background image

www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

, APRIL 2013, 64, 2, 133—140                                                              doi: 10.2478/geoca-2013-0009

Introduction

The  origin,  evolution  and  age  of  the  Sithonia  Plutonic  Com-
plex  (SPC)  intruding  the  Circum  Rhodope  Zone  and  Serbo-
macedonian  Massif  have  been  studied  by  many  researchers
(Soldatos  &  Sapountzis  1975;  Sapountzis  et  al.  1976,  1979;
De Wet & Miller 1986; Christofides et al. 1990, 1998, 2007;
D’Amico et al. 1990; Perugini et al. 2003; Pipera et al. 2010;
Melfos et al. 2012; Romanidis et al. 2012). The study of the
Sithonia Eocene pluton is of great importance for the clarifi-
cation  of  the  geotectonic  evolution  of  the  Sidironero  and
Pangeon  tectonic  units  of  the  Rhodope  Massif  since  the
Serbomacedonian  Massif  is  considered  equivalent  to  the
Pangeon tectonic unit (Christofides et al. 2001). The age of
the SPC was estimated from a whole rock Rb/Sr isochron on
two-mica  granodiorite  samples  which  yielded  50.4 ± 0.7 Ma
(Christofides et al. 1990). This age is in accordance with the
U/Pb zircon age of 51.32 ± 0.89 Ma, obtained by Alagna et al.
(2008).  Christofides  et  al.  (1990)  attributed  the  low  biotite
Rb/Sr ages of some leucogranite samples to a rejuvenation of
the  Rb/Sr  isotopic  system  during  a  tectonic  event  that  took
place at most 29 Myr ago. This rejuvenation was detected due
to  the  disturbance  of  biotite  ages.  Further  geochronological
study of the pluton was necessary in order to examine this tec-
tonic  (thermal)  event  that  took  place  and  affected  the  pluton
after  the  crystallization.  The  K/Ar  dating,  as  a  more  “sensi-
tive” dating method on temperature changes, was selected to
work out the discordances of the previous resultant ages. Due

K/Ar mineral geochronology of the northern part of the

Sithonia Plutonic Complex (Chalkidiki, Greece): implications

for its thermal history and geodynamic interpretation

KYRIAKI PIPERA

1

, ANTONIS KORONEOS

1

, TRIANTAFYLLOS SOLDATOS

1

, ZOLTÁN PÉCSKAY

2

and GEORGIOS CHRISTOFIDES

1

1

Department of Mineralogy, Petrology and Economic Geology, School of Geology, Aristotle University of Thessaloniki,

54124 Thessaloniki, Greece;  heraia@geo.auth.gr;  koroneos@geo.auth.gr;  soldatos@geo.auth.gr;  christof@geo.auth.gr

2

Institute of Nuclear Research of the Hungarian Academy of Sciences, P.O. Box 51, Bém tér 18/c, H-4001 Debrecen, Hungary;

pecskay@atomki.hu

(Manuscript received November 3, 2010; accepted in revised form October 16, 2012)

Abstract: New K/Ar mineral ages of thirty nine samples (biotite, muscovite, K-feldspar) from the two-mica granodiorite
to granite and leucogranite of the northern part of the Sithonia Plutonic Complex (Chalkidiki, Greece) are given in the
present  study.  These  data  along  with  existing  Rb/Sr  mica  and  U/Pb  zircon  ages  are  used  to  investigate  the  thermal
history of the plutonic complex and shed light on the process that affected it, and caused discordant Rb/Sr and K/Ar
mineral ages. The K/Ar mineral dating yielded ages ranging from 38 to 49 Ma for muscovites, 32 to 47 Ma for biotites
and  37  to  43 Ma  for  K-feldspars,  respectively.  The  comparison  of  the  K/Ar,  Rb/Sr  and  U/Pb  mineral  ages  and  the
closure temperatures of the different isotopic systems for the different minerals indicate a rapid cooling rate for the
Sithonia pluton. The latter supports the hypothesis that the pluton was formed in a post orogenic extensional regime.
Moreover, the K/Ar mineral isochrones indicate that a reheating of the pluton took place before 37 Ma and partially
rejuvenated the K/Ar and Rb/Sr isotopic system of the minerals.

Key words: Tertiary granitoids of Rhodope, Sithonia Plutonic Complex, K/Ar geochronology, thermal evolution.

to the lower closure temperatures of the minerals for the K/Ar
isotopic system in respect to the Rb/Sr system, the former is
more easily affected by any reheating and so it is more possi-
ble  to  detect  any  isotopic  disturbance.  The  subject  of  the
present study is the K/Ar mineral geochronology of the north-
ern part of the Sithonia pluton. The systematic K/Ar study of
the  pluton  in  association  with  the  previous  geochronological
studies sheds light on the pluton’s thermal history after its em-
placement and on its affinity with the geotectonic regime.

Analytical methods

The samples were crushed and the 150—250 µm grain size

was  collected.  A  vibrating  table  and  a  Franz  Isodynamic
Magnetic separator (model L-1) were used to separate mus-
covite  and  biotite.  K-feldspar  was  extracted  using  the  same
magnetic  separator  and  the  heavy  liquid  tetrabromoethane
(Br

2

CHCHBr

2

). The separation of the minerals was performed

at  the  Department  of  Mineralogy,  Petrology  and  Economic
Geology,  Aristotle  University  of  Thessaloniki,  Greece.  Mus-
covite  and  biotite  chemical  analyses  were  performed  on  a
JEOL  scanning  electron  microscope  at  the  Department  of
Mineralogy, Petrology and Economic Geology, Aristotle Uni-
versity  of  Thessaloniki,  Greece.  The  operating  conditions
were: 20 kV and 20 nA, with a beam diameter  < 1 mm.

X-Ray  Powder  Diffraction  analyses  (XRPD)  were  per-

formed on each mineral extract to calculate the proportion of

background image

134

PIPERA, KORONEOS, SOLDATOS, PÉCSKAY and CHRISTOFIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

mineral and the purity of it. Powder XRPD analyses were ob-
tained on a PHILIPS PW1820/00 X-ray diffractometer of the
Department  of  Mineralogy,  Petrology  and  Economic  Geo-
logy, School of Geology, Aristotle University of Thessaloniki,
carrying  a  PW1710  microprocessor.  The  operating  condi-
tions for all samples were 35 kV and 25 mA using Ni-filtered
CuK  radiation. The 2-theta scanning range was between 3°
and 63° and the scanning speed was 1.2 °/min. Refinements
were  done  with  the  PCAPD  software  and  the  identification
of the samples was done with the JCPDS-ICDD 2003 data-
base.  The  purity  of  biotite  and  muscovite  was  calculated
over 98 % and of K-feldspar over 96 %.

The  K/Ar  dating  was  performed  at  the  Institute  of  Nuclear

Research  of  the  Hungarian  Academy  of  Science  (ATOMKI),
Debrecen, Hungary following the method described by Balogh

Fig. 1. Geological map of the Sithonia Plutonic Complex (SPC) and its country rocks including the sampling sites (modified map after Christo-
fides et al. 2007). HRM – Hellenic Rhodope Massif,  SMM – Serbomacedonian Massif, CRB – Circum-Rhodope Belt, VAZ – Vardar-
Axios Zone.

(1985). An argon extraction line and a mass spectrometer, both
designed and built in the ATOMKI, were used for the Ar mea-
surement. The rock was degassed by high frequency induction
heating and the usual getter materials (Ti sponge, CuO, zeolite
and cold traps) were used for cleaning Ar. The 

38

Ar spike was

introduced in the system with a gas pipette before the beginning
of  the  degassing.  The  cleaned  Ar  was  directly  introduced  into
the mass spectrometer. The mass spectrometer was a magnetic
sector type of 150 mm radius and 90 °C deflection and it was
operating in static regime. Recording and evaluation of Ar spec-
trum  was  controlled  by  suitable  software.  For  the  potassium
content analysis 0.1 g of finely ground sample was digested in
HF with addition of H

2

SO

4

 and HClO

4

 and finally dissolved in

0.2 M  HCl.  Potassium  was  determined  by  flame  photometry
with a Na buffer and Li internal standard.

background image

135

K/Ar GEOCHRONOLOGY AND ITS GEODYNAMIC INTERPRETATION (SITHONIA PLUTONIC COMPLEX, GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

Sithonia  Peninsula.  Despite  their  modal  and  textural  differ-
ences, both petrographic types are discussed together due to
the similar mineralogy.

The  essential  mineral  constituents  are  quartz,  microcline,

plagioclase, biotite and muscovite. Microcline is slightly per-
thitic and often displaying poikilitic texture enclosing plagio-
clase and mica. The plagioclase is usually subhedral. Discrete
masses of leucogranite have microcline megacrysts which de-
termines a porphyritic texture. The development of myrmekite
among the grains is very frequent. Biotite and muscovite are
euhedral to subhedral developed as individual macro-prismatic
crystals sometimes oriented and elongated and often banded.

The accessory minerals are opaques (mostly ilmenite), apa-

tite, zircon and locally, in the TMG only, epidote.

Mineral chemistry

Soldatos  &  Sapountzis  (1975),  Soldatos  et  al.  (1976),

D’Amico et al. (1990) and Christofides et al. (1998) studied
the  mineralogy  of  the  SPC  rocks.  For  the  needs  of  the
present study chemical analyses of muscovite and biotite of
each sample analysed by the K/Ar method are presented.

Plagioclase  appears  in  all  rock  types.  It  is  usually  zoned

ranging  from  An

34

  to  An

10

  in  TMG,  and  An

27

  to  An

8

  in

LG + PLG.

Microcline  occurs  as  subhedral  to  anhedral  interstitial

crystals and also as megacrysts in some of the leucogranites.
The  composition  ranges  from  O

84

  to  O

96

  with  the  anorthite

component not exceeding 1 %.

Biotite  in  the  TMG  and  LG  is  associated  with  muscovite

and  is  more  Fe-rich  compared  with  the  other  petrographic
types.  In  Table 1  biotite  analyses  of  the  samples  from  the
present study are presented.

Muscovite appears in large flakes and lath-shaped crystals,

occurring singly, in clusters or intergrown with biotite and has
characteristics favouring a primary origin. Large flakes resem-
bling  those  of  primary  muscovite  except  for  being  slightly
coloured  and  replacing  feldspar  are  suggested  to  be  of  post-
magmatic  origin.  Fine-grained  secondary  sericite  also  exists
on  plagioclase.  On  the  basis  of  mode  of  occurrence  and  the
TiO

2

 content three types of muscovite are recognized (Table 2).

The low-Ti (0.78—1.10 wt. %), moderate-Ti (1.18—1.58 wt. %)
and the high-Ti (1.73—1.95 wt. %) muscovite.

Geochronological results

Dating was carried out on muscovite (Mu) and biotite (Bi)

from all PLG samples, biotite, muscovite and K-feldspar (K-f)
from all TMG samples except samples STH-400 and STH-401
where  the  muscovite  concentration  was  very  low,  and  on
muscovite, biotite and K-feldspar from all LG samples. Ta-
ble 3  summarizes  the  K/Ar  mineral  ages  of  all  39  analysed
mineral samples.

The resultant ages of STH-170 and STH-400 biotite sam-

ples from  TMG, STH-19 and STH-55 biotite samples from
PLG  and  STH-169  and  STH-174  biotite  samples  from    LG
have  been  subjected  to  Ar  loss  as  indicated  from  their  low

40

Ar

rad  

concentrations ( < 80 %) which causes younger result-

Geological setting

The SPC occupies the greater part of the Sithonia Peninsula

(about 350 km

2

, Fig. 1) that constitutes the middle of the three

peninsulas of Chalkidiki (Macedonia, N Greece). The bigger
part of the Sithonia Peninsula belongs to the Circum Rhodope
Belt while a minor occurrence of the Serbomacedonian Massif
appears  on  the  eastern  part  as  well  as  a  very  limited  occur-
rence of ophiolites of the Paionia Belt (Vergely 1984).

The intrusion of the SPC pluton caused contact aureole and

affected the regional NW—SE strike of the schistosity and fold
axes of the country rocks. The intrusion itself has been affected
by younger tectonic activity that took place most probably in
the  Late  Eocene—Oligocene  and  induced  minor  shear  effects
marked by mica orientation (Sakellariou 1989).

Over most of its outcrop, the SPC pluton reveals a planar

fabric,  which  varies  in  intensity,  but  increases  toward  the
margins. There is a magmatic foliation in the interior and a
solid-state one in the marginal parts, where the fabric is pla-
nar-linear with the development of a WSW trending stretch-
ing lineation (Tranos et al. 1993).

The  SPC  consists  of  two-mica  granite  to  granodiorite

(TMG),  leucogranite + porphyritic  leucogranite  (L + PLG)
including many varieties of textural types, aplite and pegma-
tite (A), biotite granodiorite (BGd), hornblende-biotite grano-
diorite (HBGd), quartz-dioritic and tonalitic enclaves (MME)
and hornblende-biotite granodioritic tonalite (Sapountzis et al.
1976,  1979;  Christofides  et  al.  1990;  D’Amico  et  al.  1990;
Christofides  et  al.  2007).  The  LG  intrudes  the  TMG  to  the
north  with  sharp  contacts  and  the  HBGd  to  the  south  with
transitional contacts. The BGd is younger than the HBGd and
intrudes it clearly. Aplites and pegmatites occur all over the
SPC intruding the pluton as well as the country rocks as the
final  products  of  the  differentiation  process.  Tonalitic  and
monzonitic enclaves are found dispersed in all types except
the TMG and PLG + LG.

Characteristics of the Sithonia Plutonic Complex

Geochemistry

The geochemistry of the SPC has been studied by Sapountzis

et al. (1976, 1979), De Wet & Miller (1986), Christofides et
al.  (1990),  D’Amico  et  al.  (1990),  Perugini  et  al.  (2003),
Christofides  et  al.  (2007).  The  chemical  composition  of  the
SPC  rocks  ranging  from  tonalites  to  leucogranites  corre-
sponds to a chemical range of 62 % to 77 % SiO

2

.

Petrography  of  the  two-mica  granodiorite  to  granite  and
leucogranites

The TMG body appears more or less homogeneous while

the  leucogranite  displays  textural  variations  so  that  several
textural types can be distinguished. In the present paper the
term PLG is applied to the more coarse-grained leucogranite
often displaying porphyritic texture, while the term LG is ap-
plied to the more fine-grained leucogranite that occupies the
eastern  part  of  the  pluton  traversing  the  NE  coast  of  the

background image

136

PIPERA, KORONEOS, SOLDATOS, PÉCSKAY and CHRISTOFIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

ant ages (Wörner et al. 2000; Panter et al. 2006). Regarding
the  results  of  the  LG  samples,  it  is  obvious  that  they  differ
from those of the other two petrographic types. The ages are
discordant in terms of mineral closure temperature principle

Mu age > Bi age > K-f age. In detail, sample STH-169 K-f ap-
pears older or similar to biotite, taking into account the ana-
lytical  error.  Concerning  Mu,  Bi  and  K-f  ages  of  sample
STH-52  and  Mu  and  K-f  ages  of  sample  STH-174  they  are

Table 1: Representative analyses of TMG, PLG and LG biotites from the Sithonia Plutonic Complex. Each analysis represents the average
of nine spots (three spots on each of three crystals).

Table 2: Representative analyses of TMG, PLG and LG muscovites. Each analysis represents the average of nine spots (three spots on each
of three crystals).

  

TMG 

PLG 

LG 

Sample 1  100 162 170  19 37 44 47 55 56  61  52* 

174* 

174 

169* 

169 

SiO

2

 

46.70  45.90 46.37 45.50  46.56  

46.5  45.83 46.11 45.96 45.37  46.07  45.85 45.84 46.19 46.13 45.82 

TiO

2

 

1.44  1.58 1.42 1.45  1.26 1.21 1.30 1.28 1.18 1.73  1.36  0.78 1.10 

 

1.57 1.05 1.95 

Al

2

O

3

 

31.49 31.21 29.86  31.7  30.18 32.22 31.25 31.08 

 

32.1  31.63 32.33 32.87 30.55 

 

29.76 31.93 32.23 

FeOt 

3.39  4.89  5.88  4.57  5.43 3.88 5.05 4.69 4.76 4.61  4.34  4.27 6.39 5.42 3.87 3.72 

MgO 

1.38  1.44 1.40 1.17  1.34 1.06 1.18 1.40 1.03 1.21  0.96  0.93 1.18 

 

1.42 1.22 1.16 

Na

2

0.58  0.51  0.51  0.72  0.68 0.67 0.48 0.82 0.50 0.54  0.66  0.57 0.90 0.78 0.61 0.60 

K

2

10.60  10.59  10.74  10.64  10.88 10.90 10.92 10.86 10.79 10.72  10.15  10.72 10.07 10.72 10.72 10.37 

Total 

95.66  96.17 96.17 95.76 

 

 

96.34 96.44 96.01 96.24 96.33 95.82  95.85 

 

 

95.99 95.52 95.86 95.52 95.86 

Site allocations (22 O) 

 

Si 

6.30  6.21  6.31  6.18  6.32 6.25 6.23 6.26 6.21 6.16  6.20  6.20 6.25 5.27 6.25 6.16 

Al 

IV

 

1.70  1.79  1.69  1.82  1.68 1.75 1.77 1.74 1.79 1.84  1.80  1.80 1.75 2.49 1.75 1.84 

8.00  8.00  8.00  8.00  8.00 8.00 8.00 8.00 8.00 8.00  8.00  8.00 8.00 7.76 8.00 8.00 

Al 

VI

 

3.30  3.18  3.10  3.25  3.16 3.36 3.23 3.23 3.31 3.22  3.33  3.43 3.16 1.53 3.34 3.27 

Ti 

0.15  0.16  0.14  0.15  0.13 0.10 0.13 0.13 0.12 0.18  0.14  0.07 0.11 0.14 0.11 0.20 

Fe

2+

 

0.38  0.55  0.67  0.52  0.62 0.44 0.57 0.53 0.54 0.52  0.49  0.48 0.73 0.52 0.44 0.42 

Mg 

0.28  0.29  0.28  0.24  0.27 0.21 0.24 0.28 0.17 0.24  0.19  0.19 0.24 0.24 0.25 0.23 

4.10  4.19  4.20  4.15  4.17 4.11 4.18 4.17 4.15 4.17  4.15  4.17 4.24 3.55 4.13 

 

 

 

 

Na 

0.08  0.08  0.02  0.13  0.03 0.09 0.02 0.04 0.09 0.07  0.14  0.05 0.12 0.10 0.08 0.16 

1.82  1.83  1.87  1.84  1.89 1.87 1.89 1.88 1.86 1.86  1.74  1.85 1.75 1.55 1.85 1.78 

1.90  1.91 1.89 1.97  1.92 1.96 1.92 1.91 1.95 1.93  1.89 

 

 

1.9  1.87 1.65 1.93 1.93 

*Low Ti muscovite 

TMG PLG 

LG 

Sample 1 100 162 170 400 401  19 37 44 47 55 56 61  52 169 174 
SiO

2

 

  36.75    35.63    35.77    35.97    36.09    35.50    36.37    34.65    35.92    37.09    35.48    34.64    34.93    36.15    35.00    37.46 

TiO

2

 

    3.42      3.64      3.44      3.61      3.51      3.73      3.20      3.62      3.00      2.58      3.14      3.19      3.75      3.14      3.43      3.45 

Al

2

O

3

 

  16.53    15.88    16.29    16.68    16.41    16.54    15.79    16.45    16.2    15.96    16.18    15.98    15.95    16.34    16.36    16.00 

FeOt 

  21.88    23.44    23.28    22.95    22.87    23.83    22.84    25.23    24.45    22.69    24.77    24.82    24.89    23.18    24.33    22.41 

MnO 

    0.26      0.36      0.22      0.11      0.27      0.82      0.76      0.65      0.45      1.00      0.30      0.42      0.32      0.29      0.67      0.86 

MgO 

    7.99      8.03      7.47      7.74      7.84      6.61      7.94      6.31      6.88      7.76      7.35      7.65      7.01      7.88      6.81      7.08 

CaO 

    0.07      0 

    0.10      0 

    0 

    0 

    0 

    0.23      0 

    0 

    0.09      0 

    0 

    0 

    0 

    0 

Na

2

    0 

    0 

    0 

    0 

    0.11      0.11      0.12      0.11      0 

    0.10      0 

    0.24      0.10      0.18      0 

    0 

K

2

    9.19      9.16      9.28      8.92      8.82      9.12      8.9      8.52      9.01      8.55      8.59      8.69      8.96      9.06      9.42      8.87 

Total 

  96.07    96.16    95.84    95.98    95.92    96.26 

 

  95.92    95.78    95.91    95.73    95.88    95.62    95.91 

 

  96.21    96.02    96.13 

Site allocations (22 O) 
Si 

    5.61      5.5      5.53      5.52      5.54      5.49      5.60      5.42      5.57      5.69      5.50      5.42      5.45      5.55      5.45      5.72 

Al 

IV

 

    2.39      2.50      2.47      2.48      2.46      2.51      2.40      2.58      2.43      2.31      2.50      2.58      2.55      2.45      2.55      2.28 

    8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00      8.00 

Al 

VI

 

    0.58      0.39      0.49      0.53      0.51      0.50      0.47      0.45      0.53      0.58      0.46      0.37      0.38      0.53      0.46      0.60 

Ti 

    0.39      0.42      0.40      0.42      0.41      0.43      0.37      0.43      0.35      0.3      0.37      0.37      0.44      0.37      0.40      0.40 

Fe

2+

 

    2.79      3.03      3.01      2.95      2.94      3.08      2.94      3.30      3.17      2.92      3.22      3.25      3.25      2.96      3.17      2.86 

Mn 

    0.03      0.05      0.03      0.01      0.04      0.11      0.10      0.09      0.06      0.13      0.04      0.06      0.04      0.04      0.09      0.11 

Mg 

    1.82      1.85      1.72      1.77      1.79      1.52      1.82      1.47      1.59      1.78      1.70      1.78      1.63      1.78      1.58      1.61 

    5.61      5.73      5.66      5.68      5.69      5.65      5.70      5.74      5.71      5.71      5.78      5.83      5.74      5.68      5.70      5.58 

Ca 

    0.01      0 

    0.02      0 

    0 

    0 

    0 

    0.04      0 

    0 

    0.01      0 

    0 

    0 

    0 

    0 

Na 

    0 

    0 

    0 

    0 

    0.03      0.03      0.04      0.03      0 

    0.03      0 

    0.07      0.03      0.03      0 

    0 

    1.98      1.80      1.83      1.75      1.73      1.8 

    1.75      1.70      1.78      1.68      1.7      1.74      1.78      1.79      1.87      1.73 

    2.00      1.80      1.85      1.75      1.76      1.83 

 

    1.79      1.77      1.78      1.71      1.71      1.81      1.81 

 

    1.82      1.87      1.73 

 

background image

137

K/Ar GEOCHRONOLOGY AND ITS GEODYNAMIC INTERPRETATION (SITHONIA PLUTONIC COMPLEX, GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

Sample 

 

40

Ar

rad

 

40

Ar

rad

  Age 

Rock 

type   

 

(%) 

(ccSTP/g)  (%)(r)  (Ma) 

± 

STH-1 

Mu 

8.26  1.60 10

–5

  84.30  49.15  1.51 

 

Bi 

7.45  1.30 10

–5

  78.60  45.32  1.41 

 

K-f 

9.23  1.40 10

–5

  89.20  38.56  1.17 

STH-100  Mu 

8.74  1.65 10

–5

  90.60  47.77  1.45 

 

Bi 

7.73  1.40 10

–5

  86.90  45.84  1.40 

 

K-f  11.76  2.01 10

–5

  91.40  43.52  1.32 

STH-162  Mu 

8.53  1.63 10

–5

  89.10  48.62  1.48 

 

Bi 

7.50  1.41 10

–5

  79.40  47.62  1.47 

 

K-f  11.19  1.87 10

–5

  94.10  42.39  1.28 

STH-170  Mu 

8.73  1.60 10

–5

  86.00  46.42  1.42 

 

Bi 

7.40  1.16 10

–5

  59.40  39.83  1.31 

 

K-f 

9.87  1.50 10

–5

  93.10  38.70  1.17 

STH-400  Bi 

7.41  1.03 10

–5

  57.00  35.25  1.20 

 

K-f 

9.16  1.33 10

–5

  89.70  36.96  1.12 

STH-401  Bi 

7.52  1.38 10

–5

  87.10  46.47  1.42 

TM

G

 

 

K-f 

9.71  1.55 10

–5

  88.10  40.63  1.24 

STH-19 

Mu 

8.59  1.48 10

–5

  85.70  43.81  1.34 

 

Bi 

7.41  1.01 10

–5

  70.60  34.69  1.11 

STH-37 

Mu 

8.85  1.54 10

–5

  85.40  44.29  1.36 

 

Bi 

6.04  8.63 10

–5

  80.40  36.38  1.13 

STH-44 

Mu 

8.50  1.47 10

–5

  87.20  43.87  1.34 

 

Bi 

7.42  1.19 10

–5

  86.90  40.64  1.24 

STH-47 

Mu 

8.53  1.45 10

–5

  86.40  43.17  1.32 

 

Bi 

7.60  1.17 10

–5

  83.60  39.33  1.21 

STH-55 

Mu 

8.87  1.51 10

–5

  86.70  43.28  1.32 

 

Bi 

8.00  1.01 10

–5

  58.60  32.19  1.09 

STH-56 

Mu 

9.12  1.60 10

–5

  87.70  44.59  1.36 

 

Bi 

7.10  1.20 10

–5

  82.50  42.91  1.32 

STH-61 

Mu 

8.78  1.53 10

–5

  87.50  44.32  1.35 

PLG 

 

Bi 

7.54  1.20 10

–5

  88.10  40.51  1.23 

STH-52 

Mu 

8.87  1.34 10

–5

  76.00  38.53  1.21 

 

Bi 

7.14  1.14 10

–5

  74.40  40.69  1.27 

 

K-f  11.70  1.83 10

–5

  87.90  39.86  1.22 

STH-169  Mu 

8.74  1.61 10

–5

  81.40  46.66  1.44 

 

Bi 

7.92  1.16 10

–5

  68.00  37.14  1.19 

 

K-f  11.42  1.79 10

–5

  92.50  39.93  1.21 

STH-174  Mu 

8.08  1.29 10

–5

  79.00  40.75  1.26 

 

Bi 

6.78  3.96 10

–5

  29.60  14.96  0.75 

LG

 

 

K-f  10.83  1.65 10

–5

  86.50  38.84  1.19 

 

almost identical in each sample. TMG muscovite and biotite
ages  are  in  general  terms  older  than  those  of  PLG  (Figs. 2
and  3).  Thereby,  the  cooling  of  TMG  took  place  first,  fol-
lowed by PLG, which is in accordance with the crystalliza-
tion sequence given by Christofides et al. (2007).

The muscovite ages of TMG obtained from the present study

are  similar  to  each  other,  ranging  from  46.42  to  49.15 Ma.
Moreover,  they  are  similar  to  the  Rb/Sr  muscovite  ages
(Fig. 4) and to the emplacement age (Christofides et al. 1990).

All the minerals not subjected to Ar loss were processed by

the

 

K%/

40

Ar

rad

 isochron method. The software Isoplot/Ex 3.66

(Kenneth  2008)  was  used  to  extract  the  regression  lines.
Excluding  the  muscovites  and  biotites  of  the  LG  samples
due to the discordances of their ages and the Ar loss of some

Table 3:  K/Ar  mineral  ages  of  the  Sithonia  TMG,  PLG  and  LG.
Mu – muscovite, Bi – biotite, K-f – K-feldspar.

Fig. 2. TMG and PLG K/Ar biotite ages.

Fig. 3. TMG and PLG K/Ar muscovite ages.

Fig. 4.  K/Ar  (present  study)  and  Rb/Sr  ages  of  Christofides  et  al.
(1990).

minerals, the regression lines of the TMG and PLG samples
gave remarkable results. All the regression lines obtained for
the  TMG  and  PLG  muscovites  constitute  isochrones  with
MSWD = 0.61 and MSWD = 0.40 respectively (Figs. 5 and 6).

background image

138

PIPERA, KORONEOS, SOLDATOS, PÉCSKAY and CHRISTOFIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

Fig. 6. 

40

K/

40

Ar  isochron  calculated  for  the  TMG  muscovites.

The  analytical  error  is  2    (68 %  confidence  level)  and  the
MSWD = 0.40.

Fig. 5. 

40

K/

40

Ar  isochron  calculated  for  the  PLG  muscovites.

The  analytical  error  is  2    (68 %  confidence  level)  and  the
MSWD = 0.61.

Fig. 7. 

40

K/

40

Ar  isochron  calculated  for  the  TMG  K-feldspars.

The  analytical  error  is  2    (68 %  confidence  level)  and  the
MSWD = 0.051.

Fig. 8. 

40

K/

40

Ar  isochron  calculated  for  the  LG  K-feldspars.

The  analytical  error  is  2    (68 %  confidence  level)  and  the
MSWD = 0.30.

Fig. 9. Calculated trend line for the cooling rate of the TMG.

It must be stressed here that in the TMG isochron calculation,
sample STH-170 was not included due to its younger age and
its  petrographic  differences  relative  to  the  other  TMG  sam-
ples.  The  regression  lines  of  TMG  and  PLG  biotites  do  not
constitute  isochrons  (MSWD = 2.8  and  MSWD = 3.8  respec-

tively)  even  though  it  seems  that  the  biotites  have  not  been
subjected  to  Ar  loss  (Table 3).  The  regression  lines  of  TMG
and  LG  K-feldspars  are  isochrons  with  MSWD = 0.051
(Fig. 7) and 0.30 (Fig. 8) respectively.

A cooling rate line for the TMG could be calculated based

on the results of the present study, the Rb/Sr results of Christo-
fides et al. (1990) and the zircon age of Alagna et al. (2008). In
Fig. 9 the cooling trend line for the TMG samples is depicted.
An average cooling rate of 51.8 ± 7.4 °C/Ma was calculated.

Discussion

Muscovite K/Ar results of all TMG and PLG samples gave

undisturbed ages and isochron regression lines. PLG biotite
and  K-feldspar  results  do  not  form  isochrons  indicating  a
disturbance  on  the  K/Ar  isotopic  system  of  these  minerals.
TMG  biotite  results  do  not  form  an  isochron,  but  the  TMG
K-feldspars form a very good isochron.

The  results  of  Christofides  et  al.  (1990)  were  used  in  the

present  study  for  comparison  between  the  two  isotopic  sys-
tems. Taking into account that the closure temperature of mus-
covite  for  the  K/Ar  isotopic  system  is  lower  (375 ± 25 °C;
Jäger  &  Hunziker  1979;  Harrison  et  al.  1985)  than  the  clo-
sure  temperature  of  the  Rb/Sr  system  (500 ± 50 °C;  Jäger  &

background image

139

K/Ar GEOCHRONOLOGY AND ITS GEODYNAMIC INTERPRETATION (SITHONIA PLUTONIC COMPLEX, GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

Hunziker  1979),  and  the  K/Ar  system  of  our  samples  re-
mained undisturbed, there is still more reason to expect the
same  for  the  Rb/Sr  system.  The  Rb/Sr  TMG  muscovite  re-
sults  of  Christofides  et  al.  (1990)  used  for  the  calculation
yielded an isochron MSWD = 0.34 confirming the K/Ar iso-
chron results. There are no Rb/Sr results for the PLG in order
to carry out the same analysis.

Biotites  of  TMG  and  PLG  show  different  behaviour  than

muscovites. Some samples from both types indicate Ar loss.
For  the  rest  of  the  samples  regression  lines  were  calculated
but  there  was  no  K/Ar  isochron  formation  either  for  the
TMG or the PLG biotites. The Rb/Sr isotopic data for TMG
were also used to calculate regression lines for biotites and,
similarly, they do not form isochrons.

The behaviour of biotites could only be interpreted as the

result  of  a  thermal  rejuvenation  which  reached  the  closure
temperature  of  biotite  for  both  K/Ar  (310 ± 30 °C;  Jäger  &
Hunziker  1979;  Harrison  et  al.  1985)  and  Rb/Sr  systems
(300 ± 50 °C; Jäger & Hunziker 1979) and disturbed the K/Ar
and  Rb/Sr  isotopic  systems  of  biotites.  Such  rejuvenation
should be attributed to a mild reheating event because the iso-
topic systems did not completely reset (Hayatsu & Carmichael
1970).  A  strong  thermal  event  would  have  caused  resetting
of the isotopic systems and the regression lines would be iso-
chrons indicating the age of the thermal event.

The K-feldspars of TMG and PLG indicate contrasting be-

haviour. TMG K-feldspars form isochrons but PLG K-feld-
spars do not. This probably means that the thermal reheating
mentioned  above  was  sufficient  to  rejuvenate  the  K-feld-
spars  of  TMG  having  a  closure  temperature  of  150 ± 25 °C
(Lovera et al. 2002) but not those of PLG.

LG resultant ages are discordant and indicate different be-

haviour from the TMG and PLG samples. The muscovite re-
gression line does not form an isochron and this is probably
due  to  the  two  muscovite  generations.  The  presence  of  the
post-magmatic  low  Ti  muscovite  (Table 2)  probably  indi-
cates another event that affected the LG. The muscovite ages
in  STH-52  and  STH-174  are  almost  the  same  as  the  biotite
and K-feldspar ages, respectively. The biotite ages are either
not reliable (STH-174) or discordant in terms of isotopic clo-
sure (STH-52 and STH-174). The K-feldspar results seem to
be unaffected forming isochrons and this is a very different
behaviour compared to the other two minerals. The event af-
fected the LG should be one of different nature than the re-
heating  event  affected  the  other  two  petrographic  types.
Field observations show that numerous and voluminous peg-
matites  intrude  the  LG.  The  frequency  and  intensity  of  this
intrusion is not observable in the other petrographic types of
SPC.  Strachan  et  al.  (1996),  considers  that  the  intrusion  of
numerous pegmatites could result in disturbance of the isoto-
pic  systems  in  terms  not  only  of  temperature  but  also  of
chemistry. Based on the Strachan et al. (1996) interpretation
and on field observations, we suggest that LG muscovite and
biotite  isotopic  systems  were  affected  from  the  intrusion  of
the numerous pegmatites. The LG K-feldspar samples, prob-
ably  affected  from  the  thermal  event  previously  discussed
for  TMG  and  PLG,  rejuvenated  from  this  pegmatitic  event
resulting in the homogenization of their isotopic system, and
therefore gave a good isochron plot.

A recent fluid inclusions study (Melfos et al. 2012) of peg-

matitic quartz from all over the SPC rocks gave remarkable re-
sults  supporting  the  previous  consideration.  The  fluid
inclusions study, revealed the absence of primary fluid inclu-
sions and the presence only of secondary or pseudo-secondary
inclusions (probably due to a tectonic event). The homogeni-
zation temperatures vary between 270 and 310 °C with a peak
at 290 °C that is very close to the closing temperature for K/Ar
system in biotite. The only exception is the STH-5 sample (a
pegmatite intruding LG) showing a second peak of homogeni-
zation temperatures at 230 °C. Thus, homogenization temper-
atures  are  in  very  good  agreement  with  the  results  of  the
present study.

Regarding  the  age  of  the  reheating,  probably  of  tectonic

origin  as  indicated  from  the  fluid  inclusions  study,  the
younger resultant age of STH-400 K-feldspar (about 37 Ma)
could be the upper limit for this thermal event because it is
the  younger  reliable  age  measured.  For  the  local  event  that
disturbed  the  LG  little  can  be  said  because  of  the  unknown
nature  of  this  event.  Probably  it  was  imminent  or  younger
than the reheating that affected also TMG and PLG.

The  disturbance  in  mineral  ages  due  to  the  mild  thermal

event  did  not  result  in  important  differences  in  ages,  so  the
calculation of the cooling rate is more or less reliable if it is
considered as a minimum due to the slightly younger K-feld-
spar ages.

The  average  cooling  rate  of  the  TMG  as  calculated  above

(average 51.8 ± 7.4 °C/Ma) is very high. Fig. 9 shows that the
cooling rate of TMG did not remain stable during the whole
cooling history of the pluton. In general, the rapid cooling of
plutons is attributed to extensional setting. According to Kilias
et al. (2002) the extensional collapse in Rhodope Massif took
place behind the orogenic arc in the back arc area during the
Eocene/Oligocene.  The  geotectonic  setting  described  by  the
latter workers interprets the rapid cooling of TMG calculated.

Conclusions

Biotites from the northern part of the Sithonia Plutonic Com-

plex  have  been  subjected  to  Rb/Sr  and  K/Ar  isotopic  distur-
bance as obtained from the discordances of their ages and the
isochron plot results. Muscovite remained undisturbed resulting
in good agreement with the existing dating of the pluton and the
good  isochron  plots.  K-feldspars  of  two-mica  granodiorite
(TMG)  were  rejuvenated  from  a  reheating  event  which  did
not affect the K-feldspars of porphyritic leucogranite. A mild
thermal event close to the closure temperature of biotite for
the  Rb/Sr  and  K/Ar  closure  temperature  is  considered  to
have affected the pluton isotopically. On the other hand, in a
small area where the leucogranite (LG) outcrops, the volumi-
nous  pegmatitic  intrusions  seem  to  have  affected  locally  the
LG intrusion. This activity should be younger or imminent with
the thermal event, which was probably of tectonic origin ac-
cording to recent fluid inclusion studies. The age of the thermal
event has a maximum of 37 Ma and the cooling rate that was
calculated for the TMG is very high. The rapid cooling of the
pluton is attributed to the extensional collapse of the Rhodope
Massif during the Eocene/Oligocene when the SPC intruded.

background image

140

PIPERA, KORONEOS, SOLDATOS, PÉCSKAY and CHRISTOFIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 2, 133—140

Acknowledgments: The authors would deeply like to thank
Prof. Eleftheriades G. for his valuable assistance on mineral
separation, Lecturer Papadopoulou L. for her valuable assis-
tance  during  the  microprobe  analyses  and  the  PhD  student
Theodosoglou E. for her help in mineral separation. Critical
reviews  by  Peter  Marchev,  Igor  Petrík  and  one  anonymous
reviewer helped as improve the paper.

References

Alagna E.K., Petrelli M., Perugini D. & Poli G. 2008: Micro-analyti-

cal zircon and monazite U-Pb isotope dating by laser ablation-
inductively  coupled  plasma-Quadrupole  mass  spectrometry.
Geost. and Geolan. Res. 32, 1, 103—120.

Balogh K. 1985: K/Ar dating of Neogene volcanic activity in Hun-

gary:  experimental  technique,  experiences  and  methods  of
chronological studies. MS ATOMKI Rep. D/1, 277—288.

Christofides G., D’Amico C., Del Moro A., Eleftheriadis G. & Kyria-

kopoulos C. 1986: A Rb/Sr study on the granitoids of the Sitho-
nia Peninsula (Northern Grece). Terra Cognita 6, 2, 142.

Christofides G., D’Amico C., Del Moro A., Eleftheriadis G. & Kyria-

kopoulos  C.  1990:  Rb/Sr  geochronology  and  geochemical
characters  of  the  Sithonia  plutonic  complex  (Greece).  Eur.  J.
Mineral
. 2, 1, 79—87.

Christofides G., Eleftheriadis G., Neiva M.A., Vlahou M. & Papa-

dopoulou  L.  1998:  Major  and  trace  element  geochemistry  of
micas  and  amphiboles  of  the  Sithonia  pluton  (Chalkidiki,  N.
Greece): constraints on its evolution.  Bull. Geol. Soc. Greece
XXXII/3, 231—240.

Christofides G., Koroneos A., Soldatos T., Eleftheriadis G. & Kilias

A.  2001:  Eocene  magmatism  (Sithonia  and  Elatia  plutons)  in
the  Internal  Hellenides  and  implications  for  Eocene—Miocene
geological evolution of the Rhodope Massif (Northern Greece).
Acta Vulcanol. 13, 1—2, 73—89.

Christofides  G.,  Perugini  D.,  Koroneos  A.,  Soldatos  T.,  Poli  G.,

Eleftheriadis G., Del Moro A. & Neiva A.M. 2007: Interplay
between geochemistry and magma dynamics during magma in-
teraction:  An  example  from  the  Sithonia  Plutonic  Complex
(NE Greece). Lithos 95, 243—266.

D’Amico  C.,  Christofides  G.,  Eleftheriades  G.,  Bargossi  G.M.,

Campana R. & Soldatos T. 1990: The Sithonia Plutonic Com-
plex (Chalkidiki, Greece). Mineral. Petrog. Acta 33, 143—177.

De Wet A.P. & Miller J.A. 1986: 

40

Ar—

39

Ar data from some of the

granitoids of the Chalkidiki peninsula, Northern Greece. ICOG
VI. Terra Cognita, 6, 2, suppl. abs.

Harrison T.M., Duncan I. & McDougall I. 1985: Diffusion of 40

Ar

in  biotite:  temperature,  pressure  and  compositional  effects.
Geochim. Cosmochim. Acta 49, 2461—2468.

Hayatsu  A.  &  Carmichael  M.C.  1970:  K/Ar  isochron  method  and

initial argon ratios. Earth and Planet. Sci. Lett. 8, 71—76.

Jäger  E.  &  Hunziker  K.  1979:  Introduction  to  geochronology.

Springer Verlag, New York, 1—329.

Kenneth  L.R.  2008:  A  geochronological  toolkit  for  Microsoft  Of-

fice Excel. Berkley Geochronology Center, Spec. Publ., 1—4.

Kilias A.A., Tranos D.M., Orozco M., Alonso-Chaves M.F. & Soto

I.J.  2002:  Extensional  collapse  of  the  Hellenides:  A  review.
Rev. Soc. Geol., Espan~a 15, 3—4, 129—139.

Kockel F., Mollat H. & Walther H. 1977: Erläuterungen zur geologis-

chen Karte der Chalkidiki und angrezender Gebiete 1 : 100,000.
Bundesanst. Geowiss. und Rohstoffe, Hannover, 1—119.

Lovera O.M., Grove M. & Harrison M.T. 2002: Systematic analysis

of K-feldspar 

40

Ar/

39

Ar step heating. Results II. Relevance of

laboratory argon diffusion properties to nature. Geochim. Cos-
mochim. Acta
 66, 7, 1237—1255.

Melfos V., Stamatiadis A., Pipera K. & Christofides G. 2012: Fluid

inclusion  study  in  the  pegmatites  of  the  Sithonia  Plutonic
Complex,  Chalkidiki,  N.  Greece.  Scientific  Annals,  Geology
Department,  Aristotle  University  of  Thessaloniki,  Spec.  Issue
101, 55—61.

Panter K.S., Blusztajn J., Hart S.R., Kyle P.R., Esser R. & McIntosh

W.C. 2006: The origin of HIMU in the SW Pacific: Evidence
from  intraplate  volcanism  in  southern  New  Zealand  and  sub-
antarctic islands. J. Petrology 47, 1673—1704.

Perugini D., Poli G., Christofides G. & Eleftheriadis G. 2003: Mag-

ma  mixing  in  the  Sithonia  Complex,  Greece:  evidence  from
mafic microgranular enclaves. Miner. Petrology 78, 173—200.

Pipera K., Koroneos A., Soldatos T., Pécskay Z. & Christofides G.

2010: K/Ar mineral geochronology of the northern part of the
Sithonia  Plutonic  Complex  (Chalkidiki,  Greece)  and  implica-
tions for its thermal history. XIX Congress of the Carpathian-
Balkan Geological Association, Abstracts
 Vol., 311—312.

Romanidis G., Christofides G., Koroneos A., Pécskay Z. & Soldatos

T. 2012: K/Ar dating and thermochronology of the South Sitho-
nia  Plutonic  Complex  (Chalkidiki,  Greece).  Scientific  Annals,
Geology Department, Aristotle University of Thessaloniki, Spec.
Issue
 101, 111—118.

Sakellariou D. 1989: Geologie des Serbomazedonischen Massivs in

der  Nordoestlichen  Chalkidiki,  N.  Griechenland  –  Deforma-
tion  und  Metamorphose.  Diss.  Mainz.  Univ.,  Geol.  Mono-
graphs No. 2, Dept. of Geology, Univ. Athens
, 1—177.

Sapountzis  E.,  Soldatos  K.,  Eleftheriades  G.  &  Christofides  G.

1976: Contribution to the study of the Sithonia Plutonic Com-
plex  (N.  Greece).  II.  Petrography—Petrogenesis.  Ann.  Geol.
Pays Hellén
. 28, 99—134.

Sapountzis  S.E.,  Soldatos  K.,  Eleftheriades  G.  &  Christofides  G.

1979: Contribution to the study of the Sithonia Plutonite. Ann.
Geol. Pays Hellén
. 30, 421—430 (in Greek).

Soldatos  K.  &  Sapountzis  S.E.  1975:  Myrmekite  of  the  Sithonia

granodiorite. Sci. Ann., Fac. Phys. & Mathem., Univ. Thessaloniki
15, 391—407.

Soldatos  K.,  Sapountzis  S.E.,  Christofides  G.  &  Eleftheriadis  G.

1976: Contribution to the study of the Sithonia plutonic complex
(N. Greece). I. Mineralogy. Ann. Geol. Pays Hellén. 28, 62—98.

Stamatiadis A. 2010: Fluid inclusions study in pegmatites from Si-

thonia  Plutonic  Complex  Chalkidiki,  Greece.  Diploma  Thesis
submitted at the Aristotle University of Thessaloniki
, 1—80.

Strachan A.R., Nance D.R., Dallmeyer D.R., D’Lemos S.R., Murphy

B.J. & Watt R.G. 1996: Late Precambrian tectonothermal evo-
lution  of  the  Malverns  Complex.  J.  Geol.  Soc.,  London  153,
589—600.

Tranos M.D., Kilias A.A. & Mountrakis D.M. 1999: Emplacement

and deformation of the Sithonia Granitoid Pluton (Macedonia,
Hellas). Proc. 6

th

 Cong., Geol. Soc. Greece, Athens 1993. Bull.

Geol. Soc., Greece 2, 1, 195—210.

Vergely  P.  1984:  Tectonique  des  ophiolites  dans  le  Hellenides  in-

ternes. Consequences sur l’evolution des regions Tethysiennes
occidentales. These Doct. d’Etat, Paris/Sud, 1—650.

Wörner G., Hammerschmidt K., Henjes-Kunst F., Lezaun J. & Wilke

H.  2000:  Geochronology  (Ar-Ar,  K/Ar  and  He-exposure  ages)
of  Cenozoic  magmatic  rocks  from  northern  Chile  (18—22 °S):
Implications for magmatism and tectonic evolution of the cen-
tral Andes. Rev. Geol., Chile 27, 2, 205—240.