background image

GEOLOGICA CARPATHICA, AUGUST 2005, 56, 4, 359–368

www.geologicacarpathica.sk

Mantle peridotite xenoliths in alkali basalts from the East

Thrace region (NW Turkey)

FAHRù ESENLù and ª. CAN GENÇ*

Istanbul Technical University, Department of Geological Engineering, 34469 Maslak, Istanbul, Turkey

*Corresponding author: scangenc@itu.edu.tr

(Manuscript received May 21, 2004; accepted in revised form March 17, 2005)

Abstract: This paper represents the first report on the peridotitic mantle xenoliths including spinel harzburgites and

spinel lherzolites found in the Late Miocene-Pliocene basaltic rocks (Thracean alkaline basalts — TAB) of the Thrace

region, northwestern Turkey. The lavas formed and extruded during the north-south extension of western Anatolia, are

olivine basalts and basanites displaying within-plate affinity. The estimated modal mineralogy of the peridotite xenoliths

is olivine (58–84 %) + orthopyroxene (12–35 %) + clinopyroxene (0–12 %) + spinel (1–5 %). They are characterized

mainly by protogranular and also transitional protogranular to porphyroclastic and fine-grained equigranular textures.

Melt pockets are recognized in only one sample. Deformation features in olivine and pyroxenes are zoning, twinning,

including inclusions, kink banding, triple junction and undulatory extinction. Bulk-rock analyses indicate that the xeno-

liths are depleted in basaltic components (e.g. CaO — 0.39–1.50 wt. %, Al

2

O

3

 — 0.80–1.78 wt. %). Light rare-earth

element (LREE) enrichment is significant (e.g. La

n

 2–6), which suggests a cryptic metasomatic history.

Key words: Northwestern Turkey, geochemistry, petrology, mantle xenolith, alkali basalt, peridotite.

Introduction

Peridotite xenoliths in alkali basalts can be used as indicators

of the composition of the upper mantle. The structures, tex-

tures, mineralogy, and chemical compositions of peridotite xe-

noliths provide information on the character of the lithospher-

ic  and/or  astenospheric  mantle  (Frey  &  Green  1974;

Nielson-Pike & Schwarzman 1977; Embey-Isztin et al. 1989).

In this study, the peridotite xenoliths in two basalt eruptions

from the Tekirda‚ region (eastern Thrace, northwestern Tur-

key) were studied at Hacôköy (H) and Karatepe (K) (Fig. 1a–

c). Eight xenoliths from Hacôköy and six xenoliths from the

Karatepe eruptions were investigated petrographically. More-

over, three xenolith samples from Hacôköy and three from Ka-

ratepe  were  studied  chemically.  Xenoliths  in  alkali  basalts

from the Thrace were first reported by Esenli (1999), in which

only  the  petrography  and  major  element  chemistry  of  the

Hacôköy xenoliths were presented. In this study we present the

major and trace elements, as well as REE data for the Hacôköy

and Karatepe xenoliths and their petrologic and geochemical

properties. In addition, the geochemical characteristics of the

host basalts are treated and discussed briefly.

Geological setting

The  mantle-derived  xenolith-bearing  basaltic  lavas  of

Hacôköy and Karatepe are located in the Tertiary Thrace Sedi-

mentary Basin, northwestern Turkey (Fig. 1a–c). The Thrace

Basin is founded on the Intra-Pontide suture zone which was

developed by the northward subduction of the northern branch

of Neotethys Ocean during the Late Cretaceous–early Tertiary

period (ªengör & Yôlmaz 1981; Yôlmaz et al. 1997) and conti-

nental collision of the Strandja and Sakarya Zones (Okay &

Tüysüz 1999). The Thrace Basin started to open at the end of

the Middle Eocene, and turned into a mature basin during the

Oligocene time. In the center of the basin the thickness of the

sedimentary rocks reaches up to 8 km (Turgut et al. 1991).

There are different views on the origin and the development

mechanism of the Thrace Basin, as follows: a — it formed un-

der the effects of a N–S directed extensional tectonic regime

during the Middle Eocene to the latest Oligocene period after

the closing of the Intra-Pontide Ocean (i.e. Turgut et al. 1991);

b — it is a fore-arc basin formed during the Middle Eocene–

Oligocene (i.e. Görür & Okay 1996); c — it is a ramp basin,

which developed during the end of the Eocene–Oligocene pe-

riod (i.e. Yôlmaz et al. 1997; Yôlmaz & Polat 1998) and d — it

is  a  transtensional  basin  which  is  controlled  by  the  Thrace-

Eskiþehir wrench fault (i.e. Yaltôrak & Alpar 2002).

The young volcanic activity of the Thrace Basin occurred

mainly in two major phases. The first phase formed during the

Late Eocene–Early Miocene period which is assumed to be a

product of Tibetan-type volcanism developed under the N-S

compressional  regime  of  northwestern  Anatolia  (i.e.  Genç

1998; Yôlmaz & Polat 1998). Calc-alkaline intermediate vol-

canic products alternating with the siliciclastics of the Thrace

Basin extruded during this period. The second volcanic phase

started during the Late Miocene (8–4 Ma), and produced dis-

tinctly  different  volcanic  association.  During  this  phase,  the

mantle-derived  xenolith-bearing  alkaline  basaltic  lavas  ex-

truded  sporadically  in  different  parts  of  the  Thrace  region

(Fig. 1b,c).

The  Thracean  alkaline  basalts  (TAB)  interfinger  with  the

sediments  of  the  Ergene  Formation  of  the  Late  Miocene–

background image

360                                                                                         ESENLù and GENÇ

Pliocene  consisting  of  the  conglomerates,  sandstones,  silt-

stones  and  claystones.  It  unconformably  overlies  the  older

rock  units  of  the  region  (Lebküchner  1974;  Umut  et  al.

1983, 1984; Umut 1988a,b). The Quaternary alluvial deposits

Fig. 1. Location map (a), simplified geological map of the Thrace region (b) (after Yôlmaz et al. 1997), and the detailed geology map of

the area studied (c) (compiled from Lebküchner 1974; Umut 1988a,b). Abbreviations for location map (a): IPS — Intra-Pontide Suture

zone, RPF — Rhodope-Pontide Fragment, SC — Sakarya Continent, IAS — Izmir-Ankara Suture zone, KB — Kôrþehir Block, TAP —

Tauride-Anatolide Platform, ITS — Inner Tauride Suture zone, BZS — Bitlis-Zagros Suture zone, AP — Arabian Platform.

unconformably  overlies  the  Thracean  alkaline  basalts  repre-

sented by olivine basalt, basanite, trachybasalt lavas, and re-

lated pyroclastic rocks (Parejas 1939; Ternek 1949; Kopp et

al.  1969;  Lebküchner  1974;  Ercan  1979;  Umut  et  al.

background image

MANTLE PERIDOTITE XENOLITHS IN ALKALI BASALTS FROM THE EAST THRACE REGION                         361

1983, 1984; Sümengen et al. 1987; Ercan 1992; Yôlmaz & Po-

lat 1998; Esenli 1999). The K-Ar radiometric dating obtained

from  the  TABs  indicate  the  Late  Miocene–Pliocene  interval

(6.7±0.7–4.88±2.19 Ma)  (Sümengen  et  al.  1987;  Yôlmaz  &

Polat 1998 and the references therein).

It  was  proved  that  the  Thracean  alkaline  basalts  were

formed under a N-S extensional tectonic regime, and thought

to be extruded from the strike-slip fault zones cutting the en-

tire Thrace lithosphere and the extensional cracks between the

major fault zones (cf. Yaltôrak 1996; Yôlmaz & Polat 1998).

Analytical techniques

The host basalt lavas and the xenoliths were studied petro-

graphically by polarizing microscope. The secondary minerals

of the basalt lavas and some minerals of the xenoliths, particu-

larly olivines were studied by X-ray powder diffraction analy-

sis (XRD) method. For this purpose, the samples were ground

and sieved to a grain size of 44 µm. A Philips diffractometer

with CuKα radiation was used for X-ray analysis and holder

samples were scanned at 1°2θ per minute. Xenolith and basalt

samples were ground by agate mill for chemical analysis. Be-

fore these analyses, the rock specimens were crushed and xe-

noliths were separated from basalt. The thin outer rims of xe-

noliths were trimmed carefully from main bodies to make sure

that the rest of the samples were pure xenolith. The chemical

compositions  of  six  xenolith  and  two  basalt  samples  were

analysed by using Spectro Ciros Vision ICP-ES for major ox-

ides, Ba and Sc (0.200 g pulp sample by LiBO

 fusion) and

Cu, Zn and Ni (0.50 g sample leached with 3 ml 2–2–2 HCl–

HNO

3

–H

2

O at 95 °C for one hour, diluted to 10 ml) and by

Perkin  Elmer  Elan  6100  ICP-MS  for  the  other  elements  in

ACME Analytical Laboratories, Vancouver, Canada. A 0.2 g

sample aliquot is weighed into a graphite crucible and mixed

with 1.5 g of LiBO

flux. The flux/sample charge is heated in

a muffle furnace for 15 minutes at 1050 °C. The molten mix-

ture  is  removed  and  immediately  poured  into  100 ml  of  5%

HNO

(ACS  grade  nitric  acid  in  de-mineralized  water).  The

solution is shaken for 2 hours then an aliquot is poured into a

polypropylene  test  tube.  Calibration  standards,  verification

standards  and  reagent  blanks  are  added  to  the  sample  se-

quence.

Xenoliths

Petrography

The xenoliths are commonly rounded, subrounded, ellipti-

cal  and  rarely  angular  in  shape.  Their  diameters  vary  from

0.5×0.5 to 5×7 cm, but most of them are 2×2 and 2×3 cm in

size. They are yellowish-green and pale green in colour. The

boundaries  between  xenoliths  and  host  rock  are  clear  and

sharp, and there is not a transition zone between them on the

specimens.

The xenoliths are commonly spinel harzburgite and rarely

spinel lherzolite. Only two samples (HX4 and KX4) are classi-

fied as spinel lherzolite according to the IUGS systematics (Le

Bas & Streckeisen 1991). Olivine-forsterite (58–84 %) + ortho-

pyroxene-enstatite  (12–35 %) + clinopyroxene-diopsite  (0–

12 %) + Cr-Spinel (1–5 %) assemblage is determined by using

petrographic and XRD methods.

Texture features, rock type and estimated modal composi-

tions (from the thin sections) of the Hacôköy and Karatepe xe-

noliths  are  given  in  Table 1.  The  texture  of  the  xenoliths  is

commonly protogranular following the nomenclature of Mer-

cier & Nicolas (1975). Considering the less common middle-

grained  crystals,  it  may  be  described  as  middle  to  coarse-

grained  texture  (Fig. 2a,b).  Elongated  crystals  together  with

the foliation and lineation are not recognized in the xenoliths.

In some xenoliths, microcrystalline olivine and pyroxene ag-

gregates are also recognized (Fig. 2c). Although these zones

are similar to local transitions into the porphyroclastic texture,

the typical porphyroclastic and equigranular textures are rare.

In sample KX6, however, these aggregates are recognized as a

crystallized  melt  pocket  (Fig. 2e,h).  In  this  melted  area  a

smaller amount of plagioclase and serpentine occur among the

olivine  and  pyroxene  grains,  but  silica  glass  is  not  found.

Spinel crystals are also present in this melted area (Fig. 2e),

probably due to the interaction of the xenolith with the basal-

tic  liquid  (i.e.  Bali  et  al.  2002).  It  is  further  supported  that

Sample 

Mineralogical composition 

Rock 

Texture 

 

Ol 

Opx 

Cpx 

Sp 

 

 

HX1 

70 

25 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

HX2 

74 

22 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

HX3 

84 

15 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

HX4 

58 

25 

12 

Spinel lherzolite 

Protogranular to porphyroclastic 

HX5 

71 

20 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

HX6 

84 

12 

Spinel harzburgite 

Protogranular to fine-grained equigranular 

HX7 

79 

20 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

HX8 

82 

14 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

KX1 

64 

35 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular to fine-grained equigranular 

KX2 

61 

30 

Spinel lherzolite 

Protogranular 

KX3 

84 

15 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular to porphyroclastic 

KX4 

71 

15 

12 

Spinel lherzolite 

Protogranular 

KX5 

69 

30 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular 

KX6 

72 

25 

´ 

Spinel harzburgite 

Protogranular to fine-grained equigranular, with melt pockets 

 

Table 1: Petrographic features of the Thracean mantle xenoliths. Ol — olivine, Opx — orthopyroxene, Cpx — clinopyroxene, Sp — spinel.

background image

362                                                                                         ESENLù and GENÇ

brown transparent spinels are surrounded by an opaque rim in

the samples of KX4 and KX6 (Fig. 2f). Some of the spinels

are  interstitial  having  holly  leaf  shape  indicating  the  pro-

togranular textures (Fig. 2g).

In all studied xenoliths, olivines are generally 0.5–3.0 mm

in  size  and  colourless  or  rarely  pale  green  under  the  micro-

scope. Large olivine grains have typically curvilinear bound-

aries in the Hacôköy xenoliths, whereas they have curvilinear

and  straight  boundaries  in  the  Karatepe  xenoliths  (Fig. 2d).

The olivine was identified as forsterite by using XRD analy-

sis. The d value of 222 spacing which is the distinguishable

line  among  the  four  types  of  olivines  was  found  to  be

0.1749 nm.  This  spacing  value  confirms  the  forsterite

(d: 0.1750 nm).  Orthopyroxenes  (enstatite)  are  optically  co-

lourless  or  pale  green  in  colour  and  0.5–1.0 mm  in  size

Fig. 2. Photomicrographs of the Thracean xenoliths. a — Spinel lherzolite xenolith with protogranular texture from the Hacôköy area (Ol —

olivine, Opx — orthopyroxene, Cpx — clinopyroxene). b — Protogranular spinel lherzolite from the Karatepe area. On the upper right side

of the photo, there is a melted and recrystallized area including the large spinel (Sp) crystal. c — Protogranular to porphyroclastic spinel

harzburgite from the Karatepe area. The orthopyroxene displaying the deformation lamellae (D–L) and a crushed zone (C–Z) are also seen

from the photo. d — The spinel harzburgite xenolith from the Karatepe area. The large olivines (Ol) display the rounded fracture patterns

(R–F) and deformation lamellae (D–L).

(Fig. 2c). Clinopyroxenes (diopsite) were found in five sam-

ples (Table 1). Cr-spinels are anhedral in shape and their di-

ameters are less than 0.5 mm (Fig. 2e,f,g).

Common characterictics of the Thracean xenoliths are zon-

ing, inclusions and twinning, deformation lamellae, undulato-

ry extinction, kink banding and triple junction (granoblastic-

polygonal  texture)  in  olivines  and  pyroxenes  (Fig. 2c,d,g).

Spongy  and  crushed  zones  around  the  pyroxenes  and  sym-

plectic spinel-pyroxene coexistence is rarely recognized.

Geochemistry

The geochemical data for the Hacôköy and Karatepe xeno-

liths are presented in Table 2. The Hacôköy and Karatepe xe-

noliths  are  uniform  with  respect  to  their  Al

2

O

3

  (0.80–

background image

MANTLE PERIDOTITE XENOLITHS IN ALKALI BASALTS FROM THE EAST THRACE REGION                         363

Fig. 2. Continued.  e — Protogranular spinel harzburgite xenolith from the Karatepe area. The fine-grained melted-recrystallized area (M–

A) and the large spinel (Sp) crystals embedded into this area. f — Spinel crystals with opaque rim and transparent core crystallized in the

melted areas in the spinel harzburgite xenoliths from the Karatepe area. g — Protogranular and granoblastic-polygonal textures (GP–T) in

the spinel lherzolite xenolith from the Karatepe area. Spinel crystals are interstitial with holly leaf shape indicative for the protogranular tex-

ture. h — The melt pocket bearing spinel lherzolite xenolith from the Karatepe area. A plagioclase crystal (Plj) crystallized in the melted/re-

crystallized area (M–A) is also seen.

1.78 wt. %) and MgO contents (43.89–47.26 wt. %). This sit-

uation appears to be in contrast with the peridotite xenoliths

from other areas of the world (for example: the Pannonian Ba-

sin — Downes et al. 1992; west Hungary — Embey-Isztin et

al. 1989; eastern China — Song & Frey 1989). All xenolith

samples of the Hacôköy and Karatepe areas are highly deplet-

ed in “basaltic components”. Therefore, the Al

2

O

3

 contents of

the  two  locations  vary  from  0.80–0.84 wt. %  to  1.68–

1.78 wt. %, respectively (see Table 2). On the other hand, the

CaO  contents  of  the  Hacôköy  and  Karatepe  xenoliths  range

from 0.39–0.97 wt. % to 1.39–1.50 wt. % respectively. These

CaO  values  imply  that  the  Hacôköy  xenoliths  are  extremely

depleted (<1 wt. %), and the Karatepe xenoliths are strongly

depleted (1–3 wt. %) xenoliths (cf. Wiechert et al. 1997). The

Mg# of the two groups of xenoliths falls in a narrow range.

The Mg# of the Hacôköy xenoliths is 0.91 and that of the Ka-

ratepe xenoliths is 0.90. The geochemical difference between

the Hacôköy and Karatepe xenoliths may clearly be seen in

their major element (i.e. TiO

2

, Cr

2

O

3

, K

2

O, Na

2

O), trace ele-

ment  (e.g.  Rb,  Sr,  Y),  and  the  REE  (La-Lu  serie)  contents

(Table 2).

Use of MgO as a depletion/enrichment index for the mantle

xenoliths is common. For this purpose, major and trace ele-

ments and REE of the xenoliths are plotted on the Harker-type

diagrams versus MgO (Fig. 3). Ni, Cr, Co and Ga show a posi-

tive  correlation,  whereas  SiO

2

,  Al

2

O

3

,  TiO

2

,  CaO,  Fe

2

O

3

,

Na

2

O,  Sc,  Y,  V,  and  Lu  display  a  negative  correlation  with

MgO (Fig. 3).

The Hacôköy and Karatepe xenoliths are REE-depleted and

when  compared  with  the  C1  chondrite  (Sun  &  McDonough

t

background image

364                                                                                         ESENLù and GENÇ

Fig. 3. The MgO versus major, trace and REE diagrams for the Thracean peridotite xenoliths.

background image

MANTLE PERIDOTITE XENOLITHS IN ALKALI BASALTS FROM THE EAST THRACE REGION                         365

1989), their (<10) × chondritic nature (Fig. 4) can clearly be

seen. There is a considerable difference in REEs between the

Hacôköy and Karatepe xenoliths. As seen on Figs. 4 and 5, the

Karatepe  xenoliths  are  more  enriched  in  LREE,  MREE  and

HREE compared to the Hacôköy xenoliths. The chondrite nor-

malized patterns of xenoliths indicate that the Hacôköy sam-

ples are 0.2 to 2 × chondritic, while the Karatepe xenoliths are

0.5 to 8 × chondritic in nature (Fig. 4). The xenoliths display

slightly  concave-upward  patterns  (Fig. 4)  in  chondrite  (C1)–

normalized  diagram.  LREE  enrichment  is  also  evident  from

the ratios of (La/Yb)

n

: (2.4–7.2) and (Sm/Nd): (0.51–0.76).

Host basalts

The Hacôköy and Karatepe basalts (TAB) are dark grey and

black, massive, homogenous and locally fractured and slightly

altered.  Their  textures  are  commonly  microlitic.  Although

there are some differences between the Hacôköy and Karatepe

lavas,  the  general  mineralogical  compositions  and  estimated

mineral proportions are plagioclase (45–60 %) + olivine (10–

14 %) + clinopyroxene (18–28 %) + orthopyroxene (3–8 %) +

opaque (5–8 %) + amphibole (1–3 %) + secondary minerals in

all studied basalt samples. They contain 15–30 % modal phe-

nocrysts, among which pyroxene usually dominates. Ground-

mass consists mostly of microlites (plagioclase, pyroxene, and

olivine) and a low percent of volcanic glass. Most of the oliv-

ines are represented by large phenocrysts. They are euhedral

or subhedral in shape and rarely altered to iddingsite, carbon-

ate and serpentine. Some of the olivines and orthopyroxenes

in the Hacôköy and Karatepe basalts are probably xenocrysts

derived  from  the  xenoliths.  Deformation  features,  such  as

strain lamellae, irregular extinction and kink banding are rec-

ognized in such olivine crystals. Clinopyroxene content rang-

es generally from 20 % to 25 % and most of them occur as mi-

crophenocrysts  and  microlites.  Corona  texture  has  formed

around some pyroxene and olivine grains. In such grains the

green outer zone and the pink inner zone can easily be identi-

fied.  Plagioclases  in  the  Karatepe  basalts  are  larger  (up  to

0.5 mm)  than  the  plagioclases  in  the  Hacôköy  basalts

(<0.1 mm). Opaque minerals are found as disseminated grains

in the Hacôköy samples or zoned agglomerated crystals in the

Karatepe samples and their content range up to 10 % in the

Hacôköy samples.

  

HB1 

KB1 

HX1 

HX4 

HX7 

KX2 

KX4 

KX5 

  

Host Basalt  Host Basalt 

Xenolith 

Xenolith 

Xenolith 

Xenolith 

Xenolith 

Xenolith 

SiO

2

 

  43.35 

       43.91 

       40.82 

       41.19 

       40.98 

       41.19 

       41.17 

41.53 

TiO

2

 

    2.46 

         2.65 

         0.03 

         0.03 

         0.05 

         0.12 

         0.11 

0.1 

Al

2

O

3

 

11.5 

  12 

         0.8 

         0.84 

         0.82 

         1.78 

         1.76 

  1.68 

Fe

2

O

 

  11.16 

       11.13 

         8.85 

         8.91 

         8.94 

         9.26 

         8.87 

  9.21 

MnO 

    0.17 

         0.16 

         0.12 

         0.12 

         0.12 

         0.13 

         0.13 

  0.12 

MgO 

  14.19 

       11.95 

       47.26 

       45.47 

       46.97 

       43.89 

       44.3 

44.01 

CaO 

    8.51 

         8.85 

         0.39 

         0.97 

         0.5 

         1.44 

         1.5 

  1.39 

Na

2

    3.43 

         3.57 

         0.08 

         0.08 

         0.1 

         0.29 

         0.33 

  0.26 

K

2

    2.03 

         1.61 

         0.02 

         0.02 

         0.03 

         0.18 

         0.13 

  0.16 

P

2

O

5

 

    0.84 

         0.72 

         0.07 

         0.06 

         0.06 

         0.08 

         0.07 

  0.07 

Cr

2

O

3

 

      0.055 

           0.051           0.375 

         0.309 

         0.275 

         0.188 

         0.214 

    0.195 

LOI 

  2.4 

    3 

         0.9 

         1.5 

         0.9 

         1.3 

         1.1 

1.1 

TOTAL 

100.10 

       99.60 

       99.72 

       99.50 

       99.75 

       99.85 

       99.68 

99.83 

Mg# 

      0.72 

         0.68 

         0.91 

         0.91 

         0.91 

         0.90 

         0.90 

  0.90 

Sc 

       17 

  18 

         4 

         6 

         4 

         7 

         7 

 

n.d. 

182 

       36 

       41 

       35 

       49 

       47 

 

Co 

       28 

      55.6 

     138.2 

     133.7 

     138.6 

     134.5 

     131.6 

 

Ni 

     450 

288 

   2255 

   2068 

   2275 

   2127 

   2202 

 

Cu 

n.d. 

  51 

       27 

       16 

       25 

       30 

       28 

 

Zn 

     140 

  74 

       33 

       30 

       33 

       32 

       32 

 

Ga 

n.d. 

      19.9 

         6.2 

         6.8 

         5.2 

         6 

         4.7 

 

Rb 

       28 

      19.4 

         0.8 

         1.3 

         1.3 

         4.6 

         3.4 

 

Sr 

     874 

877 

         3 

       10.2 

         9.3 

       47.6 

       46 

 

       18 

      20.3 

         0.3 

         0.4 

         0.5 

         1.7 

         1.5 

 

Zr 

     192 

234 

         3.2 

         3.5 

         4.9 

       11.3 

       10 

 

Nb 

       64 

  66 

         0.7 

         0.9 

         1.1 

         3 

         2.5 

 

Ba 

     440 

342 

         5 

         5 

         5 

       23 

       19 

 

La 

       47 

  34 

         0.5 

         0.5 

         0.5 

         1.6 

         1.4 

 

Ce 

       76 

      66.6 

         0.5 

         0.6 

         0.9 

         3.1 

         2.5 

 

Pr 

n.d. 

          8.37 

         0.06 

         0.16 

         0.14 

         0.4 

         0.33 

 

Nd 

       37 

      35.8 

         0.4 

         0.4 

         0.6 

         1.8 

         1.7 

 

Sm 

         7.2 

        7.1 

         0.1 

         0.1 

         0.1 

         0.3 

         0.4 

 

Eu 

         2.7 

          2.46 

         0.05 

         0.05 

         0.07 

         0.13 

         0.13 

 

Gd 

n.d. 

          6.77 

         0.14 

         0.05 

         0.17 

         0.33 

         0.34 

 

Tb 

         0.5 

          0.92 

         0.01 

         0.01 

         0.01 

         0.05 

         0.05 

 

Dy 

n.d. 

        4.9 

         0.06 

         0.09 

         0.1 

         0.34 

         0.28 

 

Ho 

n.d. 

          0.88 

         0.05 

         0.05 

         0.05 

         0.07 

         0.06 

 

Er 

n.d. 

        2.1 

         0.05 

         0.06 

         0.07 

         0.17 

         0.16 

 

Tm 

n.d. 

          0.26 

         0.05 

         0.05 

         0.05 

         0.05 

         0.05 

 

Yb 

         1.6 

        1.6 

         0.08 

         0.05 

         0.15 

         0.24 

         0.22 

 

Lu 

         0.25 

          0.24 

         0.01 

         0.01 

         0.01 

         0.02 

         0.04 

 

 

Table 2: Geochemical data for the Hacôköy and Karatepe basalt lavas and related peridotite xenoliths (Mg# = Mg/(Mg+Fe); Fe

2

O

3

 is as

total iron; n.d. = not determined).

background image

366                                                                                         ESENLù and GENÇ

As the geochemical features of TABs were presented in de-

tail  in  the  previous  works  (i.e.  Yôlmaz  &  Polat  1998),  their

main characteristics are only presented briefly in the following

paragraphs  to  avoid  repetition.  The  two  representative

geochemical data for the Hacôköy and Karatepe basalts (sam-

ples HB1 and KB1) are given and pointed together with xeno-

lith samples (see Table 2 and Figs. 4 and 5). The lavas display

typical within plate alkaline (WPA) affinity. The evidence for

this is as follows: 1 — curved convex patterns on spider dia-

grams,  2  —  positive  Nb  anomaly,  3  —  smoothly  enriched

REE patterns, 4 — relatively high contents of incompatible el-

ements  (for  example  Nb=64–66 ppm,  La=34–47 ppm)  and,

5 — high values of the ratios of Nb/La (1.3–1.9), Zr/Y (10.7–

11.5)  and  Zr/Nb  (3–3.5).  These  data  are  closely  similar  to

WPA  basalts  reported  from  various  regions  of  the  world

(Wood 1980; Sun & Mc Donough 1989).

In the Thrace region, the alkaline basaltic volcanism formed

under the extensional tectonic regime and extruded along deep

fracture zones, is characterized by a HIMU type OIB signa-

ture, and originated from the asthenospheric mantle source ac-

cording to the Yôlmaz & Polat (1998).

Discussion

According to the work of Mercier & Nicolas (1975), the xe-

noliths with protogranular texture are common in the Europe-

an  Tertiary  and  Quaternary  volcanics,  but  the  equigranular

textured  xenoliths  are  only  present  in  the  Quaternary  volca-

Fig. 5. Primordial  mantle-normalized  multi  element  variation  dia-

gram for the Thracean peridotite xenoliths and host basaltic lavas

(normalization values are taken from Sun & McDonough 1989).

nics. This conclusion is in good agreement with the case of the

Thracean xenoliths. In the Thracean xenoliths, the sizes of oli-

vine and pyroxene crystals are typically coarse. The other tex-

tural features of the Thracean xenoliths are as follows: in some

xenoliths  there  are  triple-junctions  (granoblastic-polygonal

texture)  between  the  olivine  and  pyroxene  crystals.  Spongy

and  crushed  zones  around  the  pyroxenes  and  symplectic

spinel-pyroxene coexistence are rarely recognized. The triple-

junctions and rounded fracture patterns in the olivines suggest

mantle  deformation.  Additionally,  the  curvilinear  grain

boundaries of olivine crystals and pyroxenes with spongy rims

together with the crushed zones between the pyroxene and oli-

vine crystals clearly indicate that the xenoliths are subjected to

the partial melting at depths, and then recrystallized (Mercier

& Nicolas 1974; Nielson Pike & Schwarzman 1977 and the

references therein). It is evident from the melted area (recog-

nized only in one sample) that the interactions between the ba-

saltic  liquids  and  xenoliths  occurred  (Embey-Isztin  et  al.

1989;  Wiechert  et  al.  1997;  Bali  et  al.  2002).  Although  the

typical  metamorphic  textures  such  as  foliation  and  lineation

are not observed in the Thracean xenoliths, some undulatory

extinction,  deformation  lamellae  and  the  banding  similar  to

twinning  are  the  evidence  for  mantle  deformations  (Nielson

Pike & Schwarzman 1977).

The Thracean xenoliths are the foreign fragments and do not

represent the initial crystallization phases of basaltic liquids.

The evidence for this may be given as follows: the composi-

tions of the olivines, the deformation structures in the olivines

and  the  pyroxenes,  the  triple-junctions  and  the  granoblastic-

Fig. 4.  Chondrite  (C1)–normalized  REE  pattern  for  the  Thracean

peridotite xenoliths and host basalt lavas (normalization values are

taken from Sun & McDonough 1989).

background image

MANTLE PERIDOTITE XENOLITHS IN ALKALI BASALTS FROM THE EAST THRACE REGION                         367

polygonal textures, and some textural features indicating the

partial melting such as the spongy borders of pyroxenes and

symplectic spinel-pyroxene growths, as mentioned above.

The decrease in SiO

2

, TiO

2

, Al

2

O

3

, CaO and Na

2

O with the

increase of MgO (Fig. 3) in the Thracean xenoliths indicates

partial melting of original mantle material, and it is similar to

the xenoliths reported in different areas of the world (i.e. Maa-

loe & Aoki 1977; Frey et al. 1985; Bodinier 1988; Embey-Isz-

tin et al. 1989; Song & Frey 1989; Downes et al. 1992; Qi et

al. 1995). All of the Thracean xenoliths cluster far from the

primitive  mantle  composition  (Fig. 3).  The  strong  negative

correlations of SiO

2

, Al

2

O

3

 and CaO with MgO suggest con-

siderable melt extraction from the original source, and its mi-

gration from the source region (c.f. Carter 1970; Kuno & Aoki

1970; Nickel & Green 1984; Downes 1987; Embey-Istzin et

al. 1989). According to Frey et al. (1985), the negative varia-

tions of the moderately incompatible elements such as Sc, V

and Y with MgO indicate that the amount of partial melting of

the original source is less than 30 %. The positive correlation

of Ni, and strong negative variations of Sc, V and Y with the

MgO are in a good agreement with the spinel peridotitic man-

tle xenoliths examined by Jagoutz et al. (1979) and Jochum et

al. (1989).

The La/Nb ratio for the Thracean xenoliths ranges from 0.45

to 0.71 which is 0.96 for the C1 chondrite (Sun & McDon-

ough  1989).  Generally,  the  upward-concave  affinity  of  the

REE  patterns  and  the  considerable  LREE  enrichment  of  the

Thracean xenoliths (see Figs. 4 and 5) are in a good agreement

with the metasomatically enriched mantle peridotites reported

from the different regions of the world (e.g. O’Reilly & Grif-

fin 1988; Zangana et al. 1998). This is supported by the ratio

of (La/Yb)

n

 >1. It is known that the values of (La/Yb)

n

 of the

mantle-derived xenoliths higher than one indicate the metaso-

matic  enrichment  (cf.  Wiechert  et  al.  1997).  On  the  other

hand, occurrence of significant LREE enrichments and lack of

H

2

O-bearing phases such as amphibole and/or phlogopite in

Thracean  xenoliths  indicates  the  xenoliths  were  affected  by

the cryptic metasomatism. The LREE depletion have already

been reported from the typical mantle-derived peridotite xeno-

liths in numerous studies (e.g. Vaselli et al. 1995, and the ref-

erences therein).

The LREE enrichment in the mantle xenoliths is commonly

attributed to metasomatic fluids chromatographically percolat-

ed through upper mantle peridotite previously depleted in in-

compatible  elements  (e.g.  Song  &  Frey  1989;  Franz  et  al.

1997; Fodor et al. 2002). The LREE enrichment in the Thra-

cean xenoliths may either be the result of subduction-related

magmatism which occurred during the Late Cretaceous to ear-

ly Tertiary period (ªengör & Yôlmaz 1981; Yôlmaz et al. 1997)

or formed during the Upper Miocene–Pliocene extensional al-

kali basaltic volcanism. In the first case, the volatile and silica-

rich melts could have been released from the subducted slab

and could have caused the LREE enrichments above the sub-

ducting slab recorded in the Thracean mantle xenoliths similar

to that of the Western Hungarian case (Bali et al. 2002).

The original depth of the Thracean xenoliths may be esti-

mated from their mineralogical composition. According to the

results  of  experimental  petrology,  the  phase  boundary  be-

tween the spinel-peridotite and garnet-bearing peridotite is at

~1250 °C  T  and  ~2–2.2 GPa P,  corresponding  to  approxi-

mately 65 km of depth (e.g. O’Neill 1981; Qi et al. 1995; Shi

et  al.  1998;  Klemme  &  O’Neill  2000;  Fodor  et  al.  2002).

Therefore, the lack of the garnet-peridotites in Thracean xeno-

liths constrains the maximum depth as 65 km.

Conclusions

The  mantle-derived  peridotite  xenoliths  occur  in  the  Late

Miocene–Quaternary  Thracean  alkaline  basaltic  suite.  They

display within plate alkaline affinity and are derived from the

asthenospheric  mantle  reservoir.  The  xenoliths  are  sampled

from  two  different  localities,  called  Hacôköy  and  Karatepe,

which are close to each other. The xenoliths are dominantly

spinel-harzburgites,  and  less  commonly  spinel-lherzolites.

These are thought to be the samples of the upper mantle be-

neath  the  Thrace  region.  The  xenoliths  are  extremely  and

strongly depleted in basaltic components. The Thracean xeno-

liths are depleted in REE initially, and then enriched in LREE.

The  LREE  enrichment  either  is  probably  a  result  of  mantle

metasomatism during the northward subduction of Neotethys

ocean floor beneath the Pontides in the Late Cretaceous-early

Tertiary period or due to the N-S directed extensional tectonic

regime during which the alkaline basaltic volcanism were de-

veloped in the Late Miocene–Pliocene period.

Acknowledgments:  The  authors  thank  A.  Okay,  E.  Demirba‚

and O. Tüysüz who read and improved the text. Comments by C.

Szabó and an anonymous reviewer are gratefully acknowledged.

References

Bali E., Szabó C., Vaselli O. & Török K. 2002: Significance of silicate

melt pockets in upper mantle xenoliths from the Bakony-Balaton

Highland volcanic field, Western Hungary. Lithos 61, 79–102.

Bodinier J.L. 1988: Geochemistry and petrogenesis of the Lanzo peri-

dotite body, western Alps. Tectonophysics 149, 67–88.

Carter J.L. 1970: Mineralogy and chemistry of the Earth’s upper man-

tle based on the partial fusion-partial crystallization model. Geol.

Soc. Amer. Bull. 81, 2021–34.

Downes  H.  1987:  Relationship  between  geochemistry  and  textural

type in spinel lherzolites, Massif Central and Languedoc, France.

In: Nixon P.H. (Ed.): Mantle xenoliths.  John Wiley, New York,

125–134.

Downes  H.,  Embey-Isztin  A.  &  Thirlwall  M.  1992:  Petrology  and

geochemistry of spinel peridotite xenoliths from the western Pan-

nonian Basin (Hungary): evidence for an association between en-

richment  and  texture  in  the  upper  mantle.  Contr.  Mineral.

Petrology 109, 340–354.

Embey-Isztin A., Scharbert H.G., Dietrich H. & Poultidis H. 1989: Pe-

trology and geochemistry of peridotite xenoliths in alkali basalts

from the Transdanubian volcanic region, western Hungary. J. Pe-

trology 30, 79–105.

Ercan T. 1979: Cenozoic volcanism in western Anatolia, Thrace and

Eagean Island. Jeoloji Mühendisli‚i Dergisi 9, 23–46 (in Turkish

with English abstract).

Ercan T. 1992: Cenozoic volcanism in  Thrace and its regional distri-

bution. Jeoloji Mühendisli‚i Dergisi 41, 37–50 (in Turkish with

English abstract).

Esenli F. 1999: Peridotitic xenoliths in alkali basalts of Tekirdag re-

background image

368                                                                                         ESENLù and GENÇ

gion (Thrace). Maden Tetkik Arama Enstitüsü Dergisi 121, 125–

139 (in Turkish with English abstract).

Fodor R.V., Sial A.N. & Gandhok G. 2002: Petrology of spinel peridot-

ite xenoliths from northeastern Brazil: lithosphere with a high geo-

thermal  gradient  imparted  by  Fernando  de  Noronha  plume.  J.

South Amer. Earth Sci. 15, 199–214.

Franz L., Seifert W. & Kramer W. 1997: Thermal evolution of the man-

tle  underneath  the  mid-German  crystalline  rise:  evidence  from

mantle xenoliths from the Rhön area (Central Germany). Contr.

Mineral. Petrology 61, 1–25.

Frey F.A. & Green D.H. 1974: The mineralogy, geochemistry and ori-

gin of lerzolite inclusions in Victorian basanites. Geochim. Cos-

mochim. Acta 38, 1023–1050.

Frey F.A., Suen C.J. & Stockman H.W. 1985: The Ronda high temper-

ature  peridotite:  geochemistry  and  petrogenesis.  Geochim.  Cos-

mochim. Acta 49, 2469–2491.

Genç ª.C. 1998: Evolution of the Bayramiç magmatic complex, north-

western Anatolia. J. Volcanol. Geotherm. Res. 85, 233–249.

Görür N. & Okay A.I. 1996: A fore-arc origin for the Thrace Basin,

NW Turkey. Geol. Rdsch. 85, 662–668.

Jagoutz E., Palme H., Baddenhausen H., Blum K., Cendales M., Drei-

bus G., Spettel B., Lorenz V. & Wanke H. 1979: The abundances

of major, minor and trace elements in the Earth’s mantle as de-

rived from primitive ultramafic nodules. In: R.B. Merrill (Ed.):

Proceedings of the 10

th

 Lunar and Planetary Science Conference.

Pergamon, New York, 2031–2050.

Jochum K.P., McDonough W.F., Palme H. & Spettel B. 1989: Composi-

tional constraints on the continental lithospheric mantle from trace

elements in spinel peridotite xenoliths. Nature 340, 548–550.

Klemme S. & O’Neill H.S. 2000: The near-solidus transition from gar-

net lherzolite to spinel lherzolite. Contr. Mineral. Petrology 138,

237–248.

Kopp K.O., Pavoni N. & Schindler C. 1969: Geologie Thrakiens IV:

Das Ergene Becken. Beihefte Geol. Jb. Heft. 76, 136.

Kuno H. & Aoki K. 1970: Chemistry of ultramafic nodules and their

bearing on the origin of basaltic magmas. Phys. Earth Planet. In-

ter. 3, 273–301.

Le Bas M.J. & Streckeisen A.L. 1991: The IUGS systematics of igne-

ous rocks. J. Geol. Soc. 148, 825–833.

Lebküchner R.F. 1974: Betrag zur kenntnis der geologie des Oligosans

von mittel Thrakien (Türkei). Bull. Miner. Res. Explor. Inst. Tur-

key 83, 1–30.

Maaloe  S.  &  Aoki  K.  1977:  The  major  element  composition  of  the

mantle estimated from the composition of lherzolites. Contr. Min-

eral. Petrology 63, 161–173.

Mercier J-C.C. & Nicolas A. 1975: Textures and fabrics of upper man-

tle peridotites as illustrated by xenoliths from basalts. J. Petrolo-

gy 16, 454–487.

Nickel K.G. & Green D.H. 1984: The nature of the upper-most mantle

beneath  Victoria,  Australia,  as  deduced  from  ultramafic  xeno-

liths.  In:  Kornprobet  J.  (Ed.):  Kimberlites.  II.  The  mantle  and

crust-mantle relationships. Elsevier, Amsterdam, 161–178.

Nielson Pike J.E. & Schwarzman E.C. 1977: Classification of textures

in ultramafic xenoliths. J. Geol. 85, 49–61.

Okay A.I. & Tüysüz O. 1999: Tethyan sutures of northern Turkey. In:

Durand B., Jolivet L., Horvath F. & Seranne M. (Eds.): The Med-

iterranean  Basins:  Tertiary  extension  within  the  Alpine  orogen.

Geol. Soc. London, Spec. Publ. 156, 475–515.

O’Neill H.S. 1981: The transition between spinel lherzolite and garnet

lherzolite, and its use as a geobarometer. Contr. Mineral. Petrolo-

gy 77, 185–194.

O’Reilly  S.Y.  &  Griffin  W.L.  1988:  Mantle  metasomatism  beneath

western Victoria, Australia. I. Metasomatic processes in Cr-diop-

side lherzolites. Geochim. Cosmochim. Acta 52, 433–447.

Parejas E. 1939: Trakya linyitleri jeolojik etüdü, Uzunköprü, Keºan,

Malkara, Hayrabolu môntôkasô. MTA Rapor No. 981, Ankara (un-

published report, in Turkish).

Qi  Q.,  Taylor  L.A.  &  Zhou  X.  1995:  Petrology  and  geochemistry  of

mantle peridotite xenoliths from SE China. J. Petrology 36, 55–75.

Shi L., Francis D., Ludden J., Frederiksen A. & Bostock M. 1998: Xe-

nolith  evidence  for  lithospheric  melting  above  anomalously  hot

mantle under the northern Canadian Cordillera. Contr. Mineral.

Petrology 131, 39–53.

Song Y. & Frey F.A. 1989: Geochemistry of peridotite xenoliths in ba-

salt from Hannuoba, Eastern China: Implications for subcontinen-

tal mantle heterogeneity. Geochim. Cosmochim. Acta 53, 97–113.

Sun S.S. & McDonough W.F. 1989: Chemical and isotopic systemat-

ics  of  oceanic  basalts:  implications  for  mantle  composition  and

processes. In: Saunders A.D. & Norry M.J. (Eds.): Magmatism in

ocean basins. Geol. Soc. Spec. Publ. 42, 313–345.

Sümengen  M.,  Terlemez  ù.,  Sentürk  K.,  Karaköse  C.,  Erkan  E.N.,

Ünay E., Gürbüz M. & Atalay Z. 1987: Stratigraphy, sedimentol-

ogy and tectonics of the Gelibolu peninsula and SW Thracean

Tertiary  basin. MTA  Rapor  No.  8128, Ankara  (unpublished  re-

port, in Turkish).

ªengör  A.M.C.  &  Yôlmaz  Y.  1981:  Tethyan  evolution  of  Turkey:  a

plate tectonic approach. Tectonophysics 75, 181–241.

Ternek Z. 1949: Geological study of the region Kesan-Korudag. Ph.D

Thesis, Istanbul Univ., Istanbul, 1–78.

Turgut S., Türkaslan M. & Perinçek D. 1991: Evolution of the Thrace

sedimentary  basin  and  its  hydrocarbon  prospectivity.  European

Assoc. Petroleum Geoscientists Spec. Publ. 1, 415–437.

Umut M. 1988a: Explanatory text for Kôrklareli-C4 sheet. MTA Genel

Müdürlüûü    100,000  ölçekli  açônsama  nitelikli  Türkiye  Jeoloji

Haritalarô Serisi, Ankara (in Turkish).

Umut M. 1988b: Explanatory text for Kôrklareli-C5 sheet. MTA Genel

Müdürlüûü  1:100,000  ölçekli  açônsama  nitelikli  Türkiye  Jeoloji

Haritalarô Serisi, Ankara (in Turkish).

Umut M., ùmik M., Kurt Z., Özcan ù., Ateº M., Karabôyôko‚lu M. &

Saraç  G.  1984:  Geology  of  the  Edirne-Kôrklareli-Lüleburgaz

(Kôrklareli)-Uzunköprü  (Edirne)  area  and  surroundings.  MTA

Rapor No. 7604, Ankara (unpublished report, in Turkish).

Umut M., Kurt Z. &  ùmik M. 1983: Geology of the Tekirda‚–Silivri

(Istanbul)–Pônarhisar  (Kôrklareli)  area  and  surroundings.  MTA

Rapor No. 7349, Ankara (unpublished report, in Turkish).

Vaselli O., Downes H., Thirlwall M., Dobosi G., Coradossi N., Seghe-

di  I.,  Szakács  A.  &  Vannucci  R.  1995:  Ultramafic  xenoliths  in

Plio-Pleistocene alkali basalts from Eastern Transylvanian basin:

depleted mantle enriched by vein metasomatism. J. Petrology 36,

1, 23–53.

Wiechert U., Ionov D.A. & Wedepohl K.H. 1997: Spinel peridotite xe-

noliths from the Atsagin-Dush volcano, Dariganga lava plateau,

Mongolia: a record of partial melting and cryptic metasomatism

in the upper mantle. Contr. Mineral. Petrology 126, 345–364.

Wood D.A. 1980: The application of Th-Hf-Ta diagram to problems of

tectonomagmatic classification and to establishing the nature of

crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary vol-

canic province. Earth Planet. Sci. Lett. 50, 11–30.

Yaltôrak C. 1996: Ganos fay sisteminin tektonik tarihi. Türkiye Petrol.

Jeol. Der. Bült. 8–1, 137–150 (in Turkish with English abstract).

Yaltôrak C. & Alpar B. 2002: Kinematics and evolution of the northern

branch  of  the  North  Anatolian  Fault  (Ganos  fault)  between  the

Sea of Marmara and the Gulf of Saros. Mar. Geol. 190, 351–366.

Yôlmaz Y., Tüysüz O., Yi‚itbaþ E., Genç ª.C. & ªengör A.M.C. 1997:

Geology  and  tectonic  evolution  of  the  Pontides.  In:  Robinson

A.G. (Ed.): Regional and petroleum geology of the Black Sea and

surrounding region. AAPG Memoir 68, 183–226.

Yôlmaz Y. & Polat A. 1998: Geology and evolution of the Thrace vol-

canism, Turkey. Acta Volcanol. 10, 2, 293–303.

Zangana N.A., Downes H., Thirlwall M.F., Marriner G.F. & Bea F.

1998:  Geochemical  variation  in  peridotite  xenoliths  and  their

constituent  clinopyroxenes  from  Ray  Pic  (French  Massif  Cen-

tral): implications for the composition of the shallow lithospheric

mantle. Chem. Geol. 153, 11–35.