Prof. Dr. Taner ÜNLÜ danışmanlığında, Yalçın ŞENTÜRK tarafından hazırlanan bu tez tez çalışması tarihinde aşağıdaki jüri tarafından Jeoloji

Transkript

1 ANKARA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ KAZDAĞ MASİFİ (BALIKESİR) METADUNİT, AMFİBOLİT/ METAGABROLARININ JEOLOJİSİ VE TİTAN İÇERİĞİ AÇISINDAN DEĞERLENDİRİLMESİ Yalçın ŞENTÜRK JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ANKARA 2005 Her hakkı saklıdır

2 Prof. Dr. Taner ÜNLÜ danışmanlığında, Yalçın ŞENTÜRK tarafından hazırlanan bu tez tez çalışması tarihinde aşağıdaki jüri tarafından Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı nda Yüksek Lisans Tezi olarak kabul edilmiştir. Başkan Prof. Dr. Cem SARAÇ Prof. Dr. Taner ÜNLÜ Doç. Dr. İ. Sönmez SAYILI Yukarıdaki sonucu onaylarım Prof. Dr. Metin OLGUN Enstitü Müdürü

3 ÖZET Yüksek Lisans Tezi KAZDAĞ MASİFİ (BALIKESİR) METADUNİT, AMFİBOLİT/ METAGABROLARININ JEOLOJİSİ VE TİTAN İÇERİĞİ AÇISINDAN DEĞERLENDİRİLMESİ Yalçın ŞENTÜRK Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman: Prof. Dr. Taner ÜNLÜ Bu çalışmada Kazdağ Masifi (Balıkesir) metaofiyolitlerinin stratigrafik konumları belirlenerek bu kayaçların titan içeriği açısından değerlendirilmesi yapılmıştır. Yüksek dereceli (Amfibolit Fasiyesi) metamorfik kayaçlardan oluşan Kazdağ Masifi içerisindeki metaofiyolitler Tozlu Formasyonu olarak adlandırılmıştır. Metadunit, amfibolit ve metaperidotitlerden oluşan bu birim, amfibollü gnays ve mermer ardalanmasından oluşan Fındıklı Formasyonu üzerine tektonik dokanakla gelmektedir. Tozlu Formasyonu nun üzerine ince bir gnays seviyesi ile mermerlerden oluşan Sarıkız Formasyonu, Sarıkız Formasyonu nun üzerine ise tektonik dokanakla gnayslardan oluşan Sütüven Formasyonu gelmektedir. Titanyum cevherlerinin primer ve sekonder yataklanma tipleri vardır. Primer yataklar için önemli kayaç tipleri anortozit, gabro ve norittir. Çalışma alanında Tozlu Formasyonu içerisindeki amfibolitlerin gabro kökenli olduğu arazi çalışmaları ve mineralojik-petrografik yöntemlerle tespit edilmiştir. Bu doğrultuda alınan örneklerin cevher mikroskobisi yapılmıştır. Buna bağlı olarak belirlenen 23 adet örnek kimyasal analize tabi tutulmuştur. Yapılan kimyasal analiz sonucunda alınan örneklerin titan içeriği açısından değerlendirilmesi ve titan mineralinin Fe, Co, Cr, Ni, Cu, Zn elementleri ile ilişkisi tablolarla ortaya konmuştur. Titanyum cevherinin ekonomik rezerv ve tenörü konusunda kesin bir rakam verilmemekle birlikte % TiO 2 ve birkaç milyon ton rezerv alt sınır olarak kabul edilmektedir. Bu bağlamda Kazdağ metaofiyolitlerinin, gerek mineralojik-petrografik gerekse kimyasal analizler sonucunda titanyum cevherleşmesi açısından çok zengin olmadığı tespit edilmiştir. 2005, 94 Sayfa ANAHTAR KELİMELER: Kazdağ Masifi, Tozlu Formasyonu, metaofiyolit, titan i

4 ABSTRACT Master Thesis THE GEOLOGY OF METADUNITE, AMPHIBOLITE/ METAGABBROS OF KAZDAĞ MASSIVE (BALIKESİR) AND THE EVOLUTION OF THEM IN TERMS OF TITANIUM CONTENT Yalçın ŞENTÜRK Ankara University Graduate School of Natural and Applied Sciences Department of Geological Engineering Supervisor: Prof. Dr. Taner ÜNLÜ In this study, stratigraphical position of metaophiolites of Kazdağ Massive (Balıkesir) is determined and those rocks are examined for their titanium contents. Metaophiolites in Kazdağ Massive, composed of high-degree metamorphic rocks, are called as Tozlu Formation. This unit contains metadunites, amphibolites and metaperidotites and overlain Fındıklı Formation, composed of amphibolite gneiss and marble sequence, with a tectonic contact. Sarıkız Formation which is formed by marbles, comes over Tozlu Formation with a conformable boundary and overlain by Sütüven Formation, which is dominantly composed of gneisses Titanium ores have primary and secondary bedding types. The important rock types for the primary beddings are anorthosite, gabbro and norite. The source of amphiolites in Tozlu Formation is found as gabbro as a result of fieldwork and mineralogical - petrographical methods. Under this scope, ore microscopy of samples are studied. In addition, in order to obtain the titanium content in the study area 23 samples are objected to chemical analyses The results of these analyses and the relationship of titanium with other elements ; Fe, Co, Cr, Ni, Zn; are displayed on graphics and tables. Although economical reserve and grade amounts of titanium vary according to both of these parameters. For instance, for one million ton reserve, the lower limit of TiO 2 content should be %. As a result, according to not only mineralogical petrographical studies but also chemical analyses, Kazdağ metaophiolites are not rich enough for their titanium content. 2005, 94 pages Key Words: Kazdağ Massive, Tozlu Formation, metaophiolite, titanium ii

5 TEŞEKKÜR Kazdağ Masifi (Balıkesir) metadunit, amfibolit/metagabrolarının jeolojisi ve titan içeriği açısından değerlendirilmesi konulu tez çalışması, M.T.A ve İ.T.Ü nün ortaklaşa yürüttüğü Biga Yarımadası ekonomik ve çevre jeolojisi konulu proje kapsamında, Prof. Dr. Taner ÜNLÜ danışmanlığında yılları arasında yürütülmüştür. Tez çalışmamın her aşamasında, mesleki bilgi ve birikimlerini, öneri ve yorumlarını esirgemeyen tez danışmanım Sayın Prof. Dr. Taner ÜNLÜ ye (A.Ü); Görüş ve eleştirileriyle tez çalışmamın şekillenmesinde yardımcı olan Sayın Doç. Dr. İ. Sönmez SAYILI ya (A.Ü); Değerli katkı ve görüşlerini esirgemeyen, engin bilgi ve tecrübelerinden faydalandığım Sayın Dr. Neşat KONAK a (M.T.A); Tez çalışmamı sürdürdüğüm proje kapsamında, arazi ve büro çalışmaları sırasında, bilgi birikimini, tecrübesini, öneri ve yardımlarını esirgemeyen, her zaman bana yol gösteren ve destek olan proje sorumlusu Sayın Dr. Mehmet DURU ya (M.T.A); Arazi ve büro çalışmalarım esnasında bana her türlü desteği veren proje elemanlarından Jeo. Yük. Müh. Sayın Şükrü PEHLİVAN a (M.T.A), kamp şefi jeolog Sayın Hüseyin KAR a (M.T.A); Arazi çalışmalarım esnasında değerli katkı ve yorumlarını esirgemeyen ve bana yol gösteren Sayın Prof. Dr. Muharrrem SATIR a (Tübingen Üniversitesi), Sayın Prof. Dr. Aral OKAY a (İ.T.Ü), Jeo. Müh. Sayın Behçet AKYÜREK e (M.T.A) ; Büro çalışmalarım esnasında, her türlü desteği veren; Jeo. Yük. Müh. Sayın Oktay PARLAK (M.T.A), Jeo. Müh. Sayın Murat ÇİÇEK (M.T.A), Jeo. Yük. Müh. Sayın Rukiye ÇIPLAK (M.T.A), Jeo. Müh. Sayın Adem ÖZATA (M.T.A), Jeo. Yük. Müh. Sayın Nurhan DEMİRSU (M.T.A), Jeo. Yük. Müh Sayın Banu GÜLTEKİN (M.T.A), Jeo. Yük. Müh. Sayın Fatma YAVAŞ (M.T.A), Jeo. Müh. Sayın Aytekin ÇOLAK (M.T.A), Jeo. Yük. Müh. Sayın Haşim AĞRILI (M.T.A), Jeo. Müh. Sayın Beyit YILMAZ (M.T.A), Jeo. Yük. Müh. Sayın Halide DUMANLILAR (M.T.A), Sayın Dr. Özcan DUMANLILAR (M.T.A), Sayın Dr. Tandoğan ENGİN (M.T.A) ve Jeo. Müh. Sayın Tuğba YILDIZ a; Ayrıca çalışmalarımın yürütülmesi esnasındaki sabır ve anlayışlarından dolayı aileme; Yürekten ve sonsuz teşekkür ederim. Yalçın ŞENTÜRK Ankara, Şubat 2005 iii

6 İÇİNDEKİLER ÖZET i ABSTRACT. ii TEŞEKKÜR... iii ŞEKİLLER DİZİNİ.. vi ÇİZELGELER DİZİNİ viii SİMGELER DİZİNİ ix 1. GİRİŞ Çalışma Alanının Tanımı Çalışma Alanının Coğrafik Durumu Çalışma Amacı Çalışma Yöntemi Önceki Çalışmalar GENEL JEOLOJİ Bölgesel Jeoloji ve Jeodinamik Evrim Stratigrafi Fındıklı Formasyonu (Pzf) Tozlu Formasyonu (Pzt) Sarıkız Mermeri (Pzsm) Sütüven Formasyonu (Pzs) MİNERALOJİK VE PETROGRAFİK İNCELEMELER Fındıklı Formasyonu (Pzf) Gnays Şist Mermer Tozlu Formasyonu (Pzt) Amfibolit Metaperidotit Metadunit Serpantinit Metapiroksen Hornblendit Metalerzolit Sarıkız Formasyonu (Pzsm) Sütüven Formasyonu (Pzs) Gnays Amfibolit Milonit Şist CEVHER MİKROSKOBİSİ Amfibolit Metadunit Metaperidotit Gnays Serpantinit Metapiroksen Hornblendit Metalerzolit. 61 iv

7 5. KAZDAĞ MASİFİ NİN METAMORFİZMASI VE YAŞI MADEN JEOLOJİSİ Titanyum Elementinin Fiziksel ve Kimyasal Özellikleri Kullanım Alanları TiO 2 Pigment Kullanımı Titanyum Mineralleri İlmenit (FeO- TiO 2 ) ya da (FeTiO 3 ) Altere ilmenit ve lökoksen Rutil (TiO 2 ) Anatas (TiO 2 ) Brookit (TiO 2 ) Perovskit (Ca TiO 3 ) Sfen ( Titanit ) CaTiSiO Titanyum Cevherinin Yataklanması ve Genel Jeolojik Özellikleri Primer yataklar Sekonder yatakları Jeokimya SONUÇLAR. 80 KAYNAKLAR EKLER. 84 EK 1 EK 2 85 EK EK 4 92 ÖZGEÇMİŞ v

8 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1.1. Çalışma alanı yer bulduru haritası. 2 Şekil 2.1. Türkiye nin tektonik üniteleri (Ketin, 1966). 10 Şekil 2.2. Bingöl (1976) ya göre Permo-Karbonifer de Kazdağ Masifi nin konumu 12 Şekil 2.3. Bingöl (1976) ya göre Alt Triyas ta Kazdağ Masifi nin konumu. 12 Şekil 2.4. Bingöl (1976) ya göre Orta-Üst Triyas-Alt Jura Kazdağ Masifi nin 13 konumu.. Şekil 2.5. Bingöl (1976) ya göre Üst Kretase de Kazdağ Masifi nin konum 14 Şekil 2.6. Bingöl (1976) ya göre Miyosen de Kazdağ Masifi nin konumu Şekil 2.7. Bingöl (1976) ya göre Pliyosen de Kazdağ Masifi nin konumu Şekil 2.8. Türkiye ve çevresinin tektonik birlikleri (Okay ve Tüysüz, 1999) Şekil 2.9. Kazdağ Masifi nin stratigrafik korelasyonu.. 20 Şekil Kazdağ Masifi nin stratigrafik kolon kesiti (Duru ve diğ., 2004). 21 Şekil Fındıklı Dere içerisindeki amfibol gnays ve mermer ardalanması 22 Şekil Fındıklı Formasyonu içerisindeki gözlü gnayslar.. 23 Şekil Fındıklı Formasyonu nun tabanındaki epidot amfibolitler 23 Şekil Fındıklı Formasyonu içerisindeki akma yapıları Şekil Fındıklı ve Tozlu Formasyonları nın genel arazi görünümü. 24 Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki metadunit ve amfibolitlerin arazi 26 görünümü... Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki metadunit ve amfibolitlerin arazi 26 görünümü... Şekil Metaofiyolitler içerisindeki metadunitlerde gelişen foliasyon yapıları. 27 Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki amfibolitlerin kıvrımlı yapıları Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki leopar desenli amfibolitler.. 27 Şekil Sütüven Formasyonu içerisindeki şeritli amfibolitler Şekil Tozlu Formasyonu içerisinde yer alan mercek şeklindeki mermerler Şekil Tozlu Formasyonu nun stratigrafik konumunu gösteren arazi fotoğrafı. 29 (Pzfb:Babadağ Mermeri; Pzta: Tozlu formasyonu amfibolit; Pztd: Tozlu Formasyonu metadunit; Pzsm:Sarıkız Mermeri). Şekil Sarıkız Mermeri nin (Pzsm) arazide genel görünümü Şekil Sarıkız Mermerleri nin altındaki paragnaysların arazi görünümü. 31 Şekil Sarıkız Mermerleri nin altındaki paragnaysların yakından görünümü 32 Şekil Sarıkız Mermeri ve Sütüven Formasyonu nun stratigrafik ilişkisini 32 gösteren arazi görünümü.... Şekil Sütüven Formasyonu nun genel arazi görünümü.. 34 Şekil Sütüven Formasyonu nun genel arazi görünümü.. 34 Şekil Sütüven Formasyonu içerisindeki akma yapıları 34 Şekil Sütüven Formasyonu içerisindeki metagranitlerin arazi görünümü.. 35 Şekil 3.1. Hornblend, epidot, biyotit gnaysın (MB119) 1. ve 2. nikol görünümü 38 (Qzt: Kuvars, Bt: Biyotit, Hbl: Hornblend, Ep: Epidot) Şekil 3.2. Hornblend, epidot, biyotit gnaysın (MB126) 1. ve 2. nikol görünümü 39 (Qzt: Kuvars, Bt:Biyotit, Hbl: Hornblend, Pl:Plajiyoklas Op:Opak Mineral). Şekil 3.3. Biyotit, hornblend gnaysın 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, Bt: 40 Biyotit, Hbl: Hornblend, Chl: Klorit).... Şekil 3.4. Amfibolitlerin (YM 4 ) 1.ve 2. nikoldeki görünümü (Act:Aktinolit) vi

9 Şekil 3.5. Metaperidotitlerin (YM 10 ) 1. ve 2. nikoldeki görünümü (Olv:Olivin, 44 Pyx:Piroksen). Şekil 3.6. Metadunitlerin (YM 15 ) 1.ve 2. nikoldeki görünümü (Olv:Olivin).. 45 Şekil 3.7. Serpantinitlerin (YM 50 ) 1. ve 2. nikoldeki görünümü (Olv:Olivin) Şekil 3.8. Metapiroksen hornblenditin 1. ve 2. nikoldeki görünümü (Chl:Klorit, 47 Cpx:Klinopiroksen)... Şekil 3.9. Metalerzolitlerin (YM 1) 1.ve 2.nikol görünümleri (Pyx:Piroksen, 48 Olv:Olivin). Şekil Sarıkız Mermerinin 2. nikoldeki görünümü (Cal: Kalsit, Se:Serizit) 49 Şekil Biyotit gnaysın (MB181) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt:Kuvars, 50 Pl:Plajiyoklas, Bt:Biyotit, Chl:Klorit)... Şekil Sillimanit, biyotit gnaysın (MB117) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: 51 Kuvars, Bt:Biyotit, Ms:Muskovit, Grt:Granat).. Şekil Klorit biyotit gnaysın (MB185) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, 52 Bt:Biyotit, Ep:Epidot) Şekil 4.1. Amfibolit içerisindeki pirit 56 Şekil 4.2. Amfibolit içerisindeki pentlandit ve limonit. 56 Şekil 4.3. Amfibol gnays içerisindeki ilmenit-rutil-sfen Şekil 4.4. Amfibol gnays içerisindeki limonit ve pirotin.. 58 Şekil 4.5. Amfibol gnays içerisindeki hematit ve manyetit vii

10 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 6.1. Bazı kayaçlardaki ortalama TiO 2 içeriği (% olarak) (Force E.R 1976 Geology and Resurces of titanium özetlenerek) Çizelge 6.2. Jeokimyasal analiz sonuçları.. 75 Çizelge 6.3. Amfibolitlere ait analiz sonuçları 76 Çizelge 6.4. Amfibol gnayslara ait analiz sonuçları Çizelge 6.5. Metadunitlere ait analiz sonuçları Çizelge 6.6. Korelasyon katsayıları 77 Çizelge 6.7. Ti elementinin diğer elementlerle korelasyonu viii

11 SİMGELER DİZİNİ Act Ar Bt Cal Chl Co Cpx Cr Cu Ep Fe Grt Hbl ICPS İ.T.Ü. K Kfs M Ms M.T.A. Ni Olv Qzt Pl PTFE Pyx Rb Se Spn Sr Ti w/w Zn Aktinolit Argon Biyotit Kalsit Klorit Kobalt Klinopiroksen Krom Bakır Epidot Demir Granat Hornblend Inductivety Coupled Plasma Spectrometry İstanbul Teknik Üniversitesi Potasyum K-feldispat Molar Muskovit Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Nikel Olivin Kuvars Plajiyoklaz Özel test tüpü Piroksen Rubidyum Serizit Sfen Stronsyum Titan Ağırlık/Ağırlık Çinko ix

12 1. GİRİŞ 1.1. Çalışma Alanının Tanımı Çalışma alanı Balıkesir ilinin 90 km B-KB sında ve Edremit (Balıkesir), Bayramiç (Çanakkale) ve Ayvacık (Çanakkale) ilçelerinin sınırları içinde olup, 1/ ölçekli Ayvalık İ17-c 1 ve İ17-c 2 paftalarında yer almaktadır. Bölgeye ulaşım Ankara- Bursa- Balıkesir- Edremit karayolu ve stabilize dağ yolları ile sağlanmaktadır. Çalışma alanının milli park sınırları içerisinde kalmasından dolayı yerleşim alanı bulunmamakla birlikte sadece askeri radar ve birkaç yangın gözetleme kulesi bulunmaktadır (Şekil 1.1) Çalışma Alanının Coğrafik Durumu Çalışma alanı Balıkesir ve Çanakkale il sınırları içerisinde, Marmara coğrafi bölgesinin Güney Marmara bölümünde yer almaktadır. Akdeniz iklimine sahip olan bölgede yazlar sıcak ve kurak, kışlar ılık ve yağışlıdır. Ortalama sıcaklık derece, yıllık yağış miktarı mm dir. Çalışma alanında yüksek rakımlı tepeler Karataş Tepe (1774 m), Babadağ (1765 m), Çıplak Tepe (1720 m), Kalabak Tepe, Kırklar Tepe (1710 m), Nenekır Tepe (1646 m), Sarıkız Tepe (1726 m) dir. Önemli dereler ise; Fındıklı Dere, Sarıkız Dere, Karayaprak Dere, Gürlek Dere dir. Çalışma alanının milli park sınırları içerisinde olmasından dolayı yerleşim alanı bulunmamakla birlikte Kazdağına ulaşım Edremit ilçesi, Zeytinli beldesi, Mehmetalan Köyü içinden geçen yol ile sağlanır. Kazdağları binbir pınarları, efsaneleri ve doğal güzellikleriyle bir doğa harikasıdır. Ekonomisi tarıma dayalıdır. Yüzölçümüne göre ekili-dikili alanı en fazla olan bölgemizdir. Sebebi engebenin az, düzlüklerin fazla olmasıdır. Başlıca tarım ürünü zeytindir. Pek çok zeytinyağı ve sabun fabrikası vardır. Dört bir yanı bağlar ve zeytinliklerle çevrilidir. Orman yüzölçümü bakımından % 19 ile Türkiye genelinde 3. 1

13 Şekil 1.1. Çalışma alanı yer bulduru haritası 2

14 sıradadır. Sebze ve meyveciliği gelişmiştir. Ayrıca, pancar, buğday, mısır, elma ve pamuk yetiştirilir. Makineli tarım yaygındır. İklim çeşitliliği yetiştirilen ürünleri de çeşitli kılmaktadır. Ulaşımın kolay olması, sulamanın yaygın olması ve tüketici nüfusun fazla olması nedeniyle tarım gelişmiştir. Türkiye zeytin üretiminde % 27 ile 2. sırada yer almaktadır. Milli gelirimizin % 20 si bu bölgeden karşılanır. Enerji üretimi en az olan bölge olmasına rağmen enerji tüketiminde ilk sıradadır. Bölgede madenler bakımından en zengin il Balıkesir dir. Yüzölçümüne göre 6. sırada yer almaktadır yılında yapılan sayıma göre bölgenin nüfusu 17.3 milyondur Çalışma Amacı Bu çalışmada Kazdağ Masifi metaofiyolitlerinin (metadunit, amfibolit/metagobro) ayrıntılı jeolojik, mineralojik, petrografik ve jeokimyasal yöntemler kullanarak, titan içeriği açısından değerlendirilmesi amaçlanmıştır Çalışma Yöntemi Bu çalışma; büro, arazi ve laboratuvar çalışması olmak üzere 3 aşamada gerçekleştirilmiştir. Büro çalışmaları esnasında arazi ile ilgili öncel çalışmalar derlenmiş, makale ve raporlar incelenmiştir. Bu çalışma doğrultusunda arazide neler yapılacağı tespit edilmiştir. Arazi çalışmaları 2001 ve 2003 yılları arasında Biga yarımadası ekonomik ve çevre jeolojisi projesi kapsamında sürdürülmüş ve bu süre zarfında 1/ ölçekli jeoloji haritası yapılmıştır (EK 1). Haritalama aşamasında Kazdağ Masifi kayaçlarının mineralojik ve petrografik özelliklerinin belirlenmesi ve titan içeriğinin saptanmasına yönelik 90 adet kayaç örneği alınmıştır. 3

15 Laboratuvar çalışmalarında 2004 yılında alınan örneklerin tümünün ince kesiti, 60 örneğin ise cevher mikroskobisi preparatları hazırlanmış ve incelenmiştir. Petrografik ve mineralojik örnekler Zeiss marka alttan aydınlatmalı mikroskop ve Leitz marka üstten aydınlatmalı mikroskop yardımı ile incelenmiştir. Bu inceleme sonucunda, kimyasal analize tabi tutulacak 23 adet örnek saptanmıştır. Saha çalışmalarında alınan 90 adet örneğin 23 adedinin kimyasal analizleri M.T.A Genel Müdürlüğü Laboratuvarlarında yapılmıştır. Kimyasal analiz (ICPS) sonucu kayaçlarda; Ti (titan), Cr (krom), Ni (nikel), Co (kobalt), Fe (demir), Cu (bakır) ve Zn (çinko) değerleri tespit edilmiştir. ICPS analizinde hidroflorik asit (40 % w/w), perklorik asit (60 % w/w), nitrik asit (70 % w/w) ve hidroklorik asit (6 M sulandırılmış, 534 ml, 36 % w/w) olmak üzere 4 adet çözücü kullanılmış ve aşağıdaki işlemler yapılarak bu analiz sonuçları elde edilmiştir; i ) 0,100 gr lık örnekler tartılıp test tüplerine (PTFE) konulur, ii ) Her tüpe nitrik asit (2,0 ml) ve perklorik asit (1,0 ml) eklenip yavaşça sallanarak karıştırılır, iii ) Her tüpe hidroklorik asit (5,0 ml) eklenir ve soğuk blok banyosuna yerleştirilir, iv ) 3 saat 100 ºC de, 3 saat 140 ºC de, 6 saat 190 ºC de tüpler ısıtılır, v ) Asitlerin tamamen buharlaşması veya tüplerin tamamen soğuması gerekir. Daha sonra hidroklorik asit (6M, 2,00 ml) eklenir ve tüpler sıcak blokta ısıtılır (30 dak, 50 ºC) vi ) Tüpler ısıtıcı bloktan alınıp su eklenir (10,00 ml) birkaç dakika tüpler hızlıca sallanır, vii ) Analizler için her tüpteki malzeme numaralandırılmış test tüplerine boşaltılır, viii ) Çözünürlük faktörü bu metod için 120 dir (Thompson 1989). Bütün bu işlemler sonucunda ICPS değerleri elde edilmiş ve çıkan değerlerin bu çalışmada nasıl değerlendirileceği saptanmıştır. 4

16 1.5. Önceki Çalışmalar Çeşitli metamorfik kayaçlardan oluşan Kazdağ Masifi bazı araştırıcılar tarafından çalışılmış ve farklı görüşler ortaya konulmuştur. Bu bölgedeki son çalışma hala devam etmekte olan, M.T.A ve İ.T.Ü nün ortak yürüttüğü Biga yarımadası ekonomik ve çevre jeolojisi projesidir. Çalışma alanı ve çevresinde daha önce yapılmış olan çalışmaların bir kısmı şöyledir: Geis (1953), Kazdağ kuzeyinin jeolojisine yönelik çalışmalar yapmış ve çalışma alanını 3 farklı bölüme ayırmıştır. Metamorfik kayaçların albit epidot şist fasiyesindeki yeşil şistler ve fazla metamorfik mikaşistler, gnayslar ve mermerlerden oluştuğunu ifade etmiş, orta/kaba taneli, bantlı, gri, açık gri gnaysların Kazdağ Masifi nin en yaygın litolojisi olduğunu belirtmiştir. Kazdağ ının, Yunanistan dan Küçük Asya ya uzanan kıvrımlı saha içerisinde yer aldığını söylemiştir. Kaaden (1957), gnaysların içine, bunlarla birlikte amfibolit fasiyesi için karakteristik olan metamorfizmaya maruz kalan dunitler, piroksenitler ve enstatit serpantinitlerin enterkale olduğunu belirtmiştir. Masifin hornblendli, biyotitli- kuvarslı, plajioklaslı gnayslardan, biyotit- kuvarslı- plajioklaslı gnayslardan, granat içeren kuvarslıhornblendli- plajioklaslı gnayslardan, mermer hornblendli şistlerden albitli, hornblendlikloritli şistlerden, diyopsitli şistlerden, masif tremolit içeren piroksenlerden, ortognayslardan, olivinli şistlerden meydana geldiğini söylemiştir. Schuiling (1959), Kazdağ gnays masifinin bölgenin çekirdeğini teşkil ettiğini ve KD- GB istikametinde yaklaşık 45 km uzanım, 15 km genişlik gösterdiğini söylemiş, gnaysların epimetamorfik Paleozoik şistlerle diskordan olarak örtüldüğünü ve bu şistlerin sadece genç Paleozoik yaşlı intrüzif granodiyorit masiflerinin kontak metamorfizma etkisinde kaldıkları yerlerde yüksek metamorfizma derecesi gösterdiğini belirtmiştir. Gnays serisinin esas olarak biyotit-plajioklas gnaysları içerdiğini ve bununla birlikte, diyopsit amfibol gnayslar, granat amfibolitler, tremolit felsler, piroksenitler, enstatit serpantinitler, olivin şistler, epidot gnayslar, sillimanit-biyotit 5

17 gnayslar, biyotit-muskovit gnayslar ve muskovit kuvarsitlerin ikinci derecede önemli olduğunu, gnaysların karakteristik olarak kalker-magnezyum izlerini taşıdığı, sillimanitin nadir olarak bulunduğunu, alkalifeldispata masifin kenarına yakın olan yerlerde rastlandığını, piroksenitlerin hemen hemen monomineral olan amfibolfelslerin, serpantinitlerin ve olivin şistlerin istisna teşkil ettiğini, gnaysların kenar kısımlarında Paleozoik şistlere uygunluk gösterdiğini ve bununla birlikte şistlerle gnayslar arasında devamlı bir geçişin tespit edilemediğini belirtmiş ve gnayslarda K-G yönlü belirgin bir lineasyonun varlığını ortaya koymuş, lineasyonun daha çok levhalar halinde ortaya çıktığını, paralel yataklanmış minerallerde mesela amfibol, biyotit, muskovit, plajiyoklas, olivin ve sillimanitlerde kendini gösterdiğini belirtmiştir. Gümüş (1964), tarafından bölgenin genel jeoloji ile ilgili çalışmasında, metamorfik kayaçları Silüriyen- Devoniyen yaşlı olarak düşünmüş ve onlarla ara katkılı karbonat ve silisli tabakaların bulunduğunu ifade etmiş, üstte Permiyen yaşlı granodiyoritin tüm metamorfik kayaçları etkilediğini ve skarn zonları meydana getirdiğini kabul etmiş, Triyasın Paleozoyik üzerine transgresif olarak geldiğini belirtmiştir. Aslaner (1965), tarafından bölgenin genel jeoloji ile ilgili çalışmasında, aralarında bantlar halinde amfibolitlerin bulunduğu temeldeki biyotitli, amfibollü gnayslar üzerinde orto amfibolitlerin, mermerlerin, doleritlerin ve serpantinlerin geldiğini ve bu istifin epimetamorfik şistlerle son bulduğunu söylemiştir. Bingöl (1968 ve 1969), Kazdağ Masifi nin, orta basınç amfibolit ve yeşil şist fasiyesinde alttan üste doğru metadunit, metagabro- piroksenit, amfibolit, paragnays, mermer ve epimetamorfik şistlerden oluştuğunu belirtmiş, masifin dom morfolojisinde olduğunu açıklamıştır. Kazdağ Masifi nin stratigrafisini 3 birim olarak incelemiştir. Bunlar alttan üste doğru Bazik ve Ultramafik Formasyonlar, bunun üzerine Silikoalimünli Formasyonlar ve en üstte Karbonatlı Formasyonlar olarak adlandırılmıştır. Tüm bu formasyonların üzerine Karakaya Formasyonu nu diskordans olarak getirmiştir. Karakaya Formasyonu içerisinde Permo-Karbonifer yaşlı egzotik kireçtaşı blokları kapsayan metakuvarsit, feldispatik kumtaşı, silttaşı, mikrokonglomera, 6

18 metaspilitik-bazalttan oluşan Alt Triyas yaşlı birimler olarak ilk kez Bingöl vd (1973) tarafından tanımlanmıştır. Bingöl (1968 ve 1971), tarafından yapılan izokron yaş tayinleri sonucu alınan numuneler Rb-Sr ve K-Ar metotları ile jeokronolojik analizlere tabi tutulmuş ve Kazdağ Masifi kayalarından Karbonifer-Triyas izokron yaşları elde edilmiştir. Alınan 12 adet örnekten masifin son metamorfizma yaşının 25 ± 3 milyon sene, bir önceki metamorfizmanın ise 233 ± 24 milyon yıl olduğunu tespit etmiştir. Bilgin (1969), bölgenin morfolojik özelliklerine yönelik çalışmasında, Miyosen yaşlı şeyl ve silttaşlarının sarp bir şekilde 1700 metreye yükselen Kazdağı nın hemen güneyinde yer almasının, Kazdağı nın yükselmesinin Miyosen sonrası, muhtemelen Pliyosen de olduğunu söylemiştir. Bingöl vd (1973), Biga Yarımadası güneyinde, Edremit Körfezi- Kalkım ve Çan arasında uzanan ve Karakaya Kompleksi tarafından örtülen metamorfik kayaçlar Kazdağ Masifi olarak tanımlamışlardır. Bölgenin en eski kayaç topluluğu olarak nitelendirdikleri Kazdağ ın çekirdeğini oluşturan gnays, amfibolit ve mermerler 50 km uzunluğunda ve GB-KD uzanımlı muhtemelen Geç Tersiyer yaşlı çok sayıda granodiyoritlerce kesilmiş, kompleks bir antiklinoryum oluşturduğunu belirtmişlerdir. Kazdağı nı en eskiden yeniye doğru Tozlu Formasyonu (serpantinleşmiş dunitler (Babadağ üyesi)), tabakalaşmış metagabrro (Boluca üyesi), amfibolitler (Kozburun üyesi)), Bozağaç Tepesi Formasyonu (gnayslar), Sarıkız Formasyonu (mermer) olarak ayırmışlardır. Gözler vd (1984), Kazdağ Formasyonu nu en alttan itibaren granitik gnayslar, gnayslar, mermerler, amfibolit, metadunit, serpantinit şeklinde ayırtlamışlardır. Bu birimin üstteki litoloji ile ilişkisinin tam tespit edilemediğini ve arazide genellikle bantlı veya gözlü yapıda olduğunu Biga Yarımadası Metamorfitlerinin iyi foliasyon gösterdiklerini belirtip bölgedeki gnaysları alttan üstte doğru şöyle sıralamıştır; a) Sillimanit-biyotitmuskovit-granat-ortoklas, b) Stavrolit-disten-biyotit-granat, c) 1. Piroksen-diyopsitskapolit-kalsit ve 2. Biyotit-amfibol-epidot-granat 7

19 Gözler (1986), gnayslarda stavrolit, disten ve silimanitin varlığını saptayarak masifin amfibolit fasiyesinde metamorfizma geçirdiğini belirtmiş, Kazdağ ın zirve kesimlerinde metaofiyolitlerin yüzeylediğini ve bunlarında Kazdağ Masifi nin diğer litolojileri ile beraber aynı metamorfizma ve deformasyonu geçirdiğini belirtmiştir. Papanikolaou ve Demirtaşlı (1987), Kazdağ Masifi ni Yunanistan daki Rodop Masifi ile, Nilüfer Birimi ni ise Rodop Kenar Kuşağı ile deneştirmiştir (Okay vd 1990 dan alınmıştır). Okay vd (1990), Kazdağ Grubu nun doğuda Karakaya Kompleksi, batıda ve kuzeyde ise Geç Kretase yaşlı Çetmi Ofiyolit Melanjı tarafından tektonik olarak örtüldüğünü, Kazdağ Grubu nun temelinin gözlenemediğini, orta-kaba taneli, bantlı, gri, açık gri renkli gnaysların Kazdağ Grubu nun en yaygın litolojisi olduğunu, Kazdağ Grubu nun toplam yapısal kalınlığının 10 km nın üzerinde olduğunu, Nilüfer Birimi ile olan doğu dokanağına yakın kesimlerde amfibolit ve mermer ardalanmasından oluştuğunu belirtmiştir. Okay (1991), Kazdağ Masifi nin üst kesimlerinin Karakaya Kompleksi ne ait Nilüfer Birimi nin alt kesimlerine, alt kesimlerinin ise Karakaya Kompleksi nin temeline karşılık geldiğini belirtmiştir. Okay ve Satır (2000), Kazdağ Masifi nin batı kesiminin felsik gnays, kalksilikatik gnays, amfibolit, mermer ve az oranda migmatit ile metaserpantinit ardışımından oluştuğunu ve orta dereceli gnaysların en yaygın litoloji olup, mostranın %60 ını oluşturduğunu ayrıca diopsit içeren amfibolitlerin gnays ve mermer içinde birkaç metre kalınlıkta görüldüğünü, Kazdağ Grubu kayalarından elde edilen Oligo-Miyosen radyometrik yaşlardan bu kayaların Oligo-Miyosen de derin bir şekilde gömülü olduklarını belirtmişlerdir. Duru vd (2004), Masifin kıvrım ekseninin KD-GB doğrultulu ve her iki yöne dalımlı bir antiklinoryum şeklinde olduğunu belirtmiş ve Kazdağ Grubu metamorfitlerini alttan üste doğru Fındıklı ve Tozlu Formasyonları, Sarıkız Mermeri ve Sütüven Formasyonu 8

20 olarak ayırmış ve masifin Miyosen sonrasında gelişen sıyrılma ve yanal atımlı faylarla dom şeklinde yükselerek bugünkü konumunu kazandığını belirtmişlerdir. 9

21 2.GENEL JEOLOJİ 2.1. Bölgesel Jeoloji ve Jeodinamik Evrim Ketin (1966), Pontidler, Anatolidler, Toridler ve Kenar Kıvrımlar olmak üzere Türkiye yi kuzeyden güneye doğru 4 tektonik birliğe ayırmıştır (Şekil 2.1). Kuzeybatı Anadolu Bölgesinde Pontidler ve Anatolidlerin sınırdaş olduğunu ve Pontidler ve Anatolidler arasında İzmir-Ankara-Erzincan Kenedi olarak adlandırılan bu sınırın Neotetis Okyanusu nun kuzey koluna ait ofiyolitler ile temsil edildiğini belirtmiştir. Çalışma alanı Ketin (1966) in Pontidler olarak tanımladığı tektonik birlik içerisinde yer almaktadır. Şengör ve Yılmaz (1981) ve Okay vd (1990) Pontidler içerisinde Sakarya Kıtası nı tanımlamışlardır. Şekil 2.1: Türkiye nin tektonik üniteleri (Ketin, 1966) Kazdağ Masifi, Sakarya Kıtası nın temelinde ve tektonik pencere şeklinde yüzeylemektedir (Okay vd 1990). Kazdağ Masifi üzerinde Triyas- Miyosen yaşlı litoloji birimleri tektonik olarak bulunmaktadır. Bu litoloji birimlerinin tabanında Sakarya Kıtasına ait olan Karakaya Kompleksi yer almaktadır. Bazik volkanit, spilit, grovak, kumtaşı ve mercekli kireçtaşlarından oluşan ve içinde farklı boyutlarda Permo- 10

22 Karbonifer yaşlı kireçtaşı blokları bulunduran Karakaya Kompleksi ilk defa Bingöl 1968 tarafından tanımlanmış, Bingöl vd 1973 tarafından formasyon mertebesinde adlandırılmış ve bu birimin yaşı Alt Triyas olarak tespit edilmiştir. Daha sonra Okay vd (1990) ise içerisinde farklı tektonostratigrafik birimlerin (Nilüfer Birimi, Çal Birimi, Orhanlar Grovağı ve Hodul Birimi) bulunduğu Triyas yaşlı Karakaya Kompleksi olarak tanımlamıştır. Karakaya Kompleksi kayaçları düşük-orta basınç/düşük sıcaklık koşullarında ve düşük yeşil şist fasiyesinde metamorfizmaya uğramışlardır (Bingöl vd 1973). Karakaya Kompleksi üzerinde açılı uyumsuzlukla Liyas yaşlı Bayırköy Formasyonu (ilk defa Granit Tintant, 1960 tarafından Bilecik in kuzeyinde Bayırköy yöresindeki Liyas yaşlı kumtaşlarına Bayırköy Kumtaşı adını vermiştir, Altınlı 1973 birkaç litoloji türü içermesi nedeniyle Bayırköy Formasyonu olarak isimlendirmiştir), Geç Jura-Erken Kretase yaşlı Bilecik Formasyonu (ilk olarak Granit ve Tintant 1960 tarafından tanımlanmıştır, daha sonra aynı birim Altınlı 1973, Saner 1980, Okay vd 1990 tarafından da aynı isimle adlandırılmıştır) ve Soğukçam Formasyonu (Kretase yaşlı mikritik yarı pelajik kireçtaşları ilk defa Altınlı 1973 tarafından adlandırılmıştır) bulunmaktadır. Bunların üzerinde tektonik konumlu Üst Kretase yaşlı Ofiyolitli karışık gelmektedir. Ofiyolitli karışığın üzerinde uyumsuzlukla Eosen yaşlı filiş ve Oligo- Miyosen yaşlı volkanotortullardan oluşan birimler bulunmaktadır. Tüm bu birimler Oligo-Miyosen yaşlı granodiyoritler tarafından kesilmektedir. Kazdağ Masifi nin ilk metamorfizma yaşı Rb-Sr ve K-Ar metodları ile Karbonifer başlangıcı olarak tespit edilmiştir (Bingöl 1971, Bingöl vd 1973). Son metamorfizma yaşı ise Oligo-Miyosen dönemde olmuştur (Bingöl 1971, Bingöl vd 1973, Okay ve Satır 2000). Buna göre Kazdağ metamorfitlerinin son metamorfizma koşulları; masifin 15 km derinde olduğunu ve Oligo-Miyosen den itibaren bugünkü konumuna yükseldiğini göstermektedir (Okay ve Satır 2000). Bingöl (1976), Batı Anadolu nun temel kayaçlarının, büyük olasılıkla Antekambriyen de meydana geldiğini, fakat farklı jeolojik evrim geçirerek farklı yaşlara sahip Menderes, Kazdağ ve Uludağ Masifleri nden oluştuğunu, bu üç masifin kapladığı alanın Permo-Karbonifer e kadar karasal olduğunu belirtmiştir (Şekil 2.2). 11

23 Şekil 2.2. Bingöl (1976) ya göre Permo-Karbonifer de Kazdağ Masifi nin konumu Bu masiflerin Permo-Karbonifer de sığ deniz altında kaldığını, masiflerin birbirinden ayrılmasının (okyanuslaşma) Üst Permiyen sonu Alt Triyas ta başladığını belirtmiştir (Şekil 2.3). Şekil 2.3. Bingöl (1976) ya göre Alt Triyas ta Kazdağ Masifi nin konumu Bu okyanuslaşmaya bağlı olarak tansiyon kuvvetlerinin, Menderes Masifi ve Kazdağ Masifi arasında Karakaya Formasyonu nu oluşturduğunu saptamıştır. Masiflerin, Alt Triyas sonunda kısmen birbirlerine yaklaşmış olmaları gerektiğini belirtmiş ve bunu da Orta-Üst Triyas; Alt-Orta-Üst Jura-Alt Kretase kıvrımlanmış Alt Triyas üzerine transgresif gelmesi ile açıklamıştır (Şekil 2.4). 12

24 Şekil 2.4. Bingöl (1976) ya göre Orta-Üst Triyas-Alt Jura Kazdağ Masifi nin konumu Birer mikro kıta olarak hareket eden masiflerin en genç çarpışmasının ve büyük olasılıkla Menderes Masifi nin, Kazdağ ve Uludağ masiflerinin altına dalmasının Üst Kretase de meydana geldiğini ileri sürmüştür (Şekil 2.5). Eosen-Oligosen de Kuzeybatı Anadolu nun tümüyle yükseldiğini, Miyosen de daha çok senklinaller içinde, daha eski litolojilerle diskordans Miyosen kaba klastik ve gölsel sedimentlerin çökeldiğini, Orta Miyosen den itibaren ise felsik, genellikle de asidik volkanizmanın geliştiğini belirtmiştir (Şekil 2.6). Genellikle kalkalkali kimyasal bileşimdeki volkanik kayaçların üst kabuk ve üst kabuk ile okyanus tabanı malzemesi karışımından türemiş olduğunu belirtmiş, Pliyosen de bölgesel yükselmenin devam ettiğini ve oluşan gerilim kuvvetleriyle kabaca D-B yönlü grabenlerin meydana geldiğini savunmuştur (Şekil 2.7). 13

25 Şekil 2.5. Bingöl (1976) ya göre Üst Kretase de Kazdağ Masifi nin konumu Şekil 2.6. Bingöl (1976) ya göre Miyosen de Kazdağ Masifi nin konumu Şekil 2.7. Bingöl (1976) ya göre Pliyosen de Kazdağ Masifi nin konumu 14

26 Yılmaz (1985), Geç Eosen-Erken Miyosen döneminde Batı-Orta Anadolu daki K-G yönlü sıkışma sonucu masiflerin altına daha fazla malzeme yerleştiğini ve kalınlaştıklarını ve bu masiflerin derin kesimlerinde kısmi kabuksal ergimelerin başladığını ve böylece Batı Anadolu da asidik volkanizma ve plütonizmanın geliştiğini ileri sürer. Gözler (1986), Kazdağ Masifi nin bugünkü yapısını kazanmasında Paleozoyik ya da öncesi kompresyon hareketlerinin önemli rol oynadığını ancak sadece bu hareketlerle masifin bugünkü yapısını kazanamayacağını söylemiş, Üst Triyas ta görülen bindirme ve yeni tektonik faliyetlerin sonucu oluşan doğrultu atımlı faylar ile bu faylara bağlı gelişen düşey fayların da masifin bügünkü yapısını kazanmasında etkili olduğunu belirtmiştir. Yaptığı çalışmada birden fazla orojenezin olduğunu savunmuştur. Kazdağ Masifi nin ilk yükselimi sırasında orojenez ve birlikte gelişen metamorfizma ile aynı yaşta olan doğrultu atımlı fayların metamorfik kayaçları tamamiyle etkilediğini ve bu fayların masifin bugünkü yapısını kazanmasında önemli rol oynadığını belirtmiştir. Normal fayların hem masifin ilk yükselimi hem de genç tektonik hareketlere bağlı olarak geliştiğini ve masifte genel olarak güney blokların düştüğünü ve KD-GB doğrultunun hakim olduğunu tespit etmiştir. Bindirme faylarının ise tüm Biga Yarımadası nda Üst Permiyen-Üst Kretase yaş aralığında geliştiğini ve bu fayların genelde KD-GB ve K-G doğrultuda, eğimlerinin ise K-KB olduğunu saptamıştır. Karakaya Grubu birimlerinin, okyanus kabuğu dilimlerinin kıtasal kabuk üzerine yürümesi esnasında gelişmekte olan flişin kıtasal kabuk üzerine itildiğini, temel kayaçlarda izlenen kataklastik yapıların bu tektonik süreç içinde oluştuklarını ve ikinci metamorfizma yaşının da bu bindirmelerden sonra olduğunu (Liyas öncesi) düşünmüş, Liyas birimlerinin, Triyas ve daha yaşlı birimler üzerine uyumsuz olarak bulunması ve Alt Kretase ye kadar şelfte sığ denizel karbonat çökelimi şeklinde devam etmesini, bölgenin Alt Kretase ye kadar nispeten sakin olduğunu, Eosen de volkanik tüflerle birlikte çökelen sedimanların oluşturduğu volkano-sedimanter bir fasiyeste olduğunu, Miyosen de ise gölsel sedimanların volkanitlerin ve detritiklerin birbiriyle ardalanmalı bir istif sunduğunu, bölgede tektonik aktivitenin Miyosen de tekrar canlandığını belirtmiştir. 15

27 Okay (1984), Pontidlerin; Istıranca Masifi, İstanbul Napı ve Sakarya Zonu olmak üzere üç ana zondan oluştuğunu ve Sakarya Zonu na ait metamorfik kayaların Biga Yarımadası ndan Eşkişehir ve Ankara çevresine kadar uzandığını belirtmiştir. Sakarya Zonu nun, deforme olmuş ve genellikle metamorfizma geçirmiş Jura öncesi bir temel ile çok az deformasyona uğrayan ve hiç metamorfizma geçirmeyen Jura-Tersiyer örtüden oluştuğunu belirtmiş ve Jura öncesinde temeli üç birime ayırmıştır. (Okay, 1984; Okay vd 1990); Karakaya Kompleksi, Karakaya öncesi birimler ve Kazdağ Grubu. Okay vd (1990), Gelibolu ve Biga yarımadalarında kuzeydoğu-güneybatı yönünde uzanan Tersiyer öncesi birimleri, Gelibolu, Ezine, Ayvacık-Karabiga ve Sakarya Zonu olmak üzere 4 tektonik birliğe ayırmışlardır. Kazdağ metamorfitlerini tektonik olarak Karakaya Birimleri üzerlemektedir. Biga Yarımadası nda Erken Tersiyer Alpin olayının ofiyolitli melanj birimlerinin kıtasal kökenli kayalar üzerine yerleşmesi olduğunu belirtmiştir. Bu iki birim arasındaki tektonik dokanakların çoğunun ya Neojen kayaları ile örtüldüğünü veya Geç Tersiyer yaşta dik eğimli faylar halinde meydana geldiğini ve bu önemli Erken Tersiyer bindirmelerinin korunmuş örneğinin ise Alakeçi Milonit Zonu ile teşkil edildiğini tespit etmişlerdir. Geç Permiyen de kuzeybatıda pasif kıta kenarında Permo-Karbonifer de 1000 m. den fazla kalınlıkta sığ denizel karbonatların çökeldiği bir karbonat platformunun yer aldığını, güneydoğuda ise yarı okyanusal, yarı kıtasal kabuk üzerinde gelişmiş bir mağmatik yay bulunduğunu saptamışlardır. Nilüfer Birimi ve Kazdağ Grubu nun üst kesimlerinin yay içi ve muhtemelen yay önü çökellerini, Orhanlar Grovakı nın ise klastik sedimanlarla beslenen hendek prizması çökelleri ile temsil edildiğini belirtmişlerdir. Mağmatik yayın güneydoğusunda Toridlere kadar uzanan yaygın bir denizel karbonat platformunun yer aldığını ve Ezine zonunun aksine Sakarya Zonu nda Permiyen karbonatlarının daha ince olup Variskan (?) bir kristalen temel üzerine çökeldiğini saptamışlardır. Permiyen sonunda karbonat platformunun yayardı konumunda olan bir kesimin riftleşmeye başladığını, riftleşme başlamadan önce Sakarya Zonu nda ve muhtemelen Anatolid- Torid platformunun kuzey kesiminde yaygın bir yükselmenin meydana 16

28 geldiğini, riftleşmeye yaygın bir bazik volkanizma ve rift omuzlarını oluşturan Üst Permiyen karbonatlarından malzemesini alan olistostromların eşlik ettiğini ve bugünkü coğrafyaya göre ekseninin Kazdağ ile Bandırma arasından geçtiğini belitmişlerdir. En Geç Permiyen- Erken Triyas ta Paleotetis in güneydoğuya bakan pasif kıta kenarı üzerine bir ofiyolit üzerlemesi geldiğini, bu üzerlemeninde Geç Kretase de pasif kıta kenarının güneydoğuya dalan bir dalma-batma zonu içine Geç Permiyen de girmesi sonucu meydana gelmiş olabileceğini söylemişlerdir. Karakaya riftinin Triyas sonunda kapandığını belirtmişlerdir. Karakaya Rifti nin kapanmasına yol açan kompresyonun Geç Triyas ta Paleotetis in kapanması ve bunun sonucu olarak Ezine ve Sakarya zonlarının çarpışması ile başladığını belirtmiş, Biga Yarımadası nda Triyas ta bindirmelerin, dalma-batma zonunun eğimine ters yönde geliştiğini söylemişlerdir. Karakaya Orojenezi sonrasında en geç Geç Triyas ve Erken Liyas ta Biga Yarımadası nın yükselip aşındığını ve Liyas ta molas tipi klastikler ile tanımlanan bir transgresyona uğradığını, Geç Jura ile Orta Kretase arasında Biga Yarımadası, kuzeyde Pontid-içi Okyanusu na, güneyde ise İzmir- Ankara Okyanusu na bakan bir kıtasal şelf oluşturduğunu belirtmişlerdir. Kretase-Paleosen ofiyolitli melanjlarının yerleşmesine bağlı olarak gelişen Alpin bindirmeler olduğunu, Biga Yarımadası nda kıta kabuğunun kalınlaşması ve dolayısı ile Geç Tersiyer kısmi ergimesi ve yaygın Geç Oligosen-Erken Miyosen kalkalkalen mağmatizmasına yol açtığını ifade etmişlerdir. Okay vd (1990), Biga Yarımadası nda doğrultu atımlı faylanmanın Erken Miyosen de başladığını belirtmişlerdir. Doğrultu atımlı faylanmanın Küçükkuyu ile Bandırma arasında yer alan kuzeydoğu-güneybatı gidişli bir zonda yoğunlaştığını ve bu zonun minimum yanal atımı 8 km yi bulan birçok doğrultu atımlı faylardan oluştuğunu saptamışlar (Siyako vd 1989). Kazdağ ve Yolindi Metagranodiyoritleri nin bulunduğu bölgelerin bu doğrultu atımlı fay zonundaki sıkışmalı bölümleri oluşturduğunu, kuzeyden ve güneyden önemli doğrultu atımlı faylarla sınırlanmış Kazdağ silsilesinin günümüzde de bir basınç sırtı halinde yükselmeye devam ettiğini belirtmişlerdir. 17

29 Okay ve Tüysüz (1999), yaptıkları çalışmada, güneyde Anatolid-Torid Bloğu ve kuzeyde Istranca ve İstanbul zonları ile sınırlanan, D-B uzanımlı olan ve yaklaşık 1500 km uzunluğunda, 120 km genişliğindeki kıtasal parçanın Sakarya Zonu olduğunu ifade etmişlerdir (Şekil 2.8). Şekil 2.8. Türkiye ve çevresinin tektonik birlikleri (Okay ve Tüysüz, 1999) Duru vd (2004) Kazdağ Metamorfitleri ile Permiyen-Miyosen kayaçların tektonik dokanaklı, Pliyosen yaşlı sedimanter birimlerin ise diskordan konumlu olduğunu belirtmiştir. Kazdağ Metamorfitleri yle eğim atımlı normal fay dokanaklı Miyosen yaşlı Küçükkuyu Formasyonu içerisinde metamorfit çakıllarına rastlanılmaması, sadece Pliyosen yaşlı Bayramiç Formasyonu nda Kazdağ Masifi çakıllarının bulunması nedeniyle masifin yükseliminin Miyosen sonrası olduğunu belirtmişlerdir. Ayrıca masifin etrafında aktif fayların sayesinde masifin hala yükselmeye devam ettiğini ifade etmektedirler. Fındıklı Formasyonu, Tozlu Formasyonu, Sarıkız Mermeri ve Sütüven Formasyonu nun son metamorfizma öncesi tektonostratigrafik olarak istiflenmesi, son metamorfizmayı hepsinin birlikte geçirmesi ve bu birimler arası geçişlerde keskin 18

30 dokanak olması ayrıca Sütüven Formasyonu ve Fındıklı Formasyonları nın inceleme alanının batı bölgesinde Tozlu Formasyonu ve Sarıkız Mermeri olmadan direkt yan yana gelmesi gibi özelliklerinden yararlanarak bunların son metamorfizma öncesi yan yana gelmiş naplar olduğunu tespit etmişlerdir Stratigrafi Kazdağ Masifi nin stratigrafisine yönelik çalışmalar Bingöl (1968 ve 1969), Bingöl vd (1973), Gözler vd (1984), Gözler (1986), Duru vd (2004) tarafından yapılmış ve Kazdağ Masifi istifi litostratigrafik tanımlamalar için bu bölgede son olarak MTA ve İTÜ nün ortaklaşa yürüttüğü Biga Yarımadası nın ekonomik ve çevre jeolojisi konulu proje kapsamında Kazdağ Masifi nin stratigrafisine yönelik çalışmalar da yapılmıştır (Şekil 2.9). Bu çalışmaya göre Kazdağ Masifi alttan üste doğru mermer ve amfibollü gnays ardalanması (Fındıklı Formasyonu), daha üstte metaofiyolitler (Tozlu Formasyonu), Sarıkız Formasyonu ve en üstte ise kuvarso-feldispatik gnayslar (Sütüven Formasyonu) olarak ayırtlanmıştır (Duru vd 2004) (Şekil 2.10). Bu çalışmada stratigrafik birim adlamaları Duru vd (2004) e göre yapılmştır Fındıklı Formasyonu (Pzf) Bu formasyon adlaması ilk defa Duru vd (2004) tarafından yapılmıştır. Amfibol gnays ve mermer ardalanmasından oluşmaktadır. Fındıklı Formasyonu içerisindeki amfibol gnayslar, Bingöl vd (1973) tarafından metaofiyolitlerin içerisinde Kozburun amfibolit üyesi olarak incelenmiş ve haritalanmıştır. Fındıklı Formasyonu nun litoloji özelliklerinin en iyi izlendiği, Arıtaşı köyünün doğusundaki Fındıklı Dere, tip yeri olarak seçilmiştir. Birim, inceleme alanının güney bölümlerinde Kozburun Tepe, Mandıra Tepe, Kubar Tepe, Gemiburnu Tepe, Çatı mevkii, Öküz Çukuru mevkii, Şahin Deresi, Zeybek Tepe arasında yüzeylemektedir. Kazdağ antiklinoryumunun çekirdeğinde yeralan Fındıklı Formasyonu nun alt dokanağı inceleme alanında gözlenmemektedir. Genel olarak mermer gnays ardalanmasından oluşan Fındıklı Formasyonu içerisinde, kalınlıkları m arasında değişen 6-7 adet 19

31 Şekil 2.9. Kazdağ Masifi nin stratigrafik korelasyonu 20

32 Şekil Kazdağ Masifi nin stratigrafik kolon kesiti (Duru vd 2004) 21

33 mermer seviyeleri ayrılmıştır (Şekil 2.11). İstif içerisindeki mermerler arasında m kalınlığında gnays bantları bulunmaktadır. Mermerler kendi içerisinde küçük dalgalanmalar şeklinde eğim değişimleri göstermektedir. Formasyon içerisindeki mermerler yapısal ve dokusal özelliklerindeki farklılıklar ve haritalama kolaylığı açısından değerlendirilerek Altınoluk (Pzfa) ve Babadağ (Pzfb) üyelerine ayırtlanmıştır. Yapısal olarak en üst mermer seviyesi metaofiyolitlerin altına gelen Babadağ Mermer üyesidir. Diğer mermerler ise Altınoluk Mermer üyesi olarak ayırtlanmış ve haritalanmıştır. Altınoluk üyesi genel olarak beyaz, pembe renkli, orta-ince taneli ve şeker dokulu görünümdedir. Altınoluk Mermerleri inceleme alanının güneygüneybatısında yeralmakta olup Zılgın Dere, Öküzçukuru mevkii, Fındıklı Dere, Kapaklıyayla, Ardıçlı Tepe, Elmaalan Tepe ve Gemiburnu sırtında yüzeylemektedir. Babadağ üyesi beyaz, kirli beyaz, gri renkli, diğer mermerlere göre iri kristalli ve kalın bir mermer seviyesi olarak arazide görülmektedir. Özellikle Kazdağları nın zirvesinde ve güneydoğusunda yeralmakta olup Kalabak Tepe, Yelpez Tepe, Kozlu Dere, Tuzlu Dere, Elmaalan Tepe ve Ayıçukuru sırtında gözlenmektedir. Şekil Fındıklı Dere içerisindeki amfibol gnays ve mermer ardalanması Mermerler arasında kalın bantlar oluşturan gnayslar mavimsi yeşil, fıstık yeşili, yeşil renkte, iyi foliasyonlu, altta ve üstte mermerlerle geçişlidir. Fındıklı Formasyonu mermerleri haricindeki litolojilerin arazi ve petrografik incelemelerde çoğunlukla gnays, kalksikatik gnays, şist ve amfibolit litojilerinden oluştuğu saptanmakla birlikte, gnayslar 22

34 hakim litolojiyi oluşturmaktadır. Arazide Sütüven Formasyonu gnayslarından daha koyu renge sahip olan Fındıklı Formasyonu gnayslarının daha yoğun olarak amfibol minerali içermesi nedeniyle amfibollu gnays olarak adlandırılmıştır. Formasyonun üst seviyelerine doğru ve özellikle Babadağ Mermeri altında kuvarsşist ve gözlü gnayslarda görülmektedir (Şekil 2.12). Formasyonun alt kesimlerinde (Tuzlu Pınarı, Ayvalı Dere, Zığın Tepe) amfibol miktarının arttığını, kayacın içine epidot ve granat girdilerinin olduğu görülmektedir (Şekil 2.13). Yer yer gnays ve mermerler birbirlerinin içerisinde kamalanarak kaybolurlar. Gnays ve mermerler aynı eğim ve doğrultuya sahiptirler. Fındıklı Formasyonu nun tip lokalitesi olan Fındıklı Dere de gnays ve mermerler içerisinde akma yapıları gözlenmektedir (Şekil 2.14). Şekil Fındıklı Formasyonu içerisindeki gözlü gnayslar Şekil Fındıklı Formasyonu nun tabanındaki epidot amfibolitler 23

35 Şekil Fındıklı Formasyonu içerisindeki akma yapıları Fındıklı Formasyonu Bingöl vd (1973) tarafından Kozburun Formasyonu olarak Tozlu Formasyonu içerisinde incelenmiş olup Tozlu Formasyonu nu oluşturan üyelerin tek bir mağmanın farklılaşmasından meydana geldiğini belirtmiştir. Duru vd (2004) ise arazi ve petrografik gözlemlerine dayanarak Fındıklı Formasyonu nun Tozlu Formasyonu ndan farklı bir birim olarak ayırtlamışlar ve bu formasyonun volkano-sedimanter bir istifin metamorfizması sonucu oluştuğunu belirtmişlerdir. Şekil Fındıklı ve Tozlu Formasyonları nın genel arazi görünümü (Pzta: Tozlu Formasyonu amfibolitleri, Pztd: Tozlu Formasyonu metadunitleri, Pzfb: Fındıklı Formasyonu Babadağ mermer üyesi, Pzf: Fındıklı Formasyonu) Fındıklı formasyonu nun üstüne tektonik olarak metaofiyolitlerden oluşan Tozlu Formasyonu gelmektedir (Şekil 2.15). Gnayslar inceleme alanının G-GB sında 24

36 yeralmakta olup, Talaşman sırtı, Pırnarcık Tepe, Kubar Tepe, Mandıra Tepe, Fırınlı Tepe, Ahlat sırtı ve Adadağı Tepede yüzeyler. Bingöl (1968) yaptığı çalışmada mermerleri Karbonatlı Formasyon olarak ayırtlamış ve Kazdağ istifinin en üst seviyesi olduğunu belirtmiştir. Bingöl (1968 ve 1969) ve Bingöl vd (1973) çalışmalarında Fındıklı Formasyonu içerisindeki amfibollü gnaysları metaofiyolitlerin amfibolit üyesi, mermerleri ise Kazdağ istifinin en üst seviyesinde yer alan Karbonatlı Seriye dahil ederek haritalamıştır. Gözler vd (1984) ve Gözler (1986), mermerlere, gnays birimlerinin ara seviyelerinde ya da üst kısımlarında rastlandığını, gnays birimlerinin bitişi ile birlikte mermer seviyeleri hemen başladığını belirtmişlerdir Tozlu Formasyonu (Pzt) Metaofiyolitik kayaçlardan oluşan formasyon ilk defa Bingöl vd (1973) tarafından tanımlanmıştır. Kazdağı nın zirvesinde yüzeyler ve tip lokalitesi Tozlu Yayladır. Babadağ, Çıplak Tepe, Karataş Tepe, Kırklar Tepe, Gavurgediği Sırtı, Atçukuru Sırtı, Karkuyuları mevkii, Karadikme Tepe ve Düden Alanı arasında yüzeyler. Genelde amfibolit, metadunit ve metaperidotitlerden oluşmaktadır ve bu kayaçlar birbirleri ile girift haldedir, formasyonun alt ve üst seviyelerinde amfibolitler, merkezinde ise metadunitler çoğunlukta bulunmaktadır (Şekil ). Kazdağı nın zirvesinde amfibolit ve metadunit iç içe bulunmaktadır ve bir melanj görünümündedir. Geniş yayılımları olan amfibolit ve metadunitler foliasyonlu yapı ve izoklinal kıvrımlara sahiptirler (Şekil ). Amfibolitler koyu siyah, siyah, koyu yeşil, yeşil renkte olup, iri taneli, bantlı yapılı, leopar desenli (Tozluyayla mevkii), masif görünümlü olmak üzere birkaç değişik şekilde gözlenmektedir (Şekil ). İnceleme alanında Tozluyayla sırtı, Çıplak Tepe, Çörtencik sırtı, Karkuyuları mevkii, Karadikme Pınarı, Düventaş kayaları ve Kalabakkaya da yüzeyler. Bingöl (1968), amfibolitleri amfibol şistler, normal amfibolitler, şeritli (rübanlı) amfibolitler ve oseller (saçılmış) strüktürlü amfibolitler olmak üzere 4 grup altında incelemiştir. 25

37 Şekil 2.16.Tozlu Formasyonu içerisindeki metadunit ve amfibolitlerin arazi görünümü (Pzta: Tozlu Formasyonu amfibolitleri, Pztd: Tozlu Formasyonu metadunitleri) Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki metadunit ve amfibolitlerin arazi görünümü (Pzta: Tozlu Formasyonu amfibolitleri, Pztd: Tozlu Formasyonu metadunitleri) Metadunitler koyu kahve ve pas rengi bozunma rengine sahip olup temiz iç yüzeyi koyu yeşil ve kahverengidir.metadunitler granatlı ve bol foliasyonlu yapı sergilemektedirler. İnceleme alanının batısında Atçukuru sırtı, Babadağ Tepe ve Kazanoluk Tepe arasında, kuzeyde Gavurgediği sırtı ve Karayokuş Dere arasında, D da İkizoluk Dere ve Gölcük Dere arasında, merkezde ise Kırklar Tepe, Karataş Tepe, Karadikme Tepe, Isırganlı Tepe ve Dumanlıyayla yerinde yüzeylemektedir. Tozlu Formasyonu içerisinde mercek şeklinde mermerler bulunmaktadır (Şekil 2.22). 26

38 Şekil Metaofiyolitler içerisindeki metadunitlerde gelişen foliasyon yapıları Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki amfibolitlerin kıvrımlı yapıları Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki leopar desenli amfibolitler 27

39 Şekil Tozlu Formasyonu içerisindeki şeritli amfibolitler Şekil 2.22.Tozlu Formasyonu içerisinde yer alan mercek şeklindeki mermerler (Pzta: Tozlu Formasyonu amfibolitleri) Eski çalışmalarda metaofiyolitler Kazdağı nın temeli olarak görülmüştür, fakat yapılan harita çalışmaları sonucunda metaofiyolitlerin Fındıklı Formasyonun Babadağ Mermer üyesi üstüne tektonik olarak geldiği ve metaofiyolitlerin de üzerine Sarıkız Mermerinin ince bir seviye olarak geldiği gözlenmiştir (Duru vd 2004) (Şekil 2.23). 28

40 Şekil Tozlu Formasyonu nun stratigrafik konumunu gösteren arazi fotoğrafı (Pzfb: Fındıklı Formasyonu Babadağ mermer üyesi, Pzta: Tozlu Formasyonu amfibolitleri, Pztd: Tozlu Formasyonu metadunitleri, Pzsm:Sarıkız Mermeri) Bingöl (1968 ve1969), metaofiyolitleri stratigrafik olarak Bazik ve Ultrabazik Seri adı altında masifin en alt seviyesine koymaktadır. Bu formasyonun üzerine ise Siliko Alüminli Seriyi getirmektedir. Ultramafik- Mafik Formasyonları arazinin merkezi ve güney kısmında mostra verdiğini, çeşitli dokulardaki amfibolit, piroksenit, dunit, serpantinit ve spilit bazaltlardan meydana geldiğini belirtmiştir. Piroksenitlerin, dunitamfibolit arasında yüzlek verdiğini ve her iki formasyona yanal geçiş gösterdiğini belirtmiştir. Dunit ve serpantinitlerin arazinin orta ve kuzey kısmında yüzeylediğini, K-G istikametinde esas olarak iki büyük antiklinalin ortasında mostra verdiğini, şistozite göstermemekle beraber, kenarları yuvarlaklaşmış küp veya yassılaşmış yastık şeklinde debitlerin verdiği yataklaşmış haldeki görünüşün, üstte bulunan gnays ve mermerle genellikle aynı doğrultuda olduğunu belirtmiştir. Dunitlerin kısmen gnays ve mermerlerle aynı stilde kıvrımlandığını gözlemiştir. Dunitlerin K- G yönlü kıvrılmaya taşıyıcı ve kayıcı bir taban teşkil ettiklerini ve bu kıvrılmaya mekanik özellikleri ölçüsünde katıldıklarını belirtmiştir. Bingöl vd (1973) nin Tozlu Formasyonu olarak adlandırdıkları bu birimi istifin en alt seviyesi olarak kabul etmişlerdir. Bu formasyonun tabakalanmış, kıvrımlanmış, serpantinleşmiş metadunitlerin oluşturduğu Babadağ üyesi, aynı şekilde kıvrımlanmış 29

41 ve tabakalanmış metagabroların meydana getirdiği Bolluca üyesi, yine aynı tektonik özellikler gösteren piroksenitlerin oluşturduğu Mandıra sırtı üyesi ve amfibolitlerin oluşturduğu Kozburun üyesi olarak ayırmışlardır. Yaptıkları petrokimyasal çalışmaları sonucu Tozlu Formasyonu nu oluşturan üyelerin tek bir mağmanın farklılaşmasından meydana geldiğini ve bu verilerinde arazi gözlemleri ile desteklendiğini vurgulamışlardır (Bingöl, 1968). Gözler vd (1984), Gözler (1986), amfibolitlerin, gnays birimlerinin ara seviyelerinde koyu yeşil, siyahımsı renkte genellikle foliasyona paralel şekilde dizilmiş amfibolit, serpantinit ve metadunitlerden meydana geldiğini bu birimlerin muhtemelen eski mafik ve ultramafik birimlere karşılık geldiğini belirtmişlerdir. Amfibolit fasiyesinin düşük sıcaklık derecelerinde metamorfizmaya uğradığını belirtmişler ve bu birimleri bölgenin en eski kayaçları olarak tanımlamışlardır. Amfibolitlerle metadunitler arasındaki ilişkiyi tam olarak saptayamamışlardır. Metadunit ve serpantinitlerin ara minerallerinin relikt olivinler olduğunu belirtmişler, bazı kayaçların hemen hemen bütünüyle serpantinleştiğini, tektoniğin yoğun olduğu noktalarda serpantinleşmenin fazla olduğunu saptamışlardır Sarıkız Mermeri (Pzsm) Yaygın olarak metakarbonatlardan oluşan Sarıkız mermeri ilk kez Bingöl vd (1973) tarafından adlandırılmıştır. Tip lokalitesi Sarıkız Tepe dir. Ayazma, Sarıkız Tepe ve Nenekır Tepe de yüzeyler (Şekil 2.24). Sarıkız mermeri, Tozlu Formasyonu na ait metaofiyolitlerin üzerine ince bir gnays seviyesiyle başlar. Yüksek dereceli metamorfizma ve etkili deformasyon sonucu protolitin karakterinden emin olunması zor olsada birkaç lokasyonda örneğin Kazdağ yolu üzerindeki Tozlu Yayla nın kuzeyinde ofiyolitlerden türemiş tanelerden oluşan metakonglomeralar tespit edilmiştir. Paragnays, üste doğru m. kalınlığında tek bir kılavuz seviye oluşturan mermerlere geçiş gösterir (Şekil 2.25 ve 2.26). Mermer, gri, beyaz renkli, küçük- orta taneli ve orta iri bantlıdır. Karbonatlar 3-5 cm uzunluğunda silika nodülleri içerirler ve yer yer akma yapıları gösterirler. Sarıkız mermeri genel yapıya (antiklinoryum yapısı) uygun bir konumda, inceleme alanının doğusundan başlayarak kuzeye ve batıya doğru bir yay 30

42 şeklinde Sarıkız Tepe, Nenekır Tepe, Ballıkkaya, Arıkayası, Ortaca Tepe, Yalpı kayaları, Susuz Tepe, Kovuk Tepe, Eğrimermer Tepe, Karyolu sırtı, İmamyaylası Tepe, Yelpezburun Tepe ve Marmar sırtında yüzeylemektedir. Sarıkız Formasyonu nun Sütüven Formasyonu ile olan üst dokanağı keskindir (Şekil 2.27). Şekil Sarıkız Mermeri nin (Pzsm) arazide genel görünümü Şekil Sarıkız Mermerleri nin altındaki paragnaysların arazi görünümü (Pzsm: Sarıkız Mermeri, Pzta: Tozlu Formasyonu amfibolitleri) 31

43 Şekil Sarıkız Mermerleri nin altındaki paragnaysların yakından görünümü Şekil Sarıkız Mermeri ve Sütüven Formasyonu nun stratigrafik ilişkisini gösteren arazi görünümü ( Pzs: Sütüven Formasyonu, Pzsm: Sarıkız Mermeri) Bingöl (1968) tüm mermerleri Karbonatlı Formasyonlar adı altında, Gözler vd (1984), Bingöl (1968) gibi tüm istifteki mermerleri tek bir seviye olarak haritalamışlardır, Gözler (1986) ise çalışma alanının içerisinde bu mermer seviyesinin yer almamasından dolayı Sarıkız Mermerine değinmemiştir. Bingöl vd (1973), Sarıkız Formasyonu nun genelde granoblastik dokulu, ince tabakalı, çok kıvrımlı silikat bulundurmayan mermerlerden oluştuğunu belirtmişlerdir. 32

44 Sütüven Formasyonu (Pzs) Kazdağ Grubu nun en üst kesimlerindeki gnayslar Sütüven Formasyonu nu oluşturur. İlk kez Duru vd (2004) tarafından adlandırılmıştır. Bu formasyon Bingöl (1968 ve 1969) Silika Alüminli Seri yada Bingöl vd (1973) Bozağaç Tepe Formasyonu adı altında incelenmiştir. Kazdağ Masifi nin en üst birimini oluşturan bu formasyon Sarıkız Formasyonu ve Fındıklı Formasyonu üzerine keskin bir dokanakla gelir. Formasyonun üst sınırı Permiyen-Miyosen aralığındaki kayaçlarla faylı dokanağa sahiptir ve Oligo- Miyosen yaşlı granodiyoritler tarafından kesilmiştir. Birim içerisindeki litolojilerin eniyi gözlendiği, Zeytinli köyünün kuzeyindeki Sütüven Şelalesi tip yeri olarak seçilmiştir. İnceleme alanının kuzey kesimlerinde ve Kazdağ istifinin en üst seviyelerinde Tekkaya Tepe, Bıçkıbaşı Tepe, Asar Tepe, Beypınar Tepe, Pazareğrek Tepe Gedik Tepe, Kapıdağ Tepe, Zembikler sırtı, Eskimezarlık sırtı, Sinekli Tepe, Zeybek Tepe, Cızlak Tepe, Karcıkonağı Tepe, Bıçkıbaşı Tepe, Kurugedik Tepe, Harman Tepe, Çardak Tepe, Düden Tepe, Aktopraklık mevkii, Karakoç Tepeleri ve Bıçkıyeri mevkiilerinde formasyon yüzeylemeleri bulunmaktadır. Bu formasyon koyu gri, gri, kahverengi, iyi foliasyonlu kuvarsofeldispatik gnayslardan oluşmaktadır (Şekil ). Hakim litolojiyi oluşturan bu gnayslar içesinde ince mermer, amfibolit ve granitik gnays bantları ve mercekleri yeralmaktadır. Gnayslar yer yer anateksiye uğramıştır. Gnayslarda yer yer pitigmatik (kurtçuk) yapılar, nebulitik (bulutumsu) yapılar, neosom, paleosom, litparlit (bantlı yapı), sucuk yapıları ve akma yapıları gözlenmektedir. Akma yapıları çok sık görülür (Şekil 2.30). Akma yapılarının ve sucuk yapılarının gözlendiği en güzel yer Kazdağ orman yolu üzerinde orman gözetleme kulesinin bulunduğu Kapıdağ Tepedir. Aynı mevkiide migmatitleşmeler de gözlenmektedir. Granitik gnayslar inceleme alanının kuzey-kuzeybatısındasında yer almakta olup Harman Tepe, Pıtraklı Tepe, Bıçkıbaşı Tepe ve Asar Tepe de yüzeylemektedir (Şekil 2.31). Metagranit özelliğindedir. Yönlenme belirgindir. 33

45 Şekil Sütüven Formasyonu nun genel arazi görünümü Şekil Sütüven Formasyonu nun genel arazi görünümü Şekil Sütüven Formasyonu içerisindeki akma yapıları 34

46 Şekil Sütüven Formasyonu içerisindeki metagranitlerin arazi görünümü Bingöl (1968 ve1969) ün Silikoalimünli Formasyonlar olarak adlandırdığı formasyona denk gelmektedir. Makroskobik ve mikroskobik özelliklerinden dolayı formasyonu iki kısımda incelemiştir. İlk kısmı şiddetli kıvrılmış ve bariz metamorfizma geçirmiş Silikoaliminli Formasyon olarak, ikinci kısımı ise aşırı kıvrılmamış ve çok hafif metamorfik Silikoalüminli Seri olarak incelemiştir. Bu kısım Karakaya Formasyonu na denk gelmektedir. Bingöl vd (1973) nin tanımladıkları Bozağaç Tepe Formasyonu Sütüven Formasyonu na denk gelmektedir. Formasyonun kalınlığını 1000 m. olarak saptamışlardır. Gözler vd (1984) nin granitik gnayslar ve gnayslar olarak adlandırılan birimiyle eşleşmektedir. Gözler vd (1984), granitik gnaysların Kazdağ B sında yer aldığını, K de Çavuş granodiyoriti G de gnays litolojileri ile sınırlandırıldığını söylemişler ve Mıhlıdere kuzeyinden Mekkare Tepe ve Yassıbağ güneyi istikametinde devam ettiğini belirtmişlerdir. Birimin hemen hemen doğu-batı yönünde bir uzanım gösterdiğini, makroskobik özelliğiyle çavuş granodiyoritine benzediğini, dokusal özellikleriyle ve mikroskobik olarak gnaysik bir dokuya sahip olduğunu, güneye doğru yapraklanma kazanarak gnayslara geçiş gösterdiğini belirtmişlerdir. Gnaysların üstteki litoloji ile ilişkisini tam tespit edemediklerini belirtmişlerdir. Arazide genellikle bantlı veya gözlü yapıda olduğunu ve iyi foliasyon gösterdiklerini, amfibolit ve amfibol gnayslarla ara 35

47 katkılı olduklarını söylemişlerdir. Bölgedeki gnaysları alttan üste doğru şöyle sıralamışlardır; i) Sillimanit- biyotit- muskovit- granat- ortoklas, ii) Stavrolit- distenbiyotit- granat,iii) 1- Biyotit- amfibol- epidot- granat, 2- Piroksen- diyopsit- skapolitkalsit. Gözler (1986), Sütüven Formasyonu nu anateksi graniti, yönlü granit, diyateksitler, metateksitler ve gnayslar olarak ayırmıştır. Anateksi granitlerininin doğu-batı istikametinde uzanım gösterdiğini, birimin üstteki yönlü granitlerle geçişli olduğunu izlemiştir. Yönlü granitlerin, anateksi granitleriyle migmatitler arasında bulunduğunu, bu birimin güneyden itibaren homojenleşerek granitik bir görünüm kazandığını belirtmiştir. Gnaysların ince-kalın yapraklanmalı, gri, sarı, yeşil, koyu yeşil renkte olduğunu, açık renkli bantların izlendiğini ve tipik gnays dokusu gösterdiğini söylemiştir. Bu gnaysları dört alt gruba ayırarak incelemiştir. Bunlar, stavrolit + distenli gnayslar, piroksen + skapolit + kalsit gnayslar, amfibollü gnayslar, muskovit + biyotit gnayslar dır. 36

48 3. MİNERALOJİK VE PETROGRAFİK İNCELEMELER İnceleme alanında yüzeyleyen litolojik birimlerin (metamorfik kayaçlar) petrografik tanımlamaları, mikroskop altında gözlenen mineralojik bileşimleri ve dokusal özellikleri gözönüne alınarak yapılmıştır Fındıklı Formasyonu (Pzf) İnceleme alanında mineralojik açıdan gnays, şist ve mermer ayırtlanmıştır Gnays İnceleme alanında mineral parajenezi açısından çeşitli gnayslar bulunmaktadır. Bu gnayslar; epidot granat biyotit hornblend gnays, epidot biyotit hornblend gnays, biyotit hornblend gnays ve gözlü gnaysdır. Epidot granat biyotit hornblend gnays, nematoblastik dokulu MB119, MB121 ve MB126 nolu örnekler hornblend, K-feldispat, plajioklas, kuvars, kalsit, klorit, epidot, biyotit klorit, granat, titanit, rutil, apatit ve opak minerallerden oluşmaktadır (Şekil ). Feldispatlarda killeşme, karbonatlaşma ve serizitleşme meydana gelmiştir. Mineraller genelde orta taneli olup feldispatların bir kısmı diğerlerine göre daha iri tanelidir. Feldispatların içinde kapanım şeklinde kuvars, epidot mineralleri yer almaktadır. Serizitleşmelere rastlanılmaktadır. Feldispatlarda pertitik doku meydana gelmiştir. Granatlar özşekilli olup küçük taneler şeklinde gözlenmektedir. Hornblendler özşekilli, yarı özşekilli taneler şeklindedir. Yönlenme belirgindir. Kayaç içerdiği mineraller açısından muhtemelen amfibolit fasiyesi koşullarında metamorfize olmuştur. Epidot, biyotit hornblend gnays, lepido-nematogranoblastik dokulu olup kayaç kuvars, epidot, plajioklas (biraz serizitleşmiş), hornblend, biyotit, klorit, titanit ve opak minerallerden oluşmaktadır (MB134 nolu örnek). Metamorfizma derecesi epidot + hornblend + klorit + albit mineral parajenezi yeşilşist fasiyesi üst sıcaklık zonu olarak düşünülebilir. 37

49 Şekil 3.1. Hornblend, epidot, biyotit gnaysın (MB119) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, Bt: Biyotit, Hbl: Hornblend, Ep: Epidot) 38

50 Şekil 3.2. Hornblend, epidot, biyotit gnaysın (MB126) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, Bt:Biyotit, Hbl: Hornblend, Pl:Plajiyoklas Op:Opak Mineral) Biyotit hornblend gnays, lepido - porfiroblastik, dokulu olup kuvars, plajioklas, K- feldispat, biyotit, klorit ana mineralleri ile daha az oranda titanit ± epidot (az) ve aksesuar apatit, rutil ve opak minerallerden oluşmaktadır. MB139 nolu örnekte feldispatlarda az miktarda killeşme, biyotitlerde kloritleşme, plajioklasların kenarlarında mirmekitik doku oluşumu gözlenmekte ve biyotit ve feldispatlar bantlar halinde bulunmaktadır (Şekil 3.3). Gözlü gnays, MB216 nolu örnekte gözlenmiştir. Kayaç lepido-porfiroblastik dokulu olup, kuvars, biyotit, muskovit, plajioklas, K-feldispat, klorit, ve aksesuar olarak da 39

51 zirkon, apatit ve opak minerallerden oluşmaktadır. İri feldispat tanelerinin çevresinde ince taneli kuvars, feldispat, mika mineralleri yer almaktadır. Gözlü doku gözlenmektedir. Ayrıca kayaçta grafik doku ve mirmekitik doku oluşumları gözlenmektedir. Kayaç yeşil şist fasiyesi koşullarında metamorfize olmuştur. Şekil 3.3: Biyotit, hornblend gnaysın 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, Bt: Biyotit, Hbl: Hornblend, Chl: Klorit) 40

52 Şist İnceleme alanında mineraloji çalışmalarına göre; albit biyotit granat kalkşist ve kuvars mikaşistler tespit edilmiş ve incelenmiştir. Albit biyotit granat kalkşistler, lepidoblastik dokulu olup kuvars, kalsit, biyotit (kloritleşmiş), klorit, epidot (klinozoizit), granat, titanit, albit, turmalin, ± sillimanit (lifsi, çok ince taneli) ve opak minerallerden oluşmaktadır. MB 130 nolu örnekte feldispatlarda killeşme gözlenmektedir. Özşekilsiz, birbirleriyle grift sınırlara sahip minerallerden oluşmaktadır. Bazı kuvars ve kalsitler diğer minerallerden daha iri tanelidir. Granatların içerisinde kuvars, kalsit, biyotit kapanımları gözlenmektedir. Plajioklas porfiroblastları ufalanarak mineral agregatlarına dönüşmüştür (klorit, biyotit, kuvars, kalsit, opak mineral). Bu nedenle iri taneli feldispatların yerini mineral agregatları almıştır. Yönlenme belirgindir. Muhtemelen yüksek dereceli metamorfizmanın etkisinde metamorfize olmuştur. Kuvars mikaşist, MB 214 nolu örnekte tespit edilmiştir. Bu kayaç lepidoblastik dokulu olup, biyotit (kloritleşmiş), muskovit, kuvars, plajioklas, klorit, apatit, zirkon ve opak minerallerden oluşmaktadır. Plajioklaslarda az miktarda killeşme gözlenmiştir. Kayaçta belirgin bir yönlenme mevcuttur. Yeşil şist fasiyesinde metamorfize olmuştur Mermer İnceleme alanında mineralojik açıdan mermer ve tremolit serizit mermer olmak üzere 2 çeşit mermer tespit edilmiştir. Bu mermerler nematogranoblastik dokulu olup kuvars, epidot, hornblend kalsit, klorit, serizit, epidot, plajioklas, biyotit, titanit ve opak minerallerden oluşmaktadır. MB123 nolu örnekte kalsitler özşekilli, iri taneli, granoblastik dokuda gelişmiştir. Diğer mineraller kalsite nazaran daha ince taneli, özşekilli- yarıözşekilli bazıları özşekilsiz taneler halindedir. Genel olarak yönlenme gözlenmektedir. Kalsitler ve diğer mineraller 41

53 bantlar şeklinde yer almaktadır. Muhtemelen amfibolit fasiyesi koşullarında metamorfize olmuştur Tozlu Formasyonu (Pzt) Tozlu Formasyonu mineralojik olarak metalerzolit, amfibolit, metaperidotit, metadunit, serpantinit, metapiroksenhornblenditlerden oluşmaktadır Amfibolit Nematoblastik dokulu MB156, MB157, MB159, MB160, MB165, MB166, MB170, MB171, MB174, MB176 YM4, YM5, YM6, YM8, YM37, YM38, YM41, YM43, YM45, YM46, YM47, YM48, YM51, YM52, YM54, YM57 ve YM58 nolu örnekler hornblend, plajioklas (albit), kuvars, titanit, epidot ve opak minerallerden oluşmaktadırlar (Şekil 3.4). Mikro kıvrımlar ve foliasyonlanma mikroskopta gözlenmektedir. Amfibolit fasiyesinde metamorfizma geçirmiştir. Epidotlar, özşekilsiz, yüksek optik engebeli, soluk yeşil renkli ve yüksek dizi girişim renkli olarak görülmüştür. Saçınımlı olarak bulunmaktadırlar ve 0,03-0,08 mm arasında değişen tane boylarındadırlar. Hornblendler yarıözşekilli-özşekilsiz, yeşil renkli, tek ve çift yönde dilinimlidirler ve yüksek pleokroyizma göstermektedirler. Yer yer kenarlarından itibaren kloritleşmiş olanları da bulunmaktadır. YM-5 nolu örnek içerisindeki hornblendler kenarlarından itibaren opaklaşmışlardır. Titanitler, özşekilliyarıözşekillidirler ve toprak renkli olarak izlenmektedirler. Saçınımlı olarak bulunmaktadırlar. Tane boyu 0,05 mm ile 0,1 mm arasında değişmektedir. 42

54 Şekil 3.4. Amfibolitlerin (YM 4 ) 1.ve 2. nikoldeki görünümü (Act:Aktinolit) Metaperidotit Nematoblastik dokulu YM10, YM12, YM13, YM53, YM56 ve YM60 nolu örnekler piroksen, serpantinleşmiş ve talklaşmış olivin mineralleri ile amfibol minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 3.5). Olivinler elek dokuludurlar ve yönlenme göstermektedirler. Renksiz, yüksek optik engebeli ve canlı girişim renklidirler. Çatlaklarından itibaren idingisitleşmiş ve yer yer de kloritleşmişlerdir. Piroksenler oldukça azdır ve olivinlerin arasında yarıözşekilli olarak görülmüştür. Piroksenler klinopiroksendir. Ayrıca özşekilsiz saçınımlı opak minerallerde bulunmaktadır. Yönlenmeye paralel gelişmiş 43

55 yarıözşekilli opak mineraller de örnekte izlenmiştir. Tane boyları 0,08-0,2 mm arasında değişmektedir. Şekil 3.5. Metaperidotitlerin (YM 10 ) 1. ve 2. nikoldeki görünümü (Olv:Olivin, Pyx:Piroksen) Metadunit Nematoblastik dokulu MB150, MB158, MB161, MB162, MB163, MB172, YM15, YM18, YM19, YM21, YM35, YM40, YM42, YM44, YM45 ve YM49 nolu örnekler olivin (serpantinleşmiş), piroksen, antigorit, krizotil, klino amfibol ( tremolit, aktinolit ), plajioklas, talk, klorit, ± kalsit ve opak minerallerden oluşmaktadır (Şekil 3.6). Foliasyonlanma oldukça belirgin bir şekilde gelişmiştir. Mineraller birbirine paralel bir 44

56 şekilde uzanmıştır. Olivinler elek dokuludurlar ve yönlenme göstermektedirler. Çatlaklarından ve kenarlarından itibaren serpantinleşmiş, kloritleşmiş ve yer yer de opaklaşmışlardır. Piroksenler oldukça azdır. Olivinlerin arasında özşekilsiz, kenarlarından ve dilinimlerinden itibaren uralitleşmiş olarak görülmüştür. Şekil 3.6. Metadunitlerin (YM 15 ) 1.ve 2. nikoldeki görünümü (Olv:Olivin) Serpantinit Nematoblastik dokulu MB167, MB168, MB173, MB175, YM17, YM23 ve YM50 nolu örnekler serpantin grubu minerallerinden, tremolit- aktinolit, olivin, klorit, talk ve opak minerallerden oluşmaktadır (Şekil 3.7). Yer yer porfiroblastlar halinde olivin reliktleri 45

57 görülmektedir. Olivinlerin kenarlarından itibaren kloritleşmiş ve opaklaşmışlardır. İrili ufaklı mineraller birbirine paralel olarak uzanmaktadır. Şekil 3.7. Serpantinitlerin (YM 50 ) 1. ve 2. nikoldeki görünümü (Olv:Olivin) Metapiroksen Hornblendit Nematoblastik dokulu YM36 amfibol ve piroksen yer yer de olivin minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 3.8). Belirgin bir yönlenme izlenmektedir. Amfiboller, renksiz, yarıöz-özşekilli ve yer yer çift yönde dilinimli olarak izlenmiştir. Tane boyları 0,5-2 mm arasında değişmektedir. Piroksenler yarıözşekilli, renksiz ve genellikle çift yönde dilinimlidirler. 0,7-1 mm tane boylarındadırlar. Olivinler amfibol ve piroksenlerin 46

58 arasında mikrokristaller halinde bulunmaktadır. Örneklerde saçınımlı, özşekilsiz opak mineraller de izlenmiştir. Şekil 3.8. Metapiroksen Hornblenditin 1. ve 2. nikoldeki görünümü (Chl:Klorit, Cpx:Klinopiroksen) Metalerzolit Nematoblastik dokulu YM1, YM2, YM3 örnekleri piroksen, olivin ve yer yer amfibol, plajioklas ve opak minerallerden oluşmaktadır (Şekil 3.9). Olivinler özşekilsiz, yüksek optik engebeli ve canlı girişim renklidirler. Elek dokuludurlar ve kenarlarından ve çatlaklardan itibaren talklaşmışlardır. Piroksenler, öz-yarıözşekilli, tek ve çift yönde 47

59 dilinimli ve canlı girişim renklidirler. Genellikle kenarlarından itibaren yer yer kloritleşmiş yer yer de uralitleşmişlerdir. Şekil 3.9. Metalerzolitlerin (YM 1) 1.ve 2.nikol görünümleri (Pyx:Piroksen, Olv:Olivin) 3.3. Sarıkız Formasyonu (Pzsm) Mermerlerden oluşan bu birim, granoblastik dokulu MB178 nolu örnek kalsit, serizit, kuvars, ± klorit, rutil minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 3.10). Kalsitlerde deformasyona bağlı olarak ikiz lamellerinde kayma ve bükülmeler gözlenmektedir. 48

60 Bununla birlikte iri taneli kalsitler ile ince taneli kalsitler birarada bulunmaktadır. Bazı mermer örneklerinde killeşme (serizitlerde) meydana gelmiştir. Şekil Sarıkız Mermerinin 2. nikoldeki görünümü (Cal: Kalsit, Se:Serizit) 3.4. Sütüven Formasyonu (Pzs) Sütüven Formasyonu mineralojik açıdan gnayslar, amfibolitler, milonitler ve şistler olarak ayırtlanmıştır Gnays Gnaylar mineralojik açıdan; granat biyotit gnayslar, mika gnayslar (gözlü gnays), sillimanit mika gnayslar, klorit biyotit gnayslar ve hornblend biyotit gnayslar olarak ayırtlanmıştır. Granat biyotit gnayslar, lepidogranoblastik dokulu MB180, MB181, MB182, MB183, MB284 nolu örnekler plajioklas, kuvars, K-feldispat, biyotit-klorit, ± epidot, ± granat, ± zirkon, ± apatit ve opak minerallerden oluşmaktadır (Şekil 3.11). Belirgin bir yönlenme gözlenmektedir. Feldispatların kenarında çok küçük mirmekitik dokular oluşmaktadır. Kuvarsların sınırları girintili çıkıntılı olup belirgin sınırlara sahip değildir. Ayrıca 49

61 kuvarslarda uzamalar gözlenmektedir. Milonitleşme başlangıç safhasında olabilir. Asidik bir kayacın orta derecede metamorfizması sonucu oluşmuş olabilir. Şekil Biyotit gnaysın (MB181) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt:Kuvars, Pl:Plajiyoklas, Bt:Biyotit, Chl:Klorit) Mika gnayslar (gözlü gnays), lepidoporfiroblastik dokulu olup kuvars, biyotit, muskovit, plajioklas, K- feldispat, klorit, ± zirkon, apatit ve opak minerallerden oluşmaktadır. İri feldispat tanelerinin çevresinde ince taneli kuvars, feldispat, mika mineralleri yer almaktadır. Gözlü doku gözlenmektedir. Feldispat tanelerinin çevresini saran mika mineralleri ve kuvarslarda belirgin bir yönlenme mevcuttur. Ayrıca grafik 50

62 doku ve mirmekitik doku oluşumları gözlenmektedir. Yeşil şist fasiyesi koşullarında metamorfize olmuştur. Sillimanit mika gnayslar, fibro-lepidogranoblastik dokulu MB30, MB117 nolu örneklerde kuvars, plajioklas, K-feldispat, biyotit, muskovit, sillimanit (lifsi), apatit, klorit ve opak minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 3.12). Şekil Sillimanit, biyotit gnaysın (MB117) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, Bt:Biyotit, Ms:Muskovit, Grt:Granat) Feldispatlarda az miktarda killeşme gözlenmektedir. Plajioklaslarda mirmekitik doku, K- feldispatlarda grafik doku gözlenmektedir. Mineraller tek yönde birbirine paralel 51

63 uzanmaktadır. Muhtemelen yüksek dereceli metamorfizma (600 ºC) etkisinde metamorfize olmuştur. Biyotitlerde kloritleşmeler kayaçta retrograd metamorfizmanın da etkili olduğunu göstermektedir. Klorit biyotit gnayslar, lepidoblastik dokulu MB184, MB185 nolu örneklerde K- feldispat, plajioklas, biyotit- klorit, titanit, kuvars, serizit ve opak minerallerden oluşmaktadır. Feldispatlarda killeşme ve serizitleşme, biyotitlerde kloritleşme gözlenmektedir. Mineraller birbirine paralel olarak uzanmaktadır (Şekil 3.13). Şekil Klorit biyotit gnaysın (MB185) 1. ve 2. nikol görünümü (Qzt: Kuvars, Bt:Biyotit, Ep:Epidot) 52

64 İri feldispatların içerisinde plajioklas, biyotit kapanımları yer almaktadır. Feldispatlar iri taneler şeklinde bulunmaktadır. Feldispatlarda mirmekitik, grafik ve pertitik doku gözlenmektedir. Hornblend biyotit gnayslar, lepidoporfiroblastik dokulu MB189, MB190 nolu örnekler kuvars, plajioklas, k- feldispat, biyotit, hornblend, muskovit, klorit, apatit, epidot, zirkon ve opak minerallerden oluşmaktadır. Feldispatlarda az miktarda killeşme, biyotitlerde kloritleşme görülmektedir. Kataklastik deformasyona bağlı olarak minerallerde uzamalar meydana gelmiştir. Bununla birlikte mineraller birbirine paralel uzanarak foliasyon düzlemlerini oluşturmuştur. Hornblendler iri taneler şeklinde, biyotitler ise daha ince taneler şeklinde gözlenmektedir. Feldispatlarda mirmekitik doku gözlenmektedir. Kataklastik deformasyon etkisi ile kuvarslarda dalgalı yanıp sönme ile birlikte özşekilsiz, grift sınırlar ve ribbon yapıları, feldispatlarda dalgalı yanıp sönmeler, sucuk yapıları, parçalanmalar, kırılmalar saptanmıştır. Muhtemelen amfibolit fasiyesi koşullarında metamorfize olmuştur Amfibolit İnceleme alanında epidot biyotit amfibolit MB207 nolu örnekte saptanmıştır. Nematoblastik dokulu olup plajioklas, hornblend, biyotit-klorit, epidot, titanit, rutil ve opak minerallerden oluşmaktadır. Bazik kökenli bir kayacın amfibolit fasiyesinde metamorfizması sonucu oluşmuştur Milonit İnceleme alanında piroksen amfibol milonitler MB191, MB192, MB193 nolu örneklerde saptanmıştır. Nemetoporfiroklastik dokuya sahip olup, kuvars, hornblend, klinopiroksen, plajioklas, titanit, epidot, klorit ve opak minerallerden oluşmaktadırlar. Belirgin yönlenmeye sahiptirler. Mikro kıvrımların yanı sıra minerallerde kırılmalarda gözlenmektedir. Amfibollerde sucuk yapıları meydana gelmiştir. Mineraller kırıklı, ufalanmış şekle sahiptir. Çatlaklar boyu ötelenmelerle mikro faylar meydana gelmiştir. 53

65 Milonitleşmenin etkisi ile oluşan matriks ile birlikte bazı kesimlerde milonitleşmeye bağlı olarak pseudotakilite benzer ince taneli kısımlar oluşmuştur Şist İnceleme alanında muskovit, kuvars şist MB194 nolu örnekte saptanmıştır. Lepidogranoblastik dokulu olup, kuvars, muskovit, biyotit- klorit, rutil, zirkon ve opak minerallerden oluşmaktadır. Biyotitlerde kloritleşme ve opasitleşme gözlenmektedir. Mineraller birbirine paralel olarak uzanmaktadır. Muskovitlerde deformasyonun etkisi ile oluşan mika fish yapıları gözlenmektedir. 54

66 4. CEVHER MİKROSKOBİSİ Tozlu Formasyonu na ait litolojilerin cevher mikroskobisi çalışmaları bu bölümde sunulmuştur Amfibolit Amfibolitler cevher minerali olarak pirotin, rutil, sfen, pirit, manyetit, ilmenit, kalkopirit ve ilmenomanyetit içermektedir (Şekil ). Pirotin 4 mikron ile 135 mikron arasında değişen tane boyunda olup genellikle kenar ve dilinimleri boyunca limonite dönüşmüştür. Bazı pirotinler ise çatlaklar içerisindeki limonitler içinde relikt olarak bulunmaktadır. Rutil mikron tane boyu aralığında olup, özşekilsiz, kenarları yuvarlanmış taneler yada özşekilli taneler halinde, serbest ya da çoğunlukla mafik mineraller içinde kapanım olarak belirlenmiştir. Bazı rutiller sfen içinde kapanım olarak da izlenmiştir. Sfen özşekilli ve özşekilsiz serbest taneler halinde ya da mafik mineraller içinde kapanım-kenetli olarak bulunmaktadır. Sfen 9 mikron ile 500 mikron arasında değişen tane boyundadır. Pirit genellikle özşekilsiz taneler halinde, mikron arasında değişen tane boyunda olup kenar ve çatlakları boyunca limonitleşmiştir. Kalkopiritler yer yer pirotinle kenetli olarak tespit edilmiş olup eser oranda kovelline, genelde limonite dönüşmüştür. Tane boyu aralığı mikrondur. Manyetit 20 mikron ile 180 mikron arasında değişen tane boyunda özşekilsiz ve yarı özşekilli taneler halinde olup yer yer martitleşmiştir. Bazı manyetitler ilmenitle kenetlidir. İlmenit mikron arasında değişen tane boyundadır. Kenarlarından itibaren genellikle rutil ve sfene çok daha az olarak hematite dönüşmüş, bunlar içinde relikt olarak kalmış daha az hematite dönüşmüştür.eser miktarda izlenen ilmenomanyetit 45 mikron tane boyundadır. Limonit mikron aralığında tane boyunda özşekilsiz (lepidokrozit ve götit) yada çatlaklar içinde (götit) izlenmiştir. 55

67 Şekil 4.1. Amfibolit içerisindeki pirit Şekil 4.2. Amfibolit içerisindeki pentlandit (Pent) ve limonit (lmt) 4.2. Metadunit Cevher mikroskobisi incelemelerinde metadunitlerde kromit, manyetit, pentlandit, kalkopirit, pirit, millerit ve hematit tespit edilmiştir. Kromitler mikron arasında değişen tane boyunda, özşekilsiz ya da yarı özşekilli taneli olup kenarlarından itibaren kromspinel ve manyetite dönüşmüştür. Manyetitlerin 56

68 büyük bölümü kromitlerden dönüşüm olmakla birlikte bir kısmı ince taneli, ağ dokusu içinde kılcal çatlaklar içerisinde iskeletimsi şekillerde olup martitleşmiştir. Bu manyetitler serpantinleşme sonucu açığa çıkmıştır. Bazı manyetitler kalkopirit ve pentlanditle kenetlidir. Pentlandit genelde manyetitlerle birlikte bulunmaktadır. Manyetitler pentlanditin etrafını çevrelemiş, çatlaklarını ise doldurmuştur. Millerit ve pentlandit mikron tane boyunda olup manyetit tarafından sarılmıştır. Bazı milleritlerde yer yer violarite dönüşüm izlenmiştir. Kalkopirit özşekilsiz taneli ya da bazıları 1-2 mikronluk kapanımlar şeklinde manyetit içinde izlenmiştir. Bazı taneler kovelline dönüşmüştür. Pirit çatlaklarda ya da 15 mikrona ulaşan tane boyundadır. Pirotin kalkopiritle kenetlidir. Hematit ortalama 5 mikron tane boyundadır Metaperidotit Metaperidotilerden alınan örneklerde manyetit, kromit, kromspinel, pentlandit ve bazı örneklerde bunlara ilave olarak pirotin, kalkopirit, ilmenit ve limonit tespit edilmiştir. YM 9 numaralı örnekte manyetit, pirotin, pentlandit, kalkopirit ve kromspinel parajenezi izlenirken, YM60 numaralı örnekte manyetit, ilmenit ve limonit saptanmıştır. Bazı kromitler tamamen bazıları ise kenarlarından itibaren kromspinel ve manyetite dönüşmüştür. Manyetit bazı örneklerde 1-1,5 mm ye ulaşan tane boyunda olup kromitten dönüşmüştür. Yönlenmeye paralel dizilmiş taneler halinde ya da yönlenmeye paralel çatlaklarda izlenen manyetitler ise serpantinleşme sonucu açığa çıkmıştır. Pirotin özşekilsiz taneler halinde olup genellikle pentlandit ile kenetlidir. Pentlandit mikron arasında değişen tane boyunda olup yer yer kenarları manyetit tarafından sarılmış, bazen de çatlakları manyetit ile dolmuştur. Pentlanditler yönlenmeye uyumlu uzamıştır. Kalkopiritler 15 mikronu geçmeyen tane boyunda olup yer yer pirotinle kenetlidir. Bazılarının etrafı ise manyetit ile sarılmıştır. İlmenit genelde manyetit ile kenetlidir. 57

69 4.4. Gnays Cevher mikroskobisi çalışmalarında yer yer yönlenmeye paralel uzamış taneler halinde, 45 mikronu geçmeyen tane boyunda manyetit ve eser miktarda limonit (6-20 mikron arası) ve rutil tespit edilmiştir (Şekil ). Şekil 4.3. Amfibol gnays içerisindeki ilmenit (İlm)-rutil-sfen(Sph) Şekil 4.4. Amfibol gnays içerisindeki limonit (lmt) ve pirotin 58

70 Epidot amfibol gnays tanımlaması yapılan YM16 numaralı örnekte yapılan cevher mikroskobisi çalışmasında genellikle çatlaklar içinde, az bir kısmı gang içinde dağılmış taneler halinde, martitleşme gösteren manyetit tespit edilmiştir. Eser miktarda 60 mikronu geçmeyen tane boyunda kromspinel ve manyetite dönüşen kromit izlenmiştir. Amfibol gnayslarda sfen, ilmenit, manyetit, pirit, rutil, ilmenomanyetit, ilmenohematit, pentlandit, pirotin, hematit, kalkopirit, sfalerit, maghemit ve limonit saptanmıştır (Şekil 4.5). Sfen ilmenitten dönüşmüş olarak ilmenit relikti içerir şekilde ya da özşekilli taneler halinde izlenmiştir. Tane boyu 20 mikron ile 560 mikron arasında değişmektedir. Bazı sfenler içinde yuvarlağımsı rutil kapanımları tespit edilmiştir. İlmenitler ( mikron arası) özşekilsiz taneler halinde olup kenarları boyunca sfene dönüşüm göstermektedir. Bazı ilmenitlerde az oranda rutile ve hematite dönüşüm de izlenmiştir. Bazı ilmenitler manyetitle kenetlidir. Manyetit özşekilsiz olup 9 mikron ile 950 mikron arasında değişen tane boyundadır. Yer yer martitleşmiştir. Pirit yer yer özşekilsiz taneler halinde, bazen de boşluk dolgusu olarak izlenmiş olup limonitleşme göstermektedir. Rutil özşekilli olup mikron arası tane boyuna sahiptir. İlmenohematit 45 mikron ile 180 mikron arasında değişen tane boyunda olup özşekilsizdir. İlmenomanyetit özşekilsiz olup 600 mikrona ulaşan tane boyundadır. Şekil 4.5. Amfibol gnays içerisindeki hematit ve manyetit Pentlandit 20 mikron ile 130 mikron arasında değişen tane boyunda olup pirotinle kenetli ya da pirotini kesmiş olarak izlenmiştir. Pirotin mikron tane boyu 59

71 aralığında olup yer yer kenar ve dilinimleri boyunca markazite bazen de markazit ve limonite dönüşüm göstermektedir. Hematit ( mikron arası) özşekilsizdir. Kalkopirit mikron arasında tane boyunda olup genellikte pirit ve pirotinle kenetlidir. Bazı kalkopiritlerde kenarlarından itibaren limonite, daha az kovelline dönüşüm izlenmiştir. Sfaleritler çok ince taneli olup kalkopiritle kenetlidir. Maghemit 300 mikron tane boyundadır. Limonit ince lifsel şekillerde ya da 45 mikron ile 250 mikron arasında değişen tane boyunda, özşekilsiz taneler halinde olup pirit relikti içermektedir. Cevher mineralleri şistoziteye uyumlu olarak yönlenmiş ve uzamış taneler halindedir Serpantinit Serpantinitlerde yapılan cevher mikroskobisi çalışmalarında manyetit, pirotin, ilmenit, kalkopirit, ilmenomanyetit, kromit, pirit, pentlandit, limonit ve millerit tespit edilmiştir. Manyetit 9 mikron ile 450 mikron arasında değişen tane boyunda ve özşekilsiz taneler halindedir. Bazı örneklerde yer yer kataklazma etkilerinin görüldüğü manyetitler içinde kromit ve krom spinel reliktleri izlenmiştir. Serpantinleşme sonucu açığa çıkan manyetitler ise kılcal çatlak dolgusu şeklinde ve iskeletimsi biçimlidir. Pirotin 200 mikron ile 450 mikron arasında değişen tane boyunda,özşekilli ve yarı özşekilli taneler halindedir. İlmenit 60 mikron ile 350 mikron arasında değişen tane boyunda olup manyetitle kenetlidir. Bazı ilmenitler yuvarlağımsı taneler halinde olup manyetit içinde kapanımlar şeklindedir. İlmenomanyetit 45 mikron ile 700 mikron arasında değişen tane boyunda ve özşekilsiz taneler halindedir. Bazı ilmenomanyetit ve manyetitlerde ince ulvospinel ayrılımları izlenmiştir. Kalkopirit 20 mikron ile 120 mikron arasında değişen tane boyunda olup pirotinle kenetlidir. Pirit 20 mikron ile 150 mikron arasında değşen tane boyunda, özşekilsiz taneler halinde olup pirotinle kenetlidir. Bazı piritler yer yer kenarlarından itibaren limonite dönüşmüştür. Limonit 60 mikron ile 300 mikron arasında değişen tane boyunda olup içerisinde bazen pirit, pentlandit ve pirotin reliktleri bulunmaktadır. Pentlandit genellikle manyetit tarafından sarılmıştır. Pentlenditlerdeki çatlaklar içerisinde de manyetit izlenmiştir. Millerit mikron tane boyunda olup az oranda violarite 60

72 dönüşmüştür. Kısmen manyetitler ile çevrilmiş yer yer de manyetitin ara ve çatlaklarını doldurmuştur Metapiroksen Hornblendit Cevher mikroskobu çalışmalarında ilmenomanyetit, manyetit, pirotin ve pentlandit saptanmıştır. İlmenomanyetit ve manyetit 16 mikrondan 1400 mikrona kadar ulaşan tane boyuna sahiptir. Özşekilsiz taneler halinde izlenen manyetitler kenarlarından itibaren martitleşmiştir. Bazı manyetitlerde ise ulvospinal ayrılımları izlenmiştir. Pirotin 45 mikron ile 900 mikron arasında değişen tane boyuna sahiptir ve kenar ve dilinimleri boyunca limonitleşmiştir. Pentlandit pirotin ile kenetli ( mikron) olarak izlenirken çatlaklarından itibaren violarite ve limonite dönüşmüştür. Limonit 20 mikron ile 45 mikron arasında değişen tane boyutuna sahip olup eser miktarda izlenmiştir. Bazı manyetitler içinde pirotin kapanımları bulunmaktadır. Opak mineraller mafik minerallerle birlikte yönlenme göstermektedir Metalerzolit Cevher mikroskobisi çalışmalarında metalerzolitlerin çoktan aza doğru kromit, manyetit, pentlandit ile eser miktarda limonit ve pirotin içerdiği saptanmıştır. Kromit mikron arası tane boyunda ve kataklastik özellikte olup genellikle kenarlarından itibaren manyetite dönüşüm göstermektedir. Manyetitlerin bir kısmı kromitin dönüşümü ile bir kısmı ise serpantinleşme sonucu açığa çıkmıştır. Serpantinleşme sonucu açığa çıkan manyetitler yönlenmeye paralel olan çatlaklarda izlenmektedir. Pentlanditlerin çatlakları genellikle manyetitler tarafından doldurulmuş ya da taneler manyetit tarafından sarılmıştır. Bazı pentlanditler yönlenmeye paralel uzama göstermektedir. Eser miktarda izlenen pirotin limonite dönüşmüş, limonit içerisinde relikt olarak kalmıştır. 61

73 5. KAZDAĞ MASİFİ NİN METAMORFİZMASI VE YAŞI Bingöl (1968 ve 1969), Kazdağ Masifi nin metamorfizma derecesi sınırlarının tespiti için yapılan petrografik ve jeokimyasal analizler sonucunda çeşitli litolojideki formasyonların parajenezlerinin hangi metamorfizma fasiyes ve subfasiyesine girdiğini tespit etmiştir. Kazdağ Masifi ndeki Epimetamorfik Formasyonlar da yeşilşist fasiyesinin kuvarsalbit-muskovit-klorit ve kuvars-albit-epidot-biyotit subfasiyeslerini birbirinden ayırmanın hemen hemen imkansız görüldüğünü belirtmiştir. Epimetamorfitlerin altında yer alan ve masifin asıl kayalarını oluşturan metamorfitlerin, basıncın 4 kbar dan 7 kbar a, sıcaklığın 500 C den 600 C ye çıktığı amfibolit fasiyesinin bütün subfasiyeslerini içerdiğini, hatta granülit fasiyesinin başlangıcına kadar litolojiler bulundurduğunu açıklamıştır. Andaluzit ve stavrolitin bulunmayışını amfibolit fasiyesinin disten-almandinmuskovit (Barrow tip) subfasiyesi veya sillimanit-kordiyerit-muskovit subfasiyesi (Abukuma tip) ile başladığını belirtmiş, amfibolit fasiyesinin fizik şartları hakkındaki bilgileri yalnızca çok alümin içeren kayaçların verdiğini söylemiştir. Disten-sillimanit, kordiyerit-almandin- ortoz-biyotit-muskovit-kuvars mineral topluluğu ve sillimanitin hem distenden hem de muskovitten itibaren oluşmasını, birbiri üzerine çakışmış iki metamorfizmayı göstermesi ile açıklamıştır. Birincisinin yüksek, ikincisinin alçak basınç karakterli olduğunu ve bu iki metamorfizmanın mutlaka iki ayrı orojeneze bağlı olması gerektiğini savunmuştur. Bingöl (1971), Rb-Sr ve K-Ar metodları ile yapmış olduğu jeokronolojik yaş tayinlerinde 3 grup yaş elde etmiştir. 1. Paleozoyik yaşlar; 304 my ± 31 (Karbonifer başlangıcı) spilitik bazaltların yerine konuşu ve gnaysların maksimum diyajenez yaşıdır. 62

74 233 my ± 24 (Permiyen sonu) Hersiniyen metamorfizması (Barrow tip) ve granodiyoritlerin yerine konuluşudur 2. Alt Mesozoyik yaşlar; 174 my ± 18 (Üst Triyas-Liyas) çok az metamorfik Silikoalümimli Serinin (Karakaya) diyajenez yaşıdır. 3. Alpin yaşlar; 25 my ± 3 (Oligosen-Miyosen arası) Alpin metamorfizması (Abukuma tip), masifin son metamorfizma yaşını ortaya koymaktadır. Gözler (1986), tüm masifin Barrowiyen tip metamorfizma geçirdiğini belirtmiştir. Yaptığı çalışmada güneyden kuzeye doğru artan metamorfizma ile ilgili olarak tespit edilen minerallere göre bölgeyi 3 metamorfizma zonuna ayırmıştır. Birinci metamorfizma zonunda klorit + muskovit + kuvars + albit ± epidot ± kalsit, kalsit + dolomit + kuvars, amfibol + plajioklas (albit-oligoklas) + epidot + klorit, kuvars ± biyotit, plajioklas + muskovit + biyotit + kuvars ± klorit, aktinolit + hornblend ± plajioklas ± epidot mineral parajenezlerini tespit etmiştir. Bu zonun yeşil şist fasiyesinin özelliklerini yansıtan mineral parajenezi içerdiğini tespit etmiştir. İkinci metamorfizma zonunun diyopsit+skapolit+kalsit mineral beraberliği ile başladığını kabul etmiştir. Bu zonda diyopsit + skapolit + kalsit + plajioklas (oligoklas-andezin) + sfen ± hornblend, stavrolit + disten + plajioklas + kuvars ± biyotit ± muskovit ± granat + zirkon, sillimanit + K.feldispat + kuvars ± plajioklas ± granat + muskovit mineral parajenezlerini tespit etmiştir. Üçüncü metamorfizma zonunu kısmi ergimenin başladığı ve geliştiği kısımlardaki mineral parajenezleriyle temsil etmiş ve bu parajenezleri, sillimanit + A.feldispat + biyotit + plajioklas + kuvars, sillimanit + A.feldispat + kuvars + muskovit, sillimanit + A.feldispat + granat + kuvars mineral topluluklarından oluştuğunu saptamıştır. Okay ve Satır (2000), yaptıkları petrografik çalışmalarda Kazdağ Masifi nin amfibolit fasiyesinde metamorfizma geçirdiğini, kuvars + plajiyoklas + biyotit + muskovit ± granat ± sillimanit ve kuvars + plajiyoklas + diyopsit + hornblend ± granat ± epidot ± skapolit mineral parajenezlerine görede Kazdağ Masifi ndeki pik metamorfizmanın P-T 63

75 koşulları için 5 ± 1 kbar basınç ve 640 ± 50 ºC lik sıcaklık tahmininde bulunmuşlar ve masifin son metamorfizma yaşının Oligo-Miyosen olduğunu tespit etmişlerdir. Ayrıca Okay ve Satır (2000), Kazdağ Masifi ndeki muskovit Rb/Sr soğuma yaşlarının, en geç Oligosen sırasında metamorfik kayaçlardaki sıcaklıkların 500 ºC nin üzerinde olduğunu belirtmişlerdir. Sonuç olarak Geç Hersiniyen metamorfik kayaçlarının tahmini olarak en geç Oligosen de tamamen rekristallenmiş olup, sadece eski metamorfik olayın kanıtı olarak zirkonların kaldığını belirtmişlerdir. Duru vd (2004), Kazdağ Masifin deki formasyonların (Fındıklı Formasyonu, Tozlu Formasyonu, Sarıkız Mermeri, Sütüven Formasyonu) son metamorfizma öncesi yan yana gelmiş naplar olduğunu tespit etmişler ve son metamorfizmayı hepsinin birlikte geçirdiğini savunmuşlardır. 64

76 6. MADEN JEOLOJİSİ 6.1. Titanyum Elementinin Fiziksel ve Kimyasal Özellikleri Titanyum; periyodik cetvelin 4.alt grubunda yer alan çok sert, gümüşi beyaz, parlak bir elementtir. Toz halinde demire benzer, koyu gridir. Erime noktası 1660 ºC, kaynama noktası 3287 ºC, özgül ağırlığı 4.5, atom numarası 22, atom ağırlığı 47.9 dur. Metalik halde kuvarsı çizecek kadar sert ve kırılgandır. Isı ve elektrik iletimi demire göre düşüktür. Kimyasal maddelere dayanıklıdır. Bu üstün metalik özelliklerine karşın cevher üretiminin çoğu metale indirgenmeden TiO 2 şeklinde kullanılır. Titanyum genelde nadir bir metal olarak bilinir. Gerçekte durum böyle değildir. Yerkabuğunda en bol bulunan altıncı elementtir. Cevher yoğunlaşmasının seyrek olması ve cevherden titanyum eldesinin çok zor olması onu değerli bir metal yapar Kullanım Alanları Titanyum kullanım alanları söz konusu olduğunda iki yönden değerlendirmek gerekir. Birincisi metal ve alaşımları, ikincisi de oksit ve diğer bileşikleridir. Titanyum üstün metalik özelliklerine karşın çok pahalı bir metal olduğundan alternatifinde başka bir metal olmadığında kullanılır. Buna karşın TiO 2 olarak çok yaygın olup üretilen cevherin hemen hemen %94 ü TiO 2 eldesinde kullanılır. Dayanıklılık/ağırlık oranı çok yüksek olup fiziksel ve kimyasal aşınmaya karşı çok dayanıklıdır. Buna karşılık fiyatı demir ve çelikle kıyaslanmayacak kadar yüksektir ve işlenmesi demir ve çeliğe göre daha zordur. Bu dezavantajlarına karşın; uçak, uzay gemisi ve füze yapımında yeri doldurulamaz bir metaldir. Yüksek hız, titreşim ve yüksek ısının söz konusu olduğu araç kısımlarında, motor türbin kanatlarında ve benzeri aşırı yüklenen diğer araç kısımlarında yaygın bir kullanım alanı bulur. Gerek kompozit malzemeleri gerekse seramik malzemeler titanyumun bazı alanlarda yerini almaya başlamıştır. Uçak gövdelerinin bazı kısımları buna örnek verilebilir. Bazı modern savaş uçaklarında % 60 a varan oranlarda kompozit malzemeler kullanılmaktadır. 65

77 Titanyumun nikel ile yaptığı bir alaşım olan nitinol çok değişik özellikler gösterir. Bu alaşımın bellek yeteneği vardır. Nitinol den yapılan herhangi bir nesne, örneğin bir tel kafes, dövülerek ve sıkıştırılarak biçimi bozulsa bile ısıtıldığı zaman tekrar eski halini hatırlamakta ve tel kafes biçimini almaktadır. Nitinol şu anda; havacılık ve uzay sanayinin değişik alanlarında, tıpta, çeşitli endüstri kollarında sayısız uygulama alanı bulmuş durumdadır. Nitinoldeki titanyum metali oranı % 50 dolayındadır. Titanyumun kimyasal dayanıklılığı kimyasal süreçlerin yer aldığı bazı fabrikalarda titanyum için önemli kullanım alanları yaratır; asidik tuzlu ortamlar, gıda endüstrisi, denizaltı üretimi (tuzlu suya dayanıklılık) gibi TiO 2 Pigment Kullanımı Şu anda bilinen en beyaz boya maddesi TiO 2 pigmentidir. Beyaz boya yapımında kullanılan diğer hammaddeler içinde önemlileri çinko oksit ve kurşun oksittir. TiO 2 ; çinko oksitten iki, kurşun oksitten üç kez daha opaktır. Boya endüstrisinde kullanılan TiO 2 pigmentine titanyum beyazı denir. TiO 2 pigmentinin boya dışında başka kullanım alanları da vardır bunlar; kozmetik endüstrisi, linolyum (muşamba), yapay ipek, beyaz mürekkep, renkli cam, seramik sırı, takma dişlerin renk düzenlenmesi, deri ve kumaşların boyanması, kaynak elektrotlarının yapımı, kağıt endüstrisi, plastik endüstrisi, beyaz emaye üretimidir. Ana kullanım alanlarına göre boya üretiminde % 60, kağıt üretiminde % 15, plastik üretiminde % 15, diğer alanlarda ise % 10 oranında kullanılmaktadır. Metalik titanyum ve pigment dışında diğer kimyasal bileşiklerinin de kullanım alanları vardır. Bunlara da kumaşların rengini ağartmakta kullanılan titanklorit, yapay sis eldesinde kullanılan tetraklorit, karpit aşındırıcı olarak kullanılan titanyum örnek verilebilir. 66

78 6.4. Titanyum Mineralleri İlmenit (FeO - TiO 2 ) ya da (FeTiO 3 ) Kristal sistemi trigonal, özgül ağırlığı 4 4.5, sertliği 5 6, kırılma yüzeyi konkoidal, rengi siyah, opak, çizgi rengi siyahtan kızıl kahveye olup metalik ve yarı metaliktir. Magnetitten mıknatıs özelliği göstermemesiyle, hematitten de çizgi rengiyle ayrılır. Gabro ve diorit gibi magmatik kayaçlarda aksesuar mineral olarak bulunur. Bazen de gnayslarda rastlanır. Alterasyona dayanıklı ve ağır olması nedeniyle; magnetit, rutil ve monazitle beraber alüvyal kumlarda toplanır. Formüldeki ferroz demiri yerini magnezyum alırsa MgTiO 3 (Geikelite), manganez alırsa MnTiO 3 (Pirofanit) gibi nadir mineraller oluşur. Bu iki mineral genelde çok düşük impuriteler şeklindedir. Magnetit genellikle mağmatik ve metamorfik kayaçlarda ilmenit ile beraber bulunur. Bu eş zamanlı beraberlik nedeniyle; krom, nikel, vanadyum hematitte yoğunlaşırken manganez ve magnezyum ilmenitte yoğunlaşır. Bazik magmatik kayaçlarda (özellikle; anortozitler, gabrolar ve bazik lavlarda) ilmenit genellikle magnetitle yakın ilişkili olarak oluşur Altere ilmenit ve lökoksen Plaser yataklarında genellikle oksidasyon nedeniyle demirin uzaklaşmasına neden olan bir alterasyon vardır. İlmenitin bu alterasyon sonucu verdiği son ürün TiO 2 dir. Alterasyon şöyle gelişir; önce tane sınırlarında ve tane içindeki yapısal kesikliklerde alterasyon başlar. Oksidasyon ve demirin ilmenitin yapısından ayrılması ile bir ara ürün oluşur. Demir titanlı bu ara ürüne psödorutil denir. İlmenitte TiO 2 oranı % 52 dir. Oksidasyon tamamlandığında bu oran % e kadar çıkar. Psödorutilden demirin tamamen ayrılmasıyla da rutil oluşur. Yani yalnızca üç faz vardır. Bunlar: İlmenit, psödorutil, rutil dir. İlmenit mineralinin alterasyon ürünlerine de altere ilmenit denir. Ekonomik yatakların çoğu altere ilmenittir. Yüksek TiO 2 içeren altere ilmenite lökoksen denir. 67

79 Alterasyon çok yavaş ve ısıya bağlı bir süreçtir. Bu nedenle ılıman ve tropikal kuşaklardaki eski kum yataklarında TiO 2 oranı yüksektir. Buna karşılık daha yüksek enlemler ve genç plaj yataklarındaki titanyumlu minerallerin analizi yapıldığı zaman bunların ilmenitin teorik formülündeki %52 ye daha yakın olduğu görülür Rutil (TiO 2 ) Rutil, anatas ve brookitle beraber, TiO 2 nin polimorflarıdır. Rutil tetragonal sisteminde kristallenir. Özgül ağırlığı , sertliği tir. Rengi sarımsı kırmızı ve olabilirse de genellikle kızıl kahvedir. Çizgi rengi soluk kahve ve sarımsıdır. Elmas parıltılı, koyu renklileri yarı metalik parıltılı, kırılan yüzeyinde yağsı parıltılıdır. Benzer minerallerden kırmızı rengi, elmas cilası ve kristal biçimiyle ayrılır. Yüksek basınç ve yüksek sıcaklık polimorfudur. Çeşitli mağmatik kayaçlarda kuvarsla beraber ve pegmatit damarlarda rastlanır. Bunun yanısıra şişt, gnays, metamorfik kireçtaşı ve kuvarsitlerde de aksesuar minerali olarak bulunur. Ayrıca titanyum içeren sfen ve mika gibi bazı minerallerin ve ilmenitin bozuşmasıyla da oluşur. Alüvyal yataklarda ve plaj kumlarında yoğunlaşmaları görülür Anatas (TiO 2 ) Tetragonal sisteminde kristallenir. Kristalleri genelde bipiramidaldır. Özgül ağırlığı 3.8-4, sertliği dır. Sarı- kahve ve mavimsi değişik tonlarda olsa da genelde mavidir. Çizgi rengi beyazdır, elmas cilalıdır; ancak koyu renkli olduğunda metalimsi yağımsı parıltılıdır. Kolay kırılır. Mağmatik ve metamorfik kayaçlarda aksesuar mineral olarak bulunur. Diğer titanyum minerallerinden türer. Granit pegmatit ve altınlı kumlarda rastlanır Brookit (TiO 2 ) Rombusal sistemde kristallenir. Özgül ağırlığı 4, sertliği dır. Elmas parıltılı, koyu renklileri metal parıltılıdır. Rengi kırmızımsı kahveden siyahımsı kahveye kadar değişir. 68

80 Çizgi rengi beyazdır. Mağmatik ve metamorfik kayaçlarda aksesuar mineralidir. Çoğunlukla anatasla beraber bulunur. Silikatlı taşların ovuklarında rastlanır Perovskit (CaTiO 3 ) Küp sisteminde kristallenir. Elmas parıltılı çoğunlukla mat ve siyahtır. Bazen yarı saydam, kırmızımsı ve sarımsıdır. Çizgi rengi grimsi beyazdır. Sertliği 5.5, özgül ağırlığı 4 tür. Nefelinli ve lösitli bazaltlar içinde aksesuar minerali olarak bulunur Sfen ( Titanit ) CaTiSiO 5 Monoklinal sistemde kristallenir. Özgül ağırlığı ,sertliği tir. Rengi kırmızımsı kahve, kahve ve yeşilimsi sarıdır. Arada bir grimsi ve siyahımsı da olabilir. Cam ya da elmas parıltılıdır. Keskin kenarlı kristalleri, elmas parıltısı ve yeşilimsi sarı rengi ile benzer minerallerden ayrılır. Dünyanın hemen her yerinde rastlanan geniş yayılımlı bir aksesuar mineralidir. Özellikle; siyenit, nefelinli siyenit, diorit ve granodiorit gibi kaba taneli mağmatik kayaçlarda bulunur. Benzer şekilde şist ve gnayslar ile bazı metamorfik kireçtaşlarında da bulunur. Sfen ve titanit çoğunlukla aynı anlamda kullanılırsa da bazen kristalen şistlerdeki oyuk ve yarıklarda kristallenen ve genelde klorit pulları ile örtülü albit ve adular ile beraber bulunan türüne sfen denir Titanyum Cevherinin Yataklanması ve Genel Jeolojik Özellikleri Titanyum cevherleri hem birincil kayaçlardan hem de ikincil yataklardan elde edilir. Diğer bir deyişle hem primer hem de sekonder yatakları vardır Primer yataklar Anortozitik yataklar: En büyük titan zenginleşmeleri likid mağmasal evrede olur. Silikat kristallenmelerinden sonra kalan mağmada gravitatif kristallenme farklılaşması ile titanomagnetitten ayrılır. Titanyum minerali anortozitik yatakları ya masif cevher içerirler ya da bileşimi anortozitten gabroya kadar değişen kayaçlardan dissemine olarak 69

81 bulunurlar. Bilinen ekonomik değerlerdeki primer yatakların hemen hemen tümü anortozik ya da gabroyik kayaçlarla beraberdir. Bu yataklarında üç ana tipi vardır bunlar : 1. İlmenit-manyetit (titanlı magnetit ) yatakları, 2. İlmenit-hematit yataklar, 3. İlmenit-rutil yatakları dır. İlmenit manyetit yatakları genellikle beraber oluşmuştur. Taneli bir yapı gösteren ilmenit ve manyetit minerallerinin karışımıdır. Bunlar birbirlerinden oldukça kolay ayrılırlar ancak bazen de iç içe oluşumlar şeklindedirler. Bu durumda iki mineralin birbirinden ayrılması zordur. İlmenit hematit yataklarında ilmenit ve hematit mineralleri beraberce oluşmuştur. Bu tür yataklarda mineraller ayrı ayrı yoğunlaşmazlar elde edilen ürün ilmenit hematit bileşimi ya da hemo ilmenittir. İlmenit rutil yataklarında ise her iki mineral bir arada bulunabildiği gibi ayrı ayrı yataklanma da gösterebilir. Diğer tip yataklar: Yukarıda anlatılan üç tip anortozitik yatak türü dışında başka primer titanyum yataklanmaları da vardır. Ancak bunlar çoğunlukla fazla önemli değildir. Çoğu potansiyel değerdedir. Bunlara bazı örnekler vermek gerekirse; Kuzey Carolina da şistler içinde ve Arkansas da çökel kayalarla çevrilmiş alkali kayaların pegmatit fazında rutil, anatas ve brookit karışımı sayılabilir. Brezilya da da altere karbontitlerde, anatas ve ilmenit yoğunlaşmaları görülür Sekonder yataklar Bu tür yataklar; kum yatakları, siyah kum yatakları, plaj kumları ve plaserler gibi değişik ve yöresel olabilen isimlerle de anlatılırlar. Ana ve ortak özellikleri cevherin oluştuğu kayacın içinde değil de taşındığı başka bir yerde bulunmasıdır. 70

82 Dünyanın pek çok yerinde alterasyona dayanıklı, fiziksel yıpranmaya dayanıklı, ağır minerallerin çekimsel ayrılmaya uğramış bölgesel zenginleşmeleri görülür. Bunlar; plajlar, kumullar, barlar ve akıntı kumları boyunca yayılırlar. Genel oluşum şöyle özetlenebilir: Akıntı, dalga ve daha az olmakla beraber rüzgar enerjisi kumları harekete geçirir. Bu hareket sırasında kum taneleri akışkan bir ortamda gibi davranır. Enerji azaldıkça ağır parçalara ayrılır. Ancak daha hafif olan parçalar daha uzağa hareket etmeye devam ederler. Sonuçta ağır mineraller kumlardan ayrılıp yoğunlaşmış olurlar. Ağır mineral bileşimi; malzemenin geldiği jeolojik ortama, alterasyon koşullarına, aşınma koşullarına ve taşıyıcı akıntıya verilen malzemeye bağlıdır. Eğer kayaçta ve kayaçlarda mevcutsa bu yola yoğunlaşıp yatak oluşturabilecek başlıca mineraller şunlardır: Titanyumlu mineraller, zirkon, manyetit, kromit, nadir toprak mineralleri (monazit, stavrolit, kyanit, sillimanit, garanat), değerli metaller (altın, platin) ve elmas. Çekimsel ayrışmayla oluşan ve bu tür mineralleri içeren kumlar genelde siyah renklidirler. Bu nedenle bunlara siyah kumlar denir. Fakat her siyah ve koyu renkli kum cevher yatağı olacak ya da zenginleşme gösterecek diye bir kural yoktur. Bazı volkanik yörelerde amfibol ve piroksen içerdiği için koyu renkli; ancak cevhersiz kumlara sıkça rastlanır. Gerek ağır mineral konsantrasyonu gerek titanyumlu minerallerin oranı ve gerekse titanyumlu mineraller içindeki TiO 2 açısından çok değişik kumlar vardır. Diğer bir deyişle her yatağın bileşiminin kendine özgü olduğu söylenebilir. Tüm bu özellikler yatağın durumunu belirlemede önemli rol oynar. Ayrıca yan ürün ya ortak ürün olarak işletilen başka mineral ya da minerallerde yatağın ekonomik özelliklerini belirlemede etkindir. Doğu Avusturalya sahili boyunca kum yataklarındaki ekonomik titanyum minerali rutildir. İlmenit, altere ilmenit ve rutil karışımı Batı Avusturalya da sahil iç 71

83 kesimlerinde ve ABD de Atlantik kıyısındaki eski kumlarda bulunur. Batı Avusturalya nın diğer kesimlerinde Hindistan da, Rusya nın, Karadeniz sahilinde, Florida ve Georgia, Güney Afrika Cumhuriyeti nin kuzeydoğu körfezi boyunca, Nil deltasında görece az altere olmuş ilmenit bulunur. Titanyumlu demir içeren kum yataklarına, kumul ve plaj kumları biçiminde, Yeni Zelanda gibi volkanik yörelerde rastlanır. Yüksek ısı ve uzun zaman süreci ilmeniti lökoksene çevirebildiğinden tropikal bölgelerin görece yaşlı çökellerinde orijinal mineralojik yapı bu türde alterasyonla değişebilir. Sekonder yatakların oluşmasına esas oluşturan bazı kaynak kayaçlardaki ortalama % TiO 2 içeriği çizelge 6.1 de verilmiştir. 72

84 Çizelge 6.1. Bazı kayaçlardaki ortalama TiO 2 içeriği (% olarak) (Force E.R 1976 ) Dunit 0,07 ULTRAMAFİK Peridotit 0,53 KAYAÇLAR Piroksenit 0,83 Kimberlit 2,17 Kıtasal Bazalt 1,50 BAZİK Jeosenklinal Bazalt 1,67 KAYAÇLAR Okyanusal Bazalt 2,67 Gabro 1,13 ARA Diorit 0,00 KAYAÇLAR Andezit 0,83 Tonalit 0,77 Dasit 0,57 ASİDİK Granodiyorit 0,62 KAYAÇLAR Granit 0,33 Riyolit 0,33 Siyenit 0,68 ALKALİ Trakit 0,67 KAYAÇLAR Nefelinsiyenit 0,50 Fonolit 0,40 Kumtaşı 0,40 SEDİMANTER Silttaşı 0,59 KAYAÇLAR Şeyl 0,63 Kireçtaşı 0,20 Amfibolit 1,37 Gnays 0,58 Şist 0,60 Sleyt 0,80 METAMORFİK Yeşil şist 1,64 KAYAÇLAR Kuvarsit 0,23 Serpantinit 0,015 Glokofanşist 0,78 Eklojit 1,27 73

85 6.6. Jeokimya Çalışma alanı içerisinde yüzeylenen amfibolit, amfibol gnays, metadünit ve metaperidotitlerden jeokimyasal analiz amaçlı örnekler alınmıştır. Analiz sonuçları Çizelge 6.2 de verilmiştir. Ayrıca kimyasal analizi yapılan örneklerin mineralojikpetrografik ve cevher mikroskobisi sonuçları EK-2 de sunulmuştur. Bu sınıflamaya göre 9 adet amfibolit, 12 adet amfibol gnays 1 adet metadunit ve 1 adet metaperidotit tespit edilmiştir. Kimyasal analizi yapılan örneklerin mikro fotoğrafları ise EK-3 ve EK- 4 te verilmiştir. Analiz sonuçlarına göre alınan örneklerin Ti değerleri ppm, Fe değerleri ppm, Co değerleri ppm, Cr değerleri ppm, Ni değerleri ppm, Cu değerleri ppm, Zn değerleri ppm arasında değişmektedir. Örneklerin ortalama değerleri ise Ti: 5978,26 ppm, Fe: 57409,57 ppm, Co: 151,52 ppm, Cr: 333,11 ppm, Ni: 235,33 ppm, Cu: 70,0 ppm, Zn: 128,30 ppm dir. 74

86 Çizelge 6.2. Jeokimyasal analiz sonuçları Numune No Min+Pet Tanımlama Ti ppm Fe ppm Co ppm Cr ppm Ni ppm Cu ppm Zn ppm YM4 Amfibolit YM8 Amfibolit YM38 Amfibolit < YM43 Amfibolit <10 42 YM47 Amfibolit YM52 Amfibolit < YM54 Amfibolit YM57 Amfibolit YM58 Amfibolit YM11 Amfibol gnays <20 <20 <10 <10 62 YM20 Amfibol gnays YM22 Amfibol gnays YM26 Amfibol gnays <10 51 YM27 Amfibol gnays YM29 Amfibol gnays YM30 Amfibol gnays < YM31 Amfibol gnays YM32 Amfibol gnays YM33 Amfibol gnays YM34 Amfibol gnays <10 48 YM55 Amfibol gnays <20 < YM60 Metaperidotit YM21 Metadunit Minimum Maksimum Ortalama 5978, ,57 151,52 333,11 235,33 70,00 128,30 Kayaç türüne göre analiz sonuçları sınıflandırıldığında (Çizelge 6.3, 6.4, 6.5), Ti için en düşük değer metaperidotitlerde (400 ppm), en yüksek değer amfibol gnayslarda (14800 ppm) ve en yüksek ortalama Ti değerleri ise yine amfibol gnayslarda (6578,33 ppm) gözlenmektedir. Fe için en düşük (20 ppm), en yüksek (92600 ppm) ve en yüksek ortalama değerler (60024,44 ppm) amfibolitlerde gözlenmektedir. 75

87 Çizelge 6.3. Amfibolitlere ait analiz sonuçları Numune No Min+Pet Tanımlama Ti ppm Fe ppm Co ppm Cr ppm Ni ppm Cu ppm Zn ppm YM4 Amfibolit YM8 Amfibolit YM38 Amfibolit < YM43 Amfibolit <10 42 YM47 Amfibolit YM52 Amfibolit < YM54 Amfibolit YM57 Amfibolit YM58 Amfibolit Minimum Maksimum Ortalama 5706, ,44 156,75 510,63 230,22 98,50 143,33 Çizelge 6.4. Amfibol gnayslara ait analiz sonuçları Numune No Min+Pet Tanımlama Ti ppm Fe ppm Co ppm Cr ppm Ni ppm Cu ppm Zn ppm YM11 Amfibol gnays <20 <20 <10 <10 62 YM20 Amfibol gnays YM22 Amfibol gnays YM26 Amfibol gnays <10 51 YM27 Amfibol gnays YM29 Amfibol gnays YM30 Amfibol gnays < YM31 Amfibol gnays YM32 Amfibol gnays YM33 Amfibol gnays YM34 Amfibol gnays <10 48 YM55 Amfibol gnays <20 < Minimum Maksimum Ortalama 6578, ,33 145,27 193,33 81,80 54,89 129,42 76

88 Çizelge 6.5. Metadünit ve metaperidotitlere ait analiz sonuçları Numune Min+Pet Ti Fe Co Cr Ni Cu Zn No Tanımlama ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm YM60 Metaperidotit YM21 Metadunit Minimum Maksimum Ortalama Çizelge 6.6. Korelasyon katsayıları (tüm örnekler için) Ti Fe Co Cr Ni Cu Zn Ti 1,00 Fe 0,63 1,00 Co 0,42 0,61 1,00 Cr -0,36-0,53-0,04 1,00 Ni -0,41-0,27 0,20 0,47 1,00 Cu 0,12 0,17 0,18 0,21 0,03 1,00 Zn -0,23-0,43-0,12 0,44 0,21 0,25 1,00 Elementlerin birbirleri ile korelasyonları istatistiksel yöntemlerle hesaplanmış ve Çizelge 6.6 da verilmiştir. Hesaplanan korelasyon katsayılarına göre Ti elementi Fe ile (0,63); Fe ise Co (0,61) pozitif korelasyon göstermektedir. Negatif korelasyon gösteren elementler ise Fe ile Cr dir (-0,53). Göreli olarak zayıf korelasyon gösteren elementler ise Ti elementi Co ile pozitif korelasyon (0,42); Ni ve Cr ile negatif korelasyon (Ni için -0,41; Cr için -0,36); Fe elementi ile Zn negatif korelasyon (-0,43) ve Cr elementi ile Ni ve Zn pozitif korelasyon (Ni için 0,47; Zn için 0,44) göstermektedir. Titanyum elementinin diğer elementlere karşı değişimlerini tüm örnekler için gösteren diyagramlar Çizelge 6.7 de verilmiştir. 77

89 Çizelge 6.7. Ti elementinin diğer elementlerle korelasyonu Amfibolitlerde Ti değeri kayaç içerisindeki rutil ve sfen oranına bağlı olarak ppm arasında değişmekte olup ortalama değer ppm dir. Amfibol gnayslarda Ti değeri ppm arasında değişmekte ve ortalama Ti değeri ppm dir. Force (1976), amfibolitlerde ortalama Ti değerinin % olduğunu belirtmiştir. Amfibolitlerden derlenen 9 adet örnekten sadece üçünün bu değerin üzerinde olduğu tespit edilmiştir. Bu örneklerin cevher mikroskobi incelemelerinde rutil ve sfen oranlarının diğer örneklere göre daha fazla olduğu görülmüştür. Ayrıca amfibolitlerde krom spinel, pentlandit ve ender olarak kalkopirit belirlenmiştir. Bu minerallerin 78

90 izlendiği kayaçlarda Cu 266 ppm e, Cr 1790 ppm e, Ni ise 1172 ppm e kadar yükselmektedir. Ti ve Fe element içeriğinin bazı amfibolitlerde (YM4) nispeten düşük, Cr ve Ni elementlerinin ise nispeten yüksek orana sahip olması gözönüne alındığında bu kayaçların olivin gabrodan türemiş olabileceği (Coleman 1977 ye göre) düşünülmektedir. Diğer amfibolit ve amfibol gnays örneklerinde Ti ve Fe oranının yüksek, Cr ve Ni değerlerinin normal sınırlar içerisinde olması bu kayaçların diyabaz kökenli olduğunu işaret etmektedir (Coleman 1977). YM 60 ve YM 21 nolu metadunit ve metaperidotit örneklerinde Ti değerleri 400 ppm ve 6800 ppm olarak saptanmıştır. Ortalama Ti değeri 3600 ppm dir. Bu kayaçlardaki Cr içeriklerinin düşük olması bunların kümülat kökenli olabileceğini düşündürmektedir (Coleman 1977). 79

91 7. SONUÇLAR Kazdağ Masifi (Balıkesir) metadunit, amfibolit/metagabrolarının jeolojisi ve titan içeriği açısından değerlendirilmesi konulu bu tez çalışması 1/ ölçekli İ17-c 1 ve İ17-c 2 paftalarında toplam 130 km 2 lik bir alanda gerçekleştirilmiştir. Çalışma sahasının 1/ ölçekli jeoloji haritası yapılıp stratigrafik istif oluşturulmuştur. Bu istif 4 formasyondan oluşmaktadır. Buna göre, en altta Kazdağ Masifi nin çekirdeğinde yer alan, mermer ve amfibollü gnays ardalanmasından oluşan Fındıklı Formasyonu bulunur. Bu formasyonun üzerine tektonik dokanakla metaofiyolitlerden oluşan (metadunit, amfibolit, metaperidotit) Tozlu Formasyonu gelmektedir. Tozlu Formasyonu üzerine ince bir gnays seviyesi ile (parotokton konumda) mermerlerden oluşan Sarıkız Formasyonu diskordan olarak yer almaktadır. Bu formasyonun üstüne de tektonik olarak gnayslardan oluşan Sütüven Formasyonu gelmektedir. Sütüven Formasyonu stratigrafik olarak istifin en üst seviyesinde yer almaktadır. Mineralojik ve petrografik incelemelere göre; Fındıklı Formasyonu, gnays, şist ve mermerlerden; Tozlu Formasyonu, amfibolit, metaperidotit, metadunit, serpantinit, metalerzolit ve metapiroksenhornblenditlerden; Sarıkız Formasyonu, mermerlerden ve Sütüven Formasyonu gnayslar, amfibolitler, milonitler ve şistlerden oluşmaktadır. Tozlu Formasyonu kayaçlarında yapılan cevher mikroskobi çalışmaları sonucunda kayaçlarda pirotin, pirit, rutil, sfen, manyetit, limonit, ilmenit, kalkopirit, sfalerit, ilmenohematit, ilmenomanyetit ve maghemit saptanmıştır. Cevher mikroskobisi, mineralojik ve petrografik incelemeler sonucunda kimyasal analizi yapılacak 23 adet örnek üzerinde yapılan ICPS analizleri ile Ti, Fe, Co, Cr, Ni, Cu, Zn değerleri tespit edilmiştir. Buna göre çalışma alanında en düşük Ti değeri % 0.04 ve en yüksek % Ti değeri 1.48 olarak belirlenmiştir. Dünyadaki ekonomik primer titanyum yatakları karşılaştırıldığında çalışma alanındaki titan değerlerinin ekonomik olarak işletme tenörü olan % Ti değerinden daha düşük % Ti değeri vermesi nedeniyle önem taşımadığı tespit edilmiştir (Yaşar 1993). 80

92 Amfibolitlerin bir kısmının Ti ve Fe element içeriğinin nispeten düşük, Cr ve Ni elementlerinin ise nispeten yüksek orana sahip olması gözönüne alındığında bunların olivin gabrodan türemiş olabileceği, diğer amfibolit ve amfibol gnays örneklerinin ise Ti ve Fe oranının yüksek, Cr ve Ni değerlerinin normal sınırlar içerisinde olması nedeniyle diyabaz kökenli olabileceği tespit edilmiştir. Metadunit ve amfibolitlerde Cr içeriklerinin düşük olması nedeniyle bunların kümülat kökenli olabileceği düşünülmüştür. 81

93 KAYNAKLAR Altınlı, E Bilecik Jurasiği, Cumhuriyetin 50. Yılı Yerbilimleri Kong. Tebliğleri. M.T.A Enstitüsü, Aslaner, M Etude geologique et petrographique de la region d Edremit- Havran. M.T.A Enstitüsü, Publication No Bilgin, T Biga Yarımadası nın güneybatı kısmının jeomorfolojisi, İst. Üniv. Coğ. Ens. Yayın No: 55 (1433), Bingöl, E Contribution a l etude geologique de laportie centrale et sud. Est du Masif de Kazdağ (Turquie). These Fac. Sci. Univ. Nancy (Fransa), 189 p. Bingöl, E Kazdağ Masifi nin merkezi ve güneydoğu kısmının jeolojisi. M.T.A Enst. Dergisi Sayı 72, s , Ankara. Bingöl, E Fiziksel yaş tayini metodlarını sınıflama denemesi ve Rb-Sr ve K-Ar metodlarının Kazdağ da bir uygulaması, T.J.K Bülteni, 14, Bingöl, E., Akyürek, B. ve Korkmazer, B Biga Yarımadası nın jeolojisi ve Karakaya Formasyonu nun bazı özellikleri. Cumhuriyetin 50. Yılı Yerbilimleri Kongresi Tebliğleri. M.T.A, Ankara, s Bingöl, E Batı Anadolu nun Jeotektonik Evrimi MTA Dergisi sayı 86, Coleman, R. G Ophiolites- Ancient Oceanic Lithosphere.U.S.A pp Duru, M., Pehlivan, Ş., Şentürk, Y., Yavaş, F. and Kar, H New results on the lithostratigrapy of the Kazdağ Massif in nortwest Turkey. Turkish journal of Earth Sciences A special issue commemorating Okan Tekeli, pp Force, E. R Titanium Content and Titanium Portitioning in Rocks, Geological Survey Proffesional Paper 959. Geis, H Kuzey Kazdağı nın jeolojik yapısı, M.T.A, Rapor No: 2250, (yayınlanmamış). Gözler, M.Z., Ergül, E., Akçaören, F., Genç, Ş., Akat, U. ve Acar, Ş Çanakkale Boğazı doğusu Marmara Denizi güneyi Bandırma- Balıkesir- Edremit ve Ege Denizi arasındaki alanın jeolojisi ve komplikasyonu: M.T.A Rapor No: 7430, (yayınlanmamış). Gözler, M.Z Kazdağ batısı Mıhlıdere Vadisi nin jeolojik petrografik incelenmesi, T.J.K Bülteni. C. 29, Granit, Y. and Tintant, H Observation preliminaires surle Jurassique de la region de Bilecik (Turquie); C.R. Acad. Sc. Paris, 251,

94 Gümüş, A Contribution al etude geologique de secteur serpentrional de Kalabak Köy region D Edremit, Turquie. M.T.A Enstitüsü, Publication No Kaaden, G Çanakkale-Biga- Edremit yarımadası bölgesindeki jeolojik saha çalışmaları ve maden yatakları hakkında rapor; M.T.A Rapor No: 2661, (yayınlanmamış). Ketin, İ Anadolunun tektonik birlikleri. M.T.A Dergisi, 6, Okay, A Kuzeybatı Anadolu da Yer Alan Metamorfik Kuşaklar. Ketin Sempozyumu, TJK Bülteni, s Okay, A.I., Siyako. M. ve Bürkan. K.M Biga Yarımadası nın jeolojisi ve tektonik evrimi, T.P.J.D Bülteni, 2/1, Okay, A.I., Siyako, M. and Bürken, K.A Geology and tectonic evolution of the Biga Peninsula, nortwerstern Turkey. Bull. Technical University İstanbul, v. 44, pp , İst. Okay, A.I. and Tüysüz. O Tethyan sutures of northern Turkey: In The Mediterranean Basins: Tertiary extension within the Alpine orogen (ed. B. Durand, L. Johvet, F. Horvath nad M. Seranne) : Geological Society, London, Special Publication 156, Okay, A.I. and Satır, M Coavel plutonism and metamorphism in a latest Oligocene metamorphic core complex in nortwest Turkey. Geol. Mag. 137(s), pp Papanikolau, D.J. and Demirtaşlı, E Geological corralations between the Alpine segments of the Hellenides- Balkannides and Taurides Pondides, Pre-Variscan and Variscan events in the Alpine- Mediterrenean mountain belts, ed. H. W. Flügel, F. P. Sassi and P. Grecula, Alfa Publishers Bratislava, Schuiling, R. D Uber eine praherzynische faltungsphase im Kazdağ Kristalin, M.T.A Enstitüsü Bülteni, 53, Şengör, A.M.C. and Yılmaz, Y Tethyan evolution of Turkey: A plate tectonic approach, Tectonophysics 75, Siyako, M., Bürkan, K.A. ve Okay. A.İ Biga ve Gelibolu Yarımadalarının Tersiyer Jeolojisi ve Hidrokarbon Olanakları, TPJD Bülteni, 1/3, Thompson, M Handbook of I.C.P, 2. Edition, 160. s. Yaşar, M Titanyum oluşum jeolojisi, ekonomisi. M.T.A. Derleme No: 9430 Yılmaz, Y Atlantik tip bir kıta kenarının Pasifik tip bir kıta kenarına dönüşümüne Türkiye den örnek: T.J.K. Yayını, 24 s. 83

95 EKLER EK 1 Kazdağ Masifi (Balıkesir-Edremit) Jeoloji Haritası (1/25.000) EK 2 Kimyasal analizi yapılan örneklerin mineralojik-petrografik ve cevher mikroskobisi sonuçlarının tabloda gösterimi EK 3 Kimyasal analizi yapılan örneklere ait mineralojik-petrografik fotoğraflar EK 4 Kimyasal analizi yapılan örneklere ait cevher mikroskobisi fotoğrafları 84

96

97 Örnek No Kayaç Adı Kayaç Dokusu Mineral Parajenezi Cevher Mineralleri YM4 Amfibolit Nematoblastik Hornblend ve opak min. Pirotin, pirit, rutil YM8 Amfibolit Nematoblastik Hornblend, plajioklas, titanit ve epidot Pirotin, pirit, rutil, sfen YM38 Amfibolit Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit, epidot ve opak min. Sfen, limonit YM43 Amfibolit Nematogranoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve opak min. İlmenit, rutil, sfen EK 2 YM47 Amfibolit Nematogranoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve opak min. Sfen, kalkopirit, rutil YM52 Amfibolit Nematogranoblastik Amfibol, plajioklas ve opak min. İlmenit, pirit, kalkopirit, rutil, manyetit YM54 Amfibolit Nematogranoblastik Amfibol, plajioklas ve opak min. Rutil, hematit, sfen, ilmenit YM57 Amfibolit Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve epidot Rutil, sfen YM58 Amfibolit Nematogranoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve epidot Sfen, rutil..85 YM11 Amfibol Biyotit Gnays Granolepidoblastik Plajioklas, biyotit, amfibol ve opak min. Manyetit, limonit, rutil YM20 Amfibol Gnays Nematogranoblastik Amfibol, plajioklas, titanit, zirkon ve opak min. Pirotin, ilmenit, kalkopirit, pirit, sfalerit YM22 Amfibol Gnays Nematogranoblastik Amfibol, plajioklas, titanit ve granat İlmenit, ilmenohematit, manyetit, sfen YM26 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve opak min. Sfen, hematit, manyetit YM27 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit, epidot ve opak min. İlmenit, manyetit, ilmenomanyetit, limonit YM29 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve epidot Sfen, pirotin, kalkopirit, pirit YM30 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit, epidot ve opak min. Manyetit, sfen YM31 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit, epidot ve opak min. Sfen, ilmenit, manyetit YM32 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, kuvars, titanit,epidot, rutil, zirkon ve opak min. Sfen, ilmenit, limonit,pirit, rutil, manyetit, maghemit YM33 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, piroksen, titanit, granat ve opak min. Sfen, ilmenit, limonit, pirit YM34 Amfibol Gnays Granonematoblastik Plajioklas, amfibol, titanit ve opak min. Sfen, ilmenit, pirit YM55 Amfibol Gnays Granolepidoblastik Plajioklas, biyotit, amfibol ve opak min. İlmenit, pirit, rutil, kalkopirit, sfen YM60 Metaperidotit Nematoblastik Olivin ve piroksen Manyetit, ilmenit, limonit YM21 Metadunit Nematogranoblastik Olivin grubu mineraller Sfen, manyetit

98 EK 3 YM4 a YM4 b YM8 a YM8 b YM11 a YM11 b YM20 a YM20 b 86

99 EK 3 (devam) YM21 a YM21 b YM22 a YM22 b YM26 a YM26 b YM27 a YM27 b 87

100 EK 3 (devam) YM29 a YM29 b YM30 a YM30 b YM31 a YM31 b YM32 a YM32 b 88

101 EK 3 (devam) YM33 a YM33 b YM34 a YM34 b YM38 a YM38 b YM43 a YM43 b 89

102 EK 3 (devam) YM47 a YM47 b YM52 a YM52 b YM54 a YM54 b YM55 a YM55 b 90

103 Ek 3 (devam) YM57 a YM57 b YM58 a YM58 b YM60 a YM60 b 91

104 EK 4 YM4 YM8 YM11 YM20 YM21 YM22 YM26 YM27 92

105 EK 4 (devam) YM29 YM30 YM31 YM32 YM33 YM34 YM38 YM43 93

106 EK 4 (devam) YM47 YM52 YM54 YM55 YM57 YM58 YM60 94