичен тип I по класификацията на Chappel & White (1974).

2. Закономерното изменение в количеството и състава на скалообразуващите минерали, а именно относителното нарастване количеството на кварца и калиевият фелдшпат и рязкото намаляване на фемичните минерали, изкиселяванито на плагиоклаза са характерни за киселият фациес на гранитоидите.

3. Голяма част от пироксеновите зърна от габрото се заместват от магматични амфиболи. Измененията в състава на клинопироксените от плутона носят следи от процеси на кристализационна диференциация.

4. Амфиболите от Витошкия плутон се разполагат в полето на актинолита (с постмагматичен произход) и магнезиален обикновен амфибол по класификацията на Leake et al. (1997). Количеството на ІVAl най-общо намалява

15

с напредъка на диференциацията на магмата. Навлизането на Al в октаедричната позиция на амфиболовата структура се свързва най-често с дълбочината на кристализация. Най-общо съдържанието на VІAl намалява в хода на магмената еволюция и отразява влиянието на активността на Si и полимеризацията на топилката (Каменов, 2004). VІAl закономерно намалява от центъра към периферията на отделните амфиболови индивиди. При монцогабрата, монцонитите и сиенитите отношението (Na+K)A е по-ниско в централните части на кристалите, т.е. от ранния магматичен етап на кристализация към по-късния нараства алкалността на магмата.

5. Биотитите в изследваните скали са магнезиална разновидност, характерна за калциево-алкалните гранитоиди. Те са неизменно второстепенна съставка за скалите от плутона. В общият ред на кристализация следват плагиоклазите, амфиболите и магнетита. Не е установена вътрешна зоналност в отделните биотитови люспи. От променителните продукти по биотита най-често се среща хлорит. Съдържанието на AlVI в структурата на биотитите може да послужи като качествен индикатор на налягането, когато температурите на кристализация са относително близки (Каменов, 2004). Ниското съдържание на AlVI в биотитите от Витошкия плутон отразява I – тип източника на магмата (Liu et al., 1989; Chappell & White, 1992).

6. Плагиоклазът се наблюдава във всички скални разновидности на плутона. Той оформя идиоморфни кристали, с нормална, осцилаторна или обратна зоналност. Това може да се обясни с процеси на асимилация, фракционна кристализация и смесване на магми. Анортитовото съдържание намалява в хода на процеса на фракциониране.

7. Обща особеност на всички калиеви фелдшпати е относително високото участие на ортоклазов компонент в повечето случаи (над 70 %) като количеството на целзиановата компонента е по-малко от 1 %. Албитовият компонент се увеличава от базичните към киселите разновидности, свидетелство за повишеното натриево съдържание.

8. Редът на кристализация за габрото е: акцесорни минерали (циркон, магнетит, апатит) → ортопироксен (РI?) → клинопироксен, плагиоклаз (РI)→ амфибол + биотит + плагиоклаз (РII)→ плагиоклаз (периферия, PIII).

9. Редът на кристализация при монцогабро и монцонита е – акцесорни минерали (циркон, магнетит, апатит) → клинопироксен, плагиоклаз (център)→ амфибол + биотит → плагиоклаз (периферия) → калиев фелдшпат, кварц

10. Редът на кристализация при сиенита е - акцесорни минерали (циркон, апатит), клинопироксен, плагиоклаз (център) → амфибол + биотит → плагиоклаз (периферия) → калиев фелдшпат, кварц

11. Вторични минерали, които са наблюдавани във всички скални разнодности са актинолит, хлорит, епидот, албит.

IV. Условия на кристализация на скалите Минералният състав на гранитните плутони позволява използването на

различни термометри и барометри, които характеризират условията на образуване. Необходимо е да се отбележи обаче, че само част от минералите в скалите показват истинския солидус. Много от тях продължават да реагират по

16

време на субсолидусното охлаждане (фелдшпати, желязо–титанови оксиди и др). Температурата, при която кристализират всички главни фази, обикновено не е постоянна, тъй като тя се изменя в отговор на променящия се състав на магмата, като резултат от промените в състава на отделящите се фази, както и на промяната на налягането. Допълнителни фактори, които влияят на промените на състава на минералите са вторичните процеси и по-късната кристализация.

IV.1. Геотермометрия За определяне температурата на кристализация на скалите от Витошкия

плутон е използвано амфибол-плагиоклазовото равновесие на Blundy и Holland (1990)

Приложеният геотермометър показва температури, които са в интервал 834°С – 649°С за плутоничните скали. Дайките са съответно с температури в интервала 609 – 682 °С, за андезитите 870°С - 933°С (геотермобарометър на Ridolfi et al., 2010).

IV.2 . Геобарометрия Оценките за налягането на кристализацията на плутона са направени на

основата на около 50 микросондови анализа на амфиболови зърна от различни скални разновидности. От преизчисленията са изключени актинолитовите зърна, тъй като техния произход вероято е постмагматичен. Използван е метода на Schmidt (1992) поради факта, че магмите са с калциево-алкална характеристика и се предполага, че Ptot = PH2O.

Обобщената оценка по групи скали разкрива следните закономерности: 1. Осредненото налягане на кристализация на габровите скали е

съсредоточено в границите 2,6 - 3,5 kbar, съответстващи на дълбочина 9 - 12 km.

2. Монцонитите и монцогабрата са с оценка за наляганията 2,5 - 3,1 kbar, което отговаря на дълбочина 9 - 11 km. Средната стойност на цялата скална съвкупност е 2,5 kbar, съответстваща на дълбочина около 9 km.

3. Сиенитите показват средни оценки за наляганията около 2,5 kbar, съответстваща на дълбочина ≈ 9 km.

Обобщената представа за налягането в магмите на плутона обосновава полибарна няколкоетапна кристализация. Основната скална маса на плутона (монцонити и сиенити) е изкристализирала вероятно в камера на дълбочина около 9 km. Базичните скали са започнали кристализацията си на по-дъблоки нива 12 km, но са затвърдели главно в същите междинни камери ∼9 km. Процесите на смесване на магми са се осъществявали в междинни камери, най-вероятно от същото ниво.

За постплутоничните дайки термобаричните стойности са в нивото на хипоабисално-субвулканския фациес.

Получените данни за амфибол в андезитът от района на с. Железница са дълбочина на внедряване ~6 км.

IV.3. Оценка на оксиредукционните условия Фугитивност на водата и фугитивност на кислорода са характеристики,

които контролират кристализацията на магмата.

17

Директното съдържание на водата може да се измери от топилкови включения, които в случая не са изследвани. Косвена оценка за съдържанието на вода в скалите може да се направи от сравнението на минералния състав с експериментални работи. Пироксенът се формира при висока температура > 780° (Rushmer, 1991; Clemens & Wall, 1988) и ниска водна активност, докато амфиболът кристализира при водни съдържания между 2,2 до 4% wt% (Eggler, 1972; Naney, 1983), приблизително близки до тези на биотита (2-4 % wt% H2O; Clemens & Wall, 1981; Scaillet et al., 1995). Минераложката промяна на пироксена към амфибол показва повишаването на активността на водата в магмата (Tuttle & Bowen, 1958) от ранния магматичен етап към късния. През 1989 г. Wones предполага че равновесието титанит, магнетит, кварц в гранитните скали позволява да се направи относителна оценка на фугитивността на кислорода.

По типове скали бяха получени следните резултати: габро (-12,50 – -14,34); монцонит (-15,69 – -16,51); сиенит (-14,64 – -18,32) Тези резултати показват, че габрото е образувано от по богата на кислород магма в сравнеие с монцонита и сиенита (Helmy at al., 2004).

V. Геохимия Петдесет и два броя избрани скални образци са използвани за

характеризиране на химичния състав на главните елементи, а двадесет и шест от тях са анализирани за елементи следи. Пробите бяха внимателно подбрани въз основа на петрографски критерии, които да гарантират, че ще бъде обхваната пълната композиционна характеристика на скалите от Витошкия плутон. Съдържанието на водата в анализираните проби е под 2 wt %.

За класификацирането на скалите от Витошкия плутон е използвана диаграмата на Петрографския комитет на АН на СССР (1981) (фиг. 6). На диаграмата скалните образци се разполагат в полетата на габро, диорит, монцонит, кварцмонцонит, сиенит, кварцсиенит и левкогранит, което съответства на полевите наблюдения и петрографското описание.

Фиг. 6. Класификационна схема SiO2 срещу (Na2O+K2O) на Петрографския комитет на АН на СССР (1981).

18

V.1. Главни елементи Закономерните изменения на химизма на скалите в реда габро – монцонити

– сиенити - аплити са илюстрирани с Харкеров тип диаграми (фиг. 7). На диаграмите петрогенен окисид-SiO2 (Харкеров тип), FeOt, MgO, MnO,

CaO показват добре изразен отрицателен линеен тренд спрямо SiO2 (фиг. 7). FeOt в габрото е 16,7 wt % до 2,42 wt % в аплитите и 9,3 wt % в постплутонични дайки и 6,3 wt % в андезитите. Тази закономерност е резултат от намаляване на съдържанията на Fe-Ti оксиди (фиг. 7c). MgO намалява от 7,7 wt % в габрото до 0,6 wt % в аплитите (фиг. 7f) това предполага фракциониране на мафични минерали. СаО варира от 13 wt % в габрото до 1,2 wt % в аплитите (фиг. 7g). При останалите главни оксиди се получава значителна дисперсия, но K2O (фиг. 7d) и Na2O (фиг. 7h) показват обща тенденция на увеличаване на съдържанията спрямо SiO2, докато TiO2 (фиг. 7a) и Al2O3 (фиг. 7b) показва обща тенденция за намаляване на съдържанието спрямо SiO2. Намаляването на Al2O3 индикира, че плагиоклазът е отложен в голяма степен с напредване хода на магматичната кристализация.

С увеличаване на SiO2 се наблюдава намаляване на съдържанието FeOt, MgO, MnO, CaO, Al2O3, MnO и увеличаване на Na2O, K2O, в последователността от скални разновидности от габро, през хибридно монцогабро, монцонит, кварцмонцонит, сиенит, кварцсиенит са в съгласие с идеята за ранно фракциониране на магнетит, пироксени, калциев плагиоклаз и по-късна кристализация на амфибол, биотит, кисел плагиоклаз и калиев фелдшпат. Тези изменения не противоречат на представата за смесване на по-кисел компонент с базична порция магма на фона на продължаващата кристализационна диференциация. Преобладаващата петрохимична тенденция е характерна за калциево-алкален тип магма.

V.2. Елементи следи V.2.1. Съвместими елементи На вариационни диаграми на изменението на Cr, Ni, Co, V, Ga спрямо SiO2

(Харкеров тип), се наблюдава отрицателна линеен тренд при Co, V спрямо SiO2, дължащо се на включването им в мафичните минерали (Mason & Moore, 1982). Cr и Ni не показват ясно изразени трендове. Съдържанието на Cr в габрата е средно 220 ppm, монцогабро 312 ppm, монцонити 284 ppm, сиенити 265 ppm и аплити 35 ppm. Той се концентрира в мафичните минерали клинопироксен, оливин и шпинел (Wilson, 1989), които кристализират в ранните етапи на застиване и концентрацията му намалява в остатъчната топилка (Henderson & Dale, 1970). На диаграмата Cr към SiO2 най-високи са стойностите му в монцонитите. По-ниските стойности на хрома в габрото отколкото в монцонитите и сиенитите, вероятно се дължи на факта, че феромагнитните минерали са били фракционирани или източника, от който са образувани габрата е бил предварително обеднен на тези елементи (Tate et al., 1999). Никелът има поведение подобно на хрома на бивариантната диаграма Ni към SiO2. Във всички скални разновидности съдържанията му са твърде ниски (под 40 ppm). Това вероятно се дължи на първично обеднен източник.

19

Галият показва праволинейно разпределение на вариационната диаграма със SiO2, дължащо се на факта, че плагиоклазите и слюдите са основните минерали, в които той се концентрира.

Фиг. 7. Избрани Харкерови диаграми за измененията на главните оксиди за скалите от Витошкия плутон и вулканския комплекс

V.2.2. Несъвместими елементи Литофилните елементи с голям йонен радиус (LILE - Rb, Sr и Ba) имат

различно поведение спряма SiO2. Рубидият и барият се повишават от габрото към сиенитите. Рубидият е един от редките елементи, който напълно се разсейва в кристалната решетка на калиевите минерали.

Стронцият показва негативна корелация със SiO2. Той замества своя геохимичен аналог Са2+ в VIII- на кординация в структурите на минералите плагиоклаз, епидот, апатит, титанит (Blundy & Wood, 1991; Faure, 2001).

Високозарядните елементи (HFSE - Zr, Y, Th) на бивариантните диаграми Zr и Th към SiO2 се наблюдава позитивна корелация спрямо силиция и праволинейно за Y. Циркониевото съдържание е най–високо при около 66 wt% SiO2 и след това намалява, което предполага, че при това съдържание на SiO2, топилката се пресища на цирконий, започва масова кристализация на циркон, което води до рязкото му намаление в остатъчната попилка (Chappell, 1996).

Линейно разпределение на Y вероятно се дължи на разсейването му в скалообразуващите минерали.

20

V.2.3. Редкоземни елементи (REE) Хондрит нормализираното разпределение (стойностите са по Nakamura,

1974) за скалите от плутона са представени на фиг. 8. Взаимовръзката (LaN/YbN) отразява отношението на LREE към HREE и често се използва като индекс на степента на фракциониране на REE по време на магмената еволюция. Отношението LaN/YbN при габрата е ниско и средната му стойност е 2,68; анортозит - 3,98; монцогаброто - 4,94; кварцмонцогабро - 5,6; монцнит - 6,88; кварцмонцонит - 5,20; сиенит - 6,01; кварцсиенит - 7,09; аплит - 9,75; постплутонични дайки - 3,96; адезит - 3.04.

Хондрит-нормализираните модели на разпределение на REE за габрото (фиг. 8А) показват по-слабо фракциониране на леките редкоземни елементи (LREE), от La до Sm ((La/Sm)N = 1.7) спрямо средните (MREE) и тежките (HREE). Характерна особеност за габрата е слабата положителна европиева аномалия (Eu/Eu* ~ 1.1, фиг. 8А) свидетелство за акумулиране на плагиоклаз. Отклонение от тренда на разпределение показва анортозита (St 142/02), показващ относително голяма положителна европиева аномалия (Eu/Eu* = 1,62), свързана със значително по-голямото количество на плагиоклаз в тези скали (~ 90%)

Фиг. 8. Хондрит-нормализирани модели на REE диаграми за габра (А), монцогабра (Б) и

монцонити (В), сиенити (Г), аплитов кварцсиенит (Д), дайки и андезит (Е)

21

При изследваните скали хондрит-нормираните модели на разпределение показват обогатяване на леките (LREE) елементи от La до Sm. Средните стойности на отношенията (La/Sm)N при габрото е 1,36; анортозит - 2,04; монцогабро - 2.09; кварцчонцогабро - 3,61; кварцмонцонит - 2,15, при монцонит - 2.68; сиенит - 3.28; кварцсиенит - 4,03; аплитит – 8,02; андезит – 1,71; постплутонични дайки – 1,58. Европиевата аномалия при монцогаброто, кварцмонцогаброто (Eu/Eu* - 0,6-0,8), монцонита и кварцмонцонит (Eu/Eu* - 0,75-1,0) е слабо изразена. Сиенити, кварцсиенити и аплити се характеризират с добре изразена европиева аномалия (Eu/Eu* - 0,18-0,73), която обикновенно се дължи на отстраняване на плагиоклаз (Taylor & McLennan, 1985; Rollinson, 1993;Фиг. 8Г, 8Д). Постплутоничните дайки и андезита не показват европиева аномалия, т.е. липса на плагиоклазово фракциониране.

От габрото до аплита се наблоюдава слаба отрицателна Ce аномалия, показваща участие на флуиди, генерирани от дехидратацията на пелагични седименти в субдуциращата се плоча (Hole et al.,1984).

Хондрит-нормираните модели на разпределение на редкоземните елементи имат сходни профилни линии, те показват фракциониране на леките редкоземни елементи, спрямо средните и тежките редкоземни елементи. Високите отношения на LREE/HREE за скалите от Витошкия плутон индикира мантийна магма, която е била обогатена от субдуциращата се плоча и/или корови компоненти (Barragan et al., 1998). От средните (MREE) към тежките (HREE) елементи се наблюдава платовидна линия, показваща, че липсва гранат в източника (Lustrino & Wilson, 2007; Lustrino 2011).

V.2.4 Мултиелементни дискриминатни диаграми Нормираните към примитивна мантия състави на скалите от Витошкия

плутон са демонстрирани на фиг. (фиг. 9). Те показват една обща особеност – всички имат високо отношение LILE/HFSE т.е. обогатени са на елементи с нисък йонен потенциал в сравнение с тези с висок, което е типично за субдукционо свързаните магматити (Pearce, 1982; Wilson, 1989).

Изобразените нормирани състави показват близки криви на разпределение на елементите следи. Те показват високи съдържания на Cs, Rb, Th, К, – силно несъвместими елементи, които се мобилизират от флуиди (Pearce et al., 2000; Best & Christiansen, 2001; Martin et al., 2005; Lobach - Zhuchenko et al., 2005). Заедно с дълбоки минимуми на Ta, Nb и Ti и максимуми на Pb, техните профили, предполагат островно-дъгова геоложка обстановка.

Във всички скални разновидности се наблюдава Ba-минимум и по-ниски стойности за La и Ce.

Необичайно високата положителна аномалия при Pb във всички скални разновидности се свързва с високото съдържание на фелдшпатите в скалите. Положителната аномалия на Rb се обяснява с по-силно несъвместимото поведение на този елемент в процеса на топене (Sawyer,1998).

Като цяло, нормираните криви за скалите на Витошкия плутон съответстват на типовото разпределение на калциево-алкални магми в островно-дъгови обстановки.

22

Фиг. 9. Спайдер диаграми нормализирани към примитивна мантия: габро, монцонит, монцогабро, сиенит, аплитов кварцсиенит по Sun, McDonough (1989)

VI. Геохроноложки данни VI.1. U-Pb цирконово датиране Датирани са габро (St 29/01), монцонит (AvQ 022), сиенит (St 162/02),

постплутонична дайка (St 27/01) и андезит (St 191/02). За плутоничните скали възрастите са конкордантни (St 29/01, AvQ 022, St 162/02) и са определeни с висока точност. Цирконите от постплутоничните дайки и андезита, показват различна степен на Pb загуба и/или наследство, което усложнява тълкуването на данните.

Определените от автора възрасти за скалите от Витошкия плутон се съгласуват със съществуващите данни. Новополучената възраст по циркони за монцонитите дава 80,45 ± 0,4 Ma (Atanasova-Vladimirova et al., 2003; фиг. 10b). Същата възраст е получена от Бояджиев (1981) по K-Ar за монцонит от вр. Малък Резен (80,28 Ма). Amov et al. (1982) датира монцонит по 206Pb/238U и получава също 80 ± 12 Ма.

Цирконите от габро показват възраст 81,58 ± 0,23 Ma (Atanasova-Vladimirova et al., 2004; фиг. 10a). Тази възраст е сходна с получената за габрото от с. Величково (Пазарджишки район) - 82.16 ± 0.10 Ма (von Quadt et al., 2005).

23

Сиенитите дават възраст 79.67 ± 0.76 (Atanasova-Vladimirova et al., 2010; фиг. 10c). Следователно, U-Pb цирконово датиране недвусмислено показва, че пикът на магмена дейност за Витошкия плутон е меду 81 и 79 Ma.

Изотопните хафниеви характеристики на анализираните циркони с горнокредна възраст показват характерни “мантийни“ ε-Hfт-80Ма стойности: габро - +11,0 до +11,4; монцонити - +5,5 до +6,8. Тези стойности предполагат участие на обогатен мантиен материал при формирането на плутоничните скали.

В постплутоничните дайки и андезитите не бяха установени първични циркони, а само унаследени, с дискордантната възраст за 206Pb/238U. Постплутоничната дайка показва (фиг. 10d) кристализация в итервала долна пресечница 275 Ma и горна пресечница 627 Ma, при андезитите горната пресечница е 391 Ma (фиг. 10e). Долната пресечница за дайката и горната за андезита е с Варистка възраст, което е доказателство, че тези циркони не са се повлияли от Кредните процеси. Горната пресечница за дайката вероятно е с протолитна възраст и дискордантните точки се характеризират със загуба на олово с вероятна Каледонска възраст. Всички анализирани циркони са асимилирани от вместващи скали с възможна Варистка протолитна възраст. Цирконовите зърна показват унаследено олово (характерна черта за скали с възможно участие на коров материал). Тези кристали са ксенокристни и имат комплексен строеж, показващ голяма загуба на радиогенно олово.

Получените възраст са подобни на U-Pb възрасти по циркони от Варисткия протолит от Централна Средногорие (340-285 Ma, Peytcheva & von Quadt, 2004; Carrigan et al., 2005; von Quadt et al., 2005).

Фиг. 10. U - Pb диаграми за габро (a), монцонит (b), сиенит (c), дайка (d) и андезит (е).

Възрастта е калкулирана от отношението206Pb/238U към 207Pb/235U

VI.2. Sr - Nd изотопи В дисертационния труд са изследвани 24 проби зa Sr изотопи и 12 за Nd

изотопи на валови проби от предварително петрографски и геохимично oхарактеризирани скали от Витошкия плутон. За пресмятане на началните

24

стойности на изотопите е използвана възраст от 80 Ма на внедряване на скалите. Получените резултати варират както следва: за габрото (87Sr/86Sr)i80 – 0,70423÷0,70443 и стойности за εNd (0,42÷2,74), за монцогабрата (87Sr/86Sr)i80 - 0,70430 – 0,70444, а εNd 0,61 – 0,37, за монцонитите (87Sr/86Sr)i80 0,70422 – 0,70513 и εNd 1,1- 2,2, за сиенитите те са съответно (87Sr/86Sr)i80 (0,70434 - 0,70515) и 1,25, а за аплитите (87Sr/86Sr)i80 (0,703867 - 0,7046546), εNd 0,1, дайки и андезит (87Sr/86Sr)i80 (0,70387 – 0,70465) (фиг. 11).

Sr и Nd изотопни данни показват преобладаващо мантиен произход на родоначалните магми, което се доказва и с използването на диаграмата 87Sr/86Sr - 143Nd/144Nd (фиг. 12). Бинарната корелационна диаграма (87Sr/86Sr vs. εNd; Фиг. 11) показва слаби вариации на Nd изотопи и сравнително по-големи такива на Sr изотопи.

От диаграмата 87Sr/86Sri vs. SiO2 (фиг. 13) се вижда, че нарастването на Sr изотопи корелира позитивно със SiO2, което предполага нарастваща роля на коров компонент в процеса на фракционна кристализация. Както подсказват резултатите от датирането на цирконите във вулканитите и дайките, това най-вероятно са палеозойските скали от фундамента на Средногорието.

Фиг. 11. Отношение 87Sr/86Sr vs. εNd за скали от Витошкия плутон и връзката им с големи геохимични резервоари. Вариациите на изотопните състави на големи „Земни” резервоари по от White (2013).

Фиг. 12. Диаграма в координати 87Sr/86Sr - 143Nd/144Nd за проби от магмени скали, от Витошкия плутон. Изотопен състав на мантийните резервоари по Zindler & Hart (1986)

Водеща роля при формирането на скалните разновидности на Витошкия плутон и вулканитите е играл процесът на фракционната кристализация на мантийно генерирана магма, придружен от корова контаминация, по-ясно изразена при по-киселите скали. Това се потвърждава и от макроскопските наблюдения на тези скали, в които често се наблюдават ксенолити. Коровата контаминация е по-значителна при Sr изотопи, което е в съгласие с по-мобилния характер на Sr.

25

Фиг. 13. Отношение (87Sr/86Sr)i80 към SiO2 в скали от Витошкия плутон. SC контаминиране на

мантийно произлязлата магма с вместващите я скали; AFC aсимилация ± фракционната кристализация; FC фракционна кристализация в източника.

VII. Петрогенезис Петрогенетичните модели за произхода на дъговите магми могат да се

обобщят в две големи групи: дъговата магма е резултат на фракционна кристализация или AFC процес (асимилация ± фракционна кристализация) (Grove & Donnelly-Nolan, 1986; Bacon & Druitt, 1988) вторият модел се базира на частично топене, предизвикано от преминаването на магма през кората (Bullen & Clynne, 1990; Roberts & Clemens, 1993; Tepper et al. 1993; Guffanti et al. 1996). Данните от химичния и изотопен състав на скалите от плутона, както и от възрастите на последните показват, че вулкано-плутоничния комплекс е претърпял комплексна диференциационна история от габрови ненаситени магми до наситени сиенитови и аплитови топилки. В настоящата глава е обсъдено влиянието на най-важните процеси в петрогенезиса на скалите.

VII. 1. Тектонска обстановка Геохимичните характеристики на магмите се използват от редица автори за

геодинамични интерпретации (Pearce et al., 1984; Wood, 1980 и др.). Най-често за целта се използва поведението на редките елементи. На диаграма Nb/Y (Pearce et al., 1984) и за определяне на тектонската обстановка скалите попадат в полетата на вулканско-дъговите и синколизионни гранитоиди, които добре се разграничават на диаграмата (Y+Nb)/Rb (Pearce et al., 1984) и потвърждават островнодъговата обстановка и субдукционния произход на изследвания горнокреден Витошки плутон.

VII. 2. Състав на мантийните магми Като първични мантийни магми се приемат топлки с Mg# > 70, Ni > 400-

500 ppm, Cr > 1000 ppm и SiO2 < 50 wt%. Като правило обаче, болшинството

26

мантино-генерирани магми в субдукционна геоложка обстановка са претърпели процеси на фракциониране и контаминация по техния път до земната повърхност. Оценката на състава на мантийните магми става с изследването на най-мафичните магми с относително високи съдържания на MgO > 5 wt% и ниско на SiO2 < 52 wt%. В нашата база данни на такива изисквания отговарят 12 образци, като мнозинството от тях са със съдържание SiO2 <50 wt% и MgO ~6 wt%. Съдържаниеята на Ni (15-28 ppm) и Cr (62-230 ppm) в тези габра, обаче, не отговарята на характеристиките на първични топилки. Тези стойности изискват ранно фракциониране на оливин, който консумира значително количество Ni.

VII. 3. Магмена диференциация VII. 3.1. Фракционна кристализация Кристализационната диференциация вероятно е основния механизъм на

магмена еволюция за скалите от Витошкия плутон (Димитров, 1942). Най-убедително свидетелство за процеса на фракционна кристализация е поведението на болшинството елементи на Харкеровите диаграма. Така например, намалението на TiO2, FeOt, CaO, Al2O3, MgO, Co, V, с увеличение на SiO2 лесно може да се обясни с фракционирането на амфибол, биотит, плагиоклаз и желязо-титанови оксиди. Увеличаване на K2O, Na2O и Rb с увеличаване на SiO2 е също в съответствие с късният етап на фракциониране на калиев фелдшпат и/или богати на Na плагиоклази. Вариациите на REE също потвърждават ефекта на фракционна кристализация. Задълбочаването на Eu аномалия от габрото към аплитите е в съответствие с прогресивното отстраняване на плагиоклаз от магмата.

На вариационната диаграма Nd/Ce към Nd предложена от Pearce (1980) скалите от Витошкия плутон се разполагат успоредно на линията на фракционната кристализация (фиг. 14).

Фиг. 14. Nd/Ce към Nd (Pearce, 1980) показваща фракционна кристализация и частично топене

Текстурни доказателства насочват към ранна кристализация на клинопироксен, което се потвърждава и на диаграмата Ni/Cr (фиг. 15a). Връзката между Ni и Сr е показана в логаритмичен мащаб и служи за

27

индентифициране на минералите, които се очаква да се образуват по време на първата кристализация. За скалите от Витошкия плутон е видно, че образуват линеен трент към Cpx, с разсейване в плагиоклазова посока. По-голямото изчерпване на хрома в сравнение с никела предполага, че Cpx кристализира като първа фаза в мафичните скали (Hughes, 1982).

Фракционирането на клинопироксени може да се отчете също и по диаграмата CaO/Al2O3 – MgO (15b). Отношението CaO/Al2O3 в клинопироксените е високо (>>1), а в плагиоклазите ниско (<1). Следователно при фракциониране на клинопироксен остатъчната топилка ще бъде с по-ниско CaO/Al2O3 отношение, докато фракционирането на плагиоклази ще има обратния ефект. Същевременно с фракционирането на клинопироксен (както и на другите мафични минерали) остатъчната топилка ще обеднява на MgO. Положителната корелация между MgO и CaO/Al2O3 предполага доминираща роля на фракционирането на клинопироксени.

Фиг. 15. а. Диаграма Cr/Ni за скали от Витошкия плутон по (Hughes, 1982);

b. Диаграма MgO към CaO/Al2O3 за скали от Витошкия плутон

В заключение може да се обобщи, че фракционната кристализация е участвала в петрогенезиса на изследваните скали. Това се подкрепя както от вариациите на главните и елементите следи, така и от химизма на минералите (изкисляване на зоналните плагиоклази и понижаване на магнезиалността на амфиболи и биотити).

VII. 3.2. Корова контаминация Влиянието на процеси на корова контаминация вероято съществува, но те

са с второстепенно значение. Както вече бе посочено, по-убедително свидетелство за протичането на този процес произтича предимно от поведението на Sr изотопи, които показват съществено нарастване в по-еволюиралите скали (0,709238). Физически доказателства за характера на контаминанта обаче, не бяха наблюдавани, въпреки че редки ксенолити се срещат, но те имат състав, наподобяващ габрата.

28

VII. 3.3. Смесване на магми Получените данни за Витошкия плутон не потвърждават участие на корово

вещество в ранните етапи на магмена еволюция, макар че смесване на магми от различни мантийни източници е вероятно.

С процеси на смесване в късните етапи на магмена еволюция Стр. Димитров (1942) обяснява възникването на монцогабра, които той интерпретира като продукт на хибридна магма. Единият компонент за смесването вероятно е бил с базичен състав (габрова магма), а другият – преходноалкален (монцонитова магма). Смесването на магмите се е осъществявало на фона на продължаваща кристализационна диференциация в магмeната камера, като процесът е бил от типа MFC (смесване-фракционна кристализация). Доказателство за този процес е нарастването на албитовия компонент от центъра към периферията на калиевите фелдшпати в монцогабра и кварцмонцогабрата, свидетелство за повишаване на температурата в края на кристализационния процес.

VIII. Обобщен модел на магматизма във Витошкия плутон По своята абсолютна възраст Витошкият плутон е близък с интрузиите от

южната част на Средогорската зона (напр. Капитан-Димитриевски плутон). Скалите на плутона, обаче, показват значително по-мантийни характеристики в сравнение с тези на Капитан-Димитриевския плутон, както и от останалите горнокредни плутонични скали от Централното Средногорие.

Предложеният в тази работа модел за развитието на магматизма в района на Витоша е базиран на съществуващите идеи (Димитров, 1942, 1946; Гочев, 1973, Желев, 1982; Дабовски, 1988), допълнени с дискутираните в предходните раздели на дисертационния труд данни и представлява хипотеза, подлежаща на бъдеща проверка. Според Желев (1982) еволюцията на Витошката вулкано-плутонична структура преминава през четири фази: вулканска, субвулканска, интрузивна и постинтрузивна. През вулканската фаза се образуват вулканските скали, изграждащи т. нар. андезитов венец (Димитров, 1942), който Гочев (1973) определя като еднороден комплекс със сенонска възраст. Представите на Желев (1982) за първите две фази схематично са представени на (фиг. 16A). Според данните от използвания от автора геотермобарометър на Ridolfi et al. (2010), амфиболът в андезитите се е формирал на дълбочина от ~6 km и вероятно това не е била единствената горнокорова магмена камера. Опитите за определяне на абсолютната възраст на вулканитите се оказаха неуспешни. Регистирираната цирконовата унаследеност с горна пресечница от 391 Ma (фиг. 10e) според Peycheva et al., (2007) индикира ролята на MASH зоната на границата кора – мантия. Според Желев (1982) еволюцията на Витошкият вулкан преминава през калдерен стадий на развитие, който е обусловило основните черти на вулкано-плутоничната структура. Съществуват модели (напр. Aizawa et al., 2006), които

29

пряко свързват процесите на калдерообразуване с последващо внедряване на плутон. Такъв сценарий е изобразен схематично на (фиг. 16B).

Мантийният характер на родоначалната за скалите от Витошкия плутон магма се потвръждава както от стронциевите и неодимови изотопи характеристики на общи скални проби, така и от изотопните хафниеви характеристики на анализираните циркони с горнокредна възраст. Характерна особеност на източника на тези магми е липсата на гранат, за която се съди по платовидната линия от средните (MREE) към тежките (HREE) елементи в хондрит-норимраните модели (Lustrino & Wilson, 2007; Lustrino 2011). Родственият характер на родоначалната магма за скалите от плутона е изявена на хондрит-нормираните и мултиелементините диаграми, показващи субпаралелни модели на разпределение.

Наличието на магмени камери на дълбочини под 12 km е предположено от присъствието на дълбоко резорбирани ядра от ортопироксен и плагиоклаз. Ниското съдържание на Ni и Cr изисква ранна кристализация и на оливин, който най-вероятно също е фракциониран в дълбочина. Издигането на магмата в горната кора и престоя и в по-плитки камери (9 до 10-12 km) е предположено на база на резултатите от използвания амфиболов геотермометър (Schmidt, 1992). На тези дълбочини кристализират предимно амфибол и плагиоклаз. В тези нива основният процес е фракционната кристализация в комбинация с корова контаминация. Цирконовите възрасти позволяват да се датират последователните магмени импулси, внедрени в нивата на застиване на плутона. Габрото е с възраст 81,58 ± 0,23 Ma (фиг. 10a), за монцонита тя е 80,45 ± 0,4 Ma (фиг. 10b) и сиенитите 79.67 ± 0.76 (фиг. 10c). Следователно, U-Pb цирконово датиране недвусмислено показва, че животът на магмената камера е бил ~ 3Ma. На тези нива се е проявил процес на ограничено смесване на все още незатвърделите магми с образуване на хибридни състави (Димитров, 1942).

След застиването на габровите магми в тях са внедрени дайки, които имат близки геохимични характеристики. Тяхната абсалютна възраст също остава дискусионна, тъй като подобно на изследваните андезити, съдържат само унаследени циркони.

Постмагматичният етап (фиг. 16С) e свързан с оформянето на плутона като морфоструктура. Това е етап на регионално издигане, в резултат на който се оформя Витошкият купол, имащ сложен блоков строеж, обусловен от регионална и локална разломни мрежи (Желев, 1982).

30

Фиг. 16. Схематичен модел на магматизма във Витошката вулкано-плутонична структура. А – вулкански етап; B – плутоничен етап; C – постплутониче етап.

X. Заключение В настоящия дисертационен труд се разглеждат петрологията и геохимията

на Витошкия плутон. Той е изграден от четири интрузивни фази: I фаза - габро и анортозит; II фаза - монцонит; III фаза – сиенит. Последната IV фаза (аплитов граносиенит) не е обект на дисертацията.

След детайлни теренни, петроложки, геохимични и геохроноложки изследвания на Витошкият плутон, и на базата на представените анализи в дисертацията са направени следните обобщения и заключения: � Петрографските изследвания изясняват веществените изменения в състава

на скалообразуващите минерали. Плагиоклазът се променят от анортит до чист албит от базичните към киселите разновидности, калиевия фелдшпат е ортоклаз, клинопироксена е диобсид – авгит, амфиболът е представен от актинолит и магнезиална хорбленда, биотитът е магнезиална разновидност. Описаните акцесорни минерали са магнетит, илменит, апатит, титанит и циркон.

� Преобладаващата температурна оценка за кристализацията на магмите по термометъра на Blundy & Holland (1990) се разполага в интервала 700 – 800°С, но в някой двойки са получени относително ниски температури от

31

порядъка на 650°С, които отразяват вторично субсолидусно уравновесяване.

� Получените стойности за налягането са в интервала 2,5 – 3,5 kbar, отговарящи за дълбочина на кристализация 9-12 km.

� Минераложките и петрохимични особености на Витошките скали показват, че те кристализират от силно набогатени на вода магми (2 – 4 wt%), а фугитивността на кислорода предполага относително окисление на средата за фази образувани около NNO буфер.

� За цялата изследвана съвкупност от скални проби се установяват общи насоки в геохимичната еволюция, свързани с фракционната кристализация. Това се подкрепя както от вариациите на главните елементи и елементите следи, така и от химизма на минералите. Акцесорните минерали играят относително по-малка роля в този процес, тъй като обикновенно съставляват около 1 - 2 модален процент от съдържанието в скалната проба. На Харкеровите диаграми, намалението на TiO2, FeOt, CaO, Al2O3, MgO, Co, V, с увеличение на SiO2 се дължи на фракционирането на амфибол, биотит, плагиоклаз и желязо-титанови оксиди. Увеличаването на K2O, Na2O и Rb с увеличаване на SiO2 е също в съответствие с късния етап на фракциониране на калиев фелдшпат и/или богати на Na плагиоклази.

� Хондрит-нормираните модели на разпределение на редкоземните елементи, както и на мултиелементните дискриминантни диаграми, нормирани към примитивна мантия имат сходни профилни линии, показвайки фракциониране на леките редкоземни елементи, спрямо средните и тежките. Високите отношения на LREE/HREE за скалите от Витошкия плутон индикира мантийна магма, която е била обогатена от субдуциращата се плоча и/или корови компоненти. Дълбоки минимуми на Ta, Nb и Ti и максимуми на Pb, предполагат островно дъгова геоложка обстановка, свързана със субдукция.

� Началните стронциеви отношения (87Sr/86Sr)i80 – 0,70423÷0,70515 предполагат, че топилките са се генерирали в мантиен източник, видоизменен от добавка на корови материали.

� Новите U-Pb цирконови определения показват възраст на внедряване за габрото 81,58 ±0,23 Ма; монцонит 80,45 ±0,4; сиенит 79,67±0,91 Ма. В дайките и андезитите не са установени първични циркони, а само унаследени. Долната пресечница за дайките и горната за And е с Варистка възраст, което е доказателство, че тези циркони не са се повлияли от Кредните процеси.

� Общата петрохимична и геохимична характеристика на скалите от плутона показват признаци за отнасяне към І–тип гранити.

� Кристализационната диференциация е основният механизъм на магмена еволюция за скалите от Витошкия плутон.

32

� В дисертационния труд е използван модел на магматизма във Витошката вулкано-плутоничната струткура, предполагащ връзка между етап на калдерообразуване и внедряването на плутона. Мантийният характер на родоначалната магма се потвърждава от получените стронциеви, неодимови и хафниеви изотопни характеристики. При издигането си магмата е преминала през няколко магмени камери (последната на 9-12 km), преди да се внедри в нивата на застиване. Постмагматичният етап на развитието e свързан с оформянето на плутона като морфоструктура. Това е етап на регионално издигане, в резултат на който се оформя Витошкият купол.

Основни приноси в дисертационния труд Настоящата дисертация е първото по-модерно изследване върху петрологията,

геохимията и генезиса на Витошкия плутон. То е резултат от теренни изследвания и различни аналитични техники, позволяващи задълбочено изследване на веществения състав на скалите и изграждащите ги минерали. Този подход позволява да се дешифрира задоволително генезиса на магмите и магмомодифициращите петрогенетичните процеси. Основните приноси на предложения труд могат да се резюмират така:

⇒ Направена е петроложка характеристика на плутоничните скали и отчасти

на дайки и андезити от вместващата рамка на плутона и за първи път детайлно е определен макро- и микрохимизма на скалообразуващи минерали: Cpx, Amph, Pl, Kfd.

⇒ На базата на минераложки изследвания са изведени условията на кристализация.

⇒ Чрез геотермометрични определения е установена дълбочината на кристализация на някои скалообразуващи минерали.

⇒ Системното сравнително изследване на главните елементи и елементите-следи допринася за определяне на геохимичната специфика на Витошкия плутон. Всички изследвани скали показват „субдукционни” геохимични характеристики.

⇒ За първи път е приложено комбинирано Rb-Sr и Sm-Nd изотопно-геохимично изследване на скалите, което доказва, че те имат мантиен произход.

⇒ За първи път чрез U-Pb конвенционален метод е получена възраст за габро, сиенит, дайка и андезити.

⇒ Направен е схематичен модел за магматизма на Витошката вулкано-плутонична структура.

33

Списък на публикациите по темата на дисертацията: 1. Владимиров, В., Ст. Атанасова, Б. Маврудчиев, 2001. Първи данни от

тематичното безразрушително петрофизично изследване на Витошкия плутон. – Национална Конференция АКУСТИКА’2001, 48-51.

2. Герждиков, Я., Ст. Атанасова - Владимирова, 2002. Обработка и представяне на геоложки данни: интегриран бази данни – ГИС – мултимедиен подход на примера на Витошкия плутон. – Год. СУ, 1, 95, 167-172.

3. Atanasova - Vladimirova, S., B. Mavrudchiev, A. von Quadt, I. Peytcheva, S. Georgiev, 2004. Petrology and geochemistry of lamprophyric dykes in the Vitosha pluton. - Национална Конференция на БГД, 100 – 102.

4. Атанасова – Владимирова, Ст, 2005. Нов поглед върху петрологията, геохимията и възрастта на габрото от Витошкия плутон. – Трета национална младежка научно-практическа сесия 2005.

5 Атанасова – Владимирова, Ст, И. Пироева, К. Кузманов, Б. Маврудчиев, 2006. Амфиболите от Витоша – индикатор на магмената еволюция. - Национална Конференция по геонауки, 193 – 196.

6. Живков, Н., М. Илиев, З. Чернева, С. Атанасова, 2012. Определяне съдържанието на естествени радионуклиди в скали и почви от Национален парк Витоша. – XIII Научен симпозиум с международно участие Метрология и метрологично осигуряване 2012, Созопол, 10-14 септември, 265 – 272.

Абстракти: 1. Atanasova-Vladimirova, S., A. von Quadt, I. Peytcheva, B. Mavrudchiev.

2003. The Vitosha pluton as part of the Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie zone: new insight to the petrology and isotope geochronology. - Заключителна научна конференция по проект GEODE, Австрия, 16-17.

2. Atanasova-Vladimirova, S., B. Mavrudchiev, A. von Quadt, I. Peytcheva, K. Kouzmanov, 2003. New Data on the petrology and geochemistry of Vitosha pluton. - Национална Конференция на БГД, 7-8.

3. Atanasova-Vladimirova, S., A. von Quadt, K. Kouzmanov, I. Peytcheva, B. Mavrudchiev. Mineralogy of rock-forming minerals in Vitosha pluton, Western Srednogorie, Bulgaria. – Bor (Serbia) Meeting, September 2007.

5. Atanasova-Vladimirova, S, I. Piroeva 2010. The origin of Amphiboles occurring in rocks from the Vitosha pluton, Western Srednogorie, Bulgaria. 63 geologokal congress of Turkey, Ankara, Turkey, 5 – 9 April 2010,40.

6. Atanasova-Vladimirova, S., A. von Quadt, P. Marchev, I. Peytcheva, I. Piroeva, B. Mavrudchiev, 2010. Petrology and geochronology of the Vitosha volcano-plutonic edifice, Western Srednogorie, Bulgaria. XIX Congress of the Carpathian – Balkan Geological Association, Thessaloniki, Greece, 23-26 September 2010.

7. Atanasova-Vladimirova, S, I. Piroeva 2010. Zonal plagioclase from the Vitosha pluton as an indicator of magmatic interaction. Национална Конференция по геонауки, 58 – 59.

34

Благодарности Бих искала да благодаря на Проф. дгн Маврудчиев и Проф. дгн Марчев за

предоставената възможност да направя докторската си работа под тяхно ръководство, осигурявайки ми пълна свобода на действие, както и подкрепа, и съвети в течение на работата. Изказвам дълбоката си благодарност към Проф. Пейчева, която ме напътстваше и подкрепяше във всяка стъпка.

Изказвам дълбоката си благодарност на ръководството на ГИ на БАН за предоставената възможност за защита на докторската ми работа.

Част от аналитичните изследвания бяха извършени с помощта на международния проект GEODE, за което изказвам искрената си благодарност.

Специална благодарност изказвам към Албрехт фон Куадт, който беше мой учител в геохроноложките методи.

Изказвам най-сърдечна благодарност към Христо Станчев и Калин Кузманов за възможността да се направят електронно микроскопските анализи, както и на екипа на химическата лаборатория към СУ.

Изказвам най-сърдечна благодарност към Рая Райчева и Митко Попов от ГИ за помощта и ценните съвети при обработката и интерпретацията на резултатите.

Бих искала и да благодаря на Димитър Стоянов и Яна Цветанова от ИМК за помощта при обработката на средните проби и предпечатната подготовка.

Благодаря на колегите си от НМ „ Земята и хората”, по-специално на Светла Енчева и Лариса Нешева за възможността да се докосна до едни от най-големите образци намирани някога на Витоша.

Бих искала да благодаря специално на съпруга ми и семейството ми за подкрепата им през цялото ми следване. А то не е било кратко.