ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ-ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ-ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΡΩΜΑΝΙΔΗΣ Ι. ΓΕΩΡΓΙΟΣ Γεωλόγος ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΗ (K-Ar ΣΕ ΟΡΥΚΤΑ) ΚΑΙ ΘΕΡΜΟΧΡΟΝΟΜΕΤΡΙΑ ΤΟΥ ΝΟΤΙΟΥ ΤΜΗΜΑΤΟΣ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΣΙΘΩΝΙΑΣ ΧΑΛΚΙΔΙΚΗΣ (ΚΕΡΟΣΤΙΛΒΙΚΟΣ ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΓΡΑΝΟΔΙΟΡΙΤΗΣ, ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΓΡΑΝΟΔΙΟΡΙΤΗΣ) ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΕΙΔΙΚΕΥΣΗΣ Μεταπτυχιακό Πρόγραμμα Σπουδών «Γεωλογία και Γεωπεριβάλλον» Ειδίκευση: Πετρολογίας-Γεωχημείας Θεσσαλονίκη 2009

2 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ-ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ-ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΡΩΜΑΝΙΔΗΣ Ι. ΓΕΩΡΓΙΟΣ Γεωλόγος ΡΑΔΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΗ (K-Ar ΣΕ ΟΡΥΚΤΑ) ΚΑΙ ΘΕΡΜΟΧΡΟΝΟΜΕΤΡΙΑ ΤΟΥ ΝΟΤΙΟΥ ΤΜΗΜΑΤΟΣ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΣΙΘΩΝΙΑΣ ΧΑΛΚΙΔΙΚΗΣ (ΚΕΡΟΣΤΙΛΒΙΚΟΣ ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΓΡΑΝΟΔΙΟΡΙΤΗΣ, ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΓΡΑΝΟΔΙΟΡΙΤΗΣ) Τριμελής Συμβουλευτική και Εξεταστική Επιτροπή 1. Καθηγητής Χριστοφίδης Γεώργιος, Επιβλέπων 2. Επίκουρος καθηγητής Σολδάτος Τριαντάφυλλος, Μέλος 3. Επίκουρος καθηγητής Κορωναίος Αντώνιος, Μέλος

3 Αφιερώνεται στην οικογένειά μου

4 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Σελ. ΠΡΟΛΟΓΟΣ ΕΙΣΑΓΩΓΗ.3 2. ΓΕΩΛΟΓΙΑ Περιροδοπική ζώνη (CRB) Σερβομακεδονική μάζα (SMM).5 3. ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ Πετρογραφία Διμαρμαρυγιακοί Γρανίτες (TMG) και λευκογρανίτες (LG) Κεροστιλβικοί βιοτιτικοί γρανοδιορίτες (HBGD) Bιοτιτικοί γρανοδιορίτες (BGD) Κεροστιλβικοί βιοτιτικοί τοναλίτες (HBΤΟΝ) Απλίτες Πηγματίτες (Α) Εγκλείσματα (ΜΜΕ) Ορυκτολογία Γεωχημεία Γένεση του πλουτωνίτη ΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΗ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΣΙΘΩΝΙΑΣ Γενικές αρχές ραδιοχρονολογήσεων Μέθοδος ραδιοχρονολόγησης K/Ar Θερμοκρασία κλεισίματος Ανταλλαγή ραδιογενούς 40 Ar μεταξύ συστήματος (ορυκτού) και περιβάλλοντος..25

5 4.2.1 Διεργασίες διάχυσης και παράγοντες που την επηρεάζουν Παράγοντες που προκαλούν απώλεια 40 Ar σε ανοικτό σύστημα Περίσσεια 40 Ar ρ Η Μέθοδος των ισοχρόνων Η μέθοδος των ισοχρόνων σ ένα κλειστό σύστημα Η μέθοδος των ισοχρόνων για ένα ανοικτό σύστημα Ανοικτό σύστημα ως συνέπεια προσθήκης ή αποβολής ποσότητας μητρικού ραδιοϊσοτόπου Ανοικτό σύστημα ως συνέπεια προσθήκης ή αποβολής ποσότητα θυγατρικού ισοτόπου Εφαρμογή της μεθόδου των ισοχρόνων στην περίπτωση γένεσης πετρώματος από την μείξη δύο πηγών διαφορετικής σύστασης Εφαρμογή της μεθόδου των ισοχρόνων στις μετρήσεις Κ- Ar Αποτελέσματα ραδιοχρονολόγησης K/Ar των ορυκτών βιοτίτη, κεροστίλβης και Κ-αστρίου των πετρογραφικών τύπων :κεροστιλβικού - βιοτιτικού γρανοδιορίτη, βιοτιτικού γρανοδιορίτη και κεροστιλβικού - βιοτιτικού τοναλίτη Επεξεργασία και εκτίμηση των αποτελεσμάτων με την βοήθεια της μεθόδου των ισοχρόνων Σύγκριση αποτελεσμάτων χρονολόγησης Κ-Ar με άλλες

6 μεθόδους χρονολόγησης που έχουν διεξαχθεί στο νότιο τμήμα του Πλουτωνίτη της Σιθωνίας ΘΕΡΜΟΧΡΟΝΟΜΕΤΡΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 88 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 94 Βιβλιογραφία.97

7 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η μελέτη του πλουτωνικού συμπλέγματος της Σιθωνίας έχει αποτελέσει αντικείμενο πολλών εργασιών και συνεχίζεται ως σήμερα. Στα πλαίσια της μέχρι σήμερα πετρολογικής έρευνας έγιναν γεωχρονολογήσεις με διάφορες μεθόδους και βρέθηκε η μαγματική ηλικία του συμπλέγματος, η θερμική του εξέλιξη δεν μελετήθηκε. Το κενό αυτό προσπαθεί να καλύψει η παρούσα διατριβή ειδίκευσης στα Ελληνικά. Αντικειμενικός στόχος της συγκεκριμένης μελέτης είναι η ραδιοχρονολόγηση, με τη μέθοδο K/Ar, του νοτίου τμήματος του πλουτωνικού συμπλέγματος της Σιθωνίας και συγκρίνοντας τα αποτελέσματα αυτά με τις προϋπάρχουσες μετρήσεις Rb/Sr των Christofides et al. (1990), U/Pb των Alagna et al. (2008) και Ar/Ar των De Wet & Miller (1986), να εξαχθούν συμπεράσματα για την θερμική εξέλιξη του πλουτωνίτη. Οι ραδιοχρονολογήσεις K/Ar της παρούσας διατριβής έγιναν στο Institute of Nuclear Research του Debrecen (Hungary). Μέλη της τριμελούς συμβουλευτικής και εξεταστικής επιτροπής αποτέλεσαν ο Καθηγητής του τμήματος Γεωλογίας Χριστοφίδης Γεώργιος (επιβλέπων) και οι Επίκουροι καθηγητές του ίδιου τμήματος Σολδάτος Τριαντάφυλλος και Κορωναίος Αντώνιος. Προσωπικά, θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τόσο τα μέλη της τριμελούς επιτροπής όσο και τον Ομότιμο Καθηγητή Ελευθεριάδη 1

8 Γεώργιο για την πολύτιμη βοήθεια που απλόχερα μου πρόσφεραν όταν και όποτε χρειάστηκε. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω τον ερευνητή του Institute of Nuclear Research του Debrecen (Hungary) Dr. Pecskay Zoltan, ο οποίος διεξήγαγε τις ραδιοχρονολογήσεις. Τέλος, ένα μεγάλο ευχαριστώ σ όλους τους υποψήφιους διδάκτορες του τμήματος Γεωλογίας και ιδιαίτερα στους Παπαδόπουλο Αργύριο, Γεωργιάδη Ιωάννη και Πιπερά Κυριακή, όπως και σ όλους τους μεταπτυχιακούς φοιτητές με έμφαση στην βοήθεια της Φραντζανά Αθηνάς. 2

9 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Το πλουτωνικό σύμπλεγμα της Σιθωνίας (Σχήμα 1.1) καταλαμβάνει έκταση περίπου 350 Km 2, καλύπτοντας την μεγαλύτερη επιφάνεια της ομώνυμης χερσονήσου. Διεισδύει σε πετρώματα της Περιροδοπικής ζώνης τα οποία εμφανίζονται στο μεγαλύτερο μέρος της χερσονήσου και σε μικρότερη έκταση σε εμφανίσεις της Σερβομακεδονικής μάζας που απαντώνται στο ανατολικό της άκρο. Εμφανίζονται επίσης περιορισμένες εμφανίσεις της ζώνης της Παιονίας (Tranos et al.1999). Σύμφωνα με τους Alagna et al. (2008) η ηλικία του πλουτωνίτη που υπολογίστηκε με την μέθοδο U/Pb σε ζιρκόνιο είναι ηωκαινική (51,32±0,89 Ma) και έρχεται σε συμφωνία μ αυτή που υπολογίστηκε με τη μέθοδο ισόχρονης Rb/Sr από τον Christofides et al.(1986) και Christofides et al.(1990) όπως και Ar/Ar De Wet et al.(1989). Μεμονωμένες ραδιοχρονολογήσεις με K/Ar σε μαρμαρυγίες και αμφιβόλους έδωσαν είτε τη μαγματική ηλικία των επιμέρους πετρογραφικών τύπων είτε την ηλικία ψύξης. 3

10 Σχήμα 1.1 Πλουτωνικό Σύμπλεγμα Σιθωνίας 4

11 2. ΓΕΩΛΟΓΙΑ 2.1 Περιροδοπική ζώνη (CRB) Η Περιροδοπική ζώνη καθιερώθηκε στη γεωτεκτονική διαίρεση του Ελληνικού χώρου από τους Kaufmann et al. (1976) και συνορεύει στα δυτικά με τη ζώνη του Αξιού και στα βορειοανατολικά με τη Σερβομακεδονική μάζα. Σύμφωνα με τους Kockel et al. (1977) η Περιροδοπική ζώνη αποτελείται από τέσσερις τεκτονο - στρωματογραφικές ενότητες, οι οποίες χαρακτηρίζονται απ τα δικά τους ξεχωριστά παλαιογεωγραφικά χαρακτηριστικά (Kaufmann et al.1977, Kockel et al.1977, De Wet et al.1989).η Περιροδοπική ζώνη έχει επηρεαστεί από τη χαμηλού βαθμού άνω ιουρασική-κάτω κρητιδική μεταμόρφωση, η οποία προκάλεσε τη κύρια σχιστότητα υποπαράλληλη με τη στρώση της (Kockel et al. 1977). Σύμφωνα με νεότερες απόψεις (Himmerkus, Reischmann & Kostopoulos 2009), η ακολουθία της Περιροδοπικής ζώνης ερμηνεύεται ως τεκτονικό mélange που ανήκει στη ζώνη Βαρδάρ, συνορεύοντας με την περιοχή του Βερτίσκου στα δυτικά. Όλες οι επαφές μεταξύ Περιροδοπικής ζώνης και της Σερβομακεδονικής μάζας είναι τεκτονικής προέλευσης. 2.2 Σερβομακεδονική μάζα Η Σερβομακεδονική μάζα αποτελεί μία σύνθετη γεωτεκτονική ενότητα (Kockel et al. 1977, Burg et al. 1995, Kilias et al. 1999), η 5

12 οποία ως στενή ζώνη εκτείνεται από το Βελιγράδι με κατεύθυνση ΝΝΑ έως τη χερσόνησο της Χαλκιδικής. Στα ανατολικά, ορίζοντας την κοιλάδα του Στρυμόνα, συνορεύει με τη μάζα της Ροδόπης και στα δυτικά συνορεύει με την Περιροδοπική ζώνη. Το μεταμορφωμένο υπόβαθρο, προ-αλπικής ηλικίας, διαιρείται σε δύο ενότητες : την κατώτερη ενότητα των Κερδυλλίων και την ανώτερη ενότητα του Βερτίσκου. Οι δύο ενότητες αποτελούνται από μεταμορφωμένα πετρώματα, όπως μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, μάρμαρα, αμφιβολίτες, μιγματίτες και γνεύσιους. Τα πετρώματα αυτά μεταμορφώθηκαν ξανά κατά την Αλπική ορογένεση και στην συνέχεια κατά το Τεταρτογενές από παρσινοσχιστολιθική ανάδρομη συντεκτονική μεταμόρφωση ( Papadopoulos & Kilias 1985, Sakellariou 1989). Σύμφωνα με νεότερες απόψεις (Himmerkus, Reischmann & Kostopoulos, 2006, 2009) αναγνωρίστηκαν τα δυτικά και κεντρικά τμήματα της Σερβομακεδονικής μάζας, με την ονομασία Βερτίσκος, ως ένα ανεξάρτητο κομμάτι. Η περιοχή του Βερτίσκου χαρακτηρίζεται από δύο κυρίως τύπους πετρωμάτων που διακρίνονται από τη λιθολογία, τον χρόνο διείσδυσης και την γεωχημική συγγένεια: το υπόβαθρο που αποτελείται από αδρόκκοκους γνεύσιους του Σιλουρίου και 6

13 τη γρανιτική ακολουθία της Αρναίας που αποτελείται από παραμορφωμένους λευκοκρατικούς μεταγρανίτες και εμφανίζονται ως διεισδύσεις και dykes στο υπόβαθρο. 7

14 3. ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ 3.1 Πετρογραφία Το πλουτωνικό σύμπλεγμα της Σιθωνίας μελετήθηκε λεπτομερώς από τους Σαπουντζής και άλ. (1976),Christofides et al. (1990), D Amico et al. (1990), Perugini et al. (2003) και Christofides et al. (2007). Το σύμπλεγμα αποτελείται από διμαρμαρυγιακούς γρανίτες (TMG), λευκογρανίτες (LG), κεροστιλβικούς-βιοτιτικούς γρανοδιορίτες (HBGD), βιοτιτικούς γρανοδιορίτες (BGD), κεροστιλβικούς-βιοτιτικούς τοναλίτες (HBTON), εγκλείσματα χαλαζοδιοριτικά και μονζονιτικά (MME) και, τέλος, απλίτες και πηγματίτες (A) (Σχήμα 1.1). Οι κύριοι πετρογραφικοί τύποι αναπτύσσονται από βορά προς νότο ως εξής: διμαρμαρυγιακοί γρανίτες (TMG), λευκογρανίτες (LG), κεροστιλβικοί - βιοτιτικοί γρανοδιορίτες (HBGD), κεροστιλβικοί - βιοτιτικοί τοναλίτες (HBTON) και βιοτιτικοί γρανοδιορίτες (BGD), που διεισδύουν στους HBGD (D'Amico et al. 1990, Christofides et al. 2007) Διμαρμαρυγιακοί Γρανίτες (TMG) και λευκογρανίτες (LG) Οι Διμαρμαρυγιακοί Γρανίτες και λευκογρανίτες εξετάζονται μαζί, εξαιτίας της παρόμοιας ορυκτολογικής τους σύστασης. Οι διαφορές αυτών των πετρογραφικών τύπων συνοψίζονται κυρίως στον ιστό και εν μέρει στον χημισμό τους. Οι TMG είναι κυρίως λεπτόκοκκοι έως μεσόκοκκοι, ενώ οι LG είναι πιο αδρόκοκκοι. 8

15 Τα ορυκτά συστατικά αυτών των πετρωμάτων είναι κυρίως ο χαλαζίας, ο μικροκλινής, το πλαγιόκλαστο, ο μοσχοβίτης και ο βιοτίτης. Η ύπαρξη μεγακρυστάλλων μικροκλινή προσδίδει στον LG πορφυροειδή ιστό. Ο βιοτίτης και ο μοσχοβίτης συναντώνται σε ιδιόμορφους έως υπιδιόμορφους κρυστάλλους. Το χρώμα του βιοτίτη είναι καστανό και, όπως ο μοσχοβίτης, αναπτύσσεται ως ιδιόμορφος ή υπιδιόμορφος ξεχωριστός κρύσταλλος είτε ως προσανατολισμένες επιμηκυσμένες «ταινίες» οι οποίες ορισμένες φορές κάμπτονται. Και οι δύο πετρογραφικοί τύποι φέρουν σημάδια μαγματικής προέλευσης με την παρουσία ιδιόμορφων και ζωνωδών κρυστάλλων πλαγιοκλάστων και ιδιόμορφων κρυστάλλων βιοτίτη Κεροστιλβικοί - βιοτιτικοί γρανοδιορίτες (HBGD) Οι HBGD παρουσιάζουν τη μεγαλύτερη επιφανειακή ανάπτυξη στο νότιο τμήμα του πλουτωνικού συμπλέγματος. Βόρεια έρχονται σε επαφή με τους LG, ενώ προς νότο με την ενότητα Χορτιάτη της Περιροδοπικής ζώνης. Οι HBGD είναι μεσόκοκκα πετρώματα με κύρια ορυκτά συστατικά βιοτίτη, κεροστίλβη, Κ-άστριο, ζωνώδες πλαγιόκλαστο και χαλαζία. Ο βιοτίτης είναι χρώματος καστανοπράσινου ως ελαιοπράσινου υποδεικνύοντας υψηλότερο λόγο Mg/Fe σε σχέση με τον βιοτίτη των LG και TMG. Η παρουσία ιδιόμορφου επιδότου το οποίο ενίοτε περιβάλλεται από αλλανίτη αποτελεί ιδιαίτερο 9

16 χαρακτηριστικό των πετρωμάτων αυτών (Χριστοφίδης και Ελευθεριάδης, 1992). Ως επουσιώδη διαφανή ορυκτά εμφανίζονται, ο τιτανίτης, ο απατίτης, το ζιρκόνιο και αδιαφανή κυρίως μαγνητίτης και ιλμενομαγνητίτης Βιοτιτικοί γρανοδιορίτες (BGD) Ο BGD καταλαμβάνει τον πυρήνα του HBGD διεισδύοντας σ αυτόν. Είναι μεσόκοκκος συνήθως, πιο λεπτομερής και πιο ανοικτόχρωμος απ τον HBGD. Έχει την ίδια ορυκτολογική σύσταση με τον HBGD χωρίς την παρουσία της κεροστίλβης Κεροστιλβικοί βιοτιτικοί τοναλίτες (HBTON) Απαντώνται ως νησίδες στον HBGD στον οποίο σταδιακά μεταβαίνουν περιβάλλοντας τον BGD. Είναι σκουρόχρωμοι έναντι των HBGD με ορυκτολογία αντίστοιχη αυτών και άλλοτε υπερτερεί ο βιοτίτης της κεροστίλβης και άλλοτε αντίστροφα Απλίτες και πηγματίτες (Α) Οι απλίτες και πηγματίτες αποτελούνται κυρίως από χαλαζία, Κ-άστριους, πλαγιόκλαστα και μοσχοβίτη και, δευτερευόντως, από βιοτίτη και γρανάτη. Οι απλίτες που διεισδύουν στους HBGD, BGD και HBTON περιέχουν βιοτίτη και λίγο μοσχοβίτη, ενώ εκείνοι που κόβουν τους LG και 10

17 TMG είναι πλούσιοι σε μοσχοβίτη και φτωχοί σε βιοτίτη (Τσιλιμπάρη και Ελευθεριάδης, 1989) Εγκλείσματα (ΜΜΕ) Αποστρογγυλεμένα ή ελλειψοειδή σκούρα μικροκοκκώδη εγκλείσματα βρίσκονται μέσα στους HBGD, BGD και HBTON. Τα εγκλείσματα αυτά διακρίνονται σε μία μονζονιτική και μία διοριτική - τοναλιτική ομάδα. Τα μονζονιτικά εγκλείσματα κυμαίνονται από 26 ως 130 cm 3, ενώ τα τοναλιτικά από 4 ως 10 cm 3 (Perugini et al., 2003). Η ορυκτολογική τους σύνθεση είναι περίπου αντίστοιχη των πετρωμάτων ξενιστών με μόνη διαφορά την αυξημένη περιεκτικότητα σε βιοτίτη, ± κεροστίλβη και επίδοτο. Ως δευτερεύοντα ορυκτά εμφανίζονται ο απατίτης και το τιτανίτης, ενώ λιγότερο συχνά το ζιρκόνιο και ο αλλανίτης. Συχνά μέσα στα εγκλείσματα εμφανίζονται μεγακρύσταλλοι πλαγιόκλαστου και Κ-αστρίων, σπανιότερα δε και βιοτίτη και κεροστίλβης. Σε μερικές περιπτώσεις ξενοκρύσταλλοι αστρίων διαπερνούν το όριο εγκλείσματος-ξενιστή. 3.2 Ορυκτολογία Η ορυκτολογία του πλουτωνικού συμπλέγματος της Σιθωνίας έχει μελετηθεί από τους Soldatos & Sapountzis (1975), Σολδάτος κ.α. (1976) και Christofides et al. (1998). 11

18 Ο βιοτίτης είναι το πιο διαδεδομένο φεμικό συστατικό του νότιου τμήματος του πλουτωνικού συμπλέγματος της Σιθωνίας. Συναντάται με κεροστίλβη στον HBTON, στον HBGD και στα ΜΜΕ. Ο βιοτίτης έχει χρώμα καστανοπράσινο έως ελαιοπράσινο υποδεικνύοντας αυξημένο λόγο σε Mg/Fe.Ο χημισμός του βιοτίτη και της κεροστίλβης μελετήθηκαν εκτενέστατα από τους Christofides et al. (1998). Σύμφωνα με τους προαναφερθέντες και για τιμές, του συντελεστή κατανομής K D =(X Mg /X Fe ) Bi /(=(X Mg /X Fe ) Hb, 1,02 K D 1,24 όπου συνυπάρχουν τα δύο ορυκτά, συμπεραίνεται ότι αυτοί οι βιοτίτες σχηματίστηκαν αντικαθιστώντας την κεροστίλβη. H ποσοστιαία χημική σύσταση βιοτιτών σε κύρια στοιχεία φαίνεται στον πίνακα 3.1 ( Christofides et al. 2007). Η κεροστίλβη αποτελεί το δεύτερο σε συχνότητα φεμικό ορυκτό στους HBGD, HBTON και MME. Συναντάται σε υπιδιόμορφους ως αλλοτριόμορφους επιμήκεις κρυστάλλους μαζί με βιοτίτη. Η κεροστίλβη ανήκει στις Μg-αμφίβολους, πλούσιες σε Al και φτωχές σε Ti. Η τιμή του λόγου Mg/(Mg+Fe 2+ ) κυμαίνεται από 0,52 ως 0,66. H ποσοστιαία χημική σύσταση της κεροστίλβης σε κύρια στοιχεία φαίνεται στον πίνακα 3.1 (Christofides et al. 2007). Σύμφωνα με το γεωβαρόμετρο κεροστίλβης κατά Schmidt (1992), η πίεση κατά την κρυστάλλωση υπολογίζεται σε: 3,7 ως 4,1 Kbar για τα ΜΜΕ, 3,9 ως 4,9 Kbar για τους HBTON και 3,9 ως 5,2 Kbar για τους HBGD. Όλα τα παραπάνω πετρώματα, παίρνοντας υπόψη τα αναλυτικά σφάλματα (±0,6 Kbar), εικάζεται ότι κρυσταλλώθηκαν υπό πίεση 5,0 Kbar, όπως υποδεικνύει και η 12

19 παρουσία πρωτογενούς επιδότου (Χριστοφίδης και Ελευθεριάδης, 1992). Τα πλαγιόκλαστα υπάρχουν σ όλους τους πετρογραφικούς τύπους και παρουσιάζουν κανονική, ανάστροφη ή επανάστροφη ζώνωση. Το πλαγιόκλαστο έχει σύσταση An 51 -An 12 στα ΜΜΕ, An 46 -An 14 στον HBTON και An 30 -An 22 στον HBGD. Ο Κ-άστριος μερικώς περθιτιωμένος εμφανίζεται σε υπιδιόμορφους έως αλλοτριόμορφους κρυστάλλους με σύσταση Or 84 -Or 96. Πίνακας 3.1 Χημικές αναλύσεις ορυκτών (βιοτίτη και κεροστίλβης σε κύρια στοιχεία) κατά Christofides et al. (2007) Ορυκτό Κεροστίλβη Βιοτίτης Πέτρωμα HBTON HBGD HBTON HBGD BGD Δείγμα STH SiO 2 46,17 45,14 44,82 45,82 37,68 37,05 37,65 36,87 36,79 TiO 2 1,01 0,83 0,85 0,82 1,93 2,18 1,81 2,06 2,26 Al 2 O 3 8,46 9,14 9,31 8,51 15,38 15,55 15,58 16,73 16,13 Fe 2 O 3 5,47 6,56 7,02 4,85 3,31 3,24 4,24 6,09 FeO 11,86 12,17 11,61 14,17 16,17 14,71 16,25 15,10 FeO t 16,78 18, ,07 18,53 19,15 17,63 20,06 20,58 MnO 0,47 0,45 0,58 0,50 0,30 0,23 0,39 0,38 0,43 MgO 11,39 10,17 10,44 11,74 12,51 11,43 11,99 11,56 9,83 CaO 12,00 12,06 11,74 11,70 Na 2 O 1,62 1,33 1,66 1,15 K 2 O 0,69 0,94 0,96 0,97 9,82 9,49 9,43 9,26 9,44 Σύνολο 99,14 98,79 98,99 97,28 96,64 95,41 94,80 97,35 96,07 13

20 3.3 Γεωχημεία Τα πετρώματα του πλουτωνίτη ανήκουν στην ασβεσταλκαλική σειρά με λόγο Na 2 /K 2 O έως και 3,2 και παρουσιάζουν μεταργιλικό χαρακτήρα σύμφωνα με το δείκτη ASI=Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O) με τιμές ASI=0,90-1,16 για τους HBGD, BGD και HBTON, ενώ για τα MME ASI=0,77-0,98 σύμφωνα με τους Christofides et al. (2007). Στον πίνακα 3.2 παρουσιάζονται οι χημικές αναλύσεις ολικού πετρώματος ορισμένων δειγμάτων που χρησιμοποιήθηκαν στην παρούσα μελέτη (Christofides et al. 2007). Πίνακας 3.2 Χημικές αναλύσεις ολικού πετρώματος κατά Christofides et al. (2007) HBGD HBTON BGD Δείγμα wt% SiO 2 67,22 67,58 67,83 68,15 68,42 62,57 63,98 64,97 68,42 69,26 TiO 2 0,39 0,37 0,32 0,28 0,32 0,55 0,54 0,47 0,40 0,37 Ai 2 O 3 16,16 16,06 16,31 16,03 16,23 18,32 16,90 16,42 17,15 15,48 Fe 2 O 3 t 2,87 2,77 2,50 2,19 2,44 4, ,52 2,11 2,42 MnO 0,06 0,06 0,05 0,04 0,05 0,11 0,08 0,06 0,09 0,07 MgO 1,38 1,37 1,26 1,20 1,27 2,13 2,20 1,94 1,17 1,18 CaO 3,47 3,29 3,43 2,12 3,57 4,64 4,26 4,16 3,43 3,10 Na 2 O 4,67 4,67 5,11 4,45 4,80 4,38 4,77 4,40 3,89 4,25 K 2 O 2,70 2,60 2,31 3,51 2,15 2,18 2,31 2,66 2,23 2,84 P 2 O 5 0,24 0,22 0,19 0,18 0,16 0,46 0,44 0,29 0,28 0,23 LOI 0,84 1,01 0,69 0,86 0,59 0,44 0,60 1,11 0,83 0,81 Σύνολο 100,0 100,0 100,0 100,01 100,0 100,0 100,01 100,0 100,0 100,01 ppm Rb Ba Sr La Ce Y Nb Zr Ni <5 <5 Cr V

21 3.4 Γένεση του πλουτωνίτη Σύμφωνα με τις νεότερες απόψεις περί της γένεσης του πλουτωνικού συμπλέγματος της Σιθωνίας κατά Christofides et al. (2007), αυτό δημιουργήθηκε σ ένα γεωτεκτονικό περιβάλλον προσυγκρουόμενων λιθοσφαιρικών πλακών, το οποίο υποδεικνύει γένεση μάγματος σχετικό με υποβύθιση. Η υποβύθιση άρχισε κατά τη διάρκεια του Ιουρασικού με δύο διαδοχικά γεγονότα κλεισίματος των δύο γειτονικών ωκεανών Αξιού και Πίνδου. Η σφήνα που προκύπτει, υπόκειται σε διάφορους βαθμούς μετασωμάτωσης, εξαιτίας των ρευστών που απελευθερώνονται απ τις διαδοχικές καταδύσεις της ωκεάνιας λιθόσφαιρας. Κατ αυτόν τον τρόπο δημιουργείται μια έντονα ανομοιεγενής σφήνα, εμπλουτισμένη και με μεταβλητή περιεκτικότητα σε ασυμβίβαστα στοιχεία. Σύμφωνα με τους Christofides et al. (2007) δύο είναι τα μάγματα που είχαν κυρίαρχο λόγο στην γένεση του πλουτωνίτη. Ένα μάγμα βασικό, προερχόμενο από το μανδύα με λαμπροφυρική σύσταση υποεδρευόμενο ενός κατώτερου φλοιού αμφιβολιτικής - βασαλτικής σύστασης. Το μάγμα αυτό προκάλεσε μερική τήξη του φλοιού, δημιουργώντας ένα μάγμα σύστασης διμαρμαρυγιακού γρανίτη. Το κατώτερο τμήμα του μάγματος αυτού στην επαφή του με το βασικότερο μάγμα μολύνθηκε με διαδικασίες μεταφοράς και διάχυσης γεννώντας ένα μάγμα λευκογραγρανιτικής σύστασης. Το μάγμα σύστασης αντίστοιχης του διμαρμαρυγιακού γρανίτη μετανάστευσε πριν περίπου 50 Ma στα 15 Km, όπου και 15

22 στερεοποιήθηκε ως TMG και έδωσε το βορειότερο τμήμα του πλουτωνικού συμπλέγματος της Σιθωνίας. Η βασική ομάδα του πλουτωνικού συμπλέγματος δημιουργήθηκε με τη διαδικασία κλασματικής κρυστάλλωσης και μίξης (MFC). Κατά το πρώτο στάδιο η κλασματική κρυστάλλωση κυριάρχησε δημιουργώντας στην αρχή εγκλείσματα μεγαλύτερα σε μέγεθος και λιγότερο (γεωχημικά) διαφοροποιημένα (μονζονιτικά εγκλείσματα) και στη συνέχεια μικρότερα και περισσότερο διαφοροποιημένα (τοναλιτικά εγκλείσματα). Κατά το δεύτερο στάδιο αυξήθηκε ο ρόλος της μίξης σε σχέση με τη κλασματική κρυστάλλωση γεννώντας πετρώματα με συστατικό εύρος HBTON, HBGD και BGD. Με βάση τα στοιχεία υπαίθρου μετά την τοποθέτηση του TMG ακολούθησε στα 46 Ma ο HBGD, που εγκλείει τμήματα HBTON ακολουθούμενος από τον LG, και στη συνέχεια τοποθετείται ο BGD. To τελευταίο μαγματικό συμβάν γέννησε απλίτες και πηγματίτες, οι οποίοι προέκυψαν πιθανώς από τη συρρίκνωση του όγκου των στερεοποιημένων πλουτωνικών μαζών, στο επίπεδο της τοποθέτησης. 16

23 4. ΧΡΟΝΟΛΟΓΗΣΗ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΣΙΘΩΝΙΑΣ 4.1 Γενικές αρχές ραδιοχρονολόγησης Η βασική αρχή, στην οποία στηρίζεται η γεωχημεία των ραδιενεργών ισοτόπων, είναι ο νόμος της ραδιενεργούς διάσπασης, που διατυπώθηκε για πρώτη φορά στις αρχές του 20 ου αιώνα. Προτάθηκε τότε ότι οι ραδιενεργοί πυρήνες διασπώνται αυθόρμητα σε θυγατρικούς με εκπομπή σωματιδίων άλφα (πυρήνας ηλίου 4 2 He ), σωματιδίων β και ακτινοβολίας γ. Σύμφωνα με τα παραπάνω ο ρυθμός μεταβολής των αδιάσπαστων Ν πυρήνων που υπήρχαν κάποια χρονική στιγμή είναι στατιστικά και μόνο ανάλογος του αριθμού Ν και της φύσης του ραδιενεργού ισοτόπου. Ο ρυθμός αυτός είναι ανεξάρτητος άλλων εξωτερικών συνθηκών, όπως θερμοκρασίας και πίεσης, γεγονός που αποτελεί έναν από τους κυριότερους λόγους της μεγάλης εφαρμογής των ραδιοχρονολογήσεων στη γεωλογία. Η εξίσωση που εκφράζει το παραπάνω φαινόμενο είναι: dn / dt = λn (4.1) Όπου Ν ο αδιάσπαστος αριθμός πυρήνων και λ η πιθανότητα να συμβεί μια διάσπαση ανά μονάδα χρόνου. Με ολοκλήρωση της εξίσωσης 4.1 έχουμε: - dn = λ dt ( 4.2) N - ln N = λt + C ( 4.3) 17

24 Η σταθερά C αντιστοιχεί στον αρχικό αριθμό των ραδιενεργών πυρήνων N 0, που υπήρχαν στο ορυκτό ή στο πέτρωμα τη χρονική στιγμή της δημιουργίας του δηλ. για t = 0. Έτσι : C = ln N 0 (4.4) ln N = λt ln N ln N ln N ln( N / N ) = λt N / N 0 N = N = e 0 0 e 0 λt λt 0 = λt (4.5) Στην τελευταία εξίσωση υπάρχουν δύο άγνωστοι: ο αρχικός αριθμός των μητρικών ραδιενεργών πυρήνων N 0 και ο χρόνος t. Αν όμως ονομάσουμε D τον αριθμό των θυγατρικών πυρήνων που προέκυψαν από τους μητρικούς και N ο αριθμός των ραδιενεργών αδιάσπαστων πυρήνων που απομένουν μετά το χρόνο t έχουμε: από την εξίσωση (4.5) N 0 = N + D ( 4.6) N = ( N + D) e λt N e = N + D λt D = N ( e 1) λt (4.7) Η εξίσωση (4.7) είναι αυτή την οποία χρησιμοποιούμε κυρίως στις ραδιοχρονολογήσεις, αφού μπορούμε να μετρήσουμε τόσο την ποσότητα των θυγατρικών (D ) όσο και των μητρικών (N ) που έχουν περισσέψει, αλλά κάτω από τις εξής προϋποθέσεις: Το σύστημα ραδιενεργούς διάσπασης είναι κλειστό, δηλ. η ποσότητα τόσο των μητρικών όσο και θυγατρικών πυρήνων δεν επιδέχεται ανταλλαγές με το περιβάλλον Η σταθερά διάσπασης λ να αποτελεί για κάθε ραδιενεργό ισότοπο μία φυσική σταθερά. 18

25 4.1.1 Μέθοδος Χρονολόγησης K-Ar Το Κ αποτελεί ένα από τα κύρια συστατικά στοιχεία των πετρωμάτων και το έβδομο σε περιεκτικότητα στο στερεό φλοιό της Γης. Το K που συναντάται στη φύση αποτελείται από τρία ισότοπα : 1. το 39 K σε περιεκτικότητα 93,2581±0,0029% 2. το 40 K σε περιεκτικότητα 0,01167±0,00004% 3. το 41 K σε περιεκτικότητα 6,7302±0,0029% Επιπρόσθετα η ημιπερίοδος ζωής του 40 K αντιστοιχεί στο ¼ της ηλικίας της Γης. Ως ημιπερίοδος ζωής ενός ραδιενεργού ισοτόπου στοιχείου είναι ο χρόνος Τ, ο οποίος απαιτείται, ώστε να διασπαστεί η μισή από την αρχική ποσότητα των ραδιενεργών πυρήνων ( N 0 ). Έτσι, αν N οι αδιάσπαστοι πυρήνες μετά από χρόνο Τ, έχουμε: N = 1 2 N 1 N 2 0 ln 2 = λτ 0 = N 0 e λτ T = ln 2 λ ( 4.8) Έτσι, παρότι εκπληρώνονται δύο σημαντικές προϋποθέσεις για την εφαρμογή και χρηστικότητα της μεθόδου, ο τρόπος με τον οποίο συντελείται η διάσπαση του μητρικού πυρήνα 40 K και η χημική συμπεριφορά του θυγατρικού 40 Ar, τίθενται ορισμένοι φραγμοί στην εφαρμογή της. 19

26 Η ραδιενεργός συμπεριφορά του K είναι γνωστή από τις αρχές του 20 ου αιώνα, πολύ αργότερα όμως έγινε εφικτό να πιστοποιηθεί ότι η ραδιενέργεια οφείλεται στο ισότοπο 40 K. Το 40 K μεταστοιχειώνεται κατά 88,8% σε 40 Ca με β διάσπαση, ενώ το υπόλοιπο 11,2% (περίπου) με σύλληψη ηλεκτρονίου και 0,001% με + β διάσπαση σε 40 Ar (όπως φαίνεται στο σχήμα 4.1 κατά Beckinsale & Gale (1969). Ατομικός αριθμός 1) 88,8% μετά από β - διάσπαση στη βασική κατάσταση 40 Ca ( Ενέργεια διάσπασης 1,32 MeV) 2) 0,16% με σύλληψη ηλεκτρονίου στη βασική κατάσταση 40Ar ( Ενέργεια διάσπασης 1,51 MeV) 3) 0,001% με β + διάσπαση σε μία διεγερμένη κατάσταση στο 40 Ar ( Ενέργεια διάσπασης 0,49 MeV) 4) 11,0% μετά από σύλληψη ηλεκτρονίου μεταπίπτουν μετά από μία διεγερμένη κατάσταση σε 40 Ar ( Ενέργεια διάσπασης 0,05 MeV) 5) & 6) αποδιέγερση των ενδιάμεσων διεγερμένων καταστάσεων 3 και 4 στη βασική κατάσταση μετά από γ-ακτινοβολία Σχήμα 4.1 κατά Beckinsale & Gale (1969) 20

27 Το ευγενές αέριο Ar συναντάται επίσης σε τρία ισότοπα στην ατμόσφαιρα : Ar σε περιεκτικότητα 0,0337% Ar σε περιεκτικότητα 0,063% Ar σε περιεκτικότητα 99,60% Από τις παραπάνω περιεκτικότητες προκύπτει και η αναλογία 40 Ar/ 36 Ar = 295,5 η οποία είναι απαραίτητη για τις διορθώσεις των μετρήσεων που γίνονται για το ραδιογενούς προέλευσης αργό ( 40 Ar ρ ). Περισσότερο από το 99,9% του ατμοσφαιρικού Ar έχει προκύψει από τη μεταστοιχείωση του 40 K. Η περιεκτικότητα του Ar στα πετρώματα δεν είναι σταθερή αλλά εξαρτάται από την περιεκτικότητα σε K, την ηλικία του πετρώματος και τη θερμική του ιστορία. Εξαιτίας της διπλής ραδιενεργούς διάσπασης του 40 K σε 40 Ca και 40 Ar διακρίνουμε δύο σταθερές διάσπασης αντίστοιχα : 1. τη λ β, για τη μεταστοιχείωση του 40 K σε 40 Ca με β - διάσπαση και 2. τη λ ε, για τη μεταστοιχείωση του 40 K σε 40 Ar με σύλληψη ηλεκτρονίου. Με πρόσθεση των δύο σταθερών διάσπασης λ β και λ ε προκύπτει η συνολική σταθερά: λ=λ β +λ ε = a -1 (όπου a=έτη). Οι διεθνώς σήμερα αποδεκτές επιμέρους σταθερές διάσπασης είναι λ β = 4, a -1 και λ ε =0, a -1. Η ημιπερίοδος ζωής του 40 K είναι όμως μία : T = ln2/λ = 1, a. 21

28 λ t Η εξίσωση 4.7 ( D = N ( e 1) ) για το σύστημα ραδιενεργούς διάσπασης K-Ar και K-Ca μετασχηματίζεται στην : 40 Ar ρ + λε = λ Ο δεύτερος όρος της εξίσωσης λ + 40 t ε λ λ β 40 λt Ca= K( e 1) = K ( e 1) λ λ λt β 40 λt K ( e 1) + K ( e 1) (4.9) λ λβ λ 40 K ( e λt 1) αντιστοιχεί στο K, το οποίο μεταστοιχειώθηκε σε Ca. Ο πρώτος όρος λε 40 λt K ( e 1) (4.10) λ 40 αντιστοιχεί στο K, το οποίο μεταστοιχειώθηκε σε Arρ 40. Στην απλούστερη των περιπτώσεων η ηλικία του ορυκτού ή του πετρώματος υπολογίζεται, αν λύσουμε την εξίσωση 4.10 ως προς t : 40 1 Ar ρ λ t = ln + 1 (4.11) 40 λ K λε Το ραδιογενές Arρ υπολογίζεται αν αφαιρέσουμε από το Ar που μετρήσαμε την ποσότητα που προστέθηκε σ αυτό απ την ατμόσφαιρα έχοντας υπόψη ότι ο λόγος 40 Ar atm 36 Ar = 295 ± 0,5 παραμένει σταθερός. Κατ αυτόν τον τρόπο διορθώνεται με την παρακάτω εξίσωση σε: Ar = Ar 295,5 Ar ρ Για να αποτελεί η λύση της παραπάνω εξίσωσης (4.11) μία πραγματικά αποδεκτή λύση, θα πρέπει να εκπληρώνονται οι παρακάτω δύο προϋποθέσεις : 1. Τη χρονική στιγμή t = 0 ( δείχνει τη μαγματική ή μεταμορφική ηλικία) το δείγμα δεν περιείχε 40 Arρ. 22

29 2. Από τη στιγμή t = 0 μέχρι και σήμερα το δείγμα αποτελούσε ένα κλειστό σύστημα, έτσι ώστε να μην έχει γίνει καμία ανταλλαγή K ή Ar με το περιβάλλον ( είτε πρόσληψη είτε αποβολή ). Αν ισχύουν οι παραπάνω δύο προϋποθέσεις, τότε μετρούνται οι περιεκτικότητες σε 40 K 40 - Ar και με χρήση της εξίσωσης 4.11 και της διόρθωσης υπολογίζεται η ηλικία του δείγματος. Ο υπολογισμός του 40 K γίνεται με μέτρηση της συνολικής περιεκτικότητας σε K και, έχοντας υπόψη ότι η ισοτοπική αναλογία για τα ισότοπα του καλίου παραμένει σταθερή, υπολογίζεται επακριβώς. Η πρώτη των παραπάνω προϋποθέσεων κατά κανόνα εκπληρώνεται διότι: Το Ar ως ευγενές αέριο συμμετέχει ελάχιστα στο κρυσταλλικό πλέγμα των ορυκτών. Κατά τη διάρκεια ανάτηξης των πετρωμάτων το λιγοστό Ar, που υπάρχει στο κρυσταλλικό πλέγμα των ορυκτών διαφεύγει ολοκληρωτικά, έτσι ώστε κατά την επανακρυστάλλωση να μην υπάρχει διαθέσιμο Ar στο σχηματισμό των νέων ορυκτών. Ακόμα και κάτω από συνθήκες ενδιάμεσης μεταμόρφωσης προκαλείται ολοκληρωτική απώλεια του Ar σε ορυκτά, όπως κεροστίλβες και λευκούς μαρμαρυγίες. Η απώλεια βέβαια, εξαρτάται από τη θερμοκρασία και τη διάρκεια της μεταμόρφωσης. 23

30 Όταν τα μεταμορφωμένα πετρώματα είναι ιζηματογενούς προέλευσης, τότε υπάρχει το ενδεχόμενο ατμοσφαιρικό Ar να συμμετέχει στο κρυσταλλικό πλέγμα ορυκτών, ώστε να είναι απαραίτητο κατά τη μέτρηση του διορθώσεις στα δείγματα. 40 Ar να γίνουν οι απαραίτητες 40 Η ελάχιστη συμμετοχή του ραδιογενούς αργού Arρ στο κρυσταλλικό πλέγμα των ορυκτών έχει και τα μειονεκτήματά της, τα οποία συνοψίζονται στα εξής: έστω και σε χαμηλές θερμοκρασίες παρατηρούνται απώλειες στο 40 Arρ με διάχυση στα πλούσια σε K ορυκτά. Το 40 Arρ τότε έχει την δυνατότητα να εισέλθει στο πλέγμα άλλων ορυκτών. Κατ αυτό τον τρόπο ορυκτά μεγαλύτερης ηλικίας μετρούνται χαμηλότερης και, αντίστροφα, ορυκτά μικρότερης ηλικίας ως μεγαλύτερης. Ορυκτά τα οποία ενδείκνυνται για ραδιοχρονολόγηση με την μέθοδο K - Ar, είναι: Αμφίβολοι, βιοτίτης και Κ-άστριοι ηφαιστειακών πετρωμάτων και Αμφίβολοι, μαρμαρυγίες και λιγότερο Κ-άστριοι στα πλουτωνικά και μεταμορφωμένα πετρώματα. Σε ολικό πέτρωμα η μέθοδος δε βρίσκει εφαρμογή, με εξαίρεση στα πολύ νέα (σύγχρονα) ηφαιστειακά πετρώματα με την προϋπόθεση να είναι πολύ φρέσκα τα δείγματα. 24

31 4.1.2 Θερμοκρασία κλεισίματος Κατά τη δεκαετία του εβδομήντα εισήχθηκε στην ισοτοπική γεωλογία ο όρος της θερμοκρασίας κλεισίματος. Παρατηρήθηκε τότε, κατά την διάρκεια ραδιοχρονολογήσεων μεταμορφωμένων πετρωμάτων της αλπικής ορογένεσης, ότι ίδιας γενετικής ηλικίας πετρώματα έδιναν διαφορετικές ηλικίες, όταν εφαρμόζονταν σε μοσχοβίτη και βιοτίτη αντίστοιχα. Μάλιστα, παρατηρήθηκε ότι οι ηλικίες που υπολογίστηκαν, εξαρτιόνταν από τον βαθμό μεταμόρφωσης (Jäger, Nigli & Wenk 1967). Η πιο αξιοσημείωτη παρατήρηση που έγινε ήταν ότι υπάρχει ένα εύρος θερμοκρασιών για το κάθε ορυκτό, όπου σταματάει η ανταλλαγή ισοτόπων με το περιβάλλον (θερμοκρασία κλεισίματος) και μετέπειτα το σύστημα θεωρείται κλειστό. 4.2 Ανταλλαγή ραδιογενούς 40 Arρ μεταξύ συστήματος (ορυκτού) και περιβάλλοντος Διεργασίες διάχυσης και παράγοντες που την επηρεάζουν Αν υποτεθεί ότι ο μοναδικός παράγοντας απ τον οποίο επηρεάζεται η διάχυση είναι η θερμοκρασία, θα ήταν εύκολο να παρασταθεί η διαδικασία με μια απλή εξίσωση (τύπου) Arrhenius D = D 0 e E / RT 25

32 όπου : D = Συντελεστής διάχυσης (σε cm 2 /s), στην θερμοκρασία T, D 0 = συντελεστής διάχυσης (σε cm 2 /s) όταν η θερμοκρασία T (σε βαθμούς Kelvin), R = παγκόσμια σταθερά των αερίων (σε cal/mol K) και E = ενέργεια ενεργοποίησης της διάχυσης (σε cal/mol). Στην εξίσωση αυτή η διάχυση των ιόντων και ατόμων στο κρυσταλλικό πλέγμα εξαρτάται μόνο από τη θερμοκρασία. Στην παραπάνω εκθετική συνάρτηση θα υπέθετε κανείς ότι το εύρος θερμοκρασιών, μέσα στο οποίο σταματάει η διάχυση, είναι περιορισμένο. Στην πραγματικότητα, δε συμβαίνει αυτό, γιατί η διάχυση είναι πιο περίπλοκο φαινόμενο και δεν εξαρτάται αποκλειστικά από τη θερμοκρασία. Σύμφωνα με τον Dodson (1973) η θερμοκρασία κλεισίματος ( T c ), όταν το σύστημα είναι απομονωμένο από το περιβάλλον, εξαρτάται από τη γεωμετρία του ορυκτού, μια χαρακτηριστική διάσταση του ορυκτού και από το ρυθμό μεταβολής της θερμοκρασίας του ορυκτού ή του πετρώματος. Η εξίσωση που οδηγεί στον υπολογισμό του εύρους θερμοκρασίας κλεισίματος ( T c ) είναι : E R T A D0 R T = ln 2 E T a 2 c (4.12) όπου A ένας αδιάστατος γεωμετρικός παράγοντας ο οποίος εξαρτάται από το γεωμετρικό στερεό που προσεγγίζει τη μορφή του κρυστάλλου του ορυκτού ( 55 για σφαίρα, 27 για κύλινδρο και 8.7 για μία επίπεδη επιφάνεια), a μία χαρακτηριστική διάσταση του κρυσταλλικού κόκκου π.χ. στην περίπτωση σφαίρας 26

33 αντιστοιχεί με την ακτίνα και T = dt (Κ/s) ο ρυθμός με τον οποίο dt μεταβάλλεται η θερμοκρασία του πετρώματος ή του ορυκτού. Το αρνητικό πρόσημο στην εξίσωση (4.12) αντιστοιχεί στην μείωση της θερμοκρασίας κατά την ψύξη του πετρώματος ή ορυκτού. Ερμηνεύοντας την εξίσωση αντιλαμβανόμαστε ότι όσο το T = dt dt μεγαλώνει δηλ. η ταχύτητα ψύξης αυξάνει τόσο η θερμοκρασία κλεισίματος γίνεται μεγαλύτερη. Με την προϋπόθεση ότι το σύστημα είναι κλειστό και μοναδικός παράγοντας που επηρεάζει τη θερμοκρασία κλεισίματος είναι η διάχυση, παρατίθεται σύμφωνα με τον Villa (1998) ο παρακάτω πίνακας [ 4.1] : Πίνακας [4.1] Θερμοκρασίες κλεισίματος [Τ c ] για ορισμένα ορυκτά Ορυκτό Βιοτίτης Μοσχοβίτης Αμφίβολος Ραδιενεργός διάσπαση K-Ar K-Ar K-Ar T c [ o C] Σύμφωνα με άλλες εργασίες σ ένα θεωρητικά κλειστό σύστημα, η θερμοκρασία κλεισίματος εξαρτάται εκτός της διάχυσης και από το μέγεθος των ορυκτών αλλά και του ρυθμού μεταβολής της θερμοκρασίας όπως φαίνεται στον πίνακα [4.2] 27

34 Πίνακας [4.2]. Θερμοκρασίες κλεισίματος οι οποίες υπολογίστηκαν από τις παραμέτρους που εξαρτάται η διάχυση του Ar και με ταχύτητα dt o ψύξης : T = = 5 C (σύμφωνα με τους αναγραφόμενους στον dt Ma συγγραφείς). Ορυκτό Θερμοκρασία κλεισίματος ο C Μέγεθος Ορυκτών, μm Συγγραφέας Κεροστίλβη Harrison (1981) Κεροστίλβη 685 ± έως 840 Berger & D.York (1981) Βιοτίτης 373 ± έως 1410 Berger & D.York (1981) Κ-άστριος 230 ± έως 840 Berger & D.York (1981) Πλαγιόκλαστο 176 ± έως 210 Berger & D.York (1981) Η διάχυση είναι μια διαδικασία που επηρεάζει επιλεκτικά τα ορυκτά. Ο βιοτίτης επηρεάζεται πολύ περισσότερο απ την κεροστίλβη ή άλλα ορυκτά. Σε πετρώματα με υψηλότερη περιεκτικότητα σε K η περίσσεια Ar στο βιοτίτη (Bt) είναι μεγαλύτερη απ ότι σε πετρώματα με μικρότερη περιεκτικότητα σε κάλιο (Σχήμα 4.2. Β, Kelley,2002). Ιδιαίτερα χαρακτηριστική είναι η διαφορά ηλικίας που παρατηρείται, αν υπολογίζαμε την ηλικία του βιοτίτη με τη μέθοδο Rb/Sr έναντι της υπολογισμένης ηλικίας του ορυκτού με την μέθοδο K/Ar (Σχήμα 4.2 Α, Kelley, 2002). 28

35 (Α) Η υπολογισμένη ηλικία με τη μέθοδο Rb/Sr στο Bt έδωσε ηλικία 356 (Ma), ενώ οι ηλικίες που υπολογίστηκαν με την μέθοδο K/Ar είναι πολύ μεγαλύτερες, εξαιτίας της περίσσειας Ar που προκλήθηκε λόγω της διάχυσης. (Β) Οι υπολογισμένες ηλικίες του Bt αυξάνονται με την αύξηση της περιεκτικότητας Κ% στο ολικό πέτρωμα, όπως φαίνεται στο σχήμα. (Kelley, 2002) Σχήμα 4.2 Α&Β Παράγοντες που προκαλούν απώλεια 40 Arρ Εκτός της απώλειας Ar που συντελείται με τη διαδικασία της διάχυσης, υπάρχουν και άλλοι παράγοντες που προκαλούν απώλεια Ar, οι οποίοι είναι οι εξής: Η παραμόρφωση των πετρωμάτων και ορυκτών η οποία οδηγεί στην ανακρυστάλλωση των ορυκτών. Η παρουσία ρευστών στα όρια των κρυστάλλων. Η παρουσία των ρευστών δεν προκαλεί από μόνη της απώλεια 29

36 Ar, αλλά θα πρέπει να συντρέχουν και άλλοι λόγοι όπως: α) η παρουσία άλλου ορυκτού που θα αντιδράσει με το ορυκτό που φιλοξενεί το Ar και β) εκτός από την ανταλλαγή ιόντων που γίνεται μεταξύ των ορυκτών, θα πρέπει να γίνεται ταυτόχρονα και ανταλλαγή φορτίων. Μερική ή ολική τήξη των πετρωμάτων. Αύξηση θερμοκρασίας και πίεσης κατά τη διάρκεια περιοχικής ή μεταμόρφωσης επαφής, χωρίς απαραίτητα να υπάρχουν φυσικές ή χημικές ενδείξεις. Διάλυση ορυκτών και απόθεση αλάτων. Μηχανική καταπόνηση των δειγμάτων κατά τη διάρκεια επεξεργασίας τους, όπως και ο χρόνος αποθήκευσης Περίσσεια 40Arρ Περίσσεια 40 Ar μπορεί να προκληθεί, όπως προαναφέρθηκε, είτε: 1. εξαιτίας της διάχυσης του 40 Ar ρ πλούσιων σε Κ ορυκτών, έτσι ώστε ορυκτά χαμηλής περιεκτικότητας σε Κ που γειτνιάζουν να αποτιμούνται μεγαλύτερης ηλικίας 2. στην περίπτωση όπου το διαλυμένο στο μάγμα 40 Ar δε διέφυγε κατά τη διάρκεια της κρυστάλλωσης από το μάγμα, αλλά παρέμεινε στα ορυκτά υπό μορφή ρευστών εγκλεισμάτων. Στον πίνακα (4.3) παρατίθενται οι ισοτοπικές συγκεντρώσεις 40 Ar/ 36 Ar. Στον πίνακα αυτό παρατηρούμε ότι οι λόγοι 40 Ar/ 36 Ar στην ατμόσφαιρα είναι κατά πολύ μικρότεροι και, αν δε ληφθεί υπόψη η παρουσία των 30

37 Πίνακας 4.3 Ισοτοπκή αναλογία εγκλεισμάτων, θα οδηγηθούμε σε πολύ μεγαλύτερες ηλικίες από τις πραγματικές. Ατμόσφαιρα Στερεός φλοιός OIB MORB 40 Ar/ 36 Ar 295, ( ) ) Ozima and Podosek (1983) 2) Allegre et al.(1987) 3) Marty et al.(1998) 4) Valbracht et al.(1997) 4) Marty and Humbert (1997) 4.3 Η Μέθοδος των ισοχρόνων Η μέθοδος αυτή χρησιμοποιείται κυρίως για ν αποφύγουμε τα προβλήματα που δημιουργούνται, όταν δεν συντρέχουν οι ακόλουθες προϋποθέσεις : 1. Τη χρονική στιγμή t = 0 ( η μαγματική ή μεταμορφική ηλικία), όταν το σύστημα έφθασε στη θερμοκρασία κλεισίματος, το δείγμα δεν περιείχε ραδιογενές ισότοπο 2. Από τη στιγμή t = 0 μέχρι και σήμερα το δείγμα αποτελούσε ένα κλειστό σύστημα έτσι ώστε να μην έχει γίνει καμία ανταλλαγή μητρικού ή θυγατρικού στοιχείου με το 40 Arρ περιβάλλον ( είτε πρόσληψη είτε αποβολή ). Για την εφαρμογή αυτής της μεθόδου απαιτείται μια ακόμα μέτρηση περιεκτικότητας ενός ισοτόπου, μη ραδιογενούς προέλευσης και σταθερό (R). Σύμφωνα με την μέθοδο χρησιμοποιείται ορθοκανονικό σύστημα αξόνων, όπου: στον κατακόρυφο άξονα μετράται ο λόγος D/R και. 31

38 στον οριζόντιο άξονα μετράται ο λόγος P/R, όπου επιπρόσθετα: D= περιεκτικότητα (ποσοστό) θυγατρικών πυρήνων P= περιεκτικότητα (ποσοστό) σε μητρικούς πυρήνες και R= περιεκτικότητα (ποσοστό) σε μη ραδιογενούς προέλευσης ισότοπο του θυγατρικού πυρήνα. Στην περίπτωση της μεθόδου Κ-Ar είναι R= 36 Ar του οποίου η περιεκτικότητα στην ατμόσφαιρα θεωρείται σταθερή, ο λόγος D / R= Ar/ Ar και ο λόγος P / R= K / Ar. Επιπρόσθετα, η μέθοδος απαιτεί μετρήσεις σε διαφορετικά ορυκτά που προέκυψαν από το ίδιο μητρικό μάγμα (συγγενετικά), επομένως, πετρώματα που αποτελούνται από διαφορετικά ορυκτά είναι ιδανικά γι αυτή τη μέθοδο Η μέθοδος των ισοχρόνων σ ένα κλειστό σύστημα Κάθε μία από τις μετρήσεις τοποθετείται σ ένα διάγραμμα, όπως φαίνεται παρακάτω σχήμα 4.3 ( π.χ. μέθοδο Κ/Ar) Σχήμα (4.3) 32

39 Στόχος ενός τέτοιου διαγράμματος είναι ο συσχετισμός μεταξύ : 1. της ποσότητας των μητρικών ραδιενεργών πυρήνων που μετρήθηκαν και 2. της αύξησης της ποσότητας των θυγατρικών. Οι κατευθύνσεις, όπου μεταβάλλονται οι λόγοι D/R ( 40 Αr/ 36 Ar) και P/R ( 40 K/ 36 Ar), αποτυπώνονται στο σχήμα 4.4 Σχήμα (4.4) Σ ένα ομογενοποιημένο μητρικό μάγμα όπου όλα τα άτομα, ραδιενεργά και μη, είναι ισομερώς κατανεμημένα, η γραφική παράσταση σ ένα διάγραμμα όπως το παραπάνω, θα παριστανόταν από ένα και μόνο σημείο, όπως φαίνεται στο διάγραμμα του σχήματος

40 Σχήμα (4.5) Όταν αρχίζει η κρυστάλλωση του μάγματος, τα άτομα διαλέγουν τα ορυκτά στο κρυσταλλικό πλέγμα των οποίων θα συμμετάσχουν ανάλογα με τη χημική συμπεριφορά τους. Επειδή στον κατακόρυφο άξονα μετράται ο λόγος δύο ισοτόπων του ίδιου στοιχείου (ραδιογενούς / μη ραδιογενούς προέλευσης), είναι αναμενόμενο να υπάρχει η ίδια αναλογία σ όλα τα ορυκτά, στα οποία μετέχει το συγκεκριμένο στοιχείο. Από την άλλη, στον οριζόντιο άξονα μετράται ο λόγος δύο διαφορετικών ισοτόπων στοιχείων με διαφορετική χημική συμπεριφορά. Η κατανομή των στοιχείων αυτών είναι διαφορετική από ορυκτό σ ορυκτό. Ως τελικό αποτέλεσμα σ ένα τέτοιο διάγραμμα παίρνουμε μία ευθεία γραμμή με σταθερό λόγο στον κατακόρυφο άξονα και μεταβλητό στον οριζόντιο, όπως φαίνεται στο διάγραμμα του σχήματος (4.6) 34

41 Σχήμα (4.6) Για διάφορα ισοτοπικά συστήματα στα οποία εφαρμόζεται η μέθοδος των ισοχρόνων, παρατίθεται ο παρακάτω πίνακας (4.4) Πίνακας (4.4 ) Ισοτοπικό σύστημα P/R D/R K-Ar Rb-Sr Sm-Nd Lu-Hf La-Ce K-Ca Th-Pb U-Pb Re-Os 40 K/ 36 Ar 87 Rb/ 86 Sr 143 Sm/ 144 Nd 176 Lu/ 177 Hf 138 La/ 142 Ce 40 K/ 42 Ca 232 Th/ 204 Pb 238 U/ 204 Pb 187 Re/ 186 Os 40 Ar/ 36 Ar 87 Sr/ 86 Sr 143 Nd/ 144 Nd 176 Hf/ 177 Hf 138 Ce/ 142 Ce 40 Ca/ 42 Ca 208 Pb/ 204 Pb 206 Pb/ 204 Pb 187 Os / 186 Os Μετά το τέλος της κρυστάλλωσης και αφού έχει περάσει χρόνος ικανός ώστε να αλλάξουν οι αναλογίες ( εξαιτίας των 35

42 ραδιενεργών διασπάσεων ) των ισοτόπων στα διάφορα ορυκτά, παρατηρείται μια μετατόπιση της ισόχρονης. Η μετατόπιση γίνεται προς τα αριστερά ( μείωση της περιεκτικότητας σε P ισότοπο ) και προς τα επάνω ( αύξηση της περιεκτικότητας σε D ), έτσι ώστε, και μετά την μετατόπιση, τα σημεία να συνεχίζουν να βρίσκονται επί της ίδιας ευθείας. Η μεγαλύτερη μετατόπιση παρατηρείται κυρίως στα ορυκτά που έχουν μεγάλη περιεκτικότητα σε P, γιατί η ραδιενεργός διάσπαση είναι ποσοστιαία ( σχήμα 4.7 ) Σχήμα (4.7) 36

43 4.3.2 Η μέθοδος των ισοχρόνων για ένα ανοικτό σύστημα Ανοικτό σύστημα ως συνέπεια προσθήκης ή αποβολής ποσότητας μητρικού ραδιοϊσοτόπου Όταν το σύστημα δεν είναι κλειστό ως αποτέλεσμα προσθήκης ή αποβολής ποσότητας μητρικών πυρήνων (P), παρατηρείται μία μετατόπιση των σημείων της ισόχρονης δεξιά ή αριστερά αντίστοιχα όπως φαίνεται στο διάγραμμα του σχήματος (4.8). Σχήμα (4.8) Η συμπεριφορά όμως των ορυκτών δεν είναι η ίδια σε μια ενδεχόμενη διατάραξη ( π.χ. απώλεια P υλικού ) του συστήματος και έχοντας υπόψη τη διαφορετική αναλογία P/R, τα σημεία της ισόχρονης μετατοπίζονται προς τα αριστερά χωρίς όμως να 37

44 κείνται επί της ίδιας ευθείας πλέον (διαγράμματα του σχήματος 4.9). Σχήμα (4.9) Ανοικτό σύστημα ως συνέπεια προσθήκης ή αποβολής ποσότητας θυγατρικού ισοτόπου Όταν το σύστημα είναι ανοικτό με συνέπεια να έχουμε προσθήκη ή απώλεια θυγατρικών πυρήνων (D), που είναι και το κυρίαρχο στην περίπτωση της μεθόδου Κ-Ar, τότε παρατηρείται απομάκρυνση ή πλησίασμα των σημείων της ισόχρονης στον οριζόντιο άξονα Σχήμα (4.10 Α). Ειδικά στην περίπτωση της απώλειας υλικού D ( 40 Arρ, σε αντιστοιχία με την απώλεια 87 Sr σύμφωνα με Faure (1986), εξαιτίας της διαφορετικής αντίδρασης των ορυκτών στην επίδραση της θερμοκρασίας, της κατευθυνόμενης πίεσης ή της δράσης ρευστών, η μετατόπιση των σημείων της ισόχρονης είναι διαφορετική. Το αποτέλεσμα είναι στην προκειμένη περίπτωση τα σημεία της ισόχρονης να μην κείνται επί της ίδιας ευθείας (διάγραμμα 4.10 Β) 38

45 Σχήμα (4.10 Α) Σχήμα (4.10 Β) Υπάρχουν όμως δύο περιπτώσεις κατά τις οποίες προκύπτει ισόχρονη, παρόλο που προηγείται απώλεια θυγατρικών πυρήνων, και είναι οι εξής: 1. όταν ομογενοποιείται η σύσταση του συστήματος στο θυγατρικό υλικό. Τότε ο ισοτοπικός χρόνος μηδενίζεται και η ηλικία που προκύπτει είναι ηλικία μεταμόρφωσης (σχήμα 4.11 Α). 2. όταν η ομογενοποίηση του συστήματος σε θυγατρικό υλικό είναι μερική. Τότε ο ισοτοπικός χρόνος μειώνεται χωρίς να φθάνει στο μηδέν, έτσι ώστε να προκύπτει ηλικία μεταξύ του χρόνου αρχικής κρυστάλλωσης και μεταμόρφωσης (σχήμα 4.11 Β). 39

46 Σχήμα (4.11 Α) Σχήμα (4.11 Β) Εφαρμογή της μεθόδου των ισοχρόνων στην περίπτωση γένεσης πετρώματος από τη μείξη δύο πηγών διαφορετικής σύστασης Η περίπτωση αυτή αναφέρεται, εξαιτίας των πρόσφατων απόψεων για την προέλευση του νοτιότερου τμήματος του πλουτωνίτη της Σιθωνίας, από τους Christofides et al. (2007). Σύμφωνα με τους προηγούμενους το νοτιότερο και βασικότερο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας είναι αποτέλεσμα μείξης και κλασματικής κρυστάλλωσης (MFC). Ειδικότερα, στην περίπτωση μείξης δύο πηγών υπάρχει η πιθανότητα να εξαχθεί ευθεία, η οποία φαινομενικά να ταιριάζει σε ισόχρονη, χωρίς αυτή να είναι. Έστω ότι έχουμε δύο πηγές με ισοτοπική σύσταση Α και Β αντίστοιχα. Αυτές θα έδιναν σ ένα διάγραμμα P/R (οριζόντιος άξονας) και D/R (κατακόρυφος άξονας) δύο σημεία. 40

47 Καθένα από αυτά τα σημεία θα μπορούσε να είναι σημείο μιας ισόχρονης, όπως στο διάγραμμα του σχήματος (4.12 Α&Β). Όταν αναμειγνύονται οι δύο αυτές πηγές ώστε να προκύπτουν δείγματα (ορυκτά) στο πέτρωμα με διαφορετικές αναλογίες Α και Β αντίστοιχα, τότε το τελικό αποτέλεσμα θα ήταν μία ευθεία (ψευδοϊσόχρονη) γραμμή της οποίας κάθε σημείο θα αντιστοιχούσε σε διαφορετικές αναλογίες συστατικών Α και Β (Σχήμα 4.11 Β). Σχήμα (4.12 Α) Σχήμα (4.12 Β) Στην περίπτωση της μείξης η κλίση της ψευδοϊσόχρονης θα μπορούσε να πάρει οποιαδήποτε τιμή, από θετική ως και αρνητική. Σε αντίθεση με την περίπτωση της ψευδοϊσόχρονης σε μια πραγματική ισόχρονη οι κλίσεις παίρνουν τιμές μεγαλύτερες τού μηδενός. 41

48 Ένας άλλος τρόπος, ώστε να γίνει διάκριση ισόχρονης από ψευδοϊσόχρονη, στην περίπτωση μείξης μαγμάτων, είναι να κατασκευάσουμε ένα διάγραμμα, όπου: στον κατακόρυφο άξονα μεταβάλλεται η αναλογία D/R και στον οριζόντιο άξονα μεταβάλλεται η αναλογία 1/(D+R) Αν πρόκειται για δείγματα που προέκυψαν από μείξη, τότε το διάγραμμα είναι μια ευθεία γραμμή (ψευδοϊσόχρονη, σχήμα 4.13 Α). Στην αντίθετη περίπτωση το αποτέλεσμα είναι σημεία που δε σχηματίζουν ευθεία (σχήμα 4.13 Β). Σχήμα (4.13 Α) Σχήμα (4.13 Β) Εφαρμογή της μεθόδου των ισοχρόνων στις μετρήσεις Κ-Ar Η χρονολόγηση διαφόρων πλούσιων σε Κ ορυκτών ίδιας ηλικίας μπορεί να γίνει με τη βοήθεια ενός διαγράμματος 40 Ar/ 36 Ar σε συνάρτηση με το λόγο 40 K / 36 Ar. Στην περίπτωση που οι παραπάνω μετρούμενοι λόγοι ταυτίζονται με τα σημεία μιας ευθείας, τότε πλέον κάνουμε λόγο για μια ισόχρονη. Η ισόχρονη αυτή αποτελεί 42

49 γραφική παράσταση μιας συνάρτησης της γενικής μορφής ψ = αχ + β που στην περίπτωση της μεθόδου Κ-Ar είναι η εξής: Ar Ar Ar K λε λt = + ( ) e Ar Ar λ + I ε λβ όπου οι λόγοι 40 Ar/ 36 Ar και 40 K / 36 Ar είναι αυτοί που μετρούνται έμμεσα μετρώντας την περιεκτικότητα σε 40 Ar και 40 K αντίστοιχα. Ο λόγος Ar Ar I αντιστοιχεί στον όρο β της εξίσωσης ψ = αχ + β και αποτελεί την τεταγμένη της τομής της γραφικής παράστασης με τον κατακόρυφο άξονα των Ar. Ar λ λε + λβ 1 Ο παράγοντας ε ( ) e λt αποτελεί την κλίση της ευθείας και με τον υπολογισμό της έχουμε τη δυνατότητα να υπολογίσουμε την ηλικία () t του ορυκτού πετρώματος. 40 Ar Όταν ο λόγος = 295, 5 36 Ar I δηλ. αντιστοιχεί στον ατμοσφαιρικό λ λε + λβ 1 λόγο τότε από την κλίση ε ( ) e λt υπολογίζουμε την ηλικία του ορυκτού. Προβλήματα που δημιουργούνται κατά τη χρήση της ισόχρονης είναι τα εξής: Μετά από μόλυνση των δειγμάτων από ατμοσφαιρικό Ar μετατοπίζονται τα σημεία που ορίζουν την ισόχρονη κατά μήκος του άξονα των τεταγμένων ( Ar 36 Ar) 40 με κατεύθυνση προς τη σύσταση της ατμόσφαιρας, ώστε ( Ar Ar) = 295, 5 μετατόπιση αυτή όμως, δεν οδηγεί σε αλλαγή της κλίσης της. Η 43

50 ισόχρονης έτσι ώστε να ελαχιστοποιείται το πρόβλημα, ωστόσο αυξάνει την ανακρίβεια των μετρήσεων. Όταν τα δείγματα είναι από ηφαιστειακά πετρώματα που δεν πρόλαβαν να χάσουν πλήρως την ποσότητα των αερίων (Ar) κατά την έκχυση τους, οι ισοτοπικοί λόγοι είναι ( Ar) > 295, 5 Ar και οδηγούν σε ηλικίες μεγαλύτερες της πραγματικής. Μεγαλύτερες ηλικίες υπολογίζονται επίσης όταν στο σύστημα έχει επιδράσει μία ρευστή φάση, η οποία το προμηθεύει με Ar έχοντας ισοτοπικούς λόγους ( Ar) > 295, 5 Ar. Μικρότερες ηλικίες υπολογίζονται είτε εξαιτίας της διάχυσης του Ar είτε εξαιτίας της επίδρασης ρευστών που παρέχουν Κ στο σύστημα. Όλα τα παραπάνω προβλήματα αποτυπώνονται παραστατικά στο διάγραμμα (4.14). Σχήμα (4.14 ) 44

51 4.4 Αποτελέσματα ραδιοχρονολόγησης K/Ar των ορυκτών βιοτίτη, κεροστίλβης και Κ-αστρίου των πετρογραφικών τύπων: κεροστιλβικού - βιοτιτικού γρανοδιορίτη, βιοτιτικού γρανοδιορίτη και κεροστιλβικού - βιοτιτικού τοναλίτη. Στην παρούσα μελέτη έγιναν συνολικά 27 χρονολογήσεις σε δείγματα των HBGD, BGD και HBTON. Η διαδικασία επεξεργασίας των δειγμάτων και ο διαχωρισμός των ορυκτών όπως και η αναλυτική μέθοδος προσδιορισμού του K (καλίου) και Ar (αργού) παρατίθεται σε παράρτημα στο τέλος της εργασίας. Οι θέσεις δειγματοληψίας αποτυπώνονται στο σχήμα (4.15). Σ όλα τα δείγματα χρονολογήθηκε ο βιοτίτης και ο Κ-άστριος, ενώ στα δείγματα STH-63, 91 και 9 η κεροστίλβη. Τα αποτελέσματα χρονολόγησης Κ/Ar παρουσιάζονται στον πίνακα 4.5. Ειδικότερα στον πίνακα αναγράφονται : η περιεκτικότητα σε Κ % κατά βάρος (weight/weight) στο δείγμα η περιεκτικότητα 40 Ar ρ ραδιογενούς προέλευσης σε cm 3 υπό STP συνθήκες (Standard Temperature Pressure,Τ=273Κ, P=1atm) ανά γραμμάριο δείγματος η περιεκτικότητα 40 Ar ρ % επί του συνολικού Ar που μετρήθηκε η ηλικία του δείγματος σε εκατομμύρια έτη ( Μa ) το σφάλμα της ( ± ) ηλικίας και 45

52 η περιεκτικότητα του ατμοσφαιρικού 40 Ar atm % επί του συνολικού 40 Ar που μετρήθηκε. Η ηλικία του δείγματος υπολογίστηκε με χρήση της παρακάτω εξίσωσης (4.13) Ar cm ρ 1 g t( a) = ln λ K% (4.13) Η χρήση αυτής της εξίσωσης επιβάλλεται εξαιτίας των μονάδων που χρησιμοποιήθηκαν στις μετρήσεις για τον υπολογισμό της ηλικίας και μετασχηματίζεται στην γνωστή εξίσωση (4.11) με τις παρακάτω μετατροπές : 40 3 Ar cm ρ 3 ( ) g 40 Ar cm 39,098 g ρ ( ) g 1 λ cm 1 Arρ + = = λ t( a) = ln ln ln 1 % % 0,01167% 40 λ K λ λ ε K λ K λε εξίσωση (4.14) Τα δείγματα βιοτίτη του BGD, STH-66,347,118 έχουν δώσει ικανοποιητικά αποτελέσματα, ως προς την περιεκτικότητα επί της % σε Κ, σε σύγκριση με τις χημικές αναλύσεις δειγμάτων (βιοτίτη) του ίδιου πετρογραφικού τύπου (πίνακας 3.1). Στα δείγματα βιοτίτη του HBGD διακρίνουμε τρεις περιπτώσεις όπου τα αποτελέσματα δεν κρίνονται ικανοποιητικά. Ειδικότερα: στο δείγμα STH-51 η περιεκτικότητα σε Κ % και 40 Ar ρ είναι χαμηλότερη απ την αναμενόμενη των χημικών αναλύσεων 46

53 (πίνακας 3.1) και μπορεί να οφείλεται είτε στην μη ικανοποιητική καθαρότητα του συμπυκνώματος ή σε αλλοίωση του ορυκτού π.χ. χλωριτίαση είτε, θεωρώντας ότι το σύστημα ήταν ανοικτό, σε διαφυγή ραδιογενούς προέλευσης 40 Ar ρ η οποία όμως θα οδηγούσε σε μικρότερη ηλικία από την υπολογισμένη, στο δείγμα STH-6 η περιεκτικότητα σε Κ % σε σύγκριση μ αυτή των χημικών αναλύσεων (πίνακας 3.1) είναι ιδιαίτερα υψηλή, έτσι ώστε να οδηγούμαστε στο συμπέρασμα ότι υπάρχουν προσμίξεις άλλων ορυκτών στο δείγμα όπως Κ-άστριου, στο δείγμα STH-71 παρατηρείται το εξής παράδοξο: ότι, ενώ η περιεκτικότητα σε Κ % συνάδει με τις χημικές αναλύσεις (πίνακας 3.1), η ποσότητα σε 40 Ar ρ είναι ιδιαίτερα αυξημένη μ αποτέλεσμα η ηλικία που υπολογίζεται να είναι πολύ μεγαλύτερη απ την αναμενόμενη, γεγονός που μπορεί να δικαιολογηθεί μόνο από περίσσεια 40 Ar ρ εξαιτίας της διάχυσης 40 Ar ρ, από γειτονικά πλούσια σε Κ ορυκτά. Στα δείγματα του ΗΒΤΟΝ διακρίνουμε τις εξής μετρήσεις των οποίων τα αποτελέσματα θεωρούνται μη αποδεκτά σύμφωνα με τις χημικές αναλύσεις δειγμάτων του ίδιου πετρογραφικού τύπου (πίνακας 3.1): ο βιοτίτης στο δείγμα STH-91 μετρήθηκε με χαμηλή περιεκτικότητα σε Κ% όπως και σε ραδιογενές 40 Ar ρ που 47

54 ενδεχομένως να είναι το αποτέλεσμα της συνύπαρξης στο δείγμα και κεροστίλβης ο Κ-άστριος στο δείγμα STH-91 παρουσιάζει πολύ χαμηλή περιεκτικότητα σε Κ% που δεν συμφωνεί με τις χημικές αναλύσεις δειγμάτων (πίνακας 3.1) Κ-άστριου του ΗΒΤΟΝ 48

55 Σχήμα 4.15 Γεωλογικός χάρτης του πλουτωνίτη της Σιθωνίας κατά Christofides et al. (2007) στον οποίο αποτυπώνονται τα σημεία δειγματοληψίας. 49

56 Πίνακας (4.5) Κ-άστριο Αποτελέσματα χρονολόγησης K/Ar σε βιοτίτη, κεροστίλβη και Πετρογραφικ. Δείγμα Ορυκτό K 40 Ar rad 40 Ar rad Ηλικία 40 Ar atm Τύπος K/Ar ± (%) (ccstp/g) (%) (Ma) (Ma) (%) BGD STH-66 Βιοτίτης 7,55 1,318E-05 90,8 44,36 1,34 9,2 STH-66 Κ-άστριος 10,45 1,484E-05 89,9 36,17 1,10 10,1 STH-347 Βιοτίτης 7,47 1,261E-05 85,9 42,91 1,31 14,1 STH-347 Κ-άστριος 9,91 1,501E-05 91,0 38,54 1,17 9,0 STH-118 Βιοτίτης 7,42 1,262E-05 89,8 43,23 1,31 10,2 STH-118 Κ-άστριος 10,72 1,594E-05 77,5 37,85 1,18 22,5 HBGD STH-153 Βιοτίτης 7,81 1,266E-05 86,5 41,23 1,26 13,5 STH-153 Κ-άστριος 11,44 1,738E-05 80,9 38,66 1,19 19,1 STH-172 Βιοτίτης 7,92 1,437E-05 88,7 46,08 1,40 11,3 STH-172 Κ-άστριος 10,79 1,795E-05 89,4 42,29 1,28 10,6 STH-8 Βιοτίτης 7,51 1,250E-05 87,8 42,33 1,29 12,2 STH-8 Κ-άστριος 11,43 1,745E-05 91,5 38,86 1,18 8,5 STH-6 Βιοτίτης 8,47 1,395E-05 93,9 41,88 1,26 6,1 * STH-6 Κ-άστριος 11,06 1,733E-05 92,3 39,86 1,21 7,7 STH-71 Βιοτίτης 7,49 1,759E-05 91,4 59,43 1,80 8,6 * STH-71 Κ-άστριος 12,09 1,941E-05 89,3 40,82 1,23 10,7 STH-51 Βιοτίτης 7,2 1,240E-05 40,7 41,00 1,60 59,3 * STH-51 Κ-άστριος 11,92 1,849E-05 81,4 39,49 1,22 18,6 HBTON STH-63 Βιοτίτης 7,68 1,217E-05 67,8 40,32 1,30 32,2 STH-63 Κεροστίλβη 0,99 1,737E-06 80,7 44,58 1,30 19,3 STH-63 Κ-άστριος 7,96 1,162E-05 93,4 37,16 1,10 6,6 STH-91 Βιοτίτης 6,8 1,240E-05 50,4 42,05 1,51 49,6 * STH-91 Κεροστίλβη 0,9 1,760E-06 83,1 49,62 1,40 16,9 STH-91 Κ-άστριος 2,02 2,959E-06 82,3 37,30 1,15 17,7 * STH-9 Βιοτίτης 5,94 9,617E-06 86,5 41,18 1,26 13,5 STH-9 Κ-άστριος 10,4 1,589E-05 84,3 38,89 1,19 15,7 STH-9 Κεροστίλβη 0,91 1,723E-06 58,6 48,06 1,62 41,4 * Μη ικανοποιητικά αποτελέσματα Στον πίνακα 4.6 παρουσιάζονται τα αποτελέσματα του υπολογισμού των: ατμοσφαιρικού αργού ( 40 Ar atm ) ( cm 3 ( 40 Ar atm )/g δείγματος σε STP συνθήκες). 50

57 36 Ar (cm 3 ( 36 Ar)/g δείγματος σε STP συνθήκες) από την γνωστή αναλογία ισοτόπων στην ατμόσφαιρα 40 Ar atm 36 Ar = 295 ± 0,5 συνολικού 40 Ar total (cm 3 ( 40 Ar total )/g δείγματος σε STP συνθήκες) που μετρήθηκε στο δείγμα λόγων 40 K/ 36 Ar και 40 Ar total / 36 Ar. 51

58 Πίνακας 4.6 Υπολογισμός ατμοσφαιρικού 40 Ar atm 40 K/ 36 Ar και 40 Ar total / 36 Ar και των λόγων Πετρογρ. Δείγμα Ορυκτό 40 Ar atm 36 Ar 40 Ar total 40 K/ 36 Ar 40 Ar total Τύπος cm 3 /g cm 3 /g cm 3 /g 36 Ar (ccstp/g) (ccstp/g) (ccstp/g) BGD STH-66 Βιοτίτης 1,21256E-06 4,10342E-09 1,439E-05 1,337E+06 3,507E+03 STH-66 Κ-άστριος 1,49884E-06 5,07222E-09 1,634E-05 1,497E+06 3,221E+03 STH-347 Βιοτίτης 1,77801E-06 6,01695E-09 1,439E-05 9,023E+05 2,391E+03 STH-347 Κ-άστριος 1,3509E-06 4,57157E-09 1,636E-05 1,575E+06 3,579E+03 STH-118 Βιοτίτης 1,28724E-06 4,35614E-09 1,391E-05 1,238E+06 3,193E+03 STH-118 Κ-άστριος 3,5865E-06 1,21371E-08 1,953E-05 6,419E+05 1,609E+03 HBGD STH-153 Βιοτίτης 1,7091E-06 5,78376E-09 1,437E-05 9,814E+05 2,484E+03 STH-153 Κ-άστριος 3,31958E-06 1,12338E E-05 7,401E+05 1,843E+03 STH-172 Βιοτίτης 1,62381E-06 5,49513E-09 1,599E-05 1,048E+06 2,911E+03 STH-172 Κ-άστριος 1,9027E-06 6,43892E-09 1,985E-05 1,218E+06 3,083E+03 STH-8 Βιοτίτης 0, ,16074E-09 1,403E-05 1,058E+06 2,718E+03 STH-8 Κ-άστριος 1,48325E-06 5,01946E-09 1,893E-05 1,655E+06 3,772E+03 STH-6 Βιοτίτης 8,5095E-07 2,8797E-09 1,480E-05 2,138E+06 5,140E+03 STH-6 Κ-άστριος 1,33441E-06 4,51577E-09 1,866E-05 1,780E+06 4,133E+03 STH-71 Βιοτίτης 1,51274E-06 5,11926E-09 1,910E-05 1,063E+06 3,732E+03 STH-71 Κ-άστριος 2,07687E-06 7,02832E-09 2,149E-05 1,250E+06 3,057E+03 STH-51 Βιοτίτης 7,3532E-06 2,48839E-08 1,975E-05 2,103E+05 7,938E+02 STH-51 Κ-άστριος 3,43914E-06 1,16384E-08 2,193E-05 7,444E+05 1,884E+03 HBTON STH-63 Βιοτίτης 3,91874E-06 1,32614E-08 1,609E-05 4,209E+05 1,213E+03 STH-63 Κεροστίλβη 3,35241E-07 1,13449E-09 2,072E-06 6,342E+05 1,827E+03 STH-63 Κ-άστριος 7,6692E-07 2,59533E-09 1,239E-05 2,229E+06 4,773E+03 STH-91 Βιοτίτης 6,1504E-06 2,08135E-08 1,855E-05 2,374E+05 8,913E+02 STH-91 Κεροστίλβη 2,9744E-07 1,00657E-09 2,057E-06 6,498E+05 2,044E+03 STH-91 Κ-άστριος 5,23743E-07 1,7724E-09 3,483E-06 8,283E+05 1,965E+03 STH-9 Βιοτίτης 1,2983E-06 4,39355E-09 1,092E-05 9,826E+05 2,484E+03 STH-9 Κ-άστριος 2,49473E-06 8,4424E-09 1,838E-05 8,953E+05 2,178E+03 STH-9 Κεροστίλβη 7,13322E-07 2,414E-09 2,436E-06 2,740E+05 1,009E Επεξεργασία και εκτίμηση των αποτελεσμάτων με την βοήθεια της μεθόδου των ισοχρόνων Τα διαγράμματα ισοχρόνων που χρησιμοποιήθηκαν, κατά Shafiqullah and Damon (1974), είναι: 52

59 1. ραδιογενές αργό ( 40 Ar) ως άξονας τεταγμένων (μετρημένο σε cm 3 40 Ar/g δείγματος) συναρτήσει του Κ% (ως άξονας τετμημένων). Το συγκεκριμένο διάγραμμα χρησιμοποιείται για δείγματα πετρωμάτων, στα οποία υπολογίστηκε το ραδιογενές 40 Ar και Κ% σε διάφορα ορυκτά. Η χρήση του κρίνεται απαραίτητη προκειμένου να συμπεράνουμε αν πράγματι το σύστημα (ορυκτό) παρέμεινε κλειστό ή όχι, και εάν έχει συντελεστεί κάποιο θερμικό γεγονός απ τη κρυστάλλωση του ορυκτού έως και σήμερα. Για κλειστό σύστημα και με αμελητέα διάχυση η ισόχρονη περνάει απ την αρχή των αξόνων. Αν η ισόχρονη τέμνει τον άξονα των τεταγμένων σ άλλο σημείο, τότε: α) όταν τον τέμνει σε θετικό σημείο, αυτό προϋποθέτει ότι υπάρχει περίσσεια ραδιογενούς 40 Ar (ανοικτό σύστημα) και η ηλικία κλεισίματος υπολογίζεται μεγαλύτερη της πραγματικής β) όταν τον τέμνει σ αρνητικό σημείο, τότε συμπεραίνουμε ότι έχουμε απώλεια ραδιογενούς 40 Ar και στην περίπτωση που το σημείο τομής είναι το ίδιο για όλα τα δείγματα, συγγενετικά ή μη, τότε αυτό οριοθετεί ένα συγκεκριμένο γεωλογικό γεγονός Ar total / 36 Ar (ως άξονας τεταγμένων) συναρτήσει του 40 Κ/ 36 Ar (ως άξονας τετμημένων). Στην περίπτωση αυτή, η τομή της ισόχρονης με τον άξονα των τεταγμένων θα αντιστοιχεί στην ισοτοπική αναλογία του 53

60 40 Ar atm = 295 ± 0,5 Ar στην ατμόσφαιρα. Από την κλίση αυτής της 36 ισόχρονης υπολογίζουμε την ηλικία του δείγματος αν το σύστημα παρέμεινε κλειστό απ τη δημιουργία του και μετά ή την ηλικία του τελευταίου γεωλογικού γεγονότος που προκάλεσε ολική απώλεια του ραδιογενούς προέλευσης αργού. Στο σημείο αυτό θα πρέπει να αναφερθεί ότι όλες οι ευθείες που προκύπτουν απ τα παραπάνω διαγράμματα δεν αποτελούν οπωσδήποτε ισόχρονες. Η πιθανότητα, ανάλογα με τον αριθμό των δειγμάτων (επαναλήψεις), μία ευθεία ν αποτελεί ισόχρονη ελέγχεται με την χρήση του δείκτη MSWD (Mean square of Weighted Deviates,Mclntyre et al. 1966) (σχήμα 4.16). Σχήμα 4.16 Αποδεκτές τιμές του MSWD (Brooks et al. 1972) 54

61 Η τιμή του δείκτη MSWD χρησιμοποιείται, ώστε να αποφανθούμε αν η διασπορά των μετρήσεων οφείλεται σ αναλυτικά σφάλματα ή είναι αποτέλεσμα κάποιου γεωλογικού γεγονότος. Επίσης, μετρήσεις όπου τα δεδομένα μας είναι δύο, παρότι η γραφική παράσταση θα αποτελεί πάντα ευθεία, δεν μπορούν να αξιολογηθούν, αν αποτελούν ισόχρονη ή όχι. Παρ όλα αυτά χρησιμοποιούνται, ώστε να αξιολογηθεί το σημείο τομής τους με τον άξονα τεταγμένων. Για την εξαγωγή των διαγραμμάτων χρησιμοποιήθηκε το πρόγραμμα Isoplot/Ex 3.66 (Ludwig 2008) σύμφωνα με το οποίο, μία ευθεία αποτελεί ισόχρονη όταν η πιθανότητα είναι μεγαλύτερη του 5%. Αναλυτικότερα για τον πετρογραφικό τύπο BGD, στα σχήματα που ακολουθούν, βλέπουμε τα εξής : Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-118 BGD Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-118 BGD 55

62 Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-66 BGD Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη -(Κ-άστριου) STH-66 BGD Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-347 BGD Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη -(Κ-άστριου) STH-347 BGD 56

63 στα σχήματα 4.17, 4.19 και 4.21 το σημείο τομής με τον άξονα των τεταγμένων βρίσκεται σε θετική περιοχή, που σημαίνει ότι το σύστημα Bt-Kf θεωρείται ανοικτό για το ραδιογενές 40 Ar. Απ αυτό συνάγεται ότι, είτε: η περίσσια 40 Ar οφείλεται σε σφάλμα μέτρησης εξαιτίας της γειτνίασης του σημείου τομής με την αρχή των αξόνων ή η περίσσια 40 Ar, οφείλεται σε απορρόφηση 40 Ar από το βιοτίτη εξαιτίας της γειτνίασης του με Κ-άστριο. Αυτό όπως παρατηρούμε στο σχήμα 4.23 έχει ως αποτέλεσμα: 1. την αλλαγή της κλίσης της ευθείας και 2. στα διαγράμματα ισοχρόνων δύο ορυκτών, αν η απώλεια και απορρόφηση γίνεται ομοιοτρόπως για τα υπό μελέτη ορυκτά, να υπολογίζονται ηλικίες μικρότερες και μεγαλύτερες για πλούσια και φτωχά σε Κ αντίστοιχα ορυκτά. Σχήμα (4.23) 57

64 Στα σχήματα 4.18, 4.20 και 4.22 το σημείο τομής με τον άξονα 40 τεταγμένων διαφέρει από τον λόγο Ar atm = 295 ± 0, 5 36 Ar που υποδηλώνει ότι ο βιοτίτης και ο Κ-άστριος έχουν περίσσεια και έλλειμμα σε 40 Ar αντίστοιχα. Αυτό προκαλεί τόσο αλλαγή στο σημείο τομής με τον άξονα τεταγμένων όσο και μεταβολή της κλίσης της ευθείας (όπως στο σχήμα 4.23). Στις ισόχρονες βιοτίτη του BGD 4.24 και 4.25 οι τιμές του δείκτη MSWD είναι ικανοποιητικές και η πιθανότητα να αποτελούν οι ευθείες ισόχρονες είναι 41% και 20% για τα σχήματα 4.24 και 4.25 αντίστοιχα. Κάνοντας χρήση της κλίσης της ισόχρονης από το σχήμα 4.25 υπολογίζουμε την ηλικία της θερμοκρασίας κλεισίματος των βιοτιτών του BGD σε 42,6 ±3,2 M(a). Μια ηλικία κοντά στα δεδομένα ηλικίας K/Ar αλλά και Rb/Sr. Ως σφάλμα χρησιμοποιήθηκε η απόκλιση της κλίσης. Στα διαγράμματα ισόχρονων Κ-άστριου του BGD 4.26 και 4.27 οι τιμές του δείκτη MSWD δεν είναι ικανοποιητικές και η πιθανότητα να αποτελούν οι ευθείες ισόχρονες είναι μηδενική, υποδηλώνοντας ένα διαταραγμένο σύστημα. 58

65 Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-66,347,118 BGD Σχήμα Διάγραμμα Ισόχρονης βιοτίτη STH-66,347,118 BGD Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-66,347,118 BGD Σχήμα Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-66,347,118 BGD 59

66 Στα αντίστοιχα διαγράμματα (4.28 έως και 4.41) ισοχρόνων Βιοτίτη- Κ-άστριου του πετρογραφικού τύπου HBGD διακρίνουμε τα εξής: Στα σχήματα 4.28,30,32,33,34 και 36 η ευθεία τέμνει τον άξονα τεταγμένων σε θετικό σημείο υποδεικνύοντας περίσσεια ραδιογενούς 40 Ar που μπορεί να οφείλεται στις προαναφερθείσες αιτίες για τα αντίστοιχα διαγράμματα BGD. Σχήμα 4.28 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-153 HBGD Σχήμα 4.29 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη -(Κ-άστριου) STH-153 HBGD 60

67 Σχήμα 4.30 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-172 HBGD Σχήμα 4.31 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-172 HBGD Σχήμα 4.32 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-8 HBGD Σχήμα 4.33 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη -(Κ-άστριου) STH-8 HBGD 61

68 Σχήμα 4.34 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-6 HBGD Σχήμα 4.35 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη -(Κ-άστριου) STH-6 HBGD Σχήμα 4.36 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-71 HBGD Σχήμα 4.37 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-71 HBGD 62

69 Σχήμα 4.38 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-51 HBGD Σχήμα 4.39 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου) STH-51 HBGD Στα διαγράμματα ισοχρόνων ενός ορυκτού χρησιμοποιήθηκαν για το βιοτίτη τα αποτελέσματα των πινάκων 4.5 και 4.6. Η εξαγωγή συμπερασμάτων όμως, έγινε κυρίως από τη μερική χρήση ορισμένων αποτελεσμάτων απορρίπτοντας εκείνα που έδιναν ηλικίες πολύ μεγαλύτερες από το μέσο όρο, όπως για το βιοτίτη του δείγματος STH-71 (πίνακας 4.5). 63

70 Σχήμα 4.40 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-153,172,8,6,51 HBGD Σχήμα 4.41 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-153,172,8,6,51 HBGD Σχήμα 4.42 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-153,8,6,51 HBGD Σχήμα 4.43 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-153,8,6,51 HBGD 64

71 Η ευθεία στα διαγράμματα 4.39 και 4.41 δεν αποτελεί ισόχρονη όπως φαίνεται από την τιμή του δείκτη MSWD αλλά και την μηδενική πιθανότητα. Αν εξαιρέσουμε από τα δεδομένα τα αποτελέσματα του δείγματος STH-172, παρότι η περιεκτικότητα σε K και Ar είναι αποδεκτή όπως επίσης και η ηλικία του που είναι συγκρίσιμη μ αυτή που υπολογίζεται με τη μέθοδο Rb-Sr (πίνακας 4.7), η προσδιοριζόμενη ηλικία είναι κατά πολύ μεγαλύτερη των υπολοίπων αποτελεσμάτων. Προφανώς, το δείγμα STH-172 έχει μείνει ανεπηρέαστο από το γεωλογικό γεγονός που επηρέασε όλα τα υπόλοιπα δείγματα. Κατ αυτό το τρόπο καταλήγουμε στο διάγραμμα Το διάγραμμα αυτό αποτελεί πιθανότατα ισόχρονη με πιθανότητα 24%. Χρησιμοποιώντας την κλίση της ισόχρονης από το διάγραμμα του σχήματος 4.43 και έχοντας υπόψη ότι η τομή της ευθείας με τον 40 Ar atm άξονα τεταγμένων προσεγγίζει τον λόγο = 295 ± 0, 5 36 Ar υπολογίσαμε την ηλικία της θερμοκρασίας κλεισίματος των βιοτιτών του HBGD σε t(ma)=38,18±0,68. Στα διαγράμματα των σχημάτων 4.44 και 4.45 προβάλλονται οι Κ- άστριοι και οι σχετικές ευθείες. Στα διαγράμματα αυτά χρησιμοποιήθηκαν τ αποτελέσματα χρονολόγησης των πινάκων 4.5 και 4.6. Έχοντας υπόψη την τιμή του δείκτη MSWD αλλά και την πιθανότητα αποκλείονται οι ευθείες αυτές να αποτελούν ισόχρονες. 65

72 Στα διαγράμματα των σχημάτων 4.46 και 4.47 αποκλείστηκαν τα αποτελέσματα χρονολόγησης του δείγματος STH-172 για τους λόγους που αναφέρθηκαν στην περίπτωση των ισόχρονων βιοτίτη και STH-71 με υπολογισμένες ηλικίες πολύ μεγαλύτερες της πλειοψηφίας των υπολοίπων δειγμάτων. Οι ευθείες των διαγραμμάτων που προέκυψαν (4.46 και 4.47) μετά τον αποκλεισμό έχουν την πιθανότητα, με 9,1% και 17% αντίστοιχα να αποτελούν ισόχρονες. Με χρήση της κλίσης στο σχήμα 4.47 υπολογίστηκε η ηλικία για τη θερμοκρασία κλεισίματος των Κ-αστρίων του HBGD σε t(ma)=36,51±1,16. Σχήμα 4.44 Διάγραμμα Ισόχρονης Κ-άστριου STH-153,172,8,6,51,71 HBGD Σχήμα 4.45 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-153,172,8,6,51,71 HBGD 66

73 Σχήμα 4.46 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-153,8,6,51 HBGD Σχήμα 4.47 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-153,8,6,51 HBGD Εξαιτίας της παρεμβολής του BGD στο κέντρο του πλουτωνικού όγκου του HBGD κρίθηκε σκόπιμο να σχεδιαστούν αντίστοιχα διαγράμματα ισοχρόνων για το τμήμα του HBGD που αναπτύσσεται νότια του BGD. Για το βόρειο τμήμα του HBGD δεν έγιναν αντίστοιχα διαγράμματα διότι έγιναν μετρήσεις σε δύο μόνο δείγματα ( STH-51 και STH-172). Στα διαγράμματα ( Σχήματα 4.48 έως και 4.51) ισοχρόνων Bt και Kf χρησιμοποιήθηκαν οι μετρήσεις των δειγμάτων STH-153, STH-8 και STH-6. 67

74 Σχήμα 4.48 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-153,8,6 HBGD Σχήμα 4.49 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη STH-153,8,6 HBGD Σχήμα 4.50 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-153,8,6 HBGD Σχήμα 4.51 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-153,8,6 HBGD 68

75 Στα παραπάνω διαγράμματα παρατηρούμε ότι τόσο η ευθεία που προκύπτει για τους Bt όσο και για τους Kf έχουν πιθανότητα 9,7%, 14%, 77% και 14% αντίστοιχα να αποτελούν ισόχρονες. Χρησιμοποιώντας την κλίση των ευθειών που προκύπτουν στα διαγράμματα των σχημάτων 4.49 και 4.51 υπολογίζουμε την ηλικία της θερμοκρασίας κλεισίματος των βιοτιτών του νότιου τμήματος του HGBD σε t(ma)=38,8±1,7 και των K-αστρίων σε t(ma)=36,8±1,2. Οι ηλικίες που υπολογίστηκαν είναι παραπλήσιες μ αυτές που υπολογίστηκαν για τους Bt στο διάγραμμα 4.43 και για τους Kf στο διάγραμμα Οι ισόχρονες που χρησιμοποιήθηκαν στην μελέτη του HBTON είναι οι εξής: Κ-άστριου Βιοτίτη, Κεροστίλβης Βιοτίτη, Κεροστίλβης (Κ-άστριου) Κεροστίλβης Βιοτίτη (Κ-άστριου) και Ενός απ τα προαναφερθέντα ορυκτά όλων των δειγμάτων. Αυτό που παρατηρούμε στα σχήματα 4.52 έως και 4.71, όπου χρησιμοποιούνται τα αποτελέσματα και των τριών ορυκτών, είναι ότι καμία από τις σχηματιζόμενες ευθείες δεν αποτελεί ισόχρονη. Ενδεχομένως το αποτέλεσμα αυτό αποτελεί απόρροια της μεγάλης διαφοράς θερμοκρασίας κλεισίματος των ορυκτών και υποδεικνύει για τον HBTON ότι αποτελεί ένα σύστημα διαταραγμένο. 69

76 Η αρνητική κλίση στο διάγραμμα 4.52 είναι το αποτέλεσμα της πολύ χαμηλής περιεκτικότητας του Κ-άστριου σε Κ, αποτέλεσμα προφανώς της μη καθαρότητας του δείγματος. Στα διαγράμματα ενός ορυκτού όλων των δειγμάτων ( Σχήματα 4.72 έως και 4.77 ) παρατηρούμε ότι καμία από τις ευθείες που προκύπτουν δεν αποτελεί ισόχρονη υποδηλώνοντας σαφώς μία διαταραχή που οφείλεται σε κάποιο γεωλογικό γεγονός. Αξιοσημείωτο είναι το γεγονός ότι και το διάγραμμα 4.74 της κεροστίλβης αποτελεί ψευδοϊσόχρονη με ευθεία η οποία έχει αρνητική κλίση, παρότι η θερμοκρασία κλεισίματος για το ορυκτό αυτό είναι πολύ υψηλότερη απ τα άλλα δύο ορυκτά. Η αρνητική κλίση μπορεί να υποδηλώνει φαινόμενο μίξης μαγμάτων ή ένα γεγονός που ενδεχομένως να οφείλεται στην απορρόφηση ραδιογενούς Ar από γειτονικά πλούσια σε Κ ορυκτά όπως τον Κ- άστριο. Σχήμα 4.52 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου),sth-63 HBTON Σχήμα 4.53 Διάγραμμα ισόχρονης βιοτίτη-(κ-άστριου),sth-63 HBTON 70

77 Σχήμα 4.54 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-(Κ-άστριου), STH-63 HBTON Σχήμα 4.55 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-(Κ-άστριου), STH-63 HBTON Σχήμα 4.56 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-Κεροστίλβης STH-63 HBTON Σχήμα 4.57 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-Κεροστίλβης STH-63 HBTON 71

78 Σχήμα 4.58 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-(Κ-άστριου)-Βιοτίτη STH-63 HBTON Σχήμα 4.59 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-(Κ-άστριου)-Βιοτίτη STH-63 HBTON Σχήμα 4.60 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-(Κ-άστριου) STH-91 HBTON Σχήμα 4.61 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-(Κ-άστριου) STH-91 HBTON 72

79 Σχήμα 4.62 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-(Κ-άστριου)-Κεροστίλβης STH-91 HBTON Σχήμα 4.63 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-(Κ-άστριου)-Κεροστίλβης STH-91 HBTON Σχήμα 4.64 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-(Κ-άστριου) STH-9 HBTON Σχήμα 4.65 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη-(Κ-άστριου) STH-9 HBTON 73

80 Σχήμα 4.66 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-(Κ-άστριου) STH-9 HBTON Σχήμα 4.67 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-(Κ-άστριου) STH-9 HBTON Σχήμα 4.68 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-Βιοτίτη STH-9 HBTON Σχήμα 4.69 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-Βιοτίτη STH-9 HBTON 74

81 Σχήμα 4.70 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-Βιοτίτη-(Κ-άστριου) STH-9 HBTON Σχήμα 4.71 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης-Βιοτίτη-(Κ-άστριου) STH-9 HBTON Σχήμα 4.72 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη STH-63,9,91 HBTON Σχήμα 4.73 Διάγραμμα ισόχρονης Βιοτίτη STH-63,9,91 HBTON 75

82 Σχήμα 4.74 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης STH-63,91,9 HBTON Σχήμα 4.75 Διάγραμμα ισόχρονης Κεροστίλβης STH-63,919 HBTON Σχήμα 4.76 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-63,91,9 HBTON Σχήμα 4.77 Διάγραμμα ισόχρονης Κ-άστριου STH-63,91,9 HBTON 76

83 4.4.2 Σύγκριση αποτελεσμάτων χρονολόγησης Κ-Ar με άλλες μεθόδους χρονολόγησης που έχουν διεξαχθεί στο νότιο τμήμα του Πλουτωνίτη της Σιθωνίας Στον υπό μελέτη πλουτωνίτη έχουν γίνει αρκετές μελέτες γεωχρονολογήσεων με κυρίαρχη αυτής των Christofides et al. (1990) με τη μέθοδο Rb/Sr. Τα αποτελέσματα χρονολόγησης με τις διάφορες μεθόδους που έχουν δημοσιευθεί ως σήμερα φαίνονται στον πίνακα 4.7, όπου δίνονται και οι αντίστοιχες θερμοκρασίες κλεισίματος για το κάθε σύστημα, όπως παρουσιάζονται στον πίνακα 4.8. Για παραστατικότερη αποτύπωση των αποτελεσμάτων ακολουθεί το σχήμα

84 Πίνακας 4.7 Αποτελέσματα χρονολογήσεων K/Ar και από (Christofides et al.,(1990) Rb/Sr, στο νότιο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας ( * μη ικανοποιητικά αποτελέσματα ) Πετρογρ. Δείγμα Ορυκτό ή Ηλικία Θερμοκρ. Ηλικία Θερμοκρ. Τύπος Πέτρωμα (Ma) ± Κλεισίμ. (Ma) ± Κλεισίμ. K/Ar Ar/Ar Rb/Sr BGD STH-66 Βιοτίτης 44,36 1, ± 30 STH-66 Κ-άστριος 36,17 1, ± 25 STH-347 Βιοτίτης 42,91 1, ± 30 STH-347 Κ-άστριος 38,54 1, ± 25 STH-118 Βιοτίτης 43,23 1, ± 30 STH-118 Κ-άστριος 37,85 1, ± 25 STH-67 Βιοτίτης 39,30 1, ± 50 STH-338 Βιοτίτης 42,20 1, ± 50 HBGD STH-153 Βιοτίτης 41,23 1, ± 30 STH-153 Κ-άστριος 38,66 1, ± 25 STH-172 Βιοτίτης 46,08 1, ± 30 STH-172 Κ-άστριος 42,29 1, ± 25 STH-8 Βιοτίτης 42,33 1, ± 30 STH-8 Κ-άστριος 38,86 1, ± 25 STH-6 * Βιοτίτης 41,88 1, ± 30 STH-6 Κ-άστριος 39,86 1, ± 25 STH-71 * Βιοτίτης 59,43 1, ± 30 STH-71 Κ-άστριος 40,82 1, ± 25 STH-51 * Βιοτίτης 41,00 1, ± 30 STH-51 Κ-άστριος 39,49 1, ± 25 STH-7 Βιοτίτης 46,60 1, ± 50 STH-11 Βιοτίτης 46,00 1, ± 50 STH-12 Βιοτίτης 45,20 1, ± 50 STH-10 Βιοτίτης 43,10 1, ± 50 Sarti Kontop. ( 1984 ) Βιοτίτης 40,00 1, ± 30 Sarti De Wet et al. ( 1989) Βιοτίτης 42,60 0, ± 30 HBTON STH-63 Βιοτίτης 40,32 1, ± 30 STH-63 Κεροστίλβη 44,58 1, STH-63 Κ-άστριος 37,16 1, ± 25 STH-91 * Βιοτίτης 42,05 1, ± 30 STH-91 Κεροστίλβη 49,62 1, STH-91 * Κ-άστριος 37,30 1, ± 25 STH-9 Βιοτίτης 41,18 1, ± 30 STH-9 Κεροστίλβη 48,06 1, STH-9 Κ-άστριος 38,89 1, ± 25 STH-9 Βιοτίτης 41,30 1, ± 50 STH-137 Βιοτίτης 41,20 1, ± 50 78

85 Πίνακας 4.8 Θερμοκρασίες κλεισίματος των ισοτοπικών συστημάτων των ορυκτών Ορυκτό Μέθοδος Τ( ο C) Βιβλιογραφία Κεροσίλβη K-Ar 500 Harrison (1981) Βιοτίτης K-Ar 310 ± 30 Jäger & Hunziker (1979), Harrison et al. (1985) Βιοτίτης Rb-Sr 300 ± 50 Jäger & Hunziker (1979). Κούχος-άστριος K-Ar 150 ± 25 Lovera et al. (2002) Οι θερμοκρασίες κλεισίματος στον παραπάνω πίνακα, όπως αναφέρθηκε, εξαρτώνται από την ταχύτητα ψύξης, την επίδραση ρευστών, το σχήμα των ορυκτών ( κρύσταλλοι), την κατευθυνόμενη πίεση και το μέγεθος των κρυστάλλων. Ειδικά για την κεροστίλβη η θερμοκρασία κλεισίματος εξαρτάται και από τη χημική της σύσταση (Dahl,1996). Στα σχήματα 4.79 και 4.80 παρουσιάζονται τα διαγράμματα ηλικιών (K-Ar) αντίστοιχα των βιοτιτών και Κ-αστρίων των BGD, HBGD και HBTON. Στο σχήμα 4.79 παρατηρούμε ότι οι ηλικίες των βιοτιτών από τους BGD και HBTON δεν παρουσιάζουν τη διασπορά του HBGD, συνολικά όμως η διασπορά είναι εμφανής. Το γεγονός αυτό μας οδηγεί στο συμπέρασμα ότι το θερμικό γεγονός δεν επηρέασε στον ίδιο βαθμό και τους τρεις πετρογραφικούς τύπους. Στο σχήμα 4.80 παρατηρούμε ότι οι περισσότερες ηλικίες των Κ-αστρίων των BGD, HBGD και HBTON βρίσκονται συγκεντρωμένες σε μια περιοχή από 37 έως 40 M(a), γεγονός που υποδηλώνει ότι το θερμικό γεγονός επηρέασε ομοιοτρόπως τους Κ-άστριους. 79

86 STH-10 HBGD Ηλικία/Rb-Sr 43,10±1,30 Bt STH-51 HBGD Ηλικία/K-Ar 41,00±1,60 Bt K-Ar 39,49±1,22 Kf STH-137 HBTON Ηλικία/Rb-Sr 41,20±1,20 Bt STH-118 BGD Ηλικία/K-Ar 43,23±1,31 Bt K-Ar 37,85±1,18 Kf STH-347 BGD Ηλικία/K-Ar 42,91±1,31 Bt K-Ar 38,54±1,17 Kf STH-6 HBGD Ηλικία/K-Ar 41,88±1,26 Bt K-Ar 39,86±1,21 Kf STH-7 HBGD Ηλικία/Rb-Sr 46,60±1,40 Bt STH-11 HBGD Ηλικία/Rb-Sr 46,00±1,40 Bt STH-71 HBGD Ηλικία/K-Ar 59,43±1,80 Bt K-Ar 40,82±1,23 Kf STH-172 HBGD Ηλικία/K-Ar 46,08±1,40 Bt K-Ar 42,29±1,29 Kf STH-63 HBTON Ηλικία/K-Ar 40,32±1,30 Bt K-Ar 44,58±1,30 Hb K-Ar 37,16±1,12 Kf Σάρτη HBGD Condopoulou et al. Ηλικία/K-Ar 40,00±1,50 Bt De Wet et al. Ηλικία/Ar-Ar 42,60±0,40 Bt STH-91 HBTON Ηλικία/K-Ar 42,05±1,51 Bt K-Ar 49,62±1,40 Hb K-Ar 37,30±1,15 Kf STH-9 HBTON Ηλικία/K-Ar 41,18±1,26 Bt K-Ar 48,06±1,62 Hb K-Ar 38,89±1,19 Kf Rb-Sr 41,30±1,20 Bt STH-8 HBGD Ηλικία/K-Ar 42,33±1,29 Bt K-Ar 38,86±1,18 Kf STH-12 HBGD Ηλικία/Rb-Sr 45,20±1,30 Bt STH-338 HBGD Ηλικία/Rb-Sr 45,20±1,30 Bt STH-153 HBGD Ηλικία/K-Ar 41,23±1,26 Bt K-Ar 38,66±1,19 Kf STH-67 BGD Ηλικία/Rb-Sr 39,30±1,20 Bt STH-66 BGD Ηλικία/K-Ar 44,36±1,34 Bt K-Ar 36,17±1,10 Kf Σχήμα 4.78 Τροποποιημένος γεωλογικός χάρτης της Σιθωνίας κατά Christofides et al. (2007) στον οποίο αποτυπώνονται όλα τα σημεία δειγματοληψίας και οι ηλικίες τους με τις αντίστοιχες μεθόδους 80

87 Σχήμα 4.79 Ηλικίες Βιοτίτη (Κ/Ar) του BGD, HBGD και HBTON STH-66,347,118,153,172,8,63,9 Σχήμα 4.80 Ηλικίες Κ-άστριου (Κ/Ar) του BGD, HBGD και HBTON STH-347, 66, 118,172,153, 8,6,71,51,63,9 Στo σχήμα 4.81 παρουσιάζονται οι διαφορές της υπολογισμένης ηλικίας μεταξύ βιοτιτών και Κ-αστρίων ( K/Ar) για όλους τους πετρογραφικούς τύπους (BGD, HBGD και HBTON). Στο σχήμα αυτό παρατηρείται ότι μεταξύ του BGD αφ ενός και HBGD και HBTON αφ ετέρου, οι διαφορές ως προς την ηλικία των παραπάνω ορυκτών είναι μεγαλύτερες στον BGD σε σχέση με τους HBGD και 81

88 ΗΒΤΟΝ. Οι διαφορές αυτές αν και στατιστικά δεν είναι σημαντικές, εκτός της περιπτώσεως του δείγματος STH-66 (BGD), μπορούν να χρησιμοποιηθούν για εξαγωγή συμπερασμάτων. Έτσι λοιπόν συμπεραίνεται ότι το θερμικό γεγονός που επηρέασε τα ορυκτά βιοτίτη και Κ-άστριο στο BGD είχε ρυθμό ψύξης μικρότερο σε σχέση με το ρυθμό ψύξης στους HBGD και HBTON. Σχήμα 4.81 Διαφορές ηλικίας ( με χρήση σφαλμάτων) Bt-Kf ( Κ/Ar) του BGD, HBGD και HBTON (Δείγματα STH-347, 66,118, 172,153, 8,9,63) Στο σχήμα 4.82 παρουσιάζονται συνολικά οι χρονολογήσεις με τις μεθόδους K-Ar και Rb-Sr για τους πετρογραφικούς τύπους : BGD, HBGD και HBTON. Το συγκεκριμένο διάγραμμα μας υποδεικνύει ότι: Στον HBGD το θερμικό γεγονός που έλαβε χώρα έγινε σε θερμοκρασίες λίγο χαμηλότερα απ το ανώτατο όριο της θερμοκρασίας κλεισίματος του συστήματος Rb-Sr 350 ο C, έτσι ώστε να μην επηρεαστούν οι βιοτίτες για το σύστημα 82

89 Rb/Sr. Οι βιοτίτες όμως, επειδή το σύστημα K-Ar έχει θερμοκρασία κλεισίματος κοντά σ αυτή του Rb-Sr, επηρεάστηκαν ανομοιογενώς όπως στο δείγμα STH-172. Στον BGD τα δείγματα επηρεάστηκαν ομοιοτρόπως για τα συστήματα K-Ar και Rb-Sr. Οι μεγαλύτερες ηλικίες μπορεί να οφείλονται σε αργό ρυθμό ψύξης ώστε το σύστημα K-Ar να είναι μεγαλύτερο διάστημα ανοικτό, με συνέπεια να απορροφήσει για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα ραδιογενές Ar προερχόμενο από τη διάχυση του στους Κ- άστριους. Στον HBTON τα δείγματα επηρεάστηκαν κατά τον ίδιο βαθμό έτσι ώστε οι υπολογιζόμενες ηλικίες με τις δύο μεθόδους να είναι ίδιες. Αυτή η διαπίστωση σε συνάρτηση με τα εξαγόμενα συμπεράσματα του σχήματος 4.81 μας οδηγεί στο συμπέρασμα ότι οι πετρογραφικοί τύποι κατατάσσονται κατ αύξοντα βαθμό ψύξης ως εξής: 1. BGD 2. HBGD-HBTON 83

90 Σχήμα 4.82 Ηλικίες Βιοτίτη Κ/Ar (Δείγματα: (BGD) STH-66,347 και 118, (HBGD) STH-172,153 και 8, (ΗΒΤΟΝ) STH-9 και 63) και Rb/Sr (Δείγματα: (BGD) STH-67 και 338, (HBGD) STH-7,11,12 και 10, (ΗΒΤΟΝ) STH-9 και 137) 84

91 5. ΘΕΡΜΟΧΡΟΝΟΜΕΤΡΙΑ Για τη μελέτη της θερμικής εξέλιξης του νότιου τμήματος του πλουτωνίτη της Σιθωνίας χρησιμοποιήθηκαν διαγράμματα θερμοκρασίας κλεισίματος των ορυκτών Hb-Bt-Kf συναρτήσει των υπολογισμένων ηλικιών. Τα δεδομένα που χρησιμοποιήθηκαν είναι αυτά του πίνακα 4.7 για το ισοτοπικό σύστημα K/Ar και το σύστημα Rb/Sr (εκτός της μέτρησης Bt στο δείγμα STH-71). Κατασκευάστηκαν δύο διαγράμματα : ένα ( Σχήμα 5.1) στο οποίο φαίνεται η μεταβολή της θερμοκρασίας σε συνάρτηση με τις υπολογισμένες ηλικίες και τον μέσω όρο αυτών για τον πετρογραφικό τύπο HBGD- HBTON. Στο διάγραμμα αυτό ο μέσος ρυθμός ψύξης υπολογίζεται σε Δ 0 C/Δt=40,2 0 C/Ma και στο δεύτερο ( Σχήμα 5.2 ) στο οποίο φαίνεται η μεταβολή της θερμοκρασίας σε συνάρτηση με τις υπολογισμένες ηλικίες και τον μέσω όρο αυτών συνολικά (HBGD-HBTON-BGD) για το νότιο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας. Στο διάγραμμα αυτό ο μέσος ρυθμός ψύξης υπολογίζεται σε Δ 0 C/Δt=40,1 0 C/Ma. Στο σημείο αυτό πρέπει να αναφερθεί ότι ο ρυθμός ψύξης του πλουτωνίτη υπολογίστηκε για την τριάδα ορυκτών Hb-Bt-Kf και για τα ισοτοπικά συστήματα K/Ar και Rb/Sr. Αν υπήρχαν δεδομένα μετρήσεων και για άλλα ορυκτά και ισοτοπικά 85

92 συστήματα με υψηλότερες θερμοκρασίες κλεισίματος τότε ενδεχομένως να υπολογίζονταν και διαφορετικός ρυθμός ψύξης. Σχήμα 5.1 Διάγραμμα ρυθμού ψύξης HBGD HBTON - BGD Για τους HBGD-HBTON έχουμε αντίστοιχα τo ακόλουθο διάγραμμα ( Σχήμα 5.2 ) Σχήμα 5.2 Διάγραμμα ρυθμού ψύξης HBGD HBTON 86

93 Στα σχήματα 5.1 και 5.2 παρατηρούμε ότι ο ρυθμός ψύξης συνολικά για το νότιο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας είναι ίσος μ αυτόν για τον πετρογραφικό τύπο HBGD-HBTON. 87

94 6. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η παρούσα μελέτη έχει ως αντικειμενικό σκοπό την ραδιοχρονολόγηση του νοτίου τμήματος του πλουτωνίτη της Σιθωνίας και συγκρίνοντας τα αποτελέσματα αυτά με προϋπάρχουσες εργασίες να εξαχθούν συμπεράσματα για την θερμική ιστορία του πλουτωνίτη. Οι πετρογραφικοί τύποι που κυριαρχούν κατά σειρά μεγέθους στο νότιο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας ( Π.Σ.) είναι οι: Κεροστιλβικός - Βιοτιτικός Γρανοδιορίτης ( HBGD ), Βιοτιτικός Γρανοδιορίτης ( BGD ) και Κεροστιλβικός - Βιοτιτικός Τοναλίτης ( HBTON ). Συγκεκριμένα: Ο HBGD σύμφωνα με τους Christofides et al. (1990) και (2006) είναι η πρώτη μάζα που τοποθετήθηκε μαζί με τους περιέχοντες όγκους HBTON ακολουθούμενη από το λευκογρανίτη ( LG ) που είναι (βόρεια) σ επαφή μ αυτόν. Η χρήση των αποτελεσμάτων ραδιοχρονολόγησης K/Ar σε σύγκριση με αυτά του Rb/Sr των Christofides et al. (1990) και K/Ar της Πιπερά (2008) αποδεικνύει ότι, αφού τοποθετήθηκε ο HBGD πριν 46 M(a), επακολούθησε η τοποθέτηση του LG. Το γεγονός αυτό είχε ως αποτέλεσμα να διαταραχθεί θερμικά, κυρίως στο βόρειο τμήμα του HBGD το ισοτοπικό σύστημα K/Ar στο ορυκτό βιοτίτη και λιγότερο αυτό του Rb/Sr στο ίδιο ορυκτό. Η θερμοκρασία επίδρασης φαίνεται από τα αποτελέσματα χρονολόγησης να είναι κοντά στο ανώτατο όριο της θερμοκρασίας 88

95 κλεισίματος του συστήματος Rb/Sr C, έτσι ώστε να επηρεαστούν λιγότερο οι βιοτίτες για το σύστημα Rb-Sr και περισσότερο για το σύστημα K/Ar. Το σύστημα Κ/Ar, επιλέγοντας δείγματα απ όλη τη μάζα του HBGD, στους Βιοτίτες αλλά και στους Κ-άστριους έδωσε επιλεκτικά ισόχρονες, όπως φαίνονται στα σχήματα 4.43 και 4.47 αντίστοιχα, με ηλικίες όμως που είναι απαγορευτικές για το βιοτίτη (38,18±0,68 Ma) ενώ για τους Κ-άστριους είναι αποδεκτές (36,51±1,16 Ma). Χρησιμοποιώντας επίσης δείγματα μόνο από το νότιο τμήμα του HBGD (STH-153,8 και 6) όπως διακρίνουμε στα σχήματα 4.48 έως και 4.51 παίρνουμε ισόχρονες από τις οποίες υπολογίζουμε για τον βιοτίτη ηλικία 38,8±1,7 Ma και για τους Κ-άστριους 36,8±1,2 Ma. Ο τελευταίος πετρογραφικός τύπος που τοποθετήθηκε στο νότιο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας είναι αυτός του BGD σύμφωνα με τους Christofides et al. (1990) και (2006) και τις υπολογισμένες ηλικίες για τον Bt, όπως υπολογίστηκαν με την μέθοδο Rb/Sr για τα δείγματα STH-67, ηλικίας t (Ma) 39,0 ± 1,2 και STH-338, ηλικίας t (Ma) 42,2±1,3. Η ισόχρονη (K/Ar) για το ορυκτό Bt έχει δώσει, όπως φαίνεται στο σχήμα 4.25, ηλικία (υπολογισμένη απ την κλίση της ισόχρονης) t (Ma) 42,6±3,2.Αυτή η ηλικία φαίνεται να έρχεται σε αντίθεση με την υπολογισμένη ηλικία της μεθόδου Rb/Sr για το ίδιο ορυκτό, ωστόσο, παίρνοντας υπόψη τα εξής: 1. τη μεγαλύτερη διαφορά ηλικίας Bt-Kf απ όλους τους πετρογραφικούς τύπους (σχήμα 4.81 ), 89

96 2. τη μικρότερη υπολογισμένη ηλικία των Kf (BGD) έναντι όλων των πετρογραφικών τύπων (σχήμα 4.80) και 3. το γεγονός ότι μόνο στο BGD ο βιοτίτης δίνει ισόχρονη καταλήγουμε στο συμπέρασμα ότι ο BGD : Α) έχει ψυχθεί με αργότερο ρυθμό απ ότι οι υπόλοιποι πετρογραφικοί τύποι, Β) το ισοτοπικό σύστημα K/Ar για τους Κ- άστριους στο BGD ήταν για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα ανοικτό, έτσι ώστε να τροφοδοτούνται οι Bt με ραδιογενές Ar ομοιογενώς, εξαιτίας του αργού ρυθμού ψύξης και του γεγονότος ότι δεν επακολούθησε στην συνέχεια κάποιο θερμικό γεγονός που ξεπέρασε τη θερμοκρασία κλεισίματος για το σύστημα K/Ar των βιοτιτών. Κατ αυτόν τον τρόπο οι Bt εμπλουτίστηκαν ποσοστιαία σε 40 Ar κατά τον ίδιο τρόπο με αποτέλεσμα να εμφανίζονται ως μεγαλύτερης ηλικίας και ταυτόχρονα να μας δίνουν ισόχρονες. Συμπερασματικά, τα κυρίαρχα θερμικά γεγονότα που έχουν δράσει στο νότιο τμήμα του πλουτωνίτη της Σιθωνίας είναι: Α) το πρώτο, μετά την τοποθέτηση του HBGD ( στα 46 Ma) οφειλόμενο στην τοποθέτηση του λευκογρανίτη ( LG ) στα βόρεια. Ο λευκογρανίτης επηρέασε μόνο το κομμάτι του HBGD που βρίσκεται σ επαφή μαζί του. Η θερμοκρασία επίδρασης στον HBGD είναι κοντά στη θερμοκρασία κλεισίματος του ισοτοπικού συστήματος Rb/Sr για τον Bt (T 350 o C), για το λόγο αυτό η επίδρασή του είναι μεγαλύτερη στους Bt για το ισοτοπικό σύστημα K/Ar. Ο ρυθμός ψύξης μετά το γεγονός είναι μεγαλύτερος απ αυτόν στο BGD, όπως 90

97 διαπιστώνεται απ τις διαφορές ηλικίας Bt-Kf (K/Ar σχήμα 4.81) και Β) το δεύτερο θερμικό γεγονός είναι αυτό που οφείλεται στην τοποθέτηση του BGD (στα 42 Μα), που είχε ως αποτέλεσμα την θερμική επιρροή του περιβάλλοντος HBGD και HBTON (σχήμα 6.1 και 6.2). Οι υπολογισμένες μικρότερες ηλικίες των Κ-αστρίων για τον BGD υποδεικνύουν έναν αργότερο ρυθμό ψύξης έναντι του βόρειου τμήματος του. Ο ΗΒΤΟΝ, που βρίσκεται εντός του HBGD ο οποίος, περιβάλλει το BGD, έχει επηρεαστεί προφανώς απ την τοποθέτηση του BGD. Γ) το τρίτο θερμικό γεγονός που έχει σχέση με το τελευταίο μαγματικό συμβάν που δημιούργησε μικροσκοπικούς απλίτες, σύμφωνα και με τη Πιπερά (2008). Το συμβάν αυτό, που φαίνεται να είναι δευτερεύουσας σημασίας, δεν μπορεί να μικρότερο σε ηλικία απ τη μικρότερη υπολογισμένη ηλικία των 36,17 Ma ( δείγμα STH-66) που συμφωνεί και με την υπολογισμένη ηλικία απ τη κλίση των ισόχρονων (Kf) στα διαγράμματα 4.47 (36,5±1,2 Ma) και 4.51 (36,8±1,2 Ma). Βέβαια οι παραπάνω ισόχρονες προέκυψαν επιλεκτικά για όλη τη μάζα του HBGD ( σχήμα 4.47) και για το νότιο τμήμα (σχήμα 4.51), γεγονός που υποδηλώνει ότι το θερμικό συμβάν επηρέασε ανομοιογενώς το σύστημα των Kf και η θερμοκρασία επίδρασης του δεν υπερέβη τη θερμοκρασία κλεισίματος των βιοτιτών για το σύστημα K/Ar. 91

98 Τα παραπάνω αποτελέσματα δίνονται με παραστατικό τρόπο στα σχήματα 6.1 και 6.2 που ακολουθούν: Σχήμα 6.1 Έκταση επίδρασης του 2 ου θερμικού γεγονότος, όπου αποτυπώνονται και οι ηλικίες βιοτιτών με τη μέθοδο K/Ar και Rb/Sr. 92

99 Σχήμα 6.2 Έκταση επίδρασης του 2 ου θερμικού γεγονότος, όπου αποτυπώνονται οι υπολογισμένες ηλικίες Κ-αστρίων με K/Ar 93