Güre (Giresun, KD Türkiye) Granitoyidinin Petrografik, Jeokimyasal Ve Petrolojik Özellikleri

Yerbilimleri, 30 (2004), 1-21 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araﬂt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Güre (Giresun, KD Türkiye) Granitoyidinin petrografik, jeokimyasal ve petrolojik özellikleri

Petrographical, geochemical and petrological characteristics of the Güre (Giresun, NE Turkey) Granitoid

Mehmet ARSLAN, Hasan KOLAYLI, ‹rfan TEM‹ZEL Karadeniz Teknik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 61080 TRABZON

ÖZ

Güre (Giresun) yöresinde Türoniyen-Koniyasiyen yafll› bazalt ve piroklastitleri, Koniyasiyen-Santoniyen yafll› dasit/riyodasit ve piroklastitleri ile Kampaniyen-Maestrihtiyen (?) yafll› biyotitli andezit ve piroklastitleri yüzeylen- mektedir. Kretase-Paleosen (?) yafll› Güre Granitoyidi, dasit/riyodasit ve piroklastitlerini keserek yerleflmifltir. Güre Granitoyidi, genellikle özflekilsiz taneli, ince taneli porfirik, yer yer yaz› ve mikropegmatitik dokulu olup, kuvars, ortoklas, plajiyoklas, hornblend, biyotit, aksesuar apatit ve sfen, ikincil klorit, epidot ve kalsit içermektedir. Mineral – termometre ve barometre hesaplamalar›, ~650-700oC ve ~0.9-1.5 (χ) kbar’l›k kristallenme koflullar›n› göstermek- tedir. Güre Granitoyidi jeokimyasal olarak, I-tipi, kalkalkalin, metalümin-peralümin (A/CNK=0.9-1.2) karakterli, fraksiyonlaflm›fl ve alümino-kafemik (ALCAF) özellikledir. Ana ve iz element de¤iflimleri kayaçlar›n gelifliminde ayr›mlaflman›n önemli oldu¤una iflaret etmektedir. Üz element da¤›l›mlar› birbirine benzemesine ra¤men, baz› örnekler K, Rb, Ba ve Th bak›m›ndan daha fazla zenginleflme gösterirler. Nadir toprak element da¤›l›mlar› orta

derecede zenginleflmifl (LaN/LuN=1-2) ve kafl›k flekilli olup, muhtemel hornblend ve plajiyoklas ayr›mlaflmas›n› yans›tmaktad›r. Güre Granitoyidi, hibrid bir ana magmadan itibaren geliflmifl olup, bu ana magma muhtemelen yay kabu¤u ve manto kaynaklar›n› kapsamaktad›r. Granitik magman›n kristallenmesi, yay kabu¤unun nispeten derin kesimlerinde (~6 km) bafllam›fl ve magma yükselmesi ile s›¤ derinliklerde (~3 km) tamamlanm›flt›r.

Anahtar Kelimeler: Do¤u Pontid, Hornblend, I- tipi Granitoyid, Jeotermobarometre, Petrokimya.

ABSTRACT

In the Güre (Giresun) area, Turonian-Coniacian basalt and pyroclastics, Coniacian-Santonian dacite-rhyodacite and pyroclastics, and Campanian-Maestrichtian (?) biotite-bearing andesite and pyroclastics crop out. Upper Cretaceous-Paleocene (?) Güre Granitoid intruded into dacite/rhyodacite and their pyroclastics. The Güre Granitoid shows xenomorphic granular, fine-grained porphyric, rarely graphic and micropegmatitic textures. The rocks contain mainly quartz, orthoclase, plagioclase, hornblende, biotite, accessory apatite and sphene, secondary chlorite, epidote and calcite. Mineral thermometer and barometer calculations indicate crystallization conditions of – ~650-700oC and ~0.9-1.5 (χ) kbar, respectively. The Güre Granitoid has I-type, calc-alkaline, metaluminous-per- aluminous (A/CNK=0.9-1.2) characteristics, fractionated and alumino-cafemic (ALCAF) features. Major and trace element variations indicate that fractionation was significant in the evolution of the rocks. Trace element patterns of the rocks are similar to each other but some exhibit K, Rb, Ba and Th enrichments. The rocks have moderate-

ly enriched and spoon-shaped rare earth element patterns with (La/Lu)N =1-2, reflecting hornblende and plagioclase fractionations in the evolution. The Güre Granitoid evolved from a hybrid parental magma, possibly derived from arc crust and mantle sources. It was concluded that the crystallization of the granitic magma took place rel- atively at greather depth (~6 km) of the arc crust, and then completed in shallow level (~3 km) following magma uplift.

Key Words: Eastern Pontide, Hornblende, I-type Granitoid, Geothermobarometer, Petrochemistry.

M. Arslan E-mail: [email protected] 2 Yerbilimleri

G‹R‹fi Bu çal›flma, Giresun’un 4 km bat›s›nda Güre Vadisi’nde Üst Kretase volkanik kayaçlar›n› ke- Eski bir ada yay› olan Do¤u Pontidler, Jura, Geç sen ve yaklafl›k 3 km2’lik bir alanda yüzeylenen Kretase ve Eosen olmak üzere üç ana volkanik Güre Granitoyidini kapsamaktad›r. Volkanik ka- evre sonunda flekillenmifltir (Adamia vd., 1977; yaçlar; Türoniyen-Koniyasiyen yafll› bazalt ve E¤in vd., 1979; Kazmin vd., 1986; Çamur vd., piroklastitler, Koniyasiyen-Santoniyen yafll› da- 1996; Arslan vd., 1997). Liyas yafll› volkanik ka- sit/riyodasit ve piroklastitler ile Kampaniyen-Ma- yaçlar toleyitik veya toleyitik kalkalkalen geçiflli- estrihtiyen (?) yafll› biyotitli andezit ve piroklas- dir (Çamur vd., 1996; Arslan vd. 1997). Do¤u titlerinden oluflmaktad›r (fiekil 1). Çal›flmada, Pontidler’de Üst Kretase’ye kadar olan dönem- Güre Granitoyidinin çevre kayaçlar› olan volka- de kuzey ve güney zonda litolojik olarak benzer- nitler ile dokanak iliflkileri saptanm›flt›r. Daha likler gözlenmektedir. Ancak Üst Kretase’de be- önceki çal›flmalardan da yararlan›larak; granito- lirgin farkl›l›klar olup, güney zonda sedimanter yidin yay›l›m›, s›n›rlar›, stratigrafik iliflkileri ile ya- kayaçlara karfl›n, kuzey zonda volkanik kayaç- p›sal ve makroskopik özellikleri incelenmifltir. lar›n yayg›n oldu¤u gözlenmektedir. Üst Kreta- Güre Granitoyidinin petrografik, jeokimyasal ve se döneminde geliflen ve genelde volkanik ka- petrolojik özellikleri ortaya konularak, bölgedeki yaçlarla temsil edilen birimler; Çatak, K›z›lkaya, benzer kayaçlarla karfl›laflt›r›lm›fl ve Do¤u Pon- Ça¤layan, Çay›rba¤ Formasyonlar› olarak ta- tid Üst Kretase magmatizmas›n›n geliflimine n›mlanm›fllard›r (Güven, 1993). Geç Kretase aç›kl›k getirilmeye çal›fl›lm›flt›r. yafll› volkanitler toleyitik (E¤in vd., 1979) veya kalkalkalen-alkalen (Manetti vd., 1983) olarak ANAL‹Z YÖNTEMLER‹ tan›mlanmaktad›r. Ayr›ca Do¤u Karadeniz’deki önemli masif sülfid yataklar›n›n Geç Kretase Çal›flma kapsam›nda araziden derlenen 40 yafll› dasit-riyodasit ve bunlar›n piroklastik ka- adet el örne¤inin ince kesitleri haz›rlanm›fl, po- yaçlar› ile iliflkili olmas›, bölgede daha çok ma- larizan mikroskopta ayr›nt›l› olarak incelenmifl, den yataklar› a¤›rl›kl› çal›flmalar›n yap›lmas›na petrografik özellikleri belirlenerek, modal analiz- neden olmufltur (Sawa ve Altun, 1977; Pejato- vic, 1979; Aslaner vd., 1982; Altun, 1990; Tüy- süz ve Er, 1995).

Bölgede ayn› zamanda Permo-Karbonifer’den Eosen sonras›na kadar genifl bir yafl aral›¤›nda geliflmifl pek çok granitik sokulum da yer almaktad›r. Paleozoyik yafll› Gümüflhane Granitoyidi metamorfitleri (Ço¤ulu, 1975), Jura-Kretase-Pa- leosen yafll› granitoyidler ise volkanik ve/veya volkanoklastik serileri keserek yerleflmifltir (Ge- diko¤lu, 1978; fien, 1987; Van, 1990; Aslan, 1998; Kaygusuz ve fien, 1998). Eosen yafll› sokulumlar ise, daha dar alanlarda tüm serileri kesmifl olarak görülürler (Arslan ve Aslan, 2001). Bölgede yüzeylenen granitik sokulumla- r›n yafl iliflkileri ço¤unlukla tart›flmal› olup, çok az›n›n yafl› radyometrik verilerle belirlenmifltir (Ço¤ulu, 1975; Taner, 1977; Gediko¤lu, 1978; Arslan ve Aslan, 2001). Radyometrik çal›flmalar, sokulumlar›n birden çok fazda yerleflti¤ini göstermektedir. Do¤u Pontid yitim zonunda geliflmifl kompleks zonlanma gösteren sokulumlar- da, her zonun farkl› bir faza ve ayn› zamanda magmatik yay›n›n geliflim sürecinde bir evreye fiekil 1. ‹nceleme alan›n›n yer bulduru ve jeoloji haritas›. karfl›l›k geldi¤i ileri sürülmüfltür (fien ve Kaygu- Figure 1. Location and geological map of the investi- suz, 1998). gated area. Arslan vd. 3 leri yap›lm›fl ve isimlendirilmifltir. Seçilmifl ör- neklerden parlat›lm›fl kesitler haz›rlanarak kar- bonla kaplanm›fl ve kesitler üzerinde mineral analizleri Alberta Üniversitesi Yer ve Atmosfer Bilimleri Bölümü Elektron Mikroprob Laboratu- var›’nda (Kanada) Cameca SX100 marka mikroprob ile gerçeklefltirilmifltir. Arazi çal›flmalar› ve petrografik incelemeler esas al›narak ve mümkün oldu¤u kadar ayr›flmam›fl olmas›na özen gösterilerek seçilen 15 örnekten ana, iz ve nadir element analizleri yap›lm›flt›r. Önce çene- li daha sonrada halkal› ö¤ütücüde yaklafl›k 200 mesh boyutuna kadar ö¤ütülen örnekler ana, iz ve nadir element analizi için Kanada’da ACME Analytical Laboratuar›na (Kanada) gönderilmifl- tir. Burada ana ve iz elementler ICP, nadir toprak elementler ise ICP-MS ile analiz edilmifltir.

Toz örneklerden 0.200 g al›narak 1.5 g LiBO2 ile kar›flt›r›lm›fl, %5 HNO3 içeren bir s›v› içinde çö- zündürülmüfltür. Ana elementler % a¤›rl›k, iz elementler ppm olarak ölçülmüfltür. Toz örnek- lerden 0.250 g dört farkl› asit içinde çözündürül- müfl ve ppm olarak nadir toprak element analizleri gerçeklefltirilmifltir.

GENEL JEOLOJ‹ fiekil 2. ‹nceleme alan›n›n genellefltirilmifl stratigrafik kolon kesiti. Bu çal›flmada; stratigrafi ve yafl iliflkileri aç›s›n- Figure 2. Simplified stratigraphic columnar section of dan daha önceden yap›lm›fl olan ve yöredeki the investigated area. volkanitleri de kapsayan genel jeolojik amaçl› çal›flmalar esas al›nd›¤›ndan, ayr›nt›l› bölgesel jeoloji kapsam d›fl›nda tutulmufltur. Yörenin ge- üzerine biyotitli andezit ve piroklastitlerinden (tüf nel jeolojisi daha önceki çal›flmalarda (Güven, ve aglomera-brefl) oluflan Kampaniyen-Maest- 1993; Arslan ve Kolayl›, 2003) ayr›nt›l› bir flekil- rihtiyen yafll› Ça¤layan Formasyonu (Güven, de verilmifltir (bkz. fiekil 1). 1993) gelmektedir. Güre Granitoyidi Çatak ve K›z›lkaya Formasyonlar›n› keserek yerleflmifltir Do¤u Pontid Tektonik Birli¤i Kuzey Zonu’nda (bkz. fiekil 2). Ancak Ça¤layan Formasyonu ile yer alan ve genelde volkanitlerin egemen oldu- granitoyid aras›nda dokanak olmad›¤›ndan gra- ¤u çal›flma alan›nda, Türoniyen-Koniyasiyen nitoyidin yafl›n›n Üst Kretase-Paleosen (?) oldu- yafll› Çatak Formasyonu (Güven, 1993), incele- ¤u düflünülmüfltür (Arslan ve Kolayl›, 2003; Ko- me alan›ndaki en yafll› birimi oluflturur ve dar bir layl› ve Arslan, 2003). alanda yüzeylenir (bkz. fiekil 1). Bazalt ve piroklastitlerinden oluflan bu formasyonun piroklastit- Güre Granitoyidi KD-GB yönünde 3 km boyun- leri daha yayg›n olup, genellikle tüf-aglomera da ve 1 km geniflli¤inde oval flekilli yüzeyleme karakterindedir. Çatak Formasyonu, Koniyasi- vermektedir. Yan kayaçlarla dokana¤› belirgin- yen-Santoniyen yafll› K›z›lkaya Formasyonu dir ve dokanaklar›nda genellikle epidot, kil ve (Güven, 1993) taraf›ndan uyumlu olarak üzer- nadiren pirit oluflumlar› yayg›n olarak gözlen- lenmektedir (fiekil 2). K›z›lkaya Formasyonu inmektedir. Yan kayac›n volkanitlerle uyumsuz ve celeme alan›nda genifl yay›l›m göstermekte nispeten küçük boyutlu olmas›, yankayac›n ank- olup, dasit-riyodasit ve piroklastitlerinden olufl- lavlar› içermesi özellikleri dikkate al›nd›¤›nda, maktad›r. Dasit-riyodasitler daha çok volkanik Güre Granitoyidi epizon granitoyidi olarak ta- domlar fleklinde gözlenmektedir. Bu birimin n›mlanabilir. 4 Yerbilimleri

GRAN‹TOY‹D‹N PETROGRAF‹S‹ maktad›r. Granodiyoritlerde %39-52, tonalitlerde %52-65, kuvars-diyoritlerde %66-77, diyorit- Güre Granitoyidi, granitten diyorite kadar de¤i- lerde %80-84 oran›ndad›r. Plajiyoklaslar, diyorit flen bir mineralojik bileflim sergiler. Genellikle ve kuvars-diyoritlerde öz flekilli, granodiyorit ve özflekilsiz taneli, ince taneli porfirik, yer yer de tonalitlerde daha çok yar› öz flekillidirler. Genel- yaz› ve mikropegmatitik dokular gösterir (fiekil likle tüm granitoyid içerisinde plajiyoklaslar nor- 3). Ana mineral olarak kuvars (%17-22), ortok- mal zonlanmal› olup, bu oran asit gruplara do¤- las (%1-18), plajiyoklas (%38-58), hornblend ru artmaktad›r. Plajiyoklaslar›n 010’a dik kesitle- (%0-37), biyotit (%0-6) ve aksesuar mineral ola- rinde yap›lan cins tayinlerinde bileflimlerinin ol- rak apatit ve sfen, ikincil mineral olarak ise klo- dukça de¤iflken oldu¤u görülmüfltür. Bu bileflim rit, epidot, aktinolit-tremolit ve kalsit içerir. Bu granodiyoritlerde An22-37 (oligoklas-andezin), to- modal mineralojik bileflime göre granodiyorit ve nalitlerde An23-38 (oligoklas-andezin), kuvars-di- tonalit bileflimindedir. yorit ve diyoritlerde An26-43 (oligoklas-andezin) bileflimindedir. Ayr›ca kuvars-diyorit ve diyorit- Plajiyoklaslar, yar› özflekilli ve öz flekilsiz kristal- lerde ikincil olarak yo¤un albitleflme ve daha az ler halinde tüm örneklerde yayg›n olarak bulun- oranda epidotlaflma mevcuttur. Diyoritik kayaç-

fiekil 3. Güre Granitoyidinin mikrofoto¤raflar›: (a) özflekilsiz taneli dokulu granodiyorit (Örnek No. 10; ‚.N.), (b) yar› özflekilli taneli dokulu kuvars monzodiyorit (Örnek No. 26A; Çift Nikol), (c) özflekilsiz ince taneli dokulu mikrogranodiyorit (Örnek No. 15; Çift Nikol), (d) özflekilsiz taneli, porfirik dokulu tonalit (Örnek No. 11; Çift Nikol)(Or: ortoklas, Hb: hornblend, Bi: biyotit, K: kuvars, Pl: plajiyoklas). Figure 3. Microphotos of the Güre Granitoid: (a) anhedral granular textured granodiorite (Sample No. 10; XPL), (b) subhedral granular textured quartz monzodiorite (Sample No 26A; XPL), (c) anhedral fine-grained textured microgranodiorite (Sample No. 15; XPL), (d) anhedral granular porphyric textured tonalite (Sample No. 11; XPL)(Or: orthoclase, Hb: hornblende, Bi: biotite, K: quartz, Pl: plagioclase). Arslan vd. 5

larda plajiyoklaslar yer yer hornblend kristalleri An0Ab25Or75; merkezde An0Ab13Or87, kenar k›- taraf›ndan çevrelenirler. Bu durum, bunlar›n s›mda An0Ab16Or84; baz› minerallerde ise, mer- hornblendden daha yüksek s›cakl›kta olufltu¤u- kezde An0Ab11Or86, kenar k›s›mda An0Ab6Or94’ nu gösterir. Plajiyoklas fenokristallerinde yap›- tür. Minerallerde belirgin bir bileflimsel zonlan- lan mikroprob analizlerine (Çizelge 1) göre; pla- ma da vard›r (bkz. fiekil 4). jiyoklaslar genellikle andezin, nadiren oligoklas ve albittir (fiekil 4). Genelde mineraller az da ol- Hornblend, diyorit ve kuvars-diyoritlerde % 29 sa belirgin zonlanma gösterecek bileflimsel bir oran›na kadar bulunmaktad›r. Granodiyorit ve de¤iflime sahiptir. ‹ri gözlenen plajiyoklaslar ço- tonalitlerde eser miktarda mevcuttur. Baz› ör- ¤unlukla andezin olup, bileflimleri mineral mer- neklerde k›smen veya tamamen aktinolit ve klo- kezinde An36Ab63Or1, kenar k›sm›nda An62Ab3- rite dönüflmüfltür. Altere olmam›fl hornblendler- 8Or1; mineral merkezinde An47Ab52Or1, kenar den yap›lan mikroprob analizlerine göre +2 k›sm›nda An10Ab83Or7 veya mineral merkezinde Mg/(Mg+Fe ) oran› genelde minerallerin merkezinde ve kenar k›sm›nda hemen hemen ayn› An46Ab53Or1, kenar k›sm›nda ise An9Ab87Or4’ tür (bkz. Çizelge 1). olup, yaklafl›k 0.48-0.49 aras›nda de¤iflmektedir (Çizelge 3). Ayn› zamanda hem mineral mer- Kuvars, granodiyoritlerde % 36-49, tonalitlerde kezinde hem de mineral kenar k›sm›nda Fe+2 ve % 31-43, kuvars-diyoritlerde % 5-12, diyoritler- Fe+3 içerikleri fazla de¤iflmemekte olup, s›ras›y- de % 1-3 oran›ndad›r . Genellikle özflekilsiz la 2.30-2.40 ve 2.52-2.38 aras›ndad›r (bkz. Çi- olup, plajiyoklaslar aras›ndaki çok köfleli alanla- zelge 3). Leake vd. (1997)’nin s›n›flamas›na gö- r› doldururlar. K›smen de ortoklaslar ile birlikte re hornblendler, ferrohornblend ve magnezyo- yaz› dokusu olufltururlar. Yer yer dalgal› sönme hornblend ayr›m s›n›r›nda yer almaktad›r (fiekil gösterirler. K›smen plajiyoklas kapan›mlar› içe- 5). rirler. Biyotit, az miktardan % 6 oran›na kadar de¤iflik Ortoklas, granodiyoritlerde % 8-17, tonalitlerde oranlarda mevcuttur. Daha çok granodiyorit ve % 0-5, kuvars-diyoritlerde % 0-4 ve diyoritlerde tonalitlerde gözlenir. Bolluk miktar› granitoyid % 1 oran›nda bulunur. Ortoklaslarda yap›lan sto¤unun güneyine do¤ru art›fl gösterir. Yap›lan mikroprob analizlerinde ise minerallerin tümü mikroprob analizlerine göre fazla kimyasal de¤i- ortoklast›r (Çizelge 2). Bileflimleri ise baz› mine- flim göstermemektedirler (Çizelge 4). Mg/(Mg+Fe+3+Fe+2) oran› mineralin merkezinde rallerde, merkezde An0Ab1Or99, kenar k›s›mda yaklafl›k 0.39-0.43, kenar k›sm›nda ise yaklafl›k 0.41-0.46 aras›nda de¤iflmektedir. Opak mine-

CaB ≥1.50 ; (Na + K)A < 0.50 ; CaA < 0.5

1.0 tremolit

0.8 aktinolit magnezyohornblend taﬂhermakit

) 0.6 +2

0.4

Mg/(Mg + Fe ferroaktinolit ferrohornblend ferrotaﬂhermakit 0.2

0.0 8.00 7.50 7.00 6.50 6.00 5.50 Si

fiekil 4. Güre Granitoyidi feldispatlar›n›n An-Ab-Or fiekil 5. Güre Granitoyidi örnekleri hornblendlerinin üçgen diyagram›nda s›n›flamas›. s›n›flama diyagram› (Leake vd., 1997). Figure 4. Classification of the Güre Granitoid felds- Figure 5. Hornblende classification diagram (Leake pars on ternary An-Ab-Or feldspars plot. et al., 1997) of the Güre Granitoid samples. 6 Yerbilimleri k-1 k-2 m k t›r. fl tir. fl mkmk 0.10 0.08 0.07 0.11 0.10 0.17 0.19 0.25 0.23 0.44 0.90 1.24 0.19 0.30 0.61 0.67 0.01 0.010.01 0.01 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.00 0.03 0.01 0.05 0.01 0.07 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.04 0.04 7.24 6.91 6.89 6.66 4.35 5.97 6.29 6.31 6.80 7.95 10.58 9.68 6.07 6.91 8.41 9.95 Plj-2 Plj-2 Plj-2 Plj-2 Plj-2 Plj-6 Plj-6 Plj-6 Plj-6 Plj-6 Plj-6 Plj-6 Plj-8 Plj-8 Plj-8 Plj-8 59.3125.56 58.49 26.26 58.12 26.41 57.98 53.06 26.69 29.90 55.57 26.70 56.06 26.32 56.34 57.65 25.88 60.03 25.63 23.92 66.72 65.40 19.32 20.50 56.26 58.77 26.86 62.56 25.27 65.76 22.55 20.61 3 , toplam demir olarak verilmi O 2 O 2 +2 +2 O 2 2 Toplam 100.11 100.5 100.63 100.77 100.65 98.66 98.7 98.3 99.06 98.91 98.35 100.11 99.35 99.41 98.79 98.96 CaNaK 0.37 0.63 0.41 0.60 0.43 0.60 0.43 0.58 0.62 0.38 0.49 0.53 0.47 0.56 0.45 0.56 0.41 0.60 0.31 0.70 0.04 0.92 0.10 0.84 0.47 0.53 0.38 0.60 0.22 0.73 0.09 0.86 Çizelge1. Güre Granitoyidi plajiyoklaslar›n›n mikroprob analiz sonuçlar› (m: kristal merkezi, k: kenar›). Table 1. Results of microprobe analysis plagioclases from the Güre Granitoid (m: crystal core, k: rim). Örnek No. Al FeOCaO H12Na 0.17 7.73 0.29 8.47Formül 8 oksijen üzerinden hesaplanm› 0.24Si 8.90 0.27Al 9.06Fe 0.42 12.82 2.65 1.34 0.32 2.61 9.93 1.38Toplam 0.31 9.53 2.59Ab 5.00 0.28 1.39An 9.24 2.58 0.25Or 1.40 5.00 2.39 8.50 62.57Fe 0.23 1.60 36.83 TG8 6.34 59.34 5.01 2.54 0.08 40.26 0.60 58.15 5.01 0.75 1.44 2.56 0.13 41.46 56.71 5.02 0.40 2.07 1.42 37.87 42.70 2.58 61.53 0.39 0.27 1.40 2.61 5.01 9.71 51.61 0.26 0.59 1.37 47.41 53.82 7.90 2.71 5.02 0.16 0.60 45.11 1.27 54.47 4.48 5.01 2.98 0.10 58.41 44.07 1.87 1.02 5.01 67.61 2.91 40.31 0.98 29.86 1.08 5.02 91.32 1.06 83.18 2.55 3.59 5.00 1.46 1.43 2.64 9.85 52.50 5.00 1.27 1.34 TG8 2.80 60.23 2.53 1.19 2.92 74.51 46.42 87.10 5.01 38.03 1.08 5.09 21.91 5.00 9.04 6.97 4.98 4.99 1.08 1.74 3.58 3.85 SiO K Arslan vd. 7 t›r. fl tir. fl mkmkmk 0.00 0.00 0.000.98 0.00 0.73 0.01 0.84 0.90 0.00 0.76 0.00 0.85 0.00 0.75 0.00 0.94 0.00 0.94 0.00 0.82 0.00 0.84 0.00 0.00 0.86 0.00 0.92 0.85 0.92 0.15 3.12 1.74 1.21 2.84 1.37 2.58 0.38 0.27 1.67 1.49 0.95 0.51 0.95 0.69 Ort-5 Ort-5 Ort-5 Ort-5 Ort-5 Ort-7 Ort-7 Ort-7 Ort-7 Ort-7 Ort-9 Ort-9 Ort-9 Ort-9 Ort-9 16.52 12.45 14.34 15.14 13.00 14.26 12.70 15.81 15.77 13.86 14.10 14.58 15.47 14.16 15.24 64.8318.30 65.59 18.31 65.04 18.46 64.24 65.65 18.42 18.40 64.29 18.07 64.73 18.10 64.59 18.00 64.20 17.88 64.54 18.19 63.67 18.47 64.72 18.36 64.22 62.68 18.24 19.02 63.17 18.05 3 , toplam demir olarak verilmi O 2 O 2 +2 +2 O 2 2 SiO Çizelge 2. Güre Granitoyidi ortoklaslar›n›n mikroprob analiz sonuçlar› (m: kristal merkezi, k: kenar›). Table 2. Results of microprobe analysis orthoclases from the Güre Granitoid (m: crystal core, k: rim). Örnek No. TG8ToplamFormül 8 oksijen üzerinden hesaplanm› 99.84Si 99.54Al 99.62Fe 99.09 100.07 3.00 1.00 3.00 98.00Toplam 0.99 98.20 3.00Ab 1.00 98.81 4.99 2.99An TG8 1.01Or 3.00 5.00 98.13Fe 0.99 1.37 5.00 98.66 0.01 27.60 3.01 98.62 5.00 15.56 97.74 1.00 0.00 72.40 3.01 5.01 10.83 98.62 0.99 84.44 0.00 24.95 3.01 98.51 89.09 0.08 0.99 4.98 96.83 75.05 12.76 3.01 0.00 97.17 4.99 23.60 0.99 87.24 3.00 4.98 76.40 0.00 3.53 1.00 96.47 0.00 2.98 4.97 2.57 1.02 97.42 0.00 3.01 TG8 4.98 15.50 1.00 84.48 3.00 0.01 13.87 1.00 4.98 2.95 86.13 1.06 8.98 0.02 2.99 4.96 90.96 1.01 4.80 95.06 4.98 0.00 90.74 9.22 4.94 93.56 0.05 6.44 4.99 0.13 0.04 0.00 Al FeOCaONa 0.03 0.00 0.07 0.00 0.05 0.00 0.06 0.02 0.18Ca 0.00Na 0.00K 0.00 0.09 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.28 0.00 0.00 0.01 0.16 0.00 0.00 0.11 0.04 0.00 0.30 0.25 0.02 0.00 0.00 0.12 0.01 0.00 0.01 0.23 0.03 0.00 0.03 0.01 0.03 0.01 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.15 0.00 0.14 0.00 0.09 0.00 0.05 0.00 0.09 0.00 0.06 K 8 Yerbilimleri ). +2 (Mg-numaras›) =Mg / (Mg + Fe # t›r. Mg fl t›r. fl 1.50 1.41 1.14 1.62 1.61 1.65 0.81 1.47 1.58 1.60 1.095.64 1.19 5.59 1.27 5.53 1.29 6.20 1.440.38 6.242.46 1.24 6.15 0.37 2.43 1.210.02 5.55 0.480.48 2.27 1.19 6.13 0.03 0.40 2.34 1.45 0.49 5.96 0.04 0.36 1.27 2.38 0.49 5.90 0.03 0.45 2.30 0.49 0.03 0.52 2.22 0.49 0.49 0.03 2.28 0.49 0.36 0.03 2.40 0.51 0.03 0.42 2.36 0.49 0.03 0.48 0.03 0.48 0.13 0.16 0.19 0.16 0.17 0.14 0.17 0.14 0.15 0.14 m-1 m-2 k m-1 m-2 k-1 k-2 m-1 m-2 m-3 47.24 47.25 47.19 46.50 46.53 47.02 47.67 47.15 47.31 47.07 ayr›m› Leake vd. 1997’ye göre hesaplanm› +2 ve Fe 3 # O 2 2 O 2 +3 +2 +3 O 2 2 K Al FeOMnOMgOCaO 22.73Na 0.48 10.14 22.34 9.76 0.43 10.27 21.84 9.87 0.56 9.67 21.91Fe 10.04Mn 10.10 0.42Mg 21.95Ca 10.18NaK 10.12 22.06 0.06 0.36 2.26 10.39 1.56 9.86 22.01Fe 0.46 0.43 10.25 0.05 2.29 22.29 10.22 1.58 0.49 10.05 0.41 0.07 10.00 22.22 2.17 0.48 9.99 1.62 0.05 0.33 22.30 9.99 2.26 10.23 0.44 1.63 0.47 9.90 0.05 9.85 2.25 0.45 1.66 0.06 0.47 2.19 1.63 0.06 0.48 2.27 1.60 0.06 0.23 2.22 1.59 0.06 0.42 2.21 1.63 0.45 0.06 2.21 1.58 0.46 Toplam 98.71 98.53 97.41 98.37 98.81 98.83 98.18 98.85 99.32 98.47 TiO Çizelge 3. Güre Granitoyidi hornblendlerinin mikroprob analiz sonuçlar› (m: kristal merkezi, k: kenar›). Table 3. Results of microprobe analysis hornblendes from the Güre Granitoid (m: crystal core, k: rim). Örnek No. H12-1SiO H12-1 H12-1 H12-3Formül 23 oksijen üzerinden hesaplanm› Si H12-3TiAl [IV] H12-3Al [VI]Fe 7.06 H12-3 0.94 0.12 0.05 H12-4 7.07 0.93 0.13 0.05 H12-4ToplamMg 7.10 H12-4 0.90 0.14 15.34 0.08 6.96 1.04 0.15 0.06 15.34 6.95 1.05 0.16 15.21 0.05 7.00 1.00 0.14 15.39 0.08 7.10 0.90 0.14 15.41 0.07 7.01 0.99 0.13 15.35 0.08 7.02 0.98 15.15 0.16 0.06 7.04 15.30 0.96 0.14 0.07 15.36 15.34 Arslan vd. 9

Çizelge 4. Güre Granitoyidi biyotitlerinin mikroprob analiz sonuçlar› (m: kristal merkezi, k: kristal kenar›). Table 4. Results of microprobe analysis of biotites from the Güre Granitoid (m: crystal core, k: crystal rim).

Örnek No. TG8 TG8 biy-7 biy-7 biy-7 biy-7 biy-5 biy-5 biy-5 biy-5 biy-5 m-1 m-2 k-1 k-2 m k

SiO2 34.5 34.58 35.38 34.46 35.07 34.42 34.78 34.58 35.39

TiO2 3.90 3.99 3.61 4.97 4.08 3.94 3.84 3.80 3.67

Al2O3 12.04 11.81 11.72 11.86 11.72 11.71 11.65 11.89 12.27 FeO 23.42 23.78 22.04 23.17 24.92 24.64 24.42 24.57 23.96 MnO 0.25 0.28 0.24 0.25 0.29 0.27 0.29 0.28 0.25 MgO 9.83 10.04 10.58 9.68 8.9 8.98 9.37 9.59 9.46 CaO 0.02 0.06 0.07 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.03

Na2O 0.39 0.27 0.28 0.20 0.42 0.42 0.43 0.32 0.34

K2O 9.02 9.04 9.20 9.09 8.92 8.95 8.85 9.07 8.91 Cl 0.52 0.61 0.68 0.45 0.70 0.61 0.51 0.55 0.55 F 0.80 0.80 0.90 0.70 1.12 1.12 1.10 0.66 0.61 Toplam 94.69 95.26 94.70 94.85 96.15 95.08 95.25 95.33 95.44 Formül 22 oksijen üzerinden hesaplanm›flt›r. Si 5.53 5.52 5.64 5.50 5.59 5.55 5.58 5.53 5.61 Ti 0.47 0.48 0.43 0.60 0.49 0.48 0.46 0.46 0.44 Al [IV] 2.28 2.22 2.20 2.23 2.20 2.23 2.20 2.24 2.29 Al [VI] 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe+2 3.14 3.18 2.94 3.09 3.32 3.33 3.28 3.29 3.17 Mn 0.03 0.04 0.03 0.03 0.04 0.04 0.04 0.04 0.03 Mg 2.35 2.39 2.51 2.30 2.12 2.16 2.24 2.29 2.24 Ca 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Na 0.12 0.08 0.09 0.06 0.13 0.13 0.13 0.10 0.10 K 1.85 1.84 1.87 1.85 1.81 1.84 1.81 1.85 1.80 Cl 0.14 0.17 0.18 0.12 0.19 0.17 0.14 0.15 0.15 F 0.41 0.40 0.45 0.35 0.56 0.57 0.56 0.33 0.31 Toplam 15.77 15.77 15.72 15.68 15.70 15.76 15.76 15.79 15.69 Mg # 0.43 0.43 0.46 0.43 0.39 0.39 0.41 0.41 0.41 Fe+2, toplam demir olarak verilmifltir. Mg # (Mg-numaras›)=Mg / (Mg + Fe+2). ral, saç›n›m halinde ve az miktarda (%1-4) ge- bafllayarak, alkali granit alan›na do¤ru gider. nellikle yar› öz flekilli olarak mevcuttur. Genel Magmatik yaylarda bulunan granitik kayaçlar›n olarak, ferromagnezyen mineral içeri¤i granito- izledi¤i kalk-alkalen seri de kendi içerisinde, to- yidin kuzeyine do¤ru azal›r. Bununla birlikte bi- nalitik-trondjemitik kalk-alkalen seri, granodiyori- yotit içeri¤i kuzeye do¤ru artarken, hornblend tik kalk-alkalen seri ve monzonitik kalk-alkalen içeri¤i güneye do¤ru artar. seri olarak alt serilere ayr›lm›flt›r (Lameyre ve Bowden, 1982). Modal mineralojik bileflimlerine QAP modal s›n›flamas› (Streckeisen, 1976) ana göre incelenen Güre Granitoyid örnekleri hemen magma serilerinin ay›rtlanmas›nda yayg›n ola- hemen tek bir grup oluflturmaktad›rlar (fiekil 6); rak kullan›lmaktad›r (Lameyre ve Bowden, genel olarak granodiyoritik-tonalitik bileflim sun- 1982; Lameyre ve Bonin, 1991). Bu s›n›flama- maktad›rlar. Bu bileflimler dikkate al›nd›¤›nda, da, üç ana serinin (toleyitik, kalk-alkalen ve alka- sokulum kütlesi toleyitik-kalkalkalen seri yönse- len) izledi¤i belirgin yollar, genellikle P ucundan mesi göstermektedir (bkz. fiekil 6). 10 Yerbilimleri

flimleri böyle bir diyagram üzerine düflürüldü- ¤ünde, örnek noktalar› yaklafl›k 700°C s›cakl›¤a karfl›l›k gelen izoterm e¤risinin alt›nda yeral›r (fiekil 7a). Buna göre feldispatlar›n yaklafl›k 650±50°C’de dengede kristallendi¤ini söylemek mümkündür. Holland ve Blundy (1994)’nin çe- flitli granitik kayaçlarda yapt›klar› çal›flmalar sonucunda önerdikleri hornblend-plajiyoklas mineral çifti termometresine göre ise hesaplanan s›- cakl›klar 692-826°C aras›nda bulunmufltur (Çi- zelge 5). Bu son de¤erler feldispat termometresine göre hesaplanandan biraz yüksek olup, muhtemelen hornblend ve plajiyoklas›n dengede kristallenmemesinden kaynaklanmaktad›r. Bu durum mikroskopik gözlemlerle de do¤rulan- maktad›r. fiekil 6. Güre Granitoyidi örneklerinin QAP modal mi- Kalkalkalin granitik kayaçlarda hornblendlerin Al neralojik s›n›flamas› (Streckeisen, 1976) ve içeri¤inden haraketle kristallenme bas›nçlar›n›n granitik kayaçlar›n QAP modal bileflimine dayal› ana yönsemeleri: 1-toleyitik seriler, 2- hesaplanmas› yayg›n olarak kullan›lmaktad›r. kalk-alkalen trondjemitik seriler, 3-6-kalk-al- Güre Granitoyidi hornblendlerinin Al içeriklerin- kalen granodiyorit serileri, 7-monzonitik seri- de kristal merkezi ve kenar› aras›nda baz› kim- ler, 8-9- alkalen seriler (Lameyre ve Bow- yasal de¤iflimler gözlenmektedir. Bu durum den, 1982; Lameyre ve Bonin, 1991). Figure 6. QAP modal mineralogical classification of Hammarstrom ve Zen (1986)’in belirtti¤i gibi the Güre Granitoid samples, and main Al[IV] ile Al[T] aras›nda iyi derecede pozitif kore- trends of granitic rock series: 1-tholeiitic se- lasyonla kendini göstermektedir (fiekil 7b). ries, 2-calc-alkaline trondhjemitic series, 3- Hammarstrom ve Zen (1986)’in farkl› alanlarda 6-various calc-alkaline granodiorite series, yapt›klar› çal›flmalar sonucunda hornblendler- 7-monzonitic series, 8-9-various alkaline series (Lameyre and Bowden, 1982; Lameyre deki toplam alüminyumu esas alarak ortaya and Bonin, 1991). koyduklar› eflitli¤e göre ( P = -3.92 + 5.03 AlT) hesaplanan bas›nçlar 0.9-1.5 kb aras›nda de- ¤iflmektedir. Hollister vd. (1987)’nin hornblend- JEOTERMOMETRE VE JEOBAROMETRE lerin içerdi¤i toplam alüminyum baz al›narak HESAPLAMALARI önerdi¤i görgül eflitli¤e göre (P = -4.67 + 5.64 AlT) hesaplanan bas›nçlar ise 0.6-1.3 kb aras›n- da de¤iflmektedir. Johnson ve Rutherford Granitik kayaçlar›n geliflimini anlayabilmek için, (1989)’un hornblendlerdeki toplam alüminyum bunlar›n yerleflim derinli¤i, bu derinlikteki kristal- göz önüne al›narak ortaya koydu¤u eflitli¤e gö- lenme koflullar› ve kristallenme sonras› yüksel- re (P = -3.46 + 4.23 AlT) hesaplanan bas›nçlar me gibi süreçlerin araflt›r›lmas› gerekmektedir. 0.6-1.1 kb aras›nda de¤iflmektedir. Schmidt Bu bak›mdan granitik kütlelerin oluflum s›cakl›k (1990)’in hornblendlerin içerdi¤i toplam alümin- ve bas›nçlar›n›n bilinmesi önemlidir. Bunun için yum baz al›narak önerdi¤i formüle göre bir çok araflt›rmac›, jeotermometre ve jeobaro- (P = -3.01 + 4.76 AlT) hesaplanan bas›nçlar ise metre hesaplamalar› için çeflitli görgül eflitlikler 1.5-2.1 kb aras›nda de¤iflmektedir (Çizelge 5). önermifller ve diyagramlar gelifltirmifllerdir. Bu Hesaplamalardan elde edilen dört farkl› bas›nç görgül eflitlik ve diyagramlardan yaralan›larak de¤erleri Al[T]’a karfl› P (kbar) iliflkisinde birbiri- incelenen Güre Granitoyidinin oluflum s›cakl›k ne çok yak›n paralellikler sunmaktad›r (fiekil ve bas›nç koflullar› saptanmaya çal›fl›lm›flt›r. 7c). Bu farkl› barometre de¤erleri birlikte de¤erlendirildi¤inde Güre Granitoyidi hornblendlerin- Fuhrman ve Lindsley (1988) feldispatlar›n Ab- den hesaplanan Al barometre de¤erlerinin 0.9 – An-Or üçgen diyagram› üzerinde, deneysel ça- ilâ 1.5 (χ) kbar aras›nda de¤iflti¤i söylenebilir. l›flmalar sonucunda elde ettikleri denge s›cakl›k de¤erlerini gösteren izoterm e¤rilerini olufltur- Çizelge 5’de görüldü¤ü üzere, hornblendlerin mufllard›r. Güre Granitoyidi feldispatlar›n›n bile- merkez ve kenar bileflimlerine göre hesaplanan Arslan vd. 11

fiekil 7. a) Güre Granitoyidi feldispatlar›n›n An-Ab-Or diyagram›nda bileflimleri. ‹zoterm çizgileri Fuhrman ve Lindsley (1988)’e göredir. b) Analiz edilen hornblendlerde Al[T] karfl› Al[IV] iliflkisini gösteren diyagram. Verilere ait regresyon do¤rusu ve eflitli¤i diyagramda verilmifltir. c) Güre hornblendlerinden hesaplanan dört farkl› hornblend jeobarometresine ait do¤rular› gösteren Al[T] karfl› P (kbar) diyagram›. Figure 7. a) Composition of the Güre Granitoid feldspars on An-Ab-Or plot. Isotherm lines are from Fuhrman and Lindsley (1988). b) Al[T] versus Al[IV] plot in the analysed hornblendes. The regresion line and its equation are shown on the plot. c) Al[T] against P(kb) plot showing the slopes of four calculated hornblende geobarometers.

bas›nç de¤erleri biraz farkl›l›k göstermekte olup, GRAN‹TOY‹D‹N JEOK‹MYASI elde edilen bas›nç de¤erleri minimum 3 km (>0.9 kbar) ve en fazla 6 km (1.5 kbar)’lik bir de- Ana ve ‹z Elementler rinli¤e karfl›l›k gelmektedir. Bu sonuçlar; Güre Granitoyidinin erken faz›n›n nispeten derinlerde Güre Granitoyid sto¤undan al›nan 15 adet ör- kristallenmeye bafllad›¤›n›, ancak kristallenme nekten ana, iz ve nadir toprak element analizle- s›ras›ndaki yükselme sonucu son kristallenme- ri yapt›r›lm›flt›r (Çizelge 6 ve 7). Güre Granitoyi- nin s›¤ derinliklerde tamamland›¤› fleklinde yo- di’nin kimyasal bileflimi oldukça de¤iflken olup, rumlanabilir. kayaçlardaki modal mineralojik de¤iflimle iliflkilidir. Granodiyoritlerdeki ana oksit de¤erleri; SiO2 12 Yerbilimleri

Çizelge 5. Güre granitoyidi örneklerinde hornblend-plajiyoklas jeotermometre ve hornblend jeobarometre hesaplamalar›. Table 5. Hornblende-plagioclase geothermometer and hornblende geobarometer calculations from the Güre Granitoid samples. Plajiyoklas-hornblend termometresi Mineral 1 Hbl-H12-1-M1 Hbl-H12-1-M2 Hbl-H12-1-K Hbl-H12-3-M1 Hbl-H12-3-M2 Hbl-H12-3-K1 Mineral 2 Plj-H12-2-M Plj-H12-2-> Plj-H12-2-> Plj-H12-2-> Plj-H12-2-> Plj-H12-2-K Plj (Xab) 0.63 0.59 0.58 0.56 0.38 0.82 T (°C ) 756 - 760 765 - 769 774 - 781 794 - 798 822 - 826 692 - 698

Hornblend barometresi Örnek No. H12-1 H12-1 H12-3 H12-3 H12-3 H12-4 H12-4 Mag. Mag. Mag. Mag. Mag. Mag. Mag. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. kenar-1 kenar merkez-1 merkez-1 kenar-2 merkez-1 merkez-2 P (kbar) Hammarstrom ve Zen (1986) 1.0 0.9 1.5 1.4 0.9 1.4 1.2 Hollister vd. (1987) 0.7 0.7 1.3 1.2 0.6 1.2 1.0 Johnson ve Rutherford (1989) 0.6 0.6 1.1 1.0 0.6 1.0 0.9 Schmidt (1990) 1.6 1.6 2.1 2.0 1.5 2.0 1.9 – Ortalama ( χ) 0.98 0.95 1.5 1.40 0.90 1.40 1.25 Standart sapma (σ) 0.45 45 0.43 0.43 0.42 0.43 0.45

%54- 73, Al2O3 %13-16, Fe2O3 %2.8-11.8, MgO lenmenin etkili olabilece¤ini göstermektedir. Ar- * %0.3-4.7, CaO %2.5-5, Na2O %3.5-4, K2O tan silis içeri¤ine göre; TiO2, Al2O3, Fe2O3 , %0.4-1.7 ve TiO2 %0.3-1.1 aras›nda, tonalitler- MgO, CaO, MnO ve Sr içerikleri negatif, Zr ise deki ana oksit de¤erleri; SiO2 %67-76, Al2O3 pozitif iliflkiler sunmaktad›r. Bu iliflkiler, kayaçla- %13-15, Fe2O3 %2.4-5.6, MgO %0.2-1.5, CaO r›n oluflumunda plajiyoklas+hornblend+magne- %2.2-4.5, Na2O %3.6-4.3, K2O %0.2-1.9 ve Ti- tit fraksiyonlaflmas›ndan kaynaklanmaktad›r. O %0.3-0.6 aras›nda, kuvars monzodiyoritler- 2 Na O ve K O nispeten düzensiz da¤›l›mlar gös- de ana oksit de¤erleri; SiO %54-57, Al O 2 2 2 2 3 termektedir. Bu düzensizlik, k›smen alterasyon- %14.5-15.2, Fe2O3 %10.4-11.8, MgO %3-5, CaO %5-8, Na2O %3.2-4.4, K2O %0.15-0.3 ve TiO2 %1-1.25 aras›nda de¤iflmektedir. Buna göre SiO2 içeri¤i tonalitlerde en yüksek, K-mon- zodiyoritlerde en düflük iken, Fe2O3 içeri¤i bunun aksine tonalitlerde en düflük ve K-monzodi- yoritlerde en yüksektir (bkz. Çizelge 6).

Ana element oksitlere dayanarak haz›rlanan magmatik kayaçlar›n adland›rma diyagram›nda (Debon ve Le Fort, 1983) yap›lan adland›rma modal bileﬂime dayal› adlama ile uyum içerisin- dedir. Bu adland›rmaya göre, Güre Granitoyidi örnekleri tonalit ve granodiyorit alanlar›nda yer almaktad›r (ﬁekil 8).

Harker diyagram›nda Güre Granitoyidi örnekle- fiekil 8. Güre Granitoyidi örneklerinin Q-P kimyasal adlama diyagram› (Debon ve Le Fort, 1983). ri, ço¤u ana ve iz elementler için do¤rusala ya- Figure 8. Q-P chemical nomenclature diagram k›n bir da¤›l›m göstermektedir (fiekil 9 ve 10). (Debon and Le Fort, 1983) for the Güre Bu da kayaçlar›n gelifliminde fraksiyonel kristal- Granitoid samples. Arslan vd. 13 33 3 22 2 11 1 318 400 393 374 *). 3 O 2 758 543333 322222 421112 33 4 23 22 22 2 82325202534212629252725 021211718671 te kay›p (toplam uçucu içeri¤i). Mg# (Mg-numaras›)=100xMgO/(MgO+Fe fl cinsinden toplam demir. AK, ate 3 O 2 3.96 3.60 3.76 3.60 3.77 3.71 3.61 3.48 3.59 4.35 4.09 3.91 3.89 4.40 3.55 3.87 3.25 0.302.89 0.29 0.31 3.09 3.37 0.330.03 0.30 3.21 0.30 2.48 0.05 0.30 3.05 0.04 0.32 2.85 0.30 0.04 2.77 0.30 3.33 0.04 0.62 2.43 0.05 0.35 5.62 0.04 0.58 2.74 0.08 0.07 1.24 5.03 0.05 11.87 1.13 11.84 0.13 1.06 11.51 1.08 0.06 10.40 0.08 0.12 0.09 0.07 0.08 1.36 1.75 1.92 1.91 1.68 1.78 1.60 1.67 1.77 0.27 0.22 0.39 0.30 0.16 0.44 0.29 0.15 72.28 73.0613.70 72.66 13.54 72.69 13.66 73.89 13.88 72.99 13.90 72.83 13.78 72.82 72.06 13.90 76.05 13.40 13.25 67.20 13.08 74.44 14.79 68.30 12.88 56.96 14.22 54.06 14.52 54.69 55.47 16.03 15.08 15.24 , Fe * 3 O 2 * 3 3 5 O 2 2 O O 2 2 O O 2 2 2 ZrY26312828182 Zn 100Ni 111 111 107 2 30 111 104 45 2 109 44 2 79 106 31 2 109 30 118 2 27 71 30 2 94 35 2 64 16 2 84 27 2 71 31 67 2 67 70 2 18 25 3 14 2 10 4 14 12 11 CuPb 6 8 3 3 3 4 3 4 2 3 3 4 3 3 4 4 3 5 4 40 6 17 10 10 4 K Al MnOMgOCaONa 0.10 0.34 2.61 0.08AK 0.38 0.09 2.58 0.42 2.56 0.08 2.2 0.38 0.05 2.61 0.36 0.07 1.4 2.45 0.41 0.07 2.74 0.42 1.1 0.06 2.75 0.08 0.60 0.80 2.99 1.2 0.02 3.04 0.17 0.12 1.2 3.03 1.56 0.07 4.53 1.0 0.65 0.10 2.21 1.5 1.51 0.16 3.94 3.19 1.6 0.13 5.54 1.8 4.70 0.18 5.05 4.75 0.16 0.4 4.92 6.74 7.79 1.0 2.5 2.1 1.8 3.0 1.7 1.4 TiO Fe P Çizelge 6. Güre Granitoyidi örneklerinin ana (% a¤›rl›k) ve iz element (ppm) analiz sonuçlar›. Table 6. Results of major (weight %) and trace element (ppm) analysis the Güre Granitoid samples. Örnek No. G-2SiO G-3 G-4 G-5 G-6 G-7Toplam G-8Co 99.84 G-9GaHf G-10 99.86Nb 99.93 G-11RbSr G-12 3 99.99 16Th 100.16 G-13V21191922172 99.91 3 G-15 3 99.92 16 3 17 G-22 99.82100.12 134 100.16 G-23 3. 16 99.90 4 3 48 3 G-25 100.22 111 G-26A 100.06 3 99.97 17 113 59Mg# 100.04 3 4 3 99.96Not: Fe 116 99.96 17 3 67 4 3 23334 124 11 17 53 4 122 17 3 4 11 61 136 4 16 124 3 45 4 11 110 15 3 56 3 5 11 121 16 63 3 128 4 13 17 3 93 2 12 4 15 161 13 3 93 17 161 18 5 18 182 19 218 17 3 731363733 209 156 7 2 22 17 3 19 2 23 21 1 28 29 32 14 Yerbilimleri

Çizelge 7. Güre Granitoyidi örneklerinin nadir toprak element (ppm) analiz sonuçlar›. Table 7. Results of rare earth element (ppm) analysis of the Güre Granitoid samples.

Örnek G-2 G-3 G-4 G-5 G-6 G-7 G-8 G-9 G-10 G-11 G-12 G-13 G-15 G-22 G-23 G-25 G26A No. La 8.7 12.9 12.2 12.8 7.1 13.6 11.7 12.5 7.7 7.8 4.8 3.8 4.4 7.3 6.8 6.3 6.4 Ce 18.7 28.5 26.3 28.4 15.0 29.1 23.9 27.5 16.1 19.6 13.1 10.7 11.5 17.3 14.3 12.9 13.9 Pr 2.31 3.48 3.30 3.48 1.93 3.64 3.04 3.50 2.06 2.85 2.11 1.63 1.68 2.49 1.91 2.01 1.98 Nd 10.0 14.9 13.2 14.4 7.3 15.2 12.2 14.0 8.1 12.5 10.3 7.2 8.6 11.2 8.2 8.7 8.3 Sm 2.9 3.8 3.7 3.8 2.4 3.6 3.4 3.3 2.5 3.8 4.1 2.8 3.0 3.4 2.7 2.8 2.8 Eu 1.01 1.05 1.11 1.14 0.88 1.08 1.04 1.03 0.92 1.28 1.20 0.99 1.30 1.22 1.03 0.86 0.88 Gd 3.61 4.50 3.89 4.05 2.41 4.27 3.77 3.84 2.66 3.94 4.69 2.83 3.82 4.14 3.49 3.49 3.54 Tb 0.62 0.79 0.74 0.64 0.44 0.77 0.67 0.73 0.45 0.63 0.78 0.55 0.64 0.70 0.61 0.65 0.61 Dy 4.15 4.85 4.56 4.36 2.72 4.61 3.79 4.21 3.14 4.27 5.40 3.71 3.99 4.90 3.91 3.73 4.00 Ho 1.03 1.18 1.03 1.08 0.64 1.10 0.89 0.89 0.71 0.98 1.26 0.86 1.02 1.15 0.93 0.95 0.96 Er 3.13 3.50 3.56 3.21 2.09 3.24 2.72 3.02 2.37 3.13 3.73 2.81 3.11 3.35 2.89 2.96 2.97 Tm 0.47 0.52 0.50 0.44 0.29 0.50 0.38 0.41 0.35 0.41 0.56 0.44 0.44 0.45 0.36 0.38 0.38 Yb 3.02 3.54 3.66 3.24 2.30 3.41 2.71 3.04 2.41 3.24 3.70 3.25 2.92 3.46 2.78 2.80 2.79 Lu 0.55 0.59 0.60 0.56 0.37 0.57 0.45 0.43 0.44 0.52 0.60 0.56 0.48 0.52 0.44 0.46 0.49 dan ve büyük ölçüde kabuk kirlenmesinden kay- lan›lan Rb-Y+Nb iz element diyagram›nda (Pe- naklanmaktad›r. Ayr›ca, Ba ve Rb hiperbolik po- arce vd., 1984) incelenen sokulum örneklerinin zitif bir iliflki sunarak magmatik geliflimde kabuk tümü volkanik yay granitoyidleri (VAG) alan›na etkisi ve/veya magma kar›fl›m› olaylar›na iflaret düflmektedir (fiekil 15). Buna göre Güre Grani- etmektedir (fiekil 10). Y içeri¤i önce pozitif son- toyidi yay ortam›nda geliflen çarp›flma granitoyi- ra negatif olan e¤risel bir de¤iflim sunmaktad›r. di olarak yorumlanabilir. Bu durum muhtemelen, fraksiyonel kristallenme s›ras›nda hornblend ve plajiyoklas kontrollü ay- Uyumsuz Elementler r›mlaflmaya ba¤l›d›r. Güre Granitoyidi örneklerinin okyanus s›rt› gra- Jeokimyasal olarak Güre Granitoyidi, I-tipi, kal- nitlerine normallefltirilmifl uyumsuz element da- kalkalin karakterli, metalümin-peralümin (fiekil ¤›l›mlar› genel olarak birbirine benzerlik göster- 11) özelliktedir (A/CNK=0.9-1.2; Maniar ve Pic- mesine ra¤men, granodiyoritler K, Rb, Ba ve Th colli, 1989). Whalen vd. (1987)’nin gelifltirdi¤i bak›m›ndan kuvars monzodiyorit ve tonalit ör- ay›r›m diyagram›nda örnekler, genel olarak frak- neklerine göre daha fazla zenginleflme göster- siyonlaflm›fl granitoyid (FG) alan›nda yer almak- mektedirler. Genel olarak yüksek iyonik potansi- tad›r (fiekil 12). Buna göre Güre Granitoyidi, yelli uyumsuz element miktarlar› normallefltiril- kendisinden daha mafik ana granitoyidik bir mifl bileflime göre daha düflüktür. Bu özellikleriy- magman›n farkl›laflm›fl son faz ürününü temsil le volkanik yay granitoyidlerinin özelliklerini yan- edebilir. Debon ve Le Ford (1983)’un karakteris- s›t›rlar. Kayaç örneklerinde büyük iyon yar›çapl› tik mineral diyagram›nda örneklerin ço¤unlu¤u II elementlerdeki zenginleflme farkl›l›klar›, muhte- ve III nolu alanlarda yer almakta ve karakteristik melen ana magman›n farkl›laflmas› s›ras›nda mafik minerali biyotit olup (fiekil 13), Güre Gra- gerçekleflen farkl› oranlardaki kabuk özümleme- nitoyidi alümino-kafemik (ALCAF) karakterli ola- siyle iliflkilidir. Ayr›ca da¤›l›mlarda karakteristik rak tan›mlanmaktad›r. Buna ilaveten granitoyid negatif Nb anomalileri gözlenmektedir (fiekil örnekleri, az belirgin subalkalen (SALKL) alt bö- 16). ‹z element da¤›l›mlar›ndaki özellikler, Pear- lümü yönsemesini izlemektedir. ce vd. (1984) taraf›ndan verilen çarp›flma granitoyidlerinin yönsemesine benzemektedir. Batchelor ve Bowden (1985)’nin granitik kayaç- lar için gelifltirdi¤i magma-tektonik ay›rtman di- Nadir Toprak Elementleri yagram›nda, Güre Granitoyidi örnekleri çarp›flma ile efl yafll› alan ile manto fraksiyonlar› alan›- Granitoyid örneklerinin, kondrite göre normalize n› ay›ran çizgi s›n›r›nda yer almaktad›r (fiekil edilmifl nadir toprak element (NTE) da¤›l›mlar› 14). Ayr›ca tektonik ortamlar› tan›mlamada kul- genelde birbirlerine benzer olup, hafif NTE’ler, Arslan vd. 15

fiekil 9. Güre Granitoyidi örneklerinin % SiO2’ye karfl› ana oksit (% a¤›rl›k) de¤iflim diyagramlar›. Figure 9. SiO2 (wt.%) versus major oxide (weight %) variation plots of the Güre Granitoid samples. 16 Yerbilimleri

fiekil 10. Güre Granitoyidi örneklerinin % SiO2’ye karfl› iz element (ppm) de¤iflim diyagramlar›. Figure 10. SiO2 (wt.%) versus trace element (ppm) variation plots of the Güre Granitoid samples. Arslan vd. 17

fiekil 13. Güre Granitoyidi örneklerinin A-B karakte- fiekil 11. Güre Granitoyidi örneklerinin moleküler ristik mineral diyagram› (Debon ve Le Fort, Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) (A/CNK) de¤erine 1983). karfl› moleküler Al2O3/(Na2O+K2O) (A/NK) Figure 13. A-B characteristic mineral plot (Debon and diyagram› (Maniar ve Piccolli, 1989). Le Fort, 1983) of the Güre Granitoid. Figure 11. Molecular Al2O3/ (CaO+Na2O+K2O) (A/CNK) versus Al2O3/(Na2O+K2O) (A/NK) diagram (Maniar and Piccolli, 1989) of the Güre Granitoid samples.

fiekil 14. Güre Granitoyidi örneklerinin R1- R2 ana element ay›r›m diyagram› (Batchelor ve Bowden, 1985). Figure 14. R1-R2 major element discrimination plot (Batchelor and Bowden, 1985) of the Güre fiekil 12. Güre Granitoyidi örneklerinin fraksiyonlafl- Granitoid samples. maya ba¤l› Zr+Nb+Ce+YÕa karfl› FeO*/MgO ay›r›m diyagram› (Whallen vd., 1987) (FG: Fraksiyonlaflm›fl granitoyidler, OGT: Fraksiyonlaflmam›fl granitoyidler). lenmekte olup, kayaçlar›n oluflumu s›ras›nda Figure 12. Zr+Nb+Ce+Y versus FeO*/MgO discrimi- plajiyoklas fraksiyonlaflmas›n›n da etkili olabile- nation diyagram (Whallen vd., 1987) of the ce¤ini göstermektedir. Güre Granitoid samples (FG: Fractionated granitoids, OGT: Unfractionated granitoids). SONUÇLAR VE TARTIfiMA

Güre Granitoyidinin yüzeylemesi dikkate al›nd›- a¤›r NTE’e göre daha fazla zenginleflme göste- ¤›nda uzun ekseni KD-GB uzan›ml›d›r. Bu uza- rir ((La/Lu)N=1-2; fiekil 17). Bu zenginleflme, n›m yönelimi Pontidlerin ana k›r›k yönleriyle baz› granodiyorit ve tonalit örneklerinde daha uyumluluk göstermektedir (Bektafl ve Çapk›- belirgindir. Genel olarak örnekler az zenginlefl- no¤lu, 1997). Bu ana iki k›r›k sisteminin Meso- mifl kafl›k flekilli bir da¤›l›m sunmaktad›rlar (bkz. zoyik granitlerinin yerlefliminde etkili oldu¤u fien fiekil 17). Bu da kayaçlar›n gelifliminde muhte- ve Kaygusuz (1998) taraf›ndan belirtilmektedir. mel hornblend ayr›mlaflmas›na iflaret etmekte- Ayr›ca kal›nlaflan ve olgunlaflan Pontid yay ka- dir. Baz› örneklerde negatif Eu anomalisi göz- bu¤unun Üst Kretase sonras› magmatizman›n 18 Yerbilimleri

fiekil 15. Güre Granitoyidi örneklerinin Rb-(Y+Nb) tektonik ay›r›m diyagram› (Pearce vd., 1984). VAG: volkanik yay granitoyidleri, syn- fiekil 17. Güre Granitoyidi örneklerinin kondrite (Tay- COLG: çarp›flma ile efl yafll› granitoyidler, lor ve McLennan, 1985) göre normalize edil- WPG: levha içi granitoyidleri, ORG: okyanus mifl nadir toprak element da¤›l›mlar›. s›rt› granitoyidleri. Figure 17. Chondrite (Taylor and McLennan, 1985) Figure 15. Rb-(Y+Nb) tectonic discrimination plot normalised rare earth element patterns of (Pearce et al., 1984) of the Güre Granitoid the Güre Granitoid samples. samples. VAG: volcanic arc granitoids, syn- COLG: syn-collision granitoids, WPG: within-plate granitoids, ORG: ocean ridge granitoids. edilen bulgular›n petrojenetik aç›dan irdelenme- sini zorlaflt›rmaktad›r. Ancak yan kayaç volkanitlerin en az›ndan ‹st Kretase zaman aral›¤›nda olufltu¤u kabul edilirse (Kolayl› ve Arslan, 2003), bunlar› kesen Güre Granitoyidinin Üst Kretase-Paleosen (?) yafll› oldu¤u söylenebilir. Böyle bir durumda söz konusu sokulumdan elde edilecek jeokronolojik kesin yafl tayini yan kayaç olan volkanitlerin en düflük yafl›n› da ta- n›mlayacakt›r.

Petrografik ve jeokimyasal veriler Güre Granito- yidinin, I-tipi, kalkalkalin karakterli, metalümin- peralümin, alümino-kafemik (ALCAF), ayr›mlafl- m›fl granitoyid ve çarp›flma ile efl yafll› volkanik yay granitoyidi özellikleri tafl›d›¤›n› göstermek- tedir. Granitoyid örneklerinin ana ve iz element de¤iflimleri bunlar›n gelifliminde kristal ayr›mlafl- fiekil 16. Güre Granitoyidi örneklerinin okyanus orta- s› s›rt› granitlerine (Pearce vd., 1984) göre mas›n›n önemli oldu¤unu göstermektedir. Ayr›- normallefltirilmifl iz element da¤›l›mlar›. ca, uyumsuz element ve nadir toprak element Figure 16. Ocean Ridge Granite (ORG) (Pearce et da¤›l›mlar› oluflumlar›nda olgunlaflan yay kabu- al., 1984) normalised trace element plot of ¤unun katk›s›n›n da önemli oldu¤una iflaret et- the Güre Granitoid samples. mektedir. Sokulum, kesmifl oldu¤u dasitik ka- yaçlarla ayn› ana magmadan türeyen ürünler veya tamamen iliflkisiz olabilir. E¤er sokulum geliflimi aç›s›ndan önemli oldu¤u bilindi¤inden volkanitlerle iliflkisiz ise, derinlere yerleflen bü- (Arslan vd., 2001 ve 2002) Güre Granitoyidinin yük bazik magma odalar› taraf›ndan kabu¤un ana magmas›n›n gelifliminde yay kabuk yap›s›- ›s›t›lmas› nedeniyle geliflen kabuk ergimesine n›n önemli rolü oldu¤u ileri sürülebilir. iflaret eder. Bu yüzden yitim ve kabuk kal›nlafl- Bölgede hem volkanitler ve hem de sokulumun mas› esnas›nda gerçekleflen hibrid kökenli yafl› konusunda sa¤l›kl› bilgilerin olmamas› elde magmatik aktivite için delil oluflturmaktad›r. Pet- Arslan vd. 19 rografik ve petrokimyasal özelliklerine göre ince- Altun, Y. 1990. Giresun-Görele ve Tirebolu (Do¤u Ka- lenen granitoyidin kökeni hibrid bir malzeme ol- radeniz) Yöresindeki renkli metal yataklar›- n›n karfl›laflt›rmal› cevher mineralojileri ve mal›d›r. Ancak bu malzemenin oluflumunda si- kökenleri. Doktora Tezi, ‹stanbul Üniversi- alik veya manto kökeni daha fazla olabilmekte- tesi Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 150 s dir (Debon ve Le Fort, 1983). Bu bak›mdan ince- (yay›mlanmam›fl). lenen Güre Granitoyidi, hibrid ana magman›n Arslan, M. ve Aslan, Z., 2001. Do¤u Pontid kuzey farkl›laflma ürünü olup, Do¤u Pontid Geç Kreta- (Tonya-Trabzon) ve güney (Ya¤murdere- se ve sonras› magmatizmas›n›n gelifliminde ol- Gümüflhane) zonundaki Eosen yafll› granitik sokulumlar›n jeokimyasal ve petrolojik gun yay kabu¤unun önemine dikkat çekmekte- özelliklerinin incelenmesi. KTÜ Araflt›rma dir. Fonu Projesi Raporu No:98.112.005.2, 30 s. Güre Granitoyidi, ergiyiklerce zengin bir kaynak- Arslan, M. ve Kolayl›, H., 2003. Güre (Giresun) Gra- tan itibaren fraksiyonel kristallenme ile oluflmufl nitoyidi ve çevre kayaçlar›n›n petrografik, jeokimyasal, petrolojik ve jeokronolojik in- olabilir. Granitik ana magma büyük oranda k›s- celenmesi. Karadeniz Teknik Üniversitesi mi ergime ile oluflmufltur ve magma zorlamas› Bilimsel Araflt›rma Projesi Raporu (Proje (stopping) yolu ile volkanik kayaçlar içerisine kod no: 2000.112.005.7), 43 s. yerleflmifltir. Granitik magman›n kristallenmesi Arslan, M., Tüysüz, N., Korkmaz, S., and Kurt, H., 1997. Geochemistry and Petogenesis of nispeten derin kesimlerde (yaklafl›k 6 km) bafl- the Eastern Pontide Volcanic Rocks, Nort- lamakta birlikte, son kristallenmesi s›¤ seviyeler- heast Turkey. Chemi’der Erde (Geoche- de (yaklafl›k 3 km) gerçekleflmifl olmal›d›r. Bu mistry), 57, 157-187. durumda hornblendin kristallenmesi s›ras›nda Arslan, M., Hoskin, P.W.O., and Aslan, Z., 2001. Con- yükselmeyle son yerleflmenin tamamlanm›fl ol- tinental crust formation and thermal conse- quences of Cenozoic thickening of the mas› gerekmektedir. Bölgenin genel tektoni¤i Eastern Pontides Tectonic unit: Prelimi- (KD-GB ve KB-GD uzan›ml› ana k›r›k sistemleri; nary temporal constraints and implications. Bektafl ve Çapk›no¤lu, 1997) hakk›nda; incele- Fourth International Turkish Geology nen granitik kütlenin muhtemel yerleflim yafl› ve Symposium (ITGS IV), 121 pp. yay›l›m geometrisi esas al›nd›¤›nda, bu yüksel- Arslan, M., Temizel, ‹., and Abdio¤lu, E., 2002. Sub- duction input versus source enrichment menin ve/veya son yerleflmenin k›r›k sistemleri and role of crustal thickening in the gene- ile iliflkili olabilece¤ini söylemek mümkündür. Bu ration of Tertiary magmatism in the Pontid nedenle Güre Granitoyidinden ve benzeri grani- Paleo-Arc setting, NE Turkey. In: B. De Vi- tik sokulumlardan ileride yap›lacak jeokronolojik vo and R.J. Bodgar (eds.) Workshop-Short Course on Volcanic Systems, Geochemi- yaflland›rmalar; hem sokulumlar›n yerleflim yafl- cal and Geophysical Monitoring, Melt inc- lar›n›n belirlemesi, hem de yöredeki Geç Kreta- lusions: Methods, Applications and Prob- se sonras› tektonizman›n ayd›nlat›lmas› aç›s›n- lems, Napoli, Italy, 13-16. dan oldukça önemlidir. Aslan, Z., 1998. Sarayc›k-Sar›han granitoyidleri (Bay- burt) ve çevre kayaçlar›n›n petrografisi, je- okimyas› ve petrolojisiyle Sar›han granito- KATKI BEL‹RTME yidinin jeokronolojik incelenmesi. Doktora Tezi, Karadeniz Teknik Üniversitesi Jeoloji Yazarlar, bu çal›flma için maddi destek sa¤layan Mühendisli¤i Bölümü, 222 s (yay›mlanma- Karadeniz Teknik Üniversitesi Bilimsel Araflt›r- m›fl). ma Projeleri (Proje No: 2000.112.005.7) Biri- Aslaner, M., Gediko¤lu, A. ve Tülümen, E., 1982. Harflit polimetalik mineralizasyonlar›n›n mi’ne ve mikroprob analizlerinin gerçeklefltiril- ayr›nt›l› araflt›r›lmas›. TÜB‹TAK Matema- mesinde yard›mc› olan Dr. Sergei Matveev’e tik-Fizik ve Biyolojik Bilimler Araflt›rma (Alberta Üniversitesi, Kanada) teflekkür ederler. Grubu, Proje No: TBAG 390, Ankara. Batchelor, B., and Bowden, P., 1985. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Ge- KAYNAKLAR ology, 48, 43-55. Bektafl, O. ve Çapk›no¤lu, fi., 1997. Do¤u Pontid Adamia, S. A., Lordkipanidze, M. B., and Zakariadze, magmatik ark›nda (KD Türkiye) neptüni- G. S., 1977. Evolution of an active conti- yen dayklar ve blok tektoni¤i, Mesozoyik nental margin as exemplified by the Alpine havzalar›n kinemati¤i ile ilgili bulgular. Çu- history of the Caucasus. Tectonophysics, kurova Üniversitesi 20.Y›l Sempozyumu 40, 183-199. Bildiri Özleri, 187-189. 20 Yerbilimleri

Çamur, M. Z., Güven, ‹. H., and Er, M., 1996. Geoc- L., 1986. Volcanic belts as markers of the hemical characteristics of the Eastern Mesozoic-Cenozoic Evolution of Tethys. Pontide volcanics: An example of multiple Tectonophysics, 123, 123-152. volcanic cycles in arc evolution. Turkish Kolayl›, H. ve Arslan, M., 2003. Güre (Giresun) yöre- Journal of Earth Sciences, 5, 123-144. si Üst Kretase volkanitlerinin petrografik ve Ço¤ulu, E., 1975. Gümüflhane ve Rize bölgelerinde petrokimyasal özellikleri. Süleyman Demi- petrolojik ve jeokronometrik araflt›rmalar. rel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Der- ‹stanbul Teknik Üniversitesi Yay›nlar›, 112 gisi, 7-2, 145-160. s. Lameyre J., and Bowden P., 1982. Plutonic rock type Debon, F., and Le Fort, P., 1983. A chemical-minera- series: discrimination of various granitoids logical classification of common plutonic series and related rocks. Journal of Volca- rocks and associations. Transactions Ro- nology and Geothermal Research, 14, yal Society of Edinburg, Earth Sciences, 169-186. 73, 135-149. Lameyre, J., and Bonin, B., 1991. Granites in the ma- E¤in, D., Hirst, D.M., and Phillips, R., 1979. The pet- in plutonic series. In: J. Didier and B. Bar- rology and geochemistry of volcanic rocks barin (eds.), Enclaves and Granite Petro- from the northern Harflit river area, Pontid logy. Development in Petrology, 13, 3-17. volcanic province, northeast Turkey. Jour- Leake E. B., Wooley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. nal of Volcanology and Geothermal Rese- D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, arch, 6, 105-123. F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. Fuhrman, M. L., and Lindsley, D. H., 1988. Ternary- G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., feldspar modelling and thermometry. Ame- Maresch, W. V., Nickhel, E. H., Rock, N. rican Mineralogist, 73, 201-215. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Gediko¤lu, A., 1978. Harflit granit karmafl›¤› ve çevre Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whit- kayaçlar›. Doçentlik Tezi, Karadeniz Tek- taker, E. J. W., and Youzhi, G., 1997. No- nik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölü- menclature of Amphiboles Report of the mü, 161 s (yay›mlanmam›fl). Subcommittee on Amphiboles of the Inter- national Mineralogical Association Comis- Güven, ‹. H., 1993. 1/250 000 scaled geological and sion on New Minerals and Mineral Names. metallogenical map of the Eastern Black European Journal of Mineralogy, 9, 623- Sea Region. Maden Tetkik ve Arama Ge- 651. nel Müdürlü¤ü Raporu, Trabzon (yay›m- lanmam›fl). Manetti, P., Peccerillo, A., Poli, G., and Corsini, F., 1983. Petrochemical constraints on the Hammarstrom, J. M., and Zen, E., 1986. Aluminum in models of Cretaceous-Eocene tectonic hornblende: an empirical igneous geoba- evolution of the Eastern Pontid Chain (Tur- rometer. American Mineralogist, 71, 1297- key). Cretaceous Research, 4, 159-172. 1313. Maniar, P.D., and Piccolli, P.M., 1989. Tectonic disc- Holland, T. J. B., and Blundy, J. D., 1994. Non-ideal rimination of granitoids. Geological Society interactions in calcic amphiboles and their of America Bulletin, 101, 635-643. bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Minerology and Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G.W., Petrology, 116, 443-447. 1984. Trace element discrimination diag- rams for the tectonic interpretation of gra- Hollister, L. S., Grisson, G. C., Peters, E. K., Stowel, nitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956- H. H., and Sisson, V. B., 1987. Confirmati- 983. on of the empirical calibration of Al in hornblende with pressure of solidification Pejatovic, S., 1979. Pontid Tipi Masif Sülfit Yataklar›- of calc-alkaline plutons. American Minera- n›n Metalojenisi. Maden Tetkik Arama logist, 72, 231-239. Enstitüsü Yay›nlar› No. 177, 100 s. Johnson, M. C., and Rutherford, M. J., 1989. Experi- Sawa, T. ve Altun, Y., 1977. Do¤u Karadeniz Bölge- mental calibration of the aluminum in si’ndeki tabakal› ve stockwork tip bak›r, hornblende geobarometer with application kurflun, çinko yataklar›. Maden Tetkik Ara- to Long Valley Caldera (California) volca- ma Enstitüsü Raporu 1510. nic rocks. Geology, 17, 837-841. Schmidt, M.W., 1990. Experimental calibration of the o Kaygusuz, A. ve fien, C. 1998. Torul (Gümüflhane) Al-in-hornblende geobarometer at 650 C, granitoyidinin petrografik ve kimyasal ka- 3.5 kbar. Terra (Abstracts), 3, 30. rakterleri. Türkiye Cumhuriyeti’nin 75. Y›- Streckeisen, A.L., 1976. To each plutonic rock its pro- l›nda F›rat Üniversitesi’nde Jeoloji Mühen- per name. Earth Science Reviews, 12, 1- disli¤i E¤itiminin 20. Y›l› Sempozyumu Bil- 33. diri Özleri Kitab›, 14-15. fien, C., 1987. Da¤bafl› (Trabzon) Bölgesinde yüzey- Kazmin, V. G., Sbortshikov, I. M., Ricou, L. E., Zo- lenen Alt Bazik (Jura)-Granitoyid (Üst Kre- nenshain, L. P., Boulin, J., and Knipper, A. tase) formasyonlar›n›n petrografik-kimya- Arslan vd. 21

sal özellikleri. Yüksek Lisans Tezi, Karade- Tüysüz, N. ve Er, M., 1995. Lahanos (Espiye) ve ‹s- niz Teknik Üniversitesi Jeoloji Mühendisli¤i raildere (Tirebolu) masif sülfit cevherlefl- Bölümü, 80 s (yay›mlanmam›fl). meleri çevresinde görülen hidrotermal alte- fien, C. ve Kaygusuz, A. 1998. Do¤u Pontid adayay› rasyon zonlar›ndaki kimyasal ve mineralo- granitoyidlerin karfl›laflt›r›lmal› petrografik jik de¤iflimler. Türkiye Jeoloji Kurumu Bül- ve kimyasal özellikleri. KD Türkiye. F›rat teni, 10, 104-113. Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i E¤itimi- Van, A., 1990. Pontid kufla¤›nda Artvin bölgesinin je- nin 20. Y›l› Sempozyumu Bildiri Özleri Ki- okimyas›, petrojenezi ve masif sülfit mine- tab›, 12-13. ralizasyonlar›. Doktora Tezi, Karadeniz Taner, M. F., 1977. Etuda géologique et pétrographi- Teknik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i que de la région de Güneyce-‹kizdere, si- Bölümü, 185 s (yay›mlanmam›fl). tuée au sud de Rize (Pontides Orientales, Whalen, J.B., Kenneth, L.C., and Chappell, B.W., Turquie). Doktora Tezi, Universite de Ge- 1987. A-type granites: geochemical cha- neve, 180 s (yay›mlanmam›fl). racteristics, discrimination and petrogene- Taylor, S.R., and McLennan, S.M., 1985. The Conti- sis. Contibutions to Mineralogy and Petro- nental Crust, Its Composition and Evoluti- logy, 95, 407-419. on. Blackwell, Oxford, 312 pp. Yerbilimleri, 30 (2004), 23-33 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi: K›rflehir Masifi’nde saprolitik alt›n zenginleflmelerinin ilk bulgular›

Terziali-Çaya¤z› (K›rﬂehir) gold mineralization: Initial findings of saprolitic gold enrichments in the K›rﬂehir Massif

Ebru COﬁKUN DEL‹BAﬁ, Yurdal GENÇ Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi bafll›ca; mermer, gnays, flist ve metajasperoidlerden oluflan K›rflehir Masifi metamorfikleri içinde yeralmaktad›r. Bölgede yüksek alt›n de¤erleri metajasperoidler ve flistlerin yüzey- sel bozunma zonlar›ndan elde edilmifltir. Metajasperoidlerin alt›n içeri¤i 1ppm’in alt›ndad›r. fiistlerin yüzeysel bozunma zonlar›n›n alt›n içerikleri ise de¤iflken olup, yerel olarak 6 ppm’e kadar ulaflmaktad›r. Bozunma zonlar›n›n özellikle yüzeye yak›n kesimlerinde alt›n de¤erleri daha yüksek olup, alt›n içeri¤i derine do¤ru azalmaktad›r. Ün- celeme alan›ndaki metajasperoid ve silisleflmifl flistlere ait s›v› kapan›m verilerine göre, metajasperoidlerdeki birincil kapan›mlar›n homojenleflme s›cakl›k de¤erleri 319°C ve 420°C aras›nda ve 485°C’den daha yüksek, tuzluluklar› ise a¤›rl›kça %2.2 ve %14.8 NaCl eflde¤eri aras›nda de¤iflmektedir. fiistlerin fay zonlar›ndaki silisleflmifl kesimlerin birincil kapan›mlar›n›n homojenleflme s›cakl›klar› 154°C ve 390°C aras›nda ve 421°C’den daha yüksek olup, tuzluluklar› %3.3 ve %4.5 de¤erleri aras›nda bulunmufltur. fiistler içindeki silisleflmifl zonlarda ikincil kapa- n›mlar›n homojenleflme s›cakl›k de¤erleri ise 80°C ve 243°C aras›ndad›r. S›v› kapan›m verileri; jeolojik ve petrografik gözlemlerle uyumlu olup, metajasperoidlerdeki ve alt›n içeri¤i yüksek silisleflmifl flistlerdeki s›v› kapan›mlar›- n›n farkl› kökene sahip oldu¤una iflaret etmektedir. Bu verilere göre; metajasperoidlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n metamorfik kökenli oldu¤u ve silisleflmifl flistlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n ise daha genç, muhtemelen meteorik kökenli çözeltileri temsil ettikleri düflünülmektedir. fiistlerin yüzeysel bozunma zonlar›na ba¤l› Terziali-Çaya¤z› alt›n cevherleflmesi tenör da¤›l›m›, alterasyon ve mineralojik-petrografik özellikleri aç›s›ndan dünyadaki lateritik-saprolitik alt›n yataklar›yla ortak özellikler tafl›maktad›r.

Anahtar Kelimeler: Alt›n, K›rﬂehir Masifi, laterit-saprolit, metajasperoid, Orta Anadolu, s›v› kapan›m›.

ABSTRACT

The Terziali-Çaya¤z› (K›rﬂehir) gold mineralization is hosted in the K›rﬂehir Massif metamorphites which are mainly composed of marble, gneiss, schist and metajasperoids. The highest gold contents in the Terziali-Çaya¤z› region are found in metajasperoids and the weathering zones of the schists. The gold content of the metajasperoids is lower than 1 ppm, whereas that of the weathering zones of the schists reaches up to 6 ppm. The gold content of the weathering zones is variable. The highest gold grades are detected in the upper part of the weathering zones near the surface, while they decrease downwards. Based on the fluid inclusion data of the metajasperoid and the silicified schists in the study area, the homogenization temperatures of the primary inclusions within the metajasperoids range from 319°C to 420°C and higher than 485°C. The salinity values are between 2.2 wt% and 14.8 wt% NaCl equivalent. The homogenization temperatures, which are measured on primary inclusions of the silicified fault zones within the schist, are between 154°C and 390°C and higher than 421°C. The salinity values of these fluid inclusions range from 3.3% to 4.5 % NaCl equivalent. The homogenization temperatures of the secondary inclusions of the silicified zones within the schists range between 80°C and 243°C. The fluid inclusion data are compatible with the geological and petrographical observations, and indicate that the fluid inclusions within the metajasperoids and the silicifed schists have derived from different sources. It is considered that the fluid inclusions of the metajasperoids are metamorphic in origin and that of the silicified schist are younger and probably de-

E. Coﬂkun Delibaﬂ E-mail: [email protected] 24 Yerbilimleri rived from the meteoric fluids. The grade distribution, alteration and mineralogical-petrographical features suggest that the Terziali-Çaya¤z› gold mineralization hosted in the weathering zones of the schists has similar characteristics with those of lateritic-saprolitic gold deposits in the world.

Key Words: Gold, K›rﬂehir Massif, laterite-saprolite, metajasperoid, Central Anatolia, fluid inclusion.

G‹R‹fi nitik ve çok küçük ölçekte fonolitik-trakitik ka- yaçlar yüzeylenmektedir. Bölgedeki alt›n cev- Çok eski devirlerden beri Kanada, Avusturalya herleflmesi, metamorfik kayaçlar içerisindedir. ve Brezilya gibi ülkelerde metamorfitler içindeki Silisli zonlarda Maden Tetkik ve Arama (MTA) silisli zonlardan ve alt›nl› kuvars damarlar›ndan Genel Müdürlü¤ü taraf›ndan yap›lan sondaj ve ekonomik olarak alt›n üretimi yap›lmaktad›r yarmalardan al›nan örneklerde elde edilen alt›n (Foster, 1993). Ülkemizde de K›rflehir Metamor- de¤erleri, kuvars-mika-aktinolitflistlerde ve me- fik Masifi’nde son y›llarda alt›na yönelik arama tajasperoidlerde 1 ppm’in alt›nda iken, flistlerin çal›flmalar› yo¤un bir flekilde yürütülmektedir yüzeysel bozunma zonlar›nda ortalama 4 (Karabal›k ve Yüce, 1998). K›rflehir Masifi’nin ppm’dir. Metajasperoidlerde alt›n zenginleflme- güneybat›s›nda bulunan inceleme alan›, K›rfle- lerinin yan› s›ra, florit zenginleflmeleri de izlen- hir il merkezinin yaklafl›k 20 km kuzeyinde olup, mifltir. 1/25.000 ölçekli J31-b3, J32-a4 ve J32-d1 paf- talar›nda K›rflehir, Çaya¤z›-Terziali Köyü s›n›r- Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi, lar› içinde yeralmakta ve 70 km2’lik bir alana ya- jeolojik ve mineralojik özellikleri aç›s›ndan, K›r- y›lmaktad›r (fiekil 1). flehir Masifi metamorfitlerinde literatürde tan›m- lanan ilk örnektir (Genç vd., 2003). Bu nedenle, Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) sahas›n›n büyük Terziali-Çaya¤z› alt›n cevherleflmesinin oluflu- ço¤unlu¤unu metamorfik kayaçlar oluflturmak- munu kontrol eden süreçlerin anlafl›labilmesi tad›r. Bu metamorfikler bafll›ca, mermer, flist, amac›yla, cevherleflme bölgesinde jeoloji, mine- gnays ve metajasperoidlerden oluflmaktad›r. raloji, petrografi ve s›v› kapan›m› çal›flmalar› ya- Ünceleme alan›nda metamorfitler d›fl›nda, siye- p›lm›flt›r.

fiekil 1. ‹nceleme alan› yer bulduru haritas› (1/500.000 ölçekli Türkiye jeoloji haritas›ndan de¤ifltirilerek al›nm›flt›r). Figure 1. Location map of the study area (revised from 1/500.000 scaled geological map of Turkey). Delibafl ve Genç 25

CEVHERLEﬁME ALANININ JEOLOJ‹S‹

K›rflehir Masifi yaklafl›k olarak üçgen flekilli bir alanda, Sulakyurt, Keskin, K›r›kkale, Yozgat, Si- vas, Kayseri, Ni¤de, Aksaray ve K›rflehir yerleflim merkezleri aras›nda olup, jeolojik olarak ise bat›da Tuz Gölü Fay›, do¤uda Ecemifl Fay› ve kuzeyde ise Üzmir-Ankara-Erzincan Sütur Zo- nuyla çevrelenir. Masifin metamorfik kayaçlar›, K›rflehir’in kuzeyinde, Yozgat’›n güneydo¤usunda, Akda¤madeni’nin güneyinde ve Ni¤de’nin do¤usunda gözlenmektedir. Bu kayaçlar mermer, kuvarsit, kalkflist, amfibolflist, mikaflist ve gnayslardan oluflmakta ve genellikle ardalanmal› olarak bulunmaktad›r (Erkan, 1975; Sey- men, 1981a ve 1981b; Tolluo¤lu, 1986).

Ünceleme alan›, Seymen (1981a ve 1981b), Tolluo¤lu (1986) ve Genç (2003) taraf›ndan ta- n›mlanan Güllüce formasyonu, Bozçalda¤ formasyonu ve Kalkanl›da¤ formasyonlar›n› kapsamaktad›r. Sahan›n büyük ço¤unlu¤unu oluflturan metamorfitler, Genç (2003)’in önerdi¤i stratigrafi istifine göre, altta mermer-flist-gnays ardalanmalar› (Güllüce formasyonu) ve mermerlerden (Bozçalda¤ formasyonu) oluflan bir istifle bafllamaktad›r. Bu serinin hemen üzerine kuvarsit ve seyrek mermer arabantlar› içeren mikaflistler (Kalkanl›da¤ formasyonu) uyumsuz olarak gelmektedir. Kalkanl›da¤ formasyonu ile Güllüce ve Bozçalda¤ formasyonlar› aras›ndaki bu uyumsuzluk düzlemi metajasperoidlerin var- l›¤› ile karakterize edilmektedir (fiekil 2). Ayr›ca inceleme alan›nda metamorfitler d›fl›nda, silisli zonun do¤u kesiminde siyenitik intrüzyonlar da yüzeylenmektedir (fiekil 3).

Metajasperoid olarak adland›r›lan silisli zonlar, inceleme alan›nda Küçükçal Tepe, Bozçalda¤, Dede Tepe ve Terziali Köyü’nün do¤u kesiminde yayg›n olarak yüzeylemektedir (bkz. fiekil 3). Genellikle 1-25 m aras›nda de¤iflen kal›nl›klara sahip bu silisli zonlar, mermer-flist-gnays arda- fiekil 2. ‹nceleme alan› ve çevresinin genellefltirilmifl lanmalar› (Güllüce formasyonu) ve mermer stratigrafik istifi (Genç, 2003). (Bozçalda¤ formasyonu) ile bunlar›n üzerine Figure 2. Generalized stratigraphic section of the uyumsuzlukla gelen mikaflistler (Kalkanl›da¤ study area and its vicinity (Genç, 2003). formasyonu) aras›ndaki uyumsuzluk yüzeyinde genellikle büyük kütleler veya güncel topo¤raf- yada mermerler ve flistler üzerinde kal›nt› ve ta- fay zonunda izlenmektedir. Ayr›ca, Bozçalda¤ fl›nm›fl bloklar fleklinde gözlenmektedir. Bu silis- mermerleri içinde, birbirine paralel veya birbirini li zonlar, özellikle sahan›n en bat› kesiminde bu- kesen k›lcal damarlar fleklinde silisleflmeler de lunan Küçükçal Tepe’de mermer-flist dokana¤›- gözlenmektedir. Terziali Köyü’nden do¤uya gi- na paralel olarak; sahan›n orta kesimlerinde ise dildikçe; silisli zonlar bat› kesimindeki silisli zon- 26 Yerbilimleri

fiekil 3. ‹nceleme alan›n›n jeoloji haritas› (Türkmen (2002)’den de¤ifltirilerek). Figure 3. Geological map of the study area (revised from Türkmen, 2002). lardan farkl› olarak mercekler fleklinde görül- mektedir. Silisli zonlar›n renkleri sütbeyaz, bej, krem, koyu grimsi k›rm›z›dan kahverengiye kadar de¤iflmekte ve genellikle masif ve t›k›z yap›- da olmalar›na ra¤men, yer yer boflluklu ve gö- zenekli, yer yer de breflik kesimler içermektedir. Metajasperoid örnekleri; ekonomik aç›dan önemli olmayan ölçülerde florit içermekte olup, ço¤unlukla mikro ölçekte özel bir a¤ dokusuna (grid-work) sahiptir. Üri tane boyuna sahip (3-5 mm), özflekilsiz-yar› özflekilli kuvarslar›n yan› s›ra, bunlar›n aralar›n› doldurmufl flekilde özfle- killi ve özflekilsiz mikrokristalin kuvarslardan oluflan bir matriks de gözlenmektedir. Baz› metajasperoid örneklerinde kuvarslar›n yan› s›ra, muskovit, kalsit, florit ve ender olarak biyotit fiekil 4. Metajasperoidlerdeki rekristalize kuvarslar gözlenmifltir. Yeniden kristallenmifl, iri taneli ku- (rekristalize kuvarslar içinde karbonat kapa- n›mlar› mevcut). varslar ve floritler yayg›n olarak karbonat (özel- Figure 4. The recrystalized quartz of the metajapero- likle kalsit) kal›nt›lar› içermektedir. Bu karbonat ids (carbonate inclusions are present in the kapan›mlar› belirli yönde dizilimler/zonlanmalar recrystalized quartz). göstermektedir (fiekil 4).

Terziali-Çaya¤z› bölgesinde daha önce yap›lan dokanaklar boyunca gözlenmekte olup, s›n›rlar› incelemelerde (Seymen, 1982; Tolluo¤lu, 1986; belirgindir. Bu nedenle, metajasperoidlerin fay Kara ve Dönmez, 1990), metajasperoidler ku- kontrollü silisleflmelerden ziyade, uyumsuzluk varsit ve fay zonu silisleflmeleri olarak isimlendi- düzlemi kontrollü mermer yüzeylerine ba¤l› si- rilmifltir. Ancak metajasperoidler; renk, yap›sal lisleflmeleri temsil etti¤i söylenebilir. Karbonat ve dokusal özellikleri aç›s›ndan fay zonu silis- kayaçlar›nda (özellikle kireçtafllar›) hidrotermal leflmeleri ve kuvarsitlerden oldukça farkl›d›r. çözeltilerin etkisiyle veya karstlaflma ve yüzey- Yaklafl›k 13 km boyunca devaml› olan bu silisli sel bozunma süreçleriyle silisleflmelerin olufltu- zonlar, Bozçalda¤ mermerleri ve Güllüce for- ¤u bilinmektedir. Karbonatlar›n ornat›lmas› so- masyonu ile Kalkanl›da¤ mikaflistleri aras›ndaki nucu oluflan silisleflmeler literatürde jasperoid Delibafl ve Genç 27 olarak isimlendirilmektedir (Lovering, 1962 ve Alt›n de¤erleri, inceleme alan›n›n bat› kesimin- 1972; Holland vd., 1988; Moort vd., 1995). Me- deki flistler içerisinde, özellikle yo¤un killeflme tajasperoid örneklerinin büyük ço¤unlu¤unda ve silisleflmenin oldu¤u kesimlerde 300- 1030 yeniden kristalleflmifl, özflekilli kuvars kristalleri- ppb aras›nda de¤iflmektedir. Bu flistlere ait ör- nin yayg›n olarak gözlenmesi ve bu örneklerde neklerde, ana mineraller olarak aktinolit, musko- muskovit ve grafit minerallerinin kuvarslara efllik vit, biyotit ve kuvars; tali mineral olarak ise kal- etmesi, bu kayaçlar›n yüksek s›cakl›k metamor- sit gözlenmektedir. Yayg›n alterasyonlar; killefl- fizmas› geçirdi¤inin kan›t›d›r. Bu nedenle silisli me, silisleflme, limonitleflme ve hematitleflme- zonlardaki hemen hemen tamamen (% hacim dir. fiistleri kesen mikro ölçekteki aktinolit da- olarak >90) kuvars minerallerinden oluflan ka- marlar› boyunca rutil, hematit ve limonitler izlen- yaçlar metajasperoid olarak isimlendirilmifltir. mektedir.

Sahan›n güney kesiminde yayg›n olarak gözle- ‹nceleme alan›n›n do¤u kesimindeki (Terziali nen Kalkanl›da¤ formasyonunun flistleri, meta- do¤usu) flistlerde yap›lan sondaj ve aç›lan yar- jasperoid zonlar›yla dokanak halindedir ve s›n›r- malarda ise, en yüksek alt›n içerikleri flistlerin lar› belirgindir (bkz. fiekil 3). fiistler; mermer ve yüzeysel bozunma zonlar›nda elde edilmifltir. amfibolit arabandl› mikaflistler, kuvars-mikaflist- Üst kesimlerde metajasperoid çak›llar› içeren ler ve kuvarsflistlerden oluflmaktad›r. Renkleri yüzeysel bozunma zonlar›, boflluklu ve breflik krem, aç›k bej, koyu gri-siyah ve kahverengi bir görünüme sahiptir. fiistlerde yo¤un kaolinitik aras›nda de¤iflmektedir. fiistlerde izlenen ana alterasyonun yan› s›ra, limonitleflme ve karbo- mineraller kuvars, muskovit ve biyotit; tali mine- natlaflma da yayg›nd›r. Yo¤un killeflmenin izlen- raller ise klorit, kalsit, turmalin, aktinolit ve stilp- di¤i üst zonun alt kesimlerinde ise, kal›nt› piritler nomeland›r. Ünceleme alan›ndaki flistler kendi izlenmifltir. Kimyasal analiz sonuçlar›na göre al- içinde homojen olmay›p, özellikle kuvars bantla- t›n de¤erleri, yap›lan sondajda yüzeyden derine r›/damarlar› içermektedir. Bu kuvars arabantl› do¤ru ilk 21 m içerisinde, ortalama 4 ppm’dir flistler, yüksek kuvars içeri¤ine sahip olmalar› (Türkmen, 2002). Bu zona ait kayaçlar›n ana nedeniyle, el örne¤inde oldukça sert ve t›k›z minerali kuvars olup, tali mineraller olarak özfle- olup, yönlenmeler makroskobik olarak izlenebil- kilsiz epidot, kalsit ve flistlere ait muskovit, biyo- mektedir. Silisli zon döküntülerinin oldu¤u Dede tit ve yer yer kal›nt› turmalinler izlenmektedir. Tepe’nin güneydo¤usunda yeralan flistlerde, Ayr›ca örneklerde, sar›ms›-aç›k yeflil pleokroyiz- yönlenmeye paralel hematitli damarc›klar yay- maya sahip kil mineralleri de gözlenmektedir. X- g›n olarak gözlenmektedir. Bu damarc›klar yer ›fl›nlar› k›r›n›m analizleri sonucunda özellikle ka- yer de pirit içermektedir. Terziali do¤usunda olinit, illit ve Na-simektit grubu killer belirlenmifl- KB-GD do¤rultulu genç fay zonlar›na ba¤l› flist- tir. Ana opak mineralleri ise limonit, hematit ve ler içerisinde, silisleflmifl kesimler izlenmifltir. Bu pirittir. Tali mineral olarak rutil ve manyetit sap- genç fay zonlar›nda flistler içerisinde gözlenen tanm›flt›r. Bu zona ait parlatmalarda, özflekilsiz, yayg›n alterasyonlar killeflme, silisleflme ve li- parlak sar› renkli ve yans›tma gücü oldukça yük- monitleflmedir. Özellikle killeflme, genç fay zon- sek mineraller gözlenmifltir. Bu minerallerin 0.3 lar›ndaki flistlerin yüzeye yak›n kesimlerinde yo- mikrondan küçük tane boyuna sahip olmas› ne- ¤un olarak görülmektedir. deniyle tüm özellikleri tam olarak belirlenememifltir. Ancak yüksek yans›tma gücü ve rengin- CEVHERLEfiME den dolay›, bu minerallerin alt›n oldu¤u düflünül- mektedir. Terziali-Çaya¤z› sahas›nda metamorfitlerin uyumsuzluk düzlemlerini temsil eden metajas- fiistlerin bozunma zonunun alt kesimlerindeki peroidlerde ve flistlerin yüzeysel bozunma zon- genç fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl kesimlerde lar›nda yüksek alt›n de¤erleri elde edilmifltir. ise flistler oldukça ayr›flm›fl, makroskobik olarak Metajasperoidlere ait yüzey örneklerinde elde bol k›r›k-çatlakl›, çatlaklar› hematitli ve limonitli edilen alt›n de¤erleri 380-720 ppb aras›nda de- olup, yer yer silis parçalar› içermektedir. Alt ke- ¤iflmektedir (Türkmen, 2002). Metajasperoidle- simlere do¤ru, az ayr›flm›fl flistler içinde piritler rin ana opak mineralleri bafll›ca pirit, hematit, li- gözlenmektedir. Bu ayr›flm›fl flistlere ait sondaj monit ve grafittir. Tali bileflenler ise kalkopirit ve örneklerinde ana bileflen kuvars ve muskovittir. rutildir. Kayaçta ince (< 0.5 mm) ve kal›n (> 3 mm) kal- 28 Yerbilimleri sit damarlar› gözlenmekte ve bunlar yer yer Kapan›mlar›n Genel Özellikleri yönlenmeye paralel, yer yer de yönlenmeyi ke- ser durumdad›r. Ana opak mineraller ise pirit, Metajasperoidlere ait kuvarslarda yap›lan s›v› hematit, limonit ve manyetittir. Piritler genellikle kapan›m incelemelerinde yayg›n olarak, birincil kenarlar›ndan itibaren veya tamamen limonite kökenli kar›flmaz fazlardan oluflan s›v› kapa- dönüflmüfltür. Pirite göre psödomorf limonitlerin n›mlar (s›v›CO2, s›v›H2O, gazH2O), birincil kökenli genellikle tane boyu 3-5 mm aras›ndad›r. He- üç fazl› s›v› kapan›mlar (s›v›, gaz, kat›) ve birin- matitler küçük-orta tane boyuna (1-3 mm) sahip cil kökenli iki fazl› s›v› kapan›mlar (s›v›, gaz) olup, k›rm›z› iç yans›ma göstermektedir. Man- gözlenmifltir. Bu s›v› kapan›mlar›n yan› s›ra en- yetitler genellikle özflekilli, kahverengimsi gri der olarak, ikincil kökenli iki fazl› (s›v›, gaz), bi- renkte ve izotroptur . rincil kökenli tek fazl› (s›v›), ikincil kökenli tek fazl› (s›v›) ve birincil kökenli tek fazl› (gaz) s›v› Bozunma zonunda alt›n içeri¤i, düzensiz bir da- kapan›mlar› da saptanm›flt›r (fiekil 5). Birincil ¤›l›m göstermektedir. Özellikle yüzeye yak›n ke- kökenli kar›flmaz fazlardan oluflan s›v› kapa- simlerdeki 6 ppm’e kadar ulaflan yüksek alt›n n›mlar daha çok düzenli flekilli (kare, dikdört- de¤erleri ve alt›n içeri¤inin yüzeyden derine do- gen, alt›gen, üçgen) olup, boyutlar› 1.4-20 µm ¤ru azalmas›, bozunma zonunda alt›n›n yüzey- aras›nda de¤iflmektedir. Bu s›v› kapan›mlar›n sel süreçlerle zenginleflti¤ini göstermektedir. hacim doldurma oranlar› %45-60 aras›ndad›r. Terziali-Çaya¤z› sahas›nda Bozçalda¤ mermer- Birincil kökenli iki fazl› s›v› kapan›mlar heterojen lerinde k›lcal silis damarlar› d›fl›nda baflka bir alda¤›l›ml› ve daha çok düzensiz flekilli gözlen- terasyona rastlan›lmam›fl olup, bu kesimde alt›n mektedir. Boyutlar› yaklafl›k 1.6-70 µm ve hacim anomali de¤eri elde edilememifltir. doldurma oranlar› %4-20 aras›nda de¤iflmektedir. Sadece üç örnekte birincil kökenli iki fazl› bu SIVI KAPANIM ‹NCELEMELER‹ s›v› kapan›mlar›n hacim doldurma oranlar› %35-45 aras›nda bulunmufltur. Birincil kökenli Terziali-Çaya¤z› inceleme alan›nda yüzey ve ve üç fazl› s›v› kapan›mlar ise; düzensiz flekilli sondaj örneklerine ait toplam 34 adet örnekte olup, s›v› kapan›m hacim doldurma oranlar› %5- s›v› kapan›m çal›flmalar› yap›lm›flt›r. Özellikle 20 aras›ndad›r. sondajlarda; farkl› derinliklerde bulunan, alt›n içeri¤i yüksek olan metajasperoid ve flistler içe- fiistler içerisindeki fay zonlar›na ba¤l› silisli ke- risindeki fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl kesimler- simlere ait kuvarslar›n s›v› kapan›m kesitlerinden örnekler seçilmifltir. S›v› kapan›m incelemede, birincil kökenli iki fazl› (s›v›, gaz), birincil kö- leri için örneklerden; çift taraf› parlat›lm›fl, yaklafl›k 0.5 mm kal›nl›¤›nda özel kesitler haz›rlan- m›flt›r. Çal›flmalar için kullan›lan ana mineral ku- varst›r. Roedder (1984) taraf›ndan tan›mlanan ölçütler esas al›narak, önce kapan›mlar›n mor- folojik görünüm, büyüklük, da¤›l›m, faz durumu ve hacim doldurma oranlar› gibi genel özellikle- ri incelenmifltir. Daha sonra kapan›mlar ›s›t›larak ve dondurularak mikrotermometrik incelemeler gerçeklefltirilmifltir. Mikrotermometrik öl- çümlerle s›v›-gaz faz homojenleflme s›cakl›klar› (Th°C), donma s›cakl›klar› ve son buz ergime s›cakl›klar› (Tm°C) saptanm›flt›r. Donma s›cak- l›k ve son buz ergime s›cakl›k ölçümleri, kapa- n›mlar›n karars›zl›¤› nedeniyle, oldukça s›n›rl› say›da s›v› kapan›mda gerçeklefltirilebilmifltir. Kapan›m türlerinin ve özelliklerinin belirlenmesinde ve mikrotermometrik incelemelerde MTA laboratuvarlar›nda bulunan Olympus marka fiekil 5. Metajasperidlere ait kuvarslarda gözlenen s›- programlanabilir ›s›tma-so¤utma ölçüm sistemi v› kapan›m türleri. ve bu sisteme monte edilen Nikon mikroskobu Figure 5. Fluid inclusion types of the quartz within the kullan›lm›flt›r. metajasperoids. Delibafl ve Genç 29 kenli üç fazl› (s›v›, gaz, kat›) ve ikincil kökenli iki fazl› (s›v›, gaz) s›v› kapan›mlar gözlenmifltir. Si- lisleflmifl flistlerin birincil kökenli iki fazl› s›v› kapan›mlar› düzensiz flekillidir ve kapan›mlar›n boyutlar› 6-30 µm aras›ndad›r. Üç fazl› birincil s›v› kapan›mlar ise; iki fazl› s›v› kapan›mlara gö- re daha düzenli flekilli olup, boyutlar› 5-22 µm aras›nda de¤iflmektedir. Her iki tür s›v› kapan›- m›n hacim doldurma oranlar› %15 civar›ndad›r.

Homojenleﬂme S›cakl›k Ölçümleri

Metajasperoidlere ait kuvars örneklerinin birincil kökenli kapan›mlar›nda yap›lan 256 ölçümden fiekil 7. fiistlerdeki fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl ke- elde edilen homojenleflme s›cakl›klar› fiekil 6’da simlerde kuvarslar›n birincil s›v› kapan›mla- verilmifltir. Buna göre, 319°C ile 420°C aras›nda r›ndan ölçülmüfl homojenleflme s›cakl›klar› ve 485°C’den daha yüksek olmak üzere, iki (Th°C). farkl› homojenleflme s›cakl›k aral›¤›ndan söz Figure 7. Homogenization temperatures (Th°C) of the primary inclusions of the quartz measured edilmesi mümkündür. Homojenleflme s›cakl›kla- within the silicifed parts associated with the r›ndan 319°C ve 420°C aras›ndaki de¤erler, öl- fault zones in the schists. çümlerin %6.6’s›n› olufltururken, 485°C ve üze- rindeki de¤erler ise %93.4’ünü oluflturmaktad›r. Bununla birlikte, homojenleflme s›cakl›k de¤er- lerde ise, homojenleflme s›cakl›klar› 80°C ve lerinin özellikle 501°C ve 520°C aras›nda yo- 243°C aras›nda de¤iflmektedir (fiekil 8). ¤unlaflt›¤› görülmektedir. So¤utma Ölçümleri fiistlerdeki fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl kesimlerdeki kuvarslar›n birincil kökenli kapan›mlar›n- Metajasperoidlere ait kuvarslar›n birincil kökenli dan ölçülen homojenleflme s›cakl›klar› 154°C ile s›v› kapan›mlar›nda yap›lan so¤utma ifllemi so- 390°C aras›nda ve genellikle 421°C’den daha nucunda elde edilen donma s›cakl›klar› (°C), büyük de¤erlere sahiptir (fiekil 7). Özellikle ho- son buz ergime s›cakl›klar› (Tm°C) ve tuzluluk mojenleflme s›cakl›klar› 481°C ve 510°C aras›n- de¤erleri (a¤›rl›kça % NaCl eflde¤eri olarak) Çi- da yo¤unlaflmaktad›r. Ayn› örneklerde ikincil kö- zelge 1’de verilmifltir. Tuzluluk de¤erleri, Bod- kenli iki fazl› s›v› kapan›mlar›nda yap›lan ölçüm- nar (1993)’›n önerdi¤i hesaplama yöntemi kulla- n›larak belirlenmifltir. Ölçümlerden elde edilen tuzluluk de¤erleri fiekil 9’da görülmektedir. Bu-

fiekil 6. Metajasperoidlerdeki kuvarslar›n birincil ka- fiekil 8. Silisleflmifl flistlerdeki kuvarslar›n ikincil kö- pan›mlar›ndan ölçülmüfl homojenleflme s›- kenli s›v› kapan›mlar›ndan ölçülmüfl homo- cakl›klar› (Th°C). jenleflme s›cakl›klar› (Th°C). Figure 6. Homogenization temperatures (Th°C) of the Figure 8. Homogenization temperatures (Th°C) of the primary inclusions of the quartz measured secondary inclusions of the quartz measu- within the metajasperoids. red within the silicifed schists. 30 Yerbilimleri

Çizelge 1. Metajasperoidlerde ve flistlerin fay zon- na göre, metajasperoidlere ait kuvarslar›n tuzlu- lar›na ba¤l› silisleflmifl kesimlerdeki luk de¤erleri % 2.2 ve % 14.8 aras›nda de¤ifl- kuvarslar›n birincil kapan›mlar›n›n son buz mektedir. ergime s›cakl›klar› (Tm °C) ve tuzluluk de¤erleri. Bilindi¤i gibi, s›v› kapan›mlarda ölçülen ötektik Table 1. Last ice melting temperatures (Tm °C) and salinity values of primary inclusions of the s›cakl›k (Te) de¤erleri, kapanlanm›fl su içindeki quartz within the metajasperoid and the su-tuz sistemlerinin ötektik noktalar› ile karfl›lafl- silicifed parts related to the fault zones in t›r›larak, tuz sistemlerinin belirlenmesinde the schists. önemli rol oynamaktad›r. Metajasperoidlere ait kuvarslardaki s›v› kapan›mlar›ndaki tuz sistemi Metajasperoidlere ait kuvarslar›n için Shepherd vd. (1985)’nin s›v› kapan›mlar›n- birincil kökenli ve Üç fazl› s›v› kapan›mlar› da yayg›n olarak bulunabilen tuzlar›n su ile Donma s›cakl›¤› Son buz Tuzluluk ötektik s›cakl›klar› çizelgesinden yararlan›lm›fl (°C) ergime de¤eri ve Tm de¤erleri ve çok az say›da olmak üzere s›cakl›¤› (%NaCl elde edilen ötektik s›cakl›k de¤erleri (Te) kulla- (Tm°C) eflde¤eri olarak) n›lm›flt›r. Buna göre tuz sisteminin “H2O-NaCl- -27 +1.8 3.3 KCl” sistemi oldu¤u düflünülmektedir. -26 +1.8 3.3 -23.6 +3.3 6.4 Silisleflmifl flistlerdeki kuvarslar›n s›v› kapan›m- - +3.3 6.4 lar›nda yap›lan befl ölçümde (bkz. Çizelge 1) - +2.8 5.3 Tm s›cakl›klar› ve tuzluluk de¤erleri saptanm›fl- - +2.4 4.5 t›r. Bu ölçümlere göre, tuzluluk de¤erleri % 3.3- - +2.3 4.3 % 4.5 aras›nda de¤iflmektedir (fiekil 9). -32 +2.9 5.5 -21.3 +4 7.9 -19 +3.4 6.6 - +2.8 5.3 -19.9 +4 7.9 Metajasperoidlere ait kuvarslar›n birincil kökenli ve iki fazl› s›v› kapan›mlar› Donma s›cakl›¤› Son buz Tuzluluk (°C) ergime de¤eri s›cakl›¤› (%NaCl (Tm°C) eflde¤eri olarak) -22 +6.2 12.8 -+714.8 fiekil 9. Terziali-‚aya¤z› sahas›nda metajasperoidler -14.6 - - ve silisleflmifl flistlere ait kuvarslar›n birincil -18.2 - - s›v› kapan›mlar›n›n tuzluluk de¤erleri (% -20.7 +2.3 4.3 a¤›rl›k NaCl eflde¤eri). -17.5 +3.4 6.6 Figure 9. Salinity values (% NaCl equivalent) of the - -1.2 2.2 primary inclusions of the quartz measured -19.9 +4 7.9 within the metajasperoids and silicifed schists. fiistlere ait kuvarslar›n birincil kökenli ve iki fazl› s›v› kapan›mlar› Donma s›cakl›¤› Son buz Tuzluluk SONUÇLAR VE YORUM (°C) ergime de¤eri s›cakl›¤› (%NaCl ‹nceleme alan›nda alt›n içeri¤inin en yüksek ol- (Tm°C) eflde¤eri olarak) du¤u kesimler, flistlerin yüzeysel bozunma zon- -25 +1.8 3.3 lar›d›r. Bu zonlardaki alt›n zenginleflmeleri, da- -+23.7 ¤›l›m, ayr›flma, mineral içeri¤i ve petrografik aç›- - +2.2 4.1 dan, lateritik-saprolitik alt›n yataklar›yla ortak -19.5 +2.2 4.1 özellikler tafl›maktad›r. Bozunma zonlar›nda ka- - +2.4 4.5 olinitik kil ayr›flmas›n›n çok yo¤un olarak izlen- Delibafl ve Genç 31 mesi, limonit ve hematitin varl›¤›, epitermal ve gözlenmesi, ortam›n oksijen aç›s›ndan zengin mezotermal alt›n yataklar›n›n aksine, çok az ta- oldu¤unu göstermektedir. Bu ise bölgede alt›- nesel alt›n gözlenmesi, lateritik-saprolitik alt›n n›n, flistlerin yüzeysel bozunma zonlar›na büyük yataklar› için karakteristiktir (Boyle, 1979; ölçüde klorlu bileflikler fleklinde tafl›nm›fl olmas› McKelvey, 2003). Saprolitik ortamlarda alt›n gerekti¤ini ifade etmektedir. zenginleflmeleri yüzeye yak›n s›cakl›k ve bas›nç koflullar› alt›nda oluflur (Boyle, 1979). Bu tip ya- Lateritik-saprolitik bozunma yataklar›nda, alt›n›n taklarda alt›na efllik eden cevher mineralleri pi- zenginleflme/çökelme mekanizmas› için birkaç rit, kalkopirit, arsenopirit, kalkosin, malahit, kup- faktörün önemli oldu¤u düflünülmektedir. Bun- rit ve nabit bak›r; gang mineralleri ise demirli, lardan en önemlisi adsorbsiyon veya yüzeye so- alüminyumlu oksit ve hidroksitlerdir. Bu yatak- ¤urulmad›r. Hanglie (2000), pH de¤erleri 5 ila 8 larda limonit yayg›n olarak izlenirken, limonitin de¤erleri aras›nda de¤iflen ortamlarda alt›n›n d›fl›nda ana kayaç parçalar›, demirce zengin özellikle kil mineralleri ve Fe-Mn oksihidroksitler zonlar ve özellikle kaolinit de bol miktarda bu- taraf›ndan adsorbe edildi¤ini ileri sürmüfltür. Bo- lunmaktad›r (Boyle, 1979; Monti, 1987; McKel- zunma zonu kil minerallerince (%hacim olarak vey, 2003). 25-40) zengindir. Özellikle illit ve kaolinit, adsorbe etti¤i negatif yüklü alt›n bilefliklerini yüzeyden Lateritik-saprolitik alt›n yataklar›, büyük ölçüde afla¤›ya do¤ru tafl›r (Conley ve Lloyd, 1971). mevcut birincil zenginleflmelerden türerler. Üleri Bununla birlikte, nemli ve kurak iklim geçiflleri derecede bozunma ve afl›nma süresince yan ve yeralt›suyu bileflimindeki de¤iflikler, Eh ve kayaçlar›n veya mevcut cevherlerin birincil alt›n pH’›n de¤iflimine neden olur. Eh ve pH daki de- içeri¤i kimyasal olarak çözünür, meteorik su- ¤iflikliklerle alt›n bileflikleri durays›z hale geçer lar/çözeltiler ile tafl›n›r ve bozunma zonunun alt ve alt›n çökelir. Bozunma zonlar›nda alt›n›n ol- kesiminde (saprolit) tekrar çökelerek zenginle- dukça küçük tane boyuna sahip (<1 µ) olmas› flirler (Hanglie, 2000). Ünceleme alan›ndaki da, tamamen kil minerallerinin alt›n bilefliklerini flistlerin yüzeysel bozunma zonlar›ndaki alt›n adsorbe etmesiyle ile iliflkilidir (Tong, 1992; zenginleflmelerinin kayna¤› olarak, metajaspe- Hanglie, 2000). roidler ve flistler içerisindeki silisli zonlar düflü- nülmektedir. Kimyasal verilere göre, metajaspe- Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) sahas›nda, farkl› yer- roidlerin alt›n içeri¤i oldukça düflüktür (<1 ppm). lerden al›nan alt›n içeri¤i yüksek metajasperoid Metajasperoidlerdeki düflük alt›n de¤erleri, bu ve flistler içerisindeki fay zonlar›na ba¤l› silislefl- kayaçlar›n ilksel alt›n içeriklerini yans›tabilir ve- mifl kesimlere ait örneklerin s›v› kapan›m verile- ya metajasperoidlerin yüzey sular›yla y›kanma- rine göre, metajasperoidlerdeki birincil s›v› ka- s› ile iliflkili olabilir. Mevcut verilerle bu konuda pan›mlar›n homojenleflme s›cakl›k (319°C- kesin bir yarg›ya var›lmas› son derece güçtür. 420°C ve 485°C’den daha yüksek) ve tuzluluk- Buna karfl›n, flistlerdeki yüzeysel bozunma zo- lar› (%2.2 ve%14.8 aras›nda), flistlerin fay zon- nunun alt kesimlerinde, özellikle flistler içerisin- lar›ndaki silisleflmifl kesimlerin birincil s›v› kapa- de genç fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl zonlar›n n›mlar›n›n homojenleflme s›cakl›k (154°C ve alt›n içeri¤i, metajasperoidlerle karfl›laflt›r›ld›¤›n- 390°C aras›nda ve 421°C’den daha yüksek) ve da yüksektir (>1 ppm). Bu nedenle yüzeysel al- tuzluluklar›na (%3.3 ve %4.5 aras›nda) göre da- t›n zenginleflmelerinin olas› birincil kayna¤› ola- ha yüksek de¤erlere sahiptir. fiistlerdeki silislefl- rak fay zonu kontrollü silisli kesimler ön plana mifl zonlarda ikincil kapan›mlar›n homojenleflme ç›kmaktad›r. s›cakl›k aral›klar› ise 80°C ve 243°C aras›nda- d›r. Birincil kapan›mlardan ölçülen homojenlefl- Lateritik-saprolitik yataklarda alt›n›n, silisce zen- me s›cakl›klar› biraz düflük olmas›na ra¤men, gin killi zonlarda yayg›n olarak bulunmas›, bo- metajasperoidlerde ölçülen de¤erlere son dere- zunma sürecinde alt›n›n davran›fl›na ba¤l›d›r ce yak›nd›r. Bu da, birincil kapan›mlar›n muhte- (McKelvey, 2003). Oksijence zengin yükseltgen melen flistlerdeki genç silisleflmelerden önceki ortamlarda alt›n çözeltide klorlu bileflikler olufl- kapan›mlar› yans›tt›¤› fleklinde yorumlanabilir. tururken, indirgen ortamlarda ise bisülfitler flek- Silisleflmifl zonlardaki ikincil kapan›mlarda elde linde bulunmaktad›r (Foster, 1993; Hanglie, edilen 80°C ve 243°C aras›ndaki homojenleflme 2000). Terziali-Çaya¤z› bölgesinde bozunma s›cakl›klar› ise, genç fay zonu silisleflmelerine zonlar›nda yayg›n olarak hematit ve limonitlerin neden olan çözeltilerle ilgili olmal›d›r. Bu sonuç, 32 Yerbilimleri jeolojik ve petrografik gözlemlerle uyumlu olup, Yerbilimleri Enstitüsü, 147 s (yay›mlanma- metajasperoidlerde ve silisleflmifl zonlardaki s›- m›fl). v› kapan›mlar›n›n farkl› kökene sahip oldu¤una Foster, R.P., 1993. Gold Metallogeny and Expolarati- iflaret etmektedir. Bu verilerin ›fl›¤›nda, metajas- on. Chapman and Hall, London, 432 pp. peroidlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n metamorfik Genç, Y., 2003. K›rflehir Masifi metamorfitleri stratig- kökenli oldu¤u düflünülmektedir. Fay zonlar›n- rafisinde yeni gözlemler. 56. Türkiye Je- daki kuvarslar›n s›v› kapan›mlar›n›n homojen- oloji Kurultay› Bildiri Özleri, 55-56. leflme s›cakl›klar›, özellikle tuzluluk de¤erlerinin Genç, Y., Türkmen, H., Coflkun, E., Çamafl›rc›o¤lu, daha düflük olmas›, alt›n›n çökelmesi s›ras›nda A., Ayd›nl›, I. ve Demiray, B., 2003. Çaya- ¤z›-Terziali (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi: meteorik sular›n varl›¤›n› göstermektedir. Bu K›rflehir Masifinde diskordans düzlemi nedenle, flistler içerisindeki fay zonlar›na ba¤l› kontrollü alt›n cevherleflmelerine ilk örnek. siliflleflmifl kesimlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n, da- 56. Türkiye Jeoloji Kurultay› Bildiri Özleri, ha genç, muhtemelen meteorik kökenli çözelti- 120-121. leri temsil ettikleri düflünülmektedir. Hanglie, H., 2000. Behaviour of gold in the weathered mantle at Shewushan, Hubei, China. Jour- Terziali-Çaya¤z› alt›n cevherleflmesi, jeolojik ve nal of Geochemical Exploration, 68, 57- 68. mineralojik özellikleri aç›s›ndan, K›rflehir Masifi metamorfitlerinde literatürde tan›mlanan sapro- Holland, P.T., Beaty, D.W., and Snow, G.G., 1988. Comparative elemental and oxygen isoto- litik alt›n zenginleflmelerinin ilk örne¤idir. Yazar- pe geochemistry of jasperoid in the Nort- lar, benzer özellikteki saprolitik alt›n zenginlefl- hern Great Basin: evidence for distinctive melerinin aranmas› aç›s›ndan K›rflehir Masifi fluid evolution in gold-producing hydrot- metamorfitlerinin önemli potansiyel alanlar olufl- hermal systems. Economic Geology, 83, turdu¤u kan›s›ndad›r. 1401-1423. Kara, H. ve Dönmez, M., 1990. 1/100000 ölçekli Tür- KATKI BEL‹RTME kiye Jeoloji Haritas›, K›rflehir æG-17 Pafta- s› ve aç›klamas›. Türkiye Jeoloji Haritalar› Serisi, No. 34, Maden Tetkik ve Arama Bu çal›flma, birinci yazar›n ikinci yazar›n dan›fl- Enstitüsü Yay›nlar›, 17 s. manl›¤›nda Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimle- Karabal›k, N. ve Yüce, N., 1998, K›rflehir, K›r›kkale ri Enstitüsü, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümünde yöresi genel jeokimya ve Karaahmetli ile yapm›fl oldu¤u yüksek lisans tez çal›flmas›n›n Da¤evi sahalar› maden jeolojisi raporu. bir bölümünü içermektedir. Yazarlar; arazi ve la- MTA Derleme No. 2846, 113 s (yay›mlan- boratuvar çal›flmalar› s›ras›nda yard›mlar› için mam›fl). Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlü¤ü Ma- Lovering, T.G., 1962. The origin of jasperoid in limes- den Etüd Dairesi yöneticilerine ve bu daireden tone. Economic Geology, 57, 861-889. Halil Türkmen, Bülent Demiray, Ifl›n Ayd›nl› ve Lovering, T.G., 1972. Jasperoid in the United States- Gülay Sezerer Kuru’ya teflekkür ederler. its characteristics, origin and economic significance. U.S. Geological Survey, 710, 164 pp. KAYNAKLAR McKelvey G.E., 2003. Descriptive model of laterit- saprolit Au. U.S. Geological Survey Bulle- tin 2004, 38-40. Bodnar, R.J., 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression Monti, R., 1987. The Boddington lateritic gold deposits, Western Australia: a product of super- of H2O-NaCl solutions. Geochemica et Cosmochimica Acta, 57, 683-684. gene enrichment process, In: S.E. Ho, and D.I. Groves (eds.), Recent Advances in Boyle, R.W., 1979. The geochemistry of gold and its Understanding Precambrian Gold Depo- deposits. Geological Survey of Canada sits, Nedlands, University of Western Bulletin 280, 584 pp. Australia Publication, 11, 355-368. Conley, R.F., and Lloyd, M.D., 1971. Adsorption stu- Moort, J.C., Hotchkis, M.A.C., and Pwa, A., 1995. dies on kaolinite, II. Absorption of amines. EPR spectra and lithogeochemistry of jas- Clays and Clay Minerals, 19, 273-282. peroids at Carlin, Nevada: distinction bet- Erkan, Y., 1975. Orta Anadolu Masifinin güneybat›- ween auriferous and barren rocks. Journal s›nda (K›rflehir bölgesinde) etkili rejyonal of Geochemical Exploration, 55, 283-299. metamorfizman›n petrolojik incelenmesi. Roedder, E., 1984. Fluid Inclusions. Reviews in Mi- Doçentlik Tezi, Hacettepe Üniversitesi neralogy, 12 (2), 12-41. Delibafl ve Genç 33

Seymen, ‹.,1981a. Kaman (K›rflehir) dolay›nda K›rfle- Tolluo¤lu, A.Ü., 1986. Orta Anadolu Masifinin güney- hir Masifinin stratigrafisi ve metamorfizma- bat›s›nda (K›rflehir yöresinde) petrografik s›. Türkiye Jeoloji Kurultay› Bülteni, 24, 7- ve petrotektonik incelemeler. Doktora Te- 14. zi, Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimleri Seymen, ‹., 1981b, Kaman (K›rflehir) dolay›nda K›r- Enstitüsü, 237 s (yay›mlanmam›fl). flehir Masifinin metamorfizmas›. 35.Türki- Tong, W., 1992. Metallurgical test on Shewushan au- ye Jeoloji Kurultay›, Üç Anadolu’nun Je- riferous ore: in behavior of gold in the we- olojisi Sempozyumu Bildiriler Kitab›, 12- athered mantle at Shewushan, Hubei, Chi- 15. na. Journal of Geochemical Exploration, Seymen, ‹., 1982. Kaman dolay›nda K›rflehir Masifi- 68, 57-68. nin Jeolojisi. Doçentlik Tezi, Üstanbul Tek- Türkmen, H., 2002. Kiflisel Görüflme., Maden Tetkik nik Üniversitesi, Maden Fakültesi, 164 s ve Arama Genel Müdürlü¤ü, Maden Etüd (yay›mlanmam›fl). Dairesi, Ankara. Shepherd, T.J., Rankim, A.H., and Alderton, D.H.M., 1985. A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Blackie and Son Limited, 235 pp. Yerbilimleri, 30 (2004), 35-48 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Çamard› (Ni¤de) yöresi Tersiyer (Lütesiyen) sedimanlar›n›n bentik foraminifer biyostratigrafisi

Benthic foraminiferal biostratigraphy of the Tertiary (Lutetian) sediments of the Çamard› (Ni¤de) region

Feyza D‹NÇER, Niyazi AVﬁAR Çukurova Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 01330 Balcal›, ADANA

ÖZ

Çal›flma alan›, Ecemifl Fay Kufla¤› içerisinde Çamard› ilçesinin kuzey ve kuzeydo¤usunda yer almaktad›r. Çamar- d› ve yak›n civar›ndaki stratigrafik istif; temelde Paleozoyik yafll› Ni¤de metamorfitleri ile bafllay›p, daha sonra Me- sozoyik ve Senozoyik yafll› karbonat kayaçlar›yla devam etmektedir. Bu çal›flma; kireçtafl›, kumtafl›, çak›ltafl›, kumlu-killi kireçtafl›, ardalanmas›ndan oluflan Kaleboynu formasyonu içerisinde gerçeklefltirilmifltir. Yap›lan araflt›rmada, iki stratigrafik kesit ölçülerek, Erken-Orta Lütesiyen’i karakterize eden 6 cins ve 15 tür tayin edilmifltir. Bu tür- lerden Alveolina callosa Hottinger, Alveolina aff. obtusa Montanari, Alveolina obtusa Montanari, Alveolina pinguis Hottinger, Alveolina levantina Hottinger, Alveolina frumentiformis Schwager, Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lockhartia alveolata Silvestri, Nummulites praediscorbinus Schaub Erken Lütesi- yen’i belirtmektedir. Assilina exponens (Sowerby), Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, Nummulites millecaput Boubée, Nummulites praeaturicus Schaub ve Discocyclina cf. harrisoni Vaughan ise Orta Lütesiyen tabakalar› içerisinde yer almaktad›r. Ayr›ca tayin edilen bu bentik foraminiferler esas al›narak; Erken Lütesiyen için SB 13 biyozonu, Orta Lütesiyen içinde SB 14 ve SB 15 biyozonlar› ay›rtlanm›flt›r. Litolojik özellikleri ve bentik foraminifer içeriklerinin de¤erlendirilmesi sonucu inceleme alan›ndaki birimlerin resifal ortamda çökeldi¤i anlafl›lm›flt›r.

Anahtar Kelimeler: Bentik, biyostratigrafi, biyozon, Çamard› (Ni¤de), Lütesiyen.

ABSTRACT

The study area is situated in the northeast and northern part of Çamard›, along the Ecemiﬂ Fault Zone. The oldest unit of Çamard› and its close vicinity is the Paleozoic Ni¤de metamorphics, which are overlain by the Mesozoic and Senozoic carbonate rocks. The study was carried out in the Kaleboynu formation which consists of limestone, sandstone, conglomerate and clayey and sandy limestone. During the field work, two stratigraphic sections were mesured, 6 genera and 15 species were identified to characterize Early and Middle Lutetian, systematically. Al- veolina callosa Hottinger, A. aff. obtusa Montanari, A. obtusa Montanari, A. pinguis Hottinger, A. levantina Hottin- ger, A. frumentiformis Schwager, A. stercusmuris Mayer-Eymar, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lockhartia alveolata Silvestri, Assilina exponens (Sowerby), Nummulites praediscorbinus Schaub characterize Early Lutetian. Nummulites beaumonti d’Archiac and Haime, N. millecaput Boubée, N. praeaturicus Schaub and Discocyclina cf. harrisoni Vaughan are placed within the Middle Lutetian layers. Based on the identified benthic foraminifera, the biozones, SB 13 of Early Lutetian and SB 14 and SB 15 Middle Lutetian, were determined. Due to assesment of lithological characteristics and benthic foraminiferal content, it is concluded that the study area has formed under a reefal environment.

Key Words: Benthic, biostratigraphy, biozone, Çamard› (Ni¤de), Lutetian.

F. Dinçer E-mail: [email protected] 36 Yerbilimleri

G‹R‹fi mifl olup, inceleme alan›, Çamard› ilçesinin kuzey ve kuzeydo¤usunda yeralmaktad›r. Çal›flman›n amac›, Ni¤de-Çamard› yöresinin (fiekil 1) Tersiyer (Lütesiyen) istifinin bentik fo- ‹nceleme alan› ve yak›n civar›nda stratigrafik, raminifer toplulu¤unu incelemektir. Çal›flma, tektonik ve paleontolojik amaçl› çal›flmalar ya- Ni¤de iline ba¤l› Çamard› ilçesi civar›nda yer p›lm›fl olup, Blumenthal (1952), Okay (1955), alan Kaleboynu formasyonunda gerçeklefltiril- Flugel (1956), Metz (1956), Aytu¤ (1964), Kleyn

Ulua Dikilita Karadeniz K Yarhisar

Çay

ANKARA Niğde Orhaniye Niğde Kavaktepe Adana

Üçkap› Akdeniz Eyneli

BOR c

i ALADAĞLAR

Kaynarca Ç a 3734

Ören y Kaleboynu Tepe Evliya Tepe Demirkaz›k K Kayak Merkezi Kavakl›göl K›z›lkap› Çukurba¤ Havuzlu Celaller ÇAMARDI Burç

Gökbez K›z›lkap› Bekçili Postal› 0 5 10 15 20 km Elekgölü

Kürkçü

s i e

r Yeniköy KARANF

D K

Karakuzuluk T.

K k

u z k u l

u Karak Ptrm

a r a

Bü K y Yelatan ü k ko Evliya T. y

m Tçu c

Baa Ptrm

Hüsniye D

e i Zyar Maden bo r a e s e ttepe Der i s Tka i

Kaleboynu T. A Tç

ÇifteköyA A Hamidiye Tka K Elmal

A . Ard Sr Qym Asmaka Sr.

kaya Tç Saç F Pozya Ç Yellibelen Gerdibi Qym Qal TrJd 0 1 km Pz Susuz T. Alihoca 0 1 km

AÇIKLAMALARPOZANTI Elekligöl Maden Formasyon sınırı Qal-Qym Alüvyon -Yamaç Molozu Tç Çamardı formasyonu (KUVATERNER) (ALT PALEOSEN) Dere Demirkazık kireçtaşı Tçu Çukurbağ formasyonu TrJd (OLİGOSEN) (ÜST TRİYAS9 A A Kesit doğrultusu Kaleboynu formasyonu Maden kireçtaşı Ptrm Tka (EOSEN) (ALT TRİYAS)

Karadağ spiliti Niğde metomorfikleri Tk Pz (ÜST PALEOSEN) (ALT PALEOZOYİK)

fiekil 1. inceleme alan›n›n yer bulduru haritas› ve ölçülü kesit yerleri (Yetifl, 1978’den basitlefltirilerek al›nm›flt›r). Figure 1. Location map and localities of the measured sections of study area (simplified from Yetifl,1978). Dinçer ve Avflar 37

(1970), Özgül (1976), Yetifl (1978 ve 1987), Te- keli vd. (1981), Çevikbafl (1991), Avflar (1992) LİTOLOJİ AÇIKLAMALAR ÜYE SERİ SİSTEM GRUP ve Uçar (1997) bunlardan baz›lar›d›r. Yöredeki FORMASYON birimlerin litolojik özellikleri, birbirleriyle olan ilifl- Alüvyon kileri, Eosen yafll› çökellerin bentik foraminifer Kalın katmanlı çakıltaşı ÇATALCA ÇAKILTAŞI içeri¤i, çökelme ortamlar› ve yafllar› jeolojik ta- KUVATERNER rihçenin ortaya konmas›nda önem tafl›maktad›r. Marn MİYOSEN BURÇ Bu amaç do¤rultusunda iki adet stratigrafi kesiti NEOJEN Alçıtaşı ölçülmüfl ve yönlü kaya örnekleri, yumuflak lito- lojilerden y›kama örnekleri ile tane fosil içeren Kumtaşı noktasal ve sistematik örnekler derlenmifltir. Ör- KÖPRÜPINAR ALÇITAŞ Çakıltaşı neklerdeki bentik foraminiferleri elde etmek Silttaşı amac›yla laboratuvarda H O (hidrojen peroksit) OLİGOSEN

2 2 ÇUKURBAĞ kullan›larak y›kama yöntemi uygulanm›fl, bino- Çamurtaşı küler mikroskop alt›nda ay›klanm›fl ve tan›mlan- m›fl, bentik foraminiferlerin foto¤raflar› çekilmifl Bol nummulitesli ve elde edilen verilerden yararlan›larak incele- kumlu kireçtaşı me alan›n›n biyostratigrafisi ve paleoortamsal EOSEN KALEBOYNU yorumu yap›lm›flt›r. Spilit, olivinli bazalt

STRAT‹GRAF‹ EOJEN PAL

‹nceleme alan›, Çamard› ilçesinin kuzey ve ku- KÇT. MAVRAŞ KARADAĞ

zeydo¤usunda bulunan Eosen yaﬂl› Kaleboynu EOSEN Kumtaşı (silttaşı

formasyonunun en geniﬂ mostra verdi¤i Evliya ULUKIŞLA PAL mercekleri) Tepe ve Kaleboynu Tepe’de yeralmaktad›r. ‹n- celeme alan› ve yak›n civar›nda temelde Pale-

ozoyik yafll› Ni¤de metamorfitleri ile uyumsuz ÇAMARDI olarak bulunan Maden kireçtafl› yeralmaktad›r. Kireçtaşı bloklu Daha sonra Mesozoyik yafll› Demirkaz›k kireç- ofiyolit

tafl› ile bunlar›n üzerine uyumlu olarak bulunan MAZMILI OFİYOLİTİ KRETASE Kretase yafll› Mazm›l› Ofiyoliti, bunlar›n üzerine Radyolarit uyumsuz olarak gelen Senozoyik yafll› Çamar- d›, Kaleboynu, Çukurba¤ formasyonlar› bulunmaktad›r. ‹stifin üst k›sm›na do¤ru ise alttaki bi- SOTAMIZ RADYOLAR Kireçtaşı rimle uyumlu olarak Miyosen yafll› Burç formas- ALADAĞ

yonu gelmektedir. En üstte ise alüvyon bulun- JURA maktad›r (ﬁekil 2). DEMİRKAZIK Litostratigrafi

Çal›flma, Eosen yafll› Kaleboynu formasyonu- ÜST ALT nun en genifl yüzlek verdi¤i Evliya Tepe ve Ka- TRİYAS leboynu Tepe’de gerçeklefltirilmifltir. Kireçtaşı

Tan›m: Maden Bo¤az› Kaleboynu Tepe güne- MADEN yinde yer alan nümülitli kireçtafl›n› ilk kez Blu- PERMİYEN menthal (1952) Paleosen kireçtafl› olarak hari- NİĞDE Mermer, sişt talam›fl ve Çamard› ilçesinden kuzeydo¤uya METAMORFİTLERİ (Ölçeksiz) uzanan nümülitli çak›ltafl›, kumtafl› ve marndan oluflan istifin yafl›n› ise, Lütesiyen olarak belirt- fiekil 2. Çamard› yöresinin genellefltirilmifl stratigrafi kesiti (Yetifl, 1978’den basitlefltirilerek al›n- mifltir. Daha sonra Okay (1955), ise, Ni¤de me- m›flt›r). tamorfitleri üzerine aç›l› uyumsuzluk ile gelen bu Figure 2. Generalized stratigraphic section of istifi Eosen filifli olarak yorumlam›flt›r. Çamard› region (simplified from Yetifl,1978). 38 Yerbilimleri

Tip yer ve tip kesit: Alt kesimi aç›k renkli, bol fo- Evliya Tepe’de Kaleboynu formasyonu Ni¤de silli kireçtafl›ndan; üst kesimi k›rm›z›ms› kumta- metamorfitleri ile Çamard› formasyonu üzerine fl› ve çak›ltafl›ndan oluflan birime Kaleboynu for- transgresyonla aflmal›d›r. Bu tepenin bat›s›nda- masyonu ad› verilmifltir (Yetifl, 1978). Birimin tip ki istif; köfleli olarak uzun taneli, çeflitli flist, yeri ve tip kesiti Kaleboynu Tepe’nin güney ya- gnays, kuvarsit, amfibolit kökenli iri çak›llardan mac›d›r (bkz. fiekil 1). Kaleboynu formasyonu- oluflma taban çak›llar› ile Ni¤de metamorfitleri nun Ecemifl Fay Kufla¤› do¤usundaki mostras›, üzerinde aç›l› uyumsuzdur. Burada Kaleboynu Kaleboynu Tepe’nin güney ve bat›s›nda çok s›- formasyonu Ni¤de metamorfitleri üzerinde dik n›rl› bir alanda gözlenir. Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n yamaçlar sunmaktad›r. Birim, Evliya Tepe do- bat›s›nda ise, Evliya Tepe’de yüzlek vermekte- ¤usunda Orta-Üst Paleosen yafll›, k›vr›ml› Ça- dir. mard› formasyonu üzerinde aç›l› uyumsuzdur. Litolojik özellikler: Birim inceleme alan›nda, Per- miyen-Alt Triyas yafll› Maden kireçtafl› üzerine Fosil toplulu¤u ve yafl: Kaleboynu formasyo- aç›l› uyumsuzlukla gelmektedir. ‹stif tabanda gri nundan Assilina mamillata d’Archiac, Ass. cf. la- turuncu, ba¤lant›l› karstik boflluklu, köfleli k›r›kl› minosa Gill, Discocyclina archiaci Schlumber- ve kal›n tabakal›, kireçtafl›ndan oluflmufltur. ger, Nummulites aff. uranensis de la Harpe., N. Üzerine, orta-kal›n tabakal›, gevflek tutturulmufl, subirregularis de la Harpe, Sphaerogypsina glo- kumlu-killi kireçtafl› ve daha üstte do¤ru ise k›- bosa (Reuss), Asterocyclina sp., Asterigerina r›kl›, gevflek tutturulmufl, orta-kal›n tabakal› sp., Alveolina sp., Discocyclina sp., Gypsina kumtafl› ve seyrek çak›ltafl› ardalanmas› gel- sp., Lockhartia sp., Nummulites sp., Rotalia sp., mekte ve en üstte ise k›rm›z›ms›, tavan çak›lta- Textulariidae, Miliolidae, Algae, Rotaliidae gibi fl› bulunmaktad›r. Kaleboynu formasyonunun fosiller tayin edilmifl ve bu fosillere göre birime Ecemifl Fay Kufla¤› bat›s›ndaki mostras›, Ça- Lütesiyen yafl› verilmifltir (Yetifl,1978). mard› ilçesinin 3 km kadar kuzeybat›s›ndaki Ev- liya Tepe’de görülür. Evliya Tepe bat›s›ndaki is- Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n do¤usunda Kaleboynu tif grimsi, köfleli k›r›kl›, iri çak›ll›, kötü boylanma- Tepe güneyindeki bu nummulitesli kireçtafllar› l›, s›k› tutturulmufl, kal›n tabakal›, fosilsiz bir ta- Blumenthal (1952) taraf›ndan Paleosen kireçta- ban çak›ltafl› ile bafllar. Çak›llar bafll›ca Ni¤de fl› olarak haritalam›flt›r. Ayn› araflt›rmac›, Ece- metamorfitlerinden türemifltir. Altta; ardalanmal› mifl Fay Kufla¤›’n›n bat›s›nda, Çamard› ‹lçesi grimsi yeflil kireçtafl›, kumlu kireçtafl›, killi kireç- güneyindeki nummulitesli çak›ltafl›-kumtafl›- tafl› ile az miktarda kumtafl› bulunur. Üste do¤- marn ardalanmas›n›n da Erken-Orta Lütesiyen ru kumlu-killi kireçtafl›, orta-kal›n tabakal›, bol yafl›nda olabilece¤ini belirtmifltir. Okay (1955), nummulitesli kireçtafllar› ile en üste ise orta-ka- Ni¤de metamorfitleri üzerindeki uyumsuz ko- l›n tabakal› nummulitesli s›vama fosil yüzeyli numdaki filifl istifinin Eosen yafl›nda olabilece¤i- kumlu kireçtafllar› yer almaktad›r. ni öne sürmüfltür. Daha sonraki incelemede ise, volkanitli filifl istifinin Orta-Üst Paleosen yafl›nda Kal›nl›k: Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n do¤usunda Ka- oldu¤u ve üzerine Evliya Tepe’ de Lütesiyen ya- leboynu ölçülü stratigrafi kesitinde birimin kal›n- fl› ile bol nummulitesli, koyu gri, Kaleboynu for- l›¤› 135 m’ dir. Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n bat›s›nda masyonunun transgresyonla yerleflti¤i saptan- Evliya Tepe ölçülü stratigrafi kesitindeki ölçülen m›flt›r (Yetifl, 1978). kal›nl›k ise 225 m’ dir. Alt ve üst s›n›r: Kaleboynu formasyonu, Maden Bu çal›flmada; Kaleboynu Tepe’nin alt seviyele- Bo¤az›’nda Permiyen - Alt Triyas yafll› Maden rindeki kireçtafllar› içerisinde Alveolina callosa kireçtafl› ile Üst Triyas - Jura yafll› Demirkaz›k Hottinger, A. frumentiformis Schwager, A. le- kireçtafl›n›n oluflturdu¤u paleotopo¤rafik çukur- vantina Hottinger, A. aff. obtusa Montanari, A. luklar› doldurmaktad›r. Kaleboynu Tepe güne- obtusa Montanari, A. pinguis Hottinger, A. ster- yinde transgresyonla aflmal› birim, Maden kireç- cusmuris Mayer-Eymar, Asterigerina rotula (Ka- tafl› üzerinde aç›l› uyumsuzdur. Birimin Demir- ufmann), Lockhartia alveolata Silvestri, Num- kaz›k kireçtafl› ile olan dokana¤› yayg›n yamaç mulites praediscorbinus Schaub gibi foramini- döküntüsü ile örtülüdür. Maden Bo¤az› Yayla- ferler, üste do¤ru kumlu-killi kireçtafllar› içerisin- s›’nda Kaleboynu formasyonu üzerinde, kapsa- de ise Assilina exponens (Sowerby), Nummuli- d›¤› nummulitesli çak›llar›yla Oligosen yafll› Çu- tes beaumonti d’ Archiac ve Haime, N. praeatu- kurba¤ formasyonu aç›l› uyumsuzdur. ricus Schaub, ve Discocyclina cf. harrisoni Va- Dinçer ve Avflar 39 ughan, en üste do¤ru ise yine benzer birim içe- nunun çökelme evriminin tektonik bir denetim risinde Assilina exponens (Sowerby), Nummuli- alt›nda geliflti¤i düflünülmektedir. tes beaumonti d’ Archiac ve Haime, ve N. millecaput Boubée gibi bentik foraminiferler tayin Bu formasyondan iki adet ölçülü stratigrafi kesi- edilmifltir (Çizelge 1) (Levha1-2). Bu foraminifer ti al›nm›flt›r. Bunlardan birincisi Kaleboynu Tepe toplulu¤una göre birime Erken-Orta Lütesiyen kesiti olup, 1/25.000 ölçekli Adana M 34-a 2 paf- yafl› verilmifltir. tas›nda yeralmaktad›r. Kaleboynu formasyonu içinde kesitin kal›nl›¤› 135 m olarak ölçülmüfltür. Kaleboynu formasyonu s›¤ denizel bir ortamda Bafllang›ç koordinatlar›; x: 89800, y: 97775, bi- çökelmifltir. Çökelme koflullar›n›n yerel etkenle- tifl koordinantlar› ise, x: 89687, y: 97700’ dir. Ta- re ba¤l› olmas› nedeniyle, formasyon efl litolojili bakalar, Kaleboynu Tepe’nin güneyinde 40-45˚ de¤ildir. Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n do¤usunda Ka- GD’ ya e¤imlidir. Bu kesitten toplanan örnekler- leboynu formasyonunun taban düzeyinde Num- den tayin edilen bentik foraminiferler fiekil 3’de mulites ve Alveolina fosillerinin biyomikritik bir görülmektedir. Di¤eri ise Evliya Tepe kesiti olup, çimento içerisinde bulunmas›, orta-düflük ener- 1/25.000 ölçekli Adana M 33-b 3 paftas›nda bu- jili bir ortam› iflaret etmektedir. Birimin alt ve or- lunmaktad›r. Kaleboynu formasyonu içinde ke- ta kesimleri düflük-orta enerjili, üst kesimleri ise sitin kal›nl›¤› 225 m olarak ölçülmüfltür. Bafllan- kumtafl› ile çak›ltafl›n›n artmas›yla yüksek ener- g›ç koordinatlar›; x: 75275, y: 92875, bitifl koor- jili bir ortamda çökelmifltir; bat›s›nda, Evliya Te- dinantlar› ise, x: 75500, y: 92787’ dir. Tabakalar pe’deki mostrada ise, taban bafll›ca k›r›nt›l›lar- 30-40˚ GD’ ya e¤imlidir. Bu kesitten toplanan ör- dan; üste do¤ru ise karbonatdan oluflmufltur. Bu neklerden tayin edilen bentik foraminiferler fiekil 4’de görülmektedir. bulgulara göre, bölgede Kaleboynu formasyo- Biyostratigrafi

Çizelge 1. Bentik foraminiferlerin stratigrafik da¤›l›m›. ‹nceleme alan›ndan derlenen örneklerde yap›- Table 1. Stratigraphic distribution of benthic foraminifera. lan paleontolojik çal›flmalarda bentik foraminiferlerden 6 cins ve 15 tür tan›mlanm›flt›r (fiekil Kesitler 5). Bu fosil toplulu¤undan üç adet s›¤ bentik foraminifer biyozonu ay›rtlanm›flt›r (SB 13-15).

Bentik foraminiferler S›¤ Bentik (SB) Foraminifer Biyozonlar›

‹nceleme alan›nda yap›lan bentik foraminifer bi- Evliya Tepe

Kaleboynu Tepe yostratigrafi çal›flmas›ndaki s›¤ bentik biyozonlar›n ayr›lmas›nda Serra-Kiel vd. (1998 a ve b) Alveolina callosa Hottinger * ‘nin Tetis Paleosen ve Eosen’i için haz›rlam›fl Alveolina frumentiformis Schwager * oldu¤u s›¤ bentik foraminifer biyozonlar› esas Alveolina levantina Hottinger * al›nm›flt›r. Alveolina aff. obtusa Montanari * Alveolina obtusa Montanari * SB: 13 Biyozonu (Erken Lütesiyen): Bu biyozon; Alveolina pinguis Hottinger * Alveolina stipes Hottinger, A. callosa Hottinger, A. çayrasi Dizer, A. hottingeri Drobne, Nummu- Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar * lites laevigatus Bruguière, N. obesus d’Archiac Asterigerina rotula (Kaufmann) * ve Haime, N. vernevili d’Archiac ve Haime, N. Lockhartia alveolata Silvestri * uranensis de la Harpe, N. lehneri Schaub, N. Assilina exponens (Sowerby) ** messinae Schaub, Assilina parva (Douvillé), Nummulites beaumonti d’ Archiac ve Haime ** Ass. tenuimarginata Heim, Ass. praespira Do- ve Ass. spira abrardi Nummulites praeaturicus Schaub ** uvillé Schaub’ un varl›¤› ile s›n›rlanmaktad›r. Bu biyozonun alt s›n›r› Alt-Or- Nummulites praediscorbinus Schaub * ta Eosen s›n›r›nda yer almaktad›r (fiekil 6). Nummulites millecaput Boubée ** Berggren vd. (1995)’ne göre ise P9-P10 s›n›r›na Discocyclina cf. harrisoni Vaughan ** karfl›l›k gelmektedir. SB 13 biyozonu NP14’de 40 Yerbilimleri

FOSİLLER BİYOZON LİTOLOJİ AÇIKLAMALAR FORMASYON AÇIKLAMALAR FOSİLLER SERİ KAT SERİ FORMASYON LİTOLOJİ KAT BİYOZON

Fosilli, tabakalı Assilina Bol nümülitli kumtaşı ve ayrışmış kumtaşı exponens arakatkılı kumlu kireçtaşı Nummulites kireçtaşı Assilina SB 15 millecaput exponens Nummulites Nummulites beaumonti beaumonti Nummulites SB 15 millecaput

Assilina Kumtaşı: exponens Assilina orta - kalın Nummulites exponens tabakalı beaumonti Nummulites Nummulites beaumonti praeaturicus Nummulites Discocyclina cf. praeaturicus Sıkı-tutturulmuş harrisoni Discocyclina cf. orta-kalın harrisoni tabakalı kumtaşı

SB 14

İnce -orta-kalın tabakalı kumtaşı

Alveolina callosa İnce tabakalı

EO SEN killi kumtaşı Alveolina aff. obtusa LÜTESİ YEN

Alveolina SB 15

obtusa KALEBO YNU Alveolina p inguis Alveolina

EO SEN stercusmuris Alveolina SB 13

LÜTESİYEN frumentuformis Alveolina leavantina KALEBO YN Asterigerina rotula Lockhartia alveolata Nummulites praediscorbinus Alveolinalı, orta-kalın tabakalı kireçtaşı

0 10 20 m

ﬁekil 4. Evliya Tepesi stratisrafi kesiti. Figure 4. Stratigraphic section of Evliya Tepe.

baﬂlamakta ve NP 15’de sona ermektedir (Ka- pellos ve Schaub, 1973; Martini, 1971). 0 5 10 m

‹nceleme alan›nda Kaleboynu Tepe ve çevre- fiekil 3. Kaleboynu Tepe stratigrafi kesiti. sinde yap›lan çal›flmada SB 13 biyozonuna kar- Figure 3. Stratigraphic section of Kaleboynu Tepe. fl›l›k gelen flu fosiller tayin edilmifltir (Çizelge 2) Dinçer ve Avflar 41

Çizelge 2. ‹nceleme alan›nda ay›rtlanan S›¤ Bentik Foraminifer Biyozonlar› (SB). Table 2. Shallow Benthic Zones (SBZ) in the study area.

Fosil Yaﬂ Biyozon

Assilina exponens Nummulites beaumonti Nummulites millecaput SBZ 15 Discocylina cf. harrisoni

Assilina exponens Nummulites beaumonti Nummulites millecaput

SBZ-14 Nummulites praeaturicus

LÜTES‹YEN Discocyclina cf. harrisoni

Alveolina callosa Alveolina aff.obtusa Alveolina obtusa Alveolina pinguis Alveolina stercusmuris

SBZ-13 Alveolina freumentuformis

ALTAlveolina levantina ORTA Asterigerina rotula Lockhartia alveolata Nummulites preadiscorbinus

(1994), Bentham ve Burbank (1996)’a göre yaklafl›k olarak P10-P11 s›n›r›na uyum sa¤lamaktad›r. SB 14 biyozonu NP 15’in orta k›sm›na kar- fiekil 5. ‹nceleme alan›ndaki iri bentik foraminiferlerin stratigrafik da¤›l›m›. fl›l›k gelmektedir (Kapellos ve Schaub, 1973; Figure 5. The stratigraphic distribution of the larger Hottinger, 1977). benthic foraminifera in the study area. ‹nceleme alan›nda Kaleboynu Tepe ve Evliya Tepe’de yap›lan çal›flmalar sonucunda SB 14 (Levha 1); Alveolina callosa Hottinger, A. aff. biyozonuna karfl›l›k gelen; Assilina exponens obtusa Montanari, A. obtusa Montanari, A. pin- (Sowerby), Nummulites beaumonti d’Archiac ve guis Hottinger, A. stercusmuris Mayer-Eymar, Haime, N. millecaput Boubée, N. praeaturicus A. frumentiformis Schwager, A. levantina Hot- Schaub, Discocyclina cf. harrisoni Vaughan fo- tinger, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lockhar- silleri bulunmufltur (Schaub, 1981) (bkz. Çizelge tia alveolata Silvestri, Nummulites praediscorbi- 2) (bkz. Levha 2). nus Schaub (Serra-Kiel vd., 1998a ve b; Hottin- ger, 1960). SB: 15 Biyozonu (Orta Lütesiyen 2): Bu biyozon Alveolina prorrecta Hottinger, Nummulites sor- SB: 14 Biyozonu (Orta Lütesiyen 1): Bu biyo- densis Herb ve Schaub, N. crassus Boubée, N. zon; Alveolina munieri Hottinger, Nummulites millecaput Boubée, N. tavertetensis Reguant ve beneharnensis de la Harpe, N. gratus Schaub, Clavell, N. crusafonti Reguant ve Clavell ve Or- N. aspermontis Schaub, N. hilarionis Schaub, bitoclypeus douvillei Chudeoui’ nin varl›¤› ile s›- N. stephan Schaub, N. boussaci Rozlozsnik, ve n›rlanmaktad›r. Bu biyozonun alt s›n›r›, NP 15’in Assilina spira de Roissy’ n›n varl›¤› ile s›n›rlan- en üst k›sm›ndan bafllamakta ve NP 16’n›n içi- maktad›r. Bu biyozonun alt s›n›r› Samso vd. ne kadar eriflmektedir (Kapellos ve Schaub, 42 Yerbilimleri

PLANKTON ZONLAR İRİ Kalkerli FORAMİFER Foraminifer Nannoplankton SIĞ BENTIK Yaş Berggren ve Berggren vd. Martini (1971) ZONLAR Kron Polarite Dönem Zaman (Ma) Miller (1988) (1995) (SBZ) Oligosen Erken Rupelian P18 P18 SBZ 21 C13 P17 P17 NP21 SBZ 20 P16 P16 C15 35 NP 19-20 ÜST C16 SBZ 19

PREABONİYEN NP 18 P15 P15 C17 SBZ 18

P14 P14 NP 17 40 C18 SBZ 17 BARTONİYEN P13 P13

SBZ 16 C19 P12 P12 NP 16 SBZ 15

ORTA c C20 EO SEN SBZ 14 45 P11 P11 b NP 15

LÜTESİYEN a

C21 P10 P10 SBZ 13 b NP 14 a SBZ 12 50 C22 P9 P9 NP 13 SBZ 11 P8 P8 KUİZİYEN C23 P7 P7 SBZ 10 NP 12 ALT ALT SBZ 9

İPERSİYEN c b NP 11 SBZ 8 P6 P6 C24 b a NP 10

İLERDİYEN SBZ 7 55 ZAMAN SINIRI P5 SBZ 6 P5 a NP 9 SBZ 5 c c SBZ 4 C25 N NP 8 b b ANESİYEN

T P4 P4 NP 7 SBZ 3 NP 6 ÜST a a

C26 NP 5 b b 60 P3 P3 SBZ 2 aaa SELLANDİYEN P2 P2 NP 4 C27 c c

P1 NP 3 SBZ 1

C28 ALT P1 b b

DANİYEN NP 2

C29 PALEO SE 65 a a NP 1 ﬁekil 6. Paleosen-Eosen zaman ölçe¤i ve S›¤ Bentik Foraminifer Biyozonlar› (SBZ) aras›ndaki korelasyon (Berggren ve di¤.,1995). Figure 6. Correlation between the “Shallow Benthic Zones” (SBZ) and the Paleocene-Eocene Time Scale (Berggren et al., 1995). Dinçer ve Avﬂar 43

1973; Martini, 1971). Bölgede yap›lan çal›flma- tesiyen’i karakterize eden bentik foraminiferler da SB 15 biyozonuna karfl›l›k gelen; Assilina ex- tan›mlanm›flt›r. Ayr›ca, tayin edilen bu foramini- ponens (Sowerby), Nummulites beaumonti ferlere dayan›larak Erken Lütesiyen için SB 13 d’Archiac ve Haime, N. millecaput Boubée, Dis- biyozonu, Orta Lütesiyen için ise SB 14 ve SB cocyclina cf. harrisoni Vaughan fosilleri bulun- 15 biyozonlar› ay›rtlanm›flt›r. mufltur (bkz. Çizelge 2) (bkz. Levha 2). ‹nceleme alan›nda yap›lan çal›flmalar sonucun- Ortamsal Yorum da resifal ortamda çökelen kayaçlardan alt k›- s›mlardaki karbonatl› olanlar›n “Normal Tuzlu Bölgesel ölçekte bak›ld›¤›nda, havzadaki Eosen S›n›rl› fielf” fasiyesinde, üst k›s›mlardaki kumlu- yafll› birimler çal›flma alan›nda da Kaleboynu killi kireçtafl› litolojisinde olanlar›n ise “Aç›k De- Tepe ile Evliya Tepe’de mostra vermektedir. niz ‹ç fielf” fasiyesinde çökeldi¤i saptanm›flt›r. Kaleboynu Tepe’de genelde tabanda kireçtafl› litolojisinin egemen oldu¤u ve üste do¤ru yer TEfiEKKÜR yer kumlu ve killi kireçtafl› fleklinde devam etti¤i izlenmektedir. Tabandaki kireçtafllar› içerisinde Yazarlar; araflt›rmaya destek veren Çukurova iri bentik foraminiferlerden alveolinidler ve kum- Üniversitesi Bilimsel Araflt›rma Birimi Baflkanl›- lu-killi kireçtafllar› içerisinde ise bol miktarda ¤›’na, laboratuvar olanaklar›n› sa¤layan ayn› Nummulites türleri bulunmaktad›r. Erken-Orta üniversitenin Jeoloji Mühendisli¤i Bölüm Bafl- Lütesiyen yafl aral›¤› için karakteristik olan bu kanl›¤›’na, katk›lar›ndan dolay› Dr. fiükrü Acar bentik foraminiferlere göre, Kaleboynu Tepe ke- (MTA)’ a ve arazi çal›flmalar› s›ras›nda yard›m- sitinin taban k›sm›n›n içerdi¤i alveolinidlerin bol- lar›n› esirgemeyen Arfl. Gör. ‹smail Dinçer lu¤u genel olarak resifal ortamda “Normal Tuz- (Çukurova Üniversitesi)’e teflekkür ederler. lulukta S›n›rl› fielf”i iflaret etmektedir. Bilindi¤i üzere, bu fasiyese ait sedimanlar düflük ortamsal enerjiyi gösterir ve alveolinid kavk›lar› mikri- KAYNAKLAR tik sedimanlar içerisinde hafif ak›nt›lar ile yo¤unlaflt›r›lm›fl ve tafl›nm›fllard›r (Hottinger, 1960). Avflar, N., 1992. Namrun (‹çel) yöresi Paleojen bentik foraminifer faunas›. Maden Tetkik Ara- Kaleboynu Tepe ve di¤er taraftan Evliya Tepe ma Dergisi, 114, 127-144. kesitlerinin üst k›s›mlar›na do¤ru ç›k›ld›¤›nda, Aytu¤, G., 1964. Ni¤de-Çamard› demir zuhurlar›. Ma- buralarda kumlu-killi kireçtafllar› içerisinde bulu- den Tetkik Arama Enstitüsü, Derleme Ra- nan nummulites grubu fosiller ise resifal ortam- por No. 1375, 7 s. da “Aç›k Deniz ‹ç fielf’’ fasiyesi’nin varl›¤›na ifla- Bentham, P., and Burbank D.W., 1996. Choronology ret etmektedir. Bu fasiyeste yer alan s›¤ plat- of Eocene foreland basin evolution along formlardaki sedimanlar Operculina, Assilina ve the westhern oblique margin of the south de¤iflik Nummulites gibi merceksi-yass›laflm›fl Central Pyrenees. In: P.F Friend and C.J., Dabrio, (eds.)., Tertiary basin of Spain, ve büyük boy foraminiferler ile küçük bentik fo- Cambridge University Press, Chapter E raminiferlerin zengin bir toplulu¤una rastlan- 11, 144-152. maktad›r (Hottinger, 1960). Berggren, W.A., and Miller, K.G. 1988. Paleogene tropical planktonic foraminiferal biostratig- SONUÇLAR raphy and magnetobiochronology. Micro- paleontology, 34, 362-380. Bu çal›flmada; Alveolina callosa Hottinger, A. Berggren, W.A., Kent D.V., Swisher C.C., and Aubry aff. obtusa Montanari, A. obtusa Montanari, A. M.P., 1995. A revised Cenozoic geochro- pinguis Hottinger, A. laventina Hottinger, A. fru- nology and chronostratigraphy. In: W.A., mentiformis Schwager, A. stercusmuris Mayer- Berggren, D.V. Kent, and C.J. Dabrio, (eds.), Tertiary Basin of Spain, Cambridge Eymar, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lock- University Press, Chapter E 11, 144-152. hartia alveolata Silvestri, Nummulites praediscorbinus Schaub gibi Erken Lütesiyen’i; Num- Blumenthal, M., 1952. Toroslarda yüksek Alada¤ sil- silesinin co¤rafyas›, stratigrafisi ve tektoni- mulites beaumonti d’Archiac ve Haime, N. mille- ¤i hakk›nda yeni etüdler. Maden Tetkik caput Boubée, N. praeaturicus Schaub, ve Dis- Arama Enstitüsü Yay›nlar›, Seri D, No. 6, cocyclina cf. harrisoni Vaughan ise gibi Orta Lü- 136. 44 Yerbilimleri

Çevikbafl, A., 1991. Uluk›flla-Çamard› (Ni¤de) Tersi- Schaub, H., 1981. Nummulites et Assilines de la yer havzas›n›n jeodinamik evrimi ve ma- Téthys paléogéne, Taxinomie, phylogéne- den yataklar› yönünden önemi. Doktora se et biostratigraphie. Mémoires Suisses Tezi, ‹stanbul Üniversitesi, Jeoloji Mühen- de Paléontologie, 104, 236 pp, 18 pls. disli¤i Bölümü, 235 s (yay›mlanmam›fl). Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Caus, E., Drobne, K., Fe- Flugel, H., 1956. Güneydo¤u Anadolu Permiyen-De- randez, C., Jauhr›, A.K., Less, G., Pavlo- voniyen Faunalar›. Maden Tetkik Arama vec, R., PignattiI, J., Samso, J.M., Scha- Enstitüsü Dergisi, 48, 73-75. ub, H., Sirel, E., Strougo, A., Tambareau, Hottinger, L., 1960. Recherches sur les Alveolines du Y., Tosqella, J., and Zakrevskaya, E., Paleocene et de I’ Eocene. Mémoires Su- 1998a. Larger Foraminiferal biostratig- isses de Paléontologie, 75/76, 243, 117. raphy of the Tethyan Paleocene and Eo- cene. Bulletin Geological Society of Fran- Hottinger, L., 1977. Foraminiferes operculiniforms. ce, 169, 281-299. Memorial Museum National History Natu- re, 40, 159 pp. Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Caus, E., Drobne, K., Fe- randez, C., Jauhri, A.K., Less, G., Pavlo- Kapellos, C., and Schaub H., 1973. Zur Korrelation vec, R., PignattiI, J., Samso, J.M., Scha- von biozonierungen mit grossforaminife- ub, H., Sirel, E., Strougo, A., Tambareau, ren und nannoplancton im Plaogen der Y., Tosqella, J., and Zakrevskaya, E., Pyrenaen. Eclogae Geological Helvetia, 1998b. Benthic foraminifera from Paleoce- 66, 687-737. ne and Eocene. In: P.C. Graciansky, J. Kleyn, V.D., 1970. Recommendation of exploration Hardenbol, T., Jacquin and P.R. Vail, for mineralization in the southwestern part (eds.), Mesozoic-Senozoic Sequence of the Ni¤de-Çamard› Masif. Maden Tetkik Stratigraphy of Western European Basins, Arama Enstitüsü, Derleme Rapor No. Society of Economic Paleontology and Mi- 4345, 16 s. neralogy. Special Publication, Tulsa, 767 pp. Metz, K., 1956. Alada¤ ve Karanfil Da¤›n›n yap›s› ve bunlar›n Klikya Torosu tesmiye edilen bat› Tekeli, O., Aksay, A., Ertan, ‹.E., Ifl›k, A. ve Ürgün, kenarlar› hakk›nda yap›lan jeolojik etüd. B.M., 1981. Toros ofiyolit projeleri; Alada¤ Maden Tetkik Arama Enstitüsü Dergisi, projesi, Maden Tetkik Arama Enstitüsü 48, 63-76. Rapor No. 6976, 133s. Martini, E., 1971. Standard Tertiary and Quaternary Uçar, L., 1997. Gülek-Pozant›-Kam›fll› dolay›n›n stra- calcareous nannoplankton zonation. In A. tigrafik ve sedimanter petrografik incele- Farinacci (ed.), Proceedings II. Palantonic mesi. Doktora Tezi, Çukurova Üniversite- Conference, Roma, 2, 739-785. si, Mühendislik Mimarl›k Fakültesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 496 s (yay›mlanma- Okay, A.C., 1955. Ni¤de-Çamard› (Maden) ve Ulu- m›fl). k›flla aras›ndaki bölgenin jeolojisi. Maden Tetkik Arama Enstitüsü Derleme Rapor Yetifl, C., 1978. Çamard› (Ni¤de ili) yak›n ve uzak do- No. 2381, 1-27. lay›n›n jeoloji incelemesi ve Ecemifl Fay Kufla¤›n›n Maden Bo¤az›-Kam›fll› aras›n- Özgül, N., 1976. Toroslar›n baz› temel jeolojik özellik- daki özellikleri. Doktora Tezi, ‹stanbul Üni- leri. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 19 (1), versitesi Fen Fakültesi, 164 s (yay›mlan- 65-78. mam›fl). Samso, J.M., Serra-Kiel, J., Tosquella, J., and Trave, Yetifl, C., 1987. Çamard› (Ni¤de) alan›ndaki Oligo- A. 1994. Crono stratigrafia de las platafor- sen-Miyosen yafll› akarsu-göl çökellerinin mas lutecienses de la zona cenral de la fasiyes ve ortamsal nitelikleri. Türkiye Je- cuenca surpirenaica. In: A. Munoz, A. oloji Bülteni, 30 (2), 1-8. Gonzalez and A. Perez (eds.), II. Congr. Gr. Esp. Terciario, Comunicaciones, Jaca, 20-208. Dinçer ve Avflar 45

LEVHA 1 PLATE 1

ﬁekil 1.Alveolina callosa Hottinger, 1960 Figure 1.Alveolina callosa Hottinger, 1960 Eksenel kesit, MB.3.1.1.171, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.171, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 2. Alveolina aff. obtusa, Montanari Figure 2. Alveolina aff. obtusa, Montanari Eksenel kesit, MB.3.1.1.157, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.157, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 3. Alveolina aff. obtusa, Montanari Figure 3. Alveolina aff. obtusa, Montanari Eksenel kesit, MB.3.1.1.161, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.161, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 4. Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-Eymar Figure 4. . Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-Eymar Eksenel kesit, MB.3.1.1.163, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.163, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 5. Alveolina obtusa, Montanari Figure 5. Alveolina obtusa, Montanari Eksenel kesit, MB.3.1.1.159, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.159, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 6. Alveolina pinguis, Hottinger Figure 6. . Alveolina pinguis, Hottinger Eksenel kesit, MB.3.1.1.169, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.169, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 7. Alveolina pinguis, Hottinger Figure 7. . Alveolina pinguis, Hottinger Eksenel kesit, MB.3.1.1.164, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.164, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 8. Alveolina pinguis, Hottinger Figure 8. Alveolina pinguis, Hottinger Eksenel kesit, MB.3.1.1.167, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.167, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 9. Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-Eymar Figure 9. Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-Eymar Eksenel kesit, MB.3.1.1.175, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.175, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 10. Alveolina frumentiformis, Schwager, 1883 Figure 10. Alveolina frumentiformis, Schwager, 1883 Eksenel kesit, MB.3.1.1.155, X7, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.155, X7, Maden Bo¤a- ¤az›. z›.

ﬁekil 11. Asterigerina rotula (Kaufman) Figure 11. Asterigerina rotula (Kaufman) Eksenel kesit, MB.3.1.1.156, X30, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.156, X30, Maden Bo- ¤az›. ¤az›.

ﬁekil 12. Lockhartia alveolata, Silvestri Figure 12. Lockhartia alveolata, Silvestri Eksenel kesit, MB.3.1.1.168, X30, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.168, X30, Maden Bo- ¤az›. ¤az›.

ﬁekil 13. Lockhartia alveolata, Silvestri Figure 13. Lockhartia alveolata, Silvestri Eksenel kesit, MB.3.1.1.158, X30, Maden Bo- Axial section, MB.3.1.1.158, X30, Maden Bo- ¤az›. ¤az›. 46 Yerbilimleri

LEVHA 1 / PLATE 1 Dinçer ve Avﬂar 47

LEVHA 2 PLATE 2

fiekil 1.Assilina exponens (Sowerby, 1840) Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.33, Figure 1. Assilina exponens (Sowerby, 1840) X5, Maden Bo¤az›. Equatorial section, makrosferik form, MB.1B.33, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 2. Assilina exponens (Sowerby, 1840) Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1B.5, X5, Figure 2. Assilina exponens (Sowerby, 1840) Maden Bo¤az›. Axial section, makrosferik form, MB.1B.5, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 3. Assilina exponens (Sowerby, 1840) Ekvatoryal kesit, mikrosferik form, MB.1B.34, Figure 3. Assilina exponens (Sowerby, 1840) X5, Maden Bo¤az›. Equatorial section, mikrosferik form, MB.1B.34, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 4. Assilina exponens (Sowerby, 1840) Eksenel kesit, mikrosferik form, MB.1B.17, Figure 4. Assilina exponens (Sowerby, 1840) X5, Maden Bo¤az›. Axial section, mikrosferik form, MB.1B.17, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 5. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, 1853 Figure 5. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, Ekvatoryal kesit, makrosferik form, 1853 MB.1A.103, X5, Maden Bo¤az›. Equatorial section, makrosferik form, MB.1A.103, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 6. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, 1853 Figure 6. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1A.133, 1853 X5, Maden Bo¤az›. Axial section, makrosferik form, MB.1A.133, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 7. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, 1853 Figure 7. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, Ekvatoryal kesit, makrosferik form, 1853 MB.1A.108, X5, Maden Bo¤az›. Equatorial section, makrosferik form, MB.1A.108, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 8. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, Figure 8. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, 1853 1853 Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1A.132, Axial section, makrosferik form, MB.1A.132, X5, Maden Bo¤az›. X5, Maden Bo¤az›. fiekil 9. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Figure 9. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.80, Equatorial section, makrosferik form, X5, Maden Bo¤az›. MB.1B.80, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 10. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Figure 10. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Eksenel kesit, makrosferik form, MB.186, X5, Axial section, makrosferik form, MB.186, X5, Maden Bo¤az›. Maden Bo¤az›. fiekil 11. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Figure 11. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.76, Equatorial section, makrosferik form, X5, Maden Bo¤az›. MB.1B.76, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 12. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Figure 12. Nummulites millecaput Boubee, 1832 Eksenel kesit, makrosferik form, MB.188, X5, Axial section, makrosferik form, MB.188, X5, Maden Bo¤az›. Maden Bo¤az›. fiekil 13. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 13. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Ekvatoryal kesit, mikrosferik form, MB.1B.39, Equatorial section, mikrosferik form, X5, Maden Bo¤az›. MB.1B.39, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 14. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 14. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Eksenel kesit, mikrosferik form, MB.1B.55, Axial section, mikrosferik form, MB.1B.55, X5, X5, Maden Bo¤az›. Maden Bo¤az›. fiekil 15. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 15. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Ekvatoryal kesit, mikrosferik form, MB.1B.46, Equatorial section, mikrosferik form, X5, Maden Bo¤az›. MB.1B.46, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 16. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 16. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1B.70, Axial section, makrosferik form, MB.1B.70, X5, Maden Bo¤az›. X5, Maden Bo¤az›. fiekil 17. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 17. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Ekvatoryal kesit, makrosferik form, E.T.128, Equatorial section, makrosferik form, E.T.128, X5, Evliya Tepe. X5, Evliya Tepe. fiekil 18. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 18. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.79, Equatorial section , makrosferik form, X5, Maden Bo¤az›. MB.1B.79, X5, Maden Bo¤az›. fiekil 19. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Figure 19. Nummulites preaturicus Schaub, 1962 Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1B.73, Axial section, makrosferik form, MB.1B.73, X5, Maden Bo¤az›. X5, Maden Bo¤az›. 48 Yerbilimleri

LEVHA 2 / PLATE 2 Yerbilimleri, 30 (2004), 49-61 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araﬂt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Manyetik ay›rma ve flotasyonla magmatik ve metamorfik kayaçlardan feldispat üretimi

Feldspar production from magmatic and metamorphic rocks using magnetic separation and flotation

Özcan Y. GÜLSOY1, E. Caner ORHAN1, N. Metin CAN1, ‹rfan BAYRAKTAR2 1 Hacettepe Üniversitesi, Maden Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA 2 Çine Akmaden Madencilik Ticaret A.ﬁ., 09500 Çine, AYDIN

ÖZ

Ülkemizde feldispat üretiminin büyük ço¤unlu¤u Menderes Masifi albit cevherlerinden yap›lmakta ve bölgede bulunan çeflitli firmalar taraf›ndan manyetik ay›rma ve/veya flotasyonla yüksek kaliteli Na-feldispat konsantreleri üre- tilmektedir. Hem üretim miktar›, hem de konsantre kalitesi ile ülkemiz dünya Na-feldispat üretiminde önemli bir yere sahiptir. Bunun aksine, K-feldispat konsantresi üretimi ise yerel talebi karfl›layamamakta ve sanayinin K-feldispat gereksinimi ithalat ile karfl›lanmaktad›r. Bu çal›flma kapsam›nda Menderes Masifi albit cevherlerinin yan› s›ra, Manisa-Gördes pegmatitleri, K›rflehir Masifi altere granitoyitleri ve Bursa-Orhaneli siyenitlerinden al›nan örnekler- den kaliteli feldispat konsantrelerinin elde edilebilirli¤i araflt›r›lm›fl ve halen iflletilen Menderes Masifi’nin yan› s›ra farkl› bölgelerin feldispat potansiyeli ortaya konmufltur. Elde edilen sonuçlar; Manisa-Gördes pegmatitlerinden ve K›rflehir altere granitoyitlerinden yüksek kalitede K-feldispat konsantresi elde edilebildi¤ini, Bursa-Orhaneli siyenit- lerinin ise içerdi¤i renk verici safs›zl›klar›n çok ince tane boyunda serbestleflmesi nedeniyle hem verim, hem konsantre kalitesi bak›m›ndan yüksek kalitede feldispat üretimine uygun olmad›¤›n› göstermektedir.

Anahtar Kelimeler: Endüstriyel hammadde, feldispat, flotasyon, manyetik ay›rma.

ABSTRACT

In Turkey, main portion of the feldspar is produced from the albite ores in Menderes Massive and high grade Na- feldspar concentrate is produced by various companies in the region by means of magnetic separation and/or flotation. Turkey is an important country in Na-feldspar production of the world in terms of both concentrate quality and quantity. On the contrary, K-feldspar production cannot meet the local demand and K-feldspar need of the in- dustry is compensated by importing. In this study, the possibility of production of high quality feldspar concentrates from the samples taken from Menderes Massive albite ores as well as Manisa-Gördes pegmatites, altered granitoids of K›rﬂehir Massive and Bursa-Orhaneli syenites is investigated and besides the currently operated Men- deres Massive, the feldspar potential of different districts is put forward. The results show that it is possible to obtain high quality K-feldspar concentrates from Manisa-Gördes pegmatites and altered granitoids of K›rﬂehir Mas- sive, and that Bursa-Orhaneli syenites are not suitable for high quality feldspar production in terms of both recovery and concentrate quality due to very fine liberation size of colouring impurities.

Key Words: Industrial mineral, feldspar, flotation, magnetic separation.

G‹R‹ﬁ

Feldispat, yerkabu¤unun yaklaﬂ›k % 60’›n› oluﬂ- önemli mineralleri albit (NaAlSi3O8), ortoklaz/ turan bir alüminasilikat grubudur. Bu grubun en mikroklin (KAlSi3O8) ve anortittir (CaAl2Si2O8).

Ö. Y. Gülsoy E-mail: [email protected] 50 Yerbilimleri

Dünya Na- ve K-feldispat üretiminin büyük ço- r›, seramik, cam, vb.) ça¤dafl yaflam›n önemli ¤unlu¤u cam ve seramik sanayi taraf›ndan tüke- elementlerinden lityuma ve çok de¤erli süs tafl- tilmekte, ticari anortit yata¤› bulunmad›¤›ndan lar›na (beril) yatakl›k etmektedir. Granitoyitler Ca-feldispat üretimi yap›lmamaktad›r. ad› alt›nda; günümüzde seramik ve cam en- düstrileri için hammadde üretimine uygun olan Dünyada üretilen yaklafl›k 12 milyon ton feldis- kayaçlar ve genel mineralojik içerikleri Çizelge pat›n yaklafl›k % 90’n› seramik (% 55) ve cam 1’de verilmifltir. (% 35) sanayileri tüketmektedir. Geri kalan % Granitoyitlerin zenginlefltirilmesinden, genelde 10’luk k›s›m ise; emaye, kaynak elektrotlar› ve seramik ve cam endüstrilerinin talebi olan, belir- boya sanayi vb. taraf›ndan tüketilmektedir. Her li teknik özelliklere sahip feldispat ve kuvars mi- tüketim alan›, feldispatlar› belirli fiziksel ve kim- nerallerinin üretimi anlafl›lmaktad›r. Ancak, baz› yasal özelliklerde talep etmektedir. Esas tüke- durumlarda mika, özellikle muskovit, alterasyon tim hacmini oluflturan seramik ve cam sektörle- ürünü killer de yan ürün olarak de¤erlendiril- rinde en önemli ortak nokta, feldispatlar›n demir mektedir. Baz› pegmatitlerde ise spodümen, be- (Fe O ) içeri¤idir. Örne¤in, züccaciye cam›nda 2 3 ril ve tantalyum minerallerinin (tantalit, kolumbit) demirin (Fe O ) 400 ppm’in alt›nda olmas› ge- 2 3 ekonomik de¤eri feldispat ve kuvarstan fazla ol- rekmektedir. Seramik endüstrisinde ise, demirin du¤undan, temel bileflenler olan feldispat-ku- yan› s›ra, titan oksit (TiO ) içeri¤i de demir kadar 2 vars yan ürün say›lmaktad›r. belirleyici olup, demir ve titan içeri¤i düfltükçe piflme rengi beyazlaflmakta ve bu da feldispat›n Ülkemizde feldispat üretiminin büyük bir k›sm› fiyat›n› ark›r›c› bir unsur olmaktad›r. Özetle, fel- Menderes Masifi albit cevherleri ve küçük bir dispatlar›n sat›labilirli¤ini belirleyen bafll›ca kim- k›sm› da Bursa-Orhaneli siyenitlerinden yap›l- yasal bileflenler; alkali (% Na2O, % K2O), demir maktad›r. Ülkemiz, dünya sodyum feldispat üre- (% Fe2O3), titan (% TiO2) içerikleri ile cam en- timinde çok önemli bir paya (~ %25) sahip iken, düstrisi için bunlara ek olarak alümina (% Al2O3) potasyum feldispat üretiminde ise kendine ye- içeri¤idir. terli bile de¤ildir (H›zal, 1997). Örne¤in, Türki- ye’nin 2002 y›l›ndaki sodyum feldispat ihracat› Feldispatlar›n genifl kullan›m alanlar› ve görece- 2.162.841 ton iken, potasyum feldispat ihracat› li olarak büyük üretim hacmi içinde, granitoyitik yoktur. Ayr›ca, 2002 y›l›nda, Türkiye 19.000 ton kayaçlar (örn. pegmatitler, alkali siyenitler, me- potasyum feldispat› a¤›rl›kl› olarak Hindis- tagranitler, gnayslar ve bunlar›n alterasyon tan’dan ithal etmifltir (Madencilik Bülteni, 2003). ürünleri yani feldispatik kumlar vb.) oldukça Ülkemizin de¤iflik bölgelerindeki feldispat re- önemli bir yer tutar. Çünkü granitoyitler, özellik- zervlerinden, feldispat konsantresi üretimini ko- le inflaat sektöründe kullan›lan malzemelerden nu alan çal›flmalar (Akar, 1994; Bayraktar vd. (s›va kumu, parke tafl, yer ve duvar kaplamala- 1998, 1999, 2001; Çelik vd., 2001; Gülsoy vd.

Çizelge 1. Ticari magmatik ve metamorfik kayaçlar›n içerdi¤i mineraller. Table 1. Minerals in commercial magmatic and metamorphic rocks.

Kayaç Feldispat türü Di¤er ana mineraller Tali mineraller Granit Granodiyorit Kuvars Apatit Sfen Monzonit K-feldispat Mikalar Zirkon Rutil Siyenit Na- ve Ca-feldispat Amfibol Kassiterit ‹lmenit Alaskit

Spodümen Kolumbit Pegmatit Kuvars Lepidolit K-feldispat Tantalit Aplit Mikalar Kassiterit Turmalin Beril Kuvars Turmalin ‹lmenit K-feldispat Gnays Mika Sfen Apatit Na-feldispat Amfibol Rutil Zirkon Gülsoy vd. 51

2003; Seyrankaya, 2003), bu konuda ciddi bir lazlarla birlikte, muskovit, biyotit, turmalin, sfen ekonomik potansiyelin varl›¤›n› göstermektedir. ve rutil minerallerinden oluflmufltur. Ortoklaz, Bu çal›flma kapsam›nda, ülkemizin çeflitli feldis- kuvars ve mika mineralleri genelde iri taneli pat oluflumlar›ndan, seramik ve cam endüstrile- olup, boylar› 0.5-20 mm aras›nda de¤iflmekte- rinin gereksinimi olan feldispat konsantrelerinin dir. Ancak sfen ve rutil mineralleri ortoklaz için- elde edilebilirli¤i teknik ve ekonomik ölçütlerle de 20-600 µm aras›nda de¤iflen inklüzyonlar birlikte irdelenmifltir. Bu do¤rultuda; Demirci- halindedir. Cevherin kimyasal bileflimi Çizelge

Gördes yöresi düflük kaliteli pegmatitleri, K›rfle- 2’de verilmifltir. K2O/Na2O oran›n›n düflük hir Masifi altere granitoyitleri (Gülsoy vd., 2003), (~1.89) olmas› ve görece yüksek kuvars içeri¤i Menderes Masifi albit cevherleri ve Bursa-Orha- nedeniyle düflük kaliteli olarak s›n›fland›r›lm›flt›r. neli siyenitleri olmak üzere 4 farkl› bölgeden al›- nan örnekler üzerinde mineralojik tan›mlanma- K›rflehir Masifi altere granitoyitleri: K›rflehir s›n› takiben yap›lan manyetik ay›rma ve flotas- Masifi (A¤açören-Panl›, Bal›fleyh-K›levli ve Ka- yon deneylerinden elde edilen sonuçlar veril- man-Baflköy) altere granitoyitleri, Aksaray ilinin mifltir. kuzeybat›s›ndan bafllay›p, kuzeye do¤ru Sulak- yurt ilçesine kadar takip edilen, buradan do¤uya MALZEME VE YÖNTEM dönerek Sivas iline kadar devam eden Orta Malzeme Anadolu granitoyitlerinin porfirik dokulu ve are- nalaflm›fl bölümlerini temsil etmektedir. Orta Deneysel çal›flmalar s›ras›nda kaliteli feldispat Anadolu granitoyitleri genellikle monzogranit, konsantresi üretmek amac›yla Demirci-Gördes kuvars monzonit, granodiyorit ve yer yer kuvars pegmatitleri, K›rflehir Masifi altere granitoyitleri, siyenit bileflimi gösterirler (Erler ve Bayhan, Menderes Masifi albit cevherleri ve Bursa-Or- 1995). Kayac›n arenalaflmas›na ba¤l› olarak ve haneli siyenitlerinden (fiekil 1) al›nan örnekle- ortoklaz mega-kristallerinin do¤al olarak ser- rin öncelikle mineralojik tan›mlamalar› yap›l- bestleflmesine yol açan alterasyon zonu yüzey- m›flt›r. den itibaren genellikle 80 m ve yer yer 150 m derinli¤e kadar takip edilebilmektedir (Çak›r, Demirci-Gördes pegmatitleri: Demirci-Gördes 2003). Altere granitoyitler üzerindeki çal›flmalar yöresi pegmatitleri, pertitik dokuya sahip ortok- kapsam›nda, A¤açören (Panl›) - Aksaray, Bal›-

ﬁekil 1. Deneylerde kullan›lan örneklerin al›nd›¤› bölgeler. Figure 1. The locations of the samples used in the experiments. 52 Yerbilimleri

Çizelge 2. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i kimyasal bileﬂimi. Table 2. Chemical composition of Demirci-Gördes pegmatite sample.

Bileﬂen SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 MgO CaO K2ONa2O K.K.* ‹çerik (%) 73.10 15.70 0.54 0.09 0.41 0.61 5.94 3.14 0.49 * K.K.: K›zd›rma kayb›

fleyh (K›levli) - K›r›kkale ve Kaman (Baflköy) - ve killeflme göstermektedir. Bölgedeki bütün al- K›rflehir bölgelerinden, yerinde harmanlama ve tere granitoyitlerde, ortoklaz fenokristalleri plaji- dörtleme yoluyla 200’er kg’l›k örnekler al›nm›fl- yoklazlara oranla alterasyondan etkilenmedi¤i t›r. Örnekler yafl elenerek boyut fraksiyonlar›na için, do¤al olarak iri fraksiyonlarda yo¤unlafl- ayr›lm›fl ve bu fraksiyonlardaki potasyumca m›flt›r. Bu nedenle, eleme yap›ld›¤›nda iri boy- zenginleflme incelenmifltir. Örnekler, alterasyon larda önemli bir potasyum zenginleflmesi ol- nedeniyle do¤al olarak ufalanm›fl olduklar›ndan maktad›r. herhangi bir k›rma ifllemini gerektirmemektedir. Bal›fleyh-K›levli bölgesinden al›nan örnek üze- Menderes Masifi albit cevherleri: Menderes rinde yap›lm›fl olan tane boyu analizlerine göre Masifi’nde Çine-Milas aras›nda uzanan Karade- hiçbir boyut küçültme ifllemi uygulanmad›¤› du- re zonunda yer alan pek çok aç›k ocakta esa- sen albitçe zengin gnayslar iflletilmektedir. Bu rumda genel da¤›l›m›n ve K2O ile Na2O içerikle- rinin Çizelge 3’te verilen s›n›rlarda oldu¤u belir- gnayslar içinde masif albitleflmeler ve yerel de- lenmifltir. Örneklerin tümü kuvars monzonit bile- ¤ifliklikler olmakla birlikte, genel olarak albitçe fliminde ve porfirik dokulu olup, ileri derecede zengin gnayslar›n mineralojik ve kimyasal bileflimi Çizelge 4’te verilmifltir. Deneylerde kullan›- arenalaflma göstermektedir. Yap›lan mineralojik lan albit örne¤i Çine Akmaden Madencilik Tic. incelemelerdeki en önemli gözlemlerden birisi, A.fi.’den temin edilmifl olup, kimyasal bileflimi genel olarak örne¤in a¤›rl›kça yaklafl›k % 20’si- Çizelge 5’teki gibidir. ni tane boyu 5-50 mm aras›nda de¤iflen özflekil- li ortoklaz kristallerinin oluflturmas›d›r. 2 mm’- Bursa-Orhaneli siyenitleri: Deneylerde kulla- den daha ince taneli olan genel hamur dokusu n›lan siyenit örne¤i Matel Hammadde San. Tic. ise ortoklaz, plajiyoklaz, hornblend, biyotit ve A.fi.’den temin edilmifltir. Cevherin kimyasal ve kuvars minerallerinden oluflmaktad›r. Tali mine- mineralojik bileflimi Çizelge 6’da verilmektedir. raller ise, bölgelere göre de¤iflik oranlarda tita- ‹nce kesit çal›flmalar›, cevherin yaklafl›k %80 al- nit, apatit, granat (muhtemelen melanit, Ca ve kali feldispat, %8 hornblend ve %5 kuvars mine- Fe’li granat) ve demir oksit mineralleridir. Ortok- rallerinden olufltu¤unu göstermektedir. Cevher laz mineralleri genellikle alterasyona u¤rama- ayr›ca, yaklafl›k %2 plajiyoklaz, %1-2 titanit m›fl veya hafif flekilde killeflme göstermesine (sfen), %1 rutil, %1 apatit ve %1 opak mineral karfl›n, yap›n›n yaklafl›k % 30’unu oluflturan pla- içermektedir. Cevher bünyesindeki alkali feldis- jiyoklaz mineralleri ileri derecede serisitleflme pat, ortoklaz (%60) ve mikroklinden (%20) olufl-

Çizelge 3. Bal›ﬂeyh (K›levli) örne¤inin tane boyu da¤›l›m› ve fraksiyonlar›n kimyasal analizi. Table 3. Particle size distribution and fractional chemical composition of Bal›ﬂeyh (K›levli) sample.

Tane boyu A¤›rl›k* K2ONa2O (mm) En az – En çok En az – En çok En az – En çok (%) (%) (%) +9.5 4 – 8 9.5-10.6 2.0 – 2.3 -9.5+8 2 – 5 7.5-9.5 2.2 – 2.4 -8+5.6 3 – 7 6.8-8.0 2.3 – 2.5 -5.6+0.15 70 – 80 4.0-5.0 > 2.5 -0.15 8 – 15 2.0-3.0 > 3.0 * Alterasyon ürünü oldu¤undan bölgesel de¤iﬂimler gözlenmektedir. Gülsoy vd. 53

Çizelge 4. Menderes Masifi’ndeki albitçe zengin gnayslar›n genel mineralojisi ve kimyasal bileﬂimi. Table 4. Mineralogy and chemical composition of albite ores in Menderes Massive.

Mineral Tane boyu (µm) En az En çok Bileﬂen ‹çerik (%)

Plajiyoklaz (albit, oligoklaz) 160 5700 SiO2 65-69 Mikalar (muskovit, biyotit) 75 7000 Al2O3 17-20.5 Fe O 0.04-0.40 Kuvars 90 800 2 3 TiO 0.1-0.4 Ortoklaz, pertit 150 4400 2 MgO 0.01-0.30 Apatit 70 370 CaO 0.4-2.0 Sfen 35 250 K2O 0.15-0.60 Na O 9.0-10.7 Rutil 20 400 2 P2O5 0.15-0.40 Zirkon 40 300 K.K. 0.2-1.3

Çizelge 5. Menderes Masifi albit örne¤inin kimyasal bileﬂimi. Table 5. Chemical composition of Menderes Massive albite sample.

Bileﬂen SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 MgO CaO Na2OK2OP2O5 K.K. ‹çerik (%) 65.03 20.11 0.33 0.27 0.20 1.87 10.20 0.48 0.20 0.52

Çizelge 6. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤inin mineralojik ve kimyasal analiz sonuçlar›. Table 6. Mineralogical and chemical analysis results of Bursa-Orhaneli syenite sample.

Mineral Ort. tane boyu (µm) Bileﬂen ‹çerik (%) 200-1000 SiO 67.37 Hornblend 2 1000-3000 Al2O3 17.06 Hornblend (kapan›m) 100-200 Fe2O3 1.385 50-300 Titanit TiO2 0.370 300-800 CaO 1.48 20-100 Rutil MgO 0.03 100-500 Na O 4.65 Kuvars 100-1000 2 Opak min. 10-500 K2O 6.97 Hematit 10-100 KK 0.68

maktad›r ve tane boylar› 500 µm’dan büyüktür. serbestleflti¤inden piflme rengini etkileyecek di- Bunun yan› s›ra, cevher içerisindeki renk verici ¤er bir unsur olarak görülmektedir. ana mineral olan hornblendin %90 civar›ndaki önemli bir bölümünün 200 µm’da serbestleflme- Yöntem sine ra¤men, yaklafl›k %1’lik k›sm› K-feldispatlar içerisinde kapan›m halinde bulunmakta ve Feldispat üretiminde yayg›n bir flekilde kullan›- 100 µm’dan daha ince tane boylar›nda serbest- lan flotasyon ile son y›llarda kullan›m› h›zla yay- leflmektedir. Cevher içerisinde renk verici di¤er g›nlaflan ve nadir toprak elementlerinden üreti- minerallerden rutil (%1) ve titanit (%2) ise düflük len kal›c› m›knat›sl› (REM-rare earth magnets) miktarda olmas›na karfl›n, titanit yaklafl›k 50 kuru manyetik ay›r›c›lar›n, farkl› örneklerden el- µm’da, rutil ise yaklafl›k 20 µm’da serbestleflti- de edilen konsantrelerin verimi ve kalitesi üzeri- ¤inden piflme rengini önemli ölçüde etkileyecek ne etkileri incelenmifltir. Sadece Bursa-Orhane- bileflenler olarak ortaya ç›kmaktad›r. Bunlara ek li siyenit örne¤inden flotasyonla elde edilen kon- olarak, ince çatlaklar içerisinde yer alan ikincil santre kalitesinin yükseltilebilmesi için flotasyon hematit mineralleri (%2) ince tane boylar›nda konsantresi yafl manyetik ay›r›c›dan geçirilmifl- 54 Yerbilimleri tir. Deneysel çal›flmalarda, manyetik ay›rma ve tabi tutulmufltur. Flotasyon deneyleri s›ras›nda flotasyon deney örneklerinin haz›rlanmas› için toplay›c› olarak tallow amin asetat (Armac T), cevher; ilk olarak çeneli k›r›c› ve merdaneli k›r›- sodyum oleat, petrolyum sülfonat (R840) ve c›da -3.35 mm’ye k›r›lm›fl ve daha sonra sera- sukkinamat (R845) kullan›lm›flt›r. Armac T Akzo mik de¤irmen ve elekten oluflan kapal› devrede Nobel’den, R840 ve R845 Cyanamid’den temin ö¤ütülerek, istenilen tane boyunda gerekli de- edilmifl, sodyum oleat ise laboratuvarda zeytin- ney örnekleri haz›rlanm›flt›r. fiekil 2’de deney ya¤› kullan›larak haz›rlanm›flt›r. Köpürtücü ola- örneklerinin haz›rlanmas›nda izlenen ak›m fle- rak 1:1 oranda çam ya¤› ve metil izobütil karbi- mas› verilmektedir. nol (MIBC) kar›fl›m› kullan›lm›flt›r.

Kuru manyetik ay›rma deneylerinde yüksek Kuru manyetik ay›rma ile yeterli verimin sa¤la- alan fliddetli kal›c› m›knat›sl› rulo tipi kuru man- namad›¤› Bursa-Orhaneli siyenit örne¤inin zen- yetik ay›r›c› (Permroll) kullan›lm›flt›r. Deneyler ginlefltirme deneylerinde yafl manyetik ay›rma s›ras›nda sabit tutulan kuru manyetik ay›rma ile kaliteli konsantre elde edilebilirli¤i araflt›r›l- deney koflullar› Çizelge 7’de verilmektedir. m›fl ve bu amaçla yüksek alan fliddetli matriks tipi yafl manyetik ay›r›c› (Carpco) kullan›lm›flt›r. Flotasyon deneyleri, Denver D-12 flotasyon makinas›nda, 1.5 L’lik hücrede yap›lm›flt›r. Flotas- DENEY SONUÇLARI VE TARTIfiMA yon deneylerinden önce ifllemi olumsuz yönde etkileyen -25 µm’luk fraksiyon (fllam) dekantas- Manyetik Ay›rma yonla ayr›larak kalan örnek flotasyon deneyine Demirci-Gördes pegmatitleri: Örnek içindeki,

Fe2O3 içeri¤i nedeniyle istenmeyen minerallerin Feldispat Cevheri ayr›lmas› amac›yla fiekil 2’deki ak›m flemas› ile -600 µm’a ö¤ütülen örnek içerisinden kuru manyetik ay›rma ifllemini olumsuz yönde etkileyen - Çeneli K›r›c› 75 µm’luk fraksiyon ayr›lm›flt›r. Çizelge 8’de De- mirci-Gördes pegmatit örne¤inin kuru manyetik ay›rma deney sonuçlar› verilmektedir. Merdaneli K›r›c› Çizelge 8’deki at›kta Al O ’ün art›fl nedeni az -3.35 mm 2 3 miktarda da olsa cevherdeki killeflmeden; K2O ve Na2O’nun art›fl nedeni ise, potasyumlu mika- larla birlikte ortoklaz ve plajiyoklazlar›n gerek di- Eleme (+)

(-) Seramik Çizelge 8. Demirci-Gördes pegmatit örne¤ine uygula- Deney De¤irmen nan manyetik ay›rma deney sonuçlar›. Örnekleri Table 8. Magnetic separation test results of Demirci- Gördes pegmatite sample. fiekil 2. Deney örnekleri haz›rlama ak›m flemas›. Besleme Konsantre At›k* Figure 2. Test samples preparation flowsheet. Bileflen (%) (%) (%)

SiO2 73. 10 76. 40 64. 60 Çizelge 7. Kuru manyetik ay›rma deney koflullar›. Al2O3 15. 70 13. 60 21. 10 Table 7. Dry magnetic separation test conditions. Fe2O3 0. 54 0. 20 1. 42 TiO2 0. 09 0. 04 0. 22 Deney koflullar› MgO 0. 41 0.12 1.16 CaO 0. 61 0. 60 0. 61 M›knat›s dizilimi Çelik: M›knat›s = 1:4 K O5.945.86 6.15 Bant kal›nl›¤› 0.125 mm 2 Na O3.142.96 3.60 filam tane boyu 0.075 mm 2 K.K. 0. 49 0. 23 1. 16 Devir Deney s›ras›nda ayarlan›r A¤›rl›k 100. 00 72. 10 27. 90 B›çak konumu Deney s›ras›nda ayarlan›r Kademe say›s› 2 * filam (-75 µm) dahil Gülsoy vd. 55 linimleri ve gerekse kuvarsa göre daha kolay olup, kuru manyetik ay›rma ifllemi sonunda elde

ö¤ütüldüklerinden fllam fraksiyonuna geçmesi- edilen konsantrenin Fe2O3 içeri¤i % 0.35’ten dir. Mika ve turmalin içindeki demir ve titan›n afla¤› düflürülememektedir. -5.6 mm fraksiyo- yaklafl›k % 70’i at›¤a gitmekte, beyaz piflme nundan manyetik ay›rma ile yüksek kalitede bir renkli ve alkali içeri¤i % 8.82 olan bir feldispat- konsantre üretilemeyece¤i ortaya konmufltur. kuvars konsantresi elde edilmektedir. Bu düflük Farkl› bölgelerden al›nan örneklerde, K2O içeri- kaliteli pegmatitten üretilen konsantre seramik ¤i yüksek konsantreler üretmenin mümkün ol- sektöründe kullan›labilir nitelikte olmakla birlik- du¤u +5.6 mm fraksiyonuna uygulanan kuru te, teknik ve ekonomik aç›dan de¤erli bir kon- manyetik ay›rma deney sonuçlar› Çizelge 9’da santre olmad›¤› görülmektedir. Bu tip bir cev- verilmifltir. herde, -600+75 µm tane boyunda, serbestlefl- meye ba¤l› olarak kuru manyetik ay›rma ile an- Altere granitoyit oluflumlar›n›n delme-patlatma cak bu kalitede bir konsantre elde edilebilmek- gerektirmemesi, basit eleme/y›kama ile feldis- tedir. pat fenokristallerinin ayr›lmas›, yat›r›m› ve ifllet- mecili¤i görece ucuz olan yeni REM manyetik K›rflehir Masifi – A¤açören (Panl›), Bal›fleyh ay›r›c›larla zenginlefltirilmesi ve ayr›ca, at›k ola- (K›levli) ve Kaman (Baflköy) altere granitoyit- rak ayr›lan k›s›mlar›n da s›va kumu ve kiremit- leri: ‹ri boylarda potasyumca zenginleflmenin tu¤la üretimi gibi alanlarda kullan›labilece¤i göz incelenmesi amac›yla örnekler yafl elenerek bo- önüne al›nd›¤›nda, masifin pek çok yerinde eko- yut fraksiyonlar›na ayr›lm›flt›r (bkz. Çizelge 3). nomik olarak uygulanabilir projeler oluflturulabi- Örnekler, alterasyon nedeniyle do¤al olarak lece¤i aç›kt›r. Zaten bölgede 2 y›ld›r faaliyette ufalanm›fl olduklar›ndan, herhangi bir k›rma ifl- olan küçük ölçekli bir iflletme de mevcuttur lemini gerektirmemektedir. Örnekler, yeterince (Bayraktar vd., 2001). serbestleflmenin görüldü¤ü -600 µm’a ö¤ütüle- rek manyetik ay›rma deneyine tabi tutulmufltur. Menderes Masifi albit cevherleri: Bu bölgede- ki cevherlerde manyetik ay›rma uygulamas›, mi- Yap›lan manyetik ay›rma sonunda +5.6 mm ka kaynakl› demirin ve Al+3 ile yer de¤ifltirerek fraksiyonundan elde edilen konsantre orijinal mika bünyesine giren Ti+4 ün mika mineralleri ile beslemenin yaklafl›k olarak % 8-10’unu, ayn› birlikte ayr›lmas› ile bir ölçüde titan›n da temiz- yöntem -5.6 mm fraksiyonuna uyguland›¤›nda lenmesi için yap›labilir. Zira ne rutil, ne de sfenin ise, elde edilen konsantre beslemenin yaklafl›k manyetik duyarl›¤› bu mineralleri REM’lerle at›k % 50-55’ini oluflturmaktad›r. Ancak, beslemenin faz›na geçirmeye yeterli de¤ildir. Çizelge 10’da çok büyük bir k›sm›n›n bulundu¤u -5.6 mm frak- oldukça fazla biyotit içeren E¤lence Deresi cev- siyonu K2O içeri¤i aç›s›ndan fakir (~% 5 K2O) heri -500+75 µm fraksiyonu üzerinde yap›lan

Çizelge 9. Altere granitoyitlerin +5.6 mm fraksiyonuna (600 µm’a ö¤ütülüp ﬂlam ayr›ld›ktan sonra) uygulanan kuru manyetik ay›rma deney sonuçlar›. Table 9. Dry magnetic separation test results of +5.6 mm fraction (after grinding to 600 µm and desliming) of altered granitoids.

A¤açören Bal›ﬂeyh Baﬂköy Besleme Konsantre Besleme Konsantre Besleme Konsantre

SiO2 66.50 66.70 67.82 66.90 63.00 62.80 Al2O3 17.70 17.65 17.20 17.50 20.20 20.50 CaO 0.80 0.71 1.27 0.55 1.18 1.27 MgO 0.03 0.03 0.18 0.01 0.19 0.20

Na2O 2.75 2.28 2.39 2.12 2.53 2.41 K2O 10.50 11.50 9.11 11.10 10.42 11.42 Fe2O3 0.65 0.22 1.05 0.24 0.78 0.18 TiO2 0.05 0.03 0.04 0.01 0.04 0.03 K.K. 1.02 0.88 0.94 1.57 1.66 1.19 A¤›rl›k* 100.00 63.50 100.00 59.60 100.00 68.50 * Cevherin içindeki +5.6 mm’ye göre 56 Yerbilimleri

Çizelge 10. E¤lence Deresi mikal› albit cevheri man- Çizelge 11. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤i -300+75 yetik ay›rma deney sonuçlar›. µm fraksiyonuna uygulanan 4 aflama kuru Table 10. Magnetic separation test results of E¤lence manyetik ay›rma deney sonuçlar›. Deresi micaceous albite ore. Table 11. 4 stages of dry magnetic separation test results of Bursa-Orhaneli syenite sample’s - 300+75µm fraction. Bileflen Besleme Konsantre At›k* (%) (%) (%) Bileflen filam Art›k Konsantre Besleme SiO 65.03 65.41 63.59 2 SiO 65.97 66.86 73.18 67.37 Al O 20.11 20.30 19.42 2 2 3 Al O 17.47 17.35 14.58 17.06 Fe O 0.33 0.06 1.48 2 3 2 3 Fe O 1.57 1.52 0.218 1.385 TiO 0.27 0.12 0.93 2 3 2 TiO 0.38 0.42 0.040 0.370 MgO 0.20 0.08 0.72 2 CaO 1.66 1.42 1.43 1.48 CaO 1.87 1.93 1.65 MgO 0.05 0.03 0.00 0.03 Na O 10.20 10.56 8.57 2 Na O 4.89 4.64 4.19 4.65 K O 0.48 0.21 1.61 2 2 K O 6.91 7.16 6.04 6.97 P O 0.20 0.22 0.12 2 2 5 KK 1.07 0.59 0.32 0.68 K.K. 0.52 0.17 1.87 A¤›rl›k (%) 24.63 63.82 11.55 100.00 A¤›rl›k 100.00 80.5 19.5 Fe2O3 verimi (%) 27.92 70.26 1.82 100.00 * -75 µm (fllam) dahil

Çizelge 11’den görülece¤i üzere, -300 µm tane manyetik ay›rma deneyinin sonuçlar› verilmifltir. boyunda cevher kuru manyetik ay›r›c›dan 4 Çizelge 10’dan görülece¤i üzere, biyotit kaynak- aflama geçirildi¤inde Fe2O3 ve TiO2 içeri¤i dü- l› demir önemli oranda (yaklafl›k % 87) at›labil- flük, kaliteli bir konsantre elde edilmekte, ancak mektedir. Titan ayr›m›n›n verimi ise, yukar›da konsantre a¤›rl›k verimi %11.55 gibi çok düflük sözü edilen nedenlerden ancak yaklafl›k % 67 bir düzeyde kalmaktad›r. Bu de¤erler, cevher olmaktad›r. Elde edilen konsantre, cam sanayi- üzerinde yap›lan mineralojik çal›flmalarda elde nin (düz cam) demir limitinin (% 0.2 Fe2O3) çok edilen bulgular›n ›fl›¤›nda beklenen bir sonuç alt›nda kalmakta ve ayr›ca yüksek Al2O3 içeri¤i ortaya koymakta ve cevher içerisindeki renk ve- de ek bir avantaj sa¤lamaktad›r. Bu yöntemin rici, manyetik özellik gösteren minerallerin ser- tek dezavantaj›, -75 mikron fraksiyonunun ayr›l- bestleflmesi ile ilgili sorunu aç›kça göstermekte- ma zorunlulu¤u nedeniyle a¤›rl›k veriminin dü- dir. Cevher içerisinde bulunan renk verici mine- flük olmas›d›r. rallerin oldukça ince tane boylar›nda serbestleflmesi nedeniyle feldispat›n büyük bir bölümü at›- Çine bölgesine ait baflka bir araflt›rmada da ¤a gitmekte, bu da konsantre a¤›rl›k veriminin Fe2O3 içeri¤inin % 0.32’den % 0.099’a, TiO2 düflük olmas›na yol açmaktad›r. Daha ince tane içeri¤inin de % 0.36’dan % 0.088’e düflürüldü¤ü boylar›nda yap›lan kuru manyetik ay›rma de- belirtilmektedir (Çelik vd., 2001). Genel olarak neyleri ise, fllam olarak at›lacak miktar›n olduk- manyetik ay›rma ile demirin ve mika bünyesin- ça artt›¤›n› göstermekte ve tesis ölçe¤inde eko- deki titan›n önemli ölçüde ayr›lmas›na karfl›n, nomik olmayacak bir durum sergilemektedir. Bu bölgedeki farkl› cevherlerde farkl› sonuçlara ula- nedenle, daha ince tane boylar›nda yafl manye- fl›laca¤› unutulmamal›d›r. Bu nedenle zengin- tik ay›rma denenmifl ve optimum sonuçlar -106 lefltirme çal›flmalar› öncesi mutlaka ayr›nt›l› pro- µm fraksiyonunda elde edilmifltir. Çizelge 12’de ses mineralojisi ve deney çal›flmalar› yap›lmal›- Bursa-Orhaneli siyeniti -106 µm fraksiyonuna d›r. uygulanan yafl manyetik ay›rma deney sonuçla- r› görülmektedir. Bursa-Orhaneli siyenitleri: Bursa-Orhaneli si- yenitinin içermifl oldu¤u Fe2O3 ve TiO2 içerikle- Cevherin oldukça fazla miktarda hornblend içer- rinin düflürülebilmesi amac›yla, görece daha in- mesi ve bunun kapan›mlar halinde olmas› ve ce ö¤ütmeden sonra -300+75 µm tane boyu çatlak dolgular› halinde hematitin varl›¤› nede- fraksiyonuna uygulanan 4 aflama kuru manyetik niyle, Fe O içeri¤i ancak % 0.303’e düflmekte- ay›rma deneyi sonucunda elde edilen ürünlerin 2 3 dir. Konsantrenin TiO2 içeri¤i ise % 0.06 düzey- yüzde a¤›rl›klar› ve kimyasal analizleri Çizelge lerine inmektedir. Ancak görece ince tane boyu- 11’de sunulmufltur. na ra¤men serbestleflmenin yeterli ölçüde ol- Gülsoy vd. 57

Çizelge 12. Bursa-Orhaneli siyeniti -106 µm fraksiyo- Besleme (-3.35 mm) nuna uygulanan 4 aflama yafl manyetik ay›rma deney sonuçlar›. Ö¤ütme (-300 µm) Table 12. 4 stages of dry magnetic separation test results of Bursa-Orhaneli syenite sample’s - 106µm fraction. filam Atma filam (-25 µm) -300+25µm pH:2.5-3, 200 g/t TAA Bileflen Man. At›k Konsantre Besleme (%) (%) (%) Mika Flotasyonu 1. At›k (mikalar)

SiO2 65.13 68.41 67.37 Susuzland›rma Al2O3 15.46 17.80 17.06 Fe2O3 3.730 0.303 1.385 Taze su pH:5-5.5 2, 2500 g/t Na-oleat TiO2 1.052 0.060 0.370 CaO 3.34 0.62 1.48 Metal Oksit Flotasyonu 2. At›k (metal oksitler) MgO 0.00 0.05 0.03

Na2O 4.06 4.92 4.65 Susuzland›rma K2O 5.84 7.49 6.97 KK 1.38 0.35 0.68 Taze su A¤›rl›k (%) 31.58 68.42 100.00 pH: 2.8-3, 400 g/t HF, 250 g/t TAA Fe2O3 Verimi (%) 85.03 14.97 100.00 Ortoklaz Flotasyonu

yüzen ürün pH: 2.8-3, 400 g/t HF, 100 g/t TAA mamas› nedeniyle hornblend ve hematitin yan› Plajiyoklaz Flotasyonu K-feldispat s›ra ba¤l› taneler halinde oldukça yüksek mik- konsantresi yüzen ürün tarda feldispat da manyetik at›¤a gitmektedir. Na-feldispat Kuvars Hornblend ve hematit cevherin yaklafl›k konsantresi konsantresi %10’unu oluflturmakla birlikte, ba¤l› taneler halinde at›¤a giden feldispat bu miktar› % 31.58’e fiekil 3. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i flotasyon deneyi ak›m flemas›. ç›karmaktad›r. Figure 3. Flotation test flowsheet of Demirci-Gördes pegmatite sample. Flotasyon

Demirci-Gördes pegmatitleri: Demirci-Gördes K›r›kkale-Bal›fleyh-K›levli altere granitoyitle- yöresi pegmatitlerine uygulanan flotasyon de- ri: Cevherin içindeki renk verici içeriklerin (mika, ney koflullar› Çizelge 13’te, flotasyon deneyi amfiboller, Fe ve Ti oksitler vb.) manyetik ay›r- ak›m flemas› fiekil 3’te, flotasyon deney sonuç- ma yerine sadece flotasyonla uzaklaflt›r›lmas› lar› Çizelge 14’te verilmifltir. Çizelge 14’ten gö- amac›yla potasyumca zengin +5.6 mm fraksiyo- rülece¤i üzere, bölgede at›k olarak adland›r›lan nuna flotasyon uygulanm›flt›r. Böylece kuru pegmatitten -300+25 µm tane boyunda flotas- manyetik ay›rma iflleminde zorunlu olarak ayr›- yon yoluyla % 13.44 alkali (Na2O+K2O) içerikli lan 0.075 mm fraksiyonu yerine daha ince boy- konsantre üretmek mümkün olmufltur. Feldispat da (-25 µm) fllam atarak kay›plar›n azalt›lmas› konsantresinde ortoklaz-albit ayr›m› yap›ld›¤›n- ve manyetik ay›rmaya oranla daha kaliteli kon- da ise, K-feldispat konsatresinde K2O içeri¤i % santreler üretilmesi tasarlanm›flt›r. Amaç, sade- 12.65’e yükseltilmifltir. Ayr›ca üretilen kuvars ce renk verici içeriklerin flotasyonla ayr›labilirli- hem seramik, hem de cam sektöründe kullan›la- ¤ini ortaya koymak de¤il, ayn› zamanda K2O bilecek niteliktedir. içeri¤i aç›s›ndan da daha yüksek tenörlü bir konsantre elde etmektir. Buna göre +5.6 mm Ayn› bölgeden al›nan benzeri bir örnek üzerinde fraksiyonu hiçbir ön zenginlefltirme ifllemine ta- yap›lan dikkate de¤er, özenli ve ayr›nt›l› bir ça- bi tutulmadan -0.3 mm’ye ö¤ütülmüfl ve hem metal oksit, hem de ortoklaz/plajiyoklaz flotas- l›flmada, Fe2O3 içeri¤i flotasyonla % 0.40’›n alt›- na düflürülemedi¤inden, flotasyon konsantresi, yonu ile nihai konsantreler üretilmifltir. Uygula- yafl, yüksek alan fliddetli bir manyetik ay›r›c›dan nan flotasyon deney koflullar› Çizelge 15’te flotasyon deneyi sonunda elde edilen ürünlerin geçirildikten sonra Fe2O3 içeri¤i, bu cevherler için çok iyi say›labilecek % 0.12 düzeyine düflü- kimyasal bileflimleri ve a¤›rl›k yüzdeleri ise rülmüfltür (Seyrankaya, 2003). Çizelge 16’da sunulmufltur. 58 Yerbilimleri

Çizelge 13. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i flotasyon deney koﬂullar›. Table 13. Flotation test conditions of Demirci-Gördes pegmatite sample.

Mika Fe-Ti oksit Ortoklaz Plajiyoklaz flotasyonu flotasyonu flotasyonu flotasyonu Kat› içeri¤i (%) Koflulland›rma 45 55 40 40 Flotasyon 40 40-45 35 35 pH Koflulland›rma 2.5-3.0 5.0-5.5 2.8-3.0 2.8-3.0 Flotasyon 3.0 5.0-5.5 3.0 3.0 Köpürtücü dozaj›* (g/t) 30 30 30 30 NaCl dozaj› (g/l) — — 20 — HF dozaj› (g/t) — — 400 400 TAA** TAA** TAA** Toplay›c› Na-oleat (Armac TD) (Armac TD) (Armac TD) Toplay›c› dozaj› (g/t) 200 2500 250 100 Koflulland›rma süresi (dk) 3 4 4 4 Flotasyon süresi (dk) 4 4 4 4 * %50 MIBC + %50 çam ya¤› ** TAA: tallow amin asetat

Çizelge 14. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i flotasyon deneyi sonuçlar›. Table 14. Flotation test results of Demirci-Gördes pegmatite sample.

Feldispat K-feldispat Na-feldispat Kuvars Bileﬂen konsantresi konsantresi konsantresi konsantresi

K2O 9.22 12.65 4.33 0.12 Na2O 4.22 3.10 5.82 0.17 CaO 0.89 0.33 1.32 0.15 MgO 0.06 — — 0.11

Fe2O3 0.14 0.11 0.18 0.04 TiO2 0.03 0.04 0.02 0.00 Al2O3 21.62 — — 1.00 SiO2 63.60 — — 98.24 K.K. 0.19 0.04 A¤›rl›k 48.54 28.54 20.00 29.03

Çizelge 15. Bal›fleyh +5.6 mm fraksiyonuna (-300 µm’a ö¤ütüldükten sonra) flotasyon deney koflullar›. Table 15. Flotation test conditions of Bal›fleyh +5.6 mm fraction (after grinding to -300 µm).

Mika flotasyonu Metal oksit flotasyonu Ortoklaz flotasyonu Koflul Yüzdürme Koflul Yüzdürme Koflul Yüzdürme pH (H2SO4) 2.5-3 3 5.5-6.0 6.0 2.2-2.8 2.8-3.0 HF (g/t) — — — — 600 — Amin* (g/t) 200+200+100 — — — 100 — Oleat** (g/t) — — 2000+1000 — — — Palp yo¤. (%) > 45 > 40 > 50 > 50 > 40 > 35 Süre (dk) 3 3-4 4 2-3 4 4-5 NaCl (g/l) — — — — 20 — Köpürtücü (g/t) 30 30 30 30 30 30 * Tallow amin asetat ** Sodyum oleat Gülsoy vd. 59

Çizelge 16. Bal›fleyh +5.6 mm fraksiyonuna (-300 µm’a ö¤ütüldükten sonra) uygulanan flotasyon ürünlerinin a¤›r- l›k yüzdeleri ve kimyasal bileflimleri. Table 16. Weights and chemical compositions of flotation products from Bal›fleyh +5.6 mm fraction (after grinding to -300 µm).

A¤›rl›k ‹çerik (%) (%) SiO2 Al2O3 CaO MgO Na2OK2OFe2O3 TiO2 K.K. Konsantre 42.3 63.88 18.60 0.75 0.01 2.42 12.48 0.16 0.002 1.71 Ara ürün* 39.9 74.70 14.20 1.87 0.02 2.65 5.91 0.31 0.002 0.34 Art›k+ﬂlam 17.8 61.80 20.80 1.15 0.94 1.75 8.29 4.81 0.220 0.30 Toplam 100.0 67.80 17.20 1.27 0.18 2.39 9.11 1.05 0.040 0.91 * Potasyumca zengin k›s›m yüzdürüldükten sonra hücrede kalan, renk verici içeriklerinden ar›nd›r›lm›ﬂ k›s›m

Çizelge 16’dan görülece¤i üzere, konsantre ol- dukça yüksek potasyum (% 12.48) içeri¤ine sahip ve beslemenin a¤›rl›kça % 42.3’ü kadard›r. Bu miktar, sadece manyetik ay›rma uygulana- rak elde edilen konsantre ile yaklafl›k olarak ay- n›d›r. Miktar› artt›rmak amac›yla daha fazla ürün yüzdürülmeye çal›fl›ld›¤›nda, yüzen ürünün te- nörü düflmekte ve ürün kalitesi göreceli olarak bozulmaktad›r. Flotasyonla üretilen konsantre, manyetik ay›rmayla elde edilen konsantreye gö- re daha yüksek potasyum, daha düflük titan ve demir içermektedir. Flotasyon sonunda elde edilen konsantrenin demir içeri¤i % 0.16-0.17 düzeylerinde kalmakta ve oldukça beyaz ve parlak bir piflme rengi (1260 °C) vermektedir.

Nihai konsantrenin CaO ve Na2O içerikleri de kabul edilebilir üst s›n›rlar›n alt›ndad›r.

Oldukça kaliteli bir K-feldispat konsantresi elde edilebilmesine karfl›n, +5.6 mm fraksiyonunun cevherin % 9-20’sini (bkz. Çizelge 3) oluflturmakta ve bu miktar›n ancak % 42.3’ü konsantre olarak elde edilebilmektedir. Bu durum, tesis öl- çe¤inde zenginlefltirmenin ekonomiklili¤ini olumsuz yönde etkilemektedir. fiekil 4. Na-feldispat cevheri genel flotasyon ak›m Menderes Masifi albit cevherleri: Oldukça flemas›. Figure 4. Flotation flowsheet of Na-feldspar ores. fazla biyotit içeren E¤lence Deresi cevheri üze- rindeki flotasyon çal›flmalar› fiekil 4’te verilen ak›m flemas›na göre yap›lm›flt›r. fiekil 4’teki ak›m flemas›na ve koflullara göre yap›lan flotas- yüzerek at›¤a gitmesi sonucunda, konsantre yon deneyinin sonuçlar› Çizelge 17’de verilmifl- P2O5 ve CaO içeri¤i düflmektedir. tir. Çizelge 17’den görülece¤i üzere, mika ve Bursa-Orhaneli siyenitleri: Bursa-Orhaneli si- metal oksit flotasyonlar›n› takiben Fe2O3 içeri¤i yenit örne¤ine uygulanan flotasyon deneylerin- % 0.01 ve TiO2 içeri¤i % 0.035 olan oldukça yüksek kaliteye sahip bir Na-feldispat konsant- den önce, ifllemi olumsuz yönde etkileyen resi elde etmek mümkün olmaktad›r. Cevher -25 µm fraksiyon dekantasyonla ayr›ld›ktan son- içerisinde bulunan floroapatitin Na-oleat kullan›- ra kalan k›s›m flotasyona tabi tutulmufltur. Bu larak yap›lan metal oksit flotasyonu s›ras›nda amaçla cevher içerisindeki renk verici Fe-Ti 60 Yerbilimleri

Çizelge 17. E¤lence Deresi cevheri flotasyon deney (R845) kullan›ld›¤›nda; sülfonata (R840) oranla sonuçlar›. daha yüksek bir verimle (%64.49) konsantre el- Table 17. Flotation test results of E¤lence Deresi ore. de edilece¤ini göstermektedir. Ayr›ca sukkinamat kullan›m›, sülfonattan daha düflük dozajlar- Bileflen Besleme Konsantre At›k* (%) (%) (%) da (1200 g/t) konsantre elde edilmesini sa¤lamaktad›r. Ancak, R840 kullan›lan deneyde elde SiO 65.03 66.87 63.59 2 edilen konsantrenin Fe O içeri¤i (%0.253) ise, Al O 20.11 20.54 19.42 2 3 2 3 sukkinamat ile elde edilen konsantrenin Fe O Fe O 0.33 0.010 1.48 2 3 2 3 içeri¤inden (%0.263) daha düflük olmaktad›r. TiO2 0.27 0.035 0.93 CaO 1.87 1.58 0.72 Ayr›ca, hem sukkinamat ile elde edilen konsant- MgO 0.20 0.01 1.65 renin veriminin oldukça yüksek olmas›, hem de

Na2O 10.20 10.73 8.57 sukkinamat dozaj›n›n sülfonat dozaj›ndan daha K2O 0.48 0.19 1.61 düflük olmas›, ekonomik de¤erlendirmenin ya- P O 0.20 0.01 0.12 2 5 p›lmas›nda toplay›c› fiyatlar› ile birlikte de¤er- K.K. 0.52 0.03 1.87 lendirilmesi gereken konulard›r. A¤›rl›k 100.00 87.58 19.5 * -25 µm (fllam) dahil Konsantre kalitesini yükseltmek amac›yla flotasyon konsantreleri bir aflama yafl manyetik ay›r›- c›dan geçirildi¤inde elde edilen sonuçlar Çizel- oksit/silikat mineralleri sülfonat ve sukkinamat ge 19’da sunulmufltur. Çizelge 19’dan görülece- tipi toplay›c›lar ile pH 3-3.5’te yüzdürülmüfltür. ¤i üzere, flotasyon konsantreleri yafl manyetik Bu do¤rultuda, R840 ve R845 toplay›c›lar› ile ay›r›c›dan bir aflama geçirildi¤inde her iki kon- yap›lan deney koflullar› ve sonuçlar› Çizelge santre de birbirine oldukça yak›n Fe2O3 içerikle- 18’de verilmifltir. rine sahip olmaktad›r. Fe2O3 içeriklerinin %0.20’nin alt›na düflürülememesi ise, cevher Flotasyon deney sonuçlar›, Bursa-Orhaneli si- içerisinde bulunan hornblend kapan›mlar›n›n ve yenitinin zenginlefltirilmesinde, sukkinamat çatlak dolgusu halinde bulunan hematitin çok ince tane boylar›nda serbestleflmesinden kaynak- Çizelge 18. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤i -106 µm lanmaktad›r. Cevherden optimum sonuçlar fraksiyonuna uygulanan flotasyon deney –106 µm’da elde edilmekle birlikte, gerek tane koflullar› ve deneyler sonucunda elde edi- boyunun görece ince (-106 µm) olmas›, gerek len konsantrelerin kimyasal bileflimi. beslemenin en iyi koflulda bile yaklafl›k Table 18. Flotation test conditions and chemical compositions of the concentrates obtained from -106 µm fraction of Bursa-Orhaneli syenite sample. Çizelge 19. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤i -106µm flotasyon konsantresine uygulanan yafl man- Parametre R840 R845 yetik ay›rma deney sonuçlar›. Table 19. Magnetic separation test results of Bursa- pH 3.5 3.5 Orhaneli syenite sample’s -106 µm flotati- Toplay›c› dozaj› (g/ton) 2000 1200 on concentrate. Koflul. süresi* (dk) 1+5 1+5 Köpürtücü dozaj› (g/ton) 40 40 Konsantre kimyasal bileflimi Bileflen Bileflen Konsantre kimyasal bileflimi R840 R845

SiO2 68.96 69.39 SiO2 69.51 70.51 Al2O3 17.70 17.54 Al2O3 17.65 17.42 Fe2O3 0.253 0.263 Fe2O3 0.216 0.208 TiO2 0.016 0.013 TiO2 0.019 0.009 CaO 0.20 0.24 CaO 0.21 0.20 MgO 0.06 0.05 MgO 0.05 0.03

Na2O4.664.56 Na2O 4.39 4.10 K2O7.797.70 K2O 7.69 7.27 KK 0.36 0.24 KK 0.26 0.25 A¤›rl›k (%) 60.83 64.49 A¤›rl›k (%) 88.27 87.81 Fe2O3 Verimi (%) 11.11 12.25 Tüvenana * pH + toplay›c› koﬂulland›rma süresi göre a¤. (%) 53.69 56.63 Gülsoy vd. 61

%43’ünün at›k olarak at›lmas› ve konsantre KAYNAKLAR

K2O:Na2O oran›n›n 1.75 düzeylerinde olmas› nedeniyle bölge siyenitlerinden feldispat ürete- Akar, A., 1994. Evaluation of Gördes Köprübafl› dist- rict feldspar industrial raw material depo- cek bir tesisin kurulmas› günümüz pazar koflul- sits. Progress in Mineral Processing Tech- lar›nda geri dönüfl h›z› yüksek bir yat›r›m olma- nology. H. Demirel and S. Ersay›n (eds.), yacakt›r. Proceedings of the 5th International Mine- ral Processing Symposium, Turkey, 243- SONUÇLAR VE ÖNER‹LER 249. Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., and Gülsoy, Ö.Y., 1998. Menderes Masifi albit yataklar› mineralojik ve Magnetic separation and flotation of albite ore. Innovations in Mineral and Coal Pro- teknik aç›dan dünyan›n en kaliteli Na-feldispat cessing. S. Atak, G. Önal and M.S. Çelik rezervlerini bar›nd›rmaktad›r. Yerel de¤iflimler (eds.), Proceedings of the 7th International gözlenmekle birlikte, renk verici safs›zl›klar›n Mineral Processing Symposium, Turkey, serbestleflmesi aç›s›ndan önemli bir sorun bu- 315-318. lunmamakta ve gerek manyetik ay›rma, gerek- Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., Gülsoy, Ö.Y., Ekmekçi, Z. se flotasyonla yüksek kaliteli Na-feldispat üreti- ve Can, M., 1999. Temel seramik hammaddelerimizdeki (feldispat, kuvars ve ka- mi mümkün olmaktad›r. Nitekim Çine ve Milas olin) kalite sorunlar› ve çözüm önerileri. 3. yöresinde Menderes Masifi albit cevherlerinden Endüstriyel Hammaddeler Sempozyumu manyetik ay›rma ve/veya flotasyon ile Na-feldis- Bildiriler Kitab›, TMMOB Maden Mühen- pat üreten birçok tesis bulunmakta ve sürekli disleri Odas›, ‹zmir, 22-33. yeni yat›r›mlar yap›lmaktad›r. Bayraktar, ‹., Gülsoy, Ö.Y., Can, N. M. ve Orhan, E.C., 2001. Feldispatlar›n zenginlefltirilme- Ülkemiz, özellikle sodyum feldispat kaynaklar› si. 4. Endüstriyel Hammaddeler Sempoz- yumu Bildiriler Kitab›, TMMOB Maden Mü- aç›s›ndan nicelik ve nitelik olarak çok zengindir. hendisleri Odas›, ‹zmir, 97-105. Ancak, feldispat içeren masiflerin daha ayr›nt›l› Çak›r, Ü., 2003. Kiflisel görüflme. Hacettepe Üniver- incelenmesi halinde potasyum feldispat üretimi sitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, Beyte- aç›s›ndan da kendine yeterli olman›n çok öte- pe-Ankara. sinde oldu¤u görülecektir. Özellikle Demirci- Çelik, M.S., Pehlivano¤lu, B., Aslanbafl, A., and As- Gördes pegmatitleri ve K›rflehir Masifi bu aç›- matülü, R., 2001. Flotation of colored im- dan büyük önem tafl›maktad›r. Bursa-Orhaneli purities from feldspar ores. Minerals and Metallurgical Processing, 18 (2), 101-105. siyenit cevheri, günümüz pazar koflullar›nda yüksek kalitede feldispat konsantresi üretimi Erler, A. ve Bayhan, H., 1995. Orta Anadolu granito- idlerinin genel de¤erlendirmesi. Yerbilim- aç›s›ndan ekonomik görülmemektedir. leri, 17, 49-67. Gülsoy, Ö.Y., Bayraktar, ‹. ve Can, N.M., 2003. Alte- KATKI BEL‹RTME re granitlerden yüksek potasyumlu feldispat üretimi. Madencilik, 42 (3), 3-9. Yazarlar; mineraloji çal›flmalar› s›ras›ndaki yar- H›zal, M., 1997. Potasyum feldispatlar›n dünü, bugü- d›mlar›ndan dolay› Yrd. Doç. Dr. Üner Çak›r nü ve yar›n›. 2. Endüstriyel Hammaddeler (Hacettepe Üniversitesi Jeoloji Mühendisli¤i Bö- Sempozyumu Bildiriler Kitab›, TMMOB lümü)’a, örnek temini ve kimyasal analiz konu- Maden Mühendisleri Odas›, ‹zmir, 31-39. sundaki yard›mlar›ndan dolay› Çine Akmaden Madencilik Bülteni, 2003. TMMOB Maden Mühendis- leri Odas›, 66, 70 s. Madencilik Tic. A.fi.’ye ve Matel Hammadde Sanayi Ticaret A.fi.’ye teflekkür eder. Seyrankaya, A., 2003. Upgrading low-grade feldspar ores for use in the ceramic and glass in- dustries by combination of froth flotation and magnetic separation methods. Yerbi- limleri / Geosound, 42, 223-235. Yerbilimleri, 30 (2004), 63-79 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Gediz ayr›lma zonu: Fay kayac› stratigrafisi ve tektonik önemi

Gediz detachment zone: Fault rock stratigraphy and tectonic significance

Mehmet Akif SARIKAYA Hacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Gediz Grabeni’nin güney kenar› boyunca uzanan düflük e¤im aç›l› Gediz ayr›lma fay›, bölgede çeflitli kataklastik kayaçlar ve milonitik doku içeren bir ayr›lma zonu oluflturmufltur. Kal›nl›¤› yer yer 55 ile 140 m aras›nda de¤iflen ayr›lma zonunda, temel kayaçlardan itibaren yüzeye do¤ru, kataklastik kayaçlar kendi aralar›nda belirli bir dizilim gösterir. Arazi çal›flmalar› ve petrografik incelemelere göre ayr›lma zonu; (1) geçifl zonu, (2) milonitik zon ve (3) breflik zondan oluflur. Geçifl zonunda, temel kayaçlardan itibaren fiziksel ve kimyasal bozunmaya u¤ram›fl çeflitli metamorfik kayaçlar ile granodiyoritler ve belli belirsiz milonitik foliasyonlar içeren metagranodiyoritler bulunur. Milonitik zonda, sünümlü deformasyonun izlerini tafl›yan milonitik flist, milonit, kataklazit, ultramilonit ve yer yer mikrobrefl gözlenir. Yüzeye yaklafl›ld›kça, k›r›lgan deformasyonun izleri artar. Breflik zon içerisinde, genellikle mikrobrefl ve fay brefli bulunur. Derinlerden itibaren yüzeye do¤ru böylesi bir dizilim gösteren kayaçlar, bafllang›çta sünümlü ve sonras›nda da k›r›lgan ilerleyen bir deformasyon sonucu, Gediz ayr›lma zonunu oluflturmufltur. Bu zon, bölgede Miyosen’den beri süregelen k›tasal aç›lmaya neden olan deformasyonun türü ve büyüklü¤ü hakk›nda önemli ipuçlar›na sahiptir.

Anahtar Kelimeler: Çekirdek kompleks, fay kayac› stratigrafisi, Gediz ayr›lma fay›, Gediz Grabeni, gerilmeli tektonizma, Menderes Masifi.

ABSTRACT

Low-angle Gediz detachment fault, which extends along the southern rim of the Gediz Graben, constitutes a detachment zone that including various cataclastic rocks and milonitic fabrics. The depth of the zone changes between 55-140 m. Based on the field observations and petrographic studies, the cataclastic rocks exhibit a well defined succession. The detachment zone can be devided into 3 parts; (1) transition zone, (2) mylonitic zone and (3) breccia zone. The transition zone is composed of physically and chemically altered metamorphic and granodi- oritic rocks, and metagranodiorites which include mylonitic fabrics. Ductile deformed mylonit schist, mylonit, cataclasite, ultramylonit and microbreccia make-up the mylonitic zone. Breccia zone is composed of microbreccia and fault breccia. The overall succession indicates a ductile deformation, fallowed by a progressive brittle deformation. Therefore, the Gediz detachment zone shows the characteristics of the extensional regime that governed the region during Miocene.

Key Words: Core complex, fault rock stratigraphy, Gediz detachment fault, Gediz Graben, extensional tectonics, Menderes Massif.

G‹R‹ﬁ

Çal›flma alan›, Bat› Anadolu Aç›lma Bölgesi flehir ile Salihli ilçeleri aras›nda bulunmaktad›r (fiengör, 1987)’ndeki Gediz Grabeni’nin güney (fiekil 1). Bat› Anadolu’nun tektonik aç›dan kenar›nda, Manisa ilinin güneydo¤usunda Ala- önemli yap›sal unsurlar›ndan olan Gediz Grabe-

M. A. Sar›kaya E-mail: [email protected] 64 Yerbilimleri

Güncel göller

Alüvyon

Neojen çökelleri

Neojen öncesi temel

fiekil 1. Çal›flma bölgesinin yerbulduru haritas› (Bozkurt, 2001’den) (KAFZ: Kuzey Anadolu Fay Zonu, DAFZ: Do¤u Anadolu Fay Zonu, ÖDFZ: Ölü Deniz Fay Zonu, BZYZ: Bitlis-Zagros Yitim Zo- nu). Figure 1. Location map of the studied area (after Bozkurt, 2001) (KAFZ: North Anatolian Fault Zone, DAFZ: East Anatolian Fault Zone, ÖDFZ: Dead Sea Fault Zone, BZYZ: Bitlis-Zagros Suture Zone). Sar›kaya 65 ni’nin güney kenar› boyunca Menderes Masi- ran D-B gidiflli grabenler (Büyük Menderes ve fi’ne ait temel kayaçlar ile Neojen yafll› sediman- Gediz grabenleri) ve bu yap›lar aras›ndaki iliflki, ter örtü kayaçlar›n› birbirinden ay›ran ve araflt›- bölgenin özellikle neotektonik gelifliminin anla- r›c›lar taraf›ndan farkl› isimlerle adland›r›lan fl›lmas›nda önemli bilgiler içermektedir. Bu ne- (Karadut ayr›lma fay›: Emre, 1996; Çamköy ay- denle Ege Bölgesi aç›lmal› tektonik evrimine r›lma fay›: Koçyi¤it vd., 1999; Kuzey ayr›lma fa- iliflkin çal›flmalar bu bölgelerde yo¤unlaflm›flt›r y›: Gessner vd., 2001a) Gediz ayr›lma fay› (Lips (Evirgen, 1979; Öztürk ve Koçyi¤it 1983; Dora vd., 2001; Sözbilir, 2001 ve 2002) bölgede, ön- vd., 1992; Ediger vd., 1996; Seyito¤lu ve Scott, cesinde sünümlü, sonras›nda da k›r›lgan flekil- 1996; Seyito¤lu vd., 2000; Y›lmaz vd., 2000; de ilerleyen deformasyon sonucu bir zon tekto- Bozkurt, 2001a ve 2001b; Bozkurt ve Ober- nik oluflturmufltur. Bu çal›flma kapsam›nda Ge- hansl›, 2001; Lips vd., 2001; Seyito¤lu vd., diz ayr›lma fay›n›n en iyi gözlemlendi¤i Karadut 2002; Gürsoy, vd., 2003; Ifl›k vd., 2003; Bozkurt köyü ve çevresinde, (bkz. fiekil 1) bu makasla- ve Sözbilir, 2004). Özellikle, Menderes Masi- ma zonuna ait milonitik ve kataklastik kayaçlar, fi’nin yükselimini sa¤layan düflük aç›l› ayr›lma ayr›nt›l› arazi ve laboratuvar çal›flmalar›yla akta- faylar›na yönelik çal›flmalar son y›llarda artarak r›lm›flt›r. devam etmektedir (Emre ve Sözbilir, 1995; Het- Gediz Grabeni ve çevresinde yap›lan daha ön- zel vd., 1995a; Emre, 1996; Koçyi¤it vd., 1999; ceki çal›flmalarda bölgenin stratigrafisi önceki Bozkurt, 2000 ve 2002; Sözbilir, 2002; Özer, araflt›r›c›lar taraf›ndan ayr›nt›l› bir biçimde ince- vd., 2004). Bat› Anadolu Bölgesi’ndeki bulunan lenmifltir (Evirgen, 1979; Y›lmaz, 1986; Ya¤mur- düflük aç›l› normal fay karakterindeki ayr›lma lu, 1987; ‹ztan ve Yazman, 1990; Cohen vd., faylar›ndan en iyi bilineni ve en çok inceleme 1995; Ediger vd., 1996; Emre, 1996; Seyito¤lu konusu olan›, Gediz Grabeni’nin güney kenar› ve Scott, 1996; Yazman vd., 1998; Koçyi¤it vd., boyunca uzanan, Gediz ayr›lma fay›d›r (Dart 1999; Y›lmaz vd., 2000; Sözbilir, 2001). Yukar›- vd., 1995; Seyito¤lu ve Scott, 1996; Seyito¤lu da sözü edilen çal›flmalarda stratigrafik birimler vd., 2000; Gökten vd., 2001; Sözbilir, 2001; Se- oldukça farkl› isimlerle an›lm›flt›r (fiekil 2). yito¤lu vd., 2002, Bozkurt, 2003; Ifl›k vd., 2003). Daha önce yap›lan ço¤u çal›flmada, Gediz Gra- Bat› Anadolu’da oldukça genifl yüzlekler veren beni’ndeki stratigrafik birimler ay›rtlanm›fl, bu Menderes Masifi ile onu kabaca üç parçaya ay›- yap›lar›n tektonizma ile iliflkisi ortaya konulmufl

fiekil 2. Çal›flma bölgesinde yap›lm›fl baz› çal›flmalara göre genellefltirilmifl stratigrafik kesitler (Bozkurt, 2003’den). Figure 2. Generalized stratigraphic sections of the investigated area from previous investigations (after Bozkurt, 2003). 66 Yerbilimleri ve bölgede hüküm süren tektonik rejim yap›sal ve güneybat›s›nda bulunan Dar›yeri dere ve olarak ele al›nm›flt›r. Bölgedeki faylar ve faylara Kaymaktutan dere gibi derin kaz›lm›fl vadi taba¤l› geliflen yap›lar ayr›nt›l› arazi verileriyle yu- banlar›nda rastlanmaktad›r (fiekil 3). karda sözü edilen yay›nlarda sunulmufltur. Temel içinde incelenen metamorfik kayaçlar Ancak Menderes Masifi’ne ait metamorfik temel Menderes Masifi’ne ait birimlerden oluflmakta- kayaçlar› ile Neojen yafll› sedimanter örtü ka- d›r. Ege bölgesinde Menderes Masifi’ne ait ka- yaçlar›n› birbirinden ay›ran Gediz ayr›lma fay›- yaçlar D-B do¤rultulu grabenler taraf›ndan üç n›n oluflturdu¤u ayr›lma zonuna yönelik ayr›nt›l› adet alt masife ayr›lm›flt›r (fiengör vd., 1984; Sat›r ve Friedrichsen, 1986). Genel olarak Men- saha çal›flmalar› bulunmamaktad›r. Ayr›lma zo- deres Masifi kayaçlar›, granitik gözlü gnays, nunda yüzeylenen milonitik özellikteki kataklas- yüksek dereceli metamorfizma koflullar›na ifla- tik kayaçlar ve temel kayaçlar›ndan itibaren ay- ret eden flistler ve migmatitler ile metavolkanik r›lma fay›n›n bulundu¤u yüzeye do¤ru kendi kayaçlardan oluflan çekirdek (Dora vd., 1990) içinde bir dizilim göstermektedir. Gediz ayr›lma ve çekirdek kayaçlar›n› çevreleyen Paleozoyik- fay› ve taban blo¤unda geliflen böylesi bir de- Tersiyer zaman aral›¤›nda çökelmifl sedimanter formasyon, özellikle Menderes Masifi’nin k›ta kayaçlar›n metamorfizmas› ile oluflmufl çeflitli kabu¤unun derinlerinden yüzeye ç›k›fl mekaniz- flistler, fillit, kuvarsit ve mermerlerden (Dürr, mas›n›n anlafl›lmas›nda önemli bir yer tutmak- 1975; fiengör vd., 1984) oluflan k›l›f kayaçlar› tad›r. olmak üzere, iki k›s›ma ayr›labilir (Hetzel vd., 1995b). Çal›flma bölgesinde yo¤un maki bitki Bu çal›flmada, bölgede bulunan Gediz ayr›lma örtüsüyle kapl› metamorfik kayaçlar örtü kayaç- zonuna iliflkin arazi gözlemleri ve bu zondan al›- lar› içerisinde de¤erlendirilmektedir (Cohen vd., nan örneklerin petrografik incelemeleri ile elde 1995; Hetzel vd., 1995b). Bunlar bafll›ca; mika edilen sonuçlar sunulmufltur. Bu kapsamda, flist, ince taneli gnayslar, granat-mika flist, muskovit-kuvars flist, metakuvarsit ve mermerlerdir arazi ve petrografik verilerden yararlan›larak, (Hetzel vd., 1995b; Emre, 1996). Gediz ayr›lma fay›na ba¤l› olarak oluflan sü- nümlü ve k›r›lgan deformasyona u¤ram›fl ka- Çal›flma bölgesinde yaklafl›k 13 km2’lik bir alan yaçlar›n stratigrafisi ve sonuçlar› aktar›lm›flt›r. kaplayan granodiyorit, Menderes Masifi metamorfitleri içine sokulum yapm›flt›r (Hetzel vd., STRAT‹GRAF‹ 1995a; Y›lmaz, 2000). Erken Miyosen yafll› (Hetzel vd., 1995a) granodiyoritik kayaçlar da Bölgede yap›lan daha önceki çal›flmalar (bkz. metamorfik kayaçlar gibi faylanmalarla katak- fiekil 2) esas al›narak inceleme alan›nda yüzey- lastik etkiye maruz kalm›fllard›r. Bu nedenle, lenen kayaçlar bafll›ca iki grupta toplanabilir; (1) bölgedeki Gediz ayr›lma fay›n›n granodiyorit so- temel kayaçlar› ve (2) sedimanter örtü kayaçla- kulumundan daha genç oldu¤u düflünülmekte- r›. Bu iki kayaç grubu aras›nda ise, inceleme ko- dir. Ana kayaç özelli¤i gösteren, kataklazma et- nusunu oluflturan temel kayaçlar›n›n dinamik kilerinden yoksun, granodiyoritik sokulum ka- metamorfizmas› sonucu oluflan kataklastik ka- yaçlar›n› ancak bölgedeki derin kaz›lm›fl vadi ta- yaçlar bulunmaktad›r. banlar›nda görmek mümkündür. Vadi tabanla- r›ndan yukar›ya, vadi yamaçlar›na do¤ru gidil- Temel Kayaçlar dikçe ana kayaç özelli¤i gösteren birimlerden, dinamik metamorfizma özelli¤i gösteren milonitik kayaçlara do¤ru göreceli bir geçifl gözlenir. Bu çal›flmada; (a) Menderes Masifi’ne ait çeflitli Genellikle beyaz, bej ve grimsi bir renk sunan metamorfik kayaçlar ve (b) bu kayaç toplulukla- granodiyoritik temel kayaçlar›, tipik granitik doku r› içine sokulum yapm›fl granodiyorit, temel ka- sergilerler. Arazi gözlemlerine göre ince taneli, yaçlar olarak nitelendirilmifltir. Temel kayaçlar, yer yer anklav içeren bu kayaçlar, bol çatlakl› ve çal›flma bölgesinin güneybat›s›ndaki yüksek ileri derecede bozunmufltur. Saha çal›flmalar› kotlu topo¤rafik seviyelerde yüzeylenmifller ve s›ras›nda kolayca fark edilebilen granodiyorit te- Gediz ayr›lma fay›n›n etkisiyle tamamen katak- mel kayaçlar›n›n metamorfik kayaçlarla olan s›- lazmaya u¤ram›fllard›r. Kataklazma etkilerinin n›r iliflkisi, bölgede bulunan bitki örtüsünden ve görülmedi¤i, ana kayaç özelliklerini yans›tan te- özellikle kataklazma etkisinin yo¤un oluflundan mel kayaçlar›na ancak çal›flma alan›n›n güney dolay› kesin olarak belirlenememifltir. Sar›kaya 67

ﬁekil 3. Karadut ve çevresinin jeoloji haritas› ve kesiti. Figure 3. Geological map and cross-section of the Karadut region. 68 Yerbilimleri

Bölgede kataklastik kayaçlara yönelik arazi ça- l›flmalar› da bulunmaktad›r (Evirgen, 1979; Ifl›k vd., 2003). Evirgen (1979), Turgutlu çevresinde yapt›¤› çal›flmada, Gediz Grabeni’nin güney kenar› boyunca yer yer 10 km genifllikte bir zon boyunca kataklastik kayaçlar›n varl›¤›n› ilk kez belirlemifltir. Ifl›k vd. (2003) ise, Gediz Grabe- ni’nde sünümlü-k›r›lgan geçiflini ve bölgedeki di- ¤er grabenlerle iliflkisini ortaya koymufltur. Ça- l›flma bölgesinde Gediz ayr›lma fay› yüzeyi boyunca 55-140 m aras›nda de¤iflen kal›nl›kta bir zon içinde gözlenen kataklastik kayaçlar, uzak- fiekil 4. Gediz ayr›lma fay› yüzeyi ve Gediz for- tan bak›ld›¤›nda, fazla engebeli olmayan ancak masyonuna ait yamalar. yak›ndan dar ve derin vadilerle kesilmifl enge- Figure 4. Gediz detachment fault surface and a beli bir topo¤rafya sunarlar. Genellikle sar›ms› patch of Gediz formation. kahverengi, grimsi ve mavimsi renklere sahip kataklastik kayaçlar, belirgin milonitik foliasyon gösterirler. Derinlerde sünümlü deformasyona, Sahada k›rm›z› - bordo rengiyle kolayl›kla fark sonras›nda da k›r›lgan bir deformasyona u¤ra- edilen Gediz formasyonu bafll›ca; çak›ltafl›, ça- yarak yüzeylenen kataklastik kayaçlardan bafll›- k›ll› kumtafl›, kumtafl› ve kiltafl› ardalanmalar›n- calar›, bolluk s›ras›na göre; mikrobrefl, milonit, dan oluflmaktad›r. Tabanda iri taneli çak›ltafllar› kataklazit, milonit flist, ultramilonit ve kataklaz- içinde mercekler halinde killi kireçtafl› seviyeleri ma izlerinin belirgin oldu¤u ve kataklazman›n bir bulunmaktad›r. Alüvyal yelpaze ve örgülü akar- geçifl zonu oluflturdu¤unun aç›k bir göstergesi su ortamlar›nda çökelmifl (Emre, 1996; Koçyi¤it olan metagranodiyoritlerdir. vd., 1999; Y›lmaz vd., 2000) Gediz formasyonu Sedimanter Örtü Kayaçlar› içerisinde, üste do¤ru gidildikçe, tamamen ça- k›ltafl›, kumtafl› ve çamurtafl› ardalanmas›na geçilir. Alaflehir formasyonundan elde edilen Çal›flma bölgesinde Gediz Grabeni’nin hem gü- Yeni Eskihisar polinomorf topluluklar›na göre ney hem de kuzey kenar›nda genifl alanlarda verilen Geç Serravaliyen-Erken Tortoniyen yüzeylenen sedimanter örtü kayaçlar›, temel ve (Benda ve Meulenkamp, 1979) yafl›na göre Ge- kataklastik kayaçlar üzerine gelmektedir (bkz. diz formasyonuna stratigrafik iliflkiye uygun ola- fiekil 2 ve 3). Bat› Anadolu’da etkili olan aç›lma- rak Geç Miyosen-Erken Pliyosen yafl› verilmifltir l› tektoni¤e ba¤l› olarak geliflen ayr›lma faylar› (Koçyi¤it vd., 1999; Sözbilir, 2001). önünde çökelen k›r›nt›l› kayaçlar, çal›flma alan› içerisinde iki farkl› stratigrafik birimde bulun- Kaletepe formasyonu maktad›rlar. Bunlar, Gediz formasyonu ve Kale- tepe formasyonlar›d›r (Yazman vd., 1998). Çal›flma bölgesinde, graben ve ayr›lma fay›n›n Gediz formasyonu uzan›m›na paralel konumda yüzeylenen Kalete- pe formasyonu (Yazman vd., 1998), arazide çok Çal›flma bölgesinde, temel ile örtü kayaçlar› engebeli bir topo¤rafya sunar. K›rg› bay›r (bad aras›ndaki dokunak boyunca gözlemlenen Ge- lands) tipi yüzlekler veren formasyon seyrek bit- diz formasyonu (Yazman vd., 1998), ayr›ca, teki örtüsüne ve kolay erozyona u¤rayan bir özel- melde ayr›lma fay› üzerinde yamalar fleklinde li¤e sahiptir. Çal›flma alan›nda yaklafl›k 80 bulunur (fiekil 4). Temel birimlerinden sonra ge- km2Ôlik bir alanda yüzeylenen Kaletepe for- len ilk sedimanter birim olan ve çal›flma alan›n›n masyonu, üzerledi¤i Gediz formasyonu ile tek- do¤usunda yüzeylenen Alaflehir formasyonu tonostratigrafik bir dokuna¤a sahiptir (Koçyi¤it (‹ztan ve Yazman, 1990; Ediger vd., 1996; Y›l- vd., 1999; Sözbilir, 2001) (bkz. fiekil 3). Gediz maz vd., 2000) ile uyumlu dokana¤a sahip Grabeni’ne ait güncel çökeller ise bu formasyo- (Yazman vd., 1998) Gediz formasyonu, çal›flma nu Alaflehir Ovas›’nda yatay bir flekilde örter. bölgesinde Gediz Grabeni’ne paralel bir flekilde uzan›r ve yaklafl›k 40 km2’lik bir alanda yüzeyle- Arazide tipik sar›ms› rengi ile kolayca ay›rt edi- nir (bkz. fiekil 3). len Kaletepe formasyonu az pekiflmifl katman- Sar›kaya 69 lanmalar halinde çak›ltafl›, kumtafl›, çamurtafl› de dört yerde ölçülebilen fay çiziklerinden belir- ardalanmal›d›r. Kolay afl›nan çamurtafllar› ile lenen, Gediz ayr›lma fay›n›n ortalama hareket nispeten daha sert kumtafl› ve çak›ltafl› seviye- do¤rultusu ise, yaklafl›k K21D’dur (bkz. fiekil 5). lerinin afl›nma özelliklerinden dolay› peri baca- s›na benzer ayr›flma sunarlar. Kaletepe formas- Yüksek Aç›l› Normal Faylar yonu alüvyal yelpaze çökellerinden oluflmufltur (Emre, 1996; Koçyi¤it vd., 1999; Sözbilir, 2001). Gediz Grabeni’nin güney kenar› boyunca uza- Büyük Menderes Grabeni’nde Kaletepe formas- nan Gediz ayr›lma fay›n›n tavan ve taban blok- yonunun eflleni¤i birimlerde yap›lan çal›flmalar- lar›nda pek çok say›da yüksek aç›l› normal fay da (Ünay vd., 1995) elde edilen yafl verilerine geliflmifltir. Bu faylar, ço¤unlukla Gediz Grabe- göre formasyonun Geç Pliyosen-Pleyistosen’de ni’ne ve ayr›lma fay›na paraleldir. Çal›flma böl- çökeldi¤i belirtilmektedir (Sar›ca, 2000; Sözbilir, gesinde sedimanter örtü kayaçlar›nda ölçülebi- 2001). len 52 adet yüksek aç›l› normal faya ait stereografik izdüflümler ve bunlardan 5 tanesine ait fay Alüvyon çizi¤i fiekil 5a’da sunulmufltur. Buna göre; sedimanter birimlerdeki yüksek aç›l› normal faylar Gediz Grabeni’ni s›n›rland›ran faylar›n, yüksel- ayr›lma fay›na göre genelde sintetik olup, orta- mifl taban bloklar›ndan itibaren geliflen alüvyal lama do¤rultusu yaklafl›k BKB-DGD ve e¤im yelpaze çökelleri ve graben vadisi boyunca Ala- yönleri KKD’ya do¤rudur (bkz. fiekil 5a). Gediz flehir Çay›’n›n menderesli akarsu çökelleri gün- ayr›lma fay›n›n taban blo¤unda bulunan temel cel çökelmenin birer örne¤idir (bkz. fiekil 3). kayaçlarda ise 43 adet yüksek aç›l› normal fay ölçülmüfltür. Bu faylardan 28 tanesinde fay çizi- YAPISAL JEOLOJ‹ ¤i saptanm›flt›r (Çizelge 1 ve fiekil 5b). Bu verilere göre; temel kayaçlar›ndaki faylar ayr›lma Bu bölümde, Gediz ayr›lma zonuna de¤inilme- fay›na göre antitetik olup, ortalama do¤rultusu den önce, bu zonu oluflturan Gediz ayr›lma fay› yaklafl›k DKD-BGB ve e¤im yönleri GGD’ya ile Neojen birimleri içinde geliflmifl yaklafl›k D-B do¤rudur (bkz. fiekil 5b). Elde edilen fay çizikle- uzan›ml› yüksek aç›l› normal faylar ve sediman- rinden ise, her iki bloktaki faylar›n ortalama ha- ter örtü kayaçlar›ndaki tabakalanmalarla ilgili reket do¤rultusunun yaklafl›k K-G oldu¤u düflü- arazi gözlemleri verilmifltir. Arazide elde edilen nülebilir. fay konumlar› ve fay çizikleri, StereoNett v.2.40 program›nda de¤erlendirilmifltir. Neojen Tabakalanmalar›

Gediz Ayr›lma Fay› Alaflehir - Salihli aras›nda kalan kesiminde Ge- diz Grabeni’nin kuzey ve güney kenarlar› belir- Düflük e¤im aç›l› normal fay karakterinde olan gin farkl›l›klar gösterirler. Güney kenar graben Gediz ayr›lma fay›, Gediz Grabeni’nin güney ke- ovas›na kadar 4-10 km aras›nda geniflli¤e sa- nar› boyunca yaklafl›k D-B do¤rultusunda uza- hipken, kuzey kenar çal›flma bölgesinde 1-4 km n›r. Daha önceki pekçok çal›flmada Gediz ayr›l- geniflliktedir. Ayr›ca güney kenar, kuzey kenara ma fay›na ait arazi gözlemleri kinematik veriler- göre daha engebeli bir topo¤rafya sunar. Gra- le desteklenerek ayr›nt›l› biçimde sunulmufltur ben ovas›, çal›flma alan›nda kuzeybat›dan gü- (Hetzel vd., 1995b; Emre, 1996; Koçyi¤it vd., neydo¤uya do¤ru, geniflli¤i 3 km ile 7 km ara- 1999; Bozkurt, 2001a ve 2002; Gessner vd., s›nda de¤iflen flekilde uzanmaktad›r. Genellikle 2001b; Lips vd., 2001; Sözbilir, 2001 ve 2002). dar (50-80 m) ve derin (450-550 m) vadilerin bu- Menderes Masifi’ne ait temel kayaçlar› ile sedi- lundu¤u güney kenar›n aksine, kuzey kenarda- manter örtü kayaçlar›n› birbirinden ay›ran yap›- ki vadiler ço¤u zaman belli belirsiz, yayvan sal bir s›n›r oluflturan Gediz ayr›lma fay›, bölge- (550-700 m) ve s›¤d›r (40-50 m). Güney kenar- de kataklastik kayaçlarla birlikte bulunur. Fay daki en yüksek nokta ile en alçak nokta aras›n- aynas›n›n uzaktan bak›ld›¤›nda kolayca tan›m- daki yükseklik fark› 1360 m iken, kuzeyde bu lanabilen Gediz ayr›lma fay› üzerinde ölçülen yükseklik fark› sadece 150 m’dir. Grabenin iki fay konumlar› Çizelge 1 ve fiekil 5’de gösteril- kenar› aras›nda tabaka konumlar›nda da büyük mifltir. Buna göre, Gediz ayr›lma fay›n›n ortala- farkl›l›klar vard›r. Güney kenarda tabaka e¤im- ma konumu K80B/28KD’dur. Çal›flma bölgesin- leri genellikle GB, G ve GD yönlerinde olup, ku- 70 Yerbilimleri

Çizelge 1. Fay çiziklerinin belirlenebildi¤i sedimanter örtü birimleri ve temel kayaçlar içindeki yüksek aç›l› normal faylar ile düﬂük aç››k Gediz ayr›lma fay›na ait konumlar. Table 1. Measurements of slickensides and slickenlines of the high-angle normal faults in sedimentary and basement units and low-angle Gediz detachment fault.

No. E¤im yönü (oN) E¤im (o) Sapma (o) Tür Sedimanter örtü kayaçlar›nda ölçülen yüksek aç›l› normal faylar 1 020 60 9 Normal 2 010 55 90 Normal 3 175 85 90 Normal 4 348 20 90 Normal 5 340 85 80 Normal Temel kayaçlarda ölçülen yüksek aç›l› normal faylar 1 295 75 85 Normal 2 150 30 90 Normal 3 340 40 80 Normal 4 175 20 85 Normal 5 165 30 125 Normal 6 165 40 105 Normal 7 020 48 90 Normal 8 035 48 117 Normal 9 185 68 105 Normal 10 012 35 98 Normal 11 190 40 102 Normal 12 155 65 100 Normal 13 130 68 130 Normal 14 170 40 100 Normal 15 145 45 125 Normal 16 162 76 93 Normal 17 150 48 92 Normal 18 180 60 100 Normal 19 180 65 110 Normal 20 182 60 98 Normal 21 180 40 90 Normal 22 165 50 85 Normal 23 200 45 90 Normal 24 155 45 95 Normal 25 165 50 95 Normal 26 163 48 102 Normal 27 160 50 100 Normal 28 140 78 100 Normal Düﬂük aç›l› Gediz ayr›lma fay› 1 020 50 100 Normal 2 020 18 100 Normal 3 332 20 98 Normal 4 005 35 85 Normal

zey kenara göre daha yüksek aç›l›d›r. Güney GED‹Z AYRILMA ZONU kenarda tabaka konumlar› genellikle temelden ovaya do¤ru ilerledikçe de¤ifliklik arz etmektedir Bozunmam›fl ve kataklastik metamorfizma etki- (fiekil 6). Temel kayaçlar›na, dolay›s›yla ayr›lma sinde deformasyona u¤ramam›fl temel kayaçla- fay›na yak›n olan tabaka konumlar› daha yük- r› ile sedimanter örtü kayaçlar› aras›nda kalan, sek aç›l›yken (ortalama 440), ayr›lma fay›ndan bozunmaya ve yeryüzünün derinliklerinde ayr›l- uzaklaflt›kça tabakalar›n e¤im aç›lar› düflmekte- ma fay› etkisiyle kataklazmaya u¤ram›fl, ortala- dir (ortalama 200) (bkz. fiekil 6). Kuzey kenarda ma kal›nl›¤› 50-140 m aras›nda de¤iflen, ma- ise, sedimanter kayaçlardaki tabakalar genel- kaslama zonuna, bu çal›flma kapsam›nda temel likle yatay veya yataya yak›nd›r. ile örtü kayaçlar› aras›ndaki “ayr›lma zonu” ad› Sar›kaya 71

K K (a) (b)

n=43, (28L: fay çizikleri ) n=52, (5L: fay çizikleri )

K (c)

n=6, (4L: fay çizikleri ) ort.=K80B/28KD

fiekil 5. Fay ve fay çiziklerinin Schmidt a¤›, eflalan izdüflümü alt yar›m kürede gösterimi: (a) sedimanter örtü birimlerindeki yüksek aç›l› normal faylar, (b) temel kayaçlardaki yüksek aç›l› normal faylar ve (c) düflük aç›l› Gediz ayr›lma fay›na ait çeflitli yerlerde ölçülen düzlem konumlar› ve dört yerdeki fay çizikleri (ayr›nt›l› bilgi için Çizelge 1’e bak›n›z). Figure 5. Schmidt lower hemisphere equal-area projections of fault slip data from (a) high-angle normal faults in sedimentary units, (b) high-angle normal faults in basement units and (c) Gediz detachment fault planes from different locations and four slickenlines of the fault (see table 1 for details).

verilmifltir. Bu zon, Coney (1980) taraf›ndan ta- Çal›flma bölgesinde yaklafl›k 30 km2’lik bir n›mlanan tipik Cordilleran metamorfik çekirdek alanda yüzeylenen ayr›lma zonu, Gediz Grabe- komplekslerdeki ayr›lma zonuna benzerlik gös- ni’nin yükselmesini sa¤layan ana fay olan Gediz termektedir. ayr›lma fay›na ba¤l› olarak geliflmifl ve Davis ve 72 Yerbilimleri

fiekil 6. Çal›flma bölgesinde ölçülen tabaka konumlar›n›n ayr›lma fay›na uzakl›klar›na göre de¤erlendirilmesi, Schmidt a¤›, eflalan projeksiyonu, alt yar›m küre: (a) ayr›lma fay›na yak›n olan tabakalara ait stereografik görüntü, (b) ayr›lma fay›na orta uzakl›kta olan tabakalara ait stereografik görüntü, (c) ayr›lma fay›na uzak olan tabakalara ait stereografik görüntü ve (d) ayr›lma fay› ile tabaka konumlar› aras›ndaki iliflkinin flematik kesiti. Figure 6. Stereographic projections of attitudes of bedding planes of the studied area: evaluation of the bedding planes according to distances from the detachment fault, Schmidt net, equal area projection, lower hemisphere: (a) stereographic representation of bedding planes which are closed to the detachment fault, (b) stereographic representation of bedding planes which are not closed to the detachment fault, (c) stereographic representation of bedding planes which are far from the detachment fault and (d) schematic cross section of the relationship between the detachment fault and the attitudes of bedding planes. Sar›kaya 73

Lister (1988)’in Cordillera (ABD) bölgesinde ta- yaçlar ise, breflik zon içerisinde k›r›lgan bir de- n›mlad›¤› gibi, çeflitli kataklastik kayaçlardan formasyonun izlerini tafl›rlar. oluflan bir zon olarak ortaya ç›kmaktad›r (fiekil 7). Çal›flma bölgesinde ayr›lma fay›na ba¤l› olarak geliflmifl ayr›lma zonu, ana kayaçtan itibaren, Temel olarak adland›r›lan Menderes Masifi ka- fay aynas›na kadar belirli bir zonlanma göster- yaçlar›, düflük aç›l› bir makaslama zonu ile yer- mektedir (bkz. fiekil 7). Dar›yeri ve Kaymaktu- yüzünün derinliklerinde sünümlü deformasyona tan dereleri gibi derin vadilerde yap›lan gözlem- u¤ram›fllar ve milonitik foliasyonlar ile milonitik lere göre, bu zonun kal›nl›¤› 50-140 m aras›nda kayaçlar› oluflturmufllard›r. Mason (1978)’a göre de¤iflmektedir. Ayr›lma fay›na ba¤l› herhangi bir herhangi bir bileflime sahip masif kayaçlardan deformasyona u¤ram›fl ana kayaç zonu özelli¤i itibaren geliflen fay zonu; yerkabu¤unda yüzeye gösteren birimler metamorfik kayaçlar ve grano- yak›n kesimlerde fay brefli olarak gözlenirken, diyoritik sokulumundan oluflmaktad›r (bkz. fiekil yerkabu¤unun derinliklerinde milonitik zon ola- 3). rak bulunmaktad›r. Bölgede aç›lmal› tektonizman›n devam etmesiyle ve ayr›lma fay›n›n yar- Geçifl Zonu d›m›yla derinlerde geliflen milonitik zon, yüzeye ç›km›flt›r. Bu deformasyonun en önemli kan›tla- Ana kayaç özelli¤i gösteren birimlerin üzerinde r›, çal›flma bölgesinde gözlemlenen milonitik ka- ayr›lma fay›na do¤ru sünümlü deformasyon et- yaçlard›r. Yüzeye yak›n k›s›mlarda bulunan ka- kilerinin gözlendi¤i milonitik zona geçmeden ön-

fiekil 7. Gediz ayr›lma fay›na ba¤l› olarak oluflmufl ayr›lma zonunu gösteren flematik kesit (ölçeksiz). Figure 7. Schematic cross-section of detachment zone developed on the Gediz detachment fault (not- to- scale). 74 Yerbilimleri ce, bu zondan ve ana kayaçtan farkl› özelliklere patlardan itibaren belirgin bir ayr›flman›n oldu¤u sahip ve kal›nl›¤› 15-60 m aras›nda de¤iflen bir gözlenmifltir. Ayr›ca geçifl zonu içerisinde feldis- geçifl zonu bulunmaktad›r. Geçifl zonunun ana patlarda belirgin serisitleflmeler görülmektedir kayaca yak›n olan 5-20 m’lik k›s›m›nda ana ka- (fiekil 8a). Bu zonun üzerinde belli belirsiz milo- yaç fiziksel ve kimyasal bozunmaya u¤ram›flt›r. nitik bir foliasyonun bulundu¤u, ancak ana ka- Kayaçlar fiziksel olarak ayr›flm›fl, temelde gös- yaç özelliklerini henüz yitirmemifl ve kal›nl›¤› terdi¤i masif yap› geçifl zonunda kaybolmufltur. 10-40 m aras›nda de¤iflen ikinci bir zon bulun- Bu ilk zonda özellikle granodiyoritlerdeki feldis- maktad›r. Bu zondaki kayaçlar, ana kayaçtan

fiekil 8. Ayr›lma zonunda deformasyon flekillerinin ince kesit görüntüleri: (a) metagranodiyorit, (b) milonit flist, (c) milonit, (d) kataklazit, (e) ultramilonit, (f) mikrobrefl. Figure 8. Thin section views of deformation structures in the detachment zone: (a) metagranodiorite, (b) mylonite schist, (c) mylonite, (d) cataclasite, (e) ultramylonite, (f) microbreccia. Sar›kaya 75 farkl› olarak, çok hafif geliflmifl bir foliasyon gös- plajiyoklaz, biyotit ve ender olarak opak mineral- termektedir. ler içerir. Kayaçta yönlü doku belirgin olup, ayr›- ca milonitlerde mikro faylanmalar da bulunmak- Milonitik Zon tad›r (fiekil 8c).

Ana kayaçtan itibaren geçifl zonundan sonra Kataklazit 40-80 m aras›nda de¤iflen kal›nl›¤a sahip milonitik zon bulunmaktad›r (bkz. fiekil 7). Ana ka- Ayr›lma zonunda milonitlerden sonra deformas- yaç özelli¤ini tamamen yitirmifl ve dinamik me- yonun artt›¤›n› gösteren kataklazitlere geçilir. tamorfizma etkisi alt›nda yeryüzünün derinlikle- Kataklazitlerde mikroskop alt›nda çok ince tane- rinde sünümlü deformasyon sonucu oluflmufl bu li porfiroklastlar belli belirsiz çok ince taneli bir zonda, belirgin milonitik foliasyon gösteren ka- matriks içinde yüzer durumda bulunmaktad›rlar yaçlar bulunur. Milonitik zon içerisinde yüzeye (fiekil 8d). Porfiroklastlar gözle görülmez ve ka- do¤ru gidildikçe sünümlü deformasyonun izleri yac›n %10’undan daha azd›r. Kataklazitler milo- artmaktad›r. Alt seviyerde granitlerden itibaren nit doku sergilemektedirler. Kayaç büyük oran- geliflmifl metagranodiyoritlerden, yüzeye do¤ru larda kuvars ve daha az serisit minerallerinden s›ras›yla milonit flist, milonit, kataklazit, ultrami- oluflmaktad›r. Yer yer ikincil kalsit oluflumlar› lonit ve yer yer mikrobrefl litolojisinde kayaçlara çatlaklarda dolgular fleklinde kuvars ve serisite rastlan›lmaktad›r. efllik ederler.

Milonit ﬂist Ultramilonit

Arazi çal›flmalar›nda, milonit flistlere daha çok Milonitik zondaki kataklazitlerden sonra ultrami- metamorfik kayaçlardan itibaren oluflmufl katak- lonitler yer al›r. Ultramilonitler el örne¤inde; ta- lastik kayaçlar›n bulundu¤u bölgelere de rastla- neleri belli olmayan, ancak ince kesitte çok ince n›lm›flt›r. Milonit flistler sahada ve el örne¤inde taneli yönlü kayaçlard›r. Birincil ba¤lant›ya sa- çok belirgin bir yönlü doku sergilerler. Kayaç in- hip, kataklaz›n yeni mineral oluflumu ve yeniden ce kesitlerinde, yönlü dokunun yan› s›ra, birincil kristalleflme süreçlerinden daha bask›n oldu¤u ba¤lant›ya sahip ve daha da önemlisi yeni mine- ultramilonitlerin, ince kesit alt›nda bazen k›vr›m- ral oluflumu ve yeniden kristalleflme süreçleri- lanmaya u¤rad›klar› gözlenmektedir (fiekil 8e). nin, kataklazdan daha bask›n oldu¤u bir doku Milonit dokusu sergileyen ultramilonitler genel- gözlenmifltir. Ayr›ca, milonit flistlerde tipik flist likle kuvars, serisit, klorit ve ikincil kalsit içer- dokusuna benzer klorit ve çeflitli mika mineralle- mektedir. Serisit minerallerinde belirgin yönlen- rinde yönlenmeler bulunmaktad›r (fiekil 8b). Ka- menin oldu¤u ultramilonitlerde porfiroklastlar yaçta, biyotitlerden itibaren yeniden oluflan pe- çok küçük taneli ve kayac›n %10’undan daha az nin grubu klorit mineralleri, epidotlar, feldispat- oranlarda bulunur. lardan oluflmufl kalsit gibi mineraller ile kuvarslarda yeniden kristalleflme, kayaçtaki kataklaz Breflik Zon izlerini silmifltir. Porfiroklastlar› genellikle yeniden kristalleflmifl kuvarslardan oluflan milonit Yukar›da petrografik özellikleri sunulun milonitik flistlerde, klorit ve muskovit gibi mika mineralle- zondan sonra yüzeye do¤ru gidildikçe, fay ay- ri bu porfiroklastlar›n etraf›n› sarm›fllar ve milo- nas›n›n alt›nda yaklafl›k 50 cm’lik bir kal›nl›¤a nitik gözlü dokuya benzer bir görünüm olufltur- sahip k›r›lgan deformasyon izlerini yans›tan bre- mufllard›r (bkz. fiekil 8b). flik zon yer almaktad›r. Breflik zon ile milonitik zon aras›ndaki geçifl çok belirgin de¤ildir. Milo- Milonit nitik zonun üst k›s›mlar›nda mikrobrefller bulunmaktad›r. Arazi gözlemlerine göre, ayr›lma zo- Milonitik zonda, milonit flistlerden sonra milonit- nunun en üst k›sm›n›nda ise yer yer fay brefline ler yeralmaktad›r. Saha gözlemlerinde belirgin rastlan›lm›flt›r. Breflik zondaki fay breflinin bile- bir yönlenmeyle dikkati çeken milonitler içerisin- flenleri köfleli (tane boyu yaklafl›k 3-6 mm) olup, de porfiroklastlar %30 civar›ndad›r ve porfirok- silisli bir matriksle tutturulmufltur. Bu silis matrik- lastlar› ç›plak gözle görülebilmektedir. Kayaç sin, fay zonu boyunca derinlerden gelen ve böl- genellikle kuvars, serisit, muskovit, klorit, bazen gedeki magmatik sokulumlardan itibaren oluflan 76 Yerbilimleri silisli çözeltilerden meydana geldi¤i düflünül- birimlerindeki yüksek aç›l› normal faylar›n ayr›l- mektedir. ma fay›yla uyumlu olmas› kayda de¤er veriler- dendir. Mikrobrefl Çal›flma bölgesinde ölçülen tabaka konumlar›- Breflik zonun bask›n kayac› mikrobrefllerdir. El n›n de¤erlendirilmesi sonucunda Neojen birim- örne¤inde genellikle sar›ms› kahverengi olan lerine ait katmanlanmalar›n graben baseninden mikrobrefller, yönlenme göstermemeleriyle Gediz ayr›lma fay›na do¤ru ilerledikçe çok belir- ay›rtlan›rlar. Porfiroklastlar›, el örne¤inde bazen gin olarak de¤iflir (bkz. fiekil 6). Bölgede tabaka aç›k bir flekilde gözlenebilen mikrobrefllerde, k›- e¤im yönleri genelde ayr›lma fay›na do¤rudur. r›lma ve parçalanma sonucu oluflan bir matriks Gediz ayr›lma fay›ndan uzak olan graben kena- bulunmaktad›r. ‹nce kesit örneklerinde birincil r›nda tabakalar genelde yatay veya yataya ya- ba¤lant›ya sahip kataklaz›n belirgin bir flekilde k›nken, ayr›lma fay›na yak›nlaflt›kça tabakalar›n yeni mineral oluflumu ve yeniden kristallenme e¤im aç›lar› artmaktad›r (bkz. fiekil 6d). Bu tip süreçlerinden daha bask›n oldu¤u, yönsüz ka- bir de¤iflim, Neojen tabakalar›ndaki Gediz ayr›l- yaçlar olarak ortaya ç›kmaktad›r. ‹lk bak›flta ko- ma fay›na ba¤l› geliflmifl bir rollover k›vr›mlan- layca fark edilebilen k›r›lma ve ufalanma kayaca may› iflaret eder. belirgin bir görünüfl sunmaktad›r (fiekil 8f). Ka- yaç içindeki porfiroklast oran› tüm kayac›n Gediz ayr›lma fay›na ba¤l› olarak oluflan ve te- %30’undan fazla ve porfiroklastlar› ç›plak gözle melin üzerini kataklastik kayaçlar›n örttü¤ü ay- görülebilecek boyuttad›r. Genellikle bol oranlar- r›lma zonu, Gediz Grabeni’nin güney kenar› boyunca, ayr›lma fay›na paralel olarak uzanmak- da kuvars, serisit, daha az klorit gibi mika mine- tad›r. Bozunmam›fl ve dinamik metamorfizma ralleri, bazen art›k plajiyoklaz ve seyrek oranda etkisi ile kataklazmaya u¤ramam›fl ana kayaç ikincil kalsit dolgular› içeren mikrobrefller, ço- özelliklerin yans›tan temel birimlerinden sonra ¤unlukla porfiroklastik dokuya sahiptir. yüzeye do¤ru 50-140 m aras›nda de¤iflen kal›n- l›¤a sahip makaslama zonuna, Gediz ayr›lma Breflik zonun üzerinde, baz› yerlerde çok aç›k zonu ad› verilmifltir. Bu zon ana kayaçtan sonra, bir flekilde gözlemlenen fay aynas› bulunmakta- fiziksel ve kimyasal bozunmaya u¤ram›fl ana d›r. Günefl ›fl›¤›nda parlayan, fay çiziklerinin bu- kayaçlar ile belli belirsiz milonitik foliasyonlar lundu¤u, bazen demirli çözeltilerle kahveren- içeren bir geçifl zonuna sahiptir. Yüzeye ç›k›l- gimsi bir görünüfl alan fay aynas›, yaklafl›k KKD d›kça önce sünümlü deformasyon özellikleri yönüne e¤imlidir. gösteren milonitik zon, daha sonra ise k›r›lgan deformasyon gösteren breflik zon yer almakta- SONUÇLAR VE TARTIfiMA d›r. Milonitik zon alt seviyerinden itibaren s›ra- s›yla; milonit flist, milonit, kataklazit, ultramilonit Bat› Anadolu Bölgesi’nde aç›lmal› tektonizma ve yer yer mikro breflten oluflur. Breflik zonda etkisiyle oluflan yaklafl›k D-B uzan›ml› Gediz ise, genelde mikrobrefl ve fay brefli bulunur. Grabeni’nin güney kenar› düflük e¤im aç›l› Ge- Arazi ve petrografik çal›flmalar ile belirlenen ay- diz ayr›lma fay› ile s›n›rland›r›lm›flt›r. Bu ayr›lma r›lma zonu stratigrafisi bölgede öncesinde sü- fay› bölgede Menderes Masifi’ne ait metamorfik nümlü ve daha sonras›nda da k›r›lgan flekilde kayaçlar ile sedimanter örtü kayaçlar› aras›nda gerçekleflen bir dinamik metamorfizman›n varl›- yap›sal bir s›n›r oluflturmaktad›r. Bölgede bulu- ¤›n› belirtmektedir. Herhangi bir de¤iflime u¤ra- nan Neojen yafll› sedimanter kayaçlar ile Gediz mam›fl ana kayaçtan itibaren geliflen bu flekilde ayr›lma fay›n›n iliflkisi hala tart›flma konusudur. bir zon, Gediz ayr›lma fay›n›n öncelerde derin- Bu çal›flma kapsam›nda elde edilen veriler ›fl›- lerde sünümlü bir deformasyon gerçeklefltirdi¤i- ¤›nda Gediz ayr›lma fay›n›n ortalama konumu- nin kan›t›d›r. ‹lerleyen aç›lmal› tektonizma etki- nun K80B/28KD oldu¤u belirlenmifltir. siyle derinlerde geliflen sünümlü deformasyon gösteren temel kayaçlar› ayr›lma fay› ile birlikte Bölgede bulunan yüksek aç›l› normal faylar›n yüzeylenmifllerdir. K›r›lgan deformasyon ise, ortalama do¤rultusu Gediz ayr›lma fay› ile bundan sonra daha s›¤ derinliklerde geliflmifltir. uyumluluk göstermektedir. Temel kayaçlar›ndaki yüksek aç›l› normal faylar›n genel e¤imlerinin Ege Bölgesi gibi k›tasal aç›lmaya maruz kalm›fl ayr›lma fay›na do¤ru olmas›na karfl›n, Neojen bölgeler için tipik özelliklerden olan ayr›lma fay- Sar›kaya 77 lar› ve bu faylanmalara ba¤l› olarak aç›¤a ç›kan Bozkurt, E., 2001a. Late Alpine evolution of the cent- metamorfik çekirdek kompleksler çal›flma yap›- ral Menderes Massif, western Anatolia, lan bölgede de yeralmaktad›r. Davis (1977) ve Turkey. International Journal of Earth Sci- ences, 89, 728-744. Coney (1980)’e göre, tipik bir metamorfik çekir- dek kompleks üç ana k›s›mdan oluflmaktad›r. Bozkurt, E., 2001b. Neotectonics of Turkey - a Bunlar; (a) metamorfize olmufl alt kabuk kayaç- synthesis. Geodinamica Acta, 14, 3-30. lar› ile çeflitli magmatik sokulum kayaçlar›ndan Bozkurt, E., 2002. Discussion on the extensional fol- oluflan çekirdek kayaçlar›, (b) k›r›lgan olarak de- ding in the Alaflehir (Gediz) Graben, wes- forme olmufl listrik ve üst üste binmifl normal fay tern Turkey. Journal of the Geological So- ciety, London, 159, 105-109. sistemleriyle karakteristik örtü kayaçlar› ve (c) bu iki kayaç grubu aras›nda ayr›lmal› faylanma- Bozkurt, E., 2003. Origin of NE-trending basins in western Turkey. Geodinamica Acta, 16, ya ba¤l› oluflmufl milonitik fabriklerle kataklastik 61-81. kayaçlardan oluflan bir ayr›lma zonudur. Buna göre, çal›flma bölgesindeki Menderes Masifi’ne Bozkurt, E., and Oberhansl›, R. 2001. Menderes Massif (western Turkey): structural, meta- ait metamorfitler ve granodiyorit olarak tan›mla- morphic and magmatic evolution - a nan kayaçlar, metamorfik çekirdek kompleksle- synthesis, International Journal of Earth rin çekirdek kayaçlar›n›, Senozoyik yafll› k›r›nt›l› Sciences, 89, 679-708. kayaçlardan oluflan ve normal fay sistemleri ile Bozkurt, E., and Sözbilir, H. 2004. Geology of the Ge- k›r›lm›fl sedimanter kayaç gruplar›, örtü kayaç- diz Graben: new field evidence and tecto- lar›n› ve bu iki kayaç grubu aras›nda yukar›da nic significance. Geological Magazine, ayr›nt›lar› belirtilen zon ise ayr›lma zonunu tem- 141, 63-79. sil etmektedir. Cohen, H.A., Dart, C., Akyüz, H.S., and Barka, A., 1995. Syn-rift sedimantation and structural KATKI BEL‹RTME devolopment of the Gediz and Büyük Menderes grabens, Western Turkey. Ge- Yazar, yüksek lisans tezinin bir bölümünü içe- ological Society of London, 152, 629-638. ren bu çal›flman›n haz›rlanmas› s›ras›nda katk›- Coney, P.J., 1980. Cordilleran metamorphic core lar›ndan dolay›, Sezai Görmüfl’e, Hacettepe complexes: An overwiew. In: M.D., Crit- tenden, P.J., Coney and G.H., Davis, Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü’nden (eds.), Cordilleran Metamorphic Core Doç. Dr. Attila Çiner’e, Arfl. Gör. Bülent Ak›l’a, Complexes, Geological Society of Ameri- Devlet Su ‹flleri Genel Müdürlü¤ü’nden Yük. ca Memoir, 153, 7-34. Müh. Zafer ‹çten’e ve çok de¤erli görüfl ve öne- Dart, C.J., Cohen, H.A., Akyüz, S.H., and Barka, A.A. rilerinden yararland›¤› Ortado¤u Teknik Üniver- 1995. Basinward migration of rift-border sitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü’nden faults: implications for facies distributions Prof. Dr. Erdin Bozkurt’a teflekkürlerini sunar. and preservation potential. Geology, 23, 69-72. Davis, G.A., and Lister, G.S., 1988. Detachment faul- KAYNAKLAR ting in continental extension; perspectives from the Southeastern U.S. Cordillera. Benda, L., and Meulenkamp, J.E., 1979. Biostratig- Geological Society of America, Special raphic corelations in the Eastern Mediter- Paper 218, 133-159. rannean Neogene-5: Calibration of sporo- Davis, G.H., 1977. Characteristics of metamorphic morph associationas, marine microfossils core complexes, Southern Arizona: Geolo- and mammal zones, marine and continen- gical Society of America Abstract with tal stages and the radiometric scale. An- Programs, 9, 944. nales Geologique Des Pays Helleniques, 1, 61-70. Dora, Ö., Kun, N., and Candan, O. 1990. Metamorp- hic history and geotectonic evolution of the Bozkurt, E., 2000. Timing of extension on the Büyük Menderes Massif. In: M.Y., Savaflc›n, and Menderes Graben, western Turkey and its A.H., Eronat, (eds.) Proceedings of the In- tectonic implications. In: E., Bozkurt, J.A., ternational Earth Sciences Congress on Winchester, and J.A.D., Piper, (eds.) Tec- Aegean Regions, 102-115. tonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area. Geological Society, Dora, Ö., Kun, N. ve Candan, O., 1992. Menderes London, Special Publications, 173, 385- Masifi metamorfik tarihçesi ve jeotektonik 403. konumu. Türkiye Jeoloji Bülteni, 35, 1-14. 78 Yerbilimleri

Dürr, S., 1975. Über das Alter und geotektonische western Turkey. Journal of Geological So- Stellung des Menderes-Kristallins / SW- ciety of London, 152, 639-654. Anatolien und seine Aquivalente in der Ifl›k, V., Seyitoglu, G., and Çemen, ‹., 2003. Ductile- mittleren Agais. Habilitationsschrift, Mar- brittle transition along the Alasehir detach- burg/Lahn, 62-74. ment fault and its structural relationship Ediger, V. fi., Bat›, Z., and Yazman, M., 1996. Pale- with the Simav detachment fault, Mende- opalynnology of possible hydrocarbon so- res massif, western Turkey. Tectonophy- urce rocks of Alaflehir-Turgutlu area in the sics, 374, 1-18. Gediz Graben (western Anatolia). Turkish ‹ztan, H., and Yazman, M., 1990. Geology and hydro- Association of Petroleum Geologists Bul- carbon potential of the Alaflehir (Manisa) letin, 9, 11-23. area. In: M.Y. Savaflç›n, A.H. Eronat Emre. T., 1996. Gediz Grabeni’nin jeolojisi ve tekto- (eds.) Proceeding of the International ni¤i. Turkish Journal of Earth Science, 5, Earth Sciences Colloquium on Aegean 171-185. Region, ‹zmir, 327-338. Koçyi¤it, A., Yusufo¤lu, H., and Bozkurt, E., 1999. Emre, T., and Sözbilir, H., 1995. Field evidence for Evidence from the Gediz graben for episo- metamorphic core complex, detachment dic two-stage extension in western Tur- faulting and accomondation faults in the key. Journal of the Geological Society, Gediz and B. Menderes Grabens, Wes- London, 156, 605-616. tern Anatolia. Proceedings of the Internati- onal Earth Sciences Colloquium on the Lips, A., Cassard, D., Sözbilir, H., Y›lmaz, H., and Aegean Region, Proceedings, V1, 73-93. Wijbrans, J., 2001. Multistage exhumation of the Menderes Massif, western Anatolia Evirgen, M. M., 1979. Menderes masifi metamorfiz- (Turkey). International Journal of Earth mas›na petroloji, petrokimya ve jenez aç›- Sciences, 89, 781-792. s›ndan yaklafl›mlar (Ödemifl-Tire-Bay›n- d›r-Turgutlu yöresi). Doktora Tezi, Hacet- Mason, R., 1978. Petrology of the Metamorphic tepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bö- Rocks. Alleen and Unwin, London, 492 pp. lümü, Ankara, 179 s (yay›mlanmam›fl). Özer, E., Koç, H., and Özsayar, T.Y., 2004. Stratig- raphical evidence for the depression of the Gessner, K., Piazolo, S., Güngör, T., Ring, U., Krö- northern margin of the Menderes-Tauride ner, A., and Passchier, C.W. 2001a. Tec- Block (Turkey) during the Late Cretace- tonic significance of deformation patterns ous, Journal of Asian Earth Sciences, 22, in granitoid rocks of the menderes nappes, 401-412. Anatolide belt, southwest Turkey. Interna- tional Journal of Earth Sciences, 89, 766- Öztürk, A. ve Koçyi¤it, A., 1983. Menderes grubu ka- 780. yalar›n›n temel-örtü iliflkisine yap›sal bir yaklafl›m (Selimiye-Mu¤la). Türkiye Jeolo- Gessner, K., Ring, U., Christopher, J., Hetzel, R., ji Kurumu Bülteni, 26, 99-106. Passchier, C.W., and Güngör, T. 2001b. An active bivergent rolling-hinge detach- Sar›ca, N., 2000. The Plio-Pleistocene age of Büyük ment system: Central Menderes meta- Menderes and Gediz Grabens and their morphic core complex in western Turkey. tectonic signifiance on N-S extensional Geology, 29, 611-614. tectonics in west Anatolia: Mammalian evidence from the continental deposits. Ge- Gökten, E., Havzo¤lu, T., and fian, Ö., 2001. Tertiary ological Journal, 35, 1-24. evolution of the central Menderes Massif Sat›r, M., and Friedrichsen, H., 1986. The origin and based on structural investigation of meta- evolution of the Menderes Massif, W-Tur- morphics and sedimentary rocks between key: A rubidium / strontium and oxygen Salihli and Kiraz (western Turkey). Inter- isotope study. Geologische Rundschau, national Journal of Earth Sciences, 89, 75, 703-714. 745-756. Seyito¤lu, G., and Scott, B.C., 1996. Age of the Ala- Gürsoy, H., Piper, J.D.A., and Tatar, O., 2003. Ne- flehir graben (west Turkey) and its tectonic otectonic deformation in the western sec- implications. Geological Journal, 31, 1-11. tor of tectonic escape in Anatolia: pale- omagnetic study of the Afyon region, cent- Seyito¤lu, G., Çemen, ‹., and Tekeli, O., 2000. Exten- ral Turkey. Tectonophysisc, 374, 57-79. sional folding in the Alaflehir (Gediz graben, western Turkey. Journal of the Ge- Hetzel, R., Passchier, C.W., Ring, U., and Dora, O.Ö. ological Society of London, 157, 1097- 1995a. Bivergent extension in orogeniz 1100. belts: the Menderes Massif (southwestern Seyito¤lu, G., Tekeli, O., Çemen, ‹., fien, fi., and Ifl›k, Turkey). Geology, 23, 455-458. V., 2002. The role of the flexural rotati- Hetzel, R., Ring, U., Akal, C., and Troesch, M., on/roling hinge model in the tectonic evo- 1995b. Miocene NNE-directed extensional lution of the Alaflehir graben ,western Tur- unroofing in the Menderes massif, south- key. Geological Magazine, 139, 15-26. Sar›kaya 79

Sözbilir, H., 2001. Extensional tectonics and ge- Ya¤murlu, F. 1987. Salihli güneyinde üste do¤ru ka- ometry of related macroskopic structures : balaflan Neojen yafll› alüvyon yelpaze çö- Field evidence from the Gediz detach- kelleri ve Gediz grabeninin tektono-sedi- ment, Western Turkey. Turkish Journal of manter geliflimi, Türkiye Jeoloji Bülteni, Earth Sciences, 10, 51-67. 30, 33-40. Sözbilir, H., 2002. Geometry and origin of folding in Yazman, M.K., Güven, A., Ermifl, Y., Y›lmaz, M., Öz- the Neogene sediments of the Gediz Gra- demir, ‹., Akçay, Y., Gönülalan, U., Tekeli, ben, western Anatolia, Turkey. Geodina- Ö., Aydemir, V., Say›l›, A., Bat›, Z., ‹ztan, mica Acta, 15, 277-288. H., Korucu, Ö. ve Grunnaleite, ‹., 1998. Alaflehir grabeni ve Alaflehir - 1 prospekti- fiengör, A. M. C., 1987. Cross-faults and differantial nin de¤erlendirme raporu. TPAO Rapor stretching of hanging walls in regions of No. 3864, 146 s (yay›mlanmam›fl). low angle normal faulting: Examples of western Turkey. In: M.P., Coward, J.F., Y›lmaz, H., 1986. Yeflilyurt (Alaflehir) sahas›ndaki Dewey, and P., Hancock, (eds.), Conti- uranyum belirtilerinin kökeni ve bunlar›n nantal Extensional Tectonics, The Geolo- depolanma sonras› alterasyonlarla tahribi, gical Society Special Puplication, 28, 575 - Türkiye Jeoloji Bülteni, 29, 43-42. 589. Y›lmaz, Y., 2000. Ege bölgesinin aktif tektoni¤i, Bat› fiengör, A.M.C., Sat›r, M., and Akkök, R. 1984. Ti- Anadolu’nun Depremselli¤i Sempozyumu. ming of tectonic events in the Menderes Bildiriler Kitab›, 3-14. Massif, Western Turkey: Implications for Y›lmaz, Y., Genç, fi.C., Gürer, F., Bozcu, M., Y›lmaz, tectonic evolution and evidence for Pan- K., Karac›k, Z., Altunkaynak, fi., and El- African basement in Turkey. Tectonics, 3, mas, A., 2000. When did the western Ana- 693-707. tolia grabens begin to devolop? In: E., Ünay, E., Göktafl, F., Hakyemez, H.Y., Avflar, M., Bozkurt, J.A., Winchester and J.A.D., Pi- and fian, Ö. 1995. Büyük Menderes gra- per, (eds.) Tectonics and Magmatism in beninin kuzey kenar›ndaki çökellerin Arvi- Turkey and the Surrounding Area, Geolo- colidae (Rodentia, Mammalia) faunas›na gical Society of London, Special Publicati- dayal› olarak yaflland›r›lmas›. Türkiye Je- ons, 173, 131-162. oloji Bülteni, 38, 75-80. Yerbilimleri, 30 (2004), 81-90 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Feldispat cevherinden mikan›n spiral zenginleﬂtirici ile uzaklaﬂt›r›lmas›

Removal of mica from feldspar ore by spiral concentrator

Murat KADEML‹ Hacettepe Üniversitesi, Hacettepe Meslek Yüksekokulu Müdürlü¤ü, 06532 Beytepe, ANKARA

Özcan Y. GÜLSOY Hacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Maden Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Bu çal›flmada, feldispat cevherleri içindeki mika minerallerinin spiral zenginlefltirici ile ayr›labilirli¤i araflt›r›lm›flt›r. Mika, bu tür cevherlerde en önemli demir kayna¤›d›r. Böylece mikan›n cevherden uzaklaflt›r›lmas› ve demir içeri- ¤i düflük konsantre elde edilmesi amaçlanm›flt›r. Bu amaçla bir sodyum feldispat cevheri kullan›larak ifllem de¤iflkenlerinin mikan›n spiral ile ay›r›m› üzerine etkisi ortaya konulmufltur. Buna göre, incelenen de¤iflkenlerden tane boyu ve kat› içeri¤inin ay›r›m üzerinde önemli etkisi oldu¤u belirlenmifltir. Yap›lan çal›flmada en iyi sonuçlar -212

µm +74 µm tane boyu için a¤›rl›kça %15 kat› içeri¤inde elde edilmiﬂtir. Buna göre, beslemede % 0.71 olan Fe2O3 içeri¤i %0,07 de¤erine düﬂürülebilmektedir.

Anahtar Kelimeler: Feldispat, mika, spiral zenginleﬂtirici.

ABSTRACT

In this study, separability of mica minerals in the feldspar ores through the use of spiral concentrator was investigated. Mica is the primary source of iron in these kinds of ores. The objective behind this practise is to remove the mica from the ore and to obtain low concentration with small amount of iron. For this purpose, a sodium feldspar ore was used and the effects of process variables on the separation of mica by using spiral were investigated. Ac- cordingly, it was found out that particle size and solid content had significant effect on the separation. In the study, best results were obtained with the solid content of 15% by weight for the particle size of -212 µm +74 µm. In line

with this value, Fe2O3 content, which was 0.71% could decrease down to 0,07%.

Key Words: Feldspar, mica, spiral concentrator.

G‹R‹ﬁ

Feldispatlar; yerkabu¤unun %60-65’ini olufltu- laflt›r›lmas› gerekmektedir (Bayraktar vd., 1999, ran, yap›lar› ve özellikleri birbirine oldukça ben- 2002). zeyen susuz alüminasilikatlar olup, birçok ma- ¤matik kayac›n temel bileflenini oluflturmakta- Feldispat minerali, genel olarak seramik ve cam d›r. Feldispatlar, genellikle kil, mika, demir oksitler, turmalin, rutil, sfen gibi renk verici, istenme- sanayinin ana hammaddesini oluflturmaktad›r. yen mineraller ve kuvars ile birlikte bulunmakta- Ancak, feldispat cevherleri genellikle demir ve d›rlar. Kaliteli feldispat üretimi için, piflme s›ra- titan gibi cam ve seramikte renklenmeye neden s›nda renk verici, istenmeyen minerallerin uzak- olan safs›zl›klar içermektedir. Feldispat cevher-

M. Kademli E-mail: [email protected] 82 Yerbilimleri leri içinde demir kayna¤›n› genellikle mika mine- taya konulmas›n›n, bu konudaki önemli bir aç›¤› ralleri oluflturmaktad›r. Titan›n kayna¤› ise; rutil, tamamlayaca¤› düflünülmektedir. sfen, ilmenit olabildi¤i gibi, baz› durumlarda da kristal kafesindeki yer de¤iflimine ba¤l› olarak MALZEME VE YÖNTEM mika mineralleri olabilmektedir (Bayraktar vd., 1998). Çal›flmada, Çine Akmaden A.fi.’den temin edilen Na-Feldispat (albit) örne¤i kullan›lm›flt›r. De- Seramik ve cam hammaddesi olan feldispatlar neylerde kullan›lan feldispat örne¤inin X – ›fl›n- içindeki bu safs›zl›klar›n uzaklaflt›r›lmas› ama- lar› floresan spektrofotometrisi (XRF) ile yap›lan c›yla genel olarak flotasyon yöntemi kullan›l- analiz sonuçlar›, Çizelge 1’de verilmifltir. Deney maktad›r. Flotasyon, baz› kimyasallar›n kullan›- örnekleri, çeneli k›r›c› ile k›r›larak -2 cm’ye ka- m› nedeniyle çevresel aç›dan sorunlar yaratabil- dar indirilmifl daha sonra ince boylar›n elde edi- mektedir. Di¤er taraftan, mika ve oksit ayr› flo- lebilmesi için kademeli bir flekilde merdaneli k›- tasyon aflamalar›n› gerektirmektedir. Her iki r›c›dan geçirilmifltir. Deneylerde kullan›lmak aflama aras›nda cevher üzerinden reaktifin y›- üzere haz›rlanan örneklerde spiral zenginlefltiri- kanmas› ve yeniden koflulland›rma yap›lmas› ci için uygun olmayan -74 µm fraksiyon kuru gibi ilave ifllemler gerekmektedir (Bayraktar vd., eleme yap›larak ay›r›m› etkilememesi için uzak- 1999, 2002; Çelik vd., 1998, 2001; Akar, 1994). laflt›r›lm›flt›r. Daha önceden belirlenen tane boyu fraksiyonlar›na uygun olacak flekilde Çizelge Yerçekimi ile feldispat mineralinin zenginlefltir- 2’de gösterilen tane boyutlar›nda befl ayr› frak- me çal›flmalar› ilk olarak 1932’de bafllam›flt›r. siyon haz›rlanm›flt›r. Sallant›l› masa kullan›larak yap›lan bu çal›flmada, feldispat minerali içerisindeki demir kayna- Deneyler, Reichert spirali kullan›larak yap›lm›fl- ¤›n› oluflturan mika minerallerinin feldispat ve t›r. Deneylerde endüstriyel ölçekte Reichert spi- kuvars minerallerinden ayr›lmas› sa¤lanm›fl, an- ral kullan›lm›fl olup, düzenek bir tank ve pompa ile kapal› devre halinde çal›flt›r›lm›flt›r. Deneyler cak endüstride kullan›m alan› bulamam›flt›r s›ras›nda birincil konsantre, ikincil konsantre ve (Iverson, 1932). 1951 y›l›nda yap›lan di¤er bir at›k kollar›ndan örnekler efl zamanl› olarak al›n- çal›flmada ise, spiral zenginlefltirici kullan›larak m›flt›r. Her bir deney için düzenek durdurulmufl, mika minerallerinin feldispat, kuvars ve kaolin boflalt›lm›fl, temizlenmifl ve taze besleme, kat› minerallerinden etkili bir biçimde ayr›lmas› sa- içeriklerine uygun flekilde düzene¤in tekrar ça- ¤lanm›fl ve mika minerallerinin zenginlefltirme l›flmas› sa¤lanm›flt›r. Bu flekilde, 135 farkl› ko- yöntemi olarak endüstride kullan›m alan› bul- flul test edilmifltir. Yap›lan testlerde tane boyu, mufltur (Adair vd., 1951). cam sanayinde kullan›lan tane boylar› da dikkate al›narak (-850 µm + 74 µm, -600 µm + 74 µm, Bu çal›flmada, mika minerallerinin feldispattan -425 µm + 74 µm, -300 µm + 74 µm ve -212 µm uzaklaflt›r›lmas› amac›yla yerçekimiyle zenginlefltirme yönteminin uygulanabilirli¤i araflt›r›l- m›flt›r. Böylece feldispat üretimi yap›lan zengin- Çizelge 1. Feldispat örne¤ine ait kimyasal analiz (XRF) sonuçlar›. lefltirme tesislerinde cam sektörüne sat›lan Table 1. Results of chemical analysis of feldspar hammaddenin kalitesini art›racak ve ham cev- sample (XRF). herden kaynaklanabilecek, sat›fl› etkileyen mika gibi istenmeyen safs›zl›klar›n uzaklaflt›r›lmas›n› Bileflen ‹çerik (%) sa¤layacak bir yöntemin gelifltirilmesine çal›fl›l- SiO2 65.01 m›flt›r. Ayr›ca mika ve oksit ayr›m› için gerekli iki Al2O3 20.09 kademe flotasyon yerine, flotasyon aflamalar›- Fe2O3 0.73 n›n birini ortadan kald›racak bir yöntem belirle- MgO 0.20 nerek ak›m flemalar›n›n basitlefltirilmesi de CaO 1.82 Na O 10.20 amaçlanm›flt›r. 2 K2O 0.48 TiO2 0.25 Bu çal›flmadan elde edilen sonuçlarla; önemli K.K * 0.42 bir feldispat üreticisi olan ülkemizde kaliteli ürün Toplam 99.40 üretecek bir yöntemin ve iflletme koflullar›n›n or- * K›zd›rma kayb› Kademli ve Gülsoy 83

Çizelge 2. – 74 µm fraksiyonunun ve besleme frak- ¤ifltirilerek test edilmifl, ancak farkl› sonuçlar el- siyonunun kimyasal analiz sonuçlar›. de edilememifltir. Dolay›s›yla konsantrenin birin- Table 2. Results of chemical analysis of – 74 µm fraction and feed fraction. cil ve ikincil olarak ayr›lmas›n›n bir anlam tafl›- mad›¤› görülmektedir. Bunun nedeni de, genifl T.Boyu %-74µm -74µm, Besleme bir konsantre aral›¤› ve dar bir art›k aral›¤› olma- (µm) (filam) %Fe2O3 %Fe2O3 s›d›r. -850 +74 4.2 0.03 0.74 -600 +74 5.28 0.06 0.74 Dolay›s›yla, bundan sonra sonuçlar›n de¤erlen- -425 +74 7.1 0.07 0.76 dirilmesi s›ras›nda bir at›k ve iki konsantrenin -300 +74 8.54 0.08 0.77 ortalama özelli¤ini veren tek bir konsantre verisi -212 +74 10.25 0.12 0.78 kullan›lm›flt›r. Sonuçlar de¤erlendirildi¤inde, at›k ile konsantrenin oldukça keskin bir s›n›r ile ayr›ld›¤›n› söylemek mümkündür. Dolay›s›yla, + 74 µm), b›çak aral›klar›, (maksimum aç›kl›k ay›r›mda ikinci bir b›çak kullan›larak ara ürün olan 16 cm mesafenin 1/4, 1/2 ve 3/4’ü ), ak›fl al›nmas› zorunlulu¤u do¤mamaktad›r. Bu da, ifl- h›zlar›, literatür araflt›rmalar› ve spiral zengin- lemin tesis ölçe¤inde kolay uygulanmas›na ve lefltiricinin çal›flma koflullar› göz önünde bulun- kontrol edilebilmesine olanak sa¤layacakt›r. durularak (1 lt/s, 1.5 lt/s ve 2 lt/s) ve kat› içerik- leri (%15, %20 ve %25) olarak incelenmifltir. Ak›fl H›z›n›n Fe2O3 Tenörüne Etkisi

SONUÇLARIN DE⁄ERLEND‹R‹LMES‹ Önemli de¤iflkenlerden biri olan ak›fl h›zlar›n›n belirlenmesinde, deneylerde kullan›lan Reichert Deneylerde s›ras›yla; b›çak aral›¤›n›n, ak›fl h›z›- spiralinin özelliklerine ba¤l› olarak en düflük ve n›n, kat› içeriklerinin ve tane boyunun uzaklafl- en yüksek çal›flma ak›fl h›zlar› göz önünde bu- t›rma verimine ve Fe2O3 tenörüne etkisi incelen- lundurulmufltur. Buna göre, tüm kat› içeriklerin- mifltir. de sabit kalmak kofluluyla 1 lt/s , 1.5 lt/s ve 2 lt/s olmak üzere 3 farkl› ak›fl h›z› belirlenmifltir. Bu-

B›çak Aral›¤›n›n Fe2O3 Tenörüne Etkisi nun sonucunda de¤iflik kat› içeriklerinde ak›fl h›zlar›n›n sabit kalmas› sa¤land›¤›ndan, spiralin Yap›lan deneylerde iki kalite konsantre elde kapasitesi kat› içeriklerine göre de¤iflmektedir. edilmifltir. Elde edilen birincil ve ikincil konsant- Ak›fl h›zlar› ve kat› içeriklerine göre de¤ifliklik re örneklerinin Fe2O3 tenörleri tayin edilmifltir. gösteren kapasiteler Çizelge 3’de verilmifltir. Böylece di¤er de¤iflkenler (ak›fl h›z›, % kat› ora- n› ve tane boyu) sabit tutularak, yap›lan deney- Çizelge 3’den de görüldü¤ü gibi, de¤iflik kat› ler sonucunda bölücü b›çak konumunun, elde içeriklerinde ak›fl h›zlar›n›n sabit tutulmas› 9 ay- edilen konsantrelerin Fe2O3 tenörü üzerindeki r› kapasitenin ay›r›m etkinli¤i üzerine etkisinin etkisi belirlenmifltir.

fiekil 1a’da 1 lt/s ak›fl h›z› ve %15 kat› içeri¤i, Çizelge 3. Ak›fl h›z› ve kat› içeriklerine göre kapa- fiekil 1b’ de 1 lt/s ak›fl h›z› ve % 20 kat› içeri¤i, siteler. Table 3. Capasities at various flow rate and solid con- fiekil 1c’ de ise 1 lt/s ak›fl h›z› ve %25 kat› içeri- tents. ¤i olmak üzere, tüm tane boyu fraksiyonlar› için denenen bölücü b›çak konumunun konsantre Ak›fl h›z› Kat› oran› Kapasite (lt/s) (%) (ton/saat) Fe2O3 tenörü üzerine etkisi görülmektedir. fie- killerden de anlafl›laca¤› üzere, her bir tane bo- 15 0.596 yu fraksiyonu için farkl› %Fe2O3 de¤erleri elde 1200.822 edilmektedir. Ancak, ayn› ve/veya farkl› b›çak 25 1.065 aral›klar›nda birincil konsantre ve ikincil kon- 15 0.894 santre örneklerinin Fe2O3 tenörleri aras›nda bö- 1.5 20 1.233 lücü b›çak konumuna ba¤l› olarak anlaml› bir 25 1.598 fark olmad›¤› görülmektedir. B›çak aral›¤›n›n te- 15 1.192 nör üzerindeki etkisi, tane boyu ve kat› içeri¤i 2201.644 sabit tutulup ak›fl h›z› 1.5 lt/s ve 2 lt/s olarak de- 25 2.130 84 Yerbilimleri

(a) (b) tenörü 3 tenörü O 3 2 O 2 %Fe %Fe

B›çak aral›¤› (cm) B›çak aral›¤› (cm) (c) tenörü 3 O 2 %Fe

B›çak aral›¤› (cm)

212 µm-K1 212 µm-K2 300 µm-K1 300 µm-K2 425 µm-K1 425 µm-K2 600 µm-K1 600 µm-K1 850 µm-K1 850 µm-K2

fiekil 1. (a) 1 lt/s ak›fl h›z› ve % 15 kat› içeri¤inde, (b) 1 lt/s ak›fl h›z› ve % 20 kat› içeri¤inde, (c) 1 lt/s ak›fl h›z› ve %25 kat› içeri¤inde “b›çak aral›¤› – tenör” iliflkisi. Figure 1. Relationship between “divider position and grade” at (a) 1 lt/s flow rate and 15 % solids content, (b) 1 lt/s flow rate and 20 % solids content, and (c) 1 lt/s flow rate and 25 % solids content. araflt›r›lmas›na olanak tan›maktad›r. Tenör – içerikleri ve tane boyu) sabit tutularak yap›lan verim e¤rileri incelenirken, kapasite farkl›l›klar›- deneyler sonucunda elde edilen konsantrelerin n›n göz önünde bulundurulmas› son derece Fe2O3 tenörü ve uzaklaflt›rma verimi üzerinde önemlidir. ak›fl h›z›n›n etkisi araflt›r›lm›flt›r (fiekil 2).

Bu aflamada elde edilen konsantrelerin Fe2O3 fiekil 2’den de görüldü¤ü gibi, ak›fl h›z›n›n Fe- tenörleri belirlenmifl ve di¤er de¤iflkenler (kat› 2O3 tenörüne etkisi her tane boyuna ba¤l› olarak Kademli ve Gülsoy 85

çok fazla de¤iflmemekle birlikte, ak›fl h›z›n›n art- Kat› ‹çeri¤inin Fe2O3 Tenörüne Etkisi mas› durumunda konsantrenin Fe2O3 tenörünü, çok az da olsa olumsuz yönde etkiledi¤i anlafl›l- Önemli de¤iflkenlerden biri olan besleme kat› maktad›r. Ayr›ca kat› içeri¤inin % 15’den % 20’ içeriklerinin s›nama aral›klar›n›n belirlenmesin- ye ve daha sonra da % 25’ e ç›kmas›yla ak›fl h›- de, deneylerde kullan›lan Reichert spiralin en z›n›n ayr›m› bozucu yöndeki etkisinin azald›¤› düflük ve en yüksek çal›flma kat› içerikleri göz görülmektedir. Buna göre kat› içerikleri ve ak›fl önünde bulundurularak %15 , % 20 ve % 25 ka- h›zlar› aras›nda etkileflim oldu¤unu söylemek t› olmak üzere 3 farkl› de¤er belirlenmifltir (fiekil mümkündür. 3). fiekil 3’ ten de anlafl›laca¤› gibi, kat› içeri¤i-

(a) (b) tenörü 3 tenörü O 3 2 O 2 %Fe %Fe

Ak›ﬂ h›z› (lt/s) (c) Ak›ﬂ h›z› (lt/s) tenörü 3 O 2 %Fe

Ak›ﬂ h›z› (lt/s)

fiekil 2. (a) % 15, (b) % 20 ve (c) % 25 kat› içeri¤inde “ak›fl h›z› – tenör” iliflkisi. Figure 2. Relationship between “flow rate and grade” at (a) 15, (b) 20, and (c) 25 % solids content. 86 Yerbilimleri

Tane Boyunun Fe O Tenörüne ve Fe O nin Fe2O3 tenörüne etkisi her tane boyu fraksi- 2 3 2 3 yonu için çok fazla de¤iflmemekle birlikte, kat› Uzaklaflt›rma Verimine Etkisi içeri¤indeki art›fl›n Fe2O3 tenörü’nü olumsuz yönde etkiledi¤i aç›kça görülmektedir. S›nanan Spiral zenginlefltirici ile yap›lan deneylerin en üç ayr› koflulda da özellikle – 850 µm + 74 µm önemli de¤iflkenlerinden biri olan tane boyu fraksiyonunda beslemenin kat› içeri¤inin hiçbir fraksiyonlar›n›n belirlenmesinde, elde edilecek etkisi olmamaktad›r. Ayr›ca bu fraksiyon için konsantrenin do¤rudan cam sanayinde kullan›- ay›r›m son derece baflar›s›z olmaktad›r. labilece¤i de düflünülmüfltür. Bu nedenle, -850 µm+74 µm, -600 µm+74 µm, -425 µm + 74 µm,

(a) (b) tenörü 3 tenörü O 2 3 O 2 %Fe %Fe

% Kat›

fiekil 3. (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s ve (c) 2 lt/s ak›fl h›z›ndaki “kat› içeri¤i – tenör” iliflkisi. Figure 3. Relationship between solids content and grade at (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s, and (c) 2 lt/s flow rate. Kademli ve Gülsoy 87

-300 µm + 74 µm, -212 µm + 74µm olmak üze- lafl›laca¤› gibi, konsantrenin Fe2O3 tenörü ve re 5 ayr› fraksiyon haz›rlanarak tane boyunun uzaklaflt›rma verimi, tane boyunda ki de¤iflim ile ayr›ma etkisi genifl bir aral›kta incelenmifltir. do¤rudan iliflkilidir. Ancak, özellikle -212 µm + Ay›r›m üzerindeki olumsuz etkisi çok iyi bilinen - 74 µm ve -300 µm + 74 µm tane boyu fraksiyon- 74 µm fraksiyonunun ayr›lmas› amac›yla haz›r- lar›nda kat› içeriklerindeki de¤ifliminin de kon- lanm›fl olan bütün örnekler kuru olarak elenmifl santrenin Fe2O3 tenörü ve uzaklaflt›rma verimi ve ayr›lm›flt›r. 1lt/s, 1.5 lt/s ve 2 lt/s ak›fl h›zlar›n- üzerinde etkisinin oldu¤u görülmektedir. Tane boyundaki art›fl uzaklaflt›rma verimini düflürür- da tüm kat› içerikleri için tane boyunun Fe2O3 ken, konsantrenin Fe O tenörünü artt›rd›¤› gö- uzaklaflt›rma verimi ve Fe2O3 tenörü’ne etkisi s›- 2 3 ras›yla fiekil 4’te verilmifltir. Bu flekilden de an- (b (a t›rma verim tenörü fl t›rma verim tenörü fl 3 3 O 2 O 2 uzakla uzakla 3 %Fe 3 O %Fe 2 O 2 %Fe %Fe

Tane boyu (µm) Tane boyu (µm) (c) tenörü t›rma verim 3 ﬂ O 2 %Fe uzakla 3 O 2 %Fe

Tane boyu (µm) %15 kat› tenör %20 kat› tenör %25 kat› tenör %15 kat› verim %20 kat› verim %25 kat› verim

fiekil 4.(a)1 lt/s, (b) 1.5 lt/s ve (c) 2 lt/s ak›fl h›z›ndaki tane boyunun Fe2O3 tenörü ile uzaklaflt›rma verimine etkisi. Figure 4. The effect of particle size to Fe2O3 grade and removing recovery at (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s, and (c) 2 lt/s flow rate. 88 Yerbilimleri rülmektedir. Ayn› zamanda kat› içeri¤indeki art›- beraber incelenmesi, optimum koflullar›n belir- fl›n, yine tane boyunun art›fl›na koflut olarak lenmesi aç›s›ndan son derece önemlidir. Böyle- uzaklaflt›rma verimini düflürürken, konsantrenin likle, Fe2O3 tenör de¤erlerine karfl›l›k gelen bes- Fe2O3 tenörünü art›rd›¤› belirlenmifltir. Ancak lemenin a¤›rl›kça ne kadar›n›n konsantreye gel- ak›fl h›z›ndaki art›fl›n ay›r›m üzerindeki etkisinin, di¤i, de¤erlendirilerek en iyi ay›r›m koflullar› be- di¤er de¤iflkenler göz önüne al›nd›¤›nda, çok lirlenebilir. anlaml› olmad›¤› görülmektedir. Tane Boyunun A¤›rl›k Verimine ve Fe O 1 lt/s, 1.5 lt/s ve 2 lt/s ak›fl h›zlar›nda tüm kat› 2 3 içerikleri için tane boyunun Fe O tenör ve a¤›r- Tenörüne Etkisi 2 3 l›k verimine etkisi s›ras›yla fiekil 5’te verilmifltir. Spiral deneylerinde tane boyunun Fe2O3 tenö- Buna göre, ince tane boyu fraksiyonlar›nda üç rüne etkisi ile birlikte a¤›rl›k verimine etkisinin (b) (a) tenörü tenörü 3 3 O 2 O 2 %Fe % A¤›rl›k verimi %Fe % A¤›rl›k verimi

Tane boyu (µm) Tane boyu (µm) (c) tenörü 3 O 2 %Fe % A¤›rl›k verimi

Tane boyu (µm)

ﬁekil 5. (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s ve (c) 2 lt/s ak›ﬂ h›z›ndaki tane boyunun a¤›rl›k verimi ile Fe2O3 tenörüne etkisi. Figure 5. The effect of particle size to Fe2O3 grade and weight recovery at (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s, and (c) 2 lt/s flow rate. Kademli ve Gülsoy 89 farkl› kat› içeri¤inde % 0.10 – 0.25 aras›nda

Fe2O3 tenör de¤erleri elde edilmesine ra¤men, %70’ler seviyesinde düflük a¤›rl›k verimleri elde edilmektedir. ‹nce tane boyu fraksiyonlar›nda a¤›rl›k veriminin % 70’ler seviyesinde kalmas›- n›n bafll›ca nedeni, kademeli boyut küçültme çal›flmalar›na ra¤men iri besleme örneklerine göre -74 µm malzeme miktar›n›n yüksek oranda oluflmas›ndan kaynaklanmaktad›r. Çizelge 2 incelendi¤inde, -74 µm malzeme olarak ayr›lan ince tanelerin düflük mika içeri¤inden dolay› demir içeri¤i de düflüktür. Dolay›s›yla, bu k›s›mda nihai ürüne kat›larak a¤›rl›k veriminin belli oranda artt›r›lmas› mümkün olabilir. fiekil 6. - 850 µm + 74 µm fraksiyonu. Figure 6. Fraction of -850 µm + 74 µm. SONUÇLAR VE TARTIfiMA

Bu çal›flmada, mika minerallerinin feldispattan Bölücü b›ça¤›n konumu, çok genifl bir s›nama uzaklaflt›r›lmas› amac›yla yerçekimiyle zengin- aral›¤›nda etkili de¤ildir. Spiral üzerinde genifl lefltirme yönteminin uygulanabilirli¤i araflt›r›l- bir feldispat ve d›fl k›s›ma yak›n bir mika aral›¤› m›fl, ayr›ca tane boyu, kat› içeri¤i, b›çak aral›¤› ve ak›fl h›z› gibi ifllem de¤iflkenlerinin ay›r›m oluflmaktad›r. Feldispat ve mika mineralleri ara- üzerine etkileri incelenmifltir. Buna göre, tane s›ndaki ay›r›m oldukça keskin olup, bir ara ürün boyunun ay›r›m üzerinde son derece etkili oldu- oluflmamas› ay›r›m s›ras›nda b›çak konumunun ¤unu söylemek mümkündür. -850 µm +74 µm ayarlanmas›, dolay›s›yla kontrol aç›s›ndan ve -600 µm + 74 µm tane boyu fraksiyonlar›nda önemli avantajlar sa¤lamaktad›r. ay›r›m etkisiz olmaktad›r. Bu durum, serbestlefl- meden kaynaklanan bir sorun de¤ildir. fiekil 6’- En iyi koflullarda elde edilen örnekler piflme de- dan da görülece¤i gibi, en iri fraksiyonda dahi neylerine tabii tutulmufl, demirden kaynaklanan serbestleflme gerçekleflmektedir. Ancak iri tane grili¤in azald›¤›, ancak titandan gelen pembe boylar›nda, mika minerallerinin ince pulsu yap›- rengin korundu¤u gözlenmifltir. Elde edilen ör- s›n›n ortaya ç›kmamas›, flekil farkl›l›¤›n›n olufl- neklerin tamam›nda demir analizi yap›lm›fl, an- mas›na engel olmaktad›r. Dolay›s›yla, iri tane boylar›nda flekil farkl›l›¤›na dayal› bir ay›r›m ger- cak titan analizleri yap›lmam›flt›r. Cevherdeki ti- çekleflememektedir. -425 µm +74 µm tane boyu tan kayna¤›n›n genel olarak rutil ve sfen oldu¤u fraksiyonunda ise, ay›r›m etkinli¤i artmakta ve göz önüne al›n›rsa, titan içeriklerinde bir azal- – 300 µm +74 µm ve -212 µm + 74 µm tane bo- man›n beklenmedi¤i, ancak baz› durumlarda yu fraksiyonlar›nda son derece baflar›l› sonuçlar özellikle biyotit mineralinin kristal kafeslerinde elde edilmektedir. Elde edilen demir tenörleri bulunan titan›n mikan›n ayr›lmas›yla uzaklaflt›- cam sanayii için gerekli olan s›n›rlar içerisinde rabilece¤i de göz önünde bulundurulmad›r. kalmaktad›r. Ayr›ca, Çizelge 2 incelendi¤inde, -74 µm alt› fraksiyonunun demir içeri¤inin önemli ölçüde Beslemenin a¤›rl›kça kat› içeri¤inin tane boyuna düfltü¤ü görülmektedir. Bunun nedeni, mikan›n göre ay›r›m üzerinde daha az etkili olmas›na ra- tabakal› yap›s›ndan dolay› iri boylarda kalma- ¤men, kat› içeri¤inin artmas›n›n ay›r›m› olumsuz s›ndan kaynaklanmaktad›r. yönde etkiledi¤i özellikle iri tane boylar›nda tane boyu ile kat› içeri¤i aras›nda bir etkileflimin oldu- Elde edilen konsantrenin demir içeri¤inin cam ¤u sonucuna var›lm›flt›r. sanayii için gerekli s›n›rlar içinde bulunmas›n- dan dolay›, flotasyon yöntemi kullan›larak titan Ak›fl h›z›ndaki art›fl›n ay›r›m üzerindeki etkisi, mineralinin uzaklaflt›r›lmas›yla seramik sanayi az da olsa, düflük kat› içeriklerinde olumsuz için gerekli olan demir ve titan tenörleri sa¤lana- yönde iken, kat› içerikleri artt›kça anlaml› bir et- bilir. Böylece standart iki aflama flotasyondan kisinin kalmad›¤› sonucuna var›lm›flt›r. bir aflama kald›r›lm›fl olur. 90 Yerbilimleri

KATKI BEL‹RTME Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., Gülsoy, Ö.Y., Ekmekçi, Z. ve Can, N.M., 1999. Temel seramik ve Yazarlar, bu çal›flmada kullan›lan örneklerin te- cam hammaddelerimizdeki (feldispat, kuvars ve kaolin) kalite sorunlar› ve çözüm mininde yard›mc› olan Çine Akmaden A.fi.’ye önerileri. 3. Endüstriyel Hammaddeler teflekkür ederler. Sempozyumu Bildiriler Kitab›, ‹zmir, 22- 33. Bayraktar, ‹., Gülsoy, Ö.Y., Can, N.M. ve Orhan, KAYNAKLAR E.C., 2002. Feldispatlar›n zenginlefltirilmesi. 4. Endüstriyel Hammaddeler Sempoz- Adair, R., McDaniel, W.T., and Hudspeth, W.R. 1951. yumu Bildiriler Kitab›, ‹zmir, 97-105. A new method for recovery of flake mica. Çelik, M.S., Can, I., and Eren, R.H., 1998. Removal Mining Engineering, 3, 252-254. of titanium impurities from feldspar ores by Akar, A., 1994. Evaluation of Gördes Köprübafl› dist- new flotation collectors. Minerals Engine- rict feldspar industrial raw material depo- ering, 11(12), 1201-1208. sits. Progress in Mineral Processing Tech- Çelik, M.S., Pehlivano¤lu, B., Aslanbafl, A., and As- nology. H. Demirel and S. Ersay›n (eds.), matülü, R., 2001. Flotation of colored im- Proceedings of 5th International Mineral purities from feldspar ores. Minerals and Processing Symposium, Turkey, 243-249. Metallurgical Processing, 18(2), 101-105. Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., and Gülsoy, Ö., 1998. Mag- Iverson, H.G., 1932. Separation of feldspar from qu- netic separation and flotation of albite ore. artz. Engineering and Mining Journal, 4, Innovations in Mineral and Coal Proces- 227-229. sing, S. Atak, G.Önal and M.S. Çelik (eds.), 315-318. Yerbilimleri, 30 (2004), 91-102 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Implications of GPS-derived displacement, strain and stress rates on the 2003 Miyagi-Hokubu earthquakes

2003 Miyagi-Hokubu (Japonya) depremleri için GPS’ten elde edilen yer de¤iﬂtirme, birim deformasyon ve gerilme h›zlar›n›n de¤erlendirilmesi

Ömer AYDAN Tokai University, Department of Marine Civil Engineering, Shizuoka, JAPAN

ABSTRACT

Earthquake prediction has been an important field of research for years and some earthquake prediction projects such as the Tokai Earthquake Prediction Project in Japan and the Parkfield Earthquake Prediction Project in USA have been recently undertaken to progress on short-term prediction. As also shown by the author, the stress rates derived from the GPS deformation rates can be effectively used to locate the areas with high seismic risk. Furt- hermore, daily variations of derived strain-stress rates from dense GPS networks in Japan and USA may provide a high quality data to understand the behaviour of the earth’s crust preceding earthquakes and also to predict the occurrence time of earthquakes. In this study, the method proposed by Aydan (2000) is applied to the daily GPS measurements in the northern part of Miyagi prefecture during the period between 1998 and 2003. Although the responses of deformation velocities of stations obtained from the GPS are not generally consistent with the plate tectonics model of the region, the regional strain and stress rates are in accordance with those expected from the faulting mechanism of the earthquakes. It is shown that the mean, maximum shear and disturbing stress rates can be quite useful for identifying the areas with high seismic risk in addition to tilting strains and associated stresses obtained in this article. They may be further useful for near future (in the order of months) earthquake prediction. However, they can not be used for the very near future (of the order of several hours to days) predictions unless the precision of measurements is substantially improved.

Key Words: Earthquake prediction, faulting mechanism, finite element method, global positioning system, Miya- gi-Hokubu earthquakes.

ÖZ

Deprem tahmini uzun y›llardan beri çok önemli bir araflt›rma alan› olup, Japonya’da Tokai Deprem Tahmini Proje- si ve ABD’de Parkfield Deprem Tahmin Projesi bu amaç için yürütülen projelerin belli bafll›lar›d›r. Yazar›n daha ön- ceki bir makalesinde (Aydan, 2000) gösterildi¤i gibi, GPS yerkabu¤u deformasyon ölçümlerinden elde edilen birim deformasyon ve gerilme h›zlar›n› kullanarak deprem riskinin çok yüksek olabilece¤i alanlar›n saptanabilece¤i ka- n›tlanm›flt›r. Japonya ve ABD’de yo¤un GPS a¤lar›ndan elde edilen günlük ölçümlerden birim deformasyon ve gerilim h›zlar› deprem öncesi yerkabu¤unun davran›fl›n›n anlafl›lmas› ve deprem olufl zaman›n›n kestirimi aç›s›ndan oldukça yararl› olacakt›r. Bu çal›flmada ise, Aydan (2000) taraf›ndan önerilen yöntem Japonya’da Miyagi vilayeti- nin kuzey k›sm›nda 1998-2003 y›llar› aras›nda al›nan günlük ölçümlere uygulanm›flt›r. GPS ölçümlerinden elde edilen deformasyonlar, bölgesel tektonik hareketlerle uyum içerisinde olmamakla birlikte, elde edilen birim deformasyon h›zlar› ile gerilim h›zlar› faylanma mekanizmas›ndan beklenenlerle uyum içerisindedir. Özellikle tan›mlanan ortalama, en büyük makaslama ve k›r›labilirlik gerilim h›zlar›n›n deprem riskinin yüksek oldu¤u alanlar›n saptanmas›nda oldukça yararl› oldu¤u bir kez daha kan›tlanm›flt›r. GPS yönteminin yak›n gelecekte örne¤in hafta ve ay mertebesinde deprem tahmininde kullan›labilir oldu¤una flüphe yoktur. Bununla birlikte, çok yak›n gelecekte baflka bir deyiflle saat mertebesinde deprem tahminine uygulanabilir olabilmesi için ölçüm hassasiyetinin oldukça artt›r›lmas› gerekmektedir.

Anahtar Kelimeler: Deprem tahmini, faylanma mekanizmas›, sonlu elemanlar yöntemi, küresel konumlama sistemi, Miyagi-Hokubu depremleri.

Ö. Aydan E-mail: [email protected] 92 Yerbilimleri

INTRODUCTION point (x, y, z) through the geometrical relations (i.e. Eringen, 1980) as given below: Earthquake prediction has been an important field of research for years, that resulted some . . . . success on long-term and intermediate predicti- . ∂u . ∂v . ∂w ∂v = ; = . ; = ;γ = + on but short-time prediction is still unpredictab- ε xx ∂x ε yy ∂y ε zz ∂y xy ∂x le. Thus, some earthquake prediction projects ...... such as the Tokai Earthquake Project in Japan ∂u ∂w ∂v ∂w ∂u (1) ;γ yz = + ;γ zx = + and the Parkfield Earthquake Project in USA ∂y ∂y ∂z ∂x ∂z have been recently undertaken to progress on . . . Where u, v and w are displacement rates in the short-term prediction. The recent Parkfield . . direction of x, y and z respectively. ε , ε and earthquake on September 28, 2004 validated . xx yy ε are strain rates normal to the x, y and z pla- the prediction methodology based on the recur- zz . . . rence concept. nes and γxy, γyz, γzxare shear strain rates. The GPS measurements can only provide the defor- If the stress state and the yielding characteris- mation rates on the earth’s surface (x (EW) and tics of the earth’s crust are known at a given ti- y (NS) directions) and it does not give any infor- me, one may be able to predict earthquakes mation on deformation rates in the z direction with the help of some mechanical, numerical (radial direction). Therefore, it is impossible to and instrumental tools. The stress rates derived compute normal and shear strain rate compo- from the GPS deformation rates can be effecti- nents in the vertical (radial) direction near the vely used to locate the areas with high seismic earth’s surface. The strain rate components in the plane tangential to the earth’s surface would risk as proposed by Aydan et al. (2000). Thus, . . . be ε , ε and γ . Additional strain rate compo- daily variations of derived strain-stress rates xx . yy . xy from dense continuously operating GPS net- nents γ yz and γ zx, which would be interpreted as works in Japan and USA may provide a high qu- tilting strain rate in this study, are defined by ality data to understand the behaviour of the neglecting some components in order to make earth’s crust preceding earthquakes. the utilization of the third component of deformation rates measured by GPS as follows: In this study, an interpolation technique of finite . . element method proposed by Aydan (2000; . ∂w . ∂w γ zx = ;γ zy = . (2) 2003), which is briefly presented, is used to ∂x ∂y compute the strain rates and consequently stress rates in the plane tangent to the surface Let us assume that the GPS stations re-arran- of the earth’s crust from crustal deformations. ged in a manner so that a mesh is constituted This method is then applied to the GPS measu- similar to the ones used in the finite element rements in the Northern part of Miyagi Prefectu- method. Figure 1 illustrates a simple case for tri- re, where recently large earthquakes with a angular elements. Using the interpolation tech- magnitude of 7.0 (May 26, 2003) and 6.2 (July nique in the finite element method, the displace- 26, 2003) occurred. The stress rates for the ment in a typical element may be given in the area in the close vicinity of the epicenter of M6.2 following form for any chosen order of interpola- earthquake are computed and compared with tion function: seismic activity, and their implications are dis- . . {u}=[N]{U} (3) cussed. In addition, the general tendency of de- . . formation pattern obtained from the GPS me- Where {u}, [N] and {U} are the deformation ra- asurements are discussed with that expected te vector of a given point in the element, shape from the tectonic model of the prefecture. function and nodal displacement vector, respectively. The order of shape function [N] can be THE METHOD FOR COMPUTING chosen depending upon the density of observa- TANGENTIAL STRAIN AND STRESS RATES tion points. The use of linear interpolation func- tions has been already presented elsewhere The crustal strain rate components can be rela- (Aydan, 2000 and 2003). From equations (1), ted to the deformation rates at an observation (2) and (3), one can easily show that the follo- Aydan 93

stress at the start of GPS measurement and the increment from GPS-derived stress rate given as:

t . σ = σ + σ dt (6) {} {}0 ∫ {} T0

If the previous stress {σ}0 is not known, a comparison for the identification of location of the earthquake can not be done. The previous stress state of the earth’s crust is generally unk- nown. Therefore, Aydan et al. (2000) proposed Figure 1. Coordinate system and the definition of displacement rates for a triangular element. the use of maximum shear stress rate, mean ﬁekil 1. Koordinat sistemi ve bir üçgen eleman için stress rate and disturbing stress for identifying yer de¤iﬂtirme h›zlar›n›n tan›m›. the potential locations of earthquakes. The maximum shear stress rate, mean stress rate and disturbing stress rate are defined below: wing relation holds among the components of . . . . the strain rate tensor of a given element and . σ1 − σ 3 σ1 + σ 3 ..(7) τmax = ;σ m = ;τd = τmax + βσm displacement rates at nodal points. 2 2 . . {ε}=[B]{U} (4) Where β may be regarded as a friction coeffici- ent. It should be noted that one (vertical) of the Using the strain rate tensor determined from the principal stress rates is neglected in the above Eq. 4, the stress rate tensor can be computed equation since it can not be determined from with use of a constitutive law such as Hooke’s GPS measurements. The concentration locati- law for elastic materials, Newton’s law for visco- ons of these quantities may be interpreted as us materials and Kelvin’s law for visco-elastic the likely locations of the earthquakes as they materials (Aydan, 1997; Aydan and Nawrocki, imply the increase in disturbing stress. If the 1998). In this particular study, Hooke’s law is mean stress has a tensile character and its va- chosen and is written in the following form: lue increases, it simply implies the reduction of resistance of the crust. . . σ xx  λ + 2µ λ 0 ε xx   .   .  GPS NETWORK σ =  λλ+ 2µ 0  ε (5)  yy    yy  . . σ   00 µ γ  The GPS network of Japan, called GEONET, is  xy    xy  probably the most extensive network in the world and is run by Japan Geographical Survey Where λ and µ are Lame’s constants, which are Institute. In this study, the number of stations generally assumed to be λ = µ = 30 GPa (Fow- was chosen as 6 and the area was divided into ler, 1990). It should be noted that the stress and 5 elements as shown in Figure 2. The elements strain rates in Eq. (5) are for the plane tangenti- are denoted as MIY_WAK_YAM, WAK_ al to the earth’s surface. From the computed ONA_YAM, ONA_OSH_YAM, OSH_RIF_YAM strain rate and stress rates, principal strain and and RIF_MIY_YAM with the use of first three stress rates and their orientations may be easily letters of the GPS stations in clock-wise. Yamo- computed as an eigen value problem. to station is the nearest station to the epicenter of the July 26, 2003 earthquake. The area cho- To identify the locations of earthquakes, one sen may be of great interest to understand the has to compare the stress state in the earth’s near field displacement and stress rate variati- crust at a given time with the yield criterion of ons in the close vicinity of the epicentres of the crust. The stress state is the sum of the earthquakes. 94 Yerbilimleri

Figure 2. Seismicity map of the Nahanni fault zone for aftershocks with M>1.7 between July 26, 2003 and Sep- tember 22, 2003 (GPS stations and configuration of GPS mesh and a cross-section for aftershocks through the A-B) (after Öncel and Aydan, 2003). ﬁekil 2. Eylül 22, 2002 ile Temmuz 26, 2003 tarihleri aras›nda M>1.7’den büyük artç› depremlerin da¤›l›m› (GPS istasyonlar› ve kullan›lan GPS a¤› ve A-B dorultusu boyunca artç›lar›n izdüﬂümü) (Öncel ve Aydan 2003’- ten). Aydan 95

CHARACTERISTICS OF THE MIYAGI EARTHQUAKE OF JULY 26, 2003 A series of earthquakes occurred in the northern part of Miyagi Prefecture of Japan on July 26, 2003 and these are officially named as Mi- yagi-Hokubu earthquakes. Table 1 gives the parameters of fault planes for largest foreshock and aftershock of the July 26 event. Figure 3 shows the faulting mechanism obtained by NI- ED and the normalised principal stresses associated with the earthquake inferred from the focal plane solutions using the author’s method (Aydan et al., 2002). The faulting mechanism of the earthquake was caused mainly by a blind thrust fault with an almost NS strike and dipping towards west with an inclination of 30o- 45o The maximum horizontal stress acts in the direction of N83W and the least principal stress is almost vertical. The earthquakes with magnitudes of 7.0 and 5.5 occurred on May 26 and July 26, 2003, respectively, had quite similar faulting mechanisms. Fault planes for largest foreshock, aftershock and mainshock are also shown in Fi- gure 3.

PHYSICAL BACKGROUND FOR INTERPRETATION OF MEASURED GPS RESPONSES

Some rock mechanics laboratory tests and a numerical simulation of thrust faulting are desc- ribed in this section in order to have some Figure 3. (a) Focal plane solution of July 26 Mj6.2 physical background for the interpretation of va- earthquake and (b) its associated stress field. riables obtained from GPS measurements. ﬁekil 3. (a) Temmuz 26 Mj6.2 depreminin faylanma Firstly, axial stress and axial strain responses mekanizmas› ve (b) iliﬂkin gerilme ortam›. measured during a compression test on a gypsum sample from Turkey is shown in Figure 4 (Aydan et al. 2003). The sample was subjected as noted in the figure. When rock approaches to to a very complex loading history. The rock be- failure, the axial strain starts to increase very ra- haves elastically when the response is linear. pidly. However, if some fracturing starts to take place in the sample, the behaviour is no longer linear Next, an experimental result for the response of and some plastic strains occur upon unloading a tuff sample subjected to a uniaxial compressi-

Table 1. Orientation of fault planes and model rupture parameters. Çizelge 1. Fay düzlemlerinin e¤imi, e¤im yönü ve deprem parametreleri.

M0 LW Fault model Location Event Strike Dip Rake (km) (km) (xE17) N-m reference degree 7/25/2003 197 49 86 18 12 1.2 ERI 38.43N/141.17E 7/26/2003 201 42 102 18 15 14 ERI 38.40N/141.20E 7/26/2003 126 27 112 12 15 0.71 ERI 38.50N/141.20E 96 Yerbilimleri

(a)

(b) Figure 4. Mechanical responses of gypsum rock sample during uniaxial compression. fiekil 4. Türkiye’den bir jips örne¤inin tek eksenli s›- k›flma deneyi s›ras›ndaki mekanik davran›- fl›. ve creep loading is shown in Figure 5 (Aydan et al., 1999). As seen in the figure, the axial strain shows an accelerating creep response and the Figure 6. Stick-slip response of saw-cut Ryukyu (Ja- rock sample fails following the linear creep sta- pan) limestone blocks. ge. As noted in the results of the previous and fiekil 6. Ryukyu (Japonya) kireçtafl› bloklar›n›n kesik this experiments, the failure is always associ- arayüzeyinin yap›flma-kayma davran›fl›. ated with an accelerating strain or deformation response. noted from the figure, the linear deformation response in stick phase tends to deviate from It is also known that the stick-slip tests have so- the linear behaviour before the slip. In other me relevance to the behaviour of earthquake fa- words, the velocity was no longer constant and ults (Jaeger and Cook, 1979). Figure 6a shows it fluctuated before the slip took place. an example of a stick-slip experiment on a saw- cut surface of Ryukyu limestone blocks from Ja- As the faulting mechanisms of the Miyagi earth- pan (Tokashiki and Aydan, 2003). It is of great quakes were mainly thrust faulting, numerical interest that the stick-phase of deformation ex- simulations carried out by Aydan (2002) on the hibits a linear deformation response and the slip deformation responses of the faults during behaviour is distinguished with a sharp offset of thrust faulting using Discrete Finite Element deformation. Figure 6b shows a close-up view Method (DFEM) are referred herein to have so- of the response during the second slip event. As me ideas on the expected ground deformations before, during and after the earthquake. Figure 7 shows the boundary conditions imposed on

Figure 7. Finite element mesh used in DFEM analysis. Figure 5. Creep response of Ürgüp (Turkey) tuff. fiekil 7. DFEM analizinde kullan›lan sonlu elemanlar fiekil 5. Ürgüp (Türkiye) tüfünün krip davran›fl›. a¤› ve s›n›r koflullar›. Aydan 97 the numerical faulting model. The numerical fault model was subjected to forced displacements of 100 mm horizontally and vertically along the vertical and horizontal boundaries of hanging wall side of the fault plane. In the same figure, four control points on the ground surface are selected. Figure 8 shows deformed configurations for different steps of the computation, which may be viewed as a fictious time step. The first step corresponds the elastic response of the model. As noted from the figure, the ground surface is tilted and the whole body is compressed horizontally. However, once the fault starts to rupture near the lower boundary, the compressed footwall of the fault is relaxed and relative sliding starts to take place along the fault. Figure 9 shows the displacement responses of points on the hanging wall and footwalls following the initial elastic displacement. The elas-

Figure 9. Responses of control points on the footwall, hanging wall and tilting strain. fiekil 9. Taban ve tavan bloklar›ndaki kontrol noktala- r›n›n yerde¤ifltirme davran›fl› ve e¤ilme birim deformasyonu.

tic displacement is subtracted from the displacement responses, and the resulting displacement is normalised by the forced displacement at the boundary. The normalised horizontal displacements of control points on the footwall decrease, while those of control points on the hanging wall increase as the fracture propagation progresses. Similar responses are also observed for the normalised vertical displacement of control points. The variation in displacements of the control points far from the fault plane is gradual while those of control points nearby the fault plane are sharp during the propagation of the fault. The tilting strain perpendicular to the Figure 8. Deformed configurations during various strike of the fault decreases gradually as the computation steps. fiekil 8. De¤iflik hesaplama aflamalar›nda yerde¤ifltir- compressed body is released from the forced me durumlar›. displacement field. 98 Yerbilimleri

GPS MEASUREMENTS AND THEIR Figure 10 shows the displacement rates for Os- EVALUATION hika GPS station versus time. The displacement rates presented in this study are obtained by Displacement Rates subtracting the global coordinates of GPS stations with respect to those on the 1st january of The expected deformation pattern for the faul- 1998. The right vertical axis is defined as MRI ting mechanism from the previous two-dimensi- =M x 100 / R, in which M is magnitude, R is onal analysis implies that there should be cont- hypocenter distance (km). The index MRI may raction along perpendicular (EW direction) to be an indicator of the effect of earthquakes on the strike of the fault and the extension parallel the region. In Figure 10, there are two time se- to the fault strike (NS direction) due to Poisson ries plots of the deformation rates; one is for an effect. As for the vertical motion, the east side of uncorrected plot and the other is an corrected the fault (denoted B in Figure 2) should be mo- plot. The offsets in displacement rates of all sta- ving downward while the motion of its west side tions were observed in December 2002. Nevert- should be upward. heless, there was no significant earthquake in the region within a radius of 500 km or worldwi- de during that period. If the measured GPS data are reliable, these should be corresponding to some silent crustal movements. However, the author have recently found out that these offsets were due to the antenna replacement of the GPS stations in the region in December 2002. Therefore, some corrections were done on the time series plot of the displacement rates for all GPS stations by taking into account the general trend of before and after the antenna replacement.

Figure 11 shows the time series plots of the corrected displacement rates for all GPS stations. Rifu and Miyagi-Taiwa stations on the hanging- wall of the causative fault while Oshika and Onagawa GPS stations are on its foot-wall block. Wakuya GPS station is almost at the north tip of the causative fault, while Yamoto GPS station is just on the fault. It is noted that there are some sinusoidal year-long fluctuations of the displacement rates. These fluctuations are due to the deformation of the earth due to its motion around the sun. The displacement rates of Yamoto and Oshika stations are the most stri- king ones and these stations move in the direction of SE after the beginning of 2003 while they subside as expected from the fault deformation before the release of stored mechanical energy by the earthquake. On the other hand, the rest of other GPS stations moves NW while they are uplifted. The deformation responses after the beginning of 2003 are similar to those in the ac- Figure 10. Uncorrected and corrected time series of celerating stage of creep tests as discussed in displacement rates of Oshika GPS station. the previous section. fiekil 10. Oshika GPS istasyonunda düzeltilmemifl ve düzeltilmifl yerde¤ifltirme miktar›n›n zamana ba¤l› de¤iflimi. Aydan 99

Figure 12. Time series of minimum, maximum principal and maximum shear strain rates of GPS Figure 11. Corrected time series of displacement ra- elements. tes of all GPS stations. fiekil 12. Bütün GPS elemanlar›n›n en büyük, en kü- fiekil 11. Bütün GPS istasyonunda düzeltilmifl yerde- çük asal ve en büyük makaslama birim de- ¤ifltirme miktar›n›n zamana ba¤l› de¤iflimi. formasyonlar›n›n zamana ba¤l› de¤iflimi.

Strain Rates sappeared in the computed strain rates. In other words, if the strain rate concept is used, there is The interpretation of deformation velocity com- no need to consider the displacement compo- ponents of GPS stations becomes meaningless nent of the earth’s crust due to the year-long when they are considered individually. Therefo- motion of the earth around the sun. re, the utilization of strain and stress rates is more meaningful as they are the indicators of The strain rate components of Yamoto-Rifu-Os- the distribution of regional straining. The sign hika element indicates a visible linear strain ra- convention for strain rate tensor follows that of te variation with time while strain variations of the continuum mechanics. Therefore, maximum other GPS elements are not distinct at all. The principal stress rate has either an extensional strain rate high strain variations of Yamoto-Rifu- character or the least compressive strain while Oshika element become more apparent in Oc- minimum principal strain rate is vice versa. Fi- tober 2002. The epicenter of the main shock gure 12 shows the maximum (tensile), minimum was located within this element. However, the (compression) and maximum shear strains of strain rate components of the elements of Ya- each GPS element with time. It is of great inte- moto-Oshika-Onagawa, Yamoto-Onagawa-Wa- rest that the year-long sinusoidal fluctuations kuya and Yamoto–Wakuya-Miyagi-Taiwa star- observed in displacement responses almost di- ted to change remarkably at the beginning of 100 Yerbilimleri

May, 2003 and after M7.0 of Kinkazan earthquake on May 26, 2003, the strain rates of these element became greater with time. The high rate of variations after the M7.0 earthquake resulted in a series of earthquakes on July 26, 2003, called Miyagi-Hokubu earthquakes. As noted from the figure, extensional strain rates are larger than compressive strain rates. It is also noted that the maximum shear strain rates may be a good indicator of regional straining.

Figure 13 shows the tilting strain rates for all GPS elements. Since the element of Yamoto- Rifu-Oshika spans over both sides of the fault, the tilting strain components of this element are smaller than those of other elements. The tilting strain components of Yamoto-Onagawa-Waku- ya and Yamoto-Wakuya-Miyagi-Taiwa are greater than those of other GPS elements. All strain rate components resemble accelerating creep strain responses particularly after the beginning of 2003. The strain rates are particularly accelerated following the M7.0 Kinkazan earthquake.

Stress Rates

First maximum and minimum principal stress rates and shear stress rate associated with tilting Figure 14. Time series of maximum, minimum principal stresses and shear stress associated with tilting strain rates of GPS elements. ﬁekil 14. En büyük, en küçük asal ve e¤ilme makaslama gerilmelerinin zamana ba¤l› de¤iﬂimi.

strains are shown in Figure 14. The sign convention for stress rate tensor follows that of the continuum mechanics. Therefore, maximum principal stress rate has either a tensile character or the least compressive stress while minimum principal stress rate is vice versa. The largest compressive stress rates occur almost in EW direction while the least compressive or tensile stress rates are aligned along NS direction. It is of great interest that a regional unloading occur before the earthquake since the maximum principal stress rate, which is of tensile character, increases while the minimum principal stress rate is almost constant. The time of remarkable variations are the same those sta- Figure 13. Time series of tilting strain rates of GPS ted for strain rates. The shear stress rates asso- elements. ﬁekil 13. E¤ilme birim deformasyonlar›n›n zamana ciated with tilting strains also indicate remarkab- ba¤l› de¤iﬂimi. le changes after the beginning of 2003. Aydan 101

Aydan et al. (2000) found better correlations 2003. The high rate of variations continued after among the stress rates given by Eq. (7) and the M7.0 earthquake and resulted in July 26, earthquake occurrences. The characters of me- 2003 Miyagi-Hokubu earthquakes. As noted an, maximum shear and disturbing stress rates from the figure, the variations of disturbing have certain meanings for the interpretation of stress rates are greater than those of mean and faulting mechanism and seismic risk of the regi- maximum shear stress rates. This may indicate ons. The mean, maximum and disturbing stress that the disturbing stress rate may be a good in- rates are computed and results are shown in Fi- dicator of regional stress variations and precur- gure 15, using the stress rate definitions given sors of following earthquakes. by Eq. (7). As noted from Figure 15, large changes in me- The stress rate components of Yamoto-Rifu- an, maximum shear and disturbing stress rates Oshika element indicates that remarkable are observed following the M7.0 earthquake. stress variations started in October 2002 as no- Very large variations observed in computed ted in the previous sub-sections. However, the stress rate components stations of all elements strain rate components of the elements of Ya- was first observed on February 26, May 26 and moto-Oshika-Onagawa, Yamoto-Onagawa- June 26. These events almost correspond to Wakuya and Yamoto-Wakuya-Miyagi-Taiwa the moon phase and moon distance relative to started to change remarkably at the beginning the Earth as seen in Figure 16. of May, 2003 about 1 month before the M7.0 Kinkazan earthquake that occurred on May 26, CONCLUSIONS

In this study, the principles of a method for the computation of strain and stress rates in a plane tangential to the earth’s surface from GPS measurements are briefly presented. This method is then applied to the GPS measurements in the northern part of Miyagi Prefecture between 1998 and 2003. Although the response of deformation rates of the stations obtained from GPS measurements are not generally consistent with the plate tectonics model of the region, the regional strain and stress rates are in accordance with those expected from the faulting mechanism of the earthquakes.

As seen in the previous applications to the GPS measurement in Turkey (Aydan et al. 2000, Ay- dan 2003), the mean, maximum shear and disturbing stress rates can be quite useful for iden-

Figure 15. Time series of mean, maximum shear and Figure 16. The variation of moon-distance and moon- disturbing stress rates of GPS elements. phase between April 20 and August 7, 2003. fiekil 15. Ortalama, en büyük ve e¤ilme makaslama fiekil 16. 2003 y›l›nda Nisan 20 ile A¤ustos 7 aras›n- gerilmelerinin zamana ba¤l› de¤iflimi. da ay›n uzakl›¤› ve durum de¤iflimi. 102 Yerbilimleri tifying the areas with a high seismic risk. They Symposium on the Geotechnics of Hard may be further useful for near future (in the or- Soils-Soft Rocks, Napoli, 1, 403-411. der of months) earthquake prediction. However, Aydan, Ö., Ulusay, R Yüzer, E., Erdo¤an, M., and they can not be used for very near future predic- Kawamoto, T., 1999. A research on the li- tions, say, in the order of several hours to days ving environment of Derinkuyu Undergro- und City, Central Turkey. (MONBUSHO unless their sensitivity of measurements is Research Project No: 09044154) (in Japa- substantially improved. Furthermore, the chan- nese). ging antenna and some artificial causes such as Aydan, Ö., Kumsar, H., and Ulusay, R., 2000. The the releasing correct information on the exact implications of crustal strain-stress rate positions of satellites operated by USA (i.e. off- variations computed from GPS measure- sets during Iraq war) may cause some undesi- ments on the earthquake potential of Tur- rable offsets. If the earthquake predictions utili- key. International Conference of GIS on Earth Science and Applications. ICGESA- ze GPS measurements, such offsets may result ’2000, Menemen (on CD). in false alerts. Aydan, Ö., Kumsar, H and Ulusay, R., 2002. How to infer the possible mechanism and charac- ACKNOWLEDGEMENT teristics of earthquakes from the striations and ground surface traces of existing fa- The author thanks Dr. Tetsuro Imakiire from ults, JSCE, Earthquake and Structural En- GSI and Dr. Ali Öncel from JGS of Japan to help gineering/Earthquake Engineering, 19 (2), 199-208. him with GPS data. Aydan, Ö., Tokashiki, N., Ito, T., Akagi, T., Ulusay, R., and Bilgin, H. A., 2003. An experimental study on the electrical potential of non- REFERENCES piezoelevtrik geomaterials during fracturing and sliding, Proceeding of the 9th Aydan, Ö., 1997. Dynamic uniaxial response of rock ISRM Congress, South Africa, 73-78. specimens with rate-dependent characte- Eringen, A.C., 1980. Mechanics of Continua, R.E. ristics. Proceedings of the South African Krieger Pub. Co., New York. Rock Engineering Symposium, Johannes- burg, SARES’97, 322-331. Fowler, C.M.R., 1990. The solid earth - An introduction to Global Geophysics, Cambridge Uni- Aydan, Ö., 2000. Annual strain rate and stress rate versity Press, Cambridge. distributions of Turkey from GPS Measu- rements, Yerbilimleri, 22, 21-32. Jaeger, J.C and Cook, N.G.W., 1979. Fundamentals of Rock Mechanics, 3rd Edition, 593 pp. Aydan, Ö., 2002. Actual observations and numerical Chapman and Hall, London. simulations of surface fault ruptures and their effects on engineering structures. 8th Öncel, A., and Aydan, Ö., 2003. Variations in GPS- Workshop on Earthquake Resistant De- derived displacement and stresses during sign of Lifeline Facilities and Counterme- the 2003 Miyagi earthquakes. Proceeding asures against Liquefaction, Tokyo, Ja- of the International Colloquium on Instru- pan. mentation and Monitoring of Landslides and earthquakes in Japan and Turkey, Ko- Aydan, Ö., 2003. The earthquake prediction and riyama, (H. Tano and Ö. Aydan (eds.)), earthquake risk in Turkey and the applica- 81-90. bility of global positioning system (GPS) for these purposes. Turkish Earthquake Tokashiki, N., and Aydan, Ö., 2003. Characteristics Foundation, TDV/KT 024-87, 1-73 (in Tur- of Ryukyu Limestone and its utilization as kish). a building stone in historical and modern structures. Proceeding of the International Aydan, Ö., and Nawrocki, P., 1998. Rate-dependent Symposium on Industrial Minerals and Bu- deformability and strength characteristics ilding Stones, ‹stanbul, 311-318. of rocks. Proceeding of the Inernational Yerbilimleri, 30 (2004), 103-114 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Güncel bir foraminifer; Amphicoryna scalaris (Batsch)

A Recent foraminifer; Amphicoryna scalaris (Batsch)

Engin MER‹Ç1, Niyazi AVﬁAR2, Fulya BERG‹N3 1 ‹stanbul Üniversitesi Deniz Bilimleri ve ‹ﬂletmecili¤i Enstitüsü,34470 Vefa, ‹STANBUL 2 Çukurova Üniversitesi, Mühendislik-Mimarl›k Fakültesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 01330 Balcal›, ADANA 3 Bo¤aziçi Üniversitesi, Kültür Miras› Müzesi, 34342 Bebek, ‹STANBUL

ÖZ

Bu çal›flmada; Do¤u Ege Denizi’nde, Saros Körfezi ile Marmaris Körfezi aras›nda kalan alanda 40 noktada bulun- mufl olan Amphicoryna scalaris (Batsch) mikrosferik ve makrosferik fertlerinin özellikleri sunulmufl, ayr›ca kavk› ge- liflmesinde gözlenen özellikler ortaya konulmufltur. Çal›flman›n amac›; ender olarak rastlan›lan Amphicoryna scalaris (Batsch) mikrosferik fertlerinin Korsika Adas› çevresi, Napoli Körfezi ve Adriyatik Denizi’nde oldu¤u gibi, Do- ¤u Ege Denizi’nde de nadiren bulundu¤unu, üst ve alt sirkalitoral ile üst ve alt epibatyal zonlarda yaflad›¤›n› ortaya koymakt›r.

Anahtar Kelimeler: Amphicoryna scalaris (Batsch), Do¤u Ege Denizi, foraminifer, makrosferik birey, mikrosferik birey.

ABSTRACT

In this study microsferic and macrosferic individuals of Amphicoryna scalaris (Batsch) collected from 40 stations located between the Gulf of Saros and Marmaris Bay in the Eastern Aegean Sea. Some differences in the test development were observed. The purpose of this study is to prove that the presence of the microspheric individuals of the Amphicoryna scalaris (Batsch) is also rare in the Eastern Aegean Sea, as is around the Corsica Island, Gulf of Naples and Adriatic Sea.

Key Words: Amphicoryna scalaris (Batsch), Eastern Aegean Sea, foraminifer, macrospheric individual, microspheric individual.

G‹R‹ﬁ

Amphicoryna scalaris, ilk kez Batsch taraf›ndan Barker, 1960; Hofker, 1960; Daniels, 1970; Le 1791’de Nautilus (Ortoceras) scalaria olarak ad- Calvez, 1974; Bizon ve Bizon, 1984; Loeblich land›r›lm›fl, daha sonra 1881’de bu cinsin ad› ve Tappan, 1988; Cimerman ve Langer, 1991; Schlumberger taraf›ndan Amphicoryna olarak Hatta ve Ujiie, 1992; Sgarrella ve Monchar- de¤ifltirilmifltir. Bu cins ve tür ile ilgili olarak gü- mont-Zei, 1993; Yassini ve Jones, 1995; Avflar, nümüze de¤in çeflitli araflt›r›c›lar taraf›ndan çok 2002; Meriç vd., 2004a ve 2004b). Söz konusu say›da çal›flma yap›lm›flt›r (Parker ve Jones, foraminifer, Do¤u Ege Denizi’nde kuzeyde Sa- 1865; Brady, 1884; Cushman, 1913 ve 1921; ros Körfezi ile güneyde Marmaris Körfezi ara- Asano, 1938; Buchner, 1940; Parker, 1958; s›nda kalan alanda farkl› derinliklerden derlen-

E. Meriç E-mail: [email protected] 104 Yerbilimleri mifl olan 40 örnekte gözlenmifltir (fiekil 1 ve 2). Amphicoryna scalaris (Batsch), 1791 Örneklerin al›nm›fl oldu¤u derinlikler Çizelge (Levha 1, flekil 1-13; Levha 2, flekil 1-10; Levha 1’de verilmifltir. 3, flekil 1-11) S‹STEMAT‹K ÖZELL‹KLER 1791 Nautilus (Ortoceras) scalaria, Batsch, s. 91, Levha 2, flek. 4 a-b. Ordo LAGENIDA Lankester, 1885 1865 Nodosaria scalaris (Batsch), Parker ve Jo- Üstfamilya NODOSARIACEA Ehrenberg, 1838 nes, s. 340, Levha 16, flek. 2. Familya Vaginulinidae Reuss, 1860 1884 Nodosaria scalaris (Batsch), Brady, s. Altfamilya Marginulininae Wedekind, 1937 510, Levha 63, flek. 28-31. Cins Amphicoryna Schlumberger, 1881 (Milne- 1913 Nodosaria scalaris (Batsch), Cushman, s. Edwards, 1881’den) 58, Levha 24, flek. 7.

ﬁekil 1. Saros Körfezi, Gökçeada, Gökçeada-Bozcaada-Çanakkale Üçgeni örnekleme noktalar› bulduru haritas›. Figure 1. Map of sampling locations (Gulf of Saros, Gökçeada, Gökçeada-Bozcaada-Çanakkale Triangle). Meriç vd. 105

Çizelge 1. Örnek noktalar›n›n derinlikleri ve koordinatlar›. Table 1. Depths and coordinates of the sampling locations.

Örnek No. Derinlik (m) ENLEM BOYLAM Örnek No. Derinlik (m) ENLEM BOYLAM Saros 10 68.50 40° 35′ 76″ 26° 34′ 00″ G.B.Ç. 8 58.00 40° 03′ 80″ 26° 16′ 60″ Saros 12 214.70 40° 31′ 13″ 26° 35′ 50″ G.B.Ç. 9 72.00 40° 02′ 20″ 26° 16′ 80″ Saros 13 156.00 40° 28′ 90″ 26° 31′ 85″ G.B.Ç. 10 57.00 40° 02′ 20″ 26° 17′ 00″ Saros 14 84.00 40° 32′ 77″ 26° 30′ 44″ G.B.Ç. 15 47.00 40° 00′ 80″ 26° 14′ 50″ Saros 20 92.00 40° 32′ 52″ 26° 23′ 64″ G.B.Ç. 22 45.00 39° 57′ 00″ 26° 02′ 00″ Saros 22 118.50 40° 31′ 23″ 26° 33′ 01″ G.B.Ç. 24 56.00 40° 04′ 70″ 25° 56′ 60″ Saros 25 188.00 40° 23′ 00″ 26° 19′ 70″ G.B.Ç. 26 72.00 39° 57′ 80″ 25° 56′ 80″ Saros 27 144.80 40° 30′ 85″ 26° 18′ 63″ Kufladas› 3 113.00 38° 09′ 25″ 26° 18′ 06″ Saros 28 115.50 40° 31′ 41″ 26° 19′ 70″ Kufladas› 4 226.00 38° 04′ 78″ 26° 27′ 39″ Saros 29 92.00 40° 32′ 33″ 26° 19′ 63″ Kufladas› 5 137.00 38° 06′ 52″ 26° 34′ 28″ Saros 30 90.50 40° 32′ 19″ 26° 18′ 32″ Kufladas› 8 29.00 37° 27′ 11″ 27° 12′ 24″ Saros 34 82.00 40° 32′ 00″ 26° 15′ 47″ Gökova 5 34.50 36° 48′ 71″ 27° 51′ 62″ Saros 36 74.00 40° 31′ 50″ 26° 13′ 59″ Gökova 7 198.00 36° 46′ 37″ 27° 24′ 55″ Saros 40 77.30 40° 30′ 06″ 26° 09′ 04″ Datça 1 252.30 36° 40′ 25″ 27° 42′ 78″ Saros 72 500.00 40° 26′ 40″ 26° 09′ 15″ Datça 3 139.50 36° 43′ 21″ 27° 46′ 68″ Saros 80 98.00 40° 20′ 30″ 26° 13′ 00″ Datça 9 147.00 36° 38′ 39″ 28° 02′ 31″ Gökçeada 25 25.00 40° 11′ 00″ 25° 42′ 15″ Marmaris 1 106.40 36° 32′ 98″ 28° 00′ 20″ Gökçeada 29 11.00 40° 10′ 23″ 25° 58′ 44″ Marmaris 2 79.10 36° 35′ 13″ 28° 04′ 40″ G.B.Ç. 5 49.50 39° 39′ 11″ 26° 05′ 57″ Marmaris 4 71.80 36° 40′ 89″ 28° 11′ 87″ G.B.Ç. 7 18.00 40° 02′ 00″ 26° 19′ 90″ Marmaris 5 128.80 36° 38′ 39″ 28° 13′ 80″ G.B.Ç.: Gökçeada-Bozcaada-Çanakkale.

1921 Nodosaria scalaris (Batsch), Cushman, s. ve Moncharmont-Zei, s. 191, Levha 199, Levha 35, flek. 6 11, flek. 2-3. 1938 Lagenonodosaria scalaris (Batsch), Asa- 1995 Amphicoryna scalaris (Batsch), Yassini ve no, s. 210, Levha 25, flek. 28; Levha Jones, no. 290, s. 228, flek. 598. 27, flek. 11-13. 2002 Amphicoryna scalaris (Batsch), Avflar, s. 1940 Nodosaria scalaris (Batsch), Buchner, 64, Levha 2, flek. 8-9. Levha 1, flek. 1-19. 2004 a Amphicoryna scalaris (Batsch), Meriç 1958 Lagenonodosaria scalaris (Batsch), Par- vd., s. 10, Levha 5, flek. 2. ker, s. 258, Levha 1, flek. 32-33. 2004 b Amphicoryna scalaris (Batsch), Meriç 1960 Amphicoryna scalaris (Batsch), Barker, vd., s. 125, Levha 19, flek. 2-7. Levha 63, flek. 28-31. 1960 Nodogenerina scalaris (Batsch), Hofker, Kavk› ince ve uzun bir flekildedir. Makrosferik s. 244, flek. 63-65. bireylerde kavk›n›n alt k›sm›nda ince bir diken 1970 Amphicoryna scalaris (Batsch), v. Daniels, bulunur (Levha 3, fiekil 6a, 7a ve 7b). ‹lk locay› s. 78, Levha 4, flek. 4. tek s›ra halinde s›ralanm›fl ve fliflkin görünüm 1974 Nodosaria striaticollis (d’Orbigny), Le Cal- sunan localar izler. Bu localar›n say›s›, bireylere vez, Y., s. 32, Levha 8, flek. 1-5. göre 3-5 aras›nda de¤iflir (Levha 1, fiekil 6-13; 1984 Amhicoryna scalaris (Batsch), Bizon ve Levha 2, fiekil 1-8; Levha 3, fiekil 1-11). Mikros- Bizon, Levha 8, flek. 1-4. ferik bireylerde ise, kavk›n›n bafllang›c›nda ka- 1988 Amphicoryna scalaris (Batsch), Loeblich ma gibi k›vr›k ve kal›n bir uzant› yeral›r (Levha ve Tappan, s. 410, Levha 450, flek. 1, fiekil 1-5) (Bizon ve Bizon, 1984; Levha 8, 11-14. fiekil 1 ve 4; Cimerman ve Langer, 1991; Levha 1990 Amphicoryna scalaris (Batsch), Meriç ve 54, fiekil 1-4; Sgarrella ve Moncharmont-Zei, Sak›nç, s. 14, Levha 3, flek. 9 a-b. 1993; Levha 11, fiekil 3; Meriç vd., 2004 b; Lev- 1991 Amphicoryna scalaris (Batsch), Cimerman ha 19, fiekil 6 ve 7). Bunu astakolus döngüde ve Langer, s. 52,Levha 54, flek.1-9. s›ralanm›fl olan localar izler. Bu localar›n flekil- 1992 Amphicoryna scalaris (Batsch), Hatta ve leri makrosferik bireylerinki ile benzerlik tafl›r. Ujiie, s.166, Levha 21, flek. 8 a-b. Her iki tipte localar üzerinde düzgün s›ralanm›fl 1993 Amphicoryna scalaris (Batsch), Sgarrella boyuna kal›n kotlar bulunmaktad›r. A¤›z uzun 106 Yerbilimleri

fiekil 2b. Kufladas› Körfezi, Gökova Körfezi, Datça Körfezi ve Marmaris Körfezi örnekleme noktalar› bulduru haritas› Figure 2b. Map of sampling locations (Gulf of Kufladas› Gulf of Gökova, Gulf of Datça and Marmaris Bay).

bir boynun üzerinde yer al›r ve ›fl›nsal özellikte- Amphicoryna scalaris (Batsch) Tirhen Denizi dir. Ayr›ca, boyun üzerinde birbirine paralel ve güneyinde, Vulcano Adas›’n›n kuzeybat›s›nda ard›fl›k yatay süsler bulunur (Levha 1,fiekil 6b, 130-210 m (Cimerman ve Langer, 1991), Napo- 10b, 12b; Levha 2, fiekil 1b, 4b, 6b, 9,10; Lev- li Körfezi’nde 13-60 m (Sgarrella ve Monchar- ha 3, fiekil 6b). mont-Zei, 1993), Orta Adriyatik Denizi’nde Meriç vd. 107

180 m (Cimerman ve Langer, 1991), Kuzeybat› Barker, R. W., 1960. Taxonomic notes on the speci- Akdeniz’de 320-480 m ve en fazla 600 m’den es figured by H. B. Brady in his report daha derinde (Bizon ve Bizon, 1984), Do¤u Ak- on the foraminifera dredged by H. M. S. Chal- lenger during the years 1873-1876. Accompa- deniz’de 995 m alt›ndaki derinlikler de (Parker, nied by a reproduction of Brday’s plates. Soc. 1958), Do¤u Ege Denizi’nde 11-500 m aras› de- Econom. Paleont. Miner., Spec. Publ. 9, 1- rinliklerde (Meriç vd., 2004 a ve 2004 b), kuzey- 238, pls. 1-115. bat› Pasifik’deki Iriomote Adas›’n›n güneydo¤u- Batsch, A. I. G. C., 1791. Sechs Kupfertafeln mit sunda 250 m (Hatta ve Ujiie, 1992) gibi infralito- Conchylien des Seesandes, gezeichnet und ral, alt ve üst sirkalitoral ile ender olarak alt-üst gestochen von A. J. G. K. Batsch, pls. 1-6. epibatiyal zonlarda yaflam›n› sürdürür. Bizon, G., et Bizon, J. J., 1984. Foraminiferes des sé- diments profonds. In: Ecologie des microorga- SONUÇLAR nismes en Méditerranée Occidentale. “ECO- MED” J. J. Bizon, et P. F. Burollet, (eds.) 104- 139. Akdeniz’deki farkl› yerlerde ve farkl› derinlikler- Brady, H. B., 1884. Report on the foraminifera dred- de s›kça gözlenen Amphicoryna scalaris ged by H. M. S. Challenger, during the years (Batsch) türü, mikrosferik ve makrosferik birey- 1873-1876. Report on the Scientific Results of ler ile temsil edilir. Çeflitli bölgelerde gözlendi¤i the Voyage of the H. M. S. Challenger during üzere, Do¤u Ege Denizi’nde Türkiye k›y›lar›nda the years 1873-1876. 9, 819 pp., 115 pls. da bu türe ait mikrosferik bireylere ender olarak Buchner, P., 1940. Die Lagenen des Golfes von Ne- rastlan›lm›flt›r. Makrosferik bireylerde kavk›y› apel und der marinen Ablagerungen auf Isc- oluflturan localar bafllang›çtan itibaren düzenli hia (Beitrage zur Naturgeschichte der Insel Ischia 1). Nova Acta Leopoldina, Neue Folge, bir geliflme sunmaz. Ancak genelde, ilk locay› 9 (62), 363-560. izleyen 2. veya 3. loca yüksekli¤i az olup, bunu Cimerman, F., and Langer, M. R., 1991. Mediterrane- izleyen localar ve özellikle son loca en fazla an foraminifera. Slovenska Akademija Zna- yüksekli¤e sahiptir (Levha 1, fiekil 7, 8, 9, 10a, nosti in Umetnosti. Academia Sciertiarum et 12a, 13a ve b; Levha 2, fiekil 1a, 2a ve b, 5, 6a, Artium Slovenca, 118 pp. 8 a ve b; Levha 3, fiekil 2a ve b, 3, 4, 5a ve b, Cushman, J. A., 1913. A monograph of the foramini- 7 a ve b, 8, 9, 10, 11). Bu tür, genel olarak, üst fera of the North Pacific Ocean. ve alt sirkalitoral ile üst ve alt epibatiyal zonlar- Pt. 3, Lagenidae. U. S. National Museum Bulletin, 71 da yaflamaktad›r. (3), 125 p., 47 pls. Cushman, J. A., 1921. Foraminifera of the Philippines KATKI BEL‹RTME and adjacent seas. U. S. National Museum Bulletin, 100 (4), 608 p., 100 pls. Yazarlar; bu çal›flmada incelenen Amphicoryna Daniels, V. H. v., 1970. Quantitative ökologische scalaris (Batsch) örneklerinin elektron mikros- Analyse der zeitlichen und raumlichen Ver- kobunda (Jeol JSM 5600) foto¤raflar›n›n çeki- teilung rezenter Foraminiferen in Limski-Kanal mini sa¤layan ASSAN A.fi. Araflt›rma-Gelifltir- bei Rovinj (nördliche Adria). Göttingen Arbe- me Merkezi Baflkanl›¤›’na, foto¤raflar› çeken itum der Geologische und Paleontologische. Teknisyen Hüsnü Öztürk’e, foto¤raflar›n bilgisa- 8, 1-109, pls. 1-8. yar ortam›nda bas›m›n› gerçeklefltiren ‹stanbul Ehrenberg, C. G., 1838. Über dem blossen Auge un- Üniversitesi’nden Dr. Müfit Özulu¤ ile flekilleri sichtbare Kalkthierchen als Hauptbestandthe- ile der Kreidegebirge, Bericht über die zu Be- haz›rlayan Dr. ‹pek Barut’a teflekkür ederler. kanntmachung geeigneten Verhandlungen der Königlichen Preussischen Akademie der Wissenschaften zu Berlin 1838: 192-200. KAYNAKLAR Hatta, A., and Ujiie, H., 1992. Benthic foraminifera from Coral Sea between Ishigaki and Iriomote Asano, K., 1938. Japanese fossil Nodosariidae, with Islands: Southern Ryuukyu Island Arc, North- notes on the Frondiculariidae. western Pasific. Bulletin College of Science, Science Reports Thoku Imperial University, 2nd se- University of the Ryukyus, 54, 163-287. rie, 19 (2), 179-220, pls.24-31. Hofker, J., 1960. Foraminiferen aus dem Golg von Avflar, N., 2002. Gökçeada, Bozcaada ve Çanakkale Neapel. Paleontologie Zeitung, 34 (3/4), 233- üçgeni k›ta sahanl›¤› (KD Ege Denizi) bentik 262. foraminifer da¤›l›m› ve taksonomisi. Yerbilim- Lankester, E. R., 1885. Protozoa, in Encyclopaedia leri, 26, 53-75. Britannica, V. 19, 9th ed., 830-866 pp. 108 Yerbilimleri

Le Calvez, Y., 1974. Révision des Foraminiferes de Parker, F. L., 1958. Eastern Mediterranean Foramini- la collection d’Orbigny. I. Foraminiferes des fera. Reports of the Swedish Deep-Sea Expe- iles Canaries. Cahiers de Micropaléontologie, dition, 3, 219-285, 6 pls. 1974 (2), 1-108, pls. 1-28. Parker, W. K., and Jones, T. R., 1865. On some fora- Loeblich, Jr. A. R., and Tappan, H., 1988. Foramini- minifera from the North Atlantic and Arctic feral genera and their classification. Van Nost- Oceans, including Davis Straits and Baffin’s rand Reinhold Company, 970 pp., 842 pls. Bay. Philosophical Transactions of the Royal Society, 155, 325-441, pl. 12-19. Meriç, E. ve Sak›nç, M., 1990. Foraminifera, ‹stanbul Bo¤az› Güneyi ve Haliç’in Geç Kuvaterner Reuss, A.E., 1860. Die foraminiferen der Westpha- (Holosen) dip tortullar›. E. Meriç (ed.), 15-41. lischen Kreideformation. Sitzungbreichte der K. Akademie der Wissenschaften in Wien, Meriç, E., Avﬂar, N., Nazik, A., Ery›lmaz, M. ve Yüce- Mathematisch-Naturwissenschaftliche Classe soy-Ery›lmaz, F., 2004 a. Saros Körfezi’nin 40, 147-238. (Kuzey Ege Denizi) güncel bentik ve planktik foraminifer topluluklar› ile çökel da¤›l›m›. Çu- Sgarrella, F., and Moncharmont-Zei, M., 1993. Bent- kurova Üniversitesi Yerbilimleri/Geosound hic foraminifera of the Gulf of Naples (Italy), Dergisi, 45 (bask›da). systematic and autoecology. Bulletino della Societa Paleontologica Italiana, 32 (2), 145- Meriç, E., Avﬂar, N. and Bergin, F., 2004 b. Benthic 264. foraminifera of Eastern Aegean Sea (Turkey) systematics and autoecology. Turkish Marine Wedekind, P. R., 1937. Einfuhrung in die Grundlagen Reseach Foundation and Chamber of Geolo- der historischen Geologie. Band II. Mikrobi- gical Engineers of Turkey, Publication No: 18, ostratigraphie die Korallen und Foraminiferen- 306 pp. zeit. Stuttgard: Ferdinand Enke, 136 pp. Yassini, I. and Jones, B. G., 1995. Foraminiferida and Milne-Edwards, A., 1881. Compte rendue sommaire ostracoda from estuarine and shelf environ- d’une exploration zoologique, faite dans le ments on the southeastern coast of Australia. Méditerranée, à bord nu navire de l’Etad “le University of Wollongong Press, 484 pp. Travailleur”. Compte Rendu Hebdomadaire des Séances de le’ Académie des Sciences, Paris 93, 876-882. Meriç vd. 109

LEVHA 1 PLATE 1

1-13. Amphicoryna scalaris (Batsch) 1-13. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Mikrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Datça Kör- fezi-1. 1. Microspheric form, external view, x 80, Gulf of Datça -1. 2. Mikrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Datça Kör- fezi-1. 2. Microspheric form, external view, x 80, Gulf of Datça -1. 3. Mikrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Kufladas› Körfezi-5. 3. Microspheric form, external view, x 70, Gulf of Kufladas› -5. 4. Mikrosferik fert, d›fl görünüm. x 80, Gökova Körfezi-7. 4. Microspheric form, external view, x 80, Gulf of Gökova -7. 5. Mikrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, son iki locan›n ayr›nt›l› görünümü, x 110; c, ilk lo- 5. Microspheric form, a, external view, x 70; b, calar›n ayr›nt›l› görünümü, x 110, Gökova detailed view of last two chambers, x 110; c, Körfezi-7. detailed view of first chamber, x 110, Gulf of Gökova -7. 6. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 90; b, boyun ve a¤›z›n ayr›nt›l› görünümü, x 400, Dat- 6. Macrospheric form, a, external view, x 90; b, ça Körfezi-1. detailed view of neck and aperture, x 400, Gulf of Datça -1. 7. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 90, Datça Körfezi-1. 7. Macrospheric form, external view, x 90, Gulf of Datça -1. 8. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Datça Körfezi-1. 8. Macrospheric form, external view, x 80, Gulf of Datça -1. 9. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 95, Datça Körfezi-1. 9. Macrospheric form, external view, x 95, Gulf of Datça -1. 10. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 85; b, son loca, boyun ve a¤›z, x 130, Datça Körfezi-1. 10. Macrospheric form, a, external view, x 85; b, last chamber, neck and aperture, x 130, Gulf 11. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 90, Datça of Datça -1. Körfezi-7. 11. Macrospheric form, external view, x 90, Gulf 12. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 80; b, bo- of Gökova -7. yun ve a¤›z, x 180, Gökova Körfezi-7. 12. Macrospheric form, a, external view, x 80; b, 13. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 65; b, ilk üç neck and aperture, x 180, Gulf of Gökova -7. locan›n ayr›nt›l› görünümü, x 150, Gökova Körfezi-7. 13. Macrospheric form, a, external view, x 65; b, detailed view of first three chambers, x 150, Gulf of Gökova -7. 110 Yerbilimleri

LEVHA 1 / PLATE 1 Meriç vd. 111

LEVHA 2 PLATE 2

1-10. Amphicoryna scalaris (Batsch) 1-10. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 80; b, bo- 1. Macrospheric form, a, external view, x 80; b, yun ve a¤›z›n ayr›nt›l› görünümü, x 200, Gö- detailed view of neck and aperture, x 200, kova Körfezi-7. Gulf of Gökova -7. 2. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 60; b, ilk üç 2. Macrospheric form, a, external view, x 60; b, loca, x 160, Gökova Körfezi-7. first three chambers, x 160, Gulf of Gökova - 3. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 60, Kufladas› 7. Körfezi-4. 3. Macrospheric form, external view, x 60,Gulf of 4. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 80; b, son Kufladas› -4. loca, boyun ve a¤›z, x 140, Kufladas› Körfezi- 4. Macrospheric form, a, external view, x 80; b, 4. last chamber, neck and aperture, x 140, Gulf 5. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Kufladas› of Kufladas› -4. Körfezi-4. 5. Macrospheric form, external view, x 70, Gulf 6. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, son of Kufladas› -4. loca, boyun ve a¤›z, x 120, Kufladas› Körfezi- 6. Macrospheric form, a, external view, x 70; b, 4. last chamber, neck and aperture, x 120, Gulf 7. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 90, Kufladas› of Kufladas› -4. Körfezi-3. 7. Macrospheric form, external view, x 90, Gulf 8. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 90; b, ilk üç of Kufladas› - 3. loca, x 160, Marmaris Körfezi-1. 8. Macrospheric form, a, external view, x 90; b, 9. Makrosferik fert, boyun ve a¤›z, x 140, Göko- first three chambers, x 160, Gulf of Marmaris va Körfezi-5. – 1. 10. Makrosferik fert, a¤›z›n ayr›nt›l› görünümü, x 9. Macrospheric form, neck and aperture, x 140, 140, Gökova Körfezi-5. Gulf of Gökova -5. 10. Macrospheric form, detailed view of aperture, x 140, Gulf of Gökova -5. 112 Yerbilimleri

LEVHA 2 / PLATE 2 Meriç vd. 113

LEVHA 3 PLATE 3

1-11. Amphicoryna scalaris (Batsch) 1-11. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Gökova 1. Macrospheric form, external view, x 80, Gulf Körfezi-5. of Gökova -5. 2. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 75; b, ilk üç 2. Macrospheric form, a, external view, x 75; b, loca, x 180, Gökova Körfezi-5. first three chambers, x 180, Gulf of Gökova - 3. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Gökova 5. Körfezi-5. 3. Macrospheric form, external view, x 70, Gulf 4. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Gökova of Gökova -5. Körfezi-5. 4. Macrospheric form, external view, x 70, Gulf 5. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, ilk üç of Gökova -5. loca, x 130, Marmaris Körfezi-5. 5. Macrospheric form, a, external view, x 70; b, 6. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 50; b, son first three chambers, x 130, Gulf of Marmaris loca, boyun ve a¤›z, x 100, Saros Körfezi-22. -5. 7. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, ilk üç 6. Macrospheric form, a, external view, x 50; b, loca, x 140, Saros Körfezi-28. last chamber, neck and aperture, x 100, Gulf of Saros -22. 8. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Saros Körfezi-29. 7. Macrospheric form, a, external view, x 70; b, first three chambers, x 140, Gulf of Saros -28. 9. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 50, Saros Körfezi-40. 8. Macrospheric form, external view, x 70, Gulf of Saros -29. 10. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 60, Saros Körfezi-60. 9. Macrospheric form, external view, x 50, Gulf of Saros -40. 11. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Saros Körfezi-80. 10. Macrospheric form, external view, x 60, Gulf of Saros -60. 11. Macrospheric form, external view, x 80, Gulf of Saros -80. 114 Yerbilimleri

LEVHA 3 / PLATE 3 Yerbilimleri, 30 (2004), 115-128 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araﬂt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Dört farkl› elektrot dizilimine göre baz› üç-boyutlu s›¤ yeralt› yap›lar›n›n görünür özdirenç modellemesi

Apparent resistivity modelling of some three-dimensional shallow structures using by four different electrode configurations

Mahmut G. DRAHOR1,2, Gökhan GÖKTÜRKLER1, Meriç A. BERGE1, T. Özgür KURTULMUfi2 1 Dokuz Eylül Üniversitesi, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü, Kaynaklar Yerleflkesi, 35160 Buca, ‹ZM‹R 2 Dokuz Eylül Üniversitesi, S›¤ Jeofizik ve Arkeolojik Prospeksiyon Araflt›rma ve Uygulama Merkezi (SAMER), Kaynaklar Yerleflkesi, 35160 Buca, ‹ZM‹R

ÖZ

Bu çal›flmada, bir sonlu-farklar algoritmas› yard›m›yla elektrik özdirenç yönteminde yayg›n olarak kullan›lan Schlumberger, Wenner, pol-pol ve dipol-dipol elektrot dizilimlerinin baz› üç-boyutlu s›¤ yeralt› modelleri için bilgisayar ortam› benzetimleri yap›lm›flt›r. Bu modeller, s›¤ jeofizik araflt›rmalarda s›kl›kla karfl›lafl›lan çevresel, hidrojeolojik ve karstik sorunlara göre oluflturulmufltur. Benzetimler, çok kanall› veri toplama tekni¤i temel al›narak, gö- rünür özdirenç kesitleri ve haritalar›n›n hesaplanmas›n› içermifl ve bunlar birbirleriyle karfl›laflt›r›lm›flt›r. Yüzeye ya- k›n iletken veya dirençli yap›lar›n varl›¤›, hedef yap›lar›n derinliklerindeki art›fl ve modellerin karmafl›klaflmas› dizilimlerin üretti¤i anomalilerdeki ayr›ml›l›¤› önemli oranda etkilemifltir. Anomaliye en büyük katk› s›¤ derinlikte gömü- lü bulunan yap›lardan oluflmaktad›r. Böylece; hedef yap›lar›n yüzeye yak›n oldu¤u durumlarda görünür özdirenç haritalar›ndan yorum yapmak ço¤unlukla daha kolay olmaktad›r. Bu nedenle; s›¤ jeofizik araflt›rmalar›n üç-boyutlu yap›ld›¤› durumda, görünür özdirenç yapma kesit ve haritalar› yard›m›yla da yorumlamada bulunulabilecektir. Ayr›ca, araflt›rman›n amac›na uygun dizilim seçilmesi, araflt›rman›n baflar›s› aç›s›ndan önem tafl›maktad›r.

Anahtar Kelimeler: Elektrik özdirenç, modelleme, s›¤ jeofizik, sonlu farklar.

ABSTRACT

In this study, using a finite-difference algorithm, the responses of the Schlumberger, Wenner, pole-pole and dipole-dipole configurations, which are widely used in the resistivity method, to some three-dimensional shallow sub- surface models were simulated. These models are based on environmental, hydrogeological and karstic problems which are frequently encountered in near surface geophysics. Based on the multi-channel data acquisition, simulations included calculation of the apparent resistivity pseudo-sections and maps for each model by each configuration. The presence of the shallow resistive or conductive bodies, increase in the depth of the target structures and complexity of the models seriously affected the resolution of the anomalies generated by the configurations. The maximum contribution to anomaly is originated by shallow structures. Therefore, the interpretation of the apparent resistivity maps is easier when the target structures are present in shallow depths. In case of the three-dimensional geophysical surveys the interpretations can be achieved using the apparent pseudo-sections and maps. Considering the success of the survey, choosing the appropriate configuration according to target is important.

Key Words: Electrical resistivity, modelling, near surface geophysics, finite difference.

M. G. Drahor E-mail: [email protected] 116 Yerbilimleri

G‹R‹fi ortamlar› modellemek için uygulanan iki ve üç- boyutlu ters çözüm ifllemleriyle birçok s›¤ sorun Elektrik özdirenç yönteminde; anomalinin belir- incelenmektedir (Candansayar ve Baflokur, lenmesinde gömülü yap›n›n fiziksel özelliklerinin 2001; Dahlin vd., 2002; Dahlin ve Zhou, 2004). yan› s›ra, kullan›lan elektrot dizilimlerinin de bü- yük önemi vard›r. Herhangi bir yer modeli için S›¤ yap›lar›n araflt›r›lmas›nda genellikle, yanal hesaplanan, ya da ölçülen görünür özdirenç de- özdirenç taramas› olarak adland›r›lan profilleme ¤erleri farkl› elektrot dizilimlerine göre de¤iflik ölçüm tekni¤i kullan›l›r. Bu teknikte; seçilen sonuçlar verir. Bu nedenle, çal›flman›n amac›na elektrot dizilimine ba¤l› olarak, de¤iflik görünür uygun elektrot diziliminin seçimi araflt›rman›n derinlik düzeyleri için, yeralt›n›n görünür özdi- baflar›s› aç›s›ndan önem tafl›maktad›r. De¤iflik renç yapma kesitleri elde edilir. Son y›llarda, k›- elektrot dizilimlerinin karmafl›k yeralt› yap›lar› sa sürede duyarl› veri elde etmeyi sa¤layan için verece¤i anomalilerin analitik yöntemlerle çok-kanall› ölçüm cihazlar›, s›¤ yap›lar›n araflt›- hesaplanmas› olanakl› de¤ildir. Analitik hesap- r›lmas›nda yayg›n olarak kullan›lmaya baflla- lama, genelde, basit geometrik cisimler ve yer- m›flt›r (Dahlin, 2001). yüzünden bafllayan modeller üzerinde yap›l- maktad›r (Parasnis, 1965; Van Nostrand ve Co- Bu çal›flmada; Dey ve Morrison (1979b) taraf›n- ok, 1966; Telford vd., 1976). Yüzey alt›nda priz- dan gelifltirilen ve üç boyutlu yap›lar için uygula- matik biçimli gömülü cisimlerin görünür özdirenç nan bir sonlu farklar hesaplama tekni¤i kullan›l- de¤erlerinin belirlenmesinde ise, 1970’li y›llarda m›fl olup, dört ayr› elektrot dizilimi (Schlumber- yap›lan deneysel tank çal›flmalar› büyük önem ger, Wenner, pol-pol ve dipol-dipol) için tasarla- tafl›r (Apparao, 1979; Brizzolari ve Bernabini, nan model yap›lar›n görünür özdirençleri 1979). Ancak daha h›zl› ifllemcilerin ortaya ç›k›- RES3DMOD (Loke, 2001a) bilgisayar program› fl› ile bafllayan bilgisayar teknolojisindeki gelifl- kullan›larak hesaplanm›flt›r. Model yap›lar, de¤i- me; sonlu elemanlar (Coggon, 1971; Rijo, 1977; flik hidrojeolojik ortamlar› ve çevresel sorunlar› Pridmore vd., 1981), sonlu farklar (Jepsen, tan›mlayabilecek biçimde oluflturulmufltur. Böy- 1969; Mufti, 1976; Dey ve Morrison, 1979 a ve lece; modellerde kullan›lan yap›lar›n boyutlar›, 1979 b; Scriba, 1981) ve integral denklemi (Di- gömülü derinlikleri ve özdirençlerine ba¤l› ola- eter vd., 1969; Hohmann, 1975; Meyer, 1977; rak oluflturacaklar› görünür özdirenç anomalileri Okabe, 1981; Das ve Parasnis, 1987) gibi say›- hesaplanm›flt›r. sal yöntemleri kullanarak daha gerçekçi modellerin kurulmas›na ve etkili hesap yapabilmeye ÇOK- KANALLI VER‹ TOPLAMA olanak sa¤lam›flt›r. Son y›llarda yüksek duyar- l›kl› ve h›zl› veri toplayabilen elektrik özdirenç Özdirenç yönteminde bilgisayar denetimli veri aletlerinin gelifltirilmesi, daha ayr›nt›l› yorum toplama sistemleri son 15 y›l içinde oldukça ge- yapma olana¤›n› da vermifltir. Bu geliflimde liflmifltir. Bu tür sistemler; özdirenç aleti, bilgisa- sonlu farklar ve sonlu elemanlar gibi say›sal he- yar, elektrotlar› denetleyen bir anahtar devresi, saplama tekniklerinin önemi büyüktür. Çözüm elektrot kablolar›, bunlar›n ba¤lant›lar› ve elekt- tekniklerindeki bu geliflme, birçok farkl› elektrot rotlardan oluflur (Van Overmeeren ve Ritsema, dizilimi için karmafl›k yeralt› yap›lar›n›n iki- ve 1988; Griffiths vd., 1990; Griffiths ve Barker, üç-boyutlu düz ve ters-çözüm (Candansayar ve 1993; Dahlin, 2001). Bu tür bir cihaz ve gerekli Baflokur, 2001; Berge, 2002; Kurtulmufl, 2003; yaz›l›m yard›m›yla; dizilim türleri, ak›m ve po- Dahlin ve Zhou, 2004) modellemesinin etkili bir tansiyel elektrotlar› ile ölçülecek noktalar aras› biçimde yap›lmas›n› olanakl› k›lm›flt›r. Düz çö- uzakl›klar adreslenebilmektedir. Bu sistemlerin züm çal›flmalar›nda elde edilen de¤er, görünür en önemli ifllevsel bölümlerinden biri de, elekt- özdirençtir. Bu de¤er, ortam›n özdirenç z›tl›¤›- rotlar› denetleyen anahtar devresidir. Baz› ci- na, dizilim geometrisine ve derinli¤e ba¤l› olarak hazlarda bunlar do¤rudan her bir elektrotta bu- de¤iflir ve do¤al olarak ortam›n gerçek elektrik- lunurken, genelde merkezi bir anahtar devreyle sel yeralt› modelini yans›tmaz. Di¤er bir deyiflle, denetlenen cihazlar daha yayg›nd›r. Bu tür ci- belirtilen parametrelere ba¤l› olarak oluflan gö- hazlarda elektrot kanal say›s› 25, ya da daha rünür de¤iflimi yans›t›r. Bu nedenle, gerçek ye- fazlad›r ve genelde 32 ya da 64 kanall› cihazlar ralt› modelini elde etmek için mutlaka ters çö- yayg›n olarak kullan›lmaktad›r. Elektrot aral›kla- züm çal›flmalar› yap›lmal›d›r. Son y›llarda, s›¤ r› da araflt›rmac›n›n gereksinimine ba¤l› olarak Drahor vd. 117 istenilen aral›klarda düzenlenebilmektedir. Ge- ri ifllem her bir elektrotun bir kez ötelenmesiyle nelde 1 ile 25 m aral›klar birçok araflt›rmada ye- oluflan yeni adreslemeler s›ras›nda da yap›la- terliyken, daha genifl aral›kl› düzen kurma olarak, ifllem profil sonuna de¤in sürdürülür ve n=1 na¤› da vard›r. Çal›flmalar s›ras›nda elektrotla- düzeyi için görünür özdirenç verileri elde edilir. r›n ba¤land›¤› kablolar çal›flma alan›na serildik- Daha sonra elektrot aral›klar›n›n “2a” oldu¤u du- ten sonra, elektrotlar yere çak›l›r ve kablolar rum için adreslemeler yeniden de¤ifltirilir ve bir elektrotlara ba¤lanarak sistem ölçüme haz›r du- öncekine benzer ifllem yinelenerek, bu düzeye ruma getirilir. Veri toplamadan önce her bir iliflkin görünür özdirenç verileri toplan›r. Ölçüm- elektrotun temas durumlar› ve di¤er taramalar› ler, tasarlan “n” düzeylerine göre sürdürülür ve otomatik olarak yap›l›r. Bunlarda bir sorun ç›k- böylece ilk ölçüm hatt›ndaki veri toplama ifllemi mazsa, ölçümler istenilen dizilim türleri için k›sa tamamlan›r. Daha sonra sistem ölçülecek di¤er süre içinde gerçeklefltirilir ve ölçüm hatt› bir son- ölçüm hatt›na kayd›r›l›r ve benzer ifllemler sür- raki hatta kayd›r›l›r. Böyle bir sistemi oluflturan dürülür. Böylece tasarlanan “m” adet ölçüm hat- ana elemanlar ve ölçüm sistemi fiekil 1’de veril- t› üzerinde “n” düzeyine de¤in yap›lan ölçümler- mifltir. le, ortam›n üç boyutlu görünür özdirenç haritala- r› ve hacimsel görüntüleri elde edilir. fiekil 1’de 32 elektrot, çoklu iletken bir kablo, denetim modülü ve tafl›nabilir bir bilgisayardan KURAMSAL MODELLER VE oluflan bir sistem ile Wenner dizilimine göre ya- UYGULAMALAR p›lan bir ölçüm gösterilmektedir. Öncelikle istas- yon 1’de elektrot aral›klar›n›n “a” oldu¤u durum- Bu çal›flma; hidrojeolojik ve çevresel amaçl› s›¤ da, ak›m elektrotlar› olarak 1 ve 4, potansiyel jeofizik araflt›rmalarda karfl›lafl›lan baz› temel elektrot olarak da 2 ve 3 adreslenmekte ve böy- sorunlarda, yayg›n olarak kullan›lan dört elekt- lece bu noktan›n ölçümü 2 ile 3 noktas›n›n orta- rot dizilimiyle (Schlumberger, Wenner, pol-pol s›na atanarak, ifllem tamamlanmaktad›r. Benze- ve dipol-dipol) elde edilmesi olas› görünür özdi-

fiekil 1. Çok kanall› özdirenç ölçü sistemi ve ölçüm aflamalar› (Griffiths ve Barker, 1993). Figure 1. Multi-electrode resistivity measuring system and measurement stages (Griffiths and Barker, 1993). 118 Yerbilimleri renç yan›tlar›n›n bilgisayar ortam›ndaki benzeti- re elde edilen yapay görünür özdirenç haritalar›, mine dayanmaktad›r. Modeller oluflturulurken; yoruma katk› sa¤layacakt›r. Bu nedenle; üç-bo- bunlar›n sorunu en iyi yans›tacak biçimde olma- yutlu bir yeralt› modelini en iyi tan›mlayabilecek s›na özen gösterilmifltir. Hesaplamalar mümkün seviyelerden hesaplanan etki derinliklerine göre olan en yüksek duyarl›kta yap›lm›fl olup, dizilim elde edilen görünür özdirenç haritalar›yla; or- türü ve model boyutlar›na göre incelebilecek en tamdaki de¤iflimler, yap› boyutlar› ve derinlikler derin düzeyler irdelenmifltir. Her dizilim için elde için yorum yap›labilecektir. edilen yapma görünür özdirenç kesitleri birbirleriyle karfl›laflt›r›larak, dizilimlerin modellere kar- Çevresel ve S›z›nt› Amaçl› Tasar›mlanan fl› yan›tlar› incelenmifltir (Göktürkler ve Drahor, Modeller 2004). S›v› at›klar›n yeralt›ndaki yay›l›m›n›n izlenmesi, Karmafl›k Modeller s›¤ jeofizi¤in önemli uygulama alanlar›ndan biridir. Bu tür alanlar, özellikle s›¤ ölçekli özdirenç S›¤ amaçl› aramalarda s›kça karmafl›k yeralt› yöntemi ile etkili bir biçimde incelenebilmekte ve durumlar› ile karfl›lafl›lmakta, dolay›s›yla sorun- belirlenebilirlikleri üzerine son y›llarda yayg›n lar›n çözümü de karmafl›kl›k ölçüsünde zorlafl- modelleme çal›flmalar› yap›lmaktad›r. Bu çal›fl- maktad›r. Karmafl›k bir yeralt› benzeflim modeli mada, böylesi bir sorunun irdelenmesi aç›s›n- kurulurken, oluflturulan modelin hedeflenen ya- dan oluflturulan iki ayr› model, sonlu farklar yön- p›lara benzer olmas›na özen gösterilmelidir. temiyle üç-boyutlu olarak incelenmifltir. Bu Böylece olas› yeralt› durumuna en yak›n benze- amaçla (150 x 45) m boyutlar›ndaki bir alan içi- flim modeli elde edilebilecek ve yorumlamaya ne yap›lm›fl (30 x 30 x 7) m boyutlar›nda bir at›k önemli bir katk› sa¤lanacakt›r. Bu çal›flmada; havuzu, alt›n üretiminde kullan›lan bir siyanür modeller karmafl›klaflt›r›larak hidrojeolojik ve havuzu olabilece¤i düflünülerek tasar›mlanm›fl- çevresel sorunlara uygun olacak biçimde tasa- t›r (çevresel model-1). Modelleme çal›flmas›n- r›mlanm›fllard›r. Bu sorunlar üzerinde yukar›da da, havuzda oluflabilecek herhangi bir defor- de¤inilen dört ayr› elektrot dizilimi kullan›larak masyonun (havuz çeperlerinde oluflabilecek yap›lan üç-boyutlu sonlu farklar hesaplamalar›y- çatlama gibi) ortamda yarataca¤› özdirenç de¤i- la, yap›lar›n oluflturaca¤› görünür özdirenç hari- flimlerinin etkisini görebilmek amac›yla, tasar›m- talar› ve yapma kesitleri elde edilmifltir. Bulunan lanan ikinci model (çevresel model-2) ile de s›- özdirenç yapma kesitlerine ait görünür derinlik z›nt› öncesi ve sonras› durumu karfl›laflt›rma de¤erleri ise, Loke (2001b) taraf›ndan verilen olana¤› ortaya ç›km›flt›r. Hesaplamalarda, ala- katsay›lar çizelgesinden hesaplanm›flt›r. Bu çi- n›n x ve y yönlerinde 3 m aral›klarla ölçüldü¤ü zelgenin oluflturulmas›nda, dizilime ait duyarl›l›k düflünülmüfltür. (fiekil 3e ve 4e). Kullan›lan dört fonksiyonu kullan›lmaktad›r. Homojen yer mo- ayr› dizilim için yap›lan hesaplamalardan sonra; deli için araflt›rma derinli¤i ve dizilimin yeralt›n- dizilimlere göre de¤iflik etki derinliklerinden elde daki yatay ve düfley özdirenç de¤iflimlerine du- edilmifl görünür özdirenç haritalar› karfl›laflt›r›l- yarl›l›¤›, dizilim duyarl›k fonksiyonu taraf›ndan m›flt›r. Böylece, yorumlamaya katk› sa¤layaca¤› tan›mlanabilir (Mc Gillivray ve Oldenburg,1990). düflünülmüfl ve dizilimlerin böylesi bir yap›ya Temelde duyarl›k fonksiyonu, potansiyeli etkile- karfl› duyarl›l›¤› araflt›r›lm›flt›r. fiekil 2’de, tan›m- yecek olan yüzey alt› özdirencindeki de¤iflimin lanan at›k havuzu için Schlumberger dizilimine derecesini vermektedir. Ölçümde, duyarl›k de- göre befl ayr› etki derinli¤ine (ze=2, 4, 6, 10 ve ¤erinin yüksekli¤i, yeralt›na daha fazla nüfuz 14 m için) göre elde edilen görünür özdirenç ha- anlam›na gelmektedir. Duyarl›l›k fonksiyonu, ritalar› verilmifltir. Bu flekilden de görüldü¤ü gibi, matematiksel olarak, Frechet türevleri yard›m›y- model yap› ile görünür özdirenç anomalisi 0-2 m la hesaplanmakta ve böylece etki derinli¤i, dizi- aral›¤›nda birbirine çok benzerdir. Ancak derine limin toplam uzunlu¤una ve elektrotlar aras› do¤ru gittikçe, ayr›ml›l›k azalmakta ve dizilim uzakl›¤a göre hesaplanarak, de¤iflik dizilimler geometrisinin önemi ortaya ç›kmaktad›r. Ölçüm için katsay›lar biçiminde verilebilmektedir (Ed- hatt› oldu¤u varsay›lan “x” do¤rultusu boyunca wards, 1977). Böylece ortaya ç›kan etki derinli- hatt›n yap›y› dik kesmesi nedeniyle, yap›n›n d›fl

¤i (ze) kavram›, görünür özdirenç kesitlerinin ve iç s›n›rlar› 6 ile 10 m aras›nda iyice belirgin- araflt›rma derinli¤inin hesaplanmas›n› sa¤la- leflmekte ve model yap›n›n üzerinde görünür maktad›r. Hesaplanm›fl bu etki derinliklerine gö- özdirençler gerçek özdirenç de¤erlerine yaklafl- Drahor vd. 119

edilen ve etki derinlikleri ile tan›mlanan görünür özdirenç haritalar› yorumda kolayl›k sa¤layabi- lecektir.

ﬁekil 3 ve 4 birlikte incelendi¤inde; tüm dizilimlerde yap›dan kaynaklanan görünür özdirenç anomalileri aç›kça görülmektedir. Wenner dizili-

fiekil 2. Çevresel model-1’in Schlumberger dizilimi için de¤iflik derinliklerdeki görünür özdirenç haritalar›: (a) ze=2m, (b) ze=4m, (c) ze=6m, (d) ze=10m, (e) ze=14m ve (f) modelin z=1m’deki yatay kesiti. Figure 2. Apparent resistivity maps for Schlumberger array in different depths of the environmental model-1: (a) ze=2m, (b) ze=4m, (c) ze=6m, (d) ze=10m and (e) ze=14m, (f) hori- fiekil 3. Çevresel model-1’in görünür özdirenç harita- zontal resistivity model at the depth of lar›: (a) Schlumberger, z =7.5 m, (b) Wen- z=1 m. e ner, ze=8 m, (c) pol-pol, ze=8 m, (d) dipol-dipol, ze=8 m ve (e) modelin z=1 m’deki yatay kesiti. maktad›r. Ayr›ca, derine do¤ru indikçe, anoma- Figure 3. Apparent resistivity maps of the environmental model-1: (a) Schlumberger, ze=7.5 lilerin uzan›mlar› havuz geometrisine uygun ola- m, (b) Wenner, z =8 m, (c) pole-pole z =8 rak daralmaktad›r. Böylece; bu tür modelleme e e m, (d) dipole-dipole, ze=8 m and (e) horizon- çal›flmalar›nda, yüzeyden derine do¤ru elde tal resistivity model at the depth of z=1 m. 120 Yerbilimleri

rine oldukça yak›nd›r. Ancak havuz içindeki iletken yap›n›n etkisiyle havuzun alt›ndaki ortam›n görünür özdirenç de¤erleri düﬂüﬂ göstermekte-

dir (fiekil 4b). ze=8 m’den elde edilen yatay gö- rünür özdirenç haritas›na göre, havuzun oluflturdu¤u anomaliyi ve havuz s›n›rlar›n› belirle- mek oldukça zordur. Burada “M” ve “W” biçimin- de anomaliler üreten Wenner diziliminin böylesi bir yap›y› tan›mlamaktan ne derece uzak oldu- ¤u görülmektedir (fiekil 3b ve 4b). Havuz kena- r›ndaki süreksizliklere en duyarl› dizilim Schlum- berger’dir ve havuz içindeki görünür özdirenç de¤erleri model özdirenç de¤erlerine yak›nd›r. Havuzun kenarlar›ndan itibaren, derine do¤ru dik yönde uzanan ve yüksek görünür özdirenç de¤erlerine sahip iki ayr› anomali grubu bulunmaktad›r ve bunlar›n havuz çeperlerinden kay- nakland›¤› düflünülmektedir (fiekil 4a). Bu dizili-

min ze=7.5 m’den elde edilen görünür özdirenç haritas› ise, havuz s›n›rlar› ile havuz içi görünür özdirenç de¤erlerini tan›mlamada modele ol- dukça yaklaflm›flt›r (fiekil 3a). Dipol-dipol diziliminin yapma kesitinde; havuz içi ve çevresinde model özdirence yak›n görünür özdirenç de¤erleri gözlenmesine karfl›n, dipol kollar›n›n hiperbolik anomaliler ortaya ç›karmas› ayr›ml›l›¤›

azaltmaktad›r (fiekil 4d). Bu dizilimin ze=8m’den elde edilen görünür özdirenç haritas›nda da ay- r›ml›l›k çok düflüktür (fiekil 3d). Pol-pol diziliminin yapma kesitinde ise, at›k havuzunun içinde- ki görünür özdirenç de¤erlerinin yükselmesine karfl›n, havuzu çevreleyen ortam›n görünür öz- dirençleri model de¤erlere oldukça yak›nsam›fl- t›r. Ancak anomali biçimi; dizilimin bir ak›m ve bir potansiyel kolu içermesinden dolay›, ters yönde bir uzan›ma sahip olmakta ve derinde yüksek özdirençli görünür bir anomalinin oluflmas›na neden olmaktad›r. Dizilim duyarl›l›¤›n›n derinli¤e ba¤l› olarak h›zla azalmas›, at›k havu- fiekil 4. Çevresel model-1’in y=21 m’deki görünür öz- zunun üst yüzünü tan›mlamas›na karfl›n, alt yü- direnç yapma kesitleri: (a) Schlumberger, (b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e) zünün tan›mlanmas›n› engellemektedir (fiekil modelin y=21 m’deki düfley kesiti. 4c). Bu dizilimin ze=8 m’den oluflturulan görünür Figure 4. Apparent resistivity pseudo-sections of the özdirenç haritas›nda, at›k havuzunun bulundu- environmental model-1 at the y- horizontal ¤u yerdeki anomali flekil aç›s›ndan model yap›- distance of 21 m: (a) Schlumberger, (b) Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) ya çok benzemektedir. Ancak, görünür özdirenç vertical resistivity model at the y- horizontal de¤erleri model yap›dan oldukça farkl›d›r ve ge- distance of 21 m. nel olarak Schlumberger’den sonra böylesi bir modele uyum sa¤layan ikinci dizilimin pol-pol oldu¤u belirtilmelidir (fiekil 3c). Böylece bu dizi- minden elde edilen görünür özdirenç yapma ke- limle at›k havuzu gibi yüzeye yak›n yap›lardan sitinde, havuzun flekli belirgin olarak ortaya ç›k- elde edilecek görünür özdirenç haritalar›yla olmaktad›r. Havuz içi ve çevreleyen ortam›n görü- dukça iyi bir yorumlama yap›labilece¤i belirtile- nür özdirenç de¤erleri model özdirenç de¤erle- bilir. Drahor vd. 121

Tasar›mlanan ilk modelin zaman içinde çeflitli etkiler nedeniyle (deprem, heyelan, zemin sorunlar› vb.) s›zd›rd›¤›n› ve havuzu çevreleyen birime kimyasal içerikli bir ak›flkan s›z›nt›s› oldu- ¤u düflünülerek, ikinci model tasar›mlanm›flt›r. Burada amaç; böylesi alanlar üzerinde periyo- dik olarak yap›lacak özdirenç izleme ölçümleri- nin, bir ölçüde de olsa, bilgisayar ortam›nda benzetiminin yap›lmas›d›r. Modelden s›zan at›k; ak›flkan havuzun alt›ndan bafllayarak, yeralt›na do¤ru gözenek iletimiyle hareket ederek, orta- m›n özdirenç de¤erlerini, içindeki kimyasal maddenin türüne ba¤l› olarak, azaltacak ya da art›racakt›r. Bu örnekte özdirenç de¤erini azal- tan bir model seçilmifltir. Bu durumun ortam›n özdirencini at›k içeren bölümlerde 200 ohm.m’den 50 ohm.m’ye düflürdü¤ü varsay›l- m›flt›r (fiekil 5e ve 6e). Hesaplamalar sonucunda elde edilen görünür özdirenç yapma kesitleri incelendi¤inde; anomali biçimlerinin bir önceki örnektekine (pol-pol dizilimi hariç) oldukça ben- zedi¤i, ancak havuzun alt›ndaki görünür özdi- renç de¤erlerinin s›zan ak›flkan etkisiyle azald›- ¤› görülmektedir (fiekil 6a, b, d). Pol-pol diziliminde ise, at›k ak›flkan›n ortama yay›lmas› havuzun alt›ndaki görünür özdirenç de¤erlerinin di¤er dizilimlere göre daha fazla azalmas›na neden olmufltur (fiekil 6c). Görünür özdirenç haritalar›nda da, s›z›nt› etkisi net biçimde ortaya ç›kmaktad›r (fiekil 5a, b, c, d). Bu haritalar için- de en iyi sonuç, yine Schlumberger dizilimiyle elde edilmifl ve bu dizilimi pol-pol diziliminin izledi¤i görülmüfltür. Böylece bu iki dizilimin böy- lesi ortamlar› tan›mlamada daha iyi oldu¤u, gö- rünür özdirenç anlam›nda ve bu tür çal›flmalarda öncelikli seçilmesi gerekli dizilimler olabilece¤i ortaya ç›km›flt›r. Bu benzetim, çevre kirlili¤i ve s›z›nt› izleme çal›flmalar›nda, özdirenç yön- teminin ortamdaki de¤iflimlerin izlenmesinde fiekil 5. Çevresel model-2’nin görünür özdirenç hari- yararl› bir yöntem olaca¤›n› göstermektedir. talar›: (a) Schlumberger, ze=7.5 m, (b) Wen- ner, ze=8 m, (c) pol-pol, ze=8 m, (d) dipol-di- Gömülü Bir Paleo-kanal Modeli pol, ze=8 m ve (e) modelin z=1 m’deki yatay kesiti. Figure 5. Apparent resistivity maps of the environ- Yeralt›suyu tablas›n›n belirlenmesi, jeofizi¤in mental model-2: (a) Schlumberger, ze=7.5 yayg›n uygulama alanlar›ndan biridir. Özellikle m, (b) Wenner, ze=8 m, (c) pole-pole ze=8 özdirenç yöntemi; bu tür ortamlar› belirlemedeki m, (d) dipole-dipole, ze=8 m and (e) horizon- uygunlu¤u, uygulan›fl kolayl›¤› ve maliyeti dik- tal resistivity model at the depth of z=1 m. kate al›nd›¤›nda, uygulamada oldukça s›k kulla- n›lmaktad›r. Son y›llarda modelleme çal›flmala- r›nda ortaya ç›kan geliflim, bu tür ortamlar›n da- ‹lk model, yüzeye çok yak›n yeralt›sular›n›n etki- ha yorumlanabilir olmas›n› sa¤layarak, yeralt›- siyle akifer özelli¤i tafl›yabilecek gömülü bir pa- suyu araflt›rmalar›nda jeofizik özdirenç uygula- leo nehir yata¤›n›n belirlenebilirli¤ini araflt›rmak malar›n›n önemini daha da art›rm›flt›r. amac›yla tasar›mlanm›flt›r (hidrojeolojik model). 122 Yerbilimleri

larla ölçüldü¤ü düflünülerek yap›lm›flt›r. Daha önce belirtilen dizilim türlerine göre yap›lan he- saplamalarla elde edilen görünür özdirenç yapma kesitleri incelendi¤inde; bu model için en ta- n›msal anomaliyi dipol-dipol dizilimi vermektedir (fiekil 8d). Modelde tasar›mlanan tüm yap›lar›n yatay ve düfley yönlerdeki görüntüleri en belirgin flekilde bu dizilimde ortaya ç›kmaktad›r. Gö- rünür özdirenç de¤erleri için de ayn› tan›msall›k devam etmektedir. Özellikle yaklafl›k 10 m etki derinli¤indeki görünür özdirenç kesitleri al›nd›- ¤›nda, tüm dizilimlerin yap› s›n›rlar›n› oldukça iyi tan›mlamas›na karfl›n, pol-pol ve dipol-dipol’ün düflük özdirençli paleo kanal› gerçek özdirenç de¤erlerine daha yak›n olarak tan›mlad›¤› görül- mektedir (fiekil 7). Görünür özdirenç de¤erleri-

nin dipol-dipol diziliminde ze=10 m kesitinden elde edilen haritada, paleo kanal yap›s›n›n belirgin biçimde ortaya ç›kt›¤› görülmektedir (fiekil 7d). Schlumberger dizilimi yapma kesitinde ise, örtü tabakas› gömülü kanal›n oldu¤u yerin d›- fl›nda kalmaktad›r. Ayr›ca, gömülü kanal›n etkisini gösteren anomali, alttaki yatay katman etkisini de bozmaktad›r ve oluflan bu anomali, ortamdaki yap›y› tan›mlamaktan uzakt›r. Gömülü kanal›n alt›nda bulunan yatay katman›n oldu¤u yerdeki görünür özdirenç de¤erleri ise, model- deki özdirenç de¤erine oldukça yak›nd›r (fiekil

8a). ze=10.5 m kesitinden elde edilen yatay gö- rünür özdirenç haritas›nda da varsay›lan yap› etkisinin modele uygun biçimde sürdü¤ü görül- mektedir. Ancak varsay›lan kanal›n s›n›rlar› net olarak belirlenememekte ve görünür özdirenç de¤erleri de modele dipol-dipol ve pol-pol so-

nuçlar›ndan daha uzakt›r (fiekil 7a). ze=10 m’den elde edilen Wenner görünür özdirenç haritas›nda, yap› s›n›rlar›n›n belirginli¤i oldukça düflüktür (fiekil 7b). Yapma kesitte ise; örtü tabakas›, kanal›n üzeri hariç, aç›kça gözlenmek- fiekil 6. Çevresel model-2’nin y=21 m’deki görünür tedir. Gömülü kanal ve çevre birimlerin etkisi ise özdirenç yapma kesitleri: (a) Schlumberger, aç›kça tan›mlanamamaktad›r. Ancak, en alttaki (b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e) modelin y=21 m’deki düfley kesiti. yatay katman› simgeleyecek biçimde görünür Figure 6. Apparent resistivity pseudo-sections of the özdirenç de¤erinin model ile uyumlu ve görünür environmental model-2 at the y- horizontal de¤erlerinde model özdirenç de¤erine yak›n ol- distance of 21 m: (a) Schlumberger, (b) du¤u görülmektedir (fiekil 8b). Pol-pol dizilimin- Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) vertical resistivity model at the y- horizontal de örtü katman› modele benzer bir anomali ver- distance of 21 m. mesine karfl›n, tasarlanan kanal biçimli yap› üzerinde anomali bozulmas› gözlenmektedir. Üstteki örtü katman› için görünür özdirenç de¤e- ri, model özdirenç de¤erine çok yak›n bir de¤er Bu amaçla (250 x 75) m boyutlar›ndaki yapay almaktad›r. Ancak bu dizilimin duyarl›l›¤›n›n za- bir model oluflturulmufltur (fiekil 7e ve 8e). He- y›f olmas› nedeniyle, derine do¤ru çevre ortam- saplamalar, alan›n x ve y yönlerinde 5 m aral›k- lar›n etkisi aç›kça gözlenememekte ve görünür Drahor vd. 123

fiekil 7. Hidrojeolojik modelin görünür özdirenç hari- fiekil 8. Hidrojeolojik modelin y=35 m’deki görünür özdirenç yapma kesitleri: (a) Schlumberger, talar›: (a) Schlumberger, ze=10.5 m, (b) Wenner, z =10 m, (c) pol-pol, z =13 m, (d) (b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e) e e modelin y=35 m’deki düfley kesiti. dipol-dipol, ze=10 m ve (e) modelin z=10 m’deki yatay kesiti. Figure 8. Apparent resistivity pseudo-sections of the Figure 7. Apparent resistivity maps of the hydroge- hydrogeological model at the y-horizontal distance of 35 m: (a) Schlumberger, (b) ological model: (a) Schlumberger, ze=10.5 m, (b) Wenner, z =10 m, (c) pole-pole z =13 Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) e e vertical resistivity model at the y- horizontal m, (d) dipole-dipole, ze=10 m and (e) horizontal resistivity model at the depth of distance of 35 m. z=10 m.

gözlenememesine ra¤men, anomalilerde yukar› özdirenç de¤erleri de yumuflat›lm›fl bir anomali do¤ru bir uzan›m gözlenmektedir (fiekil 8c). Bu görüntüsü vermektedir. Varsay›lan paleo-kanal dizilimin ze=13 m’den elde edilen görünür özdi- türü yap›n›n etkisi, and›ran kesitte net flekilde renç haritas› ise, yap› hakk›nda Wenner ve 124 Yerbilimleri

Schlumberger diziliminden daha iyi bir yorum olana¤› sunmaktad›r (ﬁekil 7c).

Karstik Boﬂluk Modelleri

Karstik yap›lar, mühendislik uygulamalarda önemli bir sorun olarak ortaya ç›kar ve bunlar›n saptanmas› s›¤ jeofizi¤in yayg›n uygulama alanlar›ndan birini oluflturur. Özellikle özdirenç yöntemi, bu tür yap›lar›n yerlerinin belirlenmesinde önemli bir araflt›rma tekni¤idir. Bu amaç- la, bu tür yap›lar›n üç-boyutlu özdirenç çal›flmalar› sonucunda belirlenebilirli¤ini göstermek için, karstik yap›lara uygun de¤iflik benzetim modelleri kurulmufltur. Bu modellerden ikisi, ayr›nt›l› olarak tart›fl›lm›flt›r. Oluflturulan ilk yapay model, (250 x 70) m boyutlar›ndaki bir alanda, 1500 ohm.m özdirenç de¤erine sahip bir kireç- tafl›, ya da dolomit içerisinde, ve 30 m geniflli- ¤inde, yüzeyden 10 m derindeki bir bofllu¤u göstermektedir (karstik model-1) (fiekil 9e ve 10e). Hesaplamalar, alan›n x ve y yönlerinde 5 m aral›klarla ölçüldü¤ü düflünülerek yap›lm›flt›r. Görünür özdirenç haritalar›, yap›y› en iyi tan›m- layan ze=17 ve 18 m’den elde edilmifltir. Dört ayr› dizilim için elde edilen yapma kesitler ve gö- rünür özdirenç haritalar› incelendi¤inde, modelin tüm dizilimlerde bir anomali oluflturdu¤u göz- lenmektedir (fiekil 9 ve 10). Schlumberger dizilimi için elde edilen görünür özdirenç haritas›n- da (ze=18 m) böylesi bir yap› ve çevreleyen ortam aç›kça belirlenirken (fiekil 9a), yapma kesitte anomali biçimi yüzeyden derine do¤ru artan görünür özdirenç de¤erlerine sahiptir ve tan›m- sall›¤› engellemektedir (fiekil 10a). Pol-pol diziliminin yapma kesitinde boflluk ve çevreleyen ortam aç›kça belirlenirken, bofllu¤un alt›nda gö- rünür özdirenç de¤erleri azalmakta ve anomali fiekil 9. Karstik model-1’in görünür özdirenç haritala- r›: (a) Schlumberger, z =18 m, (b) Wenner, derine do¤ru hiperbolik bir biçim almaktad›r (fie- e ze=18 m, (c) pol-pol, ze=17 m, (d) dipol-di- kil 10c). Bu dizilimin ze=17 m’den elde edilen pol, ze=17 m ve (e) modelin z=20 m’deki ya- görünür özdirenç haritas›nda, Schlumberger ve tay kesiti. Wenner’den daha iyi bir belirlenebilirlik mevcut- Figure 9. Apparent resistivity maps of the karstic model-1: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b) Wen- tur (fiekil 9c). Dipol-dipol, yapma kesitleri hiper- ner, z =18 m, (c) pole-pole z =17 m, (d) di- bolik bir anomali oluflturmas›na karfl›n, bofllu- e e pole-dipole, ze=17 m and (e) horizontal re- ¤un bulundu¤u yerde yüksek özdirenç de¤erleri sistivity model at the depth of z=20 m görülmektedir (fiekil 10d). Bu dizilimin ze=17 m’ deki görünür özdirenç haritas›, modeli di¤er tüm dizilimlerden daha kötü tan›mlamaktad›r (fiekil p› için en iyi dizilimin s›ras›yla; pol-pol, Schlum- 9d). Wenner dizilimde ise, karstik yap› belirlen- berger, Wenner ve dipol-dipol oldu¤u ortaya mekle birlikte, hem ze=18 m’den elde edilen gö- ç›km›flt›r. rünür özdirenç haritas›ndan, hem de yapma kesitten yap›n›n s›n›rlar› hakk›nda yorum yapmak ‹kinci model ise, birinci modelin yüzeye yak›n oldukça zordur (fiekil 9b ve 10b). Böylesi bir ya- bölümlerinin çeflitli iklimsel etkiler nedeniyle bo- Drahor vd. 125

fiekil 10. Karstik model-1’in y=35 m’deki görünür öz- fiekil 11. Karstik model-2’nin görünür özdirenç harita- direnç yapma kesitleri: (a) Schlumberger, lar›: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b) Wen- (b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e) ner, ze=18 m, (c) pol-pol, ze=17 m, (d) dipol- modelin y=35 m’deki düfley kesiti. dipol, ze=17 m ve (e) modelin z=20 m’deki Figure 10. Apparent resistivity pseudo-sections of the yatay kesiti. karstic model-1 at the y-horizontal distance Figure 11. Apparent resistivity maps of the karstic of 35 m: (a) Schlumberger, (b) Wenner, (c) model-2: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) vertical re- Wenner, ze=18 m, (c) pole-pole ze=17 m, (d) sistivity model at the y- horizontal distance dipole-dipole, ze=17 m and (e) horizontal re- of 35 m. sistivity model at the depth of z=20 m.

zunmufl ve bunun sonucu oluflan oyuklar›nda hesaplamalar sonucu elde edilen haritalar ve 80 ohm.m’lik özdirenç de¤erine sahip toprak ile yapma kesitler incelendi¤inde, tüm dizilimlerde doldu¤u düflünülerek oluflturulmufltur (karstik yüzeydeki bozunma ve burada bulunan düflük model-2) (fiekil 11e ve 12e). Bu modelle yap›lan özdirençli katmandan dolay› gömülü yap›n›n 126 Yerbilimleri

anomalisi önemli oranda maskelenmekte ve aydan (ze=17 ve 18 m için) afla¤›da bulunan kars- r›ca yüzey örtüsünden kaynaklanan birçok ikin- tik yap›y› hemen hemen hiçbir dizilimle belirle- cil anomali grubu ortaya ç›kmaktad›r (fiekil 11 me olana¤› olmamas›na karfl›n, yine de en iyi ve 12). Elde edilen görünür özdirenç haritalar›n- sonucu, s›ras›yla, Wenner ve Schlumberger dizilimi vermektedir (fiekil 11a,b,c,d). Benzer bi- çimde yapma kesitlerden de gömülü karstik ya- p›y› belirleme olana¤› yoktur. Karstik yap›n›n etkisi Schlumberger ve Wenner dizilimlerinde, di- ¤er anomalilerle kar›flmas›na karfl›n, bir ölçüde olsa görülmektedir (fiekil 12a ve b). Ancak pol- pol ve dipol-dipol dizilimlerinden böylesi bir ya- p›y› tan›mlama olana¤› bulunmamaktad›r (fiekil 12c ve d).

SONUÇLAR

Bu çal›flmada; s›¤ ölçekli özdirenç çal›flmalar›n- da karfl›lafl›lan sorunlar›n bilgisayar ortam›ndaki benzetimi, sonlu farklar yöntemiyle elde edilmifltir. Üç boyutlu olarak yap›lan bu modelleme çal›flmas›nda dört farkl› dizilim (Schlumberger, Wenner, pol-pol, dipol-dipol) kullan›lm›fl ve bunlar›n yan›tlar› elde edilmifltir. Çal›flmalar; sorunlar›n genel özellikleri bilindi¤inde, do¤aya uygun karmafl›k modellerin ve kullan›lan yöntem yard›- m›yla da bu yap›lar üzerindeki özdirenç yan›tla- r›n›n k›sa sürede oluflturulabilece¤ini ortaya koymufltur. Model yap›n›n karmafl›klaflmas› ve özellikle aranan hedef yap›n›n üzerinde direnç- li, ya da iletken baflka yap›lar›n bulunmas› durumunda oldukça farkl› sonuçlar›n elde edildi¤i görülmüfltür. Böylece yap›n›n karmafl›klaflma- s›yla aranan hedef yap›n›n belirlenmesi zorlafl- maktad›r. Bu sonuç, benzeri yeralt› durumlar›- n›n araflt›r›lmas›nda elde edilen görünür özdi- renç and›ran kesitlerinden yorum yapman›n ne denli önemli sak›ncalar do¤uraca¤›n› aç›kça ortaya koymaktad›r. Bu gibi durumlarda; kullan›- lan dizilim say›s›n›n fazlal›¤›, sahada farkl› jeofizik yöntemlerin uygulanmas›, ters-çözüm modellemesi ve iyi bir jeoloji bilgisi yorumlamay› ar- t›racakt›r. Çal›flmalar s›ras›nda; anomaliye en büyük katk›y› genelde s›¤ derinlikte gömülü bu- lunanlar yap›lar vermektedir. Böylece yeralt›n- daki hedef yap›lar›n s›¤laflmas›yla görünür özdi- fiekil 12. Karstik model-2’nin y=35 m’deki görünür öz- direnç yapma kesitleri: (a) Schlumberger, renç haritalar›ndan yorum yapman›n, dizilime (b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e) ba¤l› olarak de¤iflmekle birlikte, genelde kolay- modelin y=35 m’deki düfley kesiti. laflt›¤›; yap›lar›n derinleflti¤i durumda ise, hem Figure 12. Apparent resistivity pseudo-sections of the yapma kesitlerin, hem de görünür özdirenç hari- karstic model-2 at the y-horizontal distance talar›n›n daha da karmafl›k bir durum ald›¤› sap- of 35 m: (a) Schlumberger, (b) Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) vertical re- tanm›flt›r. Ayr›ca; modellerin karmafl›klaflmas›, sistivity model at the y- horizontal distance özdirenç de¤erleri aras›ndaki z›tl›¤›n artmas› ve of 35 m. yap›lar›n farkl› derinliklerde gömülü olma duru- Drahor vd. 127 mu yap›lar›n belirlenebilirli¤ini do¤rudan etkile- Dahlin, T., 2001. The development of dc resistivity mektedir. Bu nedenle; bu çal›flma s›¤ jeofizik imaging techniques. Computer and Geos- araflt›rmalarda, üç boyutlu çal›flma yap›lmaz ciences, 27, 1019 -1029. ise, görünür özdirenç de¤erleri yard›m›yla yo- Dahlin, T., and Zhou, B., 2004. A numerical compari- rum yapman›n önemli sak›ncalar içerece¤ini or- son of 2-D resistivity imaging with 10 electrode arrays. Geophysical Prospecting, 52, taya ç›karm›flt›r. 379 -398. Dahlin, T., Bernstone, C., and Loke, M. H., 2002. Ca- Bu çal›flmada oldu¤u gibi, k›sa sürede ve kolay- se History: A 3-D resistivity investigation of ca elde edilebilen yapma kesitler ve haritalar; a contaminated site at Lernacken, Swe- arkeoloji, çevre sorunlar›, mühendislik ve hidro- den. Geophysics, 67, 1692-1700. jeoloji ile ilgili s›¤ ölçekli sorunlar›n çözümünde Das, U.C., and Parasnis, D.S., 1987. Resistivity and yorumlamaya önemli oranda katk› sa¤layacak- induced polarization responses of arbitra- t›r. Ayr›ca, yeralt›ndaki cisimlerin de¤iflik dizilim- rily shaped three-dimensional bodies in a lere göre farkl› yan›tlar vermesi de, araflt›rman›n two-layered earth. Geophysical Prospec- ting, 35, 98 -109. amac›na uygun dizilimin seçilmesi aç›s›ndan bu tür çal›flmalar›n önemini ortaya koymaktad›r. Dey, A., and Morrison, H.F., 1979a. Resistivity modeling for arbitrarily shaped two-dimensional Böylece araflt›r›lacak alanda, elde edilmesi ola- structures. Geophysical Prospecting, 27, s› anomalilerin bilgisayar ortam›nda benzetimi 106 -136. ile araflt›rma sorunu hakk›nda çal›flma öncesi Dey, A., and Morrison, H.F., 1979b. Resistivity mode- baz› yorumlar yap›labilir ve arazi ölçümleri daha ling for arbitrarily shaped three-dimensi- iyi planlanabilir. onal structures. Geophysics, 44, 753 -780. Dieter, K., Paterson, N.R., and Grant, F.S., 1969. IP KATKI BEL‹RTME and resistivity type curves for three-dimensional bodies. Geophysics, 34, 615 - 632. Yazarlar, yay›n›n son flekline gelmesinde gös- Edwards, L.S., 1977. A modified pseudosection for terdi¤i önemli katk›lardan dolay› dergi editörü resistivity and IP. Geophysics, 42, 1020- Prof. Dr. Reflat Ulusay’a ve isim belirtilmeyen 1036. hakeme teflekkür ederler. Göktürkler, G. ve Drahor, M. G., 2004. Yinelemeli yöntemle üç boyutlu özdirenç modellemesi. Dokuz Eylül Üniversitesi, Fen ve Mü- hendislik Dergisi (bask›da). KAYNAKLAR Griffiths, D.H., and Barker, R.D., 1993. Two-dimensi- Apparao, A., 1979. Model tank experiments on reso- onal resistivity imaging and modelling in lution of resistivity anomalies obtained areas of complex geology. Journal of App- over buried conducting dikes-inline and lied Geophysics, 29, 211-226. broadside profiling. Geophysical Prospec- Griffiths, D.H., Turnbul, J., and Olayinka, A.I., 1990. ting, 27, 835 - 847. Two-dimensional resistivity mapping with Berge, M.A., 2002. S›¤ aramac›l›kta sonlu farklar a computer-controlled array. First Break, yöntemi ile iki-boyutlu düz çözüm özdirenç 8(4), 121 -129. modellemesi. Lisans tezi, Dokuz Eylül Üni- Hohmann, G.W., 1975. Three-dimensional induced versitesi, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü, polarization and electromagnetic Model- 77 s (yay›mlanmam›fl). ling. Geophysics, 40, 309 - 324. Brizzolari, E., and Bernabini, M., 1979. Comparison Jepsen, A.F., 1969. Numerical modeling in resistivity between Schlumberger electrode arrange- prospecting. Ph. D. Thesis, University of ment and some focused electrode arran- California, Berkeley, USA (unpublished). gements in resistivity profiles. Geophysical Kurtulmufl, T.Ö., 2003. S›¤ aramac›l›kta sonlu farklar Prospecting, 27, 233 - 244. yöntemi ile üç-boyutlu özdirenç modelle- Candansayar, M.E., and Baflokur, A.T., 2001. Detec- mesi. Lisans Tezi, Dokuz Eylül Üniversite- ting small-scale targets by the 2D inversi- si, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü, 69s (ya- on of two-sided three-electrode data: app- y›mlanmam›fl). lication to an archaeological survey. Ge- Loke, M.H., 2001a. Res3dmod ver. 2.1, Three-di- ophysical Prospecting, 49, 13 -25. mensional resistivity and IP forward mode- Coggon, J.H., 1971. Electromagnetic and electrical ling using the finite difference and finite modeling by the finite element method. element methods. User’s manual, Geophysics, 36, 132 -155. www.geoelectrical.com. 128 Yerbilimleri

Loke, M.H., 2001b. Tutorial: 2-D and 3-D electrical Pridmore, D.F., Hohmann, G.W., Ward, S.H., and imaging surveys. Penang, Malaysia, Uni- Sill, W.R., 1981. An investigation of finite versiti Sains Malaysia, unpublished course element modeling for electrical and elect- notes, 121 pp, www.geoelectrical.com. romagnetic data in three dimensions. Ge- McGillivray, P.R., and Oldenburg, D.W., 1990. Met- ophysics, 46, 1009 -1024. hods for calculating Frechet derivatives Rijo, L., 1977. Modeling of electric and electromagne- and sensitivities for the non-linear inverse tic data. Ph.D. Thesis, University of Utah, problem, a comparative study. Geophysi- USA (unpublished). cal Prospecting, 38, 499-524. Scriba, H., 1981. Computation of the electric potenti- Meyer, W.H., 1977. Computer modelling of electro- al in three-dimensional structures. Ge- magnetic prospecting methods. Ph.D. ophysical Prospecting, 29, 790 - 802. Thesis, University of California, Berkeley, Telford, W.M., Geldart, L.P., Sheriff, R.E., and Keys, USA (unpublished). D.A., 1976. Applied Geophysics, Cambrid- Mufti, I.R., 1976. Finite difference resistivity model- ge University Press, Cambridge, 860 pp. ling for arbitrarily shaped two-dimensional Van Nostrand, R.G., and Cook, K.L., 1966. Interpre- structures. Geophysics, 41, 62 -78. tation of resistivity data. USGS Prof. Pa- Okabe, M., 1981. Boundary element method for the per, Printing Office, Washington, USA, arbitrarily inhomogeneities problem ine- 449 pp. lectrical prospecting. Geophysical Pros- Van Overmeeren, R.A., and Ritsema, I.L., 1988. pecting, 29, 39 - 59. Continuous vertical electrical sounding. Parasnis, D.S., 1965. Theory and practice of electric First Break, 6(10), 313 - 324. potential and resistivity prospecting using linear current electrodes. Geoexplo- ration, 3(1), 3 - 69. Yerbilimleri, 30 (2004), 129-134 Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araﬂt›rma Merkezi Bülteni Bulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University Teknik Not/Technical Note Arazide bir fay yüzeyinin kayma yönünü saptamada kullan›lan “elle dokunma” yönteminin geçerlili¤i

Validity of the “rubbing” method for the field determination of the shear sense of a fault surface

M. Tekin YÜRÜR Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 06532, Ankara

ÖZ

Bir fay yüzeyinin incelenmesi ile fay hareketinin saptanmas›nda ülkemiz yerbilimcilerinin kulland›klar› bir yöntem, fay yüzeyinde fay çiziklerine paralel olarak elle dokunmada en az sürtünmeyi sa¤layan yönün fay hareket yönü olarak saptanmas› esas›na dayan›r. Bu yaz›da, arazi gözlemleri yard›m› ile bu yöntemin hatalara yol açt›¤› göste- rilerek, arazide bir fay yüzeyindeki kayma yönünün ikincil Riedel k›r›klar›n›n ve di¤er yap›lar›n incelenmesine dayanan yöntemlerle saptanmas› gerekti¤i önerilmektedir.

Anahtar Kelimeler: Fay kinemati¤i, ikincil yap›lar, kayma yönü.

ABSTRACT

To determine the shear sense on a fault surface, Turkish earthscientists widely use and teach a method that consists to rub the surface and to decide for the sense that presents the least resistance to the touch in the direction of the slickenlines. With examples of fault surfaces observed in the field, it is shown that this method induces er- rors and that more reliable methods based on the observation of minor fractures like Riedel shears and other structures should be used to better determine the shear sense of a fault surface in the field.

Key Words: Fault kinematics, minor structures, shear sense.

G‹R‹ﬁ

Yazar, bu makalede meslektafllar›n›n ülkemizde Fay yüzeyi yap›lar› kulland›klar› ve halen ö¤retilmekte olan bir yön- temi ele almaktad›r. Bu yöntem, sahada izlenen fiekil 2a’da bir fay yüzeyinde gözlemlenebilecek fay yüzeylerinin incelenmesi sonucu hareket yö- ikincil yap›lar gösterilmifltir. S›kl›kla rastlanan bu nünü belirlemeye yöneliktir. Bu yöntemle, yerbi- tür yap›lar, fay› oluflturan ve yüzeyde harekete limci fay çizikleri do¤rultusunda fay yüzeyine eli- neden olan gerilmelerle oluflan tansiyon çatlak- ni sürtmekte ve kayman›n en kolay oldu¤u hare- lar› ve Riedel (Riedel, 1929) k›r›klar›d›r. Riedel ket yönünü fay hareketi olarak saptamaktad›r. k›r›klar›, ana fay düzlemi ile yapt›klar› aç› ve ha- Bu makalede; Ankara kuzeyinde (fiekil 1) yap›- reket yönü itibariyle ana fay hareket yönünde lan arazi gözlemleriyle bu yöntemin do¤ru so- veya bu yönün tersinde bir fay mekanizmas›na nuçlar vermedi¤i gösterilerek, fay yüzeyinde bu- sahip olmalar›na göre ikiye ayr›l›rlar (fiekil 2b). lunan çeflitli ikincil yap›lar yard›m› ile bu yönün Faylanman›n geliflti¤i malzemenin içsel sürtün- saptanmas› önerilmektedir. me aç›s› (φ) ise, Riedel k›r›klar›ndan R fayla

M. T. Yürür E-mail: [email protected] 130 Yerbilimleri

p›lar, analog kil veya kum modellerinde ve/veya bunlardan elde edilen sonuçlarla arazi gözlem- lerinin incelendi¤i durumlarda görülece¤i gibi K (Riedel, 1929; Tchalenko, 1970; Tchalenko ve Ambraseys, 1970; Wilcox vd., 1973), ana faya Kazan göre daima ayn› konumdad›rlar. Arazide ise, özellikle eski k›r›klar› kesen veya birden fazla hareketi üzerine alm›fl faylarda bu yap›lar karmafl›k bir hal alabilirler. Bu takdirde fay aynas›- n›n bu anlamda dikkatle incelenmesi gerekir. Bu konuyla ilgili bafll›ca yay›nlar aras›nda Hancock (1985), Ramsay ve Huber (1987), Hancock vd. D 750 (1987) ve Petit (1987) ile sonuncu makalenin Güvenç yay›mland›¤› cillte yeralan di¤er makaleler say›- labilir. İmrendi Lezgi (Sarıbeyler) Faylanma mekanizmas›na benzer yapay bir örnek Orhaniye Yazar, Ankara’n›n kuzeyinde yeralan Orhaniye 0 5 km ve Lezgi köylerine (bkz. fiekil 1) ulaflan toprak yollar›n kuzey k›s›mlar›nda yürütülmüfl olan yol fiekil 1. Yer bulduru haritas› (www.maps.com sitesin- den yararlan›larak çizilmifltir). düzeltme çal›flmalar› s›ras›nda ifl makinas›n›n Figure 1. Location map (compiled with maps from madeni düzeltme b›ça¤›n›n toprak üzerinde b›- www.maps.com). rakt›¤› izleri incelemifltir (fiekil 3). Kirli krem renkli ve killi toprak üzerinde, yatay veya az e¤imli yol yüzeyini düzelten b›ça¤›n oluflturdu¤u “45°- /2” aç›l› ve efl yönde hareketlidir (sinte- φ bu izler aras›nda, fay aynas›na benzeyen ve yer tik). R’ ise, “45°+ φ/2” aç›l› ve ters yönde hare- yer cilalanm›fl bir yüzey üzerinde çok belirgin ketlidir (antitetik) (Ahlgren, 2001). Bu ikincil ya- çizgiler ile birbirine paralel ve toprak içine gömü-

fiekil 2. (a) Bir fay yüzeyinde kayma yönünü veren yap›lar (orta üstteki ok tavan blo¤unun hareketini göstermek- tedir) (Choukroune, 1995’den de¤ifltirilerek), (b) bir fay yüzeyinde oluflabilecek ikincil yap›lar›n ana fayla iliflkileri (Ahlgren, 2001’den de¤ifltirilerek al›nm›flt›r). Figure 2. Structures used to determine the shear sense on a fault surface (the arrow on the central upper part indicates the movement of the hanging-wall block) (modified from Choukroune, 1995), (b) relationship between a fault and minor structures that may form on the fault surface (modified from Ahlgren, 2001). Yürür 131

ﬁekil 3. Orhaniye köyü kuzeyindeki düzeltilmiﬂ bir yolun yüzeyinde gözlemlenen yap›lar: (a) düzeltme b›ça¤›n›n yolda b›rakt›¤› sistematik çatlaklar, (b) Riedel k›r›klar› (RK) ve A-B kesitinin yeri, (c) A-B kesiti, (d) ve (e) yol yüzeyinde görülen Riedel k›r›klar› ve C-D kesitinin yeri (kesitin yan›ndaki kal›n ok kayma yönündedir), (f) C-D kesiti, (g) (d)‘de verilen foto¤raf›n üstten görünümü (Ç: çizikler; RK: Riedel k›r›klar›). Figure 3. Structures observed on the rectified road surface at the north of Orhaniye village: (a) systematic fractures left on the road surface by the blade of the rectifying machine, (b) Riedel shears (RK) and location of the cross-section A-B, (c) cross-section A-B, (d) and (e) Riedel shears (RK) and location of the cross-section C-D, (f) cross-section C-D, (g) upview of the photograph given in (d), (Ç: lineations; RK: Riedel shears).

len k›r›klar bulunmaktad›r (fiekil 3a, b). K›r›klar Arazi gözlemleri daima ayn› yönde e¤ime sahiptir ve analog modeller örnek al›nd›¤›nda veya faylanma meka- Bu bölümde Ankara‘n›n Kazan ilçesi güneydo- nizmas› düflünüldü¤ünde, k›r›klar›n e¤im yönü- ¤usunda yeralan Güvenç ve Lezgi (Sar›beyler) nün yüzey üzerindeki izdüflüm vektörü b›ça¤›n köyleri civar›nda (bkz. fiekil 1) yürütülen arazi zemin üzerinde ilerleme yönünü vermektedir çal›flmalar› s›ras›nda gözlemlenen ve belirgin (fiekil 3c). Bu ilerleme yönünü veren bir baflka k›r›lma ölçütleri içeren iki fay yüzeyi “elle sürt- gözlem de, yüzeydeki blok ve çak›llar›n b›ça¤›n me” yöntemi ile fay yüzeyinde gözlemlenen ikin- itmesi ile yapt›klar› hareketlerdir (fiekil 3d, e, f). cil yap›lar›n kullan›ld›¤› yöntem aç›s›ndan ele Toprak içine gömülü bu kayaç parçalar› b›ça¤›n al›nm›flt›r. Ölçülen faylar›n konumlar›; fay›n hareketine uyarak toprak içinde yer yer birkaç do¤rultusu, e¤im aç›s› ile yönü ve fay çizi¤inin santimetre kadar yerde¤ifltirmifllerdir. K›r›k e¤i- sapma aç›s› fleklinde verilmifltir. minden hareketle saptanan b›çak hareket yönü, çak›l/blok ilerleme yönü ile ayn›d›r (fiekil 3f, g). Bu faylardan biri (K10°B/88°KD/20°K), Lezgi kö- Böyle bir yüzeye elle dokunuldu¤unda, “en ko- yü güneydo¤usunda yeralmakta ve Eosen yafll› lay” kayma yüzeyi k›r›klar›n e¤im yönünün tersi, karasal k›r›nt›l› birimleri (Koçyi¤it, 1991) kes- di¤er bir ifadeyle, elle dokunularak saptanan mektedir (GPS UTM X=470.780, Y=4443.200). yön hareketin yönünün tersi olacakt›r. E¤imi düfleye yak›n olan fay yüzeyinde (fiekil 4) 132 Yerbilimleri

Tansiyon çatla¤›

σ3 σ1

ﬁekil 4. (a) Lezgi köyü güneydo¤usunda yeralan bir fay yüzeyi, (b) fay yüzeyinde incelenen yap›lardan itibaren saptanan fay mekanizmas›n›n plan görünümü. (σ1 ve σ3 s›ras› ile en büyük ve en küçük asal gerilme ek- senlerine karﬂ›l›k gelmektedir). Figure 4. (a) A fault surface cropping out at the south-east of the Lezgi village, (b) map view of the faulting mechanism as deduced from the observation of the structures studied on the fault surface. (σ1 and σ3 are the greatest and the least principal stress axes, respectively).

çizikler çok belirgindir ve fay›n az bir e¤im at›m da, fay›n hareketinin sol yönlü oldu¤u anlafl›l- bilefleni olan bir do¤rultu at›ml› fay oldu¤u anla- maktad›r (fiekil 4b). Ayr›ca fay yüzeyinde yaklafl›lmaktad›r. Elle dokunma ile fay›n sa¤ yönlü fl›k 3 cm eninde ve bir ucu gözlenemeyen, di¤er hareketler yapt›¤› saptanmaktad›r. Buna karfl›n, ucu ise yar›m küre fleklinde biten bir kanal yap›- yüksek aç›l› R’ k›r›klar› (K80°B/düfley) ile aras› s› bulunmaktad›r. Kanal geometrisi, kanal›n sert santimetre düzeyinde olas›l›kla aragonitik iri bir çak›l taraf›ndan fay hareketi/hareketleri ile kristallerle dolmufl bir tansiyon çatla¤›n›n aç›lm›fl oldu¤una iflaret etmektedir. Yine fiekil (K40°B/düfley) konumlar› gözönüne al›nd›¤›n- 4a’daki foto¤rafta yeralan ve ana kaya ile iliflkisi Yürür 133 dolgunun sol taraf›n›n kaybolmufl olmas› nede- boyutunda ve yuvarla¤a yak›n bu çak›llar›n üçü niyle belirli olmayan kalsit dolgu da, sol yönde de çok belirgin bir flekilde birkaç santimetre ka- bir basit makaslama deformasyonuyla oluflmufl dar sola kaym›fllard›r (fiekil 5b, c). Bu kaymalar, gibi görünmektedir. Tüm bu gözlemler fay›n, el- çak›llar›n sa¤›nda yeralan kanallardan anlafl›l- le yap›lan saptaman›n aksine, sol yönlü yerde- maktad›r. Çak›llar, bu hareketlerin sonunda fay ¤ifltirmelere yol açt›¤›n› göstermektedir. blo¤una saplanm›fl ve kalm›fllard›r. Di¤er baz› kanallarda ise; çak›llar gözlenememekte olup, Daha bat›da ve Güvenç köyünün do¤u-güney- sapland›klar› yerden düflmüfl olmalar› gerekir. do¤usunda (GPS UTM X=481.330, Böyle bir yüzeyde elle dokunularak saptanacak Y=4440.740), pembe-k›rm›z› Eosen’e ait k›r›nt›- kayma yönü, saplanm›fl çak›ldan sa¤a, yani ça- l› kayaçlar› (Koçyi¤it, 1991) kesen do¤rultu k›ldan sürtünme izine veya kanala do¤ru ola- at›ml› bir fay (K17°B/83°GB/10°G) ile bu fayla cakt›r. Di¤er yön veya kanaldan çak›la do¤ru yüksek aç› (62°) yapan daha küçük ve ikincil bir yap›lacak hareket özellikle çak›l s›n›r›nda ele fayda (K45°D/85°GD/10°GB) üç adet çak›l›n daha fazla sürtünme verecektir. Sonuçta, bu faylanmaya ba¤l› olarak maruz kald›klar› hare- yöntemi kullanan bir yerbilimci hatal› olarak sol ketler saptanm›flt›r (fiekil 5). Birkaç milimetre yön saptayacakt›r. Sa¤ yönlü hareketler yapm›fl

fiekil 5. (a) Güvenç köyünün do¤u-güneydo¤usunda yeralan bir fay zonu, (b) ve (c) ikincil fay yüzeyinde gözlem- lenen çak›l kaymalar› ile geliflen kanallar. Figure 5. (a) A fault surface cropping out at the east-south-east of the Güvenç village, (b) and (c) grooves formed due to pebble displacements on the secondary fault surface. 134 Yerbilimleri bu fay›n ana fayla yapt›¤› yüksek aç› bu sürek- Hancock, P.L., 1985. Brittle microtectonics: principles sizli¤in ana fay›n bir R’ Riedel k›r›¤› oldu¤unu and practice. Journal of Structural Ge- düflündürmektedir. Bu taktirde ana fay›n hare- ology, 7 (3/4), 437-457. keti antitetik, yani ters yönde ve sol yönlü ola- Hancock, P.L., Al-Kahdi, A., Barka, A.A., and Bevan, cakt›r. Ana fay yüzeyi, bu yönü belirten belirgin T.G., 1987. Aspects of analysing brittle structures. Annales Tectonicae, 1(1), 5- Riedel k›r›klar› tafl›maktad›r. 19. Koçyi¤it, A., 1991. An example of an accretionary fo- Sonuçlar re-arc basin from northern Central Anato- lia and its implications for the history of Analog modellerden elde edilen sonuçlarla ara- subduction of Neo-Tethys in Turkey. Ge- zide incelenen fay yüzeylerinde ulafl›lan kayma ological Society of America Bulletin, 103, 22-36. ölçütleri dikkate al›nd›¤›nda, halen kullan›lmakta olan ve “elle dokunma” fleklinde fay kayma Petit, J.-P., 1987. Criteria for the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks. Journal of yönünü saptamaya yarayan yöntemin yanl›fl so- Structural Geology, 9(5/6), 597-608. nuçlara yol açt›¤› ortaya ç›kmaktad›r. Yazar; uluslararas› literatürde yeralmayan ancak ülke- Ramsay, J.G., and Huber, M.I., 1987. The techniques of modern structural geology, (2): Folds mizde halen ö¤retilmekte olan bu yöntemin ye- and fractures. London, Academic Press, rine, bu makalede belirtilen ve fay yüzeyinde 392 pp. bulunan ikincil fay yap›lar›n gözlemine dayanan Riedel, W., 1929. Zur mechanik geologischer Bruc- yöntemin kullan›lmas›n› önermektedir. herscheinungen. Zentralblatt fuer Minera- logie, Geologie und Palaeontologie, 1929 KATKI BEL‹RTME B, 354-368. Tchalenko, J.S., 1970. Similarities between shear zo- Yazar, makaleye yap›c› elefltirileri ile katk› sa¤- nes of different magnitudes. Geological Society of America Bulletin, 81, layan Prof. Dr. Okan TÜYSÜZ ile di¤er hakeme 1625–1640. teflekkür eder. Tchalenko, J.S., and Ambraseys, N.N., 1970. Struc- tural analysis of the Dasht-e Bayaz (Iran) earthquake fractures. Geological Society KAYNAKLAR of America Bulletin, 81, 41–60. Wilcox, R.E., Harding, T.P., and Seely, D.R., 1973. Ahlgren, S. G., 2001. The nucleation and evolution of Basic wrench tectonics. The American As- Riedel shear zones as deformation bands sociation of Petroleum Geologists Bulletin, in porous sandstone. Journal of Structural 57, 74–96. Geology, 23(8), 1203-1214. Choukroune, P., 1995. Déformations et Déplace- ments Dans La Croûte Terrestre. Masson, Paris, 226 pp.