MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI VE OFİYOLİTLE OLAN İLİŞKİSİ (DİVRİĞİ-SİVAS)

Transkript

1 MTA Dergisi, , 1988 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI VE OFİYOLİTLE OLAN İLİŞKİSİ (DİVRİĞİ-SİVAS) H.P. ZECK* ve Taner ÜNLÜ** ÖZ. Sivas ili, Divriği ilçesinin birkaç km K-KB sında yer alan, bileşimi kuvars-siyenitle diyorit arasında değişen bileşik bir karaktere sahip olan Murmano plütonu, Divriği ofiyolit karmaşığına ait serpantinitler içerisine sokulum yapar. Rb-Sr yöntemiyle elde edilen milyon yıllık (I\s) türn kayaç izokronu plütonun sokulum yaşını vermektedir. Bir mikro-kuvars siyenit, beş monzonit ve bir tane de hidrotermal skapolitçe zengin dayktan oluşan yedi örnekli seri birlikte, plütonun güney kenarında 100x200 m boyutlu bir alanı temsil etmekte olup, ilksel 87 Sr/ 86 Sr oranı olan my kk (I\s) Rb-Sr izokronuna karşılık gelmektedir. Plütonun güneybatı kesiminde 200x500 m boyutlu geniş bir alanı temsil eden 7 örnekli başka bir seri ise, ilksel Sr Sr oranı olan 5 noktalı my (I/s) izokronunu vermektedir. Birbirine uyumlu olan bu iki yaş, my (Is) olarak, sokulumun yaşı olarak yorumlanmıştır. İki örnek serisi, farklı Rb-Sr izotop oranlarına sahip farklı kaynak kayaç karmaşıklarının anateksisiyle oluşmuş iki ayn magma kümesini temsil etmektedir. Plütonun yeterince büyük 2 olmasının (25 km ) yanı sıra hâkim silisik karakteri, birimin okyanusal kökenli olmadığını göstermektedir. Magma, milyon yıldan daha önce olduğu düşünülen ofiyolitik karmaşığın üzerlemesinden sonra sokulum yapmıştır. GİRİŞ Türkiye'nin jeolojisi, Alpin orojenik sistemi içerisinde gelişmiştir ve bu nedenle Yunanistan ve İran'daki orojenik kuşakların devamını oluşturur. Bununla birlikte, bu komşu sahalar arasında yapılan ayrıntılı jeolojik korelasyonlar, yine de biraz tartışmalıdır (Dixon ve Robertson, 1984). Türkiye'nin jeolojik çatısı içerisinde yer alan önemli elemanlardan birisi, orojenik kuşaklar boyunca uzanan büyük ofiyolit karmaşıklarıdır. Bunlar okyanus tabanı karmaşıklarının üzerlemiş ve yeniden hareketlenmiş kalıntıları olarak yorumlanırlar ve birçok yazar tarafından, levha tektoniği sütur zonlarını gösterdikleri düşünülür (Şek.l). Bunların orojenik kuşak içerisindeki dağılımı, orojenik yapı içinde yer alan mikrolevhaların sayısını, bunların oluşumunu ve kinematik gelişimini yeniden kurmada kullanılır. Açıkça görülmektedir ki, orojenik sistemin çeşitli kısımlarındaki ofiyolit üzerlemesinin (obduction)/yitiminin (subduction) yaşının tayini, levha tektoniği yapısını çözümlemede çok bü- * Kopenhag Üniversitesi, Petroloji Enstitüsü, Kopenhag- Danimarka. ** Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Maden Etüt ve Arama Dairesi, Ankara. yük önem taşır. Eldeki yazı, Türkiye'nin orta kesimindeki Divriği yöresinde yer alan ofiyolitik karmaşığın yerleşim yaşının literatürde iddia edilenden daha önce olduğunu gösteren kanıtlar sunmaktadır. Ofiyolit yerleşiminin minimum yaşı, karmaşık içerisine sokulum yapan plütonun Rb-Sr yöntemiyle yapılan izotop yaş tayinine dayanarak bulunmuştur. Granitik gövdelerin, göründüklerinden daha az homojen oldukları kanıtlanmıştır (Krauskopf, 1968). Ayrıntılı çalışmalar, büyük masiflerin yaklaşık olarak aynı yaşlı bir dizi sokulumdan oluşabileceğini ortaya koymuştur. Bu sokulumları oluşturan ayrı magma yığışımları, büyük ölçekte aynı petrojenetik olayın ürünü olup, kabuk içerisinden yükselimleri sırasında aynı termal kanalı kullanmış olabilirler (Marsh, 1982). Bu magma yığışımları arasındaki petrojenetik ilişki önemli derecede değişebilir. Bunlar, örneğin aynı ana magmanın fraksiyonlaşmasının farklı evrelerini, kabuksal malzemenin asimilasyonu ya da başka bir magmanın karışımı sonucunda oluşan magmatik kontaminasyonun değişik derecelerini, anatektik bir eriyik içindeki artık karışımın farklı derecelerini temsil edebilir, ya da farklı kaynak kayaç karmaşıklarının ergimesinin ürünü olabilirler. Rb-Sr izotop sistematikleri, bu değişik modellerde farklılık gösterir. Farklı kaynak kayaç karmaşık-

2 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 83 larının anateksisi sonucunda oluşan magma yığışımlarının, kaynak kayaç karmaşıklıkları arasındaki farklılıktan yansıtması beklenebilir. Bu şekilde oluşan bileşik plutonlar için elde edilen Nicolaysen diyagramları, magma içine ilksel 87 Sr/ 86 Sr oranları farklı malzeme karışabileceği için oldukça karmaşık olabilir. Bu makalede, 25 km 2 büyüklüğündeki bileşik pluton üzerinde yapılan Rb-Sr izotop çalışmalarından yararlanılacaktır. Burada, pluton içinde ilksel 87 Sr/ 86 Sr oranları birbirinden farklı en az iki magma kümesinin temsil edildiği kanıtlanacaktır. Bu durum, aynı plütonik kütle içinde oldukça farklı kökene sahip magmatik malzemenin toplanmış olabileceğini gösterir. Böylesine gizli ya da en azından açık olmayan heterojenlik, oldukça geniş yayılımlı olabilir ve bazı intruzif kayaç gövdelerinin büyük ölçekli (izotop) jeokimyasal araştırmalarında ortaya çıkan açık karışıklıklara açıklama getirebilir. Makale Zeck ve Ünlü; 1987 ve 1988 yayınlan doğrultusunda, her iki makalede yer alan bilgilerin bir araya derlenmesi şeklinde hazırlanmıştır. ÜST JURA - ALT KRETASE UPPER JURASSİC - LOWER CRETACEOUS i. Şek. l Olası sütur zonlarını simgeleyen ofiyolit karmaşıklarının dağılımını gösteren Türkiye'nin taslak jeoloji haritası. KB-GD yönlü enine kesit, Robertson ve Dixon'a (1984) göre Üst Jura-Alt Kretase sırasında olası levha tektoniği oluşum modelini simgelemektedir. Daire ile gösterilen kısım, incelenen sahayı göstermektedir.

3 84 H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ SAHA İLİŞKİLERİ Çalışılan saha, iç Torid sütur (kenet) zonu içerisinde yer almaktadır. Kırşehir bloku ile doğu Torid bloku arasında yer alan bu zon, birçok ofiyolit karmaşığını içermektedir (Şek.l). Sivas ili Divriği sahasında, ofiyolit karmaşıkları başlıca serpantinitlerden meydana gelen kütleler olarak görülürler. Karmaşık, bileşimi kuvars-siyenitle diyorit arasında değişen bileşik silisik plutonla ve mermerlerle dokanak oluşturmaktadır. Yaşları Üst Miyosenle Pliyosen arasında değişen kumtaşı ve konglomera çökelleri yanı sıra, yerel olarak yataya yakın, tektonizma sonrası oluşmuş Miyosen yaşh volkanitlerden oluşan bir örtü de yer almaktadır. Bu çalışmanın odak noktası, Divriği ilçesinin birkaç km K-KB sında yer alan Murmano plütonunun da yer aldığı sahadır. Şekil 2 de görülen sahanın jeoloji haritası, Koşal (1973) tarafından yapılmış olup, kısmen de Klemm'in (1960) çalışmasına dayanmaktadır yılı yazında yazarların yapmış olduğu kısa süreli arazi çalışmalarına göre, Koşal'ın 1: ölçekli haritasında yer alan ayrıntılarla yazarların gözlemleri arasında büyük farklılık yoktur. Fakat, kayaç ilişkileri hakkındaki yorum farklıdır. Klemm (1960) ve Koşal (1973), ultrabazik kütlenin karbonatlı kayaçlar içine sokulum yaptığını iddia etmişlerdir. Yazarlar, bu kayaçlar arasındaki birçok dokanağı incelemiş, fakat bu yorumu doğrulayacak hiç bir kanıt bulamamışlardır, özellikle, A-Kafa diye adlandırılan cevher kütlesinin güney kesiminde serpantinit ve mermerden oluşan ardalanmalar görülmektedir, bu dokanakların tektonik kökenli olduklarına ilişkin Bozkurt ve İleri (1963) ile Bozkurt'un (1980) görüşlerine katlanmaktadır. Serpantinitlerle karbonatlı kayaçların ilişkisi hakkındaki yazarların yorumu, bu kayaçların ardalanmalı olarak sıralanışına büyük ölçekli yataya yakın tektonik hareketlerin neden olduğu şeklindedir. Daha sonra, normal faylanmalar bu ilksel tektonik ilişkileri biraz değiştirmiştir. Şekil 2 de yer alan Koşal'ın (1973) kesiti bu yoruma iyi uymaktadır. Yorum aynı zamanda, ofiyolit kütlelerinin, okyanus tabanı karmaşıklarının tektonik olarak üzerlemiş parçaları olması gerektiği şeklindeki yorumla da uyuşmaktadır (Ricou, 1971; Dixon ve Robertson, 1984). Öncel çalışmacıların tümü de plütonik kayaç kütlesini mermer ve serpantinitler içerisine sokulum şeklinde girmiş olarak yorumlamışlardır. Saha çalışmaları bu sonuçla uyuşmaktadır. Plütonik kayaçla karbonatlı kayaçlar arasındaki tektonik olmayan dokanaklarda oluşan kalk-silikatik kayaçlar, monzonitik sokulumla doğrudan ilişkili olarak oluşan kontakt metamorfik ve hidrotermal ürünler olarak açıklanırlar. Kalk-silikatik kayaçlar başlıca skapolit, diyopsit ve aktinolitten oluşurlar; granat, turmalin ve flogopit daha enderdir. (Daha fazla ayrıntı için Klemm'e (1960) bakınız). Plütonun güneydoğu kenarında, demiryolunun dokanağı kestiği yerin birkaç yüz metre G-GB sında (Şek.2) pluton, dokanaktan itibaren ilk 2-3 m içerisinde ince taneli kenar fasiyesi şeklinde gelişme gösterir. Serpantinitlerle monzonitik pluton arasındaki ilişki, Cürek köyünün birkaç yüz metre doğusundaki geniş bir yol yarmasında açıkça görülmektedir. Şekil 2 de de görüldüğü gibi, bu lokasyon 85Z126-85Z132 no.lı örnek serisiyle temsil edilmiştir. Yol yarmasında, plütonun bir parçasını oluşturan büyük diyorit damarlarının, kuşattığı ya da sokulum yaptığı çok sayıda, büyük serpantinleşmiş peridotit parçaları görülmektedir. Bu ilişkiler, plütonik kayacın ultrabazik kayaçlardan sonra oluştuğunu açıkça göstermektedir. Böylece, sahadaki ilişkiler oldukça iyi kurulmuş görülmektedir; ofiyolitik karmaşık, tektonik olarak karbonatlı kayaçlardan oluşan karmaşık üzerine ya da içine yerleşmiştir. Monzonitin hâkim olduğu karışık bileşimli pluton da bu karmaşık içerisine sokulum yapmıştır (Zeck ve Ünlü, 1987,1988). MURMANO PLÜTONUNUN PETROGRAFİK ÖZELLİKLERİ (LİTOLOJİK DEĞİŞİMİ) Murmano plütonu, tipik olarak masif kayaçlardan oluşmuştur. Sadece yerel olarak belirgin olmayan akma foliyasyonu gözlenmektedir. İnterpenetratif foliyasyon veya metamorfik-tektonik kökenli lineasyonlar görülmemektedir. Modal bileşimleri, kuvarssiyenitle monzonit, hatta diyorit arasında değişmektedir (plütonik kayaç sınıflaması ve isimlendirme, Streckeisen, 1976 ya göre yapılmıştır). Kuvars miktarı daha yüksek olan granit ve granodiyorit gibi kayaçlar bulunamamıştır. Saha hakkındaki literatürlere göre (Koşal,

4 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 85 Şek.2 Murmano plütonun yer aldığı sahanın Koşal (1973) tarafından yapılan jeoloji haritası ve enine kesitleri.

5 86 H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ 1965, 1971, 1973) plütonun bileşimi siyenitik olarak tanımlanmıştır. Çalışmalarımız, bu bileşik pluton içinde mafik mineral olarak klinopiroksen ve amfibol içeren monzonitin hâkim kayaç tipi olduğunu göstermiştir. Plütonun daha bazik olan, kesimleri, bu yazıda Koşal' da (1973) belirtildiği gibi gabro değil diyorit olarak isimlendirilmiştir. Bunlar, ortalama bileşimi An 50 den daha fazla olan plajiyoklaz içerirler, renk indisleri arasındadır, bol miktarda biyotitlidirler. İzotop çalışmalarında kullanılan kayaç örneklerinden elde edilen petrografik ve petrojenetik veriler, aşağıda yer almaktadır : Diyoritler (126, 127), plütonun güneybatı kısmında bulunmuştur (Şek.2); bunlar, benzer Rb-Sr izotop sistematiklerine sahiptirler (Şek.3). Kayaçlar iri ve orta tanelidirler. El örneğinde açık gri renkli öz şekilli-yan öz şekilli cm büyüklüğünde plajiyoklaz kristalleri hâkim durumdadır, ince kesitlerde; çoğu kez iç içe olan ve bir akıntı yapısı işaret eden cm boyutlu öz şekilli/yarı öz şekilli plajiyoklaz kristalleri, öz şekilsiz/yarı öz şekilli plajiyoklaz, klinopiroksen ve biyotit kristallerinden oluşan mm boyutlu taneli matriks içinde yer alırlar. Ana magmatik parajenez, kayacın hacim olarak % 95 inden fazlasını oluşturan plajiyoklaz, klinopiroksen, biyotit ve opak mineralleri içermektedir. Plajiyoklaz tipik olarak An bileşimine sahiptir. En geç magmatik materyel ise K-feldispat ve boşluk dolguları şeklinde olasılıkla biyotittir. En geç magmatik-hidrotermal yarı-katı (sub-solidus) basamakta, esas olarak önce oluşan klinopiroksen kristalleriyle sıvı fazın tepkimesi sonucunda küçük biyotit ve amfibol kristalleri oluşmuştur. Hacim olarak % l e varan ve açıkça plajiyoklazın yerini alan skapolit, olasılıkla bu evrede oluşmuştur. Kayaçların renk indisi ara- Şek.3 Murmano plutonundan alınan bazı örnekler arasındaki Rb-Sr izotop ilişkilerim gösteren Nicolaysen diyagramı. 2 ayn saha incelenmiştir (bak. Şek.2), plütonun güney kenarı (siyah daireler) ve güneybatı kenan (beyaz üçgenler), örnek serisinin her biri bir izokrona karşılık gelmektedir. 132 ve 130 no.lı örnekler regresyonlarda yer almamışlardır. Mclntyre ve diğerlerine (1966) göre, regresyon çizgi hesaplamasında 87 Rb/' 86 Sr için % l presizyon, 87 Sr/ 86 Sr için ise % presizyon alınmıştır.

6 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 87 sındadır. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri olan karbonat, serisit, sodik plajiyoklaz, epidot, klorit ve tremolit miktar olarak hacimce kayacın % 1-2 sini oluşturmaktadır. Şekil 3 te yer alan Nicolaysen diyagramında, monzonitler (132, 151, 152, 153, 156, 158) birbirine yakın bulunurlar. Orta ile iri taneli, grimsi görünümdedirler ve renk olarak diyoritlerden biraz daha açıktırlar. Kayaçlar, mm büyüklükte K-feldispat ve plajiyoklaz kristallerinin oluşturduğu sürekli bir kafesten oluşan masif bir yapıya sahiptirler. Bu kristallerin arasına, toplam kayacın hacimce % ini oluşturan birkaç mm büyüklüğe varan mafik mineral; klinopiroksen, amfibol (klinopiroksenin yerini almış olarak az miktarda), biyotit, titanit (çoğu örneklerde titanit aksesuar olmaktan da öte oldukça önemli bir mafik mineraldir) ve opak mineral kristalleri dağılmıştır. Diğer bazı kesitlerde ise hornblend hâkim mineral olup, birçok kesitte klinopiroksen kalıntılarım kuşatır görünümdedir. Monzonitler, diyoritlerle aynı mineralojik bileşime (ek olarak biraz da titanit içinde birkaç rutil kapanımlan da gözlenmektedir) sahiptirler ve aynı dokusal ve kökensel ilişkileri gösterirler. Asıl magmatik parajenez plajiyoklaz, K-feldispat, klinopiroksen, titanit (hacimce % 1-2) ve opak minerallerden oluşmuştur; bazı kayaçlarda biyotit ve/veya amfibol de bulunur. Geç magmatik-hidrotermal yarı-katı basamaktaki parajenez; kuvars, amfibol, biyotit, turmalinden ve Plajiyoklazlardaki 1-2 cm lik kristaller şeklindeki K-feldispat içinde pertitik albitten (K-feldispat, pertitik olup, diğer tüm bileşenleri, yani daha küçük öz şekilli plajiyoklaz kristallerini kuşatan 2 cm ye kadar varan büyüklükte poikilitik kristaller oluşturur.) oluşmuştur. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri, K-feldispatı gizleyen opak minerallerden oluşmakta olup, hacim olarak % l e varan oranda bulunurlar. Murmano plütonunun büyük bir kısmını oluşturan iri ile orta taneli tipik plütonik kayaçlar içerisinde çoğu kez plütonik kayaçlarla keskin dokanaklar oluşturan dayklar halinde oluşan, ince taneli, kısmen porfiritik kayaçlar bulunmuştur. Bazı durumlarda bunların sahadaki ilişkileri biraz belirsizdir. Bu ince taneli kayaçların çoğu, plütonik kayaçlarla yakın jenetik ilişkinin yanı sıra aynı mineralojik ilişkiyi de gösterir. Bunların diğer bir kısmı ise biraz farklı bir mineralojiye sahip olup, monzonit ve diyoritlerle daha karmaşık jenetik ilişkiler gösterirler. Bu çalışma için benzer mineralojik ilişkiler gösteren ince taneli kayaçlardan 4 örnek (129, 130, 131, 155) alınmıştır. Bunlann Rb-Sr izotop sistematikleri plütonik kayaçlarınkiyle uyuşmaktadır (Şek.3). örneklerden 3 ü (129, 130, 131) ilişkileri belirgin dayklardan, bir diğeri (155) ise, sahadaki ilişkileri biraz belirsiz olan intruzif bir gövdeden alınmıştır. 128 ve 154 no. lı iki örnek, oldukça farklı mineralojik ilişkiler gösteren ince taneli kayaçları temsil eder. Bu kayaçlar daha kanşık jenetik ilişkiler gösterirler. 128 no. lı örnek, kersantitik karakterli mikrodiyoritik bir kayaç olup, sahadaki ilişkileri açıkça görülemez. 154 no. lı örnek ise, açık biçimde hacimce % 50 oranında skapolit içeren, 0.5 ile l m genişliğinde dayk gövdesini temsil eder. Monzonit ve diyoritlerle benzer mineralojiye sahip ince taneli kayaçlar mikro-diyorit, mikro-siyenit ve mikro-kuvars siyenitlerden oluşmuşlardır. Bunlann çoğu porfiritik olup, çok ince taneli matriksle ( =50-400m m) birlikte plajiyoklaz, K-feldispat ve amfibol fenokristallerinden oluşmuştur, bunlardan amfibol magmatik klinopiroksenin yerini almış olarak oluşabilmektedir. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri, monzonit ve diyorittekine göre daha bol olup, hacim olarak % 3-5 i bulmaktadır. Bunlar dışında, daha düzgün taneli mikro-kuvars siyenitler de bulunmaktadır ve bunlar monzonitlere çok benzemektedir. Bu intruzif kayaçlardan elde edilen petrografik ve petrojenetik veriler şöyledir; 130 no. lı örnek, porfiritik mikro-diyorit olup, birkaç mm ile l cm arasında değişen büyüklükte fenokristaller, öz şekilli plajiyoklaz kristallerini (hacimce kayacın % 25 ini oluşturur) ve az miktarda yarı öz şekilli amfibol kristallerini içerir mm tane boyutlu matriks ise esas olarak iç içe büyüme gösteren yan öz şekilli plajiyoklaz kristallerine ek olarak az miktarda amfibol, titanit, opak mineral ve karbonattan oluşur. Kayacın renk indisi 15 olarak bulunmuştur. Klinopiroksen ve biyotit bulunmamaktadır ve asıl magmatik parajenez plajiyoklaz, amfibol ve titanitten meydana gelir. Büyük amfibol kristallerinin her zaman karbonatla iç içe büyüme göstermesi ve klinopiroksenin yerini alması mümkündür. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri hacimce % 3-4 e varan oranlarda bulunur, karbonat ba-

7 88 H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ kimdir. 129 no. lı örnek çok ince taneli matriksten (tane büyüklüğü m m olup, kayacın hacimce % 70 ini oluşturur) oluşan porfiritik mikro-siyenittir. Matriks, birkaç mm büyüklüğündeki amfibol kristal agregatlarıyle l cm büyüklüğe varan K-feldispat ve plajiyoklaz fenokristallerini kuşatmaktadır. Bu matriks, başlıca yan öz şekilli K-feldispat kristallerine ek olarak amfibol, titanit (hacimce % 2) ve karbonattan oluşmuştur. Kayacın renk indisi 5-10 arasındadır. Asıl magmatik parajenez K-feldispat, plajiyoklaz, amfibol ve titanitten oluşmaktadır. Bununla birlikte, 130 no. lı örnekte görüldüğü gibi, magmatik Parajenezin bir parçası olan büyük amfibol kristalleri klinopiroksenlerin yerini almış olabilir. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri (hacim olarak % 4-5) 130 no. h örnekteki gibidir. 131 no. lı örnek, porfiritik mikro-kuvars siyenit olup, Rb-Sr izotop sistematiği bakımından da 129 no. h örneğe çok benzemektedir (Şek.3). Farklılıklar; hacimce % 5-10 arasında kuvarsın varlığı, titanitin daha az olması (hacim olarak % 1) ve yine alterasyon ürünlerinin (hacim olarak % 3-4) daha az olmasıdır. 155 no. lı örnek, mm lik tane büyüklüğü gösteren mikro-kuvars siyenittir. Bu kayaç, özellikle yukarıda tanımlanmış olan monzonitlere benzemektedir, fakat daha ince taneli, çok daha açık renkli olup, renk indisi 6 olarak bulunmuştur ve ayrıca hacim olarak % 12 oranında kuvars içerir. Asıl magmatik parajenez klinopiroksen, K-feldispat, plajiyoklaz, kuvars ve titanitten (hacimce % 1) oluşmaktadır. Amfibol, geç magmatik-hidrotermal yarı-katı basamakta oluşmuş olup, klinopiroksenin yerini almıştır. Geç alterasyon ürünleri karbonat ve beyaz mika (çoğu kez sarımsı renkli, limonit saçınımlıdır) olup, bunlar hacim olarak % l oranında bulunurlar. Farklı mineralojik özellik gösteren kayaçlar içinde, iki tip ayırt edilmiştir; kersantitik karakterli mikrodiyoritler ve skapolitçe zengin kayaçlar. Bu kayaçlardan elde edilen petrografik ve petrojenetik veriler şöyledir; 128 no. h örnek, kersantitik karakterli mikrodiyoritik bir kayaç olup, diğer 2 diyorit örneğinin alındığı yerin çok yakınından alınmıştır (Şek.2). Kayaç, irice taneli matrikse sahip (tane büyüklüğü mm) masif yapılı bir kayaç olup, dağılmış halde 3 mm büyüklüğe varan yarı öz şekilli plajiyoklaz ve klinopiroksen fenokristalleri içerir. Matriks başlıca plajiyoklaz, biyotit, klinopiroksen ve opak minerallerden oluşmuştur. Bu kayaç, mineralojik ve tekstürel olarak diğer kayaçlardan farklılık gösterir. Kayaçta, örneğin hacim olarak % 1-2 oranında olivin (büyük bir kısmı ornatılmış) bulunmaktadır ve hacim olarak % 25 oranında biyotit içerdiği için renk indisi 45 olarak bulunmuştur. Asıl magmatik parajenez plajiyoklaz, olivin, biyotit, klinopiroksen ve opak minerallerden oluşur. Genellikle klinopiroksenin yerini almış ince taneli agregatlar şeklinde bulunan amfibol, biyotit ve yeşil mika geç magmatikle yüksek sıcaklık yarı-solidus arası evrede oluşmuştur. Epidot, serizit, bovlingit (?), talk ve karbonattan oluşan düşük sıcaklık alterasyon ürünleri, hacim olarak kayacın % 2 sini oluştururlar. 154 no. lı örnek, plajiyoklaz-klinopiroksen içeren masif skapolitli kayaç olup, bu çalışmada incelenen diğer örneklerden ayrı bir yeri vardır. Bu örnek, plütonun güney kesimindeki bir dayktan alınmıştır. Bu kayaç, hacimce % 50 oranında skapolitten oluşmuştur. Skapolitler mm büyüklüğünde iç içe ksenoblastik kristaller oluşturur. Skapolitler diğer bileşenleri kapanımlar halinde içererek ve birbirine bağlayarak tüm kayacı kaplarlar. Bu şekilde poyikiloblastik olarak kuşatılmış olan kristaller, tercihli yönlenme göstermezler ve klinopiroksen (hacimce % 30-35), plajiyoklaz (hacimce % 15), titanit, amfibol, biyotit, klinozoyisit, karbonat ve kloritten oluşurlar ve tane büyüklükleri tipik olarak m m arasındadır; az miktarda daha büyük kristaller şeklinde klinopiroksen (0.5-4 mm) ve plajiyoklaz da (0.5-1 mm) oluşmuştur. Klinopiroksen, öz şekilliden öz şekilsize kadar değişen kristaller oluşturur. Küçük olanlar ince prizmatikle taneli arasında, büyük olanlar ise daha eş boyutlu ve öz şekillidir. Plajiyoklaz, düzgün, öz şekilli, ikizlenme gösteren (010) yüzeylerinin hâkim olduğu kristaller oluşturur. Daha büyük plajiyoklaz kristalleri, daha az levhamsı/uzun fakat aynı zamanda mükemmel derecede öz şekillidirler ve tipik magmatik (dalgalı, normal) zonlanma gösterirler. Bu özellikler tipik olarak metamorfik değildirler, fakat magmatik kalıntı yapılarını temsil ederler. Bu ise, kayacın sub-volkanik bir daykı temsil ettiğini gösterir. Bu daykm camsı ya da çok ince taneli matriksi tamamen skapolit tarafından ornatılmış olup, ornatım sırasında önceden var olan klinopiroksen, plajiyoklaz ve titanit gibi magmatik kristaller korunmuştur. Asıl metamorfik parajenez skapolit ve

8 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 89 olasılıkla biraz (rekristalize) klinopiroksen (diyopsit) ve titanitten oluşmaktadır. Başlangıçtan itibaren bulunan metamorfik ürünler ise, yüksek sıcaklıkta amfibol ve biyotit, düşük sıcaklıkta çoğu kez kütük şekilli damarlar içinde klorit, klinozoyisit ve karbonattır. Magmatik kalıntıların mineralojisi, intruzif magmanın andezitik ya da bazaltik karakterde olduğunu göstermektedir. Kayacın 87 Sr/ 86 Sr oranı ile esas-ve eser element kimyası (Zeck ve ünlü, hazırlanmakta) buna uymaktadır. Fakat bunun için bazı varsayımlarda bulunmak gerekir. Metasomatik etkiler için örneğin Sr un tüketilmesi gerekir (Rb-Sr izotop sistematikleri bölümüne bakınız). ÖRNEKLEME, ANALİTİK ÇALIŞMALAR VE SONUÇLARI Rb-Sr yaş yöntemi için, her biri 7 örnekten oluşan 2 kayaç serisi kullanılmıştır. İncelenmiş olan 2 kayaç serisi, pluton içerisindeki 2 sınırlı alandan alınmıştır (Şek.2). 85 Z 151 ile 158 arasındaki örnekler, dokanaktan m uzaklıkta, plütonun güney kesiminde yer alan 100x200 m boyutlu bir alanı temsil etmektedir. 85 Z.126 ile 132 arasındaki örnekler ise, plütonun güneybatı kesiminde 200x500 m boyutlu bir alanı temsil etmektedir. Her biri 4-5 kg ağırlığında olan örneklerin bozunan yüzeyleri temizlenmiş, çeneli kırıcıda (Fritsch, WC) ve ardından da bilyalı değirmende (Siebtechnik, WC) öğütülmüştür. Analitik çalışmalar, Kopenhag üniversitesi Jeoloji Enstitüsünde yürütülmüştür. Rb/Sr oranları, XRF lâboratuvar şefi Dr. J.C. Bailey tarafından PW 1400 Philips marka X ışınları spektrometresinde ölçülmüştür. Kalibrasyon için USGS standartları (G-2, GSP-1 ve AGV-1) ve Pankhurst ve O'Nions (1973) değerleri kullanılmıştır. Kütle-spektrometrik ölçümleri, Rb-Sr izotop lâboratuvar şefi O. Larsen tarafından yapılmıştır. Üst üste yapılan analizlere dayanan tayin edilmiş analitik presizyonlar (duyarlılık) (I \s), 87 Rb/ 86 Sr için % l, 87 Sr/ 86 Sr için ise dir. Bu çalışma sırasında elde edilen Einıer ve Amend SrCO 3 standartı analizlerinden, Sr/ Sr = e normalize edildiğinde, (18 tayin) ortalama değeri elde edilmiştir. Yaş hesaplamalarında kullanılan bozunma sabiti, Huster, 87 Rb = 1.42xlO -11 a- 1 dir (Neumann ve 1976; Steiger ve Jâger, 1977 de önerilmiş). Kütle-spektrometrik ölçümleri, Varian MAT TH5 katı kaynak spektrometresinde yapılmıştır. Regresyon çizgi hesaplamalarında Mclntyre ve diğerleri (1966) yöntemi kullanılmıştır. Analitik sonuçlar Çizelge l de verilmiş, Şekil 3 te Nicolaysen diyagramında özetlenmiştir. Çizelge l Rb-Sr analiz verileri

9 90 H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ Rb-Sr İZOTOP SİSTEMATİKLERİ Şekil 3 te görülen Nicolaysen diyagramında, plütonun güney kesiminden alınan 7 örnek (siyah daireler) ilksel 87 Sr/ 86 Sr oranı olan ve 112 ± 8 my yaşını (Is ) gösteren bir izokron vermektedir. MSWD 0.47 olup, yakın bir uyumu gösterir. 7 örneğin 5 i monzonitlere ait olup, çok benzer Rb-Sr izotop ilişkileri gösterir. Örneklerden biri, mikro-kuvars siyenit olup (155), 7 örnek içinde en yüksek Rb/Sr oranına sahip kayaçtır. Bu 6 kayacın mineralojik ilişkileri birbirine çok benzerdir. Kayaçlar, hemen hemen tamamı magmatik, bir kısmı da yüksek sıcaklık yarı-solidus evre ürünü bileşenlerden oluşmuştur. Düşük sıcaklık yan-solidus mineralleri, kayaçların hacimce % l ini oluştururlar. Bu durum, mevcut Rb/Sr izotop ilişkilerinin ilksel magmatik sistemi yansıttığını gösterir. 6 örnek, 113 ± 10 my (I s) izokron yaşını (Sr 1 = , MSWD= 0.58) vermektedir. İzokron çizgisinden en büyük sapmayı gösteren 151 no. h örneğin göz önüne alınmaması, geri kalan 5 örneğin gözle görülür derecede farklı bir izokron oluşturmasına neden olmaz [ my (IV), Sr 1 = , MSWD = 0.17]. 7 örnek içinde en düşük Rb/Sr oranı gösteren 154 no.lı örnek, skapolitçe zengin dayktan alınmıştır. Bu örnekte görülen son derece fazla olan elek yapısının, magmatik kalıntı izleri (palimpsest) yapısını temsil ettiği ileri sürülmüştür. Metamorfik ramplasman, skapolitçe tamamen ornatılan daykm esas olarak camsı ya da çok ince taneli olan matriksini etkilemiştir. Bu örnek, diyagramda diğer 6 örneğin oluşturduğu izokron çizgisi üzerine düşmektedir (Şek.3). Buradan, ilksel daykı oluşturan magmanın, diğer 6 örneğin kaynaklandığı magmayla aynı kökenli olduğu, skapolitleşmeye neden olan malzemenin magmatik sistemin kendisinden kaynaklandığı ve skapolitleşmeye neden olan işlemin sokulumdan hemen sonra etkinlik kazandığı söylenebilir. Skapolitleşmeye eşlik etmiş olması gereken etkin metasomatizmanın, magmatik Rb-Sr izokronunu bozmaksızın gelişebileceğini bu koşullar gösterecektir. Sr-SiO 2 ve Sr-Rb değişim diyagramları (Şek.4, 5), daykta gelişen skapolitleşmenin birkaç yüz ppm seviyesinde Sr tüketimine neden olduğunu göstermektedir, yine Rb içeriği de olasılıkla azalmıştır (Zeck ve ünlü, hazırlanmakta). Dayk oluşum ortamının 87 Sr/ 86 Sr oranı henüz magmatik değerle aynı ya da çok yakın olduğu durumda, magmatik Rb-Sr izokron sistematiğinde bu önemli karışıklık devam edebilir. Yalnız, bu durumda radyojenik Sr üretimi için zaman hiç yoktur ya da çok azdır. Magmatik sıvının etkinlik süresi, sokulumun soğuma süresiyle sınırlıdır. Norton ve Taylor'ın (1979) Skaergaard intruzyonunun çeşitli soğuma modelleri üzerine yaptıkları ayrıntılı tartışmalara dayanarak, Murmano plütonunun soğuma süresinin 0.5 ile l my arasında değişebileceği tahmin edilmektedir. Bu sınırlı süre içerisinde, magmatik sıvı/ kayaç sistemi, henüz pratik olarak tekdüze 87 Sr/ 86 Sr değerine (hemen hemen) sahip olup, magmatik değerle aynı, hatta daha fazladır, çünkü Sr içerikleri oldukça yüksek, Rb/Sr oranlan ise düşüktür. Bu sistem içerisinde ve bu süre zarfında hidrotermal etkinlik, magmatik izokronun gelişimini bozmayacaktır. Burada tartışılmış olan magmatik alt sisteme ait kalınlığı fazla olmayan bir daykta izlenmiş olan skapolitleşmeye az miktarda sıvı neden olmuştur ve bu sıvının, magmatik sistemin dışından gelmesi gerekmez. Az miktarda karbonat, beyaz mika ve klorit oluşumuna neden olan genel düşük sıcaklık alterasyonu için de dışandan sıvı gelmesine gerek yoktur. Skapolit içinde önemli miktarda Cl ve S bulunması (yayımlanmamış analizler), metasomatizmaya yol açan sıvının magmatik kökenli olduğunu göstermektedir. Skapolitleşmiş dayk için önerilen Sr sarfı (tüketimi), Sr izotop oranının değişiminden çok, bu oranın korunmasını gerektiren genel bir koşul yaratır ve metasomatizmaya neden olan Sr ca fakir sıvının, yine geç/post magmatik kökenli olduğunu gösterir. Fakat, bütün bu göstergelere karşın, dışarıdan yabancı Sr taşınmamış olduğu halde ya da en azından taşman miktar, Sr ca zengin daykm Sr izotop oranını bozmaya yetecek kadar olmadığı halde, dışarıdan karışan bir miktar sıvının da bu olayda rol oynamış olabileceği söylenebilir. İkinci örnek serisi, 109 ± 5 my (I s ) (Sr 1 = , MSWD = 1.93) yaşını gösteren izokron üzerinde 5 noktayla temsil edilir. İkinci seriye ait 7 örnekten ikisi izokron üzerine düşmez (Şek.3). İzokronu tanımlayan 5 örnek; 2 diyorit, l kersantitik mikro-diyorit, l mikro-siyenit ve l mikro-kuvars siyenit örneğinden oluşmaktadır. 2 diyorit, birbirine yakın benzerlikte mineraloji ve doku gösterir. Bunlar, hemen hemen ta-

10 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 91 mamen magmatik ve biraz da yüksek sıcaklık yarı-solidus evresi bileşenlerden oluşmuşlardır. Düşük sıcaklık yan-solidus mineralleri, kayaç hacminin % 2 sine kadar varan oranını oluşturur. Aynı şey, kersantitik mikrodiyorit için de geçerlidir. Mikro-siyenit ve mikro-kuvars siyenit, daha düşük sıcaklıkta oluşan yarı-solidus ürünlerini içerirler. Bunlann miktan, hacimce % 3-5 oranını bulmaktadır.ilk örnek serisindeki gibi, izokronun yaşı, sokulumun yaşı olarak düşünülmektedir. Burada, düşük sıcaklık yarı-solidus bileşenleri, ilk örnek serisi kayaçlara göre daha boldur ve bu nedenle bu alterasyon, kayaçlardaki Sr izotop oranım etkilemiş olabilir. Fakat, yukarıdaki yorumla karşılaştırıldığında, buradaki sokulum yaşı, alterasyonun magmatik Rb-Sr izotop sistematiklerini bozmadığını ortaya koymaktadır. Bu nedenle, alterasyona karışmış olan hidrotermal fazın, magmatik sistemin kendisinden kaynaklandığı ve alterasyonun, sokulumdan hemen sonra geliştiği düşünülmektedir. Eğer dışarıdan sıvı karışmış olsaydı, bunların Sr katkısı çok az olup, sistemin Sr izotop oram üzerindeki etkisi de fazla olmayacaktı. İzokron üzerine düşmeyen 2 örnek, birbirinden farklıdır. 132 no. lı örnek, Şekil 3 te diyagramda görülen ilk örnek serisine ait monzonitlerden makroskopik ve mikroskopik olarak ayırt edilemeyen bir monzoniti temsil etmektedir. Kayaçtaki alterasyon ürünlerinin miktan % l seviyesini aşmaz. 130 no. h örnek, diyoritik karakterli porfiritik bir dayktır. Alterasyon ürünleri çok daha bol olup, hacim olarak % 3-5 e varmaktadır. Bu 2 kayaç, 87 Sr/ 86 Sr oranı diğer 5 örneği oluşturan magmadan farklı bir magmanın kristallenme ürünüdürler. Bu kayaçların da magmatizmayla birlikte oluşmuş olması ve ait oldukları magmatik alt sistemin ilk örnek serisini oluşturan sistemle tamamen aynı olması mümkündür. İlk seriye ait 7 örnekle bu 2 kayacı içeren regresyon çizgisi, my (Sr 1 = , MSWD = 0.99) izokronunu tanımlamaktadır. Bu izokron, yalnızca 7 örneğin belirlediği izokrondan istatistiksel olarak farklı değildir (yukarıya bakınız). Şek.4 İki örnek serisi için hazırlanan Sr-SiO 2 değiş im diyagramı (Zeck ve Ünlü, hazırlanmakta). Simgeler Şekil 3 teki gibidir. Üçgenlerle belirtilen küçük rakamlar (130, 132), örneklerin izokron üzerinde yer almadığını göstermektedir. Kesikli çizgiler, olağan magmatik değişim modellerine uymaktadır.

11 92 Şek.5- İki Örnek serisi için hazırlanan Sr-Rb değişim diyagramı (Zeck ve Ünlü, hazırlanmakta). Simgeler Şekil 3 teki gibidir. Üçgenlerle belirtilen küçük rakamlar (130, 132), örneklerin izokron üzerinde yer almadığını göstermektedir. Kesikli çizgiler, olağan magmatik değişim modellerine uymaktadır. Murmano plütonu içerisindeki iki sınırlı alandan elde edilen 2 izokron birbirine paralel olup, bu durum, elde edilen sonuçları da önemli derecede geçerli kılmaktadır. Varılan sonuçların doğruluğu açısından, bu izokronlara ilişkin bazı şüpheli yanlar vardır (aynı izokron üzerinde yer alan kayaçlar arasındaki intruzif ilişkilerin varlığı, izokronlar boyunca yer alan veri noktalarının düzensiz dağılımı, bu izokronlardan biri üzerinde nokta sayısının az olması (5) ve örneklerden birinin, yani skapolitleşmiş daykm oldukça değişik özelliği gibi). Fakat, 2 izokronun paralellik göstermesi ve Nicolaysen diyagramında önerilen oransal ilişkilerin açık olması bu ilişkilere sadece şans faktörünün neden olması olasılığını ortadan kaldırır. Bu nedenle, magma-

12 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 93 tik sokulumla buna bağlı hidrotermal etkinliğin 5 my (17) önce ortaya çıktığı sonucuna varılmaktadır. Yukarıda tartışılmış olan Rb-Sr izotop ilişkileri sonucunda, pluton içerisinde çalışılan 2 sınırlı alanın, 2 farklı magmatik alt sistemi temsil ettiği düşünülmektedir; bunlardan biri, Sr 1 = , diğeri ise Sr 1 = oranlarıyle karakteristiktir. Bu 2 magmanın, aynı ana magmadan fraksiyonel kristalizasyonla oluşması gerçekçi görünmemektedir. Çünkü, bu 2 magmanın ilksel 87 Sr/ 86 Sr oranları arasında büyük farklılık vardır. Buna karşılık daha uygun modeller verilebilir; örneğin, aynı ana magma tarafından farklı derecelerde kabuksal asimilasyon, 2 magmanın farklı oranlarda karışımı, anateksi ortamında artık/ergiyiklerin çeşitli oranlarda kanşması ve farklı kaynak kayaç karmaşıklarının anateksisi. Sonuncusu dışında bütün bu modeller, 2 bileşim arasındaki karışım çizgilerinin tayin ettiği oldukça basit değişim diyagramları sunmaktadır. Aslında, 2 kayaç serisi için hazırlanan Harker diyagramları oldukça karışık olup, önceki modellere karşı çıkmaktadır (Zeck ve ünlü, hazırlanmakta). Böylece, araştırmanın bu aşamasında, 2 magma yığışımının kökeni için sonuncu model olan farklı kaynak kayaç karmaşıklarının anateksisi tercih edilmiştir. Bu magmaların ilksel 87 Sr/ 86 Sr oranları ile Sierra Nevada (ABD) batolitlerinden elde edilen veriler (Kistler ve Petermann, 1973) karşılaştırıldığında, ergimenin kabuğun alt kesiminde oluşmuş olabileceği sonucuna varılmıştır. Bu sonuç, orta Andlar'dan elde edilen verilerle desteklenmektedir (Hawkesworth, 1982; Bailey, 1981 Ie de karşılaştırın). SONUÇ İlk kayaç serisi; 151, 152,153,156 ve 158 no. lı 5 monzonit, 155 no. lı l mikro-kuvars siyenit ve 154 no. lı l adet skapolitçe zengin kayaçtan oluşmaktadır. Bu son örnek, monzonitler içerisinde 0.5 m genişliğindeki bir dayktan alınmıştır. 5 monzonit örneği, birbirine, çok benzer petrografiye sahip olup, çok benzer Rb-Sr izotop sistematiği gösterirler (Şek.3). Kuvars siyenit örneği, monzonitler içerisinde bulunan daha ince taneli malzemeden oluşan oldukça küçük bir gövdeyi temsil eder. Bu ise, aynı kökenli, fakat daha gelişmiş, biraz daha sonra oluşmuş magmayı temsil etmektedir. Skapolitçe zengin kayaç, hidrotermal olarak bozunmuş, olasılıkla mikro-diyoritik karakterli bir daykı temsil eder. Bu 7 örnek, sokulumun yaşı olarak yorumlanan milyon yıllık (I s) yaş izokronunu vermektedir (Sr 1 = , MSWD = 0.47; Mclntyre ve diğerleri, 1966). Skapolitçe zengin kayacın izokron çizgisi üzerindeki yeri, skapolitleşmeye neden olan malzemenin magmatik sistemin kendisinden kaynaklandığı ve Skapolitleşme sürecinin sokulumdan sonra kısa bir sürede oluştuğunu göstermektedir. Bu koşullar, skapolitleşmeye eşlik etmiş olması gereken gözle görülebilir derecedeki metasomatizmanın magmatik Rb-Sr izokronunu bozmaksızın gelişebileceğini göstermektedir. İkinci seri örnekler, 126, 127 ve 128 no. h 3 diyoritik kayaç, 132 no. lı monzonit, 129, 130 ve 131 no. lı 3 porfiritik kayaçtan oluşmaktadır. Bu son 3 örnek, plütonik kayaçlar içindeki 3 daykı temsil etmektedir. 3 ü diyorit, 2 si de dayklardan alınmış olan 5 örnek, 109 ± 5 (I s) milyon yıllık (Sr , MSWD = 1.93; Mclntyre ve diğerleri, 1966) izokron çizgisine karşılık gelmektedir (Şek.3). Bu çizginin kendi başına jeolojik anlamı biraz şüpheli olabilir. Bu çizgiyi ilginç kılan şey, onun ilk seri kayaçların oluşturduğu izokrona paralellik göstermesidir. Bu 2 serinin, birbirinden farklı jeokimyasal özelliklere sahip, özellikle Sr izotop bileşimleri farklı ( 87 Sr/ 86 Sr oranlan sırasıyle ve ) olan eş zamanlı 2 magma kütlesinden kaynaklanan 2 farklı kaynak kayaç karmaşığını temsil ettiği düşünülmektedir. Bu 2 magma rezervuarından, Murmano plütonunun çerçevesi içerisinde magma, çeşitli evrelerde sokulum yapmıştır. İlk lokalitede, masif monzonit sokulumunu daha küçük kuvars-siyenit sokulumu izlemiştir. İkinci lokalitede ise, diyorit sokulumunu, başlıca dayk şekilli Rb ca daha zengin magma sokulumu izlemiştir. 132 no. lı monzonitle, 130 no. lı mikro-diyorit daykını temsil eden ve alttaki izokron çizgisi üzerine düşmeyen 2 örnek, izokron üstünde yer alan 5 örneğin kaynağını oluşturan magmaya göre daha farklı özelliğe sahip magma yığınından kaynaklanmış olabilir. Bunlar, ilk seriye ait örneklerin kaynaklandığı aynı magma yığınından gelebilirler. Bu seriye ait 7 örnekle, ikinci serinin bu 2 farklı örneğine ait regresyon çizgisi, milyon yıllık (Sr 1 = , MSWD = 0.99) bir izokron

13 94 H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ yaşını gösterir. Bu yaş, yalnızca 7 örnek için tayin edilen yaştan istatistiksel olarak farklı değildir. BÖLGESEL JEOLOJİK YORUM Alpin orojenik sisteminin parçası olarak, Türkiye'nin jeolojisi Afrika/Arap ve Avrasya levhalarının etkilendiği zonda gelişmiştir. Günümüz jeoloji literatürü, Türkiye'nin jeolojik evrimini açıklamada oldukça çeşitli levha tektoniği modelleri sunmaktadır (Şengör ve Yılmaz, 1981; Dixon ve Robertson, 1984). Saha jeolojisi bilgilerinin derli toplu olmayan seviyede olmasına karşın, çeşitli modeller şaşırtıcı bir biçimde ayrıntılar içermektedir. En iyi tartışılmış olarak görülen bu levha tektoniği modelleri, daha büyük levhalar olan Afrika/Arap ve Avrasya levhaları arasında kalan Tetis okyanusunun kollan tarafından ayrılmış çok sayıda kıtasal parçalar esasına dayanmaktadır. Daha sonraki orojenik evrimde, kıtasal parçacıklar Türkiye'nin şimdiki yapısını oluşturacak şekilde kaynaşmışlardır. Aralara giren okyanuslar kaybolmuş, sütur zonlarının yerini gösteren okyanus tabanı karmaşıkları da üzerlemiştir. Bununla birlikte, süturdan uzak mesafelere taşınmış olan ofiyolitlerin süturun yerini saptamada yanlışlıklara yol açabileceğini de unutmamak gerekir. Divriği ofiyolit karmaşığı, Kırşehir ve Doğu Torid blokları arasında gelişmiş İç Torid sütur zonunun bir parçası olarak görünür (Şek.l). Literatürde önerilmiş olan çeşitli mikro-levhalann dalma/batma yaşı 2 periyota karşılık gelmektedir; üst Jura ile Alt Kretase arası ve Mestrihtiyen, üst Jura ile Alt Kretase arasında meydana gelen üzerlemenin, Yunanistan'da Helenid'lerin, Yugoslavya'da onun kuzey uzanımının ve şimdi Türkiye'nin kuzeyinde yer alan Kimmer blokunun güney sınırının oluşumlarına neden olan orojenik gelişim sırasında levha tektoniğinin oluşumunu etkilemiş olduğu düşünülmektedir. Yunan kuşağında, ofiyolit yerleşimi için 170 milyon yıl civarında bir yaş önerilmiştir ve bu veri Atlantik ortası açılımıyle korele edilmiştir (Smith, 1971; Spray ve diğerleri, 1984; Robertson ve Dixon, 1984). Türkiye'de, Kimmer blokunun güney kesimindeki ofiyolit üzerlemesinin Mestrihtiyende olduğu savunulmaktadır (Ricou ve diğerleri, 1975; Robertson ve Dixon-, 1984). Fakat, bununla ilgili radyometrik yaş verileri az olup, çelişkilidir. Toros kuşağının çeşitli kısımlarında yer alan ofiyolit karmaşıklarının tabanında yer alan metamorfîk kayaçlarla ilişkili itilme dilimleri-ofiyolit tabanları üzerinde yapılan K/Ar yaş tayinleri, oldukça daha büyük yaş vermiştir. Thuizat ve diğerleri (1981), K/Ar yöntemiyle ölçtüğü mineral yaşlarının (hornblend, plajiyoklaz, birkaç mika) 85 ile 105 milyon yıl arasında değiştiğini belirtmiştir. Bu mineral serisi içinde daha güvenilir görülen hornblend 90 ile 105 milyon yıl arasında yaş vermiştir. Bunun yanı sıra, belki de biraz şaşırtıcı olacak, yazarlar elde edilen bu yaş bulgularını, Ricou ve diğerleri (1975) tarafından ortaya konulan yapısal kanıtlara dayalı üzerleme yaşı olarak yorumlamışlardır. Ricou ve diğerleri (1975), üzerlemenin yaşını 30 milyon yıl sonraya, yani Mestrihtiyene koymuşlardır. Buna karşılık, yazarlar Tetis ortamında kendine özgü erken itilme fazını ortaya atmışlar ve bulmuş olduktan milyon yıllık yaşı bu olaya yormuşlardır. Yılmaz (1984), Antalya karmaşığına ait ofiyolitin tabanından alman hornblend örneğinin K/Ar yöntemiyle milyon yıl (I s?) yaşını verdiğini belirtmiştir. Bu yazarın bildirdiği diğer K/Ar yaşlan çok daha düşük olup, çoğunlukla milyon yıl aralığına düşmektedir ve bu yaşlar da üzerleme yaşı olarak yorumlanırlar. Bu yazann, Thuizat ve diğerleri (1981) tarafından önerilen okyanus-içi itilme mekanizmasına itibar etmediği görülmektedir. Bunun yanı sıra, Yılmaz'ın (1984) ofiyolitik yastık lavlar içindeki stratigrafik arakatkıları oluşturan çökeller üzerine yapılan paleontolojik inceleme sonuçlarını yayınladığını da not etmek ilginç olabilir. Çeşitli mikrofosiller, Alt Hoteriviyenden (130 my) daha genç olmayan yaşları göstermektedirler, bu aynı zamanda çok daha önceki bir üzerleme olasılığım da beraberinde getirmektedir. Bu makalede önerilen ofiyolit yerleşiminin en az yaşı, milyon yıla (Is) karşılık gelir ki, bu ise Alt Kretase yani Albiyen (Harland ve diğerleri, 1982'ye göre my önce) ile Apsiyen arasına karşılık gelir. Murmano plütonunun büyüklüğü ve sialik, kalkalkalen özelliği, onun yitim zonunda türeyen magmayı

14 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 95 temsil ettiğini gösterir. Bu zonda plütonun sokulum yaptığı parçalanmış ofiyolit karmaşığı, üzerlemiş parçayı temsil eder (Zeck ve ünlü 1987 ; Zeck ve Ünlü, 1988). Bu yorum belki de, yukarıda sözü edüen Toros ofiyolit tabanına ait hornblendlerin K/Ar yöntemiyle elde edilen my arasındaki yaş bulgularının yeniden yorumlanmasını teşvik edebilir. Michard ve diğerleri (1984), Murmano plütonunun sokulum yaptığı Divriği sahasındaki karbonatlı kayaçlarla Divriği sahasının yaklaşık 50 km doğusunda yer alan Munzur dağı karbonatlı masifi arasında stratigrafik bir korelasyon yapmıştır. Eğer bu korelasyon doğru ise, Ricou ve diğerleri (1975) tarafından yapılan, ofiyolit karmaşıklarının Munzur dağı masifinin Mestrihtiyen yaşh üyeleri üzerine bölgesel olarak bindirdiğini gösteren yapısal/kronolojik yorumlar bu makalenin yazarlarının sunduğu modele ters düşüyor demektir. Ricou ve diğerleri (1975) ve Michard ve diğerlerinin (1984) Munzur dağı sahasında yaptığı çalışmalar için, genel saha jeolojisi temelini oluşturan ve levha tektoniği kavranılan henüz ortaya atılmadan önce yapılmış olan 1961 tarihli 1: ölçekli jeoloji haritasının (Sivas paftası, MTA), önceden düşünülmemiş önemli tektonik ve stratigrafik karışıklıkları gizleyebileceğim dikkate almak gerekir. Yine, Ricou ve arkadaşlarının orojenik kuşağın evrimi üzerine geliştirdikleri bölgesel tektonik modelin (Ricou, 1971; Ricou ve diğerleri, 1975, 1984), diğer çalışmacılar (Şengör ve Yılmaz, 1981; Şengör, 1984; Robertson ve Dixon, 1984) tarafından geliştirilen modelden temelde farklı olduklarını da vurgulamak gerekir. Bu ise, bölgesel jeolojik, stratigrafik/tektonik yapıların tartışmalı olduğunu gösterir ve bu nedenle de birbirinden oldukça farklı yorumlara yol açar. Munzur dağı ile Divriği sahası karbonatlı karmaşıkları arasında yalnızca bölgesel jeolojik ilişkiler değil, yerel paleontolojik/stratigrafik korelasyonlar da kurulmalıdır. Çoğu yazarlar, güney Kimmer kıtasının güneyinde yer alan Kretaseyi, Türkiye'nin yer aldığı sahanın kuzeye doğru genişlemesine neden olan D-B uzanımlı aktif sırt sistemleriyle karakteristik bir dönem olarak dikkate alırlar (Robertson ve Dixon, 1984; Whitechurc ve diğerleri, 1984). üzerleme için yazarların bulmuş olduğu milyon yıllık (Is ) minimum yaş, bu tabloya pek uymamaktadır. Bunun dışında, yaş tayininde kullanılan kalk-alkalen monzonitik sokulumlar, aktif yitimin my önce oluştuğunu göstermektedir. Bununla birlikte, orojenik evrim sırasında bölgedeki levhaların hareketlerinin iyi bilinmediğini unutmamak gerekir. Bu nedenle, Divriği ofiyolitinin küçük bir okyanusal havzayı temsil etmesi mümkün olabilir. Bunun kısmen çökmesi, birbirine paralel uzanan okyanus havzalarındaki aktif yayılmayla ilişkili olabilir. Toplam yayılma etkisi, bölgesel levha tektoniği kuramıyle önerilen miktarın da üzerinde olabilir. Atlantik açılımının, Doğu Akdeniz'deki levha tektonik hareketleriyle yakın ilişkili olarak geliştiği düşünülmektedir. Bu ise, Atlantik bölgesinden elde edilen Paleomanyetik veriler ve manyetik anomalilere dayanılarak Doğu Akdeniz için önerilen levha tektoniği kuramı çerçevesinde katı (rijid) kütle oluşumunu mümkün kılar (Smith, 1971; Smith ve Woodcock, 1982). Buna bağlı olarak, 118 my önce Kuzey Atlantik'in İberya ve Newfoundland arasında yer alan yarık boyunca açılmaya başladığını (Tucholke ve Ludwig, 1982; fakat, manyetik anomali zaman ölçeği, Harland ve diğerleri, 1982 den alınmıştır) ve Türkiye'nin yer aldığı bölgede levha hareketinde anî bir hızlanmaya neden olabileceğini belirtmek gerekir. Sonuç olarak, bu olayla Divriği sahasındaki ofiyolit üzerlemesi arasında bir ilişki kurulmaya çalışılmaktadır. KATKI BELİRTME Yazarlar, metin üzerindeki eleştirilerinden ötürü J.C. Bailey; F. Kalsbeek (Kopenhag) ve C.J. Hawkesworth (Milton Keynes), izotop ölçümlerinden ötürü O. Larsen (Kopenhag), yazarlardan H.P. Zeck'in saha gezisi sırasında desteklerinden ötürü MTA, TDÇİ ve Danimarka Doğal Bilimler Araştırma Kuruluşuna ve yazarlardan T. ünlü'nün Kopenhag üniversitesinde iki devre halinde çalışmalara katılmasını sağlayan Türkiye ve Danimarka Milli Eğitim Bakanlıklarına ve MTA Genel Müdürlüğüne teşekkürü borç bilirler. Yayma verildiği tarih, 21 Eylül 1987

15 96 H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ DEĞİNİLEN BELGELER Bailey, J.C., 1981, Geochemical criteria for a refined tectonic distrimination of orogenic andesites : Chem.Geol., 32, Bozkurt, R., 1980, Divriği demir madenleri cevher minerallerinin incelenmesi ve oluşumu : Eskişehir Üniversitesi, Doçentlik tezi, Eskişehir. ve İleri, S., 1963, Dumluca nikel-kobalt zuhuru : Maden Yardım Komisyonu Rap. (yayımlanmamış), Ankara. Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F., ed., 1984, The geological evolution of the eastem Mediterranean : Blackvvell, Oxford, 824. Harland, W.B.; Cox, A.; Liewellyn, P.G.; Pickton, C.A.G.; Smith, A.G.; Walters, R. ve Fancett, K.E., 1982, A geological time scale :Cambridge Univ. (baskı). Hawkesworth, C.J., 1982, Isotope characteristics of magmas erupted along destructive plate margins : Thorpe, R.S., ed. Andesites : orogenic andesites and related rock da., Chichesıer, Wiley, Kistler, R.W. ve Peterman, Z.E., 1973, Variations in Sr, Rb, K, S7 86 Na and intial Sr/ Sr in Mesozoic granitic rocks and intruded wallrocks in Central California GeoLSoc. Amer.Bull., 84, Klemm, D.D., 1960, Die Eisenerzvorkommen von Divrik (Anatolien) als Beispiel tektonisch angelegter pneumatolytisch-metasomatischer Lagerstattenbildungen : N.Yb. Min., Abh. 94, Koşal, C., 1965, Divriği civarı jeolojisi ve magmatojen cevher yatakları : MTA Rap (yayımlanmamış), Ankara., 1971, Divriği A-B kafası demir yataklarının sondajlı aramalar jeolojik raporu :MTA Rap (yayımlanmamış), Ankara., 1973, Divriği A-B-C demir yataklarının jeolojisi ve oluşumu üzerinde çalışmalar : MTA Derg., 81,1 22, Ankara. Krauskopf, K.B., 1968, A tale of ten plutons : Bull.Geol.Soc. Amer., 79, Mclntyre, G.A.; Brooks, C.; Compston, W. ve Turek, A., 1966, The Statistical assessment of Rb-Sr isochrons: J.Geophys Res., 71, Marsh, B.D., 1982, On the mechanics of igneous diapirism, stoping, and zone melting : Amer.J.Sci., 282, Michard, A.; Whitechurch, H.; Ricou, L.E.; Montigny, R. ve Yazgan, E., 1984, Tauric subduction (Malatya-Elazığ provinces) and its bearing on tectonics of the Tethyan realm in Turkey : Dixon, J.F. ve Robertson, A.H.F., ed., The geological evolution of the eastem Mediterranian da., Blackwell, Oxford, Neumann, W. ve Huster, E., 1976, Discussion of the Rb half -life determined by absolute counting : Earth Plan.Sci. Lett., 33, Norton, D. ve Taylor, H.P., 1979, Quantitative simulation of the hydrothermal systems of crystallizing magmas on the basis of transport theory and Oxygen isotope data: an analysis of the Skaergaard intrusion: J.Petrol., 20, Pankhurst, RJ.ve O'nions, R.K.,1973, Determination of Rb/Sr and 87 Sr/ 86 Sr ratios of some standard rocks and evaluation of X ray fluorescence spectrometry in Rb-Sr geochemistry : Chem.Geol., 12, Ricou, L.E., 1971, Le croissant ophiolitique peri-arabe : üne ceinture de nappes mises en place au Cretace'superieur: Rev.Ge'ogr.Phys.Ge'ol.dynam., 13, ; Argyriadis, I. ve Marcoux, J., 1975, L'Axe Calcaire du Taurus, un alignement de fenetres arabo-africaines sous des nappes radiolaritiques, ophiolitiques et metamorphiques : BulLSoc.Geol.France, 7 e Ser.,l7, ; Marcoux, J. ve Whitechurch, H., 1984, The Mesozoic organization of the Taurides : one or several ocean basins?: Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem Mediterranian da., Blackvvell, Oxford, Robertson, A.H.F. ve Dixon, J.E., 1984, introduction: aspects of the geological evolution of the eastem Mediterranian: Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem Mediterranean da., Oxford, Blackvvell, Smith, A.G., 1971, Alpine deformation and the oceanic areas of the Thesis, Mediterranean and Atlantic : Geol.Soc. Amer., Bull., 82, ve Woodcock, N.H., 1982, Tectonic syntheses of the Alpinc-Mediterranean region : a review : Berckhemer, H. ve Hsu,K.,ed.Alpine-Mediterranean geodynamics da., Geodynam.Am.Geoph.Union, Washington, Ser.7, Spray, J.G.; Bebien, J.;Rex,D.C. ve Roddick, J.C., 1984, Age Constraints on the igneous and metamorphic evolution of the Hellenic-Dinaric ophiolites : Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem Mediterranean da., Blackwell,Oxford,

16 MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI 97 Steiger, R.H. ve Jager, E., 1977, Subcommission on Geochronology : convention on the use of decay constants in geo-and cosmochronology : Earth Plan.Sci.Lett., 36, Streckeisen, A., 1976, To each plutonic rock its proper name: E.-Sci.Rev., 12, Şengör, A.M.C., 1984, The Çimmende orogenic system and the tectonics of Eurasia : Geol.Soc.Amer., Spec. Pap., 195,82. ve Yılmaz, Y., 1981, Tethyan evolution of Turkey : a plate tectonic approach Tectonophysics, 75, Thuizat, R.;Whitechurch, H.;Montigny,R. ve Juteau.T., 1981, K-Ar dating of some infra-ophiolitic metamorphic soles from the eastem Mediterranean : new evidence for oceanic thrustings before obduction : Earth Planet.Sci. Lett., 52, Tuvholke, B. E. ve Ludwig, W.Y., 1982, Structure and origin of the J anomaly ridge, Western North Atlantic ocean: J.Geoph.Res., 87, B 11, Whitechurch, H.;Juteau, T. ve Montigny, R., 1984, Role of the eastem Mediterranean ophiolites (Turkey,Syria,Cyprus) in the history of the Neo-Tethys : Dixon, J.E ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem Mediterranean da., Blackwell, Oxford, Yılmaz, P.O., 1984, Fossil and K-Ar data for the age of the Antalya Complex, SW Turkey : Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem Mediterranean da., Blackwell, Oxford, Zeck, H.P. ve Ünlü, T., 1987, Parallel vvhole rock isochrons from a composite, monzonitic pluton, Alpine belt, Central Anatolia, Turkey : N.Jb.Mineral.Mh., 5, ve, 1988, Alpine ophiolite obduction before 110± 5 Ma ago, Taurus Belt, eastem central Turkey : Tectonophysics, 145, ve, hazırlanmakta, Acalc-alkaline, I-type, monzonitic pluton in the Alpine belt of eastern-central Turkey.