background image

www.geologicacarpathica.sk

42
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
64
65
66
67
68
69
70

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

, JUNE 2013, 64, 3, 181—194                                                                doi: 10.2478/geoca-2013-0013

Introduction

When magma interacts with unconsolidated sediment, brec-
cia  is  generated  by  disintegration  of  magma  and  mingling
with the host sediment. This breccia facies is called peperite
(White et al. 2000; Skilling et al. 2002). Peperite develops in
a wide variety of successions but it is very commonly associ-
ated  with  intrusions  and  lavas  in  subaqueous  (submarine)
sedimentary  sequences.  Peperite  occurs  in  any  tectonic  set-
ting where magma or lava and unconsolidated sediment are
able to interact, especially where volcanism is accompanied
by  continuous  sedimentation  in  a  subsiding  basin.  A  wide
variety  of  peperite  compositional  and  textural  types  are
known (Skilling et al. 2002).

The recognition of peperite in a succession provides the evi-

dence for the interaction of magma with unconsolidated, com-
monly  wet,  sediment  and  is  an  effective  way  of  determining
the synchronism of magmatism and sedimentation. Therefore,
it contributes to the relative chronology and is a valuable tool
in  reconstructing  facies  architecture  and  paleoenvironments.
Moreover, the presence of peperite at the roof of a concordant
igneous  body  helps  distinguish  true  lavas  from  intrusions
(Skilling et al. 2002 and references therein).

In  this  paper,  we  study  the  products  of  magma—sediment

interaction  in  a  Permo-Triassic  volcano-sedimentary  com-
plex  at  the  eastern  part  of  the  Vardar  (Axios)  Zone,  within
the  Circum-Rhodope  Belt,  northern  Greece.  Although  the
rocks  are  recrystallized  under  conditions  of  greenschist  fa-
cies, their original  fabrics  are well  preserved  and much  can

Magma—sediment interaction during the emplacement of

syn-sedimentary silicic and mafic intrusions and lavas into and

onto Triassic strata (Circum-Rhodope Belt, northern Greece)

ARGYRO ASVESTA

1

 and SARANTIS DIMITRIADIS

2

1

Department of Geotechnology and Environmental Engineering, Technological Educational Institute (TEI) of Western Macedonia, Kila,

50100 Kozani, Greece;  asvesta@teikoz.gr

2

Department of Geology, Aristotle University of Thessaloniki, 54124 Thessaloniki, Greece;  sarantis@geo.auth.gr

(Manuscript received April 5, 2012; accepted in revised form December 11, 2012)

Abstract: Within the Circum-Rhodope Belt in northern Greece, Middle Triassic neritic carbonate metasediments are
locally intercalated with quartz-feldspar-phyric metarhyolites. In the same belt, Upper Triassic pelagic lime-marl-layered
metasediments  are  similarly  intercalated  with  low-grade  metamorphosed  basalt,  dolerite  and  minor  andesite  and
trachydacite. We interpret these sequences as due to magmatism active during the rifting event that eventually led to the
opening of the Vardar Ocean. Despite the overprint of Late Jurassic deformation and low greenschist metamorphism,
peperitic textures produced by magma—wet sediment interaction are well preserved at the contacts between the silicic
volcanic rocks and the originally wet unconsolidated neritic carbonate sediments, suggesting contemporaneous magmatism
and sedimentation. The mafic and intermediate volcanic rocks lack peperitic textures at their contacts with the pelagic
sedimentary rocks. Thin margin parallel banding in the sedimentary members of the sequence indicates thermally af-
fected original contacts with the mafic volcanic rocks only locally and at a microscopic scale. The absence of peperite in
this case is attributed to the consolidated state of the sediments at the time of the mafic magma emplacement.

Key words: Triassic, Circum-Rhodope Belt, contact metamorphism, low greenschist metamorphism, carbonate sediments,
basalt and dolerite, rhyolitic peperites.

be inferred about their origin. Peperites were formed where a
quartz-feldspar-phyric partly extrusive rhyolitic crypto-dome
and  rhyolitic  sills  intruded  Triassic  neritic  carbonate  sedi-
ments. Descriptions of the newly recognized peperite occur-
rences are provided. Specific criteria to discriminate peperite
from  other  mixed  volcanic-sediment  breccia  facies  are  dis-
cussed.  Where  mafic  and  intermediate  rocks  are  in  contact
with  Triassic  pelagic  sediments,  peperite  is  absent;  instead,
small  scale  contact  metamorphic  phenomena  are  present.
The cause of the absence of peperite in this case is discussed.

Geological setting

In  the  easternmost  part  of  the  Vardar  (Axios)  Zone  in

Greece (the Peonias subzone of Mercier 1966/68), within the
Circum-Rhodope Belt of Kockel et al. (1971, 1977), a Permo-
Triassic  volcano-sedimentary  complex  ( ~ 85 km  long  and
4—7 km wide) crops out discontinuously in NNW—SSE direc-
tion  (Fig. 1).  It  bounds  the  western  margin  of  the  Vertiscos
Complex,  which  contains  orthogneisses  of  Early  Paleozoic
age (Kockel et al. 1971, 1977; Kauffmann et al. 1976;  Kourou
1991;  Sidiropoulos  1991;  Asvesta  1992;  Himmerkus  et  al.
2009;  Asvesta  &  Dimitriadis  2010a).  The  Vertiscos  Gneiss
Complex is in contact with the Permo-Triassic volcano-sedi-
mentary  complex  in  a  series  of  north-eastwards  steeply  dip-
ping reverse faults which also run parallel to the NNW—SSE
oriented  belt  of  the  Peonian  Ophiolites  (Mercier  1966/68;
Asvesta  &  Dimitriadis  2010a).  The  Permo-Triassic  volcano-

15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41

background image

182

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

71
72
73

74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
85
86
87
88
89
90
91
92
93
94
95
96
97
98
99
100
101
102
103
104
105
106
107
108
109
110
111
112
113
114
115
116
117
118
119
120
121
122
123
124
125
126
127
128
129
130
131
132

sedimentary complex is now over-
turned, telescoped and tectonically
sandwiched  between  the  south-
westwards steeply thrusted Vertis-
cos  Gneisses  and  the  Peonian
Ophiolites,  within  which,  as  well
as within the Vertiscos itself, west-
ward  or  south-westward  directed
thrusts  are  also  present.  This  tec-
tonic  picture  is  the  end  result  of
probably  two  similarly  directed
compression  events,  a  first  one  of
Late  Jurassic  and  a  second  one  of
Early Tertiary age (Mercier 1966/68;
Kockel et al. 1971, 1977).

Local stratigraphy

The Permo-Triassic volcano-sedi-

mentary  complex  comprises  sub-
aerial  to  submarine  volcanic  and
sedimentary rocks. From bottom to
top  (Fig. 2),  it  is  composed  of:
a)  The  Examili  Formation;  b)  The
Silicic Volcano-Sedimentary (SVS)
succession; c) The neritic and pel-
agic  carbonate  sedimentary  facies
of the Svoula Formation.

All  the  contacts  between  the

above formations are now tectonic
but it is generally accepted (Mercier
1966/68;  Kauffmann  et  al.  1976;
Kockel et al. 1977; Stais & Ferri

e

re

1991;  Asvesta  1992;  Dimitriadis
&  Asvesta  1993;  Ferri

e

re  &  Stais

1995;  Meinhold  et  al.  2009;
Asvesta  &  Dimitriadis  2010a)  that
they  represent  secondarily  tecton-
ized  original  stratigraphic  contacts.
All  the  rocks  are  deformed  with  a
northeast  dipping  cleavage  and
have  been  metamorphosed  to  low-
greenschist facies during a Late Ju-
rassic  Alpine  event.  Despite  this,
primary  sedimentary  and  volcanic
features are well preserved and the
prefix “meta-” is omitted in the fol-
lowing descriptions.

The  Examili  Formation  consists

of  terrigenous,  immature,  poorly
sorted,  unfossiliferous,  slightly
metamorphosed  arkosic  sandstones
and  conglomerates.  It  is  generally
believed to be Permian—Scythian in
age  (Kauffmann  1976;  Kauffmann
et  al.  1976;  Kockel  et  al.  1977)
because of the time constraints im-
posed by the stratigraphically over-

Fig. 1. Geological map of Permo-Triassic volcano-sedimentary complex in the Circum-Rhodope
Belt illustrates the main lithostratigraphic units. Studied locations (1, 2, 3, 4) are noted. Modified
after Mercier (1966/68), Kockel & Ioannides (1979) and Asvesta (1992).

è

è

background image

183

MAGMA—SEDIMENT INTERACTION OF LAVAS AND TRIASSIC STRATA  (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

133
134
135
136
137
138
139
140
141
142
143
144
145
146
147
148
149
150
151
152
153
154
155
156
157
158
159

Fig. 2. Synthetic columnar tectonostratigraphic succession of Permo-Triassic volcano-sedimentary complex in the Circum-Rhodope Belt of
northern Greece. Modified after Mercier (1966/68), Kockel & Ioannides (1979), Asvesta (1992), Meinhold et al. (2009) and Asvesta &
Dimitriadis (2010a).

lying  Silicic  Volcano-Sedimentary  (SVS)  succession.  The
volcanic rocks of the SVS succession are probably Early to
Middle  Triassic  in  age,  based  on  the  finding  of  micro-  and
macro-fauna  in  the  overlying  and  interbedded  limestones
(e.g. Dimitriadis & Asvesta 1993;  Ferri

e

re & Stais 1995) and

on U-Pb dating of rhyolitic zircons, which has yielded an age
of 240 Ma (R. Frei, unpublished report; in Kostopoulos et al.
2001).  Furthermore,  Meinhold  et  al.  (2009)  based  on  U-Pb
(in  zircon)  geochronology  propose  a  Permian—Triassic  age
for  the  sedimentary  rocks  of  the  Examili  Formation,  in  ac-
cordance with previous studies.

The Silicic Volcano-Sedimentary (SVS) succession (Asvesta

& Dimitriadis 2010a) or “Volcanosedimentary series” (Mercier
1966/68; Kockel et al. 1977) or “Pirghoto Formation” ( Ferri

e

re

& Stais 1995; Meinhold et al. 2009) can be divided into two
parts (Asvesta & Dimitriadis 2010a). The lower part comprises
rhyolitic  pyroclastic  rocks  (lapilli  and  minor  accretionary
lapilli  tuffs)  and  aphyric  and  porphyritic  lavas,  most  likely
emplaced  in  a  subaerial—coastal  environment.  The  upper  part
comprises rhyolitic quartz-feldspar-phyric lavas, domes, hyalo-
clastites,  sills  interbedded  with  neritic  carbonate  sedimentary
facies, peperites and finally polymictic epiclastic sedimentary
rocks composed of rhyolitic and carbonate fragments, all sug-
gesting  emplacement  in  a  submarine  environment.  Peperites
were  found  near  Nea  Santa  (Loc. 1  in  Fig. 1)  and  Akritas
(Loc. 2  in  Fig. 1)  villages.  They  reveal  original  contacts  be-
tween  rhyolitic  porphyries  and  carbonate  sedimentary  facies

of  the  overlying  Triassic  neritic  limestone  of  Svoula  Forma-
tion  (Asvesta  1992;  Dimitriadis  &  Asvesta  1993;  Asvesta  &
Dimitriadis 2010a,b) and are a topic of this work.

Rhyolitic porphyry dykes intruding the Vertiscos Gneisses

near  Nea  Santa  (Asvesta  1992;  Asvesta  &  Dimitriadis
2010a)  and  Zagliveri  (Kauffmann  et  al.  1976)  villages,  not
far  from  the  exposed  SVS  succession,  are  probably  feeder
dykes to the volcanic rocks.

The part of the SVS succession that is exposed in the area

between  Akritas  village  and  the  city  of  Kilkis  comprises  in
addition  rhyodacitic  amygdaloidal  K-feldspar-phyric  lavas
(named  as  “Doiranite”  by  Osswald  1938).  In  the  area  be-
tween Akritas village and Cherson village (Fig. 1), these si-
licic lavas are locally intercalated (intruded or interstratified)
with  subordinate  basalt,  dolerite,  andesite  and  trachydacite,
named  herein  as  “Triassic  Rift  Basic  Volcanics”  (Asvesta
1992; Dimitriadis & Asvesta 1993). Small exposures of these
lavas  also  occur  further  south,  near  Sana  village  (Fig. 1).  A
banded iron formation (Mavros Vrachos Hill) near Akritas vil-
lage  (Fig. 1)  is  genetically  associated  with  this  volcanism
(Tsamadouridis & Chorianopoulou 1990; Asvesta 1992).

The  neritic  carbonate  sedimentary  facies  of  the  Svoula

Formation (Kauffmann et al. 1976; Kockel et al. 1977) con-
tains  conodonts,  brachiopods,  echinoderms,  foraminifera,
corals and crinoids of Middle and Late Triassic age (Mercier
1966/68; Kauffmann et al. 1976; Stais & Ferri

e

re 1991; Fer-

ri

e

re & Stais 1995). It is composed of:

160
161
162
163
164
165
166
167
168
169
170
171
172
173
174
175
176
177
178
179
180
181
182
183
184
185
186

è

è

è

è

background image

184

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

187
188
189
190
191
192
193
194
195
196
197
198
199
200
201
202
203
204
205
206
207
208
209
210
211
212
213
214
215
216
217
218
219
220
221
222
223
224
225
226
227
228
229
230
231
232
233
234
235
236
237
238
239
240
241
242
243
244
245

246
247

248
249
250

a) Dark  grey  bedded  limestone  carrying  lenses  of  reddish

to pink flaser limestone rich in conodonts (age Carnian);

b) White,  massive  or  thick-bedded,  recrystallized  lime-

stone (age Ladinian);

c) Yellow  to  whitish,  thick-bedded  dolomite,  alternating

with limestone;

d) Black, ferruginous, thin-bedded limestone with brachio-

pods (age Anisian);

e) Dark  grey,  thin-bedded,  detrital  limestone  alternating

with whitish sandstone layers and fine-grained conglomerate.

The  neritic  limestone  facies  pass  upwards  into  the  pelagic

sedimentary facies of the Metallikon and Megali Sterna Units.
The pelagic sedimentary facies of the Metallikon Unit is com-
posed  of  dark  grey,  in  places  red,  thin-bedded,  micritic  and
biosparitic  limestones  with  intercalations  of  yellow  marls,
dark grey shales and calc-schists. In the area near Metallikon
village (Loc. 3 in Fig. 1) it contains interstratifications of altered
dolerite and basalt of the Triassic Rift Basic Volcanics (Stais &
Ferri

e

re  1991;  Asvesta  1992;  Dimitriadis  &  Asvesta  1993;

Ferri

e

re  &  Stais  1995).  According  to  Ferri

e

re  &  Stais  (1995)

these mafic rocks are probably of Late Ladinian—Late Trias-
sic age, as is indicated by the occurrence of the foraminifera
Aulotortus  ex.  gr.  communis”  (Kristan)  and  “Agathammina
austroalpina
” (Kristan-Tollmann & Tollmann) in intercalated
sedimentary  units  and  the  presence  of  Carnian  conodonts  in
the overlying limestone. Mercier (1966/68) and Kauffmann et
al. (1976) had attributed an Early Jurassic age to these rocks.

The pelagic facies of the Megali Sterna Unit is of Late No-

rian  age  (Kauffmann  et  al.  1976)  and  is  composed  of  grey,
bluish  and  white  thin-bedded  recrystallized  pelagic  platy
limestones,  with  lenses  of  white-grey  thick-bedded  lime-
stones and layers of shales and calc-schists. In the lower part
of the series, which is intensely folded, alternations of phyl-
lites  and  platy  limestones  occur  (Mercier  1966/68;  Kauff-
mann et al. 1976). In the area to the south of Akritas village
(Loc. 4 in Fig. 1) intercalations of basalt and dolerite and mi-
nor andesite and trachydacite of the Triassic Rift Basic Vol-
canics (now-metamorphosed to greenschist facies) have been
found  in  among  the  pelagic  lime-marl-layered  sedimentary
facies  of  Megali  Sterna  Unit  (Asvesta  1992;  Dimitriadis  &
Asvesta 1993). The interaction between mafic units and pe-
lagic sedimentary units is a topic of this work.

Syn-sedimentary intrusions and lavas

Representative chemical analyses of the silicic porphyries

associated with peperites and the mafic and intermediate vol-
canic rocks are given in Table 1. The immobile element ra-
tios  provide  reliable  information  on  primary  geochemistry
and petrogenetic affinity. On the basis of classification dia-
grams (Winchester & Floyd 1977), the silicic porphyries of
Nea  Santa  and  Akritas  areas  are  characterized  as  rhyolites
and rhyodacites, the mafic volcanic rocks of Akritas—Metal-
likon  as  sub-alkaline  basalts,  and  the  intermediate  volcanic
rocks of Akritas as andesites and trachydacites (Fig. 3). All
magma types have Nb/Y ratios less than 0.67 indicating their
sub-alkaline affinity. The silicic volcanic rocks show a within
plate granite (WPG) to volcanic arc granite (VAG) chemical

character and represent a calc-alkaline silicic suite (Asvesta
1992;  Asvesta  &  Dimitriadis  2010a).  The  mafic  volcanic
rocks show mid-ocean ridge basalt (MORB) to within plate
basalt  (WPB)  affinity  and  are  interpreted  as  volcanic  rocks
of a Triassic rift-related tholeiitic suite (“Triassic Rift Basic
Volcanics”; Asvesta 1992; Dimitriadis & Asvesta 1993).

Silicic rocks

Silicic syn-sedimentary volcanic rocks are porphyritic and

contain  quartz  and  K-feldspar  phenocrysts  (1  to  4

 

mm  in

size)  and  fewer  small-sized  albite  crystals.  Phenocrysts
amount  to  about  30 %  of  the  rock.  Accessory  minerals  are
zircon,  oxidized  biotite  and  disseminated  microgranules  of
magnetite.  Subhedral  quartz  phenocrysts  show  round  edges
and  embayments  filled  with  the  groundmass.  They  display
undulose extinction; some crystals, however, have been an-
nealed and recrystallized to granoblastic aggregates. K-feld-
spar  phenocrysts  are  kaolinized  and  sericitized,  partly
corroded,  euhedral  to  subhedral  perthitic  microcline  (ex-
sanidine) and some of them are twinned. The groundmass is
mostly  composed  of  quartz  and  sericite,  as  a  result  of  low-
grade  metamorphism.  A  curved,  stringy  sericite  mesh

Fig. 3.  On  the  SiO

2

  vs.  Nb/Y  and  SiO

2

  vs.  Zr/TiO

2

  classification

diagrams (after Winchester & Floyd 1977), silicic porphyries asso-
ciated with peperites are classified as rhyolites—rhyodacites,  mafic
volcanic  rocks  as  sub-alkaline  basalts  and  intermediated  volcanic
rocks as andesites and trachytes or dacites.

251
252
253
254
255
256
257
258
259
260
261
262
263
264
265
266
267
268
269
270
271

è
è

è

background image

185

MAGMA—SEDIMENT INTERACTION OF LAVAS AND TRIASSIC STRATA  (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

Table 1: Representative chemical analyses of Triassic syn-sedimentary volcanic rocks.

 

Location Nea 

Santa 

Akritas 

Rock silicic 

silicic 

Sample 

A49  A66  A626 A629 A630 A631 A637 A678  A5  A757 A670 A671 

SiO

2

 (wt. %) 

74.41 74.15 69.45 69.79 77.33 72.20 72.37  76.52 75.09 74.53 75.89 74.26 

Al

2

O

3

 

12.20 12.96  5.96 15.98 11.27 13.46 13.58  11.83 12.08 12.71 12.07 12.65 

Fe

2

O

3

 

1.41 1.05 2.08 2.11 1.25 1.55 1.53  0.67 1.81 1.97 2.07 2.05 

MgO 

0.11 0.41 0.79 0.75 0.06 0.00  n.d.  0.23 0.42 0.55 0.15 0.19 

CaO 

0.20 0.12 0.16 0.15 0.31 0.01 0.01  0.14 0.05 0.06 0.01 0.01 

Na

2

1.00 0.56 2.18 2.01 1.52 0.14 0.13  n.d. 0.18 2.02  n.d. 0.00 

K

2

9.20 9.10 7.55 7.59 7.44 11.76 11.77  9.40 8.57 7.12 9.00 10.10 

TiO

2

 

0.18 0.17 0.22 0.22 0.13 0.12 0.12  0.25 0.18 0.36 0.18 0.19 

MnO 

0.00 0.01 n.d.  0.00 0.01 0.01 0.01  n.d. 0.02 0.00 0.01 0.00 

P

2

O

5

 

0.05 0.06 0.04 0.04 0.02 0.02 0.02  0.13 0.02 0.05 0.04 0.03 

Total 

98.76 98.59 98.43 98.64 99.34 99.27 99.54  

 

99.17 98.42 99.37 99.42 99.48 

Ni (ppm) 

 4 

 5 

      11 

 6 

 6 

 8 

 8 

 9 

 4 

      11 

      21 

 8 

Cr 

 1 

 1 

n.d. 

 2 

 2 

 3 

 1 

 6 

   

 7 

 0 

 2 

 7 

 8 

 1 

 4 

 1 

 0 

 5 

 6 

 5 

      10 

 4 

 4 

Sc 

 1 

 3 

 1 

 4 

 1 

 2 

n.d. 

 5 

 4 

 4 

 4 

 5 

Cu 

 4 

 3 

      28 

n.d. 

 1 

      11 

n.d. 

 9 

      17 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

Zn 

      14 

      42 

      12 

      46 

      25 

      41 

      19 

      34 

      39 

      47 

      20 

      19 

Sr 

      12 

      14 

      32 

      33 

      12 

      12 

        9 

      23 

      10 

      17 

      14 

 7 

Rb 

    305 

    312 

      20 

    297 

    240 

    270 

    310 

    204 

    240 

    152 

    235 

    258 

Ba 

    455 

    367 

      24 

    230 

    152 

    156 

    726 

  1381 

    734 

    618 

    632 

    575 

Pb 

      18 

      13 

      32 

        3 

      25 

      25 

        5 

        1 

        8 

n.d. 

        2 

        3 

Th 

      23 

      25 

      21 

      28 

      19 

      19 

      13 

      10 

      25 

      18 

      19 

      18 

Zr 

    132 

    124 

    187 

    287 

    149 

    166 

    102 

    263 

    180 

    435 

    184 

    202 

Nb 

        9 

      10 

      18 

      20 

      16 

      16 

      10 

      13 

      13 

      16 

      13 

      13 

      37 

      40 

      63 

      70 

      54 

      59 

      32 

      46 

      52 

      50 

      44 

      44 

La 

      33 

      35 

      37 

      61 

      33 

      32 

      23 

      29 

      36 

      12 

      43 

      45 

Ce 

      62 

      68 

      92 

    116 

      62 

      66 

      55 

      55 

      81 

      29 

      97 

    103 

Nd 

      29 

      31 

      41 

      48 

      29 

      29 

      27 

      40 

      42 

      18 

      42 

      45 

 

Location Metallikon 

Akritas 

Akritas 

Rock mafic 

mafic 

intermediate 

Sample 

KM  A681 B39  B43  B80 B127 B128 B46 B116 B121 B122 

SiO

2

 (wt. %) 

48.38 

46.55 46.70 48.19 46.95 46.00 46.17 55.16 53.57 61.90 63.47 

Al

2

O

3

 

14.91 

16.40 15.89 15.16 17.27 15.78 16.03 13.20 13.18 14.21 13.67 

Fe

2

O

3

 

10.14 

9.02 11.31 10.22  8.82 11.09 12.24 13.50 13.30  8.94  9.73 

MgO 

7.57 

8.95 8.54 6.89 10.75 9.08 8.03 4.20 3.92 1.65 0.87 

CaO 

6.08 

10.10 9.23 10.26 6.53 10.74 8.49 2.13 3.32 2.15 1.69 

Na

2

4.78 

1.44 2.20 3.52 1.45 1.91 3.19 3.81 4.01 6.96 5.77 

K

2

0.06 

2.20 1.37 0.34 3.09 0.80 0.29 3.28 1.93 0.39 1.37 

TiO

2

 

1.49 

1.24 1.94 1.72 1.20 1.72 2.22 2.50 2.50 0.96 0.84 

MnO 

0.14 

0.18 0.17 0.19 0.17 0.18 0.20 0.19 0.23 0.17 0.18 

P

2

O

5

 

0.13 

0.11 0.19 0.17 0.10 0.16 0.25 0.39 0.40 0.23 0.20 

Total 

93.68 

96.19 97.54 96.66 96.33 97.46 97.11 98.36 96.36 97.56 97.79 

Ni (ppm) 

         61 

    143 

    122 

       54 

     152 

     142 

       92 

         8 

         7 

         6 

         7 

Cr 

       145 

    317 

    319 

     430 

     381 

     359 

     254 

         2 

         0 

         1 

         1 

       242 

    204 

    259 

     280 

     197 

     257 

     281 

     154 

     135 

         3 

         2 

Sc 

         38 

      33 

      39 

       55 

       34 

       38 

       40 

       30 

       32 

       23 

       20 

Cu 

         42 

      38 

      25 

     101 

       52 

       94 

       44 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

Zn 

         71 

      86 

      84 

       84 

       71 

     103 

     111 

     156 

     156 

     132 

     163 

Sr 

       270 

    580 

    313 

     631 

     100 

   1156 

   1047 

       71 

       98 

     120 

     194 

Rb 

           1 

      68 

      38 

         9 

     133 

       33 

       12 

     110 

       51 

       18 

       51 

Ba 

           2 

    269 

    131 

       52 

     337 

     124 

       56 

     161 

     207 

       99 

     183 

Pb 

           1 

n.d. 

        3 

         4 

         2 

         2 

n.d. 

         1 

         2 

         3 

         6 

Th 

           2 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

         6 

         5 

       16 

       15 

Zr 

       137 

      77 

    132 

     127 

       72 

     146 

     201 

     359 

     354 

     784 

     732 

Nb 

           4 

        2 

        6 

         5 

         2 

         4 

         7 

       15 

       12 

       26 

       25 

         32 

      23 

      30 

       29 

       24 

       31 

       36 

       82 

       71 

     111 

       99 

La 

         16 

n.d. 

        0 

         1 

         5 

         1 

         5 

       26 

       26 

       37 

       44 

Ce 

         22 

        9 

      16 

       12 

         6 

         8 

       17 

       64 

       69 

     104 

     101 

Nd 

           9 

        8 

      12 

       10 

         9 

         7 

       12 

       38 

       41 

       66 

       57 

Whole-rock analyses were performed with a Phillips PW1450/20 X-ray fluorescence spectrometer (XRF) at the Department of Geology
and Geophysics of the University of Edinburgh using standard procedures. Major elements were analysed on fused glass discs and trace el-
ements on pressed powder pellets. n.d.– not detected.

background image

186

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

272
273
274
275
276
277
278
279

287
288
289
290
291
292
293
294
295
296
297
298
299
300
301
302
303
304
305
306
307
308
309
310
311
312
313
314
315
316
317
318
319
320
321
322
323
324
325
326
327
328
329
340
341
342
343
344
345
346
347
348
349
350
351
352
353
354
355

present  in  some  places  mimics  perlite  cracking,  suggesting
an originally glassy character of the groundmass.

Mafic and intermediate rocks

Mafic  volcanic  rocks,  exposed  near  Akritas  and  Metal-

likon  villages,  are  altered  doleritic  dykes  and  basaltic  lavas
(Fig. 4A). In many places, they preserve relict ophitic texture

and have disequilibrium mineral assemblages, characterized
by relict subhedral plagioclase crystals, enclosed in relict cli-
nopyroxene crystals. The clinopyroxene is diopside, largely
converted  to  actinolite  and  chlorite  (Fig. 4B),  as  a  result  of
greenschist  facies  metamorphism.  Microprobe  analyses  of
pyroxene  and  amphibole  are  present  in  Table 2.  Albite,
zoisite,  clinozoisite  and  calcite  have  been  formed  after  the
primary  plagioclase.  Sphene  and  leucoxene  (TiO

2

· nH

2

O)

have replaced ilmenite; relics of the last are seen in the cen-
tre  of  leucoxene  assemblages.  Quartz,  pyrite  and  magnetite
crystals are also present.

Intermediate volcanic rocks are exposed only near Akritas

village.  They  have  relict  hyalo-ophitic  texture.  Plagioclase
crystals  occur  in  a  mass  of  stilpnomelane  that  has  probably
been formed by crystallization of ferrous glassy groundmass
(Fig. 4C).  In  the  andesites,  metamorphic  biotite  has  grown
parallel to schistosity and tiny magnetite crystals are concen-
trated in laminas.

Field evidence for magma—sediment interaction

A  variety  of  magma—wet  sediment  interaction  features  are

well preserved at many locations of the studied area (Fig. 1).
Peperitic  textures  of  the  Nea  Santa  and  Akritas  rhyolites  re-
veal  interaction  between  silicic  magma  and  wet  unconsoli-
dated neritic carbonate sediment. Thermal contact phenomena
in pelagic sedimentary rocks suggest interaction between mafic
magma and pelagic lime-marl-layered sediment.

Peperitic textures and hyaloclastite associated with the Nea
Santa rhyolite

The Nea Santa rhyolitic porphyry is mostly represented by

a  partly  extrusive  dome  ( ~ 1 km  in  diameter)  (Loc. 1  in
Fig. 1)  that  had  intruded  into  wet  unconsolidated  carbonate
sediments (Asvesta & Dimitriadis 2010a,b). The dome is co-
herent  and  non-vesicular  in  its  core  but  its  external  upper
marginal sector is perlitic and contains lithophysae in-filled
with quartz. In places, the contact between the rhyolitic por-
phyry  and  the  carbonate  sedimentary  rock  is  gradational,
forming a mixed breccia facies. This breccia is composed of
rhyolite  clasts  in  a  carbonate  matrix  and  is  interpreted  as
peperite (Asvesta & Dimitriadis 2010a).

On the basis of the dominant shape of the juvenile clasts,

two different textural types of peperite are recognized at the
Nea Santa rhyolite dome: (1) the fluidal and (2) the blocky,
according  to  the  nomenclature  of  Busby-Spera  &  White
(1987).  Both  the  fluidal  and  the  blocky  peperites  have  been
subjected  to  mineralogical  and  textural  modifications  proba-
bly due to hydrothermal alteration (coeval to or following the
peperite genesis) and later low-grade regional metamorphism.
Apart  from  the  dome  itself,  syn-sedimentary  rhyolitic  por-
phyry  stubby  sills  or  hyaloclastic  lavas  are  intercalated  with
the  neritic  carbonate  sedimentary  rocks  and  present  micro-
peperitic textures at their margins. Resedimented hyaloclastite
breccia  facies  and  polymictic  rhyolite-carbonate  epiclastic
sedimentary facies in the vicinity testify to the partly extrusive
nature of the rhyolitic dome (Asvesta & Dimitriadis 2010a,b).

Fig. 4. A – Spheroidal weathering in mafic volcanic rock exposed
near Metallikon village. B – Relict clinopyroxene (Cpx) and plagio-
clase  (Pl)  crystals  (ophitic  texture).  Actinolite  (Act)  and  chlorite
(Chl)  are  products  of  greenschist  metamorphism  (crossed  polars).
C – Intermediate volcanic rock showing hyalo-ophitic texture with
plagioclase  crystals  and  stilpnomelane  (Stlp)  (recrystallized  ferrous
glass). Note high concentration of magnetite grains (crossed polars).

280
281
282
283
284
285
286

background image

187

MAGMA—SEDIMENT INTERACTION OF LAVAS AND TRIASSIC STRATA  (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

356
357
358
359
360
361
362
363
364
365
366
367
368
369
370
371
372
373
374
375
376
377
378
379
380
381
382
383
384
385
386

387
388
389
390
391
392
393
394

Rhyolitic fluidal peperite

Fluidal peperite is exposed over some tens of meters on the

eastern  lower  side  of  the  Nea  Santa  rhyolite  dome  along  its
contact with a coarse-grained bio-calcirudite limestone (FP in
Fig. 5). The contact is nearby and almost parallel to the north-
ern  bank  of  the  Xiropotamos  Creek  and  most  of  the  year  a
large  part  of  it  is  covered  by  water.  Fluidal  peperite  has  a
thickness up to 2 meters and consists of ragged, wispy, seric-
ite-altered  rhyolite  clasts  and  stringers  mingled  with  the
coarse-grained  bio-calcirudite  host  sediment  (Fig. 6).  There
are  gradational  contacts  between  coherent  rhyolite  and  host
sediment. The host sediment involved in the peperite is homo-
geneous in texture and unstratified, whereas away from peper-
ite it is bedded (Fig. 6A,B). It is dominated by recrystallized
bio-calcirudite  facies,  composed  of  carbonate  granules,  peb-
bles and limey mud, probably deposited by debris flows in a
shallow  submarine  environment.  Fossils  of  coral  colonies  of
the genus Thecosmilia (Milne-Edwards & Haime) have been
found in this facies. They are probably derived from a nearby
carbonate shelf (Asvesta & Dimitriadis 2010a).

The  rhyolite  clasts  in  fluidal  peperite  vary  in  size  from

millimeter to decimeter. They are green in colour with small
pale spots giving a speckled appearance to them. The spots
are  calcite-altered  feldspar  phenocrysts  (1—3 mm  in  size)
whereas chert-like quartz and microsparry calcite assemblages
replace quartz phenocrysts, in a strongly foliated sericite-al-
tered  groundmass.  The  rhyolite  clasts  involved  in  fluidal
peperite  are  more  altered  than  the  main  mass  of  rhyolite.
Ductile  deformation  and  cleavage  development  have  modi-
fied the primary texture and shape of the rhyolite clasts.

Table 2: Representative electron microprobe analyses of pyroxene
and  amphibole  from  mafic  volcanic  rocks  and  garnet  (product  of
contact  metamorphism)  from  the  lime-marl-layered  sedimentary
rocks (Akritas area).

Crystal compositions were analysed on a Cambridge Microscan 5 electron
microprobe (EMP) at the Geological Institute, in the Department of Geology
and Geophysics of the University of Edinburgh, using a 20 kV accelerating
potential,  30 nA  incident  current.  Pure  metals,  oxides  and  silica  combina-
tions were used as standards. *FeO = total  Fe.  Fe

3+

 is determined based on

stoichiomerty and charge balance. Mineral formula calculated on a 6 Oxy-
gen basis for pyroxene, a 23 Oxygen basis for amphibole and a 12 Oxygen
basis for garnet.

Fig. 5. Detailed map of the location 1 at Figure 1 showing rhyolite and carbonate sedimentary facies along the Xiropotamos Creek near Nea
Santa village. Fluidal peperite (FB) is exposed on the eastern lower side of the dome and blocky peperite (BP) occurs in the western part of
the dome.

Mineral Pyroxene 

Amphibole 

Garnet 

Sample no. 

B58 

B58 

B59 

Location 

(4) in Fig. 1 

(4) in Fig. 1 

(4) in Fig. 1 

SiO

2

 (wt. %) 

TiO

2

 

Al

2

O

3

 

Cr

2

O

*FeO 
MnO 
MgO 

CaO 
Na

2

K

2

Total 

52.69 

0.00 
0.40 
0.09 

9.34 
0.39 

11.95 

24.30 

0.37 

– 

99.53 

53.26 

0.01 
1.68 

– 

13.70 

0.28 

14.24 

12.64 

0.32 
0.11 

96.24 

38.74 

0.11 

16.76 

0.00 

6.82 
0.13   
0.08    

36.52  

– 
– 

99.16 

Normalized mineral composition 
Si 
Al

IV

 

Al

VI

 

Ti 
Cr 
Fe

3+

 

Fe

2+

 

Mn 
Mg 

Ca 
Na 

Total 

1.989 
0.011 
0.007 

0.000 
0.003 
0.028 

0.267 
0.012 
0.673 

0.983 
0.027 

– 

4.000 

7.835 
0.165 
0.126 

0.001 

– 

0.000 

1.685 
0.035 
3.123 

1.992 
0.091 
0.021 

15.074 

2.990 

– 

1.525 

0.006    
0.000 
0.440   

0.000 
0.008   
0.009 

3.020 

– 
– 

7.998 

Molecular percent end members 
Wollastonite 
Enstatite 

Ferrosilite 

50.40 
34.48 

15.12 

Grossular 
Andradite 

Pyrope 
Spessartine 
Uvarovite 

Almandine 
Schorlomite 

77.60 
21.60 

0.30 
0.28 
0.00 

0.00 
0.21 

 

background image

188

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

395
396
397
398
399
400
401
402
403
404

411
412
413
414
415
416

Fig. 6. Outcrops of fluidal peperite on the eastern lower side of the  Nea Santa rhyolite dome exposed in the Xiropotamos Creek (FP in
Fig. 5) showing details of the mingled domains: sericite-altered rhyolite clasts (R) and bio-calcirudite host sediment (S). Where it is possible,
contacts between them are outlined. The small pale spots in the rhyolite domains are phenocrysts. A – Unstratified texture of the host sed-
iment in peperite. B – Tongue of rhyolite (outlined) and detached clasts (two of them outlined) from the main mass of rhyolite (bottom
left) within bio-calcirudite host sediment (top right). Bedding of the sediment away from rhyolite is horizontal. Cleavage is dipping 45° to
the northeast. The outcrop is viewed to the east-northeast. – Outcrop showing three-dimension relations between rhyolite and bio-calciru-
dite domains. Note a carbonate pebble is enclosed in the rhyolite (bottom left). D – Fluidal rhyolite clasts detached from the main mass of
rhyolite set in bio-calcirudite host sediment. E – Irregular and aligned shape of the rhyolite domains is not entirely primary but a conse-
quence of compaction and deformation. – Closer view of Fig. 6E – Note bleached bands (arrows) in the host sediment that mirror the
contact parallel to rhyolite clast/sediment matrix interface as a result of baking.

In  some  places,  the  carbonate  sediment  in  direct  contact

with the fluidal rhyolite clasts displays macroscopic bleach-
ing in bands parallel to the rhyolite clast/sediment matrix in-
terface  that  mirror  the  contact  (Fig. 6F).  Microscopically,
neoformed  minerals  such  as  microgranular  chert-like  silica,
albite, biotite and/or chlorite are visible on the rhyolite clast/

sediment  matrix  interface  (Fig. 7).  This  mineral  association
is  confined  specifically  at  the  contact.  The  high  concentra-
tion of quartz at the contact even though it is recrystallized
and deformed probably represent an original silicification of
the  carbonate  sediment.  Bleaching  and  silicification  of  the
host sediment at the contact with the rhyolite clasts are inter-

405
406
407
408
409
410

background image

189

MAGMA—SEDIMENT INTERACTION OF LAVAS AND TRIASSIC STRATA  (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

417
418
419

Fig. 8. A – Outcrop of the western part of the Nea Santa rhyolite dome at the Xiropotamos Creek (BP in Fig. 5) showing well developed pris-
matic columnar joints and enclosing breccia zones, viewed to the north. Note a big dyke-like breccia zone (arrow) interpreted as blocky peper-
ite filling cooling contraction fracture. B – Closer view of lower middle part of previous figure. Blocky peperite occurs as a dyke-like breccia
zone. The porphyry clasts (light-coloured) are blocky, polyhedral and float in the carbonate sediment matrix (brown). C – Blocky peperite
fills cooling contraction fracture. Angular blocky jigsaw-fitted rhyolite fragments (light-coloured) reveal in situ fragmentation. The interstices
are completely filled with carbonate sediment matrix (brown).

Fig. 7. Reaction rim in the carbonate domain indicated by the presence of neoformed minerals (quartz, albite and biotite) at the rhyolite
clast/sediment matrix interface of the fluidal peperite (crossed polars). 1 – Rhyolite clast, 2 – Reaction rim, 3 – Carbonate host sedi-
ment. Interface is outlined.

420
421

422

423
424
425

background image

190

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

426
427
428
429

430

431
432
433
434
435
436
437
438
439
440
441
442
443
444
445
446
447
448
449
450
451

Fig. 9.  Rhyolite  clast/carbonate  sediment  matrix  interface  in  the
blocky porphyritic peperite (crossed polars). Rhyolite clast is com-
posed  of  quartz  and  K-feldspar  phenocrysts  setting  in  a  recrystal-
lized  groundmass  (top  left)  and  sediment  matrix  is  composed  of
sparry calcite (bottom right). Boundary is outlined.

Fig. 11.  A  reaction  rim  at  the
rhyolite clast/carbonate sediment
matrix  interface  of  the  Akritas
peperite  (crossed  polars).  Note
the  fluidal  rim  morphology  of  a
rhyolite clast. 1 – Rhyolite clast,
2 – Neoformed minerals (quartz,
albite  and  chlorite),  3  –  Silici-
fication  of  carbonate  sediment
(baked margin), 4 – Carbonate
sediment.

Fig. 10.  Detailed
maps 2,  3,  4  of
the equivalent lo-
cations at Fig. 1.

preted  to  reflect  baking  and  compositional  modification  of
the  host  sediment,  as  a  result  of  heat  and  magmatic  fluids
rich in SiO

2

 released from the rhyolite (cf. Hunns & McPhie

1999; Gifkins et al. 2002). It is a reaction rim at the rhyolite
clast/sediment matrix contact and is formed by interaction of
the  hot  magma  and  wet  sediment  during  the  formation  of
peperite.

Rhyolitic blocky peperite

Blocky  peperite  occurs  as  dyke-like  breccia  zones  travers-

ing the western part of the rhyolite dome (BP in Fig. 5) and fills
cooling  contraction  fractures  in  prismatic  columnar  jointing
(Fig. 8A).  It  consists  of  quartz-feldspar  porphyry  clasts  sup-
ported in a massive recrystallized carbonate sediment matrix
(Fig. 8B,C). Some fractures in the rhyolite are completely filled
with sediment only. The porphyry clasts (spalls) are up to 40 cm
long and many of them are blocky, polyhedral and angular with
sharp corners; others however, have partly rounded margins. In
places, these clasts form a jigsaw-fit texture, where clasts are
not displaced far from their adjacent clasts and it is possible to

452
453
454
455
456
457
458
459
460
461

background image

191

MAGMA—SEDIMENT INTERACTION OF LAVAS AND TRIASSIC STRATA  (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

462
463
464
465
466
467
468
469
470
471
472
473
474
475
476
477
478
479
480
481
482
483
484
485
486
487
488
489
490
491
492
493
494
495
496
497
498
499
500
501
502
503
504
505
506
507
508
509
510
511
512
513
514
515
516
517
518
519

520

521
522
523
524

525

fit clast shapes back together (Fig. 8B,C). The groundmass of
the  blocky  porphyry  clasts  has  been  pervasively  altered  and
metamorphosed to chert-like silica and sericite. Sparry calcite
crystals also occur in the recrystallized groundmass. The phe-
nocrysts are mostly quartz with undulose extinction and corro-
sion  embayments  filled  with  the  recrystallized  groundmass.
Perthitic K-feldspar (ex-sanidine) and a small amount of seric-
itized plagioclase phenocrysts also occur (Fig. 9).

The  carbonate  sediment  matrix  is  composed  of  coarse-

grained  sparry  calcite  formed  by  recrystallization  of  micrite
and is locally silicified (fine-grained quartz) and dolomitized
probably due to hydrothermal alteration. The extensive recrys-
tallization, dolomitization and silicification have obscured the
original sedimentary textures. Angular corroded quartz grains,
kaolinitized K-feldspar and partly sericitized plagioclase from
the porphyry are also dispersed in the carbonate matrix.

Peperitic textures associated with the Akritas rhyolite

To  the  south  of  Akritas  village,  west  of  Mavros  Vrachos

Hill (Loc. 2 in Fig. 1), tectonic slivers of Triassic limestone
belonging to the Svoula Formation are emplaced in between
the rhyolitic rocks of the SVS succession (map 2 in Fig. 10).
A  detailed  macroscopic  observation  reveals  rhyolite  clasts
incorporated  into  the  limestones.  Original  contacts  between
the rhyolite and limestone have not been found.

The enclosed rhyolite clasts are porphyritic with a purple-

coloured groundmass, just like the nearby rhyolite. They lo-
cally  present  fluidal  rim  morphology  (Fig. 11)  suggesting
that  they  are  not  reworked  or  tectonic  but  juvenile.  Pheno-
crysts  are  mostly  quartz,  K-feldspar,  plagioclase  and  minor
zircon  and  oxidized  biotite.  The  groundmass  has  been  re-
crystallized  to  quartz  and  sericite.  The  core  and  the  rim  of
the clast have distinct recrystallized textures; original chilled
margins  cannot  be  recognized  with  certainty.  Iron  oxide
strings also define margin parallel bands.

At  its  contact  with  the  rhyolite  clasts,  the  carbonate  rock

exhibits  mostly  microgranular  chert-like  quartz  and  little  mi-
crosparry calcite. The amount of quartz diminishes away from
the  contact  whereas  sparry  calcite  increases  (Fig. 11).  This
probably represents silicification of carbonate host sediment at
the contact and interpreted as a baked margin (reaction rim).
Neoformed  minerals  such  as  microgranular  chert-like  silica,
albite and chlorite preferentially occur at the rhyolite clast/sed-
iment  matrix  interface  (Fig. 11),  as  in  the  case  of  the  neo-
formed mineral assemblages of the Nea Santa fluidal peperites.

The host sediment is composed of microsparry calcite con-

taining  crinoid  bioclasts.  Spongy  piemontite  poikiloblasts
with  lacey  borders  have  locally  grown  and  contain  inclu-
sions  of  recrystallized  calcite  (Fig. 12).  There  are  also  por-
phyroblasts  of  piemontite,  biotite  and  opaque  minerals
(magnetite and hematite). The sediment was apparently rich
in Mn and Fe.

Thermal  contact  phenomena  in  pelagic  sedimentary  rocks
associated with the Triassic Rift Basic Volcanics

To the south of Metallikon village (Loc. 3 in Fig. 1, map 3

in Fig. 10), zoisite crystals in a matrix of sparry calcite have

Fig. 13.  A  –  Parallel  bands  composed  of  zoisite  (anomalous  blue)
and garnet (isotropic) porphyroblasts and poikiloblasts in lime-marl-
layered  pelagic  sedimentary  rock  that  came  in  contact  with  a  mafic
lava; Akritas area (crossed polars). B – Garnet poikiloblast enclos-
ing calcite from the carbonate matrix (SEM photomicrograph).

Fig. 12. Spongy piemontite poikiloblasts (Pmt) with lacey borders
enclose sparry calcite (Cc) crystals (parallel polars). Note also bio-
tite (Bi) crystals.

background image

192

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

526
527
528
529
530
531
532
533
534
535
536
537
538
539
540
541
542
543
544
545
546
547
548
549
550
551
552
553
554
555
556
557
558
559
560
561
562
563
564
565
566
567
568
569
570
571
572
573
574
575
576
577
578
579
580
581
582
583
584

585
586
587
588
589
590
591
592
593
594
595
596
597
598
599
600
601
602
603
604
605
606
607
608
609
610
611
612
613
614
615
616
617
618
619
620
621
622
623
624
625
626
627
628
629
630
631
632
633
634
635
636
637
638
639
640
641
642
643

been developed exclusively along the margins of micritic pe-
lagic sedimentary rocks that are in contact with mafic volcanic
rocks. Their presence is taken as likely evidence of a thermal
contact  effect.  However,  more  convincing  evidence  is  found
to  the  south  of  Akritas  village  (Loc. 4  in  Fig. 1,  map 4  in
Fig. 10), where in the marly and limey alternating bands (1 to
10 cm thick) of the pelagic sedimentary rock that are in con-
tact with a  ~ 10 m thick mafic volcanic unit, abundant zoisite
and  tiny  garnet  porphyroblasts  have  grown  in  equilibrium
with  calcite  (Fig. 13A).  These  two  minerals  are  arranged  in
bands  following  the  sedimentary  banding.  Zoisite  has  grown
mostly  in  the  marly  bands,  whereas  tiny  garnets  (10  to
200 µm) are abundant in the limey bands, although they have
also been nucleated at the marly bands together with zoisite.
The tiny garnets (Table 2) are rich in grossular and andradite
(Gro

77,6 

Andr

21,6

).  Some  of  them  are  poikiloblasts  enclosing

calcite identical to that in the carbonate matrix (Fig. 13B). It is
important that in this case, grossular and zoisite have grown in
the marly and limey pelagic metasediment that are in contact
only with the upper margin of the mafic volcanic unit, inter-
preted as its original base because the sequence is overturned,
whereas these minerals are apparently absent from the margin
of  the  same  metasediment  that  is  in  contact  with  the  lower
margin  (original  top)  of  the  mafic  unit.  This  is  convincing
evidence of a thermal contact effect. It also suggests that the
mafic  volcanic  unit  in  Akritas  is  ex-basaltic  lava  rather  than
intrusion.  It  furthermore  weakens  the  possibility  that  the  de-
scribed mineral association (calcite + zoisite + garnet) is due to
a  metasomatic  reaction  related  to  greenschist  metamorphism
post-dating the basic magmatism, since in this case the reac-
tion rims of the metasediments ought to be equally present at
both  their  contacts  with  the  mafic  unit  (with  the  inferred  top
and bottom margins of this unit).

Challis (1992) has described metamorphism of impure cal-

careous  sediments  at  their  contacts  with  a  basaltic  dyke  at
Potikirua Point, Raukumara Peninsula, New Zealand. Contact
metamorphism  has  produced  flint-hard,  garnet-rich  rocks.
Tiny spherules of garnet of hydrogrossular and grossular-an-
dradite  (grandite)  composition  have  been  developed  in  thin
margin  parallel  bands.  No  zoisite  was  formed  in  this  case
however.

Discussion

When magma interacts with wet unconsolidated sediment,

the  produced  features  vary  in  character  and  magnitude  de-
pending  on  numerous  factors  such  as:  the  nature  of  the  in-
truded sediment, the state of its consolidation, the amount of
water  it  contains,  the  viscosity  of  the  magma,  the  magma
volatile  content  and  temperature,  and  the  depth  and  hence
the  confining  (lithostatic  and  hydrostatic)  pressure  of  intru-
sion (Skilling et al. 2002 and references therein).

The positive identification of peperite requires evidence that

the host sediment was unconsolidated, usually wet, at the time
of  mingling  and  that  the  igneous  component  was  molten
(White et al. 2000; Skilling et al. 2002). Breccia facies which
are texturally similar to peperite but result from different pro-
cesses may be difficult to distinguish, especially in the case of

blocky peperite. In ancient rocks, it may be difficult to distin-
guish blocky/angular clasts generated by tectonic processes or
by  fracture-controlled  alteration  from  those  generated  during
blocky  peperite  formation  (Allen  1992;  McPhie  et  al.  1993;
Skilling et al. 2002). Other processes such as fallout of juve-
nile pyroclasts into unconsolidated sediment, water-settling of
juvenile pyroclasts contemporaneous with deposition of other
sediments, resedimentation of volcaniclastic deposits by mass
flows, and infiltration of sediment into volcaniclastic deposits
can all produce mixtures of igneous clasts and sediment ma-
trix  that  resemble  peperite  (cf.  Branney  &  Suthren  1988;
White et al. 2000; Gifkins et al. 2002).

The  breccia  facies  studied  here  are  composed  of  volcanic

clasts in a sediment matrix. The rhyolite clasts are interpreted
as juvenile and the carbonate host sediment as wet and uncon-
solidated  at  the  time  of  mingling.  The  breccias  therefore  are
characterized  as  peperites.  The  major  characteristics  of  the
studied peperites that are assumed to be key criteria (cf. Goto
& McPhie 1998; Hunns & McPhie 1999; Gifkins et al. 2002;
Skilling  et  al.  2002;  Squire  &  McPhie  2002;  Agnew  et  al.
2004)  for  their  interpretation  with  the  sense  that  hot  magma
interacted with wet unconsolidated sediment are the following.

 The bio-calcirudite sedimentary rock in the Nea Santa flu-

idal peperite is unstratified whereas it grades into bedded sedi-
ment  away  from  the  rhyolite.  Local  destruction  of  bedding
requires that the host sediment was unconsolidated or weakly
consolidated, allowing easy disruption of grain contacts.

 There are gradational contacts between coherent rhyolite

and  host  bio-calcirudite  sedimentary  rock  in  the  Nea  Santa
fluidal peperite.

 The host carbonate sediment is bleached in a zone about

1—2 cm  wide  adjacent  to  the  rhyolite  clasts.  The  paler  sedi-
ment at the contacts is more silicified than the host sedimen-
tary  facies  elsewhere.  Localized  silicification  is  represented
by chert-like quartz grain aggregate along the rhyolite/sedi-
ment interface. The subtle, gradational colour change and lo-
cal silicification of the sediment are interpreted as results of
thermal  modification  of  the  sediment  (baking)  in  contact
with  hot  rhyolite  (McPhie  1993;  Hunns  &  McPhie  1999;
Gifkins et al. 2002).

 The  highly  irregular  contacts  between  fluidal  rhyolite

clasts and host carbonate sediment (complex clast—matrix re-
lationships) at the Nea Santa fluidal peperite suggest magma
in a ductile stage.

 Fluidal peperite is thought to form in cases where a water

vapour  film  is  established  and  maintained  at  the  interface  of
the  magma  with  the  sediment.  The  vapour  film  insulates  the
magma  from  direct  contact  with  the  wet  sediment,  so  both
quench fragmentation of the magma and steam explosions are
suppressed (Kokelaar 1982). According to Erkül et al. (2006),
the presence of chalcedonic rims around juvenile clasts in pep-
erite  defines  preserved  open  spaces  after  removal  of  the  va-
pour film. Open spaces as zones of weakness at the magma/
sediment interface were probably filled by hydrothermal solu-
tions.  Field  evidence  for  vapour  film  development  during
fluidal emplacement of magma at Nea Santa and Akritas pep-
erites is found in the presence of neoformed minerals, such as:
microgranular chert-like quartz, albite and biotite or chlorite,
at  the  rhyolite  clast/sediment  matrix  interface.  Chert-like

background image

193

MAGMA—SEDIMENT INTERACTION OF LAVAS AND TRIASSIC STRATA  (GREECE)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

644
645
646
647
648
649
650
651
652
653
654
655
656
657
658
659
660
661
662
663
664
665
666
667
668
669
670
671
672
673
674
675
676
677
678
679
680
681
682
683
684
685
686
687
688
689
690
691
692
693
694
695
696
697
698
699
700
701
702

703
704
705
706
707
708
709
710
711
712
713
714
715
716
717
718
719
720
721
722
723
724
725
726
727
728
729
730

731
732
733
734
735
736
737
738
739
740
741
742
743
744
745
746
747
748
749
750
751
752
753
754
755
756
757
758
759
760
761
762
763
764
765

quartz is probably the recrystallized product of original chal-
cedonic rims.

 The  blocky  angular  polyhedral  shape  of  porphyritic

rhyolite clasts that commonly display jigsaw-fit texture sug-
gests  in  situ  fragmentation  and  is  diagnostic  of  non-explo-
sive  hydroclastic  mechanisms  resulting  from  cooling  and
solidification  of  viscous  magma  with  brittle  disintegration
along contraction joints.

 The presence of host sediment along cooling contraction

fractures of the rhyolite suggests fluidization of sediment, in
the sense of particle support and transport by a fluid, imply-
ing  that  the  sediment  was  unconsolidated  and  probably  wet
at the time of peperite formation (cf. Kokelaar 1982).

The  newly  recognized  peperite  occurrences  exposed  near

Nea Santa and Akritas villages are deformed and metamor-
phosed rocks, so they are not well suited to exploring some
of  the  unanswered  questions  surrounding  the  formation  of
peperite. However, their recognition reveals contemporaneous
magmatism and sedimentation and contributes to facies archi-
tecture and paleoenvironmental reconstruction. Silicic volcan-
ism and accompanying neritic carbonate sedimentation during
the first stages of opening of the Vardar (Axios) Basin in the
Early Triassic provided locally appropriate conditions to form
peperite.  When  the  sedimentation  commenced  in  the  basin,
the  volcanic  activities  were  waning  but  had  not  completely
ceased.  Intrusion  of  porphyritic  rhyolitic  magma  during  the
last stage of silicic volcanism took place even contemporane-
ous to sedimentation and interaction between the two resulted
in the formation of peperites. Due to the temporal relationship
between neritic carbonate sedimentation and silicic volcanism
in  the  Nea  Santa  and  Akritas  area,  the  age  of  the  volcanic
rocks  can  also  provide  constraint  on  the  time  of  commence-
ment of sedimentation in the basin.

As  the  rift  basin  evolved,  mafic  and  minor  intermediate

volcanism  accompanied  pelagic  sedimentation  without
forming  peperitic  textures.  Formation  of  peperite  may  have
failed due to a consolidated nature of the sediment as mafic
magma was emplaced late during the evolution of the basin,
when  pore  water  in  the  sedimentary  pile  had  been  lost  by
compaction. However, the interaction of mafic magma with
pelagic consolidated sediments formed contact metamorphic
phenomena. The common mineral assemblage of lime-marl-
layered  sedimentary  rocks  at  their  contacts  with  the  mafic
rocks  is:  calcite + zoisite + grossular,  as  a  result  of  contact
metamorphism. If the growth of zoisite and grossular is also
a result of metasomatism, it is difficult to write possible re-
actions of their formation in an open system. Moreover, re-
gional  metamorphism  probably  overprinted  the  contact
metamorphism mineral assemblage and it is difficult to infer
temperature and pressure conditions.

Conclusions

In less deformed sections of the low-grade metamorphosed

Silicic Volcano-Sedimentary (SVS) succession in the Circum-
Rhodope  Belt  of  northern  Greece,  near  the  Nea  Santa  and
Akritas villages, the identification of peperitic textures at the
contact  margins  of  porphyritic  rhyolite  intrusions  in  Middle

Triassic neritic carbonate sedimentary rocks reveals evidence
of  interaction  of  silicic  magma  with  wet  unconsolidated  car-
bonate sediments. The recognition of rhyolitic peperite is im-
portant for interpreting the facies architecture and stratigraphic
relationships  in  the  Silicic  Volcano-Sedimentary  (SVS)  suc-
cession and timing the Triassic age of the rhyolitic intrusions.

The identification of altered basalt and dolerite intercalated

with  pelagic  lime-marl-layered  sedimentary  rocks  of  the
Metallikon and Megali Sterna Units produced the first argu-
ment  for  the  existence  of  syn-sedimentary  submarine  mafic
volcanism  during  the  Triassic  in  the  Circum-Rhodope  Belt.
Mafic volcanic rocks lack peperitic textures at their contacts
with  Triassic  pelagic  sedimentary  rocks.  The  generation  of
peperite in this case was probably prevented by the consoli-
dated  nature  of  the  sediments.  However,  contact  metamor-
phic phenomena, indicated by the presence of grossular and
zoisite in the margins of sedimentary rocks, are evidence of
primary magmatic contacts.

Acknowledgments:  Professor  Jocelyn  McPhie  and  one
anonymous  reviewer  are  gratefully  acknowledged  for  sug-
gesting significant improvements to the manuscript.

References

Agnew M.W., Bull S.W. & Large R.R. 2004: Facies architecture of

the  Lewis  Ponds  carbonate  and  volcanic-hosted  massive  sul-
fide deposits, central western New South Wales. Aust. J. Earth
Sci.
 51, 349—368.

Allen R.L. 1992: Reconstruction of the tectonic, volcanic and sedi-

mentary setting of strongly deformed Zn-Cu massive sulphide
deposits at Benambra, Victoria. Econ. Geol. 87, 825—854.

Asvesta A. 1992: Magmatism and associated sedimentation during

the  first  stage  of  the  opening  of  the  Vardar  oceanic  basin  in
Triassic times. Ph.D. Thesis, University of Thessaloniki, Greece,
1—439 (in Greek with English summary).

Asvesta A. & Dimitriadis S. 2010a: Facies architecture of a Triassic

rift-related  Silicic  Volcano-Sedimentary  succession  in  the
Tethyan realm, Peonias subzone, Vardar (Axios) Zone, north-
ern Greece. J. Volcanol. Geotherm. Res. 193, 245—269.

Asvesta A. & Dimitriadis S. 2010b: The Nea Santa submarine rhyolite

dome of the Triassic Silicic Volcano-Sedimentary succession,
Circum-Rhodope  Belt,  northern  Greece.  Carpathian-Balkan
Geol. Assoc., XIX Congress, 23
26 September, 2010, Thessa-
loniki (Greece). 
In: Geologica Balcanica, Abstracts vol. 39, 1—2,
30—31.

Branney  M.  &  Suthren  R.  1988:  High-level  peperitic  sills  in  the

English Lake District: distinction from block lavas, and impli-
cations for Borrowdale Volcanic Group stratigraphy. Geol. J.
23, 171—187.

Busby-Spera  C.J.  &  White  J.D.L.  1987:  Variation  in  peperite  tex-

tures associated with differing host-sediment properties.  Bull.
Volcanol.
 49, 765—775.

Challis G.A. 1992: Hydrogarnet in contact metamorphosed calcare-

ous sediments, Potikirua Point, Raukumara Peninsula. N.Z. J.
Geol. Geophys.
 35, 41—45.

Dimitriadis S. & Asvesta A. 1993: Sedimentation and magmatism re-

lated to the Triassic rifting and later events in the Vardar-Axios
zone. Bull. Geol. Soc. Greece, XXVIII(2), 149—168.

Erkül  F.,  Helvaci  C.  &  Sözbilir  H.  2006:  Olivine  basalt  and  tra-

chyandesite  peperites  formed  at  the  subsurface/surface  inter-
face of a semi-arid lake: An example from the Early Miocene

background image

194

ASVESTA and DIMITRIADIS

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 3, 181—194

766
767
768
769
770
771
772
773
774
775
776
777
778
779
780
781
782
783
784
785
786
787
788
789
790
791
792
793
794
795
796
797
798
799
800
801
802
803
804
805
806
807
808
809
810
811
812

813
814
815
816
817
818
819
820
821
822
823
824
825
826
827
828
829
830
831
832
833
834
835
836
837
838
839
840
841
842
843
844
845
846
847
848
849
850
851
852
853
854
855
856
857
858
859

Bigadiç  basin,  western  Turkey.  J.  Volcanol.  Geotherm.  Res.
149, 240—262.

Ferri

e

re  J.  &  Stais  A.  1995:  Nouvelle  interprétation  de  la  suture

téthysienne vardarienne d’apr

e

s l’analyse des séries de Péonias

(Vardar oriental, Hellénides internes). Bull. Soc. Géol. France
166, 4, 327—339.

Gifkins  C.C.,  McPhie  J.  &  Allen  R.L.  2002:  Pumiceous  rhyolitic

peperite  in  ancient  submarine  volcanic  successions.  J.  Volca-
nol. Geotherm. Res.
 114, 181—203.

Goto Y. & McPhie J. 1998: Endogenous growth of a Miocene sub-

marine dacite cryptodome, Rebun Island, Hokkaido, Japan. J.
Volcanol. Geotherm. Res.
 84, 273—286.

Himmercus F., Reischmann T. & Kostopoulos D. 2009: Serbo-Mace-

donian  revisited:  A  Silurian  basement  terrane  from  northern
Gondwana  in  the  Internal  Hellenides,  Greece.  Tectonophysics
473, 20—35.

Hunns S.R. & McPhie J. 1999: Pumiceous peperite in a submarine

volcanic succession at Mount Chalmers, Queensland, Australia.
J. Volcanol. Geotherm. Res. 88, 239—254.

Kauffmann  G.  1976:  Perm  und  Trias  im  östlichen  Mittelgriechen-

land und auf einigen ägäischen inseln. Z. Dtsch. Geol. Gesell.
127, 387—398.

Kauffmann  G.,  Kockel  F.  &  Mollat  H.  1976:  Notes  on  the  strati-

graphic and paleogeographic position of the Svoula Formation
in  the  Innermost  Zone  of  the  Hellenides  (Northern  Greece).
Bull. Soc. Géol. France (7) XVIII, 225—230.

Kockel F. & Ioannides K. 1979: Kilkis sheet, 1 : 50,000 Geological

Map of Greece. Publ. I.G.M.E., Athens.

Kockel  F.,  Mollat  H.  &  Walther  H.W.  1971:  Geologie  des  Serbo-

Mazedonischen  Massivs  und  seines  Mesozoischen  rahmens
(Nord Griechenland). Geol. Jb. 89, 529—551.

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

logischen  Karte  der  Chalkidhiki  und  angrenzender  Gebiete
1 : 100,000,  (Nord-Griechenland).  Bundesanstalt  fur  Geowis-
senschaften und Rohstoffe
, Hannover, 1—119.

Kokelaar B.P. 1982: Fluidization of wet sediments during the em-

placement and cooling of various igneous bodies. J. Geol. Soc.
London
 139, 21—33.

Kostopoulos D., Reischemann T. & Sklavounos S. 2001: Palaeozoic

and Early Mesozoic magmatism and metamorphism in the Ser-
bo-Macedonian Massif, Central Macedonia, Northern Greece.
Integrated  Tectonic  Studies  of  the  Evolution  of  the  Tethyan
Orogenic  Belt  in  the  Eastern  Mediterranean  Region,
  Sympo-
sium LS03, Strasbourg, Abstracts, EUG XI,
 318.

Kourou A. 1991: Lithology, geochemistry, tectonics and metamor-

phism  of  a  part  of  the  western  Vertiscos  Group.  The  area

northeast of Lake Koroneia. Ph.D. Thesis, University of Thes-
saloniki, Greece
, 1—461 (in Greek with English summary).

McPhie J. 1993: The Tennant Creek porphyry revisited: A synsedi-

mentary sill with peperite margins, Early Proterozoic, Northern
Territory. Aust. J. Earth Sci. 40, 545—558.

McPhie  J.,  Doyle  M.G.  &  Allen  R.L.  1993:  Volcanic  textures:  a

guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. Centre
for Ore Deposit and Exploration Studies, University of Tasma-
nia, 
Hobart, 1—198.

Meinhold G., Kostopoulos D., Reischmann T., Frei D. & BouDagher-

Fadel M.K. 2009: Geochemistry, provenance and stratigraphic
age  of  metasedimentary  rocks  from  the  eastern  Vardar  suture
zone, northern Greece. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-
ecol.
 277, 199—225.

Mercier  J.  1966/68:  I  –  Études  géologique  des  zones  internes  des

Hellénides en Macédoine Centrale (Gr

e

ce). II – Contribution 

a

l’

e

tude  du  métamorphisme  et  de  l’évolution  magmatiques  des

zones  internes  des  Hellénides.  Th

e

se  Doct. 

E

s  Sciences,  Univ.

Paris, 1—792 (also in: 1975, Ann. Géol. Pays Hellén 20, 1—792).

Osswald  K.  1938:  Geologische  geschichte  von  Griechisch—Nord-

makedonien.  Geologische  landesanstalt  von  Griechenland.
Nationale Druckerei, Athen 3, 1—141.

Sidiropoulos  N.  1991:  Lithology,  geochemistry,  tectonics  and

metamorphism of the northwestern part of the Vertiscos Group.
The  area  of  Mount  Dysoro  (Krousia)  north  of  Kilkis.  Ph.D.
Thesis,  University  of  Thessaloniki,  
Greece,  1—592  (in  Greek
with English summary).

Skilling I.P., White J.D.L. & McPhie J. 2002: Peperite: a review of mag-

ma-sediment mingling. J. Volcanol. Geotherm. Res. 114, 1—17.

Squire R.J. & McPhie J. 2002: Characteristics and origin of peperite

involving coarse-grained host sediment. J. Volcanol. Geotherm.
Res.
 114, 45—61.

Stais A. & Ferri

e

re J. 1991: Nouvelles donnees sur la paleogeographie

Mesozoique du domaine Vardarien: Les bassins d’Almopias et
de  Peonias  (Macédoine,  Hellenides  Internes  Septentrionales).
Bull. Geol. Soc. Greece XXV(1), 491—507.

Tsamadouridis P. & Chorianopoulou P. 1990: Geological—metallur-

gical  approach  of  the  banded  iron  formation  in  volcano-sedi-
mentary  rocks  of  the  Mavros  Vrachos  area  of  Kilkis.  Bull.
Geol. Soc. Greece
 XXII, 139—158 (in Greek with English ab-
stract).

White J.D.L., McPhie J. & Skilling I.P. 2000: Peperite: a useful ge-

netic term. Bull. Volcanol. 62, 65—66.

Winchester J.A. & Floyd P.A. 1977: Geochemical discrimination of

different magma series and their differentiation products using
immobile elements. Chem. Geol. 20, 325—343.

è

è

è

è

è

È

 

è

à