ÖZET Yüksek Lisans Tezi SİVAS, ÇETİNKAYA-YELLİCE MANYETİT OLUŞUMLARININ MADEN JEOLOJİSİ Ceyda ÖZTÜRK Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeolo

Transkript

1 ANKARA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ SİVAS, ÇETİNKAYA-YELLİCE MANYETİT OLUŞUMLARININ MADEN JEOLOJİSİ Ceyda ÖZTÜRK JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ANKARA 2011 Her hakkı saklıdır

2 ÖZET Yüksek Lisans Tezi SİVAS, ÇETİNKAYA-YELLİCE MANYETİT OLUŞUMLARININ MADEN JEOLOJİSİ Ceyda ÖZTÜRK Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman: Prof. Dr. Taner ÜNLÜ Çalışma alanı olan Yellice köyü ve yakın çevresinde; Toros platformuna özgü Munzur kireçtaşları üzerine Maastrihtiyen öncesi yaşta tektonik olarak yerleşmiş olan ofiyolitik kayaçlar, temeli oluşturmaktadır. Bunların üzerine post-tektonik havza çökelleri (Saya formasyonu ve Sincan grubu) uyumsuz bir biçimde gelmektedir. Üst Kretase ve/veya hemen sonrası yaşlı granitik kayaçlar ile Plio-Kuvaterner yaşlı volkanitler sahada gözlenen magmatik aktiviteyi karakterize etmektedir. Araştırmaya konu edilen ve ağırlıklı biçimde manyetitlerden oluşan cevher, ofiyolitik kayaçlara özgü serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar içerisinde konumlanır. Yellice sahasında gözlenen birincil cevher mineralleri, likid magmatik evreyi karakterize eden; kromit, manyetit, makinavit kurtçukları içeren pentlandit, pirotin, kübanit lamelleri içeren kalkopirit ve pirit disseminasyonlarından oluşmaktadır. Kromit, manyetit ve sülfid birlikteliğinden oluşan bu birincil parajeneze, bir sonraki evreyi karakterize eden serpantinleşme olayı ile ferromagnezyen minerallerden yoğun biçimde açığa çıkan demir elementinin oluşturduğu ikincil manyetit oluşumları ve daha az oranlardaki piritler ile silikat mineralleri eşlik eder. Serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar genelde ortalama; % 20,34 toplam Fe 2 O 3, % 0,2564 MnO, % 33,19 MgO, % 1,08 CaO, % 0,14 Al 2 O 3, 5678 ppm Cr 2 O 3, 1772 ppm Ni, 191,7 ppm Co, 280 ppm V 2 O 5, 163 ppm TiO 2 ile % 31,99 SiO 2, % 0,18 K 2 O ve % 0,075 Na 2 O içermekte olup, ateşte kayıp miktarı % 10,49 dur. Serpantinitler içerisinde mercek şeklinde konumlanan ve ana bileşeni manyetit olan cevherin; ortalama manyetit tenörü % arasında değişmekte olup, 125 milyon ton görünür+olası (muhtemel) rezerv, bu sahada saptanmış bulunmaktadır. Demir oluşumunun ilk evrelerinin ultramafik kayaçlar içerisinde saçılmış (dissemine) tipte gelişerek başladığı, daha sonra ise ultramafik kayaçlardaki ferromagnezyen minerallerin (olivin ve piroksen gibi) serpantinleşmeleri ile açığa çıkan demir elementinin oluşturduğu minerallerle yoğunluk kazandığı tezi, bu çalışma ile ağırlık kazanmaktadır. Haziran 2011, 265 sayfa Anahtar Kelimeler: Sivas, Çetinkaya, Yellice, Ofiyolit, Demir, Maden Jeolojisi i

3 ABSTRACT Master Thesis MINING GEOLOGY OF THE MAGNETITE OCCURENCES OF ÇETİNKAYA YELLİCE, SİVAS Ceyda ÖZTÜRK Ankara University Graduate School of Natural and Applied Sciences Department of Geological Engineering Supervisor: Prof. Dr. Taner ÜNLÜ In the study area located at the near vicinity of Yellice, ophiolitic rocks which trusted tectonically before Maastrichtian over Munzur limestones of Taurus platform form the basement. Post-tectonic basin deposits (Saya formation and Sincan group) cover them unconformably. Magmatic activity observed at the field is characterized by granitic rocks of Upper Cretaceous and/or subsequent ages and volcanites of Plio-Quarternary. The ore which is subject to this study mainly composed of magnetites are located within serpentinized ultramaphic rocks of ophiolites. Primary ore minerals observed at the Yellice area, consist of chromite, magnetite, machinavite droplets bearing pentlandite, pyrrhotite, cubanite lamellae bearing chalcopyrite and pyrite disseminations characterizing liquid magmatic phase. In addition to this primary paragenesis of chromite, magnetite and sulphide assemblages, secondary magnetite minerals formed from iron elements released intensively from ferromagnesian minerals during serpentinization processes characterize subsequent phase. Small amount of pyrite and silicate minerals accompany to these assemblages. In general, the average composition of serpentinized ultramaphic rocks contain % Fe 2 O 3 (total Fe), % MnO, % MgO, 1.08 % CaO, 0.14 % Al 2 O 3, 5678 ppm Cr 2 O 3, 1772 ppm Ni, ppm Co, 280 ppm V 2 O 5, 163 ppm TiO 2 and also % SiO 2, 0.18 % K 2 O and % Na 2 O. Loss on ignition ratio is 10,49 %. In this study area, the ore located as lenses within serpentinites, comprises mainly magnetite and reveals an average grade of % Fe 3 O 4 with visible and probable tonnage of 125 million tons. The hypothesis proposing that early stage of iron formation had started to develop in disseminated type within ultramaphic rocks and gained intensity subsequently with the minerals of iron elements released from ferromagnesian minerals such as olivine and pyroxene during the serpentinization processes of ultramaphic rocks is the original result of this study. June 2011, 265 pages Key Words: Sivas, Çetinkaya, Yellice, Ophiolite, Iron, Mining Geology ii

4 TEŞEKKÜR Tez çalışmalarım sırasında ve tezin her aşamasında büyük katkıları olan, kaynaklarını, bilgi ve tecrübelerini benimle paylaşan, değerli eleştiri ve fikirleri ile beni öğrencilik yıllarımdan beri yönlendiren, bana her zaman destek olan, bilim ve meslek etiği konusunda beni yönlendiren ve akademik gelişimimde de büyük katkıları olan Ankara Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı öğretim üyelerinden danışman hocam Sayın Prof. Dr. Taner ÜNLÜ ye ve hocam Sayın Doç. Dr. İ. Sönmez SAYILI ya içten ve sonsuz teşekkürlerimi sunarım. Tezi okuyarak değerli kritiklerde bulunan Prof. Dr. Cem SARAÇ a (Hacettepe Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği), Arazi çalışmalarım sırasında değerli fikir ve görüşlerini benimle paylaşan sayın İlhan ODABAŞI na (MTA) ve Jeoloji Yüksek Mühendisi Deniz TRİNGA ya (MTA), Cevher mikroskobisi çalışmalarımda yardımlarını esirgemeyen Jeoloji Yüksek Mühendisi Banu Gültekin e (MTA), Dr. Ebru COŞKUN a (MTA) ve Jeoloji Yüksek Mühendisi Pınar TURGAY a (MTA), Raman Spektroskobi ve jeokimya analizlerim sırasında her türlü laboratuvar imkanından yararlanmamı sağlayan hocam Sayın Prof. Dr. Yusuf Kağan KADIOĞLU na XRD ve Raman Spektroskobi verilerinin yorumlanmasında yardımlarından dolayı Araş. Gör. Kıymet DENİZ e, Tezin her aşamasında benden yardımlarını esirgemeyen Uzman Başak Eser DOĞDU ya ve Hilal ULUKOL a, En önemlisi; sonsuz sabırları, güvenleri, maddi ve manevi destekleri ile her zaman yanımda olan, beni her zaman her konuda destekleyen aileme, teşekkür etmeyi bir borç bilirim. Ceyda ÖZTÜRK Ankara, Haziran 2011 iii

5 İÇİNDEKİLER ÖZET... i ABSTRACT ii TEŞEKKÜR... iii ŞEKİLLER DİZİNİ... vii ÇİZELGELER DİZİNİ. xi 1. GİRİŞ Çalışma Alanın Tanımı Çalışma Alanının Coğrafik Durumu Çalışmanın Amacı Çalışma Yöntemi ÖNCEL ÇALIŞMALAR BÖLGESEL JEOLOJİ Jeodinamik Evrim Bölgesel jeodinamik evrim Yöresel jeodinamik evrim Stratigrafi Temel kayalar Post Tektonik havza çökelleri (Örtü kayaları) Mağmatik kayalar İNCELEME ALANININ JEOLOJİSİ Munzur kireçtaşları Güneş ofiyoliti Örtü kayaları (Post-Tektonik havza çökelleri) Saya formasyonu Sincan grubu Yamadağ volkanitleri MİNERALOJİ-PETROGRAFİ ÇALIŞMALARI Serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar Peridotitler Harzburjit Lerzolit Verlit Piroksenitler Klinopiroksenit Serpantinit Bazik volkanik kayaçlar Bazalt Spilitik bazalt Volkanik breş/volkanik tüf Volkanik elemanlı kumtaşları.. 51 iv

6 6. XRD ÇALIŞMALARI RAMAN SPEKTROSKOPİSİ ÇALIŞMALARI CEVHER MİKROSKOBİSİ ÇALIŞMALARI Oksit mineralleri Kromit Manyetit Hematit Rutil Sülfit mineralleri Pentlandit Pirotin Kalkopirit Pirit Makinavit Kübanit Millerit Molibdenit CEVHER GEOMETRİSİ JEOKİMYA ÇALIŞMALARI Bazik volkanik kayaçların jeokimyası Serpantinleşmiş ultrabazik kayaçların jeokimyası Hidrotermal alterasyona uğramış serpantinleşmiş ultrabazik kayaçların jeokimyası JEOİSTATİSTİK TARTIŞMA DENEŞTİRME YORUM SONUÇLAR 111 KAYNAKLAR EKLER EK 1 Sondaj karot örneklerinin genel tanıtımı (sondaj no, örnek no, simge ve derinlikleri) 124 EK 2 Sondaj karot örneklerinin makroskobik tanımlamaları EK 3 Sondaj karot örneklerinin mikroskobik tanımlamaları EK 4 Sondaj karot örneklerinin XRD tanımlamaları 222 EK 5 Sondaj karot örneklerinin Raman Spektrometresi tanımlamaları. 230 EK 6 Sondaj karot örnekelerinin cevher mikroskobik tanımlamaları. 238 EK 7 Sondaj karot örneklerinin jeokimyasal tanımlamaları (aletten alındığı şekilde, ham biçimde) EK 8.1 Tüm örneklere özgü jeoistatistik parametreler EK 8.2 Tüm örneklere özgü kolerasyon katsayısı değerleri çizelgesi v

7 EK 8.3 Serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlara özgü jeoistatistiksel parametreler EK 8.4 Serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlara kolerasyon katsayısı değerleri çizelgesi 258 EK 8.5 Serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlara özgü dendogram EK 8.6 Bazik volkanik kayaçlara özgü jeoistatistiksel parametreler EK 8.7 Bazik volkanik kayaçlara özgü kolerasyon katsayısı değerleri çizelgesi. 261 EK 8.8 Bazik volkaik kayaçlara özgü dendogram EK 9 Doğu Pasifik Yükselimi (EPR) çıkış bacası kalkopiritlerinde ppm cinsinden iz element içerikleri (Revan 2010: Maslennikov arşivi) EK 10 EPR Tip oluşumlarda izlenen Sn ve Mo elemetlerine özgü, V.V. Maslennikov ile yapılan görüşmeyle ilgili iletinin, orjinali ve Türkçe ye çevirisi ÖZGEÇMİŞ 265 vi

8 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1.1 İnceleme alanı yer bulduru haritası.. 1 Şekil 1.2 İnceleme alanına özgü önemli lokaliteler. 2 Şekil 3.1 Orta Anadolu Kristalen Karmaşığı nın basitleştirilmiş jeolojik haritası (Kadıoğlu vd dan değiştirilmeden alınmıştır) Şekil 3.2 Geç Kampaniyen öncesi kıtasal ve okyanusal alanları gösteren olası kesit (Gürer 1992 den değiştirilmeden alınmıştır).. 13 Şekil 3.3 Geç Kampaniyen de kıtasal blokların üzerine, ofiyoliterin kuzeydengüneye yerleşmesini gösteren olası kesit (Gürer, 1992 den değiştirilmeden alınmıştır) 14 Şekil 3.4 Toros platformu üzerine yerleşen ofiyolitin üzerinde, Geç Kampaniyen- Maastrihtiyen de gelişen karasal-sığ denizel ortamları gösteren olası kesit (Gürer 1992 den çok az değiştirilerek alınmıştır) Şekil 3.5 Sivas yöresinin önemli neotektonik yapıları (Öztürk ve Öztunalı 1993, Yılmaz 1998 ve Yılmazer 2003 den genelleştirilerek alınmıştır).. 16 Şekil 3.6 Sivas havzasının yapısal evrimi (Yılmaz ve Yılmaz 2006 dan çok az değiştirilerek alınmıştır) 20 Şekil 3.7 Divriği-Çetinkaya arasının jeolojisi (Yılmaz ve Yılmaz 2004 ve Yılmaz vd den çok az değiştirilerek alınmıştır) Şekil 3.8 Divriği-Çetinkaya arasının genelleştirilmiş litostratigrafik dizinimi (Yılmaz vd den çok az değiştirilerek alınmıştır).. 25 Şekil 4.1 Yellice çevresinin jeoloji haritası (Çoban 1974; Özdemir 1971 den çok az değiştirilerek alınmıştır). 27 Şekil 4.2 Yer yer demir cevheri içeren Munzur kireçtaşları (Yılmazer, 2003 den alınmıştır) 28 Şekil 4.3 Güneş ofiyolitine ait serpantinitler ile silisleşmiş, karbonatlaşmış ultramafik kayaçlar (laterit ve/veya listvenit). 29 Şekil 4.4 Güneş ofiyolitine ait ultramafik kümülatlar. 30 Şekil 4.5 Ultramafik kümülatların iç yapılarının görünüşü. 30 Şekil 4.6 Güneş ofiyoliti ve onu üzerleyen Saya formasyonunu gösteren genelleştirilmiş dikme kesit (Yılmaz ve Yılmaz 2004 den değiştirilmeden alınmıştır). 31 Şekil 4.7 Saya formasyonunun genel görünümü. 33 Şekil 4.8 Yer yer serpantinit çakılları içeren Saya formasyonuna özgü taban konglomeraları 34 Şekil 4.9 Saya formasyonuna ait kumtaşları 34 Şekil 4.10 Saya formasyonuna ait konglomera ve volkanik elemanlı kumtaşları Şekil 4.11 Saya formasyonu içerisinde izlenen rudist fosili 36 Şekil 4.12 Hekimhan formasyonuna ait kireçtaşlarında gözlenen hippurites fosilleri 36 Şekil 4.13 Saya formasyonuna özgü yastık lavların görünümü.. 37 vii

9 Şekil 4.14 Yamadağ volkanitlerinin genel görünümü. 39 Şekil 4.15 Serpantinitler üzerine gelen Yamadağ volkanitleri 39 Şekil 5.1 Harzburjit içinde bastitleşmiş ortopiroksen etrafındaki serpantin mineralleri (Örnek No: L-9). (Orp: ortopiroksen, Sp: Serpantin). (a: tek nikol, b: çift nikol). 42 Şekil 5.2. a. Lerzolit içinde ortopiroksen ve klinopiroksenler (çift nikol) (Örnek No: Y-30), b. Serpantinleşmeye başlamış ultramafik kayaç içinde uralitleşmiş klinopiroksen (çift nikol) (Örnek No: Y-27) (Orp: ortopiroksen, Klp: Klinopiroksen) 43 Şekil 5.3 Verlit içinde klinopiroksen, serpantin mineralleri ve opak mineraller (çift nikol) (Örnek No: L-8). (Klp: klinopiroksen, Sp: serpantin) 44 Şekil 5.4 Tek yönde dilinim gösteren iri taneli klinopiroksenler (Örnek No: L-100 ) (çift nikol). (Klp: klinopiroksen) Şekil 5.5. a. Serpantinit içinde görülen talk ve opak mineraller (çift nikol) (Örnek No: E-102), b. Serpantinit içinde görülen antigorit mineralleri (çift nikol) (Örnek No: Y-79). (Atg: antigorit, Op: opak mineraller) Şekil 5.6. a. Serpantinit içinde kafes yapılı serpantin mineralleri ve opak mineraller (çift nikol) (Örnek No: Y-99), b. Serpantinit içindeki özşekilli tanesel ve damar biçimli opak mineraller (çift nikol) (Örnek No: L-9).. 47 Şekil 5.7 Bazalt içerisinde görülen plajıyoklaz, klorit ve hamurda görülen epidotlaşma (Örnek No: E-22). (Plj: Plajıyoklaz, Kl: klorit, Ep: epidot). (a: tek nikol, b: çift nikol) Şekil 5.8 Amigdaloidal dokulu bazalt içerisinde görülen plajıyoklaz mikrolitleri, klorit ve kalsitle doldurulmuş gaz boşluğu (Örnek No: E-14). (Plj: plajıyoklaz, Kl: klorit, Ka: kalsit). (a: tek nikol, b: çift nikol) Şekil 5.9 Spilitik bazalt içerisinde iri taneli özşekilli plajıyoklaz fenokristalleri (Örnek No: E-38). (Plj: Plajıyoklaz,). (a: tek nikol, b: çift nikol). 49 Şekil 5.10 Volkanik breşin(volkanik tüf) genel görünümü (Örnek No: E-36). (a: tek nikol, b:çift nikol). 50 Şekil 5.11 Volkanik breşin(volkanik tüf) genel görünümü (Örnek No: E-15). (a: tek nikol, b: çift nikol) 51 Şekil 5.12 Volkanik elemanlı kumtaşının genel görünümü (Örnek No: C-1). (a: tek nikol, b: çift nikol) 51 Şekil 6.1 Okyanus sırtlarında okyanus kabuğunun oluşumunun kesiti (Gümüş 1998 içinde Pişkin 1998: Guilbert ve Park 1986 dan değiştirilmeden alınmıştır) 54 Şekil 6.2 Okyanus sırt kenar bölgelerindeki metamorfizma modeli (Stern ve Elthon 1979 den değiştirilmeden alınmıştır).. 55 Şekil 6.3 E-21 örneğine özgü difraktogram. 56 Şekil 6.4 L-107 örneğine ait difraktogram.. 57 Şekil 6.5 L-105 örneğine ait difraktogram.. 57 Şekil 6.6 E-102-b örneğine ait difraktogram viii

10 Şekil 7.1 Raman spektroskopisi aletinin ana bileşenleri. 59 Şekil 7.2 Konfokal Raman spektrometresinin görüntüsü 60 Şekil 7.3 E-48 örneğine ait Raman spektroskopisi verileri. 62 Şekil 7.4 Y-27 örneğine ait Raman spektroskopisi verileri. 63 Şekil 7.5 Y-79 örneğine ait Raman spektroskopisi verileri. 64 Şekil 7.6 Y-86 örneğine ait Raman spektroskopisi verileri. 65 Şekil 7.7 Ultramafik matamorfik kayaçların yorumlanmasında kullanılan Mg-Si-Ca- O-H sistemindeki reaksiyonları gösteren P H2O T diyagramı (Dymek vd. 1988) 66 Şekil 8.1 a. Kromit ile manyetit arasında ara zon halinde görülen ferri-kromit (Örnek No: L-107), b. Adacıklar şeklinde görülen kromit ve çevresini saran manyetit (Örnek No: E-108) (Kr: kromit, Ferri-Kr: ferri-kromit, My: manyetit). 68 Şekil 8.2 a. Silikat kapanımı içeren manyetit (Örnek No: Y-83), b-c. Serpantinleşme sonucu açığa çıkan manyetitler (Örnek No: Y-23, E-99) (My: Manyetit) 69 Şekil 8.3 Çatlakları manyetit tarafından doldurulmuş pentlandit ve manyetitlerin kenarında görülen hematit (Örnek No: Y-83) (Ptd: pentlandit, My: manyetit, He: hematit) Şekil 8.4 a. Makinavit kurtçukları içeren pentlandit, makinavit ve manyetit (Örnek No: L-107), b. Kırık çatlaklarından itibaren viyolarite dönüşmüş pentlandit (Örnek No: E-107) (Ptd: pentlandit, Mkv: makinavit, My: manyetit. 71 Şekil 8.5 a. Pirotin ve serpantinleşme sonucu açığa çıkan manyetitler (My) (Örnek No: Y-23), b. Manyetit içinde görülen pirotin (Pr) (Örnek No: E-108) Şekil 8.6 a. Dissemine pirit ve manyetit taneleri (Örnek No: L-105), b. Etrafı manyetitle çevrilmiş pirit kristali (Örnek No: E-102) (Pi: pirit, My: manyetit) 73 Şekil 8.7 a. Makinavit ve manyetit (Örnek No: L-90), b. Kromit, pentlandit, manyetit ve makinavit birlikteliği (Örnek No: Y-83) (Kr: kromit, My: manyetit, Mkv: makinavit, Ptd: pentlandit) Şekil 8.8 a. Çubuk şekilli molibdenit (Örnek No: L-105), b. Kıvrım yapısı gösteren molibdenitler (Örnek No: Y-50) (Mo: molibdenit) Şekil 8.9 Rutil ve hematit (Örnek No: E-15) (Ru: rutil, He: hematit). 76 Şekil 9.1 Cevherleşme sahasına özgü detay jeoloji haritası (Çoban 1974 ten çok az değiştirilerek alınmıştır) 78 Şekil 9.2 Şekil 9.1 de verilmiş bulunan jeoloji haritasına özgü K-1 kesiti (Çoban 1974 ten çok az değiştirilerek alınmıştır).. 79 Şekil 9.3 Şekil 9.1 de verilmiş bulunan jeoloji haritasına özgü K-2 kesiti. Açıklamalar Şekil 9.2 deki gibidir (Çoban 1974 ten çok az değiştirilerek alınmıştır) 80 ix

11 Şekil 9.4 Şekil 9.1 de verilmiş bulunan jeoloji haritasına özgü K-3 kesiti. Açıklamalar Şekil 9.2 deki gibidir (Çoban 1974 ten çok az değiştirilerek alınmıştır).. 81 Şekil 10.1 Hekimhan bölgesi bazik volkanik kayaç örneklerinin; a) Zr/Y-Zr, b) Zr/4-2Nb-Y üçgen diyagramındaki konumları (CA: kıtasal yay, OA: okyanusal yay, WPB: levha içi bazaltları ve VAB: ada-yay bazaltları). (Stendal vd ten değiştirilmeden alınmıştır) Şekil 10.2 Yellice bölgesine özgü onbir tane bazik volkanik kayaç örneğinin; a) Zr/Y-Zr (Pearce ve Norry 1979), b) Zr/4-2Nb-Y üçgen diyagramındaki (Meschede 1986) konumları (AΙ-AII: WPB; Levha içi bazaltları, B: P- MORB, C: VAB; Ada yayı bazaltları, WPB, D: N-MORB, VAB) 91 Şekil 11.1 Tüm kayaç örneklerine özgü dendogram Şekil 11.2 Tüm kayaç örneklerinde (serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar+bazik volkanik kayaçlar; toplam 29 örnek) toplam Fe 2 O 3 e karşı; SiO 2, MnO ve Co element dağılım grafikleri (r= korelasyon katsayısı değeri). 100 Şekil 11.3 Serpantinleşmiş ultrabazik kayaç örneklerinde (toplam 18 örnek) toplam Fe 2 O 3 e karşı; MgO, SiO 2, Cl, LOI (ateşte kayıp), Na 2 O ve Mo element dağılım grafikleri (toplam Fe 2 O 3 e karşı Mo element dağılım grafiği log. olarak verilmiştir) (r=korelasyon katsayısı değeri). 102 Şekil 12.1 Demir aramalarına yönelik biçimde hazırlanmış ve MTA çalışmalarından derlenmiş olan, Divriği ve çevresinin jeoloji haritası (Ünlü1991, Ünlü vd den çok az değiştirilerek alınmıştır) Şekil 12.2 Divriği ve çevresinde eskiden yapılmış ve havadan uçak etütleri ile saptanmış olan, manyetik anomali dağılımları haritası (Hutchisan vd a, b, c den değiştirilmeden alınmıştır) x

12 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 6.1 İnceleme alanı sondaj karot örneklerinin XRD tanımlamaları (mineralojik tanımlamalarda mineraller çokluk sıralarına göre, çoktan aza doğru verilmiştir). 53 Çizelge 7.1 İnceleme alanı sondaj karot örneklerinin Raman spektroskopisi tanımlamaları.. 61 Çizelge 10.1 Yellice bölgesi karot örneklerine özgü % cinsinden element içerikleri (* toplam demiroksiti ifade eder). 83 Çizelge 10.2 Hekimhan bölgesi bazik volkanitlerinin kimyası ile (Stendal vd. 1995), Yellice bölgesi bazik volkanitlerinin kimyasının karşılaştırılması (* toplam demiroksiti, s: örnek sayısını, na: analizin yapılmadığını ifade eder). 89 xi

13 xii

14 1. GİRİŞ 1.1 Çalışma Alanının Tanımı İnceleme alanı İç Anadolu bölgesinde, Sivas ilinin GD kesiminde, Çetinkaya ile Divriği arasında bulunmakta olup (Şekil 1.1), 1/25000 ölçekli J39-a3 pafta numaralı topoğrafik haritada yeralmaktadır. Şekil 1.1 İnceleme alanı yer bulduru haritası 1.2 Çalışma Alanının Coğrafik Durumu Sivas ilinin topoğrafik yapısı, genelde karbonatlı kayaçlarla temsil olunduğundan engebeli görünümdedir ve deniz seviyesinden m yüksekliktedir. Kuzeyinde Tecer Dağları, güneyinde Gürün ve Yama Dağı ile sınırlanan bölgenin en önemli akarsuyu Çaltı vadisi boyunca akan Çaltı Çayı dır (Şekil 1.2). Sivas-Kangal-Divriği karayolu sahanın güneyinden, demir yolu ise 1 km kadar kuzeyinden geçer. İnceleme alanı ve yakın çevresine özgü önemli lokaliteler şekil 1.2 de sunulmaktadır. 1

15 Şekil 1.2 İnceleme alanına özgü önemli lokaliteler 1.3 Çalışmanın Amacı Divriği bölgesi demir yatakları, Türkiye nin en önemli demir alt provensini oluşturur. Burada demir oluşumlarının kökeni ile ilgili tartışmalar halen devam etmektedir. Yellice de serpantinitler içerisinde konumlanan ortalama % Fe 3 O 4 tenörlü, 125 milyon ton rezervli demir cevherleşmesi yeralmaktadır. Bu cevherleşmenin kökeni konusunda tartışma ve yorumlarda bulunmak, bu tezin ana amacını oluşturmaktadır. 1.4 Çalışma Yöntemi Cevherleşmenin yeraldığı sahanın jeoloji haritası Çoban, 1974 tarafından yapılmıştır. Bu çalışma kapsamında anılan haritanın gerekli görülen, çok kısıtlı bazı bölümleri revize edilmiştir. 2

16 İnceleme alanında arazi çalışmaları yıllarında yaz aylarında yapılmıştır. Sahadan gerek yankayaç, gerekse cevherleşmeyi temsil edecek şekilde yeterli sayıda örnek alınmış ve eskiden yapılmış bulunan sondajlara özgü karotlardan da yararlanılmıştır. Yüzey ve sondaj karot örneklerinden ince kesit ile parlatmalar yapılmış ve incelenmiştir. Mineralojik ve petrografik amaçlı örnekler Leica marka alttan aydınlatmalı mikroskop ile incelenmiş, cevher mikroskobisi çalışmaları ise MTA, MAT Dairesi elemanlarının da yardımıyla Leitz marka mikroskopta yapılmıştır. Ana ve eser element analizleri Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü Mineraloji ve Petrografi Araştırma Laboratuvarı nda gerçekleştirilmiştir. XRD ve Konfokal Raman Spektrometresi çalışmaları da Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü Mineraloji ve Petrografi Araştırma Laboratuvarı nda gerçekleştirilmiştir. Analizlerin yöntemleri konusundaki gerekli açıklamalar, tezin ilgili oldukları bölümleri içerisinde sunulmuştur. Büro çalışmalarında ise inceleme alanıyla ilgili rapor ve makaleler incelenmiş, kazanılan bilgiler laboratuvar çalışmalarından elde edilen verilerle deneştirilmiştir. Daha sonraki aşamada ise, mineralojik, petrografik ve jeokimyasal özellikler birlikte yorumlanarak, cevherleşmenin özellikleri ortaya konmaya çalışılmıştır. Bu sahada birçok sondaj yapılmış olmasına karşın, MTA Karot Bankası nda bu sondajlardan yalnızca; Y-4, Y-11 ve Bostandere 10 sondajlarının karot örnekleri koruma altındadır. Bu tez kapsamında değerlendirilmiş olan; Y-15, Y-16 ve Y-20 nolu sondajların karot örnekleri imha edilmiş olduğundan (bu örneklere karot bankasında artık ulaşma olanağı olmadığından), tezin hazırlanması sırasında daha sonra bu bölgede çalışacak yerbilimcilere de ışık tutması düşüncesinde, tezin sonundaki ekler bölümünde tüm örneklere özgü bu çalışmada kazanılmış olan jeolojik veriler, tablosal (nitel) anlatım biçimde verilmemiş olup, bunun yerine tek tek yalın, sayısal (nicel) anlatım biçimi ilke olarak benimsenmiştir. Ayrıca, tez kapsamının genişletilmesinden de bu şekilde, elverdiği ölçülerde uzak kalınmaya çalışılmıştır. Aynı zamanda, uzun bir süre bu sahada yeni bir çalışmanın yapılmayacağı düşüncesi ve de yörenin Fe ve Ni elementleri açısından ümitli, potansiyel bir hedef bölge olması nedenleri, böyle bir yöntemin seçilmesinde etkin olmuştur. 3

17 2. ÖNCEL ÇALIŞMALAR Bu bölümde Yellice demir yatağı ve yakın çevresinin, maden jeolojisi ağırlıklı çalışmalarının önemli görülenlerinin bir bölümü, aşağıda sunulmaktadır: Kovenko (1937), Divriği ve yöresi demir yatakları oluşumlarının, aynı yörede yeralan granitik kayaçlar ile doğrudan ilişkili olduğunu vurgulamıştır. Gysin (1938), Gabro-diyorit türü kayaçların içine sokulum yapan granitik karakterli bir magma intrüzyonunun varlığından bahsetmiş ve bu intrüzyonla monzonitik kayaçların oluştuğunu belirtmiştir. Araştırmacı Divriği demir yataklarını granitik kayaçlara bağlı skarn tipi bir yatak olarak değerlendirmiş ve Fe elementinin doğrudan granite bağlı pnömatolitik-hidrotermal eriyikler ile geldiği tezini öne sürmüştür. Wijkerslooth (1939), Akdağ kireçtaşlarını; Jura-Kreatase yaşlı alt Divriği kalkerleri ve Üst Kretase yaşlı üst Divriği kalkerleri olarak ikiye ayırmış ve serpantinleşmiş ultramafik kayaçları; altta serpantinleşmiş peridotit ve harzburjitlerden oluşmuş ultrabazik seri ve üstte kalkerleri kesen gabro-diyoritten oluşmuş bir seri biçiminde iki bölüme ayırarak, incelemiştir. Alt Kretase-Miyosen yaş aralığında oluşan siyenitik karakterli magmatik kayaçların, kireçtaşı ve serpantinleşmiş kayaçları kestiğini ve dokanaklarında cevherleşmelerin meydana geldiğini belirtmiştir. Koşal (1973), Divriği ve yöresindeki demir yataklarında en uzun ve detaylı çalışmaları gerçekleştirmiştir. Cevher kökenine yönelik çalışmalara ağırlık veren araştırmacı, A- Kafa demir yatağının kontakt metasomatik-pnömatolitik, B-Kafa demir yatağının pnömatolitik hidrotermal, C-plaserinin A-B Kafa demir yataklarından Çaltı vadisine taşınan cevherlerle ikincil biçimde oluştuğunu belirtmiştir. Çağatay (1974), Kangal-Yellice karot örneklerinde maden mikroskobisi çalışmaları yapmış, demir cevherlerinin ana minerali olan manyetitlerin yanında, çok az oranlarda fakat çok farklı biçimlerdeki diğer sülfitli ve oksitli cevher minerallerinin yeraldığını 4

18 saptamıştır. Sülfitli cevher minerallerini; pirotin, pentandit, makinavit, pirit, millerit, molibdenit, kalkopirit, bravoit, antimonit, sfalerit ve galenit, oksitli ve hidroksitli cevher minerallerini; manyetit, kromit+spinel, rutil+lökoksen, hematit ve limonit olarak belirlemiş, bu minerallerin oluşumları konusunda detaylı bilgiler vermiştir. Örneklerdeki cevher minerallerinden makinavit mineralinin saptanması, ilk kez bu araştırma ile gerçekleşmiştir. Çoban (1974), inceleme alanında yeralan manyetitlerin tenör ve rezerv hesaplamalarını gerçekleştirmiştir. İnceleme alanının yaklaşık 5 km 2 lik bir bölümünün 1/2000 ölçekli jeoloji haritalarını yapmıştır. Bu sahada yapılan toplam 5150 metrelik 18 tane sondajın determinasyonu da aynı araştırmacı tarafından gerçekleştirilmiştir. Bu çalışmaların sonucunda; ortalama %18-20 Fe 3 O 4 tenörlü 125 milyon ton görünür+olası (muhtemel) rezerv, bu sahada saptanmıştır. Aynı çalışma içinde inceleme alanı ve yakın çevresine özgü C. Özdemir tarafından yapılmış bulunan 1/10000 ölçekli bir jeoloji haritası da bulunmaktadır. Gümüş (1979), Pınargözü-Davutoğlu Fe yatağındaki cevherleşmenin mikrosiyenit ve mikrodiyoritlerin içinde düzensiz kütleler ve stokvorkler şeklinde olduğunu belirtmiştir. Yankayaçların ileri şekilde kloritleştiğini ve dolomitleştiğini vurgulamıştır. Bayhan (1980), Güneş-Soğucak yöresindeki derinlik ve yüzey kayaçlarının ayrıntılı mineralojik, petrografik-petrolojik incelemesini ve cevherleşmelerin metalojenik açıdan yorumlanmasını gerçekleştirmiştir. Çetinkaya-Divriği arasında yer alan doktora sahasındaki, 1/25000 ölçekli jeoloji haritasını hazırlamış, ayrıca nikel cevherleşmesi açısından önemli gördüğü Ağpınar Dere ile Karapınar Dere yörelerinin de 1/1000 ölçekli jeoloji haritalarını yaparak, bölgedeki litolojik birimleri tanımlamıştır. İnceleme alanının; Anadolu plakacığı ile Kuzey Anadolu plakacığı arasında çarpışma sırasında oluşan ve Kuzey Anadolu Fay Zonu boyunca gelişen bir yitme zonunun kalıntısı olabileceği görüşünü benimsemiştir. 5

19 Bozkurt (1980), Divriği demir yatağındaki cevher minerallerini incelemiş, asidik magma içinde asimile olan kireçtaşı-ultrabazit karmaşığından türeyen gaz fazındaki demirce zengin solüsyonların, pirometasomatik türdeki manyetit yatağını oluşturduğunu, demirin taşınmasının ise demirklorürler şeklinde olduğunu savunmuştur. Bayhan ve Baysal (1981), Güneş-Soğucak (Divriği-Sivas) yöresindeki sülfit cevherleşmelerinin mineralojik ve kökensel incelemesini yapmışlar ve bölgede yeralan nikel cevherleşmelerinin, bazik ve ultrabazik kayaçlarla doğrudan ilgili olduğunu vurgulaşmışlardır. Bayhan ve Baysal (1982), Çetinkaya-Divriği arasında yer alan inceleme alanındaki derinlik ve yüzey kayaçlarını petrografik-petrolojik açıdan değerlendirmişler, Güneş ofiyolitine ait kayaçların, Dumluca sokulumunun neden olduğu alkali metamorfizmasının etkisinde kaldığını söylemişlerdir. Ünlü ve Stendal (1986), Divriği bölgesi demir yataklarının element korelasyon analizlerini yapmışlar ve sonuçlarını yorumlamışlardır. Bu çalışmalar sonucunda inceleme alanında 2 tip cevher oluşumundan bahsetmişlerdir. Birinci tip cevherin, yüksek Cr, Co ve bazı durumlarda Ni ve MgO içerikleri ile ultrabazik kayaçlara doğru bir jeokimyasal yönelim gösterdiğini, ikinci tip cevherin ise farklı jeokimyasal karakteri ile (örneğin, yüksek Ba içeriği ile) sedimanter özellik taşıdığını söylemişlerdir. Zeck ve Ünlü (1988a), Murmano plütonunun kökenini ve ofiyolitle olan ilişkisini belirlemeye çalışan araştırmalarında, tüm kayaç Rb/Sr izotop yöntemiyle plütonun yaşını 110±5 my olarak belirlemişler ve plütonun hakim silisik karakteri nedeniyle okyanusal kökenli olmadığını savunmuşlardır. Ünlü ve Stendal (1989), Divriği bölgesi demir cevheri yataklarının nadir toprak element jeokimyası sonuçlarını değerlendirmişlerdir. Demir oluşumunun serpantinleşme işlevi ile ilişkili olduğunu söylemişler, ancak granit intrüzyonunun serpantinitin bazı 6

20 kısımlarını hidrotermal alterasyona uğratarak, stokverk tipi demir cevheri oluşumuna yol açtığını savunmuşlardır. Gültekin (1993), hazırlamış olduğu doktora tezinde, Alacahan-Çetinkaya-Divriği arasında kalan alanın jeolojisini çalışmıştır. İnceleme alanının en alt birimini Kangal formasyonunun oluşturduğunu, bu birimin üzerine ise Üst Jura-Alt Kretase yaşlı Kıratgediği rekristalize kireçtaşlarının geldiğini belirtmiştir. Bu birimlerin üzerine Orta- Geç Kampaniyen döneminde İç Toros okyanusunun ürünleri olan Çetinkaya ofiyolitinin yerleştiğini, Orta-Geç Kampaniyen de ofiyolit yerleşmesinin hemen ardından yeni bir transgresyonla bölgede bir havza açıldığını ve bu havzada çökelen birimlerin Saya formasyonu olduğunu ifade etmiştir. Miyosen döneminde gelişmiş olan birimleri Alacahan formasyonu olarak isimlendirmiştir. Pliyosen de gelişmiş olan İnallı ve Yamadağ volkanitlerinin bölgede yeralan kendisinden daha yaşlı diğer tüm birimleri uyumsuz olarak örttüğünü belirtmiştir. Öztürk ve Öztunalı (1993), Divriği demir yatakları üzerindeki genç tektonizmanın etkilerini araştırarak, neotektonik dönemdeki hareketler sonucu, cevher ve yankayaç ilişkilerinin değiştiğini ve cevherde yapısal ve mineralojik değişimlerin olduğunu savunmuşlardır. Boztuğ (1998a,b), Orta Anadolu bölgesi çarpışma intrüziflerini araştırmış, Murmano plütonunun A-tipi çarpışma sonrası ve silis bakımından aşırı doygun (ALKOS) siyenitik-monzonitik bir plüton olduğunu savunmuştur. Çelebi (1998), İç-Doğu Anadolu Bölgesi ndeki demir cevherleşmelerini; 1) hidrotermal kalıntı ve yığışım, 2) sedimanter, 3) plaser, 4) yüksek hidrotermal-skarn, 5) serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar içinde yüksek hidrotermal, 6) kontakt metamorfik zon içinde manyetit ve 7) fels tipi, olmak üzere 7 tip cevherleşme biçiminde ayırtlamıştır. Sivas-Çetinkaya-Yellice demir yatağını, serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar içindeki yüksek hidrotermal manyetit zenginleşmesi sınıfı içinde 7

21 değerlendirmiştir. Yatağın büyük rezervli olmasına karşın, düşük tenörlü olduğu için teknolojik zenginleştirmede problemler oluşturduğunu vurgulamıştır. Çopuroğlu ve Yalçın (1998), Divriği ve Hasançelebi Fe yataklarının, bölgede Üst Kretase de başlayıp Pliyosen e kadar devam eden alkali karakterli magmatizmaya bağlı olarak, ofiyolitik kayaçlar içerisinde geliştiğini belirtmişlerdir. Doğan (1998), Divriği tipi yatakların, CO 2 ce zengin alkalen bir magmanın, ofiyolitik kayaçlara (gabro, diyabaz, piroksenit, amfibolit) sokulum yapması ve ofiyolitik kayaçları ısı ve metazomatik etkiyle değiştirerek, cevherleşmeyi oluşturduğunu savunmuştur. Gümüş (1998b), Divriği demir yataklarında demirin kaynağının bazik ve ultrabazik kayaçlar olduğunu belirtmiştir. Bazik ve ultrabazik kayaçların yayılımının azaldığında, oluşan yatağın boyutunun da küçüldüğünü vurgulamıştır. Asidik magmanın, demirin karbonatlı kayaçlara geçişine yol açtığını ve cevherin oralarda yoğunlaşmasını sağladığını belirtmiştir. Öztürk (1998), Divriği bölgesindeki cevherleşmeleri yan kayaç ilişkilerine göre 4 gruba ayırmıştır; 1) monzonitik intrüziflerle serpantinleşmiş ultrabazik kayaç dokanaklarındaki cevherleşmeler, 2) monzonitlerle kireçtaşı dokanaklarındaki cevherleşmeler, 3) kireçtaşı ile serpantinleşmiş ultrabazik kayaçların tektonik dokanaklarındaki cevherleşmeler ve 4) plaser cevherleşmeler. Bu cevherleşmelerden en önemlisinin, monzonitik intrüziflerle serpantinleşmiş ultrabazik kayaç dokanaklarında yeraldığını vurgulamıştır. Yıldızeli (1998), Divriği demir yataklarındaki cevherleşmelerin evrimini; 1) bölgeye ofiyolit yerleşimi, 2) ofiyolitleri kesen granitoyid yerleşimi ve 3) fels tipi cevherleşme, biçiminde yorumlamıştır. Ofiyolit içerisindeki bazik ve ultrabazik kayaçların granitik kayaçların yerleşiminden önce serpantinleştiğini ve bu süreçte bir bölüm manyetitin açığa çıkarak, zenginleştiğini belirtmiştir. 8

22 Yılmaz (1998), Sivas havzasının; İç Anadolu havzalarının en doğusunda yeralan ve Maastrihtiyen de çarpışma sürecini temsil eden bir mozayiğin üzerinde oluştuğunu savunmuştur. Kuşçu vd. (2002), Fe oksit-cu-au yataklarının Türkiye'deki varlıkları konusunda, Divriği bölgesinde çalışmalar başlatmışlardır. Divriği A-B Kafa cevherleşmelerinin, yaygın alkali metazomatizma ve alterasyon geçirmiş plütonik kayaçlar içinde bulunduğunu, metazomatizmanın ilk evresinin sodik-kalsik alterasyonla ilgili olduğunu, bu evreyi daha geç ve/veya sığ potasik alterasyon evresinin izlediğini vurgulamışlardır. Sodik-kalsik alterasyon ürünlerinin potasik alterasyon ürünleri tarafından silindiğini ve/veya maskelendiğini savunmuşlardır. Bu gözlemlerle, daha önce pirometazomatik, fels, kalk-skarn veya skarn olarak tanımlanan A-B Kafa cevherleşmelerinin, alterasyon ürünleri ve cevherleşme biçimleri bakımından, Fe oksit-cu-au türü cevherleşmelerle ilişkili olabileceği görüşünü savunmuşlardır. Yılmazer vd. (2002), Divriği A-B Kafa demir cevherleşmelerinin mineralizasyonalterasyon haritasını yapmışlardır. Divriği bölgesindeki manyetit cevherleşmelerinin sodik-kalsik alterasyon zonu içinde, özellikle onları üzerleyen veya maskeleyen, yer yer de damarlar biçiminde kesen, K-feldispatik zonlar içinde geliştiğini, manyetit cevherleşmesinin özellikle flogopitli zonlar ile doğrudan ilişkili olduğunu savunmuşlardır. A-B Kafa demir cevherleşmelerinin, Fe-oksit türü (Olympic Dam türü) yataklara benzer özellikler taşıdığını, vurgulamışlardır. Boztuğ vd. (2003), Avrasya ve Anadolu Levhası arasındaki Neo-Tetis konverjan sistemdeki; çarpışma öncesi, çarpışma ile eş yaşlı ve çarpışma sonrası granitoyidlerle ilişkili maden yataklarını tartışmışlardır. Orta Anadolu ki en önemli ve en büyük maden yataklarının A-tipi çarpışma sonrası granitoyidlerle ilişkili yataklar olduğunu belirten araştırmacılar, Divriği deki A-tip granitoyidlerle Divriği ofiyoliti dokanağındaki skarn tipi demir cevherleşmelerini, buna örnek olarak vermişlerdir. 9

23 Yılmazer vd. (2003), Geç Kretase yaşlı Murmano plütonunun yerleşme, kristallenme ve soğuma süreçlerinin, Divriği A-B Kafa cevherleşmelerini kontrol eden magmatikhidrotermal sistemler olduğunu belirtmişlerdir. Yataktaki alterasyon ve cevherleşmelerin; 1) prograd evre (skapolit, skapolit-granat birlikteliği), 2) retrograd evre (flogopit-manyetit+k-feldispat±skapolit±granat birlikteliği) ve 3) geç alterasyon evresi (hematit, limonit, götit oluşumları ve sülfit cevherleşmeleri) olmak üzere, birbirlerini izleyen ve tamamlayan 3 evreden oluştuğunu savunmuşlardır. Demirela vd. (2005), Orta Anadolu bölgesinde yeralan Fe-skarn granitoyidlerinin temel jeokimyasal özelliklerini araştırmışlardır. Orta Anadolu da yeralan granitoyidlerin tamamının sub-alkalen ve kalk-alkalen bileşimde olduğunu ve benzer tektonik ortamlarda oluştuğunu, ancak Murmano ve Dumluca plütonlarının alkali metasomatizması nedeniyle kısmen alkalen özellik gösterdiğini söylemişlerdir. Murmano ve Dumluca plütonlarının diğer plütonlara göre daha yüksek Y ve Nb içeriği göstermeleri nedeniyle, bu plütonların diğer plütonlara göre daha ilksel bileşimde olduğunu söylemişlerdir. Kuşçu vd. (2005), skarn tipi Fe oksit yatağı olarak tanımlanan Divriği A-B Kafa demir yatağını, Fe oksit-cu-au (DOBA) biçimli bir yatak olarak betimlemişlerdir. Divriği A- B Kafa daki alterasyon desenlerinin ve cevherleşmelerin DOBA sistemine benzer özellikler taşıdığını savunmuşlardır. Yılmaz vd. (2005), Divriği-Hekimhan havzasındaki önemli demir yataklarının; Jura- Kretase yaşlı ofiyolitli karışık, Kampaniyen-Maastrihtiyen yaşlı volkano-tortul dizi, Paleosen yaşlı granitik kayaçlar, Eosen yaşlı kırıntılı kayaçlar ve Miyo-Pliyosen yaşlı volkanitlerin tümü ile ilişkilendirilebileceğini belirtmişlerdir. Bu birimlerin ve magmatizmanın demir cevherleşmeleri açısından ayrıntılı olarak incelenmesi önerisini vurgulamışlardır. Yılmaz ve Yılmaz (2006), Divriği (Sivas) yöresinin jeolojisi ve yapısal evrimi ile ilgili çalışmalarında, inceleme alanındaki tüm birimleri ayrıntılı olarak incelemişler ve her bir 10

24 formasyonun temel jeolojik özelliklerini tartışmışlardır. İnceleme alanındaki tektonik yapıları; paleotektonik evre, geçiş evresi ve neotektonik evre yapıları olarak ayırtlamışlardır. Yöredeki ofiyolitlerin ve ofiyolitli karışığın, kuzeyden güneye doğru üzerleme mekanizmasıyla Toros göreli otoktonu üzerine gelip yerleştiğini ve bu yerleşimin Maastrihtiyen öncesinde tamamlandığını, bölgedeki granitoyidlerin ise Paleotektonik evreden sonra sokulum yaptığını söylemişlerdir. Marschik vd. (2008), Orta Anadolu daki alterasyonların yoğun biçimde eşlik ettiği hidrotermal manyetit cevherlerinde yapmış oldukları jeokronolojik ve duraylı izotop çalışmalarında; Divriği deki hidrotermal tip demir cevherlerinin 2 tür cevher kütlesi içerdiğini, bunlardan A-Kafa nın manyetitçe zengin, B-Kafa nın ise limonitik karakterde olduğunu söylemişlerdir. Manyetit cevherlerinin Divriği ofiyolitindeki serpantinitlerle Murmano plütonunun dokanağında gözlendiğini belirtmişlerdir. Divriği A-Kafa daki hidrotermal biyotitlerde yapmış oldukları yaşlandırma çalışmalarında; 73,75±0,62 ve 74,34±0,83 Ma yaşları saptamışlardır. Bu biyotitlerin geç evre alterasyon fazını karakterize ettiğini belirtilmişler ve elde edilen yaşların manyetit cevherleşmelerinin minumum yaşı olabileceğini savunmuşlardır. Tokel vd. (2011), İç-Doğu Anadolu Bölgesi ndeki demir cevherleşmelerinin 2 tip skarn oluşumu şeklinde meydana geldiğini belirtmişler, bunlardan ilkinin güneyde Toridlerdeki ofiyolitik kuşakla ilişkli skarn oluşumları, diğerinin ise kuzeyde Pontid paleomanyetik-yayı ile ilişkili skarn oluşumları olduğunu vurgulamışlardır. Bu cevherleşmelerin genellikle bazik kayaçlar, granitoyid ve kireçtaşlarının üçlü kontağında oluştuğunu savunmuşlardır. Cevher oluşumu sırasında manyetitler içinde bol miktarlarda bulunan Ni +2, Co +2 ve Cr +3 elementlerinin hareketlerini ve bu elementlerle ilişkili yankayaçları incelemişler, demirin kaynağının bazik yankayaçlar olduğunu belirtmişlerdir. 11

25 3. BÖLGESEL JEOLOJİ Çetinkaya-Yellice bölgesi; Orta Anadolu Kristalen Karmaşığı (OAKK) nın kuzeydoğusunda, Sivas Havzası nın ise güneydoğu bölümünde yer almaktadır (Şekil 3.1). Sivas Havzası, Neotetis in kuzey koluna özgü ofiyolitik birimlerin Torid platformuna üzerlemesi sonucu oluşmuş ve çarpışma sonrası meydana gelmiş bir havzadır. Şekil 3.1 Orta Anadolu Kristalen Karmaşığı nın basitleştirilmiş jeolojik haritası (Kadıoğlu vd dan değiştirilmeden alınmıştır) 3.1 Jeodinamik Evrim Çalışma sahasının; geniş bölge jeolojisi ile olan rejyonal ilişkisi bölgesel jeodinamik evrim, yöresel bölge jeolojisi ile olan lokal ilişkisi ise yöresel jeodinamik evrim çatısı altında irdelenecektir: 12

26 3.1.1 Bölgesel jeodinamik evrim İnceleme alanında; öncelikle ofıyolitik kayaçların ilksel konumlarından kıta kabuğu üzerine yerleşmelerine kadar gerçekleşen bir süreci yansıtan yapısal unsurlar paleotektonik dönem yapıları, Maastrihtiyen-Alt Pliyosen aralığında oluşan yapısal unsurlar geçiş dönemi tektonik yapıları ve Üst Pliyosen-Kuvaterner aralığında oluşmuş, doğrultu atımlı rejimin egemen olduğu yapısal unsurlar ise neotektonik dönem yapıları olarak ayırtlanmıştır. Paleotektonik evrede; Sivas yöresinin Üst Kretase öncesinde, bölgenin yaklaşık doğubatı uzanımlı bir okyanusun gelişmesine sahne olduğu, bu okyanusun kuzey ve güney kenarlarının bugunkü Atlantik türü pasif kıta kenarlarını temsil ettiği, kuzey kenarın Üst Kretase sırasında yitime uğradığı (Şengör ve Yılmaz 1981) ve sonrasında yitime bağlı olarak kuzeyde ve güneyde yer alan kıtaların Maastrihtiyen öncesinde çarpıştığı kabul edilmektedir (Gürer 1992, Yılmaz 1994 ve 1998) (Şekil 3.2). Şekil 3.2 Geç Kampaniyen öncesi kıtasal ve okyanusal alanları gösteren olası kesit (Gürer 1992 den değiştirilmeden alınmıştır) Toros platformunun inceleme alanında yer alan kesimi; altta Devoniyen yaşlı Kangal formasyonu, üstte ise Alt Karbonifer-Kretase yaşlı Munzur kireçtaşı ile temsil olunur. Genel olarak pasif bir kıta kenarını yansıtan bu topluluk, inceleme alanının göreli otokton istifidir. Göreli otoktonun üzerinde ise; sıra ile ofiyolitli karışıktan oluşan Yeşiltaşyayla karışığı ve Güneş ofiyoliti olarak tanımlanan tektonik yapılar, bindirmeli 13

27 olarak yer almaktadır (Şekil 3.3). Gereçleri ofiyolitlerden ve ofıyolitli karışıktan oluşan bu topluluklar, inceleme alanındaki okyanusal kabuğun temsilcileri olarak yorumlanmaktadır (Yılmaz ve Yılmaz 2004). Şekil 3.3 Geç Kampaniyen de kıtasal blokların üzerine, ofiyoliterin kuzeyden-güneye yerleşmesini gösteren olası kesit (Gürer 1992 den değiştirilmeden alınmıştır) Yukarıda tanımlanan pasif kıta kenarı ve okyanusal ortamı temsil eden birimlerin gerek oluşum evrelerinde, gerekse ilksel konumlarından ikincil konumlarına gelip yerleşmeleri sırasında meydana gelen tüm unsurlar daha önce de belirtildiği gibi paleotektonik dönem yapıları olarak yorumlanmıştır. Paleotektonik dönem yapıları, başlıca magmatik bantlanma, levha dayklar ile paleotektonik dönem birimleri içinde gelişmiş olan, ancak geçiş tektoniği dönemi birimlerini etkilemeyen, niteliği belirsiz kırık ve faylarla ve paleotektonik dönem birimleri arasında gelişmiş olan bindirmeler ile temsil olunmaktadır (Yılmaz ve Yılmaz 2004). Geçiş evresinde; çarpışmadan sonra iki kıtanın yakınsaması devam etmiş, yörede buna bağlı olarak kabuk kalınlaşması ve granitik kayaç oluşumları meydana gelmiştir. Paleotektonik dönem birimlerinin üzerine açılı uyumsuzlukla gelen ve kendi içinde de yer yer açılı uyumsuzluklar kapsayan Maastrihtiyen-Alt Pliyosen yaşlı örtünün deformasyonu ile ilgili tüm yapılar geçiş dönemi tektonik yapıları olarak yorumlanmıştır (Şekil 3.4). Bu yapılar ise başlıca, katmanlanma-kıvrımlanma, niteliği belirsiz kırıklar ile faylar ve bindirmelerdir (Yılmaz ve Yılmaz 2004). 14

28 Şekil 3.4 Toros platformu üzerine yerleşen ofiyolitin üzerinde, Geç Kampaniyen- Maastrihtiyen de gelişen karasal-sığ denizel ortamları gösteren olası kesit (Gürer 1992 den çok az değiştirilerek alınmıştır) Neotektonik evrede ise, Anadolu genelinde özellikle Kuzey Anadolu ve Doğu Anadolu fay hatları ile bunlara bağlı olarak batıda gelişen Ege graben sisteminin hareketlilikleri söz konusu olmuştur (Şengör ve Yılmaz 1981). Üst Pliyosen-Kuvaterner aralığında; neotektonik evrede oluşan birimler kıvrımlanmamış ve ağırlıklı olarak K-G doğrultulu bir sıkışmanın güdümünde, KB-GD doğrultulu sağ ve KD-GB doğrultulu sol yönlü eşlenik faylar ile K-G doğrultulu normal faylar bu evrede gelişmiştir. Bu yapılar, KAF ve DAF sistemlerini oluşturan neotektonik süreçlerle uyum içinde gelişmişlerdir (Yılmaz ve Yılmaz 2004). Sivas yöresinin önemli neotektonik yapıları; Suşehri-Koyulhisar yöresinden geçen Kuzey Anadolu fayı (KAF), Yıldızeli nin güneyinden geçen Belcik-Pazarcık fayı, Gemerek-Şarkışla-Sivas hattında Kızılırmak boyunca uzanan Yukarı Kızılırmak fayı (YKF), Tecer Dağı yöresinden geçen Tecer fayı, Gemerek güneyinden geçen Deliler fayı (DF), İmranlı dan geçen İmranlı fayı (İF) ve Tecer bindirmesi (TB) ile Kuzey Anadolu bindirmesi (KAB) biçiminde sıralanabilir (Şekil 3.5). 15

29 16 Şekil 3.5 Sivas yöresinin önemli neotektonik yapıları (Öztürk ve Öztunalı 1993, Yılmaz 1998 ve Yılmazer 2003 den genelleştirilerek alınmıştır) 16

30 3.1.2 Yöresel jeodinamik evrim İnceleme alanı çevresinde, Mesozoyik süresince karbonat platformunun geliştiği ortamlar egemen olmuştur (Şengör ve Yılmaz 1981). Bu platform; kuzeyde Neotetis in bir kolu olan İç Toros Okyanusu ile güneyde ise Neotetis in güney kolu ile sınırlanmıştır. Güneş ofiyoliti, İç Toros Okyanusu nun bir ürünü olarak değerlendirilmekte, kıta kabuğu üzerine devinerek üzerleme yapmış ve güneye doğru devrilmiş bir okyanus kabuğunu akla getirmektedir (Bayhan 1980). Bölgenin Mesozoyik dönemi; inceleme alanında Kangal formasyonu ile uyumlu Alt Karbonifer-Kampaniyen yaşlı platform kireçtaşlarından oluşan Munzur kireçtaşı ile karakterize olunur. Bu platformun kuzeyde Neotetis in bir kolu olan İç Toros Okyanusu yla, güneyde ise Neotetis in güney koluyla bağlantılı olduğu düşünülmektedir. İnceleme alanında Alt Karbonifer-Kampaniyen yaşlı Munzur kireçtaşları üzerine Üst Kretase de yerleşmiş olan Güneş ofiyoliti ise İç Toros Okyanusu nun bir ürünü olarak değerlendirilmektedir. Güneş ofiyolitini oluşturan kayaç tiplerinde izlenen mineral birliktelikleri ve az da olsa izlenen okyanus tabanı metamorfizmasının etkileri, Coleman (1977) in de belirttiği biçimde kıta kabuğu üzerine yüzeyleme yapmış ve güneye doğru devrilmiş bir okyanus kabuğunu akla getirmektedir. Bu nedenle Güneş ofiyoliti; Anadolu plakacığı ile Kuzey Anadolu plakacığı arasında, çarpışma sırasında batmakta olan plakadan koparak üst yüzeyleme yapmış, okyanusal kabuğa özgü üst manto parçaları olarak yorumlanabilir (Bayhan 1980). Güneş ofiyoliti Maastrihtiyen yaşlı Saya formasyonu tarafından uyumsuz olarak örtülmektedir. Bu nedenle birimin yerleşme yaşının, en azından Maastrihtiyen öncesi olduğu söylenebilir (Gültekin 1993). Saya formasyonu, ofiyolit yerleşmesinin hemen ardından gelişmiş bir çökel diziyi temsil etmektedir. Bu birim, transgressif biçimde başlayarak, sığ denizelden resifale, oradan da hızla derin denizel çökel kayalara yerini bırakan, bir çökel topluluğudur. 17

31 Birimin, bu dizilimi değerlendirildiğinde, ofiyolit yerleşmesinin ardından, bölgeyi yeni sığ bir denizin kapladığı anlaşılmaktadır. Hatta, inceleme alanı dışında bu dönemde gelişmiş olan karasal, delta ve kısmen sığ denizel ortamda oluşmuş bir çökel istif de tanımlanmıştır (Karadere formasyonu; Gürer 1992). Bu sığ denizel dizinin rudistli resifal kireçtaşlarına ve pelajik çökellere geçmesi, bölgede karasal, sığ denizel ile başlayan bir havzanın açıldığını ve giderek derinleşerek olgun bir havza haline geldiğini göstermektedir. Bu gelişim, ofiyolit yerleşmesinin ardından, gerilmeli bir rejimin bölgede etkin olduğuna işaret etmektedir (Gültekin 1993). Saya formasyonu, inceleme alanında Miyosen yaşlı Sincan grubu tarafından uyumsuz biçimde örtülmektedir. Bölgedeki diğer tüm birimleri açısal uyumsuzlukla örten Sincan grubunu, sığ denizelle başlayıp, üste doğru gölsel ve lagüner ortam özelliklerini yansıtan litoloji toplulukları oluşturmuştur. Birimin görünür en üst düzeylerinde yer alan jipsler, bu seviyelerin lagüner karakterde olduğunu düşündürür. Olasılıkla Üst Miyosen de Sincan grubuna özgü bu istif kıvrımlanmış ve kıvrımlanan yüzeyler traşlanarak aşındırılmış, üzerlerine ise yatay konumlu Pliyosen birimleri (İnallı formasyonu ve Yamadağ volkanitleri) yerleşmiştir (Gültekin 1993). Maastrihtiyen döneminde en derin konumunu kazanan havza böylece giderek regresif bir karakter kazanmış (Bozkaya ve Yalçın 1992, Gürer 1992) ve zamanla sığlaşmıştır. Sığlaşan bu çökelim ortamındaki gelişmeler, anılan yazarlara göre Orta-Üst Eosen e kadar devam etmiş ve istif Miyosen yaşlı Sincan grubu tarafından uyumsuz biçimde örtülmüştür. Bu süreç, Orta-Üst Kampaniyen de oluşumu başlayan havzanın, Alt Miyosen öncesinde ömrünü tamamladığını düşündürmektedir. Havzaya özgü birimlerin Maastrihtiyen-Paleosen döneminden itibaren giderek regressif özellik taşıması ve izleyen evrelerde de sığ denizel birimlerin havzada gelişmiş olması, ofiyolit yerleşmesi ardından etkin olan gerilmeli rejimin, giderek sıkışmalı bir rejime yerini bıraktığına işaret etmektedir (Gültekin 1993). 18

32 Miyosen den başlayarak gelişimini sürdüren çökel kayaçlar ve volkanik birimler ise, inceleme alanında birbirleriyle uyumsuz ilişkiler sergilemektedir. Bunlar genellikle sığ denizel ve karasal özellikler taşımaktadır. Aralarındaki diskordanslar, özellikle de İnallı formasyonu ve Yamadağ volkanitlerinin tabanında izlenen Pliyosen diskordansı, bölgenin bu dönemde gelişmiş olan epirojenik olaylardan da etkilendiğini göstermektedir (Gültekin 1993). Sivas havzasının yapısal evrimi şekil 3.6 te evresel biçimde şematize edilmeye çalışılmıştır. 19

33 20 Şekil 3.6 Sivas havzasının yapısal evrimi (Yılmaz ve Yılmaz 2006 dan çok az değiştirilerek alınmıştır) 20

34 3.2 Stratigrafi İnceleme alanının yeraldığı Sivas yöresinde yüzeyleyen birimler çok genel biçimde; en altta izlenen temel kayalar (Paleozoyik-Mesozoyik), bunların üzerine gelen Tersiyer ve Kuvaterner kayaları (Senozoyik) ve Mesozoyik-Senozoyik zaman aralığında etkili olmuş magmatik kayalar biçiminde sıralanabilir (Şekil 3.7 ve 3.8). Paleozoyik yaşlı metamorfitler, bölgede yüzeyleyen en yaşlı birimler olup, okyanusal kabuğa özgü ofiyolit parçaları ve ofiyolitli melanj tarafından üzerlenir. Bu birimler Orta Anadolu granitoyidleri ve alkali magmatizma ürünleri tarafından kesilir. Bu topluluk, çoğunluğu sedimanter olan ve kısmen volkanik-piroklastik kayaçlardan oluşan örtü kayaçları ile örtülür (Erler ve Bayhan 1995) Temel kayalar İnceleme alanı ve yakın çevresinde yüzeyleyen Paleozoyik ve Mesozoyik yaşlı temel kayalar; metamorfitler, ofiyolitler ve kireçtaşlarından oluşmaktadır. Temel kayalara ait metamorfik birimleri Seymen (1981); Kalkanlıdağ, Tamadağ ve Bozçaldağ formasyonları olarak, Göncüoğlu (1977) ve Göncüoğlu vd. (1991, 1992) ise; Gümüşler, Kaleboynu, Aşıgediği formasyonları olarak adlandırmıştır. Bu birimler her ne kadar farklı isimlerle anılmış olsa da, Göncüoğlu vd. (1991, 1992) bu birimlerin metamorfizma öncesi istif özelliklerinin, Seymen (1981) in tanımlamış olduğu birimlerin eşleniği olduğunu belirtmektedirler. Bu metamorfiklere ait kayaçlar, Sivas havzası Yukarı Kızılırmak fay zonu kuzeyinde kalan bölgelerde yüzeyler (Şekil 3.5). Metamorfitler üzerine, Neo-tetis okyanusunun kuzey koluna (İzmir-Ankara-Erzincan Okyanusu) ait okyanusal kabuk birimleri yerleşir. Bu birimler; ultramafik kayaçlar, izotropik gabro, plajiyogranit, diyabaz, yastık lavlar ve epi-ofiyolitik çökellerden oluşmaktadır. 21