ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

Transkript

1 ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ DOKTORA TEZİ Fatih KARAOĞLAN GÜNEYDOĞU ANADOLU OROJENİK KUŞAĞINDAKİ OFİYOLİTİK VE GRANİTİK KAYAÇLARIN JEOKRONOLOJİSİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ADANA, 2012

2 ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ GÜNEYDOĞU ANADOLU OROJENİK KUŞAĞINDAKİ OFİYOLİTİK VE GRANİTİK KAYAÇLARIN JEOKRONOLOJİSİ Fatih KARAOĞLAN DOKTORA TEZİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI Bu Tez 16 / 03 /2012 Tarihinde Aşağıdaki Jüri Üyeleri Tarafından Oybirliği/Oyçokluğu ile Kabul Edilmiştir Prof. Dr. Osman PARLAK Prof. Dr. Fikret İŞLER Prof. Dr. Mesut ANIL DANIŞMAN ÜYE ÜYE.... Yard.Doç.Dr. Utku BAĞCI ÜYE.... Yard. Doç Dr. Tamer RIZAOĞLU ÜYE Bu tez Enstitümüz Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalında hazırlanmıştır. Kod No: Prof. Dr. İlhami YEĞİNGİL Enstitü Müdürü Bu Çalışma Ç. Ü. Araştırma Projeleri Birimi Tarafından Desteklenmiştir. Proje No: MMF2009D11 Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirişlerin, çizelge ve fotoğrafların kaynak gösterilmeden kullanımı, 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere tabidir.

3 ÖZ DOKTORA TEZİ GÜNEYDOĞU ANADOLU OROJENİK KUŞAĞINDAKİ OFİYOLİTİK VE GRANİTİK KAYAÇLARIN JEOKRONOLOJİSİ Fatih KARAOĞLAN ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI Danışman : Prof.Dr. Osman PARLAK Yıl 2012, Sayfa: 288 Jüri : Prof. Dr. Fikret İŞLER : Prof. Dr. Mesut ANIL : Yard. Doç. Dr. Utku BAĞCI : Yard. Doç. Dr. Tamer RIZAOĞLU Bu çalışmada, Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen magmatik/metamorfik birimlerin oluşum, soğuma ve yüzeyleme yaşlarının jeotermokronoloji yöntemleri ile hesaplanarak; (i) Neotetis in güney kolunda Yitim zonu ile ilişkili kabuğun oluşum yaşı, (ii) okyanusun kapanmaya başladığı zaman aralığı, (iii) kıta-kıta çarpışmasının gerçekleşme zamanı ve (iv) kıta-kıta çarpışmasının hızının hesaplanması amaçlanmaktadır. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı dünya üzerinde dağ oluşum süreçlerinin en iyi gözlemlenebildiği alanlardan birisidir. Kuşağın evrimi Neotetis in güney kolunun Üst Kretase Miyosen zaman aralığında kapanımı ve kıta-kıta çarpışması sonucu yüksek plato oluşumunu içermektedir. Troodos (Kıbrıs)-Kızıldağ- Koçali-S (Umman) ofiyolitleri (95-90 My) Arap kıtası önü ofiyolit kuşağı ofiyolitlerini oluştururken, Göksun-İspendere-Kömürhan-Guleman ofiyolitleri (84-87 My) ise Toros kuşağı ofiyolitlerini oluşturmaktadır. Her iki okyanusal kabuk arasında ~5-7 My lık oluşum yaşı farkı bulunmaktadır. Kuzey Arap kenarı ofiyolitleri My arasında kıta üzerine yerleşirken, Toros kuşağı ofiyolitleri My dan önce Toros aktif kıta kenarının altına dalarak yay tipi granitoyidler (Esence Baskil) tarafından kesilmişlerdir. Erken-Orta Eosen döneminde bölge yay gerisi havza koşullarında açılmaya başlamış olup, ~50 My zaman aralığında Berit metaofiyoliti en yüksek metamorfizmasına uğrayarak yüzeylemiştir. Doğanşehir granitoyidi Orta Eosende çok fazlı oluşum sürecini takiben Berit metaofiyoliti ve napları kesmiştir. Granitoyidler Eosen döneminde yükselimini sürdürürken yüzeylemeleri Burdigaliyen Messiniyen zaman aralığında gerçekleşmiştir. Anahtar kelimeler: Güneydoğu Anadolu, ofiyolit, granitoyid, U-Pb, Sm-Nd, Ar-Ar, Fizyon İzi. I

4 ABSTRACT PhD THESIS THE GEOCHRONOLOGY OF THE OPHIOLITIC AND THE GRANITIC ROCKS ALONG THE SOUTHEAST ANATOLIAN OROGENIC BELT Fatih KARAOĞLAN UNIVERSITY OF ÇUKUROVA INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES DEPARTMENT OF GEOLOGICAL ENGINEERING Supervisor : Prof.Dr. Osman PARLAK Year 2011, Pages: 288 Jury : Prof. Dr. Fikret İŞLER : Prof. Dr. Mesut ANIL : Assist. Prof. Dr. Utku BAĞCI : Assist. Prof. Dr. Tamer RIZAOĞLU The scope of this study is to find out (i) the formation age of SSZ-type crust along the south branch of Neotethys, (ii) the timing of the initiation of the closure of the ocean, (iii) the timing of the continent-continent collision and (iv) the velocity of the collision by measuring the formation, cooling and exhumation ages of the magmatic units along the Southeast Anatolian Orogenic Belt using geothermochronological tools. Southeast Anatolian Orogenic Belt is one of the best places where mountain building processes can be well observed. The evolution of the belt comprises the closure of the south branch of the Neotethys during Upper Cretaceous Miocene time span and formation of high plato as a result of continent-continent collision. The Troodos-Kızıldağ-Koçali-S ophiolites (95-90 Ma) formed peri-arabian belt, whereas Göksun-İspendere-Kömürhan-Guleman ophiolites (84-87 Ma) formed the Toride belt ophiolites. There is an age difference of ~5-7 Ma between the formation of the two oceanic crusts. While the peri-arabian belt ophiolites obduct on the crust during Ma, the Toride belt ophiolites, intruded by arc volcanics (Esence- Baskil), subducted beneath the Toride active margin before ~82-84 Ma. During Early-Middle Eocene period the region opened in a back-arc basin setting. The Berit metaophiolite had its maximum metamorhism and was exhumed during Ma. Doğanşehir granitoyid formed in a multi stage process during Middle Eocene and intruded into Berit metaophiolite and nappes. The uplift of the granitoids were continueing during Eocene period whereas the exhumation of the granitoids took place during Burdigalian Messinian period. Keywords: South Anatolia, ophiolite, granitoid, U-Pb, Sm-Nd, Ar-Ar, Fission track. II

5 TEŞEKKÜR Doktora tez çalışmamım konu belirleme safhasından son halini alana kadar her türlü yardımını gördüğüm tez danışmanım Prof. Dr. Osman PARLAK a katkılarından dolayı teşekkür ederim. Jeoloji Mühendisliği Bölüm Başkanlığına, Tez İzleme Komitesi üyeleri Prof. Dr. Fikret İŞLER e ve Prof. Dr. Zehra YEĞİNGİL e katkılarından dolayı teşekkür ederim. Tezimin laboratuvar çalışma safhasında LA- MC-ICP-MS laboratuarında benimle ilgilenen ve yöntemi öğreten Prof. Dr. Urs KLÖTZLI, yardımlarını esirgemeyen teknisyen Franz BIEDERMAN, ve Dr. Zekeriya GÜNEŞ e teşekkür ederim. ID-TIMS yöntemi ile radyometrik yaş tayini ve izotop analiz yöntemleri konusunu bana öğreten ve laboratuarında çalışmama izin veren Prof. Dr. Martin THÖNI ve teknisyen Dr. Monica HORSCHINEGG e teşekkür ederim. Mineral kimyası çalışmalarında ve Viyana (Avusturya) da kaldığım süre içinde bana her türlü desteği sunan Prof. Dr. Friedrich KOLLER e teşekkürlerimi sunarım. Salzburg Üniversitesi nde bulunduğum süre içinde Fizyon İzi yönteminin her türlü inceliklerini bana öğreten Doç. Dr. Ewald HEJL e teşekkürlerimi sunarım. 40 Ar/ 39 Ar yöntemi uygulamalarında bana yardımcı olan Prof. Dr. Franz NEUBAUER ve Dr. Johann GENSER e teşekkür ederim. Ayrıca Salzburg Üniversitesi nde mineral kimyası çalışmalarımda ve tartışmaları ile bana yardımcı olan emekli Prof. Dr. Volker HÖCK e teşekkürlerimi sunarım. Tez çalışmam sırasında akademik anlamda benden yardımlarını esirgemeyen değerli bölüm öğretim elemanlarına ve çalışanlarına teşekkür ederim. Tez çalışmamın arazi safhasında bana yardımda bulunan Yard. Doç Dr. Tamer RIZAOĞLU ve Jeo. Yük. Müh. Nusret NURLU ya teşekkür ederim. Çeşitli vesilelerle tez çalışmam sırasında bana yardımları dokunan Yard. Doç Dr. Utku BAĞCI, Prof. Dr. Aral OKAY a teşekkürlerimi sunarım. Bu tez çalışmasının tamamı TUBİTAK-106Y231 numaralı proje ile desteklenmiştir. Ayrıca TUBİTAK Bilim Adamı Yetiştirme Programı (TUBİTAK-BİDEB 2214) kapsamında Yurt Dışı Araştırma Burs Programı ile Viyana Üniversitesi nde çalışmalarda bulundum. Katkılarından dolayı TÜBİTAK a teşekkür ederim. III

6 İÇİNDEKİLER ÖZ... I ABSTRACT... II TEŞEKKÜRLER... III İÇİNDEKİLER...IV ÇİZELGELER DİZİNİ...VI ŞEKİLLER DİZİNİ... VIII 1. GİRİŞ Genel Jeoloji Ofiyolitler Kızıldağ Ofiyoliti Göksun Ofiyoliti Berit Metaofiyoliti İspendere Ofiyoliti Kömürhan Ofiyoliti Granitoyidler Esence Granitoyidi Doğanşehir Granitoyidi Baskil Granitoyidi ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR MATERYAL VE METOD Materyal Yöntem Mineral ayıklama Çeneli Kırıcı Eleme LA-MC-ICP-MS Zirkon U-Pb İçin Zirkon Mineral Ayıklanması Ağır Sıvı (Diiodmethan) Manyetik Ayırıcı (Frantz Magnet) Elle Seçim IV

7 Tutturma, Aşındırma ve Parlatma LA-MC-ICP-MS Yaş Tayini Yöntemi ID-TIMS Sm-Nd Yaş Tayini İçin Örnek Hazırlama Element Çıkarma, Ölçüm Ve Hesaplama Apatit Fizyon İzi Yaş Tayini Yöntemi İçin Örnek Hazırlama Ar/ 39 Ar Yaş Tayini Yöntemi İçin Örnek Hazırlama ARAŞTIRMA BULGULARI Ofiyolitler Petrografi Jeokimya Berit Metaofiyolitinin Mineral Kimyası Granitoyidler Petrografi Granitoyid Jeokimyası Esence Granitoyidi Doğanşehir Granitoyidi Baskil Granitoyidi Jeokronoloji LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yaşlandırması Sm-Nd Yaş Tayini ve Nd-Sr İzotop Jeokimyası Sonuçları Ar/ 39 Ar Yaş Tayini Sonuçları Apatit Fizyon İzi Yaş Tayini Sonuçları TARTIŞMA VE SONUÇLAR Tartışma Sonuçlar ve Öneriler KAYNAKLAR ÖZGEÇMİŞ EKLER V

8 ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 3.1. Çalışma kapsamında araziden derlenen örnekler Çizelge 3.2. Bazı kayaç yapıcı, aksesuar ve cevher minerallerinin yoğunluğu Çizelge 3.3. Bazı minerallerin Frantz Magnet magnetik ayıklama aletindeki magnetik duyarlılıkları Çizelge 4.1. Berit metaofiyolitine ait örneklerin mineral içerikleri Çizelge 4.2. Berit metaofiyolitine ait basınç-sıcaklık hesaplamaları Çizelge 4.3. LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ile elde edilen yaş verileri Çizelge 4.4. Rb-Sr analiz sonuçları Çizelge 4.5. Sm-Nd analiz sonuçları Çizelge Ar/ 39 Ar mineral yaş tayini yöntemi için seçilen örnek ve mineraller Çizelge 4.7. Apatit Fizyon İzi yaş tayini için alınan örnekler Çizelge 4.8. Apatit Fizyon İzi yaş tayini sonuçları Çizelge 4.9. Fizyon izi yöntemi iz uzunluk ölçüm sonuçları Çizelge 5.1. Çalışma alanında daha önce yapılan radyometrik yaş tayini verileri Çizelge 5.2. Granitoyidlerden elde edilen kristallenme ve soğuma yaşları VI

9 VII

10 ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1.1. Türkiye nin tektonik birlikleri... 2 Şekil 1.2. Erken Permiyen döneminde levhaların konumu... 3 Şekil 1.3. Eksiksiz bir ofiyolit istifi ve okyanusal kabuk ile karşılaştırılması... 4 Şekil 1.4. Doğu Akdeniz kuşağı ofiyolitleri... 5 Şekil 1.5. Tetis ofiyolitleri üzerinde yapılan U-Pb yaşları... 7 Şekil 1.6. Çalışma alanının yerbulduru haritası Şekil 1.7. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yüzeyleyen tektonik birimler Şekil 1.8 Kızıldağ ofiyolitinin basitleştirilmiş jeoloji haritası Şekil 1.9. Güneydoğu Anadolu kuşağında gözlenen ofiyolitlerin genelleştirilmiş dikme kesitleri Şekil 1.10 Göksun-Afşin bölgesinin jeoloji haritası Şekil Günedoğru-Beğre (Doğanşehir-Malatya) civarının jeoloji haritası Şekil Berit metaofiyolitin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti Şekil İspendere (Malatya) ve civarınınjeoloji haritası Şekil Baskil Sivrice (Elazığ) bölgesinin jeoloji haritası Şekil 3.1. Kızıldağ ve Göksun ofiyolitlerinden derlenen örnekler Şekil 3.2. Berit metaofiyoliti, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinden derlenen örneklerin arazi görünümü Şekil 3.3. Granitoyidlerin arazi görünümü Şekil 3.4. Çalışmada uygulanacak olan yaş tayini yöntemleri ve jeolojik birimler Şekil 3.5. Jeokronoloji çalışmalarında mineral ayıklama işlemleri Şekil 3.6. Kaba öğütme için kullanılan çeneli kırıcı Şekil 3.7. Viyana Üniversitesi Yer Bilimleri Fakültesi Jeokronoloji bölümü örnek kırma-öğütme laboratuvarı Şekil 3.8. Islak eleğin (Wilfley table) şematik çizimi Şekil 3.9. Islak elek (Wilfley table) Şekil Ağır sıvı kullanarak minerallerin yoğunluklarına göre ayrılması VIII

11 Şekil Manyetik ayırıcı (Frantz Magnet) Şekil Minerallerin elle seçme işleminde kullanılan binoküler mikroskop Şekil Tutturucuların hazırlanması Şekil Tutturucuların aşındırma ve parlatma sürecinin şematik gösterimi Şekil U-Pb analizlerinde kullanılan LA-MC-ICP-MS cihazı Şekil NTE elementlerinin çözelti içerisinden çıkartma işlemi Şekil İzotop analizlerinin yapıldığı ThermoFinnigan Triton TI cihazı Şekil Uranyum içeriğine göre fizyon izi yöntemi için kullanılan mineral seçimi Şekil Yüzdürme işleminde kullanılan karıştırıcı (mixer) Şekil Çoklu Tane Yöntemi (Populated Grain Method PGM) ile Fizyon İzi yaşlarının hesaplanmasının şematik şekli Şekil Harici Algılayıcı Yöntemi (External Detector Method EDM) ile yaş hesaplanmasının şematik şekli Şekil Fosil izlerin silinmesi için kullanılan yüksek ısılı fırın içinde apatit minerallerinin bulunduğu porselen kaplar Şekil Nükleer reaktöre gönderilecek apatit minerallerinin paketlenmesi Şekil Apatit Fizyon İzi yaş tayini yöntemi için apatit minerallerine uygulanan aşındırma, parlatma ve asitle aşındırma (etching) süreçleri Şekil AFİ yönteminde iz sayımı yapılan ve iz uzunluğu ölçümü için kullanılan mikroskop Şekil 4.1. Ofiyolitik kayaçlardan alınan örneklerin incekesit görüntüleri Şekil 4.2. Berit metaofiyolitine ait metagabrolara ait el örneği Şekil 4.3. Güneydoğu Anadolu ofiyolitlerine ait kayaçların Nadir Toprak element ve örümcek diyagramları Şekil 4.4. Ofiyolitik kayaçların Nb/Th oranına karşı Y diyagramı Şekil 4.5. Ofiyolitik kayaçların mineral kimyasına göre köken belirleme diyagramları Şekil 4.6. Berit metaofiyolitine ait granat klinopiroksen ve plajiyoklas minerallerinin çekirdek ve kenar zonlarının kimyasal bileşimi IX

12 Şekil 4.7. Berit metaofiyolitini oluşturan kayaçlara ait granat ve plajiyoklasların mineral kimyası diyagramları Şekil 4.8. Berit metaofiyolitini oluşturan kayaçlara ait minerallerin mineral kimyası diyagramları Şekil 4.9. Berit metaofiyolitinin Basınç-Sıcaklık diyagramı Şekil Berit metaofiyolitinin okyanus kabuğu metamorfizması ile karşılaştırılması Şekil Granitoyidlerin ince kesit görüntüleri Şekil Esence granitoyidine ait kayaçların AFM diyagramındaki dağılımı Şekil 4.13 Esence granitoyidine ait kayaçların Rb-Hf-Ta üçgen ve Rb/Zr-Nb diyagramları Şekil Doğanşehir granitoyidine ait AFM üçgen diyagramı Şekil Doğanşehir granitoyidine ait kayaçların Log Ta Log Nb ve Rb Hf-Ta üçgen diyagramı Şekil Baskil granitoyidinde gözlenen kayaçların AFM diyagramındaki dağılımları Şekil Baskil granitoyidine ait kayaçların Nb-Y ve Rb-Nb+Y tektono - magmatik diskriminasyon diyagramı Şekil Baskil granitoyidine ait kayaçların tektonik ortam diyagramları Şekil Esence granitoyidine ait FK20 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Esence granitoyidine ait FK21 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Esence granitoyidine ait FK22 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK13 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK14 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK14 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı X

13 Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK15 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Baskil granitoyidine ait FK02 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı Şekil Baskil granitoyidine ait FK04 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı Şekil Baskil granitoyidine ait FK07 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı Şekil Baskil granitoyidine ait FK28 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı Şekil Kızıldağ ofiyolitine ait FK25 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı Şekil Kızıldağ ofiyolitine ait FK26 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı Şekil 4.34.Göksun ofiyolitine ait FK08-47 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Göksun ofiyolitine ait FK08-48 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil İspendere ofiyolitine ait FK08-44 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil İspendere ofiyolitine ait FK08-42 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Kömürhan ofiyolitine ait FK08-40 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Kömürhan ofiyolitine ait FK12 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı XI

14 Şekil Kömürhan ofiyolitine ait FK10 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Şekil Berit metaofiyolitinin (B5h) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron metamorfizma yaşı Şekil Kızıldağ ofiyolitinin (FK27) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı Şekil İspendere ofiyolitinin (FK29) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı Şekil Kızıldağ ofiyolitinin (FK26) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı Şekil Göksun ofiyolitinin (FK23) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı Şekil Analizi yapılan örneklerin günümüz Nd-Sr diyagramı Şekil Analizi yapılan örneklerin başlangıç Nd-Sr diyagramı Şekil Analizi yapılan örneklerin Başlangıç εnd-sr diyagramı Şekil Kızıldağ ofiyolitini oluşturan farklı magma tiplerinin günümüz Nd- Sr izotop diyagramı Şekil Esence granitoyidinden yapılan 40 Ar/ 39 Ar yaş tayini sonuçları Şekil Doğanşehir ve Baskil granitoyidlerinden elde edilen 40 Ar/ 39 Ar yaş tayini sonuçları Şekil Granitoyidlerin iz uzunluk dağılım grafikleri Şekil Apatit Fizyon İzi verilerinin zaman-sıcaklık modellemeleri Şekil 5.1. Erken Kretase zamanında Tetis okyanusunun paleocoğrafyası Şekil 5.2. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağının genelleştirilmiş jeoloji haritası Şekil 5.3. Neotetis in güney kolunun Geç Kretase evrimi modelleri; tekli ve ikili dalma-batma modelleri Şekil 5.4. Neotetis in güney kolunun Geç Maastrihtiyen Erken Eosen evrimi Şekil 5.5. Neotetis in güney kolunun Geç Maastrihtiyen Erken Eosen evrimi Şekil 5.6. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın Geç Kretase Evrimi Şekil 5.7. Geç Kretase döneminde Neotetis okyanusunu güney kolu XII

15 Şekil 5.8. Çalışma alanında daha önce yapılan yaş tayini verileri Şekil 5.9. Neotetis ofiyolitlerine ait kristallenme yaşları Şekil Neotetis in Geç Kretase başı plaeocoğrafyası Şekil Önceki çalışmacılar tarafından Berit metaofiyoliti için önerilen oluşum modeli Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen granitoyidlerin kristallenme yaşları Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen granitoyidlere ait 40Ar/39Ar mineral soğuma yaşları Şekil Esence granitoyidinin soğuma hızı grafiği Şekil Baskil granitoyidinin soğuma hızı grafiği Şekil Doğanşehir granitoyidinin soğuma hızı grafiği Şekil Kuşak boyunca gözlenen granitoyidlerden elde edilen Apatit Fizyon İzi yaşları Şekil Orta ve Güneydoğu Anadolu bölgesinde yapılan apatit Fizyon İzi sonuçları Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın Erken-Orta Eosen dönemi konumu XIII

16 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN 1. GİRİŞ Yeryuvarı ~4.5 Milyar yıl önce oluştuğu zaman görünümü şüphesiz günümüzdeki gibi değildi. Oluşumundan günümüze kadar geçen evrede yerkabuğu soğuyarak bazik bir kabuktan (okyanusal kabuk) görece asidik kabuğun (kıtasal kabuk) gelişimi ve kayaç döngüsü ile dış şekli halen devam eden bir değişim içinde olmuştur (Şengör ve Yılmaz, 1981; Stern, 2004). Yeryüzünün eski görünümünü (paleocoğrafya) araştırırken oluşumundan günümüze okyanusal kabuk ve kıtasal kabuğun sınırlarını belirlemek yerbilimciler için önemli bir amaç olagelmiştir. Wilson (1966), plaka tektoniği teorisini ortaya attıktan sonra, okyanusların oluşum ve yokoluşunu açıklayan meşhur kayaç döngüsü teorisini önermiştir. Wilson (1966) ya göre plaka tektoniği teorisi kapsamında okyanusal basenlerin kayaç döngüsü 4 evreden oluşmaktadır; (i) kıtanın riftleşmesi, (ii) kıtanın sürüklenmesi, deniz tabanı yayılması ve okyanusal baseninin oluşması, (iii) dalma-batmanın başlaması ve okyanusal litosferin dalmasına bağlı olarak okyanusal basenin ilerleyen yitimi, (iv) kıta-kıta çarpışması ve okyanusal basenin kapanması. Bu döngü iki kıta arasında yer alıyorsa kıta-kıta çarpışması ve orojenik kuşak oluşumu ile devam eder (Stampfli ve Borel, 2002; Hinsbergen ve ark., 2009). Günümüzde Akdeniz, Tetis okyanusun en batı ucunu oluşturmaktadır. Günümüzde Neotetis in son kalıntılarıda yitilmek üzere oluşu Akdeniz in Wilson döngüsünde son evrede olduğunu göstermektedir. Wilson döngüsü Anatolid-Torid platformu ile Arap platformu arasında son evrede kıta-kıta çarpışmasının başlaması ve kenet kuşağının yakınında dağ oluşum evresine geçilmesi ile devam etmiştir. Günümüzde bu dağ oluşumu erozyonal süreçlere tabi olup gravitasyonel kuvvetlerin etkisi ile doğrultu atımlı fay sistemleri geliştirerek çökmeye başlamıştır (Bozkurt, 2001; Şengör ve ark., 2003; Okay, 2008; Van Hinsbergen ve ark., 2009). Yerkabuğunun belirli kısımlarının jeolojik zaman içerisinde tekrarlanan çarpışmaları neticesinde, yerkürenin belli başlı bölgelerinde dağ kuşakları meydana getirdiği bilinmektedir. Bu dağ kuşaklarından Alp-Himalaya orojenik sistemi içinde önemli bir yere sahip olan Anadolu yarımadası, yaklaşık olarak D-B uzanımlı tektonik kuşaklar arasında (Pontidler, Anatolidler, Toridler ve Kenar kıvrımlar) 1

17 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN (Şekil 1.1), Tetis (Paleotetis ve Neotetis) okyanusal basenlerinin kalıntılarını içermektedir (Ketin, 1983; Şengör ve Yılmaz, 1981; Robertson ve Dixon, 1984, Robertson ve ark., 2004, 2006; Okay, 2008; Parlak ve ark., 2009). Tetis alanları kuzeyde Lavrasya ve güneyde Gondwana kıtalarının Permiyen de birleşmesi ile batıya doğru daralan bir okyanusal basen konumunda olan Tetis okyanusal baseni (Şekil 1.2), okyanusun sonraki evriminde ortaya çıkan Neo-Tetis okyanusal baseni ve bu basenleri sınırlayan kıta kenarlarını kapsamaktadır. Paleotetis ile ilgili jeolojik olaylar genel olarak K-KB Türkiye de Sakarya zonu (Karakaya Kompleksi) ve Orta Pontidler de hüküm sürmüş ve Liyas yaşlı sedimanlar tarafından uyumsuz olarak üzerlenerek evrimini tamamlamıştır (Şengör ve Yılmaz, 1981; Pickett ve Robertson, 1996; Okay ve Tüysüz, 1999; Okay, 2008). Alp-Himalaya orojenezi sırasında oluşan ve kapanan, Neotetis ile ilgili jeolojik olaylar ise Triyas tan Miyosen e kadar tüm Anadolu yu etkisi altına almıştır (Şengör ve Yılmaz, 1981; Robertson ve Dixon, 1984; Okay ve Tüysüz, 1999; ; Bozkurt, 2001; Robertson ve ark., 2004; Okay, 2008). Neotetis okyanusal basenlerinin kapanması sırasında meydana gelen orojenik olaylar zincirinin en önemli halkalarını ofiyolitler ve granitoyidler oluşturmaktadır (Yılmaz ve ark., 2003; Parlak, 2006; Parlak ve ark., 2009). Şekil 1.1. Türkiye nin tektonik birlikleri (Ketin, 1983). Anadolu yarımadasında, ofiyolitlerin konumlarını kenet kuşaklarının konumları belirlemektedir. Ofiyolitler kabaca doğu-batı eksenli kenet kuşakları boyunca yerleşmişlerdir. Kuzeyde İzmir-Ankara-Erzincan (İAE) kenet kuşağı 2

18 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN boyunca kuzeyde Pontidler ve güneyde Anatolidler arasında Plaeo-Tetis ve Neotetis okyanuslarının kalıntıları izlenirken, Helenik yayı boyunca kuzeyde Anatolidler ve güneyde Afrika kıtası arasındaki ve Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca kuzeyde Anatolid-Torid platformu ile güneyde Arap platformu arasında bulunan Neo-Tetis okyanusunun kalıntıları izlenmektedir. Şekil 1.2. Erken Permiyen döneminde levhaların konumu. ( sitesinden alınmıştır) Ofiyolitlerin eski okyanusal kabuk parçalarının günümüzde kıtasal kabuk üzerine yerleşmiş (emplacement) kalıntıları olduğu bilinmektedir. Günümüzde ofiyolitler az çok eski kıta sınırları (suture zone kenet kuşağı) boyunca kıtasal kabuk üzerine yerleşmişlerdir. Ofiyolitleri araştırarak ve haritalayarak plaeocoğrafya hakkında önemli bilgiler elde edinilebilinir. Ofiyolit kavramı ilk kez Steinman (1927) tarafından serpantinit, diyabaz, yastık lavlar ve çörtlerden oluşan kayaç topluluğu olarak tanımlanmıştır yılında Penrose konferansında, ofiyolit kavramı için mafik ve ultramafik kayaçlardan oluşan belirli bir kayaç topluluğuna verilen bir isim olarak kullanılması kabul edilmiştir (Anonymous, 1972). Eksiksiz bir ofiyolit istifi alttan üste doğru; Ultramafik kompleks, gabro kompleksi, mafik levha dayk kompleksi, mafik volkanik kompleksinden oluşmaktadır (Şekil 1.3) lere kadar ofiyolitler okyanus ortası sırtlarda oluşan okyanusal kabukların karalar üzerine bindirmiş eşdeğerleri olarak 3

19 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN değerlendirilmekte idi. Bu tarihten sonra büyük oranda jeokimyasal çalışmalar ile desteklenen, okyanus içi yitime bağlı gelişen yitim zonu üzerinde gelişen ofiyolitlerin (SSZ) tanımlanması değişik araştırıcılar tarafından yapılmıştır (Miyashiro, 1973; Pearce ve Cann,1973; Pearce, 1975, 1980; Pearce ve ark., 1981, 1984; Dilek ve Newcomb, 2003; Dilek ve Furnes, 2009). Yitim zonu ofiyolitlerinin Pearce ve ark. (1984) tarafından tanımlanmasından sonra, Batı Pasifik ve Güney Atlantik in kenar basenlerinde yapılan derin deniz sondaj çalışmaları verileri ve bu sondajlardan elde edilen yay-gerisi bazalt örnekleri üzerinde gerçekleştirilen jeokimyasal çalışmalar ofiyolit kavramını anlamada temel teşkil etmiştir (Hawkins, 2003; Pearce, 2003; Dilek ve Furnes, 2009) lardan günümüze kadar yapılan çalışmalarda ise, ofiyolitlerin büyük çoğunluğunun kimyasal olarak yitim zonu karakterli olduğu ortaya konmuştur (Laurent ve Hébert, 1989; Pedersen ve Hertogen, 1990; Robinson ve Malpas, 1990; Pedersen ve Furnes, 1991; Furnes ve ark.,1992; Stern ve Bloomer, 1992; Heskestad ve ark., 1994; Parlak ve ark., 1996; Parlak ve Delaloye, 1996; Bédard ve ark., 1998; Dilek ve Thy, 1998; Parlak ve ark., 2000; Shervais, 2001; Ishikawa ve ark., 2002; Encarnacion, 2004; Bağcı, 2004; Rızaoğlu ve ark., 2006; Bağcı ve Parlak 2007; Dilek ve ark., 2007, 2008; Bağcı ve ark., 2008; Parlak ve ark., 2009; Dilek ve Furnes, 2009). Şekil 1.3. Eksiksiz bir ofiyolit istifi ve okyanusal kabuk ile karşılaştırılması (Gass ve ark., 1975). 4

20 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Tektonik ortamlarına göre ofiyolitler Tetis ve Kordillera ofiyolitleri olarak iki tipte bulunurlar (Moores, 1982). Kordillera ofiyolitleri yığışım zonları üzerine yerleşmiş olarak gözlenirken, Tetis ofiyolitleri tektonik olarak kıtasal kabuğu üzerlemekte, sığ deniz kıtasal kenarlar veya platform sedimanlarından oluşan, pelajik sedimanter kayaçlar veya volkano-sedimanter kayaçlar tarafından üzerlenmektedirler. Tetis ofiyolitleri Akdeniz bölgesinde üç gruba ayrılır; a) Orta Triyas Orta Jura yaşlı Doğu Tetis Okyanusu olarak adlandırılan Batı Karpat ofiyolitleri (Pieniny-Meliata-Dinarid ve Helenik-Pontik Kuşakları), b) Orta Geç Jura yaşlı Batı Tetis Okyanusu olarak adlandırılan Betik Kordilera-Apennin-Alpin Kuşakları ve c) Geç Kretase yaşlı Neotetis okyanusu olarak adlandırılan Anatolid- Torid Kuşağı ofiyolitleri (Ohnenstetter ve ark., 1979; Bortolotti ve Pirincipi, 2005) (Şekil 1.4). Şekil 1.4. Doğu Akdeniz kuşağı ofiyolitleri (Dilek ve Flower, 2003; ten değiştirilmiştir). Tetis okyanusal alanlarını temsil eden bu ofiyolitler ve ilişkili diğer magmatik birimler günümüz modern okyanus kabuğu ile karşılaştırıldığı zaman birbirlerinden çok farklı tektonik ortam ve kökenden gelmektedirler (Robertson, 2002; Parlak ve ark., 2009). Bunlar; (a) Orta Geç Jura yaşlı Batı Tetis ofiyolitleri, okyanus içi yitim 5

21 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN ile ilişkili (Doğu Arnavutluk ve Yunanistan da Vourinous ofiyolitleri), (b) MORB (Batı Arnavutluk ofiyolitleri), (c) MORB tipi ofiyolitten SSZ tipi ofiyolite geçen (Güney Arnavutluk ofiyolitleri, Yunanistan da Pindos ve Asproptamos ofiyolitleri) ve (d) kıta içi yay-gerisi basen (KD Yunanistan da Guevgueli ofiyoliti) tektonik ortamlarında oluşmuş olan okyanusal litosfer kalıntılarıdır (Robertson, 2002; Bortolotti ve Principi, 2005; Parlak ve ark., 2009). Türkiye deki Üst Kretase yaşlı ofiyolitler, Troodos (Kıbrıs) ve Baer-Bassit (Suriye) ofiyolitleri yitim zonu üzerinde oluşan (SSZ) ofiyolit karakterindedir (Aktaş ve Robertson, 1984; Pearce ve ark., 1984; Hébert ve Laurent, 1990; Lytwyn ve Casey, 1993; Yalınız ve ark., 1996; Parlak ve ark., 1996; Collins ve Robertson, 1998; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Floyd ve ark., 2000; Parlak ve ark., 2000, 2002; Al-Riyami ve ark., 2002; Robertson, 2002; Parlak ve ark., 2004; Bağcı ve ark., 2005, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006; Bağcı ve ark., 2008; Bağcı ve Parlak, 2009). Tetis okyanusunun plaeocoğrafyasının tahmin edilebilmesi için yukarıda kabaca yaşları ve genel oluşum ortamları belirtilen ofiyolitlerin zaman-mekan ilişkilerinin ortaya konması gerekmektedir. Doğrudan ofiyolitler üzerinde yapılan ilk jeokronoloji çalışması, Tilton ve ark. (1981) tarafından, S (Umman) ofiyolitine ait plajiyogranitlerden ayıklanan zirkon mineralleri üzerinde ID-TIMS yöntemi ile U- Pb yaşlandırmasıdır. Bunun sonucunda ofiyolitik istifin oluşumu 95 My olarak tespit edilmiştir (Şekil 1.5). Warren ve ark. (2005) bu yaş verilerini doğrulayan bir çalışma yaparken, Rollinson (2009) S ofiyolitinde bulunan plajiyogranitlerin 3 ayrı evrede ~97 My, ~95 My ve ~93 My de oluştuğunu belirtmektedir. Bu durum jeokronolojinin özellikle magmatik kayaçların yaşlandırılması ve zaman-mekan ilişkilerinin kurulmasındaki önemini ortaya koymaktadır. Kuşak boyunca batıya doğru gidildikçe ofiyolitik istiflerin aynı biriminden yapılan U-Pb yaşları Kızıldağ (Türkiye) ve Troodos (Kıbrıs) S (Umman) ofiyolitleri birbirine yakın kristallenme yaşları sunmaktadır (90-92 Ma). Yitim zonu (SSZ) üzerinde oluşan bu ofiyolitler Neotetis okyanusun kalıntıları olarak değerlendirilmektedirler (Tilton ve ark., 1981; Mukasa ve Ludden, 1987; Dilek ve Thy, 2009, Robertson, 2002, 2004; Konstantinou ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Dilek ve Thy (2006) Ankara Melanjı içerisinde plajiyogranitlerden ~180 My yaşını 6

22 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN hesaplamışlardır. Yazarlar bilinen Neotetis okyanusal kabuk yaşlarından oldukça yüksek olan bu yaş verisinin melanj içerisindeki Paleotetis kalıntılarına ait olabileceğini belirtmişlerdir. Anadolu coğrafyasından batıya Yunanistan ve adalarına geçildiğinde ofiyolitik istifin yaşının Üst Kretase den Orta Jura ya indiği gözlenmektedir. Liati ve ark. (2004) SHRIMP U-Pb yöntemi ile Girit ofiyolitine ait hornblendit kayacından ayıklanan zirkonlardan 162 My, Vourinous ofiyolitinin gabrolarından 168 My ve plajiyogranitten 173 My, Pindos ofiyolitine ait gabrolardan 171 My kristallenme yaşlarını elde etmiştir. Mirdita ofiyolitinin oluşum yaşının zirkon U-Pb yöntemi ile My arasında hesaplanmıştır (Dilek ve ark., 2008) (Şekil 1.5). Şekil 1.5. Tetis ofiyolitleri üzerinde yapılan U-Pb yaşları (Dilek ve Flower, 2003 ten değiştirilmiştir). 7

23 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Güneydoğu Anadolu Orojenik kuşağına bakıldığı zaman okyanusal kabuğun soğuma yaşını saptamak için sadece K-Ar yönteminin kullanıldığı gözlenmektedir. Yazgan ve Chessex (1991) Kömürhan ofiyolitindeki lökodiyoritlerde 85±3 My ve trondjemitlerde ise 78.5±2.5 My yaşları bulmuşlardır. Kızıldağ (Hatay) ofiyolitinde, Çoğulu ve ark. (1975) gabrolarda 112.8±4.0 ile 69.0±2.7 My, Delaloye ve ark. (1980) ise gabrolarda 157.6±6.1 ile 83.9±4.9 My aralığını ve doleritlerde ise 140±18 ve 110±10 My yaşlarını saptamıştır. Ofiyolitlerin tabanında ince bir dilim halinde gözlenen ve amfibolitlerle temsil edilen metamorfik dilim ise bölgedeki ofiyolitlerde yaygın olarak gözlenmektedir (Yazgan ve Chessex, 1991; Genç ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2002; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak ve ark., 2009). Amfibolitlerde K-Ar yöntemiyle yapılan yaş tayinlerinde ise 127±14, 95±9 ve 89.5±5 My değerleri verilmektedir (Yazgan ve Chessex, 1991). Bu çalışmanın başlamasından sonra Dilek ve Thy, (2009) Kızıldağ ofiyolitinden My yaşını saptamıştır. Doğu Akdeniz ofiyolitlerine bakıldığı zaman Toros kuşağı ofiyolitlerinin kristallenme yaşlarının kesin olarak bilinmediği görülmektedir. Bu durum Anadolu coğrafyasında Tetis okyanusunun evriminin ve plaeocoğrafyasının ortaya konmasında problem olarak karşımıza çıkmaktadır. Tetis okyanusunun evrimi ile ilgili bir diğer önemli birim ise okyanusal kabuğun kıtasal kabuk altına dalarken malzeme vererek oluşturduğu granitoyidlerdir. Bölgede yer alan granitoyidlerin kökeni ile oluşum ve soğuma yaşları, (i) okyanusal yay-kıta çarpışması, (ii), Tetis okyanusunun evrimi içerisinde okyanusal kabuğun kıta altına bindirme zamanı, ve (iii) kıta-kıta çarpışmasının zamanlaması ve hızı hakkında yararlı bilgiler sunmaya aday birimlerdir. Alp-Himalaya kuşağı içerisinde ofiyolitler ile ilişkili birçok granitoyid kütlesi tanımlanmıştır (Bird, 1978; Göncüoğlu ve Türeli; 1994; Düzgören-Aydın ve ark., 2001; Gençalioğlu-Kuşcu ve ark., 2001; Boztug ve ark., 2004; İlbeyli ve ark., 2004; İlbeyli, 2005; Robertson ve ark., 2005; Boztug ve ark., 2005; Ghasemi ve Talbot, 2005; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak, 2006; Robertson ve ark., 2007; Köksal ve ark., 2008; Saric ve ark., 2009; Boztuğ ve ark., 2009; Boztuğ ve Harlavan., 2008; Kuşcu ve ark., 2010 ve referansları). Kuşak 8

24 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN boyunca yüzeyleyen granitoyidler yaş ve oluşum mekanizması bakımından birbirlerinden farklılıklar sunmaktadırlar. Batı Tetis okyanusunun Mesozoyik te kapanımı sırasında çarpışma ile ilişkili ada-yayı ortamında oluşmuş kalk-alkalen karakterli granitik kayaçlar Sırbistan da metalüminus karakterden ortaç bileşime ve kuvvetli peralüminus karaktere kadar değişen bileşime sahiptir. Güneye doğru (eski Yugoslavya, Makedonya ve Kuzey Yunanistan) granitoyidler ise az oranda ortaç bileşimden büyük kütleler halinde peralüminus karakterli bileşime kadar değişen kütleler halinde bulunmaktadır (Saric ve ark., 2009). Anadolu yarımadasında granitoyidler kuzeyde Pontidler, ortada İç Anadolu ve doğuda Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yoğun olarak gözlenmektedirler. Pontidlerde yay magmatizması ile ilişkili olan granitoyidler Neotetis in kuzey kolunun Pontidlerin altına dalması sırasında Üst Kretase ile Eosen aralığında oluşmuşlardır (Okay ve Tüysüz, 1999; Boztuğ ve ark., 2006, 2007 ve referansları). İç Anadolu granitoyidleri Neotetis in kuzey kolunda kıta ada yayı çarpışması ile ilişkili olup, Üst Kretase yaşlı kalk-alkalen, subalkalen ve alkalen magmatizma ürünlerini içermektedir (Erler ve Göncüoğlu, 1996; Göncüoğlu ve ark., 1997; Aydın ve ark., 1998; Yalınız ve ark., 1999; Koksal-Toksoy ve ark., 2001; Gençalioğlu-Kuşcuve ark., 2001; İlbeyli ve ark., 2004; Köksal ve ark., 2004). Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nda granitoyid yerleşimi Üs Kretase yaşlı olup güneyde Arap platformu ile kuzeyde Toros platformu arasında kalan Neotetis in güney kolunun Toros aktif kıta kenarının altına dalması sonucu oluşmuşlardır. Granitik kayaçların metamorfik masifler (Malatya-Keban platformu), ofiyolitler (Göksun, Berit, İspendere, Kömürhan ve Guleman) ve ofiyolit tabanı metamorfiklerini kesmesi sözü edilen birimlerin Geç Kretase de granitoyid yerleşmesinden önce biraraya geldiklerini işaret etmektedir. Granitoyidler bölgede geniş yüzlekler sunmakta olup mafik/felsik derinlik ve yarı derinlik kayaçlarından oluşmaktadırlar. Granitoyidlerdeki plütonik kayaçlar içerisinde çeşitli şekil ve boyutlarda mafik mikrogranüler enklavlara (MME) rastlanmakta olup, bu plütonik kayaçlar değişik seviyelerde çeşitli kalınlıklara sahip aplit ve diyabaz daykları tarafından kesilmektedir. Kahramanmaraş, Malatya ve Elazığ bölgelerinde bulunan 9

25 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN granitoidler (Akgül, 1987, 1991, 1993; Asutay, 1985, 1986, 1988; Yazgan ve Chessex 1991; Yılmaz, 1993; Önal 1995; Robertson, 2002; Robertson ve ark., 2004; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu, 2006; Robertson ve ark., 2006; Parlak, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2009) I-tipi, kalk-alkalen, büyük bir kısmı metalüminous ve pek az bir kısmı peralüminus karakterli olup aktif kıta kenarında oluşan volkanik yay ortamını karakterize etmektedirler (Asutay, 1985, 1986; Akgül, 1987; 1991; Önal, 1995; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Bingöl ve Beyarslan, 1996; Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996; Rızaoğlu, 2000; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu, 2006; Parlak, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2009; Parlak ve ark., 2009). Bu çalışmanın başlangıç zamanına kadar granitoyidler üzerinde yapılan jeokronoloji çalışmaları granitoyidlerin Üst Kretase (85-70 My) yaşlı olduğunu ortaya koymaktadır (Yazgan ve Chessex, 1991; Parlak, 2006, Rızaoğlu ve ark., 2009). Yapılan jeokronoloji çalışmaları K/Ar ve Ar/Ar mineral yaşları olup elde edilen yaşlar soğuma yaşları olarak değerlendirilmektedir. Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağının evrimini anlamaya yönelik detaylı çalışmaların başlıca genel jeolojik ve temel jeokimyasal çalışmalardan ibaret olduğu bilinmektedir. Özellikle jeokimyasal çalışmalar bölgedeki farklı tektonomagmatik birimlerin oluştukları tektonik ortamların analiz edilmeleri açısından büyük yararlar sağlamıştır. Bununla beraber jeokronolojik çalışmaların sadece K/Ar ve Ar/Ar yöntemi ile sınırlı olması, orojenik kuşağın evrimi sırasındaki jeolojik olaylar zincirinin zaman-mekan açısından analiz edilmesi ve dolayısıyla problemlerin çözülmesinde karşımıza büyük bir eksiklik olarak çıkmaktadır. Bu çalışma kapsamında farklı jeokronoloji yöntemlerinin kullanılması ile Tetis evriminin çok önemli bir bölgesi olan Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağında okyanus içi yitim zonu ofiyolitleri ile başlayan ve Toros platformu ile Arap platformunun çarpışması ile son bulan Neotetis in güney kolunun oluşumu, kapanması ve kıta-kıta çarpışmasının zaman mekan ilişkisinin sağlıklı bir şekilde yorumlanabilmesini amaçlamaktadır. Bu amaçla, bölgedeki ofiyolitler [Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş), Berit (Kahramanmaraş), İspendere (Malatya) ve Kömürhan (Elazığ)] ve granitoyidler [Esence (Kahramanmaraş), Doğanşehir (Malatya) ve Baskil (Elazığ)] üzerinde jeotermokronolojik çalışmalar gerçekleştirilmiştir (Şekil 1.6). 10

26 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağı, kuzeyde Toros ve güneyde ise Arap platformları ile sınırlanan Neotetis in güney kolunun Geç Kretase-Miyosen zaman aralığında kapanması sırasındaki jeolojik olayların neticesinde gelişmiştir. Bu kuşağın evrimi özellikle napların Geç Kretase-Miyosen zaman aralığında göreceli olarak güneye Arap levhasına doğru hareketini içermektedir (Yıldırım ve Yılmaz 1991; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Robertson ve ark., 2006, 2007). Orojenik kuşak yaklaşık D-B uzanımlı ve birbirlerinden kuzeye eğimli ana bindirme fayları ile ayrılan üç farklı tektonik birlikten oluşmaktadır (Yılmaz, 1990, 1993; Yılmaz ve ark., 1993). Bu tektonik birlikler kuzeyden güneye doğru Nap zonu, Yığışım pirizması ve Arap platformundan oluşmaktadır. Nap Zonu Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın topografik olarak en yüksek seviyeleri oluşturan iki büyük tektonik birlikten meydana gelmektedir. Tabanda genellikle ofiyolitik kayaçlar ve Maden Kompleksi (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996) ile temsil edilen alt nap, tavanda ise Güneydoğu Anadolu daki metamorfik masiflerden (Malatya, Keban, Engizek) oluşan üst nap bulunmaktadır (Yılmaz, 1991, 1993; Yılmaz ve ark., 1993) (Şekil 1.7). Nap zonuna ait tektono-stratigrafik/magmatik (metamorfik masifler ve ofiyolitler) birimler bölgede yaygın olarak gözlenen granitoyidler tarafından kesilmektedirler (Şekil 1.7). Şekil 1.6. Çalışma alanının yerbulduru haritası. (Dilek ve Flower, 2003 ten değiştirilmiştir). 11

27 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Yaklaşık doğu-batı yönlü dar bir kuşak boyunca kuzeyde nap zonu ve güneyde Arap platformu çökelleri tarafından sınırlanan yığışım zonu diğer birimlerden bindirmeli dokanak ilişkisi ile ayrılmaktadır. Bu zon Üst Kretase-Alt Miyosen zaman aralığında çökelmiş stratigrafi birimlerinin sıkışma rejiminin sonucu olarak bindirmeli dokanak ilişkisi ile temsil edilir ve yoğun tektonizma nedeniyle normal stratigrafik dizilim kaybolmuştur. Yığışım zonu batıda onlarca kilometre genişliğinde bir dağ silsilesi ile temsil edilen Misis-Andırın kuşağına uzanır. Misis- Andırın kuşağında gözlenen kaya birimlerinin yığışım zonu içinde gözlendiği çeşitli araştırıcılar tarafından ortaya konmuştur (Yılmaz ve ark., 1987, 1993; Yılmaz, 1993; Robertson ve ark., 2004, 2006). Bu da Misis-Andırın kuşağının yığışım zonunun batıya bir uzantısı olduğu ve Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nı meydana getiren kıta-kıta çarpışması esnasında batıya doğru kaçtığını göstermektedir (Yılmaz, 1991; Robertson ve ark., 2004) (Şekil 1.7). Orojenik kuşağın en güneyinde yer alan Arap platformuna ait birimler duraylı bir Pan-Afrikan temel üzerinde Alt Paleozoyik ten günümüze kadar hiç bir kesiklik olmadan çökelmişlerdir. Bu birimler genellikle tektonizmadan etkilenmemişlerdir fakat kuzeye doğru çıkıldığında Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağına sınır olan bölgelerde kıvrımlanma ve bindirmeler olağandır (Yılmaz, 1993, Robertson ve ark., 2004; Garfunkel, 2004, 2006) (Şekil 1.7). Her ne kadar Toros platformu ile Arap platformunun ilk çarpışma zamanlaması Miyosen olarak verilsede (Şengör ve ark., 1985; Yılmaz, 1993; Şengör ve ark., 2003; Robertson ve ark., 2007) bu konuda yerbilimleri camiasında bir fikir birliği sağlanmış değildir. Bazı yazarlar (Hall, 1976; Berberian ve King, 1981; Alavi 1994) çarpışmanın Geç Kretasede gerçekleştiğini, bazıları ise çarpışmanın Eosen Oligosen zaman aralığında gerçekleştiğini savunmaktadırlar (Jolivet ve Faccenna, 2000, Agard ve ark., 2005; Allen ve Armstrong, 2008). Bu kadar geniş bir zaman aralığına yayılmış olan farklı yorumları, kuşağın evrimi konusundaki tartışmaları körüklemektedir. Araştırmacılar verilerini çalıştıkları arazi verisinden ve bugüne kadar yapılmış olan kısıtlı radyometrik yaş tayini sonuçlarından almaktadırlar. 12

28 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Bütün bu bilenenler ışığında Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nda Neotetis in güney kolunun evrimine ışık tutacak; (i) okyanusal kabuğun oluşum (kristallenme) zamanı, (ii) okyanusun kapanmaya başladığı zaman (dalma-batmanın başlaması), (iii) çarpışmanın başladığı zaman ve hızı, (iv) kıta-kıta çarpışmasının zamanlaması ve yükselme hızı gibi konuların, çözümüne jeokronolojik yöntemlerin kullanılması ile cevaplar aramak bu doktora tezinin ana konusunu oluşturmaktadır. Şekil 1.7. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yüzeyleyen tektonik birimler (Yılmaz, 1993) Genel Jeoloji Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı ve doktora tez çalışması kapsamında batıdan doğuya doğru yaklaşık 450 km lik bir hat boyunca Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti, Göksun (Kahramanmaraş) ofiyoliti, Berit (Malatya) metaofiyoliti, İspendere (Malatya) ofiyoliti ve Kömürhan (Elazığ) ofiyoliti ile Esence (Kahramanmaraş) granitoyidi, Doğanşehir (Malatya) granitoyidi ve Baskil (Elazığ) granitoyidine ait magmatik ve metamorfik birimleri kapsamaktadır (Şekil 1.7). Bu 13

29 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN bölümde sözü edilen birimlerin genel özellikleri sırasıyla ofiyolitler ve granitoyidler başlıkları altında verilecektir Ofiyolitler Kızıldağ Ofiyoliti Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti, S (Umman) ve Troodos (Kıbrıs) ofiyolitleri ile birlikte dünya üzerinde okyanusal litosfer kalıntılarının kıtaları üzerlediği en iyi örneklerinden birini sunmaktadır. Kızıldağ ofiyoliti Hatay ili sınırları içerisinde güneyde Samandağ ilçesi sınırlarında Çevlik Arsuz sahil yolu ve Karaçay vadilerinde geniş yüzlekler vermektedir. Kızıldağ ofiyoliti, Suriye sınırları içinde de bulunan Baer-Bassit ofiyolitli melanj ile birlikte Arap platformu üzerine bindirmeli dokanak ile gelir (Tinkler ve ark., 1981; Dilek ve Thy, 2009). Maastrihtiyen yaşlı ofiyolitten türeme çakıl ve kum içeren sığ denizel çökeller tarafından uyumsuz olarak örtülmektedirler (Selçuk, 1981) (Şekli 1.8). Arazi ve paleontolojik veriler Kızıldağ ofiyolitinin Arap platformu üzerine bindirmesinin Maastrihtiyen den önce olması gerektiğine işaret etmektedir. Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti, Penrose konferansında (1972) kabul edilen tam bir ofiyolitik istif sunmaktadır. Stratigrafik olarak en altta bindirmeler sırasında içine aldığı iri kireçtaşı blokları içeren serpantinize tektonitler ile başlar, üste doğru tüketilmiş manto tektonitleri, ultramafik kümülatlar, mafik kümülatlar, izotropik gabro, levha dayk kompleksi, plajiyogranit, volkanikler ve sedimanter birimler içermektedir (Şekil 1.9). Kızıldağ ofiyolitini oluşturan magmanın kökeni düşük ve yüksek magnezyum numaraları ile karakteristik olan ada yayı toleyitleri (IAT) ve Boninitik tip magma olmak üzere iki tipte olduğu birçok araştırıcı tarafından ortaya konmuştur (Bağcı, 2004; Bağcı ve ark., 2005, 2008; Dilek ve Flower, 2003; Dilek ve Thy, 2009). 14

30 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Şekil 1.8 Kızıldağ ofiyolitinin basitleştirilmiş jeoloji haritası (Selçuk, 1981; Pişkin, 1986; Dilek ve Delaloye, 1992) Kızıldağ ofiyolitinin oluşum ortamı Neotetis in güney kolunun okyanus içi yay-önü ortamında gelişen yayılma sırtında oluştuğu bir çok araştırıcı tarafından ortaya konmuştur (Deloleye ve ark., 1980; Dilek ve Eddy; 1992; Dilek ve Thy, 1998; Dilek ve Flower, 2003; Bağcı, 2004; Bağcı ve ark., 2005, 2008; Dilek ve Thy, 2009; Parlak ve ark., 2009). Kızıldağ ofiyolitinin oluşum yaşı tarafından Troodos (92 My) ve S (95 My) ofiyolitlerinden elde edilen inden elde edilen 92 My ve S ofiyoliti üzerinde yapılan çalışmasından elde edilen U-Pb yaşları baz alınarak My olarak varsayılmıştır (Mukasa ve Ludden, 1981; Tilton ve ark., 1981). Dilek ve Thy (2009) Kızıldağ ofiyolitinin oluşum yaşını plajiyogranit seviyelerinden elde edilen zirkonlar üzerinde U-Pb yöntemi ile My olarak ortaya koymuştur. 15

31 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Şekil 1.9. Güneydoğu Anadolu kuşağında gözlenen ofiyolitlerin genelleştirilmiş dikme kesitleri (Kızıldağ: Bağcı, 2004; Göksun: Parlak, 2006; İspendere: Beyarslan&Bingöl, 1991; Kömürhan: Rızaoğlu, 2006) Göksun Ofiyoliti Göksun ofiyoliti, Kahramanmaraş ilinin kuzeyinde Göksun ile Afşin ilçeleri arasında yer almaktadır. Bu ofiyolit dizisi Malatya metamorfikleri arasında gelişmiş KD-GB doğrultulu tektonik pencere içerisinde yüzlekler vermektedir. Birim kuzeyden ve güneyden Malatya metamorfikleri tarafından üzerlenmektedir. Göksun- Sürgü fayı birimi yajlaşık olarak D-B doğrultusunda kesmektedir. Göksun-Sürgü fayının kuzeyinde kalan ofiyolitik birim metamorfizmaya uğramamış ve tam bir ofiyolitik istif sunmaktadır (Tarhan 1984; Yılmaz ve Yiğitbaş,1991; Yılmaz ve ark.,1993; Parlak ve ark., 2004, Robertson ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Güneyde kalan ofiyolitik birim ise granulit/eklojit fasiyesinde metamorfizmaya uğramıştır (Yiğitbaş, 1989; Yılmaz ve ark., 1993; Genç ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2002; Robertson ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Kuzeyde bulunan metamorfik olmayan ofiyolitik birim için Göksun metaofiyoliti (Tarhan, 1984), Yüksekova Grubu (Yiğitbaş 1989; Yılmaz and Yiğitbaş 1991; Yılmaz ve ark., 1993), Berit ofiyoliti (Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993), Kuzey Berit ofiyoliti (Robertson ve ark., 2006) ve Göksun ofiyoliti (Parlak ve ark., 2004, Parlak ve ark., 2009). Güneyde yer alan metaofiyolitik dilim ise Berit metaofiyoliti veya Güney Berit (Robertson ve 16

32 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN ark., 2006) ofiyoliti olarak adlandırılmıştır. Bu tez çalışmanın bir bölümünü oluşturan Doğanşehir (Malatya) bölgesindeki metaofiyolitik birim adını bu tip lokaliteden almıştır. Göksun ofiyoliti hemen hemen tam bir ofiyolitik istif sunmakla beraber tabanı Eosen nap hareketleri ile kaybolmuştur (Yılmaz,1993; Robertson ve ark., 2006). Birim alttan üstte doğru ultramafik kümülatlar, mafik kümülatlar, izotrop gabrolar, levha dayk kompleksi plajiyogranit ve volkano-sedimanter birimlerden oluşmaktadır. Birim Malatya metamorfikleri tarafından tektonik olarak üzerlenmekte ve Esence granitoyidi birimi değişik yerlerde intruzif dokanak ile kesmektedir Perinçek ve Kozlu, 1984; Tarhan, 1986; Rızaoğlu ve ark., 2005; Parlak, 2006; Parlak ve ark., 2009) (Şekil 1.10). Şekil 1.10 Göksun-Afşin bölgesinin jeoloji haritası. Ultramafik kümülatlar lerzolit ve verlitlerden oluşurken mafik kümülatlar gabro ve olivinli gabrolardan oluşmaktadır. İzotrop gabrolar gabro, diyorit ve kuvarslı diyorit ile temsil edilmektedir. Levha dayk kompleksi diyabaz ve mikrodiyoritleri içermektedir. Göksun ofiyolitinin volkano-sedimanter seviyeleri 17

33 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN bazalt, bazaltik andezit, andezit, dasit ve riyolit gibi volkanik kayaçları içerirken volkanoklastikler, volkanojenik kumtaşı, tüf ve pelajik kireçtaşı gibi çökel birimleri içermektedir (Tarhan, 1986; Yılmaz ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2004; Parlak ve ark., 2009) (Şekli 1.9). Göksun ofiyolitinin yaşı volkano-sedimanter birimler içerisindeki pelajik kireçtaşı seviyelerinde bulunan mikrofosillerden yapılan fosil yaşlandırmaları ile Kampaniyen-Maastrihtiyen olarak saptanmıştır (Perinçek ve Kozlu, 1984; Tarhan, 1986; Robertson ve ark., 2006) Berit Metaofiyoliti Birimin tip lokalitesi Kahramanmaraş ilinin kuzeyinde Engizek ve Berit dağlarının arasında Ceyhan nehri kıyısında Uludere tektonik penceresi içerisinde mostra vermektedir. Tip lokalitesinde birim, altta Kızılkaya metamorfiği ve Maden Karmaşığını tektonik dokanakla üzerlemekte olup Malatya metamorfiklerine ait birimler tarafından tektonik dokanakla üzerlenmektdir (Genç ve ark., 1993; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993 Yiğitbaş ve ark., 1993; Parlak, 2006; Robertson ve ark., 2007). Çalışma alanında Doğanşehir (Malatya) ilçesinin hemen güneyinden başlayarak Sürgü Gövdeli arasında çoğunlukla Sürgü fayının kuzeyinde yaklaşık D-B doğrultusunda yüzlekler vermektedir. Birim farklı araştırıcılar tarafından Berit Grubu (Perinçek ve Kozlu., 1984), Berit metaofiyoliti (Yılmaz, 1993; Genç ve ark., 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Yiğitbaş ve ark., 1996; Önal, 1995; Karaoğlan, 2005; Parlak ve ark., 2009), güney Berit ofiyoliti (Robertson ve ark., 2006) olarak adlandırılmaktadır. Bu çalışmada Berit metaofiyoliti adı kullanılmıştır. Birim tabanda, Eosen tektonizmasının sonucu olarak Orta Eosen yaşlı Maden Karmaşığını üzerlerken, tavanda ise Malatya Metamorfikleri tarafından tektonik olarak üzerlenmektedir (Şekil 1.11). Berit metaofiyoliti piroksenit, piroksen granülit, granatlı amfibolit, amfibolit, granatlı amfobolllü metagabro, amfibol şist, plajiyoklas amfibol şist, epidote plajiyoklas amfibol şist, metaperidodit, granatlı metagabro ve metavolkanik birimlerden oluşmaktadır (Yiğitbaş, 1989; Genç ve ark., 1993; Yılmaz, 1993; Yılmaz 18

34 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN ve ark., 1993; Karaoğlan, 2005; Parlak ve ark., 2009) (şekil 1.13). Metaperidotit kısımları yeniden kristallenmiş olivin kristalleri içeren dunit, verlit, harzburjit ve serpatinitlerden oluşmaktadır. Piroksenitlerle birlikte süs taşı niteliklerinde kırmızı korund (yakut) gözlenmektedir. birimde gözlenen en yüksek metamorfizma eklojit fasiyesi olarak tanımlanmıştır (Yiğitbaş, 1989; Genç ve ark., 1993). Ancak bu çalışmada en yüksek granülit fasiyesi gözlenmiştir. Önceki çalışmalarda birim tek bir litoloji olarak haritalanırken bu çalışmada metaofiyolit alt birimlere ayırtlanarak haritalanmıştır (Şekil 1.11). Şekil Günedoğru-Beğre (Doğanşehir-Malatya) civarının jeoloji haritası. Berit metaofiyolitinin yaşı konusunda önceki çalışmacılar, birimi kuşak boyunca gözlenen diğer ofiyolitik birimler ile birlikte düşünerek Üst Kretase olarak 19

35 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN yorumlamış ancak doğrudan birime ait yaş vermemişlerdir. Berit bölgesinde Göksun ofiyoliti ile tektonik dokanak ilişkili gözlenen Berit metaofiyoliti bu birimin volkanosedimanter seviyelerinden yapılan fosil yaşlandırması ile bulunan Üst Portlandiyen Alt Berriasiyen (Üst Kretase) yaşı Berit metaofiyoliti içinde kullanılmıştır (Tarhan, 1984; Yiğitbaş, 1989; Yılmaz ve ark., 1993; Parlak, 2006; Robertson ve ark., 2006; Parlak ve ark., 2009) Şekil Berit metaofiyolitin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti İspendere Ofiyoliti İspendere ofiyoliti Malatya ilinin yaklaşık 20 km doğusunda Kale ilçesi güneyinde mostralar vermektedir. Birim yaklaşık D-B uzanımlı olup, volkanosedimanter kısmı hariç, en geniş olduğu yerde ~5km ve uzunluğu yaklaşık 25 km olup merceksi mostra şeklinde gözlenmektedir (Şekil 1.13). İspendere ofiyoliti tam bir ofiyolitik istif sunmaktadır, birim batıdan doğuya doğru tektonitler, ultramafikler, mafik kümülatlar, levha dayk kompleksi, plajiyogranit ve volkanik, volkanosedimanter birimlerinden oluşmaktadır (Beyarslan ve Bingöl; 1991; Parlak ve ark., 20

36 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN 2009; Nurlu, 2009). Bu birimler yer yer tekil diyabaz daykları tarafından kesilmişlerdir. Bu istifin kuzeyinde birimin volkano-sedimanter kısmı genişçe yüzlekle sunmakta ve İspendere ofiyolitinin diğer alt birimlerini bindirmeli dokanak ile üzerlemektedir (Şekil 1.13). İspendere ofiyoliti güneyde Maden karmaşığı üzerine bindirmeli dokanak ile gelirken kuzey dokanağı Baskil granitoyidi ile intruzif ilişkilidir. Arazide Baskil granitoyidi, İspendere ofiyolitini farklı alt birimlerini değişik seviyelerde keser vaziyette gözlenmektedir. Bu birimlerin tamamı Malatya-Keban metamorfitleri tarafından Üst Kretase döneminde üzerlenmiştir (Yazgan ve Chessex, 1991; Robertson ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Birimin üzerine gelen en yaşlı birim Üst Kampaniyen Alt Maastrihtiyen yaşlı fliş çökelleridir (Yazgan ve Chessex, 1991). İspendere ofiyolitinin mostra verdiği en doğu kesimde birimin üzerine Eosen (Üst Lütesiyen) yaşlı Kırkgeçit formasyonu uyumsuz olarak çökelmiştir (Şekil 1.13). İspendere ofiyolitini oluşturan kayaçlar, dunit (çoğunlukla serpantinize ve saçınımlı kromitler içermekte), gabro (klinopiroksenli gabro, troktolit, olivinli gabro ve iki piroksenli gabro), Verlit sil ve daykları, diyabaz (levha dayk kompleksini oluşturuyor), plajiyogranit ve bazalt, andezit ve riyolitten oluşan volkanik kaya gruplarını içermektedir (Şekil 1.9). 21

37 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Şekil İspendere (Malatya) ve civarınınjeoloji haritası. İspendere ofiyolitinin oluşum ortamı hakkında önceki çalışmalarda, kuşak boyunca gözlenen diğer ofiyolitik birimlerde olduğu gibi bir konsensus sağlanmış değildir. i) kuzeyde Toros platformu ve güneyde Arap platformu arasında yer alan Neotetis in güney kolunun kuzeye dalımla okyanus içi dalma-batma zonu (SSZ-tip) oluşturması ile meydana gelen hızlı yayılma sırtı üzerinde oluştuğu düşünülmektedir. Birim oluşumu takiben Toros aktif kıta kenarının altına dalmıştır (Beyarslan ve Bingöl, 1991; Yazgan ve Chessex, 1991; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Rızaoğlu, 2006; Robertson ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009; Nurlu, 2009). İspendere ofiyolitinin yaşı, birimin volkanik seviyeleri içerisinde yeralan volkanoklastik birimlerden Geç Kampaniyen Erken Maastrihtiyen yaşı elde edilmiştir (Yazgan ve Chessex, 1991). Ayrıca ofiyolitik birim kuşak boyunca 22

38 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN gözlenen diğer ofiyolitik birimler ile deneştirilerek Bingöl ve Beyarslan (1991) tarafından Jura-Kretase yaşı verilmiştir. Parlak ve ark. (2009) birimin yaşını yine deneştirme yolu ile Üst Kretase olarak vermiştir Kömürhan Ofiyoliti Kömürhan ofiyoliti, Elazığ ilinin batısında Baskil-Sivrice ilçeleri arasında Malatya-Elazığ karayolu üzerinde Kömürhan köprüsü ve civarında yüzlekler vermektedir. Birim doğuda Guleman ofiyoliti ve batıda İspendere ofiyoliti ile deneştirilebilmektedir (Yazgan, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991, Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak ve ark., 2009). Kömürhan ofiyoliti kuzeyde Malatya- Keban metamorfikleri tarafından tektonik olarak üzerlenmekte ve her iki tektonil birim, Baskil granitoyidi tarafından kesilmektedir. Güneyde Kömürhan ofiyoliti Maden karmaşığı üzerine bindirmeli dokanak ile gelmektedir (Şekil, 1.14). Şekil Baskil Sivrice (Elazığ) bölgesinin jeoloji haritası.. 23

39 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Kömürhan ofiyoliti arazide tam bir ofiyolitik seri oluşturmakta olup tabandan tavana doğru tektonitler, kümülatlar, izotrop gabrolar, levha dayk kompleksi ve volkaniklerden oluşmaktadır (Beyarslan ve Bingöl, 2000; Rızaoğlu, 2006). Tektonitlerin tabanında Toros kuşağı ofiyolitleri için karakteristik olan metamorfik dilim yer almaktadır (Şekil 1.9). Tektonitler serpantinize harzburjit ve lerzolitlerden oluşurken bunların üzerine gelen ultramafik kümülatlar verlitlerden oluşmaktadır. Ultramafik kümülatlarn üzerine intruzif ilişki ile kümülat gabrolar gelmektedir. Mafik kümülatlar olivinli gabbro, gabro, gabro-norit ve amfibollü gabrolardan oluşmakta ve üst kısımlara doğru izotropik gabrolara geçiş göstermektedir. Gabroların üzerine kalınlıkları cm ile cm arasında değişen diyabaz, mikrodiyorit ve kuvarslı mikrodiyoritlerden oluşan levha dayk kompleksi gelmektedir. Stratigrafik olarak en üstte yer alan volkanik kayaçlar bölgede ofiyolitin diğer birimleri ile tektonik dokanaklı olup, bazalt, bazaltik andezit, andezit ve dasitlerden oluşmaktadır (Rızaoğlu, 2006). Kömürhan ofiyoliti Geç Kretase döneminde güneyde Arap platformu ile kuzeyde Malatya-Keban platformu arasında kuzeye dalımlı bir okyanus içi dalma batma zonu üzerinde gelişen toleyitik karakterli yay magmatizmasından türemiştir (Beyarslan ve Bingöl, 2000; Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak ve ark., 2009). Kömürhan ofiyolitinin yaşı, K-Ar yöntemi ile amfibolitlerde 127±14, 95±9, 89.5±5 My, lökodiyoritlerden alınan biyotitlerde 85±3 My, trondjemitlerden alınan muskovitlerde 78.5±2.5 My soğuma yaşları elde edilmiştir (Yazgan ve Chessex 1991) Granitoyidler Esence Granitoyidi Kahramanmaraş ilinin kuzeyinde Göksun ile Afşin ilçeleri arasında Malatya metamorfikleri arasında gelişmiş KD-GB doğrultulu tektonik pencere içerisinde 24

40 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN yüzlekler vermektedir. Birim kuzeyden ve güneyden Malatya metamorfikleri tarafından üzerlenmektedir. Esence granitoyidi batıda GB-KD doğrultulu iki bant halinde mostra verip doğuya doğru birleşmektedir. En geniş olduğu yerde genişliği ~4 km olan birim Göksun çayı boyunca izlenmektedir (Perinçek ve Kozlu, 1984, Tarhan, 1986; Rızaoğlu ve ark., 2005; Robertson ve ark., 2006; Parlak, 2006). Göksun ofiyoliti ile intruzif dokanak ilişkisine sahip olan birim Senozoyik çökel kayaçları tarafından uyumsuz olarak örtülmektedir (Şekil 1.10). Esence granitoyidi, mostralarda görece daha sert ve taze granodiyorit (yer yer kuvarslı monzodiyorit) ve arenalaşmanın yoğun gözlendiği altere granitlerden oluşmaktadır. Granodiyoritler, mafik ve felsik magmanın heterojen karışımını gösteren (mixing/mingling) farklı boyutlarda mafik mikrogranüler anklav (MME) içermektedirler. Granitler ise aplitik dayklar tarafından kesilmektedirler (Parlak, 2006). Esence granitoyidi, Neotetis in güney kolunun Toros aktif kıta kenarının altına dalması ile oluşan dalma-batma zonunda gelişen volkanik yay ortamında oluşmuştur. Birimin metalüminustan peralüminus karaktere geçiş göstermesi manto kaynaklı magmanın kıtasal kabuktan kirlendiğine işaret eder (Parlak, 2006). Esence granitoyidi üzerinde K/Ar yöntemi ile yapılan radyometrik yaş tayinleri neticesinde amfibollerden 85.76±3.17 My ve biyotitlerden 70.05±1.75 ile 80.42±2.00 My arasında değişen soğuma yaşları elde edilmiştir (Parlak, 2006) Doğanşehir Granitoyidi Doğanşehir granitoyidi, Malatya ili Doğanşehir ilçesi batısında Kapıdere- Gövdeli bölgesinden başlayarak yaklaşık kuzeydoğu yönüne uzanımlı devam edip Polat beldesinin kuzeydoğusunda sonlanan genişliği ~5-7 km uzunluğu ~30-35 km olan bir sokulum şeklindedir (Şekil ). Birimin güney dokanağı Sürgü fayı ile sınırlandırılmıştır. Birim granit, granodiyorit, tonalit, diyorit, gabro, mikrodiyorit, diyoritporfir, tonalitporfir, aplit, lamprofir ve andezit bileşenli kayaç gruplarını içermektedir 25

41 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN (Perinçek ve Kozlu, 1984; Önal, 1995; Karaoğlan, 2005). Birimin özellikle felsik bileşimli kayaçları bolca mafik anklav içermektedir. Mikrogranüler mafik anklav (MME) olarak tanımlanan bu anklavlar magmanın katılaşması sırasında heterojen magma karışımı (mingling) olaylarının gerçekleştiğini göstermektedir (Barbarin, 1999). Doğanşehir granitoyidi bölgede dokanak ilişkisi bulunan en yaşlı birim olan Malatya metamorfikleri ile tektonik ve intruzif dokanak ilişkisine sahiptir. Çalışma alanında Berit metaofiyoliti ile intruzif dokanak ilişkisi gözlenirken, Eosen çökelleri ile tektonik dokanaklı olarak gözlenmektedir (Şekil 1.12, Şekil 1.13). Doğanşehir granitoyidi jeokimyasal olarak kalk-alkalen, metalüminus karakterli, I-tipi volkanik yay granitoyidlerinin özelliklerini göstermektedir (Önal, 1995; Karaoğlan, 2005). Doğanşehir granitoyidinin oluşum ortamı, bugüne kadar yapılmış bütün araştırmalarda kuşak boyunca gözlenen Esence ve Baskil granitoyidleri ile birlikte düşünülerek Neo-Tetis in güney kolunun kuzeye dalımla Toros platformunun altına dalması ile oluşan dalma-batma zonunda kıta-kıta çarpışmasından önce oluştuğu şeklinde yorumlanmıştır (Perinçek ve Kozlu, 1984; Tarhan, 1986; Yazgan ve Chessex, 1991; Yılmaz ve ark., 1993; Yılmaz; 1993; Robertson, 2002, 2004; Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2005; Karaoğlan, 2005; Robertson ve ark., 2006; Parlak, 2006, Parlak ve ark., 2009). Doğanşehir granitoyidinin oluşum yaşı olarak doğrudan bir veri olmamasına karşın Baskil ve Esence granitoyidleri ile eşdeğer kabul edilerek birimin yaşı için Üst Kretase yaşı kabul edilmiştir (Perinçek ve Kozlu, 1984; Tarhan, 1986; Yiğitbaş, 1986; Yazgan ve Chessex, 1991; Yılmaz ve ark., 1993; Yılmaz; 1993; Robertson, 2002, 2004; Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2005; Karaoğlan, 2005; Robertson ve ark., 2006; Parlak, 2006, Parlak ve ark., 2009) Baskil Granitoyidi Baskil granitoyidi, Elazığ ilinin batısında birime adını veren Baskil ilçesi ve civarında mostralar vermektedir. Birim Hazar gölü ile Keban baraj gölü arasında 26

42 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN yaklaşık 50 km genişliğinde KD-GB uzanımlı bir batolit görünümündedir (Yazgan ve Chessex, 1991; Rızaoğlu, 2006). Birim güneyde Kömürhan ve İspendere ofiyolitleri ile intruzif dokanaklı, kuzeyde Malatya metamorfikleri ile tektonik ve intruzif dokanaklıdır. Paleosen-Eosen yaşlı Seske formasyonu ve Eosen-Oligosen yaşlı Kırkgeçit formasyonu Baskil granitoyidini uyumsuz olarak üzerlemektedirler. Baskil granitoyidi Kömürhan köprüsü civarında Kömürhan ofiyoliti içine yaptığı sokulumlar tektonizma ile eş yaşlı olduğunu gösteren sintektonik intruzif ilişkiler sunmaktadırlar (Bingöl, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991; Robertson ve ark., 2004; Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak ve ark., 2009) (Şekil 1.14). Baskil granitoyidi oldukça geniş bir dağılım gösteren felsik ve mafik derinlik, ve yarı derinlik magmatik kayaçlarını içermektedir. Birim gabro, diyorit, monzodiyorit, kuvarslı diyorit, kuvarslı monzodiyorit, kuvarslı monzonit, granodiyorit, tonalit, granit ve bu kayaçların yarı derinlik fazlarını içermektedir. Baskil granitoyidi ve Kömürhan ofiyoliti arasında Kuşsarayı mevkiinde gözlenen volkano-sedimanter birim önceki çalışmacılar tarafından Baskil granitoyidinin yüzey kayaçları olarak değerlendirilirken (Yazgan, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991; Bingöl, 1984; Bingöl ve Beyarslan, 1996; Beyarslan ve Bingöl, 2000), Rızaoğlu (2006), bu volkaniklerin Kömürhan ofiyolitine ait olduğunu arazi ve jeokimya verileri ile kanıtlamıştır (Şekil, 1.9, 1.14). Baskil granitoyidinin oluşum ortamının Neotetis in güney kolunun kuzeye dalımla Toros aktif kıta kenarının altına dalması ile And tipi aktif kıta kenarında I- tipi kalkalkalen karakterli magmadan türediği birçok araştırıcı tarafından ortaya konmuştur (Yazgan, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991; Bingöl, 1984; Bingöl ve Beyarslan, 1996; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Rızaoğlu, 2006; Robertson ve ark., 2006). Baskil granitoyidi üzerinde yapılan yaşlandırma çalışmaları sonucu birimden Yazgan ve Chessex (1991) K-Ar yöntemi ile sanidin minerallerinden 78.5±2.5 ile 76.5±2.5 My yaşları elde etmişlerdir. Rızaoğlu ve ark., (2009) Ar-Ar yöntemi ile biyotitlerden 81.9 ± 0.7 My ve 81.5 ± 0.8 My, amfibollerden 84.0 ± 0.7 My ile 81.5 ± 1.1 My arasında soğuma yaşları ölçmüşlerdir. Kuşcu ve ark., (2010) amfibollerden 27

43 1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN 81.1 ± 1.0 ile ± 0.58 My, biyotitlerden ± 0.43 My ve K-feldspatlardan ± 0.62 My soğuma yaşlarını hesaplamıştır. 28

44 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Çoğulu ve ark., (1976), jeokimyasal, jeofizik ve jeokronolojik çalışmalar sonucunda yeni petrolojik veriler elde ederek, Kızıldağ (Hatay) ofiyolitinin Tetis okyanus ortası sırtlarında meydana gelmiş olduklarını belirtmişlerdir. Delaloye ve ark., (1980), Potasyum-Argon (K-Ar) yöntemini kullanarak Kızıldağ ofiyolitinini çeşitli birimlerinde jeokronolojik çalışmalar yapmışlardır. Oldukça geniş bir aralığa sahip olan yaş verileri ( My), ile sağlık bir yorum yapılamasada birimin oluşum yaşı için Erken Üst Kretase yaşını önermişlerdir. Yazgan, (1981), Malatya- Elazığ arasında Toros kuşağında kuzeyden güneye doğru Üst Maastrihtiyen yaşlı Yüksekova ve Orta Eosen yaşlı Maden karmaşıkları içerisindeki granitik ve volkanik kayaçların kökenini belirlemek için birimler üzerinde tüm kaya jeokimyası ve Sr(i) çalışmaları yapmıştır. Yazar Üst Kretase den Üst Eosen e kadar Toros platformunun güney kenarını etkin bir kıta kenarı olarak yorumlamıştır. Perinçek ve Özkaya, (1981), Arabistan levhası otokton şelf ve kuzeydeki Toros kuşağı allokton birimlerinin stratigrafik ve yapısal ilişkilerini inceleyerek bölgesel tektonizma içerisindeki konumunu araştırmışlardır. Doğu Anadolu bölgesinin, evriminin, gözlenen ilişkilerin bir tek okyanusal havzanın gelişimi ve kapanımıyla açıklanamayacağını, ancak küçük levhalarla ayrılmış dar okyanusal havzaların gelişimi ve kapanımı ile açıklanabileceğini savunmuşlardır. Bölgenin tektonik evriminde önemli bir rol oynamış mikro levhalardan birinin de güneyde Arabistan kuzeyde Anadolu levhaları arasında yer alan Keban levhacığı olduğunu ifade etmişlerdir. Özkan, (1982), Bu çalışmada incelenen ofiyolitik birimlerin doğu uzanımı konumunda olan Guleman ofiyolitinin jeolojisi ve petrolojisini çalışmıştır. Yazar, ofiyolitin tektonitler, kümülatlar ve damar kayaçları olmak üzere üç ana birimden oluştuğunu ve eksik bir ofiyolit istifine sahip olduğunu belirtmiştir. Guleman ofiyoliti kayaçlarında gözlenen metamorfik minerallerin ofiyolitin prehnitpumpelliyit fasiyesini geçmeyen P-T koşullarında metamorfizma geçirdiğini gösterdiğini belirtmiştir. Yapısal verilerin ise Guleman ofiyoliti kayaçlarının 29

45 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN faylanmalı ve kamalanmalı bir mekanizma ile kıvrımlanmaya uğradıklarını gösterdiğini ifade etmiştir. Yazgan, (1984), Doğu Torosların jeodinamik evrimi üzerine yaptığı çalışmada, bölgede petrolojik ve tektonik özelliklerine ve levha tektoniği kavramına göre yedi adet tektonik birlik ayırt etmiştir. Arap platformu ve Munzur napları arasında yer alan birimlerden oluşan bu tektonik birlikleri Kıvrımlı Arap platformu, Pütürge bindirme kuşağı, Pütürge metamorfikleri ve volkanosedimanter örtü kayaçları (Maden Kompleksi), İspendere ve Kömürhan metaofiyolitleri, Baskil magmatik kayaçları ve onların sedimanter örtü birimleri, Keban ve Malatya napları ile Munzur napları şeklinde gruplandırmıştır. Kömürhan ve İspendere ofiyolitlerinin kuzeyde Baskil yay magmatikleri ve güneyde Maden kompleksinin yeraldığı Hazar Gölü ne doğru D-KD uzanımlı, kuzeye dalımlı tektonik bir dilim olarak yeraldığını belirten yazar; Kömürhan ofiyoliti nin tüm benzerlikleriyle Guleman ofiyolitinin batı uzantısı olmasına rağmen İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinin tektonik ortamlarının farklı olduğunu ve bu birimlerin Baskil magmatik yayına ait kayaçlarla kesilmesi ve kısmi ergime göstermeleriyle farklılıklar sunduğunu belirtmektedir. Perinçek ve Kozlu, (1984), Doğu Toroslarda yaptıkları çalışmada Berit metaofiyolitini, Doğanşehir granitoyidini, Pütürge ve Malatya-Keban metamorfiklerini haritalayarak birimlerin dokanak ilişkilerini ortaya koymuşlardır. Yazarlar bölgedeki allokton birliklerin Pütürge Metamorfikleri ile başladığını ve bunların Alt-Orta Eosen yaşlı volkano-sedimanter birimlerden oluşan Maden Kompleksi tarafından üzerlendiklerini, Maden kompleksininde İç Toros Sütur Zonu olarak bilinen kuşağa dahil ofiyolitik kayaçlarca ve onlarla birlikte oluşan adayayı ürünü Yüksekova kompleksi tarafından örtüldüklerini belirtmişlerdir. Tarhan, (1986), Doğu Toroslarda Neotetis in kapanımına ilişkin granitoyid magmaların evrimi ve kökeni konulu çalışmasında özellikle çalışma alanının batısında Afşin-Elbistan-Göksun arasında yer alan granitoyidleri incelemiş ve bu granitoyidlerin adayayı volkanizması sırasında gelişmediğini belirterek bunların Alt Kretase den süregelmiş Neokomiyen sonrası artan kuzey-güney yönlü sıkışma kuvvetlerinin Geç Kretasede yitim zonu üzerinde oluşturduğu çarpışma kuşaklarında çarpışma sonrası artan kıta kabuğu kalınlaşması nedeniyle adayayı istifi ve onun 30

46 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN temelini oluşturan okyanus kabuğunun derine gömülmesine bağlı olarak oluşan anatektik magmanın yüksek derecede farklılaşmış ürünleri olarak ortaya çıktığını ifade etmiştir. Yazgan ve Chessex, (1991), Çalışma alanındaki Kızıldağ ofiyoliti üzerinde yapılan çalışmalar dışında bölgedeki ilk jeokronoloji çalışmalarını yapmışlardır. Baskil (Elazığ) bölgesindeki granitoyidler üzerinde yaptıkları çalışmalarda K-Ar yöntemi ile 76±2.45 ile 78±2.5 My arasında yaşlar bildirmişlerdir. Ofiyolitlerin tabanında ince bir dilim halinde gözlenen ve amfibolitlerle temsil edilen metamorfik dilimde bulunan amfibolitlerde K-Ar yöntemiyle 127±14, 95±9 ve 89.5±5 My değerleri bulmuşlardır. Yazarlar, Malatya bölgesinde Güneydoğu Toridlerin jeolojisi ve tektonik evrimi ile ilgili çalışmalarında doğu Toros tektoniğinin Keban ve Arap mikrolevhaları arasında Geç Kampaniyen Erken Maastrihtiyen arasında meydana gelen yay-kıta çarpışması ile ilgili olduğunu belirtmişlerdir. Araştırmacılar yapmış oldukları geniş arazi gözlemlerine dayanarak Toros kuşağını Arap platformu, Pütürge ve Bitlis metamorfik masifleri, Kömürhan sütur zonu, Baskil batoliti ve Keban platformu olmak üzere beş birliğe ayırmışlardır. Baskil batolitinin Neotetis in güney kolunun Keban platformunun altına kuzeye doğru dalımı ile oluşan Koniasiyen-Santoniyen yaşlı bir magmatik yayı temsil eden kalkalkalen karakterde magmatik kayaçlardan oluştuğunu belirten çalışmacılar radyometrik, jeokimyasal ve stratigrafik çalışmalar sonucunda ofiyolit yerleşimini 2 ana evreli evrim modeli ile açıklamışlardır. Birinci evrede ofiyolit naplarının yay-kıta çarpışması öncesi pasif kıta kenarı üzerine tektonizma ve metamorfizma eşliğinde sıcak olarak bindirdiklerini, ikinci evrede ise metamorfizmaya uğrayan pasif kıta kenarının ofiyolitik örtüsü ile birlikte eski listrik açılma fayları boyunca yükselmeye başladığını, bindirme ve yatık kıvrımların ofiyolitik örtünün soğuk çekim kaymalarıyla Arap kıtası ön çukur çökel havzası içerisinde en güney konumuna taşınmalarını sağladıklarını belirtmişlerdir. Yıldırım ve Yılmaz, (1991), Kahramanmaraş kuzeyinde yapmış oldukları Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağının ekaylı zonu başlıklı çalışmalarında Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağı nı güneyden kuzeye doğru, Arap otoktonu, 31

47 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN Ekay zonu ve Nap bölgesi olmak üzere doğu-batı gidişli üç tektonik kuşağa ayırmışlardır. Herece ve ark., (1992), Baskil granitoyidi ve Kömürhan ofiyoliti üzerinde yaptıkları çalışmada, Kömürhan ofiyolitinin altta foliasyonlu diyoritler ve üstünde de kısmi ergimeyi gösteren amfibolitlerin bulunduğunu belirtmişler ve amfibolitler içerisinde tektonik dilimler halinde yeşil şist-amfibolit fasiyesinde metamorfizma geçirmiş harzburjit, verlit ve piroksenitlerin varlığını tespit etmişlerdir. Yazarlar ayrıca yönlenmeli fabrik (directional-fabric) doku gösteren granodiyoritlerin ultramafik kaya topluluklarıyla sin-kinematik (syn-kinematic) olarak geliştiklerini belirtmişler ve granodiyoritlerdeki biyotitlerden 85±3 m.y, pegmatititk granofirlerdeki muskovitlerden 78.5±2.5 m.y K/Ar yaşı almışlardır. Elde edilen veriler ışığında metaofiyolitlere sokulum yapan granitoyidlerle Baskil granitoyidlerinin eş zamanlı bir oluşuma sahip olduğunu belitmişlerdir. Baskil magmatik kayalarının granodiyorit, tonalit, kuvars-monzonit, monzodiyorit, diyorit ve gabrodan oluştuğunu belirten yazarlar alkalen eğilimli kalk-alkalen karaktere sahip olduklarını ve And tipi ada yayı veya ince kıtasal kabuk ve de kısmen okyanusal kabukta gelişen bir ada yayı ürünü olduklarını tespit etmişlerdir. Genç ve ark., (1993), İnceleme alanının güneybatısında Kahramanmaraş ın kuzeyinde yüzeyleyen Berit metaofiyoliti nin jeolojisini inceledikleri çalışmalarında metaofiyolitin başlıca iki tektonik dilimden oluştuğunu, ancak bu dilimli yapıya rağmen birimin alttan üste doğru ultramafik ve mafik kümülat kökenli kayalar, som ve levhalaşmış meta-diyabazdan oluşan düzenli bir ofiyolit istifini temsil ettiğini ve güneye devrik antifom bir yapı sunduğunu ifade etmişlerdir. Berit metaofiyoliti nin çok evreli metamorfizmadan etkilendiğini belirten çalışmacılar Alt dilimin yeşil şist fasiyesinde okyanus tabanı metamorfizmasından etkilendiğini, tanınabilen ilk metamorfizmanın yeşilşist-epidot-amfibolit fasiyesi koşullarına ulaşan okyanus tabanı metamorfizması olduğunu, bunu izleyen fazın ultramafik ve mafik kümülat kayaları arasında ve metagabronun içindeki bir zon boyunca görülen granulit-eklojit fasiyesindeki kontakt dinamotermal metamorfizma olduğunu, son metamorfik fazın ise dinamik ve retrograd nitelikli olduğunu belirtmişlerdir. Birimi etkileyen metamorfizma olaylarının ofiyolitin üretildiği dönemde veya hemen sonrasında 32

48 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN okyanus tabanında başlayarak, okyanus kabuğunun kendi içinde dilimlendiği dönemde (Üst Kretase) devam ettiğini ve kıta üzerine ilerlediği dönemde de (Orta Eosen sonu) son bulduğunu ifade etmişlerdir. Lytwyn ve Casey, (1993), Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti volkanik kayaçları ve levha dayk kompleksinde yapmış olduğu jeokimyasal ve petrolojik çalışmalar sonucunda kompozisyonu ada yayı toleyitlerinden bazaltik andezit ile boninitik karaktere kadar değişen lavları, Troodos ofiyolitinin alt ve üst yastık lavları ile karşılaştırmış, her iki ofiyolit kompleksinin petrojenetik ve tektonik olarak birbirleriyle ilişkili olduklarını ve yay önü ortamlarda, dalma batma zonu üstünde oluştuklarını belirtmişlerdir. Yılmaz, (1993), Güneydoğu Anadolu orojeninin Toros ve Arap platformları arasında kıtasal çarpışmanın sonucu olarak doğu-batı uzanımlı ve güneyden kuzeye doğru Arap platformu, yığışım prizması zonu ve nap zonu olmak üzere kabaca üç zona ayrılabileceğini belirtmiştir. Bu zonlardan Arap platformu nun Erken Kambriyen-Orta Miyosen aralığında çökelmiş, çoğu denizel sedimanlardan oluştuğunu, yığışım prizması zonunun nap zonu ile Arap platformu arasında sıkışmış dar bir kuşaktan oluştuğunu, nap zonunun ise en yüksek yapısal seviyeleri temsil ettiğini belirtmişler ve nap zonunu da alt nap ve üst nap olmak üzere iki gruba ayırmışlardır. Alt napın çok fazlı metamorfik ofiyolitik kayaçlarla ve Maden grubu ile, üst napın ise Bitlis ve Pötürge metamorfikleri ile temsil edildiğini belirtmişlerdir. Yılmaz ve ark., (1993), Güneydoğu anadolu Orojenik Kuşağı içerisinde yer alan ofiyolitik istifleri ve metamorfik masifleri ayıklamışlardır. Ofiyolitleri; nap zonu, yığışım prizması zonu ve Arap platformu olmak üzere tektonik olarak üç farklı grup altında incelemişlerdir. Nap zonu ofiyolitlerinin Toros aktif kıta kenarının altına yitildiğini, yığışım prizması zonu ofiyolitlerinin birbirleri içerisinde ekaylı yapıları ile düzensiz birimler oluşturduklarını ve Arap platformu ofiyoltlerinin, platformu üzerleyen ofiyolit ve karmaşık karakterinde birimlerden oluştuklarını bildirmişlerdir. Metamorfik masiflerin, Pütürge ve Bitlis, Keban, Malatya, Binboğa ve Engizek metamorfikleri altında inceleyen çalışmacılar, metamorfik masiflerin nap zonunun üst nap alanını oluşturdukalarını belirtmektedirler. Alt nap zonunun ise çok fazlı metamorfik ofiyolitik kayaçlarla ve Maden grubu ile temsil edildiğini 33

49 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN belirtmişlerdir Yazarlar metamorfik masiflerin küçük mikrolevhalardan ziyade D-B uzanımlı tek bir platformıun parçaları olduğu şeklinde yorumlamışlardır. Önal, (1995), Polat-Beğre (Doğanşehir, Malatya) yöresinde yüzeyleyen magmatik kayaçların petrografik ve petrolojik özelliklerini doktora çalışması olarak inceleyen araştırıcı, çalışma alanındaki magmatik kayaçların orta-düşük K serilerinin karakteristiğini gösteren, diyorit, kuvars-diyorit, ve tonalit türü kayaçlar olduğunu belirtmiştir. Yazar, bölgedeki magmatik kayaçların kıtasal ve okyanus bölgesi yaylarda geliştiğini belirtmiştir ve bunlardan diyorit grubu kayaçların manto fraksiyonlaşması ile ilgili, tonalit grubu kayaçların ilk-levha çarpışması (pre-plate collision) gerçekleşmeden önce oluştuklarını belirtmiştir. Bingöl ve Beyarslan, (1996), Elazığ çevresinde geniş yayılım sunan Üst Kretase yaşlı Elazığ magmatitlerinin diyorit, monzodiyorit, kuvars diyorit ve tonalitten oluşan derinlik kayaçları, bazaltik yastık lavlar, lav akıntıları, andezitler ve andezitik piroklastiklerden oluşan yüzey kayaçları ile anılan tüm bu birimleri kesen granitik bileşimli plütonik kayaçlar ile dasit bileşimli volkanik kayaçlar ve volkanosedimanlardan oluşan geniş kaya grubu yayılımına sahip magmatiklerden oluştuklarını belirtmişlerdir. Elazığ magmatitlerine ait derinlik kayaçlarının Üst Kretase yaşlı Kömürhan ofiyolitlerinide kestiğini belirten çalışmacılar birimin Üst Triyas tan itibaren açılmaya başlayan Neotetis in güney kolunun Üst Kretase den itibaren kuzeye doğru dalımı ve buna bağlı olarak üstteki levhada meydana gelen okyanus içi dalma batma zonu üzerinde oluşan Kömürhan ofiyoliti üzerinde meydana gelen kalkalkalen seriye ait adayayı ürünü olduğunu belirtmişlerdir. Yiğitbaş ve Yılmaz, (1996), Maden baseni üzerine yürüttükleri çalışmada, birimin ana karakteristik özelliklerini temel olarak arazi verileri ile ortaya koymuşlardır. Maden karmaşığı volkono-sedimanter bir birim olup, yay-gerisi ortamda Orta Eosen döneminde gelişmiştir. Birim embriyonik okyanus safhasına kadar gelişmiştir. Yazarlar, Yılmaz (1993) tarafından Güneydoğu Anadolu Orojenik kuşağı için önerilen sınıflamayı temel alarak Maden karmaşığının alt nap alanına ait olduğunu düşünmektedirler. Birim metamorfik masifler üzerinde gelişmiş ve üst nap birimleri tarafından örtülmüştür. 34

50 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN Dilek ve Thy (1998), Dilek ve ark., (1999), Kızıldağ (Hatay) ofiyolitinin Mesozoyik yaşlı Neotetis okyanusunun güney kanadında Üst Kretase de oluşmuş bir okyanusal kabuk kalıntısı olduğunu belirtmişler ve kabuğun oluşumu için MORB tipi bir okyanusal kabuk oluşumu önermişlerdir. Rızaoğlu ve ark., (2000), Gözpınarı-Deveboynu-Esence yöresinde (Göksun- Kahramanmaraş) dolayında yüzlek veren Esence graitoyidini incelemişlerdir. Petrografik ve jeokimyasal çalışmalar neticesinde Yüksekova ofiyolitini düzenli bir ofiyolit istifi sunduğunu ve granitoyidin oluşma ortamının ise çarpışma ile eş-yaşlı (Syn-COLG) oluşan bir granitoyid olduğunu belirtmiştir. Parlak ve Kozlu (2000), İnceleme alanının batısında yer alan Yüksekova ofiyolitinin genel özelliklerini ve onu kesen granit intrüzyonunu konu ettikleri çalışmalarında, Yüksekova ofiyolitinin eksiksiz bir ofiyolit istifine sahip olup, tabanda ultramafik ve mafik kümülatların yeraldığını, onların üzerine izotropik gabroların ve onlarla ilksel ilşkili olan levha dayklarının geldiğini ve en üstede volkanikler, piroklastikler ve volkanojenik kumtaşlarının geldiğini belirtmişlerdir. Yazarlar ayrıca bölgede hem temel kayaçlarını hemde Yüksekova ofiyolitini kesen my yaşlı granitik bir intrüzyonun gözlendiğini ifade etmişlerdir. Beyarslan ve Bingöl, (2001), Kömürhan ve batısında yer alan İspendere ofiyolitlerinde gözlenen verlitik intrüzyonların kökenini araştırmaya yönelik çalışmalarında her iki ofiyolitik birimin ideal bir ofiyolitik istifin kabuk kesimini gösterdiklerini belirtmişler, ofiyolitlerin güneye doğru Orta Eosen yaşlı Maden Kompleksi üzerine tektonik olarak geldiklerini ifade etmişlerdir. Verlitik intrüzyonların ofiyolitik kompleksler içerisinde intrüzyon, dayk ve siller halinde yeraldıklarını belirten araştırmacılar esas ofiyolitik istifi veren okyanusal büyüme fazından sonra ikinci evre erimeler neticesinde bu intrüzyonların oluştuklarını ve bu ikinci magmatik olayın, okyanus içi dilimlenmeden hemen sonra, Üst Kretase sırasındaki yerleşme öncesi meydana geldiğini bildirmişlerdir. Robertson (2002), Doğu Akdeniz Tetis kuşağında gözlenen Mesozoyik yaşlı ofiyolitlerin oluşumu ve yerleşimi üzerine genel bakış isimli çalışmasında, Doğu Akdeniz kuşağı ofiyolitlerinin farklı kökene sahip olduğunu ve çeşitli tektonik yerleşimlerde bulunduğunu belirtmiştir. 35

51 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN Parlak ve ark (2002), Doğanşehir (Malatya) bölgesinde Yüksekova ofiyolitine ait metamorfik dilime ait kayaçlar üzerinde yapmış oldukları çalışmalarında ofiyolitin tabanındaki metamorfiklerin çok fazlı deformasyon ve kıvrımlanma geçirdikleri ve granulit fasiyesinden epidot-amfibolit fasiyesine değişim gösteren ters bir metamorfik zonlanma gösterdiklerini belirtmişlerdir. Çalışmacılar ayrıca amfibolit fasiyesindeki amfibollerden elde ettikleri 90±7 my yaşın metamorfiklerin Geç Kretase de Neotetis in güney kolunun kapanması sırasında okyanus içi dalma batmayla oluştuklarını gösterdiğini ifade etmişlerdir. Elmas ve Yılmaz, (2003), Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağının evriminin Üst Kretase de başlayan kanverjan hareketin Geç - Erken Miyosen de kıta-kıta çarpışması ile sonuçlandığını belirtmişlerdir. Yazarlar, kuşak boyunca alt nap alanında volkanik kayaçların varlığna dikkat çekerek bu volkanik birimlerin yaşlarının batıdan doğuya doğru gençleştiğini ifade etmişlerdir. Volkanik birimlerdeki bu gençleşmenin oblik bir dalma ile açıklanabileceğini tartışmışlardır. Bağcı, (2004), doktora çalışması olarak Kızıldağ ve Tekirova ofiyolitleri üzerinde petrografik ve jeokimyasal analizler yaparak iki okyanusal kabuk kalıntısını karşılaştırmıştır. Yazar, Geç Kretase yaşlı okyanusal litosfer kalıntılarının Arap (Kızıldağ) ve Toros (Tekirova) platformları üzerinde tektonik dokanakla yer aldığını belirtmektedir. Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti tabandan tavana doğru tam bir ofiyolit stratigrafisi sunmakta ve harzburjitik tektonitler, ultramafik-mafik kümülatlar, izotrop gabro, levha dayk kompleksi ve volkanik kayaçları içermektedir. Tekirova (Antalya) ofiyolitinde ise sadece en üst kesimi oluşturan volkanik birimler görülmemekte ve tabandan tavana doğru harzburjitik tektonitler, ultramafik-mafik kümülatlar, izotrop gabro, levha dayk kompleksine ait kayaçları içermektedir. Mineral kimyası çalışmaları sonucu her iki ofiyolitin okyanus içi dalma-batma zonu üzerinde oluştukları tespit edilmiştir. Kızıldağ (Hatay) ve Tekirova (Antalya) ofiyolitlerini oluşturan ilksel bazaltik magmanın kısmi ergime olaylarına bağlı olarak manto içerisinde oluşması ve kanal sistemi içerisinde yukarıya doğru hareket etmesi sırasında fraksiyonel kristallenmeye bağlı olarak kristallerin kanalların kenarları boyunca mekanik olarak çökmesi ile plütonik kesimde özellikle ultramafik kümülatların oluştuğunu belirten yazar kanal sistemleri boyunca yukarıya doğru 36

52 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN taşınan magmanın bir kısmının yüksek-orta basınç ortamında oluşan kümülat kayaçları oluşturduğunu, diğer kısmının ise kabuk içerisinde yer alan magma odası içerisine ulaşarak diğer plütonik, yarıderinlik ve volkanik kayaçların oluşmasını sağlamadığını belirtmiştir. Parlak ve ark., (2004), Kahramanmaraş kuzeyinde Göksun dolaylarında yaptıkları çalışmada, bölgede yüzeyleyen Malatya metamorfitleri, Göksun ofiyoliti ve bunları çarpışma ile eş-yaşlı kesen granotoid birimlerini ayırtlamışlardır. Araştırmacılar granotoyidin yerleşim yaşını ~85 My olarak belirtmişler ve bölgedeki volkaniklerin bazalttan riyolite kadar değişen bir aralıkta kayaçlarla karakterize edildiğini belirtmişlerdir.. Yazarlar Göksun ofiyolitinin Geç Kretase zamanında kuzeyde Malatya-Keban metamorfitleri, güneyde Arabistan levhası ile sınırlı olan Neotetis okyanusu içinde gelişmiş olan bir okyanus içi dalma-batma zonunda gelişmiş olduğunu belirtmişlerdir. Yazarlar, bölgedeki magmatikler ve Baskil dolayında magmatikleri birlikte düşünüp bölgede iki farklı dalma-batma zonunun geliştiğini, bunlardan birincisinin Malatya-Keban metamorfitlerinin altına doğru olduğunu ve Baskil magmatik yayını oluşturduğunu, ikincisinin ise daha güneyde okyanus içinde gelişip, bir okyanus içi dalma-batma zonu üzerinde Göksun ofiyolitini oluşturduğunu belirtmişlerdir. Bağcı ve ark., (2005), Kızıldağ ofiyoliti üzerinde yaptığı petrografik ve jeokimyasal çalışmalar neticesinde birimin dalma-batma zonu üzerinde IAT ortamında yavaş yayılan sırtta oluştuğunu bildirmiştir. Rızaoğlu, (2006), Doğu Anadolu bölgesinde Baskil-Sivrice (Elazığ) arasında yüzeyleyen tektonomagmatik birimlerden Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı içerisinde alt nap alanında yer alan Kömürhan ofiyolitinin ve onu kesen Baskil granitoyidinin petrografisi, jeokimyası ve jeokronolojisi üzerine doktora tezi yapmıştır. Yazar, Geç Kretase yaşlı Kömürhan ofiyolitinin Hazar Gölü nün batısında yüzeylemekte olup doğusunda yeralan Guleman ofiyoliti ve batısında yeralan İspendere ofiyoliti ile kökensel ilişkiye sahip olduğu, kuzeyde Malatya-Keban platformu tarafından tektonik dokanakla üzerlenmekte olduğu ve Baskil granitoyidi tarafından intruzif dokanakla kesildiğini belirtmektedir. Güneyde ise Kömürhan ofiyoliti Orta Eosen yaşlı Maden Kompleksi ne bindirmektedir. Kömürhan ofiyoliti 37

53 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN üzerinde yaptığı saha çalışmalarında araştımacı ofiyolitin tam bir okyanusal kabuk kesiti sunmakta olduğunu ve tabandan tavana doğru tektonitler, kümülatlar, izotrop gabrolar, levha dayk kompleksi ve volkanitlerden oluştuğunu belirtmiştir. Tektonitlerin tabanında okyanus içi dalma-batma sırasında amfibolit fasiyesinde metamorfizmaya uğramış ince bir metamorfik dilim gözlenmektedir. Ofiyolitik birimler üzerinde yapılan tüm kayaç ve mineral kimyası analizleri Kömürhan ofiyolitinin okyanus içi dalma-batma zonu üzerinde oluştuğunu göstermektedir. Yazar Kömürhan ofiyoliti ile intruzif dokanak ilişkisine sahip Baskil granitoyidinin felsik ve mafik magmatik kayaçlar olmak üzere iki farklı gruba ait derinlik ve yarı derinlik kayaçları ile temsil edildiğini belirtmektedir. Felsik ve mafik plütonik kayaçlar çeşitli şekil ve boyutlarda mafik mikrogranüler enklav (MME) içermektedirler. Baskil granitoyidi jeokimyasal açıdan I-tipi, kalkalkalen plütonların karakteristik özelliklerine sahiptir. Baskil granitoyidine ait kayaçların tüm kayaç ve mineral kimyası analizleri bu magmatik birimin volkanik yay tektonik ortamında oluştuğuna işaret etmektedir. Parlak (2006), Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağı içerisinde yer alan granitoyidlerin jeodinamik önemi üzerine Göksun-Afşin (Kahramanmaraş) bölgesinde yüzeyleyen granitoyidlerden elde ettiği verileri sunduğu çalışmasında anılan bölgede yüzeyleyen granitoyidlerin, nadir toprak elementleri ve Okyanus Sırtı Granitoyitleri (ORG) ne göre normalize edilmiş multi element patternlerin yanı sıra tektonomagmatik sınıflandırma diyagramları ve biyotit jeokimyasının volkanik yay granitoyidleri (VAG) nin karakteristik özelliklerini sunduğunu belirtmiştir. Granitoyidlerin 85.76±3.17 ile 77.49±1.91 arasında değişen K-Ar yaşına sahip olduğunu belirten yazar Güneydoğu Anadolu ofiyolitlerinin okyanus içi dalma batma zonu (suprasubduction zone) üzerinde oluştuğunu, ofiyolitlerle ilgili metamorfik kayaçların da okyanus içi dalma batmanın başlangıcında veya sonraki bindirmelerle oluştuğunu ifade etmiştir. Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağı içerisinde yer alan granitoyidlerin ise Malatya-Keban platformunun ofiyolitler ve onlarla ilişkili metamorfik kayaçların üzerine bindirmesini müteakiben sokulum yaptığını belirtmiştir. 38

54 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN Robertson ve ark., (2006), Berit bölgesinde yaptıkları çalışmada, bölgede yüzeyleyen metamorfik olmayan (Kuzey Berit - Göksun) ve metamorfik (Güney Berit) ofiyolit birimlerini ayıklamışlardır. Yazarlar, bölgede yüzeyleyen birimler üzerinde yaptıkları çalışmalar neticesinde Berit ofiyolitinin Güney Neotetis te okyanus içi dalma-batmaya bağlı olarak yay önü havzada Geç Kretase de geliştiğini bildirmişlerdir. Berit ofiyolitinin Toros aktif kıta kenarına ~85 My önce kenetlenip altına daldığı ve kalk-alkalen karakterli granitler tarafından kesildiğini belirtmişlerdir. Kuzeye doğru dalmanın ~45 My önce bölgede yay-gerisi açılmaları ve dalma-batmaya bağlı volkanizmayı tetiklendiğini belirten yazarlar Güney Neotetis in Oligo-Miyosen zamanında kapandığını ve günümüz güneye bakan bindirme zonlarının bu zamanda bu zamanda oluştuğunu bildirmektedirler. Bağcı ve ark., (2008), Kızıldağ ofiyolitine ait kayaçlar üzerinde yaptıkları petrografi, tüm kaya ve mineral jeokimyası çalışmaları neticesinde birimin dalmabatma zonu üzerinde ada yayı toleyitik magma kaynağından beslenerek oluştuğunu belirtmişlerdir. Yazarlar, birimin IAT ve bonintik magma olmak üzere birbirinden çok farklı iki magma kaynağından beslendiğini ortaya koymuştur. Parlak ve ark., (2009), Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yüzeyleyen ofiyolitik birimleri üzerinde petrografik ve jeokimyasal çalışmalar yaparak, ofiyolitik birimlerin oluştukları tektonik ortamları tartışmışlardır. Araştırmacılara göre, kuşak boyunca yüzeyleyen Göksun, Berit, İspendere, Kömürhan ve Guleman ofiyolitleri Toros aktif kıta kenarının altına dalmış ve I tipi kalk-alkalen karakterli granitoyidler tarafından kesilmişlerdir. Kızıldağ ofiyoliti (Hatay) ise Arap platformu üzerine üzerlemiş konumda gözlenmektedir. Araştırmacılar, birimler üzerinde yaptıkları petrografi, tüm kaya jeokimyası ve mineral kimyası çalışmaları neticesinde ofiyolitlerin okyanus ortası sırtta oluşan okyanusal kabuktan farklı bir ortamı işaret ettiğini belirtmektedirler. Kümülat kayaçların mineral fazlarının oluşum sırası, tüm kaya ve mineral kimyası bu birimlerin günümüz ada yayı toleyitleri ile aynı ortamda oluştuğuna işaret ettiğini belirtmektedirler. Aratırmacılar, ofiyolitik birimlerin volkanik seviyeleri toleyitik bileşime sahip olduğunu ve Güneydoğu Anadolu ofiyolitlerinin jeokimyasal olarak iki farklı magmadan türediğini belirtmişlerdir, (Kızıldağ, Göksun, İspendere, 39

55 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN Kömürhan ve Guleman ofiyolitlerinde gözlenen IAT tipi magma ve sadece Kızıldağ ofiyolitinde gözlenen düşük-ti boninitik magma kaynağı). Araştırmacıların elde ettiği jeokimyasal verilere göre Güney Neotetis ofiyolitlerinin okyanus içi dalmabatma ile ilişkili (Suprasubduction) ortamda yay ve yay önü ortamlarında geliştiğini işaret ettiğini belirtmektedirler. Araştırmacılara göre, Berit metaofiyolitnde gözlenen metamorfizma gelişen okyanus içi dalma-batmanın ilerleyen safhalarında gelişmiş olmalıdır. Rızaoğlu ve ark., (2009), Doğu Anadolu da Elazığ bölgesinde yüzeyleyen Baskil granitoyidinin petrografik ve jeokimyasal özelliklerini araştırarak, birimim kuşağın evrimi içerisindeki konumunu tartışmıştır. Araştırmacılar saha çalışmalarında Baskil granitoyidinin mafik ve felsik derinlik ve yarı derinlik kayaçlarını içerdiğini ve petrografik olarak granit, granodiyorit, tonalit, kuvarsmonzonit, aplit, granofir, granodiyorit porfir, gabro, diyorit, kuvars-diyorit, diyabaz, mikrodiyorit, kuvars mikrodiyorit, diyorit porfir, kuvarslı diyorit porfir ve orbiküler gabro dan oluştuğunu belirtmektedirler. Birim izerinde yapılan jeokimyasal analizler, birimin I-tipi, metalüminus karakterden peralüminus karaktere değişen, kalk-alkalen karakterli olduğuna işaret etmektedir. Tüm kaya jeokimyası ve biyotit mineral kimyası birimin volkanik yay ortamında geliştiğini göstermktedir. Araştırmacılar, Baskil granitoyidinden alınan örnekler üzerinde yapılan biyotit 40 Ar/ 39 Ar yaşları 81.9 ± 0.7 My ile 81.5 ± 0.8 My arasında değişen, hornblend minerallerinden 84.0 ± 0.7 My ile 81.5 ± 1.1 My arasında değişen soğuma yaşları tespit etmişlerdir. Kuşcu ve ark., (2010), Orta ve doğu Anadolu bölgelernde yüzeyleyen granitoyidler üzerinde yaptığı jeokimyasal ve jeokronoloji çalışması ile Toros platformunun her iki tarafında bulunan Kuzey ve Güney Neotetis okyanusal basenlerinin kapanması ve buna bağlı gelişen çarpışma ve çarpışma sonrası tektonizmayı tartışmıştır. Orta - Doğu Anadolu bölgesinin evriminde güneyden (Baskil 83 My) kuzeye (Divriği, Keban 69 My) doğru gençleşerek gelişen magmatizmanın varlığı bulunmaktadır. Bölgenin evrim süreci içerisinde gelişen magmatizma iki farklı magma kaynağından beslenmiştir; (i) manto kaması ve dalan okyanusal levhanın beslediği yay mağmatizması, (ii) dalma-batmanın etkilediği metasomatize litosferik manto ve kıta içi magmatizmasından beslenen magmatizma. 40

56 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN Baskil granitoidine ait örnekler üzerinde yapılan jeokimyasal çalışmalar, birimin yay magmatizması ürünü olduğunu göstermektedir. Güneydoğu Anadolu bölgesinde magmatizma yay magmatizmasından orta kabuk magmatizmasına değişmektedir. Baskil granitoyidine ait örnekler üzerinde yapılan hornblend 40 Ar/ 39 Ar yaşları 81.1 ± 0.7 My ile ± 0.58 My arasında değişirken, biyotit 40 Ar/ 39 Ar yaş ± 0.43 My ve K-feldspat yaşı ± 0.62 My hesaplanmıştır. Baskil granitoyidinin kuzeyinde Keban granitoyidinin kristallenme yaşı 69.9 ± 0.5 My ve soğuma yaşları ± 0.5 My (biyotit 40 Ar/ 39 Ar) ve ± 0.5 My (K-feldspat 40 Ar/ 39 Ar) olarak hesaplanmıştır. 41

57 2.ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Fatih KARAOĞLAN 42

58 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN 3. MATERYAL VE METOD 3.1. Materyal Radyometrik yaş tayini yöntemlerinde amaca uygun örnekleme çok önemli bir safha olup, bu aşamada yapılacak hatalı örneklemeler, çalışmanın seyrini tamamen değiştirebilmektedir. Tez çalışmasında kullanılan ana materyaller; Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş) ve İspendere (Malatya), Kömürhan (Elazığ) ofiyolitlerine ait plajiyogranit, kümülat gabro ve volkanik kayaç örnekleri, Berit metaofiyolitine ait amfibol şist, granatlı amfibolit ve granülit kayaç örnekleri ile Esence (Kahramanmaraş), Doğanşehir (Malatya) ve Baskil (Elazığ) granitoyidlerinden alınan granit, granodiyorit, tonalit, kuvarslı monzonit kayaç örneklerinden oluşmaktadır. Çizelge 3.1 de farklı yaş tayini metotlarının uygulandığı kayaç örneklerinin listesi verilmektedir. Çizelge 3.1. Çalışma kapsamında araziden derlenen örnekler Örnek No Litoloji Birim Lokasyon - Cografik Yükseklik (mt) Planlanan Analiz FK01 Granodiyorit Baskil N38 36'49,6" E038 50'00,1" 1730 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK02 Granit Baskil N38 37'17,5" E038 49'51,2" 1830 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK03 Granit Baskil N38 36'59,1" E038 49'39,1" 1591 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK04 Granit Baskil N38 32'03,9" E038 50'17,0" 1530 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK05 Granit Baskil N38 33'19,6" E038 48'56,7" 1120 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK06 Q-monzonit Baskil N38 29'43,9" E038 46'38,1" 1040 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK07 Granodiyorit porfir Baskil N38 30'26,4" E038 47'28,0" 1063 U-Pb, Ar-Ar, Fizyon İzi FK08 Granit Kömürhan N38 26'15,2" E038 49'55,3" 720 U-Pb FK09 Plajiyogranit Kömürhan N38 25'09,3" E038 49'28,5" 880 U-Pb FK10 Riyolit Kömürhan N38 28'02,1" E038 48'10,3" 710 U-Pb FK11 Gabro Kömürhan N38 26'33,9" E038 57'49,9" 1836 Sm/Nd, Ar-Ar FK12 Olivinli Gabro Kömürhan N38 26'09,4" E038 59'10,2" 1784 Sm/Nd 43

59 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Çizelge 3.1. Devam Örnek No Litoloji Birim FK13 Tonalit Doğanşehir FK14 Granodiyorit Doğanşehir FK15 Q-Diyorit Doğanşehir Granatlı Plj- FK16 Amfibolit Doğanşehir Granatlı FK17 Metagabro Doğanşehir FK18 Plajiyogranit Göksun FK19 Granit Esence FK20 Granit Esence FK21 Granodiyorit Göksun FK22 Plajiyogranit Göksun FK23 Gabro Göksun FK24 Gabro Göksun FK25 Plajiyogranit Kızıldağ FK26 Gabro Kızıldağ FK27 Gabro Kızıldağ FK28 Plajiyogranit İspendere FK29 Gabro İspendere FK30 Plajiyogranit İspendere FK31 Diyorit Doğanşehir FK32 Granit Esence B5a Granülit Berit B5b Granülit Berit B5h Granülit Berit FK08-33 Granodiyorit Baskil FK08-34 Granodiyorit Baskil Lokasyon - Cografik Yükseklik (mt) Analiz N38 04'48,3" U-Pb, Ar-Ar, E037 45'00,2" 1720 Fizyon İzi N38 02'41,6" U-Pb, Ar-Ar, E037 41'00,9" 1245 Fizyon İzi N38 01'19,5" U-Pb, Ar-Ar, E037 42'50,9" 1170 Fizyon İzi N38 03'01,8" E037 48'57,9" 1320 Sm/Nd N38 01'49,6" E037 49'58,8" 1235 Sm/Nd N38 09'48,0" E036 43'11,0" 1365 U-Pb N38 08'51,2" U-Pb, Ar-Ar, E036 47'01,9" 1190 Fizyon İzi N38 09'50,8" U-Pb, Ar-Ar, E036 48'16,1" 1277 Fizyon İzi N38 09'17,0" U-Pb, Ar-Ar, E036 48'55,6" 1175 Fizyon İzi N38 08'18,7" E036 52'29,1" 1190 U-Pb N38 04'57,0" E036 45'43,2" 1392 Sm/Nd N38 04'45,9" E036 44'46,4" 1353 Sm/Nd N36 07'56,8" E035 54'46,4" 6 U-Pb N36 10'35,7" E035 52'45,8" 10 Sm/Nd N36 10'39,1" E035 52'44,6" 5 Sm/Nd N38 19'26,3" E038 32'01,2" 1178 U-Pb N38 19'54,9" E038 32'58,1" 1110 Sm/Nd N38 20'04,4" E038 37'21,7" 960 U-Pb N38 04'40,8" U-Pb, Ar-Ar, E037 42'00,1" 1477 Fizyon İzi N38 09'17,0" U-Pb, Ar-Ar, E036 48'55,4" 1175 Fizyon İzi N38 02'44.1" E037 46'05.7" 1334 Sm-Nd N38 02'44.1" E037 46'05.7" 1334 Sm-Nd N38 02'44.1" E037 46'05.7" 1334 Sm-Nd N38 37'46.7" E038 49'10.5" 1830 mt Fizyon İzi N38 37'46.7" E038 49'10.5" 1830 mt Fizyon İzi 44

60 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Çizelge 3.1. Devam Örnek No Litoloji Birim FK08-35 Granodiyorit Baskil FK08-36 Granodiyorit Baskil FK08-37 Granodiyorit Baskil FK08-38 Granodiyorit Baskil FK08-39 Amfibolit Kömürhan FK08-40 Kümülat Gabro Kömürhan FK08-41 Granit Baskil FK08-42 Kümülat Gabro İspendere FK08-43 Plajiyogranit İspendere FK08-44 Granit Baskil FK08-45 Granodiyorit Esence FK08-46 Gabro Göksun FK08-47 Gabro Göksun FK08-48 Riyolit Göksun Granatlı FK08-49 Amfibolit Berit FK08-51 Granülit Berit FK08-52 Granit Doğanşehir FK08-53 Granodiyorit Doğanşehir FK08-54 Diyorit Doğanşehir Lokasyon - Cografik Yüksekli k (mt) Analiz N38 37'51.6" E038 49'33.2" 1710 mt Fizyon İzi N38 38'11.1" E038 49'46.1" 1640 mt Fizyon İzi N38 37'00.0" E038 50'06.2" 1520 mt Fizyon İzi N38 30'34.4" E038 47'49.5" 1230 mt Fizyon İzi N38 26'22.4" E038 50'05.8" 785 mt U-Pb N38 26'10.8" E038 57'20.0" 1831 mt U-Pb N38 33'08.1" E038 45'36.2" 1375 mt Fizyon İzi N38 19'55.7" E038 33'41.2" 1010 mt U-Pb N38 20'00.6" E038 37'18.0" 970 mt U-Pb N38 19'12.4" E038 34'52.5" 1150 mt U-Pb N38 08'42.8" E036 48'38.8" 1300 mt Fizyon İzi N38 07'28.9" E036 52'05.0" 1215 mt U-Pb N38 04'42.2" E036 44'40.9" 1358 mt U-Pb N38 08'18.4" E037 00'00.8" 1117 mt U-Pb N38 01'45.6" E037 49'59.0" 1227 mt U-Pb N38 02'21.4" E037 46'00.9" 1340 mt U-Pb N38 08'46.5" E037 45'53.1" 1725 mt Fizyon İzi N38 08'44.0" E037 46'46.4" 1600 mt Fizyon İzi N38 08'42.6" E037 46'50.3" 1595 mt Fizyon İzi LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb ve ID-TIMS Sm-Nd mineral yaş tayini ve Nd- Sr izotop jeokimyası analizleri için, Kızıldağ ve Göksun ofiyolitlerinin kümülat gabro, plajiyogranit ve volkanik kayaçlarından (Şekil.3.1 a, b, c, d, e), Berit metaofiyolitine ait amfibolit ve granülit fasiyesinde metamorfizmaya uğramış birimlerinden (Şekil 3.2 a-b-c), Kömürhan ofiyolitinin kümülat gabro ve volkanik (riyolit) kayaçlarından (Şekil 3.2.d-e-f), İspendere ofiyolitinin kümülat gabro ve plajiyogranit kayaçlarından (Şekil 3.2.e) örneklemeler yapılmıştır. 45

61 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil 3.1.Kızıldağ ve Göksun ofiyolitlerinden derlenen örnekler, a,b) Kızıldağ ofiyoliti (Hatay), c,d,e) Göksun ofiyoliti (Kahramanmaraş) Kuşak boyunca ofiyolitleri kesen granitoyidlerin kristallenme yaşı LA-MC- ICP-MS zirkon U-Pb, soğuma yaşları Ar-Ar mineral (Amfibol, Biyotit, K-feldspat) ve yükselim/yüzeyleme yaşları için Apatit Fizyon İzi yaş tayini ve Nd-Sr izotop jeokimyası analizleri için, Esence granitoyidi (Şekil 3.3.a), Doğanşehir granitoyidi (Şekil 3.3.b-c-d) ve Baskil granitoyidininden sistematik örneklemeler yapılmıştır (Şekil 3.3.e-f). Tez kapsamında ilk etapta 2007 yaz döneminde araziden 32 adet örnek derlenmiştir. Araziden alınan örnekler üzerinde, takip eden dönemde Viyana ve 46

62 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Salzburg (Avusturya) Üniversiteleri Yerbilimleri Bölümlerine ait laboratuvarlarda mineral ayıklama işlemleri gerçekleştirilmiştir. Mineral ayıklama işlemleri sonucu bütün örneklerden yaş tayini yapılabilecek mineral (özellikle zirkon ve apatit) ayırdımı yapılamamıştır. Bu nedenle, çalışmanın başarı ile sonuçlanabilmesi için 2008 yaz döneminde ikinci kez arazi çalışması yapılarak araziden yeni örnekler derlenmiştir. Şekil 3.2. Berit metaofiyoliti, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinden derlenen örneklerin arazi görünümü a-b-c) Berit metaofiyoliti, d) İspendere ofiyoliti, e-f) Kömürhan ofiyoliti 47

63 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil 3.3. Granitoyidlerin arazi görünümü, a) Esence granitoyidi, b-c-d) Doğanşehir granitoyidi, e-f) Baskil granitoyidi 3.2. Yöntem Doktora tez çalışması, araziden derlenen örneklerin laboratuvarda LA-MC- ICP-MS zirkon U-Pb, ID-TIMS Sm-Nd, Ar-Ar mineral (amfibol, biyotit, K-feldspat) ve apatit Fizyon İzi radyometrik yaş tayini yöntemleri (Şekil 3.4) ofiyolitik ve granitik kayaçlar üzerinde uygulanmıştır. Bunların yanında parlak kesitlerden 48

64 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN mineral jeokimyası, tüm kaya jeokimyası ve tüm kaya ve mineral izotop jeokimyası yöntemleri uygulanmıştır. Tez çalışmasında kullanılan yöntemler ayrıntılı olarak anlatılacaktır. Şekil 3.4. Çalışmada uygulanacak olan yaş tayini yöntemleri ve jeolojik birimler (dikme kesit güneydoğu Anadolu orojenik kuşağı boyunca gözlenen tektonomagmatik birimlerin stratigrafik konumlarını göstermektedir. Kızıldağ ofiyolitinde granitoyid sokulumu gözlenmemektedir, Berit metaofiyolitinde Sm-Nd granat-cpx yaşı yapılmıştır) Mineral ayıklama Jeokronoloji çalışmalarının tamamında araziden derlenen örnekler labaratuvarlarda mineral ayıklama süreçlerinden geçirilmektedir. Tez çalışması kapsamında gerçekleştirilen bütün mineral ayıklama süreçleri Viyana Üniversitesi (Avusturya) Yerbilimleri Merkezi Jeokronoloji laboratuvarlarında ve Salzburg Üniversitesi (Avusturya) Jeoloji Bölümü Jeokronoloji laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir. Bu aşamada çeneli kırıcı, silindirik kırıcı, eleme, ıslak elek (Wilfley table), ağır sıvı (Bromoform, diiodmethanol), manyetik ayırıcı (Frantz magnet), binoküler mikroskop vb aletler kullanılarak analizi yapılacak mineraller (zirkon, apatit gibi) saf hale getirilmiştir (Şekil 3.5). Kullanılan mineral ayıklama 49

65 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN yöntemleri farklı laboratuvarlarda birbirinden farklılıklar gösterebilmekle birlikte, bu aşamada mineral ayıklama işlemleri ortak olarak anlatılacaktır. Kayaç (30-50 kg) dış kabuğun temizlenmesi büyük parçalara bölünmesi küçük parçalara bölünmesi tüm-kaya örneği silindirik veya top öğütücülerde öğütme eleme ( µm fraksiyonlarını vs. ayırma) kuru sallama tablası düzlemsel minerallerin ayrımı (örn: biyotit ve muskovit) magnetik ayırıcı yıkama mikroskop altında elle seçme ıslak sallama tablası piroksen, kuvars, feldspat, foyidler, hornblend, mafik mineraller, ağır mineraller (örn: zirkon apatit ve cevherler) ön konsantraszonlarını elde etmek için ağır sıvı ayrımı magnetik ayırıcı elle seçim saf mika konsantrasyonu yıkama saf mineral konsantrasyonları Şekil 3.5. Jeokronoloji çalışmalarında mineral ayıklama işlemleri (Geyh & Schleicher, 1990 dan degiştirilmistir) 50

66 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Çeneli Kırıcı Araziden derlenen örnekler çeneli kırıcıda öğütülmeden önce ayrışmış dış yüzeyleri temizlenir ve çeneli kırıcıya sığabilecek küçüklüğe çekiç/balyoz yardımı ile getirilir. ~10-15 cm boyutuna getirilen örnekler çeneli kırıcıda öğütülür (Şekil 3.6). Çeneli kırıcıdan göreceli olarak iri çıkan parçalar tekrar öğütülür. Çeneli kırıcıdan çıkan malzemenin en büyük boyutu ~2-3 cm kadar olacak şekilde öğütme işlemi iri taneler ile devam ettirilir. Öğütülen bu malzemeden tüm kaya jeokimyası yapılmak üzere çeyrekleme yöntemi ile ~ gr örnek alınır (Çeyrekleme yöntemi bu aşamada kritik bir önem taşır. Alınan örneğin kil boyu malzeme ve en iri parçaları içermesi yani örneğin tamamını temsil etmesi jeokimyasal ölçümler sonucu yapılacak yorumları etkileyeceği unutulmamalıdır). Şekil 3.6. Kaba öğütme için kullanılan çeneli kırıcı Eleme Çeneli kırıcıda öğütülen örnekler bir kaç cm ile kil boyutuna kadar değişen boyutlarda heterojen yapıdadır. Çeneli kırıcıdan çıkan örnekler, varsa elektrikli elek kullanılarak boyutlarına göre ayrılırlar (Şekil 3.7). Tez çalışmasında zirkon U-Pb için µm, Apatit FT için µm, Ar-Ar için µm ve Sm-Nd için 51

67 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN µm boyutlarında eleklerden alınan örnekler ile mineral ayıklama işlemlerine devam edilmiştir. Şekil 3.7. Viyana Üniversitesi Yer Bilimleri Fakültesi Jeokronoloji bölümü örnek kırma-öğütme laboratuvarı LA-MC-ICP-MS Zirkon U-Pb İçin Zirkon Mineral Ayıklanması LA-MC-ICP-MS (Lazer Aşındırmalı - Endüktif Eşleşmiş Plazma Kütle Spektrometresi) zirkon U-Pb yaş tayini yöntemi bilimsel işbirliği sağlanan Viyana Üniversitesi öğretim üyelerinden Prof. Dr. Urs KLOTZLI danışmanlığında gerçekleştirilmiştir. Bu yöntem için mineral ayıklama süreçleri; çeneli kırıcı, eleme, ıslak eleme, ağır sıvı, magnetik ayıklama ve mikroskop altında elle seçim uygulamalarını kapsamaktadır. Kuru elekte µm boyutunda alınan örnekler ile ıslak elek (Wilfley table sallama tablası) safhasına geçilir (Şekil 3.8). Islak elek yoğunluğu düşük mineraller ile yoğunluğu yüksek mineralleri ayırmada kullanılır. Islak elekte mineraller üç farklı kapta toplanır. En ağır mineraller hareketli tabla üzerindeki kanallardan en uçtaki 52

68 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN tahliye borusuna kadar ilerleyip buradan (a) kabında toplanırlar. Daha hafif olanlar kanallar boyunca ilerleyerek (b) toplama kaplarında birikirler. Su üzerinde yüzebilen veya su ile kolayca taşınabilen hafif mineraller (c) kaplarında toplanırlar veya su ile atık su sistemine tahliye olurlar (Şekil 3.8-9). Şekil 3.8. Islak eleğin (Wilfley table) şematik çizimi ( c4.pdf). 53

69 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil 3.9. Islak elek (Wilfley table) (a): ağır mineraller, (b): orta yoğunluktaki mineraller ve (c): hafif mineraller Ağır Sıvı (Diiodmethan) Islak elekte minerallerin yoğunluklarına göre ayıklanması yapıldıktan sonra, bu aşamada elde edilen en ağır mineral konsantrayonlarının ağır sıvı ile ayıklama işlemlerine geçilir. Ağır sıvılar, mineralleri ıslak elek gibi yoğunluklarına göre ayırmaktadır. Bu aşamada örnekte bulunabilecek bazı minerallerin yoğunlukları Çizelge 3.2 de verilmektedir. 54

70 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Çizelge 3.2. Bazı kayaç yapıcı, aksesuar ve cevher minerallerinin yoğunluğu. Yoğunluk Mineral Renk Sertlik 3.24 (Fe,Mg)hornblent kahverengi Plajiyoklas beyaz Sanidin renksiz Ortoklas renksiz Mikroklin yesil, mavi Omfasit yesil Apatit beyaz Zirkon kahverengi Monazit kahverengi Ksenotim kahverengi, sarimsi Kuvars kahverengi Biyotit kahverengi, koyu Muskovit beyaz Grossular kahverengi Almandin kahverengi Olugoklas kahverengi Albit beyaz Anortit renksiz Jadeyit yeşil Klinoenstatit renksiz Enstatit beyaz Cermakit yeşil Tremolit kahverengi Fluorocannilloite gri, yesilimsi Hematit gri, kirmizimsi Magmetit siyah, grimsi Kromit siyah Forsterit renksiz Fayalit kahverengi Kuprospinel siyah Korund mavi Titanit kahverengi, kirmizimsi Viyana Üniversitesi Yerbilimleri Merkezi Jeokronoloji Bölümü mineral ayıklama laboratuvarlarında zirkon mineral ayrımı için ağır sıvı olarak Diiodmethan (3.3 gr/cm3) kullanılmaktadır. Ağır sıvı içine boşaltılan örnekte yoğunluğu 3.3 ten büyük olan zirkon ve monazit gibi mineral fazları çökelerek aşağıda toplanırken, yoğunluğu ağır sıvıdan daha düşük olan kuvars, feldspat grubu mineraller, apatit gibi mineral fazları (Çizelge 3.2) ağır sıvının üstünde yüzer vaziyette kalacaktır (Şekil 3.10). Ağır sıvıda alta çöken mineral fazları filtre kâğıdına alınıp aseton ile temizlendikten sonra manyetik ayırıcı (Frantz magnet) safhasına geçilir. 55

71 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN a) Hafif kısım b) Ağır kısım Şekil Ağır sıvı kullanarak minerallerin yoğunluklarına göre ayrılması (a: genel görünüm, b: yakından görünüm) Manyetik Ayırıcı (Frantz Magnet) Bu aşamaya kadar başlangıçtaki örnek miktarının büyük bir kısmı ayıklanmış (~%95) ve sonuçta elde zirkon mineral fazınıda içeren az bir kısım kalmıştır. Bu aşamada mineraller manyetik duraylılıklarına göre Frantz magnet manyetik ayırıcı kullanılarak ayrılırlar (Şekil 3.11). Zirkon ve az miktorda apatit minerallerini de içeren manyetik duraylılığı olmayan mineraller, diğer minerallerden (ksenotim, monazit vs..) ayırılırlar (Çizelge 3.3). 56

72 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil Manyetik ayırıcı (Frantz Magnet) Elle Seçim Bu aşamaya kadar olan işlemlerin sonucunda elimizdeki örneğin ~%99 kadarı ayıklanmış ve elde zirkon mineralince zengileşmiş kısım kalır. En son aşamada zirkon tanelerinin binoküler mikroskop altında bir iğne yardımı ile elle seçimi yapılır (Şekil 3.12). Seçilen zirkonların eğer mümkünse öz şekilli ve kapanım içermeyen taneler olmasına özen gösterilir ve kayaç içerisinde bulunan bütün zirkon tipolojilerini temsil edecek şekilde seçim yapılır (bu işlem çok az tane olmasından dolayı [10-50 tane/50kg] gabrolarda oldukça zor olabilir) Tutturma, Aşındırma ve Parlatma Tutturma (mounting) işlemi için farklı laboratuvarlarda farklı materyaller kullanılmaktadır. Viyana Üniversitesi Yer Bilimleri Merkezi Jeokronoloji Laboratuarları nda zirkon mineralleri için Araldit 2020/A ve 2020/B (10:3 oranında) epoksi kullanılmaktadır. Standart 1 (inch) çapında plastik yüzükler kullanılarak hazırlanan mountlar (şekil 3.13) ile aşındırma ve parlatma işlemlerine geçilir. 57

73 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Çizelge 3.3. Bazı minerallerin Frantz Magnet magnetik ayıklama aletindeki magnetik duyarlılıkları (Kenar eğimi 15, tane uzunlugu µm) (* genellikle diğer tanelerle yapışık olur, dc= kimyasal bileşimine bağlıdır). USGS, Open File Report dan degiştirilmiştir. Toplam Aralık Mineral (AMPS) En iyi aralık (AMPS) Albit >1,70 >1,70 Almandin Andalusit >1,70 >1,70 Antigorit.50->1,70.90->1,70 dc Apatit 1,40->1,70 >1,70 Biotit.20-1, dc Klorit Kromit Clinozeoisit.30-1, ,00 dc Korundum >1,70 >1,70 Enstatit-(Fe).10-1, Epidot.30-1, Fayalit Forsterit.40-1, ,00 dc Götit Hematit * Ilmenit Kyanite, Labradorit >1,70 >1,70 >1,70 >1,70 Manganit Monazit Muskovit.30-1, ,30 dc Muskovit-(Cr), -(Fe),-(Li) >1, ,00 >1,70.60 Oligoklas Olivenit.50->1, ,10 >1, Pirit * >1,70 >1,70 Rutil.80->1,70 >1,70 Kuvars * >1.70 >1.70 Sanidin >1,70 >1,70 Sillimanit >1,70 >1,70 Titanit [=sphene].70->1,70.80->1,70 dc Topaz >1,70 >1,70 Xenotim Zirkon >1,70 >1,70 Zeoisit.60->1,70 1,10->1,70 dc 58

74 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil Minerallerin elle seçme işleminde kullanılan binoküler mikroskop. Şekil Tutturucuların hazırlanması (altta siyah renkli çift taraflı yapışkan plastik üzerine düzenli yerleştirilen zirkon taneleri, sarı renkli 1 inç çapında plastik yüzükler ile çevrelenerek üzerine epoksi eklenir. 59

75 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Aşındırma işlemi sırasıyla 14 µm (600 numaralı-kalın) ve 5 µm (1000 numaralı-ince) toz aşındırıcılar kullanılarak tutturucular üzerindeki zirkon minerallerinin yüzeyleri açığa çıkana kadar mountların yüzeyleri aşındırılarak geçekleştirilir (Şekil 3.14). Parlatma işlemi keçe üzerinde elmas macunlar yardımı ile yapılır. Bu aşamada kullanılan elmas macun parlatıcılarının büyüklükleri sırasıyla 3µm ve 1µm kalınlığındadır (Şekil 3.14). Aşındırma ve parlatma işlemi ışığın daha iyi geçebilmesi ve tanelerin daha iyi seçilebilmesi için tutturucuların alt yüzeyleri içinde yapılır. Aşındırma ve parlatma işlemi biten zirkon minerallerinin katodoluminesans (CL) fotografları çekilir. Bu çalışmada CL çalışması Graz Üniversitesi Mineraloji bölümü, Leoben Üniversitesi Mineraloji Bölümü ve Avusturya Jeolojik Araştırmalar Kurumu nda (Geologischen Bundesanstalt) üç ayrı dönemde gerçekleştirilmiştir. Elde edilen CL fotoğrafları incelenerek analizi yapılacak zirkon minerali ve bölgesi seçilmiştir (EK-1) Üst yüzey 14µm( öğütücü toz 600) 5µm( öğütücü toz 1000) Araldit 2020/A : 2020/B 100 gr : 30 gr Zirkon Epoksi 3µm (Elmas macun) 1µm (Elmas macun) Zirkon Epoksi Şekil Tutturucuların aşındırma ve parlatma sürecinin şematik gösterimi. 60

76 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN LA-MC-ICP-MS Yaş Tayini Yöntemi Örneklerden yukarıdaki ayıklama işlemleri uygulanarak ayıklanan zirkon minerallerinden 206 Pb/ 238 U ve 207 Pb/ 206 Pb yaşları, 193 nm katı fazlı Nd-YAG lazer modülü (NewWave UP193-SS) bağlı çoklu-toplayıcılı ICP-MS (Nu Instruments HR) kullanılarak ölçülmüştür (Şekil 3.15). Aşındırma (lazer ile) zirkon minerallerinin CL görüntüleri değerlendirilerek nokta veya güzergâh boyunca He gaz ortamında gerçekleştirilmiştir. Nokta analizler µm çapında, çizgisel güzergâhlar µm genişliğinde ve 5 µm/sn hızında yapılmıştır. Enerji yoğunluğu, 10 Hz tekrarlama aralığında 5-8 J/cm2 olarak ayarlanmıştır. Lazerden gelen örnek/he gaz ortamı plazmaya Ar taşıyıcı gazı ile birlikte girmektedir. Aşındırma işlemi ölçüm öncesi 30 sn Hg boşluk sayma oranı ölçümü ve sonrasında sn aralığında ölçüm zamanı ile yapılmıştır. Aşındırma sayım oranları çevrimdışı olarak analiz esnasında hesaplanmaktadır. 204 kütlesinde ölçülen değerler 204 Pb olarak değerlendirilmiştir. Statik kütle spektrometresi analizleri; 238 U Faraday detektöründe, 207 Pb, 206 Pb, ve 204 (Pb+Hg) iyon sayıcı detektörlerinde ölçülmektedir. 208 Pb analiz sırasında ölçülmemiştir. Bütün ölçümler için 1 sn birleştirme aralığı kullanılmıştır. İyon sayıcı, Faraday ve iyon-içi sayıcı kazanım faktörleri analitik işlemler başlamadan önce Plesovice standart zirkon (Slama ve ark., 2008) kullanılarak kalibre edilmiştir. U/Pb ve Pb/Pb oranları üzerinde, kütle ve elementsel etki ve kütle spektrometresinin ötelemesi çok fazlı yaklaşım yöntemi ile düzeltilmiştir. Birinci derecede kütle etkisi 233 U- 205 Tl- 203 Tl kılavuz (spike) çözeltisi plazmaya girmeden önce Ar içine emdirilip, lazerden gelen He taşıyıcı gaz ile karıştırılarak düzeltilmiştir (ilerleyen ölçümlerde sadece bu aşama yöntemden çıkarılmıştır). Bu işlem kütle spektrometresinden kaynaklanan çapraz kirlenme etkisini düzelmek için kullanılmıştır. Aşındırma işleminin kendisinden kaynaklanan büyük oranda zamana bağlı elementsel etki Sylvester ve Ghaderi (1997) nin çakışma yöntemi (intercept method) kullanılarak düzeltilmiştir. Hesaplanan 206 Pb/ 238 U ve 207 Pb/ 206 Pb çakışan değerleri, standart çatal teşkil yöntemi (bracketing method) kullanılarak analitik süreç boyunca Plesovice standart zirkon analizlerinden kütle ayrımı yapılarak 61

77 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN düzeltilmiştir. Düzeltme, standart ölçümlerin ikinci dereceden fonksiyonlarının regresyonu ile yapılmaktadır. Şekil U-Pb analizlerinde kullanılan LA-MC-ICP-MS cihazı. Analizler bittikten sonra ölçüm sonuçları üzerinden LAMTOOL (Kosler ve Klötzli, yayımlanmamış) Microsoft Excel eklentisi kullanılarak çevirimdışı olarak veri düzenlemesi yapılarak yaş verileri hesaplanmıştır ID-TIMS Sm-Nd Yaş Tayini İçin Örnek Hazırlama Sm-Nd mineral yaş tayini ve Nd-Sr tüm kaya izotop jeokimyası çalışmaları, Viyana Üniversitesi Yer Bilimleri Merkezi Jeokronoloji Bölümü laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir. Bu yöntemde örnek hazırlama safhası mineral ayıklama ve element çıkarma işlemlerinden oluşur. Mineral ayıklama süreçleri; çeneli kırıcı, silindirik kırıcı, manyetik ayırıcı (frantz maget) ve binoküler mikroskopta elle ayırma 62

78 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN işlemlerini içerir. Element çıkarma safhası ise nadir toprak elementleri (NTE) ayırdımı ve tekil element çıkarma süreçlerinden oluşur. Sm-Nd mineral yaş tayini için araziden örnek alırken ayrışmamış taze yüzeylemelerden örnek alınması önemlidir (Eğer ayrışmanın yaşı araştırılıyorsa ona göre örnekleme yapılmalıdır). Örneğin ayrışmış dış yüzeyi laboratuvarda temizlendikten sonra çeneli kırıcıda (Şekil 3.6) ufalanır ve çeyrekleme yöntemi ile tüm kaya izotop analizi için ~500 gr örnek alınır. Bu aşamadan sonra örnek silindirik kırıcıdadan geçirilir (Şekil.3.7). Silindirik kırıcıdan geçirilen örnek 0.15 µm 0.40 µm (0.45 µm olabilir) elekler kullanılarak bu aralıktaki taneler mineral seçimi için ayrılır µm 0.40 µm aralığındaki taneler aseton ile temizlenip kurutulduktan sonra Frantz magnet manyetik ayırıcı (Şekil.3.11) kullanılarak mineral fazlarının konsantrasyonları arttırılır (granat+piroksem+amfibol+plajiyoklas vb.). Mineral konsantrasyonlarından sonraki aşamada binoküler mikroskop altında optik olarak temiz taneler iğne ile seçilir. Bu aşamada her bir örnek için ne kadar gerektiği örneğin yaşına, NTE içeriğine bağlıdır. Bu çalışmada granat minerali için mg, piroksen için ~40 mg, amfibol için ~20 mg, piroksen için ~ mg ve plajiyoklas için ~ mg tane ayıklanmıştır (Çizelge 3.4) Element Çıkarma, Ölçüm Ve Hesaplama ID-TIMS (İzotopik Seyreltme Termal İyonizasyon Kütle Spektrometresi) Sm-Nd yaş tayini ve Nd-Sr izotop jeokimyası çalışmalarında element çıkarma işlemleri Viyana Üniversitesi Yer Bilimleri Merkezi Jeokronoloji Bölümü ultra temiz laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir. İğne yardımı ile elle seçilen optik olarak temiz, kapanım içermeyen taze mineraller ultrasonik banyo ile aseton ve deiyonize su kullanılarak temizlenir, granat mineralleri ayrıca sıcak (70 C) 2.5 N HCl ile ~30 dakika yıkanır. Elle seçilmiş optik olarak saf mineraller Çizelge 3.4 verilen ağırlıklarda tartılarak element çıkarma işlemlerine geçilmiştir. Sm-Nd yaş tayini yöntemi için minerallerin çözünmesi SavillexTM Teflon kaplarda 5:1 oranında HF:HClO 4 çözeltisinde 10 gün boyunca sıcak tabla üzerinde 63

79 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN 110 C de bekletilerek sağlanmıştır. Tüm kaya tozları, zirkon gibi aşırı refrakter fazlardan NTE lerin çözünebilmesi için çözeltide en az üç hafta bekletilmiştir. Çözündürme asidi buharlaştırıldıktan sonra Teflon kabın içinde tortu halde kalan örnek 5.8 N HCl asit kullanılarak temiz bir çözelti elde edilmiştir. Soğumanın ardından örneğin %7 ile %20 arasında bir kısmı ( 147 Sm 150 Nd kılavuz [spike]) çoklu NTE kılavuzu kullanılan izotopik seyreltme (Isotope Dilution) işlemi için ayrılmıştır. NTE elementleri AGTM 50W-X8 ( mesh; Bio-Rad) rezin (reçine) içeren tüp içinde 4.0 N HCl kullanılarak çıkartılmışır (Şekil 3.16). Nd ve Sm elementleri, NTE elementlerinden Teflon kaplı HdEHP rezin içeren tüpler içinde sırasıyla 0.24 ve 0.8 N HCl kullanılarak çıkartılmıştır. Mineraller için Nd IC örnekleri iki kere çıkarma işlemine tabi tutulmuştur. Sm ve Nd elementleri için en yüksek işlem hatası <50 pg değerindedir. Çizelge 3.4. Sm-Nd yaş tayini için yaklaşık mineral ağırlıkları. Mineral ~Ağırlık Granat mg Piroksen mg Plajiyoklas mg Amfibol 20 mg Rb-Sr analizleri için çözündürme işlemi HF HNO 3 (4:1) çözeltisi kullanılarak gerçekleştirilmiştir. Element çıkarma işlemleri konvansiyonel işlemler takip edilerek gerçekleştirilmiştir. Rb ve Sr elementleri için en yüksek işlem hatası <1 ng değerindedir. Sm, Nd, Rb ve Sr elementlerinin izotop ölçümleri Viyana Üniversitesi Jeokronoloji laboratuvarlarında bulunan bir adet FinniganTM MAT262 ve ThermoFinniganTM Triton TI TIMS kütle spektrometleri kullanılarak ölçülmüştür. Sm, Nd ve Sr elementleri, Re çift filament üzerinde metal olarak, ID için FinniganTM MAT262 ve IC için ThermoFinniganTM Triton TI TIMS (Şekil 3.17) kütle spektrometleri kullanılarak, Rb elementi ise Ta filamenti üzerinde ThermoFinniganTM Triton TI TIMS kütle spektrometresinde buharlaştırılarak ölçülmüştür (Şekil 3.17). Ölçümler, çalışma süresince zamana yayılarak farklı zamanlarda yapılmıştır. Uluslararası standartlar, La Jolla (Nd) 143 Nd 144 Nd oranı ± (n = 64

80 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN 17) ve NBS987 (Sr) 87 Sr 86 Sr oranı ± (n = 14) Ölçüm sırasında Nd ve Sr izotop kompozisyonu (IC) için kütle farklılaşması sırasıyla 146 Nd 144 Nd = ve 86 Sr 88 Sr = oranları ile düzeltilmiştir. Nd ve Sr için hata oranları 2σm olarak hesaplanmıştır. 147 Sm 144 Nd ve 87 Rb 86 Sr oranları için, boşluk ölçüm etkisinden, makine ötelemesi etkisinden ve klavuz (spike) kompozisyonundan kaynaklanan ±1% oranında hata beklenmiştir. Regresyon hesapları bu belirsizlikler üzerine yapılıp, izokron hesapları Ludwig (2003) e göre hesaplanmıştır. Yaş hesaplamalarında, 147 Sm için 6.54 x yıl -1 (Lugmair ve Marti, 1978) yarılanma ömrü kullanılmış ve 2σ hata oranı ile sunulmaktadır. Nd için, jeolojik zaman boyunca üst mantoda devamlı bir tükenmenin olduğu varsayılmıştır. Tüketilmiş Manto (DM) model parametreleri olarak 147 Sm 144 Nd = 0.222, 143Nd 144Nd = (Michard ve ark., 1985) oranları kullanılmıştır. Şekil NTE elementlerinin çözelti içerisinden çıkartma işlemi. 65

81 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil İzotop analizlerinin yapıldığı ThermoFinnigan Triton TI cihazı Apatit Fizyon İzi Yaş Tayini Yöntemi İçin Örnek Hazırlama Apatit mineralinin, (i) yerkürenin her yerinde yaygın olarak gözlenmesi, (ii) fiziksel özellikleri, (iii) ana- ve tali- element özellikleri, (iv) çoğu doğal kristallerinin U-Th içermesi ve iz-element özellikleri, (v) jeolojik ortamlarda fizyon izi özelliklerini koruması ve (vi) bilim adamları tarafından laboratuvar koşullarında jeolojik ortamlarda gelişen doğal fizyon izlerinin davranışlarının özelliklerini oluşturabilme özelliğinden dolayı, Fizyon İzi yaş tayini için mükemmel bir mineral olmasını sağlamıştır (Donelic ve ark., 2005). Apatit minerali içerdiği uranyum miktarına bağlı olarak bir kaç bin yıl ile bir kaç yüz milyon yıl arasında tarihlendirmeler yapılabilinmektedir (Kaufhold ve Herr, 1967; Geyh ve Schleicher, 1996) (Şekil 3.18). Tez kapsamında Apatit Fizyon İzi (AFİ) çalışmalarının tamamı Salzburg Üniversitesi Jeoloji ve Coğrafya Bölümü Jeokronoloji laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir. Hemen bütün jeokronoloji çalışmalarında olduğu gibi AFİ yaş 66

82 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN tayini yönteminin de ilk aşaması mineral (apatit, zirkon, titanit) ayıklanmasıdır (Çizelge 3.1). Çalışma kapsamında 2007 ve 2008 yaz dönemlerinde iki kez arazi çalışması yapılmıştır. Diğer yöntemlerde olduğu gibi bu yöntem içinde mineral ayıklama süreçleri farklı laboratuvarlarda farklı uygulamalar içermektedir. AFİ yaş tayini için Salzburg Üniversitesi Jeokronoloji laboratuvarlarında mineral ayıklama süreçleri, çeneli kırıcı, elek, yüzdürme (flotation), ağır sıvı ve magnetik ayırıcı uygulamalarını kapsamaktadır. Şekil Uranyum içeriğine göre fizyon izi yöntemi için kullanılan mineral seçimi. Çeneli kırıcı ve eleme işlemlerine bölüm başında değinilmiştir. Kuru elekten µm büyüklüğündeki taneler ile yüzdürme (flotation) işlemine geçilir. Yüzdürme işlemi maden ocaklarında sıkça kullanılmaktadır. Bu yöntem Hejl ve Ney (1994) tarafından aksesuar (zirkon ve apatit) minerallerinin silikat minerallerinden ayırmak için kullanılmıştır. Yüzdürme işleminde taneler bir karıştırıcı içerisinde karıştırılırken (2 lt iyonize su içinde) suyun asitliği ph=3-4 olacak şekilde suya 10% H2SO4 (~5-10 mlt) eklenerek ayarlanır (şekil 3.19). 67

83 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil Yüzdürme işleminde kullanılan karıştırıcı (mixer). İyonize suyun asitliği ayarlandıktan sonra suya 2-5 ml 2% HOE-F 2874 eklenir. HOE-F 2874 eklendikten sonra karıştırıcı içindeki iyonize suda köpüklenme başlar, bundan sonra iyonize suya bir damla Flatonal D 14 ilave edilir. Aksesuar mineralleri suyun içinde oluşan baloncukların yüzeyine yapışarak suyun yüzeyindeki köpükler içinde birikir. Karıştırıcının içinde bulunan suyun yüzeyinde biriken bu köpükler palet yardımı ile bir kaba alınır ve filtre kağıdından geçirilip fırında kurutulur. Apatit, zirkon, monazit gibi ağır minerallerin %90 ından fazlası bu işlemle çok hızlı bir şekilde diğer tanelerden ayrılmış olur. Yüzdürme işleminden sonraki aşamada ağır sıvı kullanılmaktadır. Minerallerin yoğunluklarına göre ayıklanmasını öngören bu yöntem farklı mineral parajenezleri için farklı yoğunlukta ağır sıvıların kullanımı ile yapılır (Çizelge 3.2). AFİ yönteminde bu aşamada kullanılan ağır sıvı Bromoform (CHBr 3 ) dur. Broform ile yapılan ayıklamada, yoğunluğu 2,89 olan ve bromoformdan (Çizelge 3.2) ağır olan apatit, zirkon, monazit ve amfibol gibi mineraller çökerken plajiyoklas, kuvars, 68

84 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN feldspat gibi mineraller ağır sıvının üstünde yüzer pozisyonda kalırlar. Altta çökelen mineraller filtre kağıdı ile toplanıp ayrılır (Şekil 3.10). Ağır sıvı kullanımından sonra içinde apatit mineralinin de bulunduğu yoğunluğu 2,89 dan daha yüksek olan mineraller Frantz Magnet magnetik ayırıcıda (Şekil 3.11) magnetik duyarlılıklarına göre ayrılırlar burada magnetik özelliği olmayan apatit, zirkon, monazit gibi aksesuar mineralleri ile amfibol, biyotit, metalik cevher mineralleri birbirinden ayrılır (Çizelge 3.3). Magnetik ayıklamada apatit mineralinin de bulunduğu magnetik özelliği olmayan mineraller tekrar ağır sıvıdan geçirilir. Bu aşamada kullanılan ağır sıvı Diiodmetan dir. Diiodmetan 3,31-3,32 arasında değişen yoğunluğa sahiptir. Bu ağır sıvıda zirkon, monazit gibi ağır aksesuar mineralleri ve cevher mineralleri çökerken apatit mineralininde içinde bulunduğu yoğunluğu ağır sıvıdan düşük mineraller ağır sıvı üstünde yüzer pozisyonda kalırlar. Sıvı üstünde kalan mineraller filtre kâğıdına süzdürülerek toplanır ve kurutulur. Bu aşamadan sonra diiodmetan:bromoform (1:1) karışımı hazırlanıp yoğunluğu 3,1 olan yeni bir agır sıvı elde edilir. Bu ağır sıvıda yoğunluğu 3,18 olan apatit mineralleri çöker ve yoğunluğu 2,89-3,1 arasında olan mineraller ağır sıvı üstünde kalır. Çöken apatit mineralleri filtre kâğıdına toplanıp kurutulur. Bu işlem sonunda içinde herhangi bir kapanım bulunmayan ve saf apatit minerallerinin ayıklaması gerçekleştirilmiş olur. Bu aşamadan sonra elde edilen apatit mineralleri iz sayımı için hazırlanır. Hazırlık aşaması hangi yöntemle iz sayımı yapılacağına bağlı olarak farklılıklar gösterebilir. Apatit Fizyon İzi (AFİ) yaşlandırma yönteminde günümüzde kullanılan üç yöntem bulunmaktadır. Bunlar, (i) Çoklu Tane Yöntemi (Populated Grain Method - PGM), (ii) Harici Algılayıcı Yöntemi (External Detector Method-EDM) ve (iii) Yeniden Asitle Aşındırma ve Yeniden Parlatma Yöntemi (Re-etching ve Repolishing Method)`dir. Bu yöntemlerden bugün en yaygın kullanılanı Harici Algılayıcı Yöntemi (EDM) ve Çoklu Tane Yöntemi (PGM)`dir. Ancak her bir yöntemin avantajları ve dezavantajları bulunmaktadır. Bu çalışmada PGM yöntemi kullanılmıştır. Burada kısaca PGM ve EDM yöntemlerine değinilmiştir. 69

85 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Çoklu Tane yöntemi ilk olarak Naeser (1979) tarafından isimlendirilmesine karşın, bu yöntem Naeser (1979) dan önceki bazı araştırıcılar tarafından da kullanılmıştır (örn: Price ve Walker, 1963; Dickins, 2005). Yöntem, EDM bulunana kadar kullanılan en popüler iz sayım yöntemidir. Günümüzde en güncel ve popüler yöntem EDM dir. PGM, fosil ve indüklenmiş izlerin ayrı taneler üzerinde ölçümü esasına dayanır. Yöntemde iki ayrı grubunda eşit U içerdigini ve tekil tanelerin zonlanma göstermediğini varsayarak ölçümler yapılır. Bu yöntemde örnekten elde edilen apatit taneleri iki gruba ayrılır ve gruplardan biri fosil izlerin sayımı için saklanırken, diğeri laboratuarda ~500 C bir gün bekletildikten sonra (fosil izlerin silinmesi için) 235 U dan indüklenmiş fizyon izi oluşturmak için reaktöre gönderirilir (Tagami ve O Sullivan, 2005). Reaktörden gelen indüklenmiş apatitler ve fosil izlerin sayılacağı apatitler ayrı epoksilere tutturulur. Her bir mount aynı koşullarda aşındırma ve parlatma süreçlerinden geçirilip asitle aşındırıldıktan sonra iz sayımına geçilir (Şekil 3.20). Aşındırmada kullanılan tozlara aşındırma esnasında uranyum geçebileceği ve sonraki örneklerde yeni fızyon izleri oluşturabileceği için her defasında değiştirilmelidir (Dickins, 2005). Bu yöntemin avantajı, hem doğal fizyon izleri (ρs) hemde indüklenmis fizyon izleri (ρi), ölçümü yapılacak metaryal üzerinde ve EDM ye göre çok daha hızlı ölçülmektedir. Ancak bir dezavantajı tek mineral üzerinden yaş hesaplanamamakta ve ölçülen tanelerden ortalama bir yaş elde edilmektedir. Harici Algılayıcı Yöntemi, Fleischer ve ark. (1965) tarafından geliştirilmiştir. Yöntemin esası fosil izler yaşı bulunacak materyalden (mineral, cam vb.) hesaplanırken indüklenmiş izler harici bir algılayıcı (genellikle uranyum içermeyen mika veya plastik) üzerinden sayılır. Örnek, epoksiye tutturulup aşındırma ve parlatma süreçlerinden geçirildikten sonra asitle aşındırılıp izlerin mikroskop altında görünmesi sağlanır. Fosil izlerin sayımı yapıldıktan sonra parlatılmış yüzeye harici algılayıcı tutturulur ve reaktöre gönderilir. Harici algılayıcının epoksiye tutturulması işlemi uranyum içeren toz parçacıklarının yapışma olasılığına karşın temiz bir ortamda yapılmalıdır. Reaktörden gelen örneklerden harici algılayıcılar çıkarılıp asitle aşındırılır ve indüklenmiş iz sayımı yapılır (Şekil 3.21). Bu yöntemin avantajı, özellikle farklı yaşlara ve kompozisyona sahip taneler içeren örneklerde, tekil taneler 70

86 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN üzerinde yaş hesaplanbilmesidir. Yöntemin dezavantajı ise doğal fizyon izleri (ρs) ve indüklenmiş fizyon izleri (ρi) ayrı materyaller üzerinde sayılmaktadır. Bu nedenle her bir materyalin (örnek+harici algılayıcı) asitle aşındırması önemli bir sorun teşkil eder (Gleadow, 1978, 1981; Sumii ve ark., 1987, Tagami ve ark., 1988; Tagami ve O Sullivan, 2005). Ham kaya veya cam örneği Homojen mineral yada cam parçalarının ayırtlanması Standartın eklenmesi - ~500 C de 24 saat fırında bekletme Reaktör Nötron bombardımanı Epoksiye tutturma Aşındırma ve Parlatma 20º C 60sn 20º C 5% HNO 3 Asitle aşındırma ρ s ρ i Sayım Nötron akısının hesaplanması Yaşın hesaplanması Şekil Çoklu Tane Yöntemi (Populated Grain Method PGM) ile Fizyon İzi yaşlarının hesaplanmasının şematik şekli (Naeser ve Naeser, 1984). 71

87 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Örnek kayaç Mineral ayırtlanması Epoksiye tutturma Aşındırma ve Parlatma HF Örneği asitle aşındırma Harici algılayıcının eklenmesi Standartın eklenmesi Reaktör Nötron bombardımanı Algılayıcızı asitle aşındırma Slayta tutturma ρ s ρ i Sayım Nötron akısının hesaplanması Yaşın hesaplanması Şekil Harici Algılayıcı Yöntemi (External Detector Method EDM) ile yaş hesaplanmasının şematik şekli (Naeser ve Naeser, 1984). EDM nin son zamanlarda daha popüler bir yöntem olmasına karşın bu çalışmada PGM nin neden seçildiği düşünülebilir. Her nekadar EDM daha güvenli 72

88 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN ve tek tane üzerinden yapılabiliyorsa da, magmatik kayaçlarda ve özellikle asidik kayaçlarda yeteri kadar apatit mineralinin bulanabilmesi ve genç kayaçlarda, özellikle U içeriği düşük tanelerde PGM nin EDM ye göre daha kullanışlı olması, bu yöntemin tercih edilmesindeki en önemli sebeptir (Hejl ve ark., 2008). Ayrıca PGM nin uygulanmasında EDM ye göre daha hızlı olması başka bir tercih sebebidir. Apatit minerallerinin ayıklanmasından sonra her örnek fosil ve yeni iz olmak üzere iki kısma ayrılır. Fosil izlerin sayılacağı apatit mineralleri şişelenip saklanır. Reaktörde yeni iz oluşturulacak apatit mineralleri porselen kaplara alınarak fosil izlerin silinmesi için ~500 C de ~15 saat fırınlanır (Şekil 3.22). Şekil Fosil izlerin silinmesi için kullanılan yüksek ısılı fırın içinde apatit minerallerinin bulunduğu porselen kaplar. Bu işlemden sonra reaktöre gönderilecek olan apatit mineralleri polietilen tüpler içerisine yerleştirilerek paketlenir (Şekil 3.23). Örnekler hazırlanma safhalarına göre iki set halinde Münih Teknik Üniversitesi FRM-2 laboratuarlarında SDA-1 pozisyonunda irradyasyona tabi tutulmuştur. İlk set 4 Şubat 2008 tarihinde, örnek kutusunun her iki yanı Co-Al monitorleri kullanılarak nötron akışı ölçülmüştür. İlk yan yüzey için termal akış hızı 1.18 x 10 exp13 cm -2.sn -1, epitermal akış hızı 2.95 x 10 exp.9 cm -2.sn -1, termal akış 73

89 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN (akış hızı x 85 sn) 1.00 x 10 exp15 cm -2, ikinci yüzey için termal akış hızı 1.25 x 10 exp13 cm -2.s -1, epitermal akış hızı 3.07 x 10 exp.9 cm -2.s -1, termal akış (akış hızı x 85 sn) 1.04 x 10 exp15 cm -2, parametreleri kullanılarak işlem gerçekleştirilmiştir. Yaş hesaplamasında kullanılan termal akış için iki yüzeyin aritmetik ortalaması alınarak, 1.02 x 10 exp15 cm -2 kullanılmıştır. İkinci set 09 Temmuz 2009 tarihinde aynı reaktörde, termal akış hızı 1.15 x 10 exp13 cm -2.s -1, epitermal akış hızı 1.00 x 10 exp.9 cm -2.sn -1, termal akış (akış hızı x 87 sn) 1.50 x 10 exp15 cm -2 ölçüm parametreleri kullanılarak gerçekleştirilmiştir. Şekil Nükleer reaktöre gönderilecek apatit minerallerinin paketlenmesi. Ortada içi boş polietilen tüp, sağda paketlenmiş apatit mineralleri, üstte apatit minerallerini tüp içerisine yerleştirmeye yardımcı ince plaka, altta tüplerin ağzını genişletmek için kullanılan iğne. Reaktörden gelen örnekler ve daha önce ayrılan örneklerin epoksi ile tutturma işlemleri yapılmıştır. Fosil ve Yeni iz oluşturulan örnekler aşındırma ve parlatma süreçlerinden geçirilmiştir (Şekil 3.23). Aşındırmada kullanılan toz aşındırıcılar alt yüzey için sırasıyla 68 µm (220 no), 14 µm (600 no) ve 5 µm (1000 no) tane büyüklüğündedir. Üst yüzey için ise (apatit minerallerinin bulunduğu kısım), 14 µm 74

90 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN (600 no) ve 5 µm (1000 no) tane büyüklüğündedir. Elmas parlatıcılar alt ve üst yüzeyler için 3 µm ve 1 µm tane büyüklüğüne sahiptir. Parlatılan örnekler asitle aşındırma işleminden sonra iz sayımı için hazır hale gelmiştir (Şekil 3.24). Asitle aşındırma işleminde sıcaklık ve süre kritik bir öneme sahiptir. Bu aşamada Salzburg Üniversitesi labaratuvarlarında bu işlem 20ºC sıcaklıkta 60 sn sürede yapılmaktadır (Şekil 3.24). İz sayımları X1250 büyütmeli Olympus BH-2 binoküler mikroskopta ıslak (yağlı) objektif kullanılarak gerçekleştirilmiştir (Şekil 3.24). Sayım sonuçları MS Ofis Excell paket programı (Hejl, yayınlanmamış) için hazırlanan yazılım ile değerlendirilip yaş verisi hesaplanmıştır. Üst yüzey 14µm( öğütücü toz 600) 5µm( öğütücü toz 1000) 3 µm (Elmas macun) 1µm (Elmas macun) 20º C 60sn 20º C 5% HNO 3 Alt yüzey 68 µm( öğütücü toz 220 ) 14 µm ( öğütücü toz 600) 5 µm ( öğütücü toz 1000) 3µm (Elmas macun) 1µm (Elmas macun) Şekil Apatit Fizyon İzi yaş tayini yöntemi için apatit minerallerine uygulanan aşındırma, parlatma ve asitle aşındırma (etching) süreçleri. İz sayımları gerçekleştirilen örneklerin fosil izlere sahip taneleri, asitle aşırı aşındırılırak (overetching) iz uzunluk ölçümleri yapılır. Asitle aşırı aşındırma işlemi (ilk aşındırma işlemine ilaveten) 21ºC 5.5 M HNO3 asitte 20 sn bekletilerek 75

91 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN gerçekleştirilmiştir. İz uzunluk ölçümleri tamamen tane içinde bulunan ve yatay olan (Gleadow ve ark., 1986) izlerden iz sayımı yapılan fiziki koşullarda yapılmıştır. İz uzunluğu mikroskoba bağlı çizim tüpü yardımı ile sayısallaştırma tablası üzerinde ölçülmüştür (Wagner ve Van den Haute, 1992) (Şekil 3.25). Ölçümlerin laboratuvarlararası standardının sağlanabilmesi için örnekler ile birlikte Durango standart apatit örneği de irradyasyona tabi tutularak iz sayımı, yaş hesaplaması ve iz uzunluğu ölçülmüştür (iz uzunluğu gerçek örneklerin ölçümünden önce irradyasyona tabi tutulmuş Durango apatit üzerinde kullanıcı ölçümünün Carlson ve ark., 1999 ile karşılaştırılmıştır). Apatit fizyon izi yaş tayini yöntemi için soğuma modellemesi Ketcham ve ark. (2000) tarafından yayınlanan AFTSolve paket yazılımı kullanılarak gerçekleştirilmiştir. Tesadüfî modeller örneklerin veya ait olduğu birimin LA-MC- ICP-MS U-Pb, 40 Ar/ 39 Ar amfibol, biyotit veya K-feldspat yaşları kullanılarak önceden belirlenen zaman-sıcaklık (iki noktalı) aralıkları ile Monte Carlo yöntemi benimsenerek oluşturulmuştur. Her bir modelleme için, örneğin yaş ve iz uzunluk verisi hesaplanmış ve ölçülen değer ile hesaplanan değer arasındaki uyum iyiliği (Goodnes of Fit G.O.F.) istatistiği Kolmogorov-Smirnov testi ile hesaplanmıştır. Yazılım, G.O.F. değeri arasındaki alanları iyi (good) ve 0.05 ile 0.5 arasındaki alanları kabul edilebilir (acceptable fit) alan olarak almakta ve ona göre ısısal tarihçe modellemesi yapmaktadır. 76

92 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Şekil AFİ yönteminde iz sayımı yapılan ve iz uzunluğu ölçümü için kullanılan mikroskop Ar/ 39 Ar Yaş Tayini Yöntemi İçin Örnek Hazırlama Tez çalışmasında gerçekleştirilen 40 Ar- 39 Ar yaş tayini çalışmaları, bilimsel işbirliği sağlanan Salzburg Üniversitesi öğretim üyelerinden Prof. Dr. Franz NEUBAUER danışmanlığında Salzburg Üniversitesi Jeoloji ve Coğrafya Bölümü ARGONAUT laboratuarlarında yürütülmüştür. Örnek hazırlama sürecinde ilgili bölüm laboratuarında bulunan çeneli kırıcı, elek takımı, magnetik separatör, binoküler mikroskop vb. aletlerden yararlanılmıştır. 40 Ar- 39 Ar yaş tayini yöntemi için araziden derlenen el örnekleri (Çizelge 3.1) çeneli kırıcıda öğütüldükten sonra 250µm 400 µm arası elekler kulanılarak elenmiştir µm aralığındaki tanelerden mineral konsantrasyonu yeterli olan örnekler mikroskop altında elle seçmek için ayrılır (Şekil 3.11). Mineral konsantrasyonu düşük olan örnekler manynetik ayırıcı yardımı ile arttırılmıştır. Analiz için seçilecek mineral fazlarından biyotitlerde aranan özellikler: tek mineral olması, yarı saydam olması ve ayrışmamış olmasına dikkat edilmiştir. Analiz için seçilecek mineral fazlarından amfibollerde 77

93 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN aranan özellikler: özşekilli, yarı-özşekilli ve ayrışmamış (taze) olmalarına dikkat edilmiştir. Analiz için seçilecek mineral fazlarından K-feldspatlarda aranan özellikler: özşekilli ve ikizlenmesi olan karakteristik K-feldspatlar olmalarına dikkat edilmiştir. Her bir analiz için 13 tane mineral tanesinin seçilmesi yeterlidir. Bu çalışmada her bir örnek için her mineralden yaklaşık 100 adet tane reaktöre gönderilmek üzere seçilmiştir. Seçilen taneler alüminyum folyo ile paketlenip küçük kuvars tüplere (vial) şişelenmiştir. J değerinin hesaplanabilmesi için monitörler (standart mineral) arasında ~5 mm mesafe olacak şekilde her 4-5 örnek arasına monitörler yerleştirilmiştir. Örnekler Debrecan (Macaristan) da bulunan MTA KFKI reaktöründe 16 saat süre ile irradyasyona tabi tutulmuştur. Karışan izotoplar için düzeltme faktörü, iki adet Ca cam örneğinden 10 analiz ve iki adet saf K cam örneğinden 22 adet analiz yapılarak hesaplanmıştır. Analiz sonuçları; 36 Ar/ 37 Ar(Ca) = , 39 Ar/ 37 Ar(Ca) = ve 40 Ar/ 39 Ar(K) = şeklindedir. Nötron akışındaki değişimler, ± 0.05 My 40 Ar/ 39 Ar plato yaşı hesaplanan DRA1 sanidin standartı (Wijbrans ve ark., 1995) ile izlenmiştir. Reaktörden gelen örnekler kuvars tüplerden çıkarılarak 1 mm çapında tek yönlü örnek odasına sahip Al örnek tututucu (holder) ya yerleştirilmiştir. 40 Ar/ 39 Ar analizleri UHV Ar-çıkarıcı yolu monte edilmiş MERCHANTEK UV/IR lazer aşındırıcı ekipmanı ile VG- ISOTECHTM NG3600 kütle spekrometresi ile gerçekleştirilmiştir. Örneklerin aşamalı ısıtma analizleri, ile µm dalga boyundaki Tem00 modunda çalıştırılan odaklanmamış (~1.5 mm çapında) 25W CO2-IR lazer ile gerçekleştirilmiştir. Lazer, bir PC ile kontrol edilip, örnek üzerinde lazerin konumu, lazer ışınlarının optik ekseni üzerine içinde örnek odası üzerindeki çift vakumlu pencere üzerine yerleştirilmiş bir video kamera vasıtası ile PC ekranında izlenmektedir. Gaz temizleme işlemi, bir sıcak ve bir soğuk Zr-Al SAES çıkarıcı kullanılarak yapılmıştır. Kütle spektrometresine gaz giriş ve pompolaması ve Arçıkarma yolu bilgisayar kontrollu pnömatik valf yardımı ile yapılmıştır. NG cm çapında 60 uzanımlı bir geometrili olup 4.5 kv güce sahip parlak Nier-tip kaynağa sahiptir. Ölçümler, statik modda aksiyal elekron çoklayıcı üzerinde gerçekleştirilip, tepe noktası sıçramaları (peak jumping) ve mıknatısın duraylılığı 78

94 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN Hall-probe ile gerçekleştirilmektedir. Ölçümler esnasında her bir sıcaklık artırımda 36 Ar, 37 Ar, 38 Ar, 39 Ar ve 40 Ar izotop yoğunlukları ölçülmüş, 35.5 kütlesindeki ana okumalar otomatik olarak çıkarılmıştır. Tepe noktalarındaki yoğunluklar, gaz girişinden itibaren 16 yoğunluk ölçümünden sonra düz çizgi veya eğri yerleştirme ile geri-tahmin (back-extrapolated) edilmiştir. Yoğunluklar, sistem boşluk ölçümü, arkaplan, 37 Ar ileri irradyasyon bozunması ve karışan izotoplar için düzeltmelere tabi tutulmuştur. Ölçümler esnasında her bir sıcaklık basamağındaki izotopik oranlar, yaşlar ve hataları, Steiger ve Jäger (1977) tarafından bildirilen bozunma faktörleri ile McDougall ve Harrison (1999) önermeleri kullanılarak yapılmıştır. Plato ve İzokron yaşlarının hesaplanması ve tanımlanması ISOPLOT/EX Microsoft Excell eklentisi (Ludwig, 2003) ile yapılmıştır. 79

95 3.MATERYAL VE METOD Fatih KARAOĞLAN 80

96 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Tez çalışması kapsamında, Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı içerisinde ~450 km boyunca kuzeyde Toros ve güneyde Arap platformu ile sınırlandırılmış orojenik kuşak içerisinde yer alan ofiyolitik kütleler [Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş), İspendere (Malatya) ve Kömürhan (Elazığ)], Berit metaofiyoliti (Malatya) ile bunları kesen granitoyidler [Esence (Kahramanmaraş), Doğanşehir (Malatya) ve Baskil (Elazığ)] in termo-kronolojik evrimi ortaya konmaya çalışılmıştır. Bu çalışmanın sonucunda da (i) Neotetis okyanusunun güney kolunda Geç Kretase döneminde oluştuğu varsayılan okyanusal kabuğun kristallenme yaşı, (ii) ofiyolitleri ve Toros platformunu kesen granitoyidlerin kristallenme yaşları ve (iii) granitoyidlerin soğuma tarihçelerini ortaya koyabilmek için LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb, Sm-Nd, Ar-Ar ve Apatit Fizyon izi yaşlandırma yöntemleri kullanılmıştır. Ayrıca bu çalışmada kuşak boyunca gözlenen ofiyolitik ve granitik birimlerin kökensel açıdan farklılık ve benzerliklerini ortaya koymak amacıyla Nd-Sr izotopları kullanılmıştır Ofiyolitler Petrografi Tez kapsamında Sm-Nd yaş tayini ve Nd-Sr izotop analizleri yapılmak üzere Kızıldağ, Göksun, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinin kümülat ve izotrop gabro seviyelerinden ve Berit metaofiyolitinden amfibolit ve granülit fasiyesi seviyelerinden örneklemeler yapılmıştır. Taneli, iri taneli minerallerden oluşan gabrolar ortokümülat-mezokümalatpoikilitik doku sunmaktadır. Araziden derlenirken ayrışmanın olmadığı veya az olduğu bölgelerden örneklemeler yapılmaya çalışılmıştır. Gabrolarda örneklerin çoğunda ayrışma yok veya çok az gözlenirken (FK27, FK23, FK26), bazı örneklerde ayrışma bariz olarak izlenmektedir (FK12, FK29). Mezokümülat, ortokümülat ve poikilitik dokunun gözlendiği gabrolar, plajiyoklas ve piroksenden oluşmakta, bazı 81

97 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN örnekler olivin içermektedir (FK23). Gabrolarda piroksenler %40-45 ve plajiyoklas %55-60 oranında bulunmaktadır. Olivin içeren örneklerde ~%30-35 oranında olivin ile ~%40 oranında plajiyoklas ve %20 oranında piroksen bulunmaktadır. Tane kenarları çoğunlukla keskin ve düzgün olarak izlenmektedir. Piroksenler yarı özşekilli özşekilli, tek yönde dilinim izleri belirgin canlı renklerde gözlenip, alterasyona uğrayan kristallerde uralitleşme ve bastitleşme gözlenmektedir. Bazı örneklerde piroksenler ışınsal yapıda aktinolit minerallerine dönüşmüştür (FK26 ve FK12). Plajiyoklaslar yarı özşekilli özşekilli latalar ve tabular halde 1. sıranın gribeyaz girişim renklerinde, polisentetik ve karslbad ikizlenmesi göstermektedir (Şekil 4.1.a, c, e). Plajiyoklas taneleri piroksenlerin içine doğru sokulum yapar vaziyette ve inklüzyonları halinde piroksenler içerisinde bulunmaktadır Plajiyoklaslarda ayrışma gösteren örneklerde kaolenleşme, albitleşme ve serizitleşme gözlenirkenr (FK12, FK29), bazı örneklerde epidotlaşma alterasyonu gözlenmektedir (FK12) (Şekil 4.1.a, d). Olivin içeren örneklerde olivinler ağ dokusu sunarken ayrışma ileri derecede izlenmektedir. Berit metaofiyolitine ait metamorfik birimlerden alınan örnekler granatlı amfibolit ve granülit kayaçlarından oluşmaktadır. Granoblastik dokulu granatlı amfibolit örneği, amfibol, piroksen, granat, kuvars, rutil, sfen mineralleri içermektedir (Şekil 4.1.f). Granat içerisinde kuvars inklüzyonları gözlenirken tanelerin kenarlarının bir kısmı keskin, bir kısmı ise ayrışmış olarak gözlenmektedir. Piroksenlerde kenarlardan itibaren amfibol mineraline dönüşme izlenmektedir. Granülit örnekleri, granat, piroksen, amfibol, kuvars, plajiyoklas içermektedir. Tanelerin kenarları çoğunlukla keskin olup, kesitlerin bazı kısımlarında granatpiroksen ve piroksen-piroksen sınırlarında amfibol gelişimi gözlenmektedir (Şekil 4.1.g,h, B5 a-b). Granatlar yarı özşekilli-özşekillli taneler halinde ve çift nikolde opak görünümü ile ayırt edilirken ağ dokusu sunmaktadırlar. Piroksenler canlı renklerde özşekilsiz-yarı özşekilli formda iyi gelişmiş dilinim izleri sunmaktadırlar. Pljiyoklaslar yarı öz şekil-öz şekilli taneler halinde gözlenip ayrışmanın olduğu örneklerde serizitleşme ve kaolenleşme göstermektedirler. Grinin tonlarında çift kırınıma sahip taneler polisentetik ikizlenme ve karlspat ikizlenmesi sunmaktadırlar. Grinin tonlarında çift krınımı olan kuvars taneleri özşekilliz olarak taneler arasını 82

98 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN doldurur vaziyette ve inklüzyonlar halinde diğer minerallerin içinde gözlenmektedir. Amfiboller özşekilli formlar halinde veya piroksen, granat veya korund snırlarında ayrışma ürünleri olarak gözlenirler. Çift nikolde canlı renklerde gözlenirken tek nikolde yeşil, kahverengi yeşil pleokroizmaya ve orta-yüksek rölyefe sahip amfibollerin iki yönde gelişmiş dilinim izleri özşekilli formlarda gözlenebilir. El örneğinde mavi renkli disten minerali (B5a-B5b) boyuna gelişmiş prizmatik yapılı yarı öz şekillli, özşekilli formlarda, c eksenine paralel dilinim izlerine sahiptir. Korund minerali mikron mertebesinden 3-4 cm boya kadar boyutlarda gözlenmektedir (Şekil 4.2). çift nikolde pembemsi veya renksiz, çoğun prizmatik özşekilli veya yarı özşekilli ve tek nikolde yüksek rölyefi ile tanınır. Rutil ve titanit mineralleri serbest veya granat ve piroksenler içerisinde kapanımlar halinde gözlenmektedir. Özşekilli formlarda gözlenen minerallerden rutil kırmızı çift kırınımı ve pleokroizması ve sfen bal sarısı pleokroizması ile karakteristiktir. Çift nikolde paralel sönme gösteren mineraller tek nikolde yüksek rölyefleri ile tanınırlar Jeokimya Doktora tezi kapsamında çalışılan ofiyolitlerin kabuksal birimlerine ait kayaçların (izotrop gabro, levha daykları ve volkanik kayaçlar) ana, iz ve nadir toprak element içeriklerine (EK-2) bakıldığında bu kayaçların toleyitik karakterde oldukları yapılan çalışmalarda ortaya konmuştur (Parlak ve ark., 2004; 2009; Bağcı ve ark., 2005, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006). Ayrıca volkanik birimlerin bazalttan riyolite kadar değişen geniş bir kaya grubu ile temsil edildikleri görülmektedir (EK- 2). Kızıldağ (Hatay) ve Göksun (Kahramanmaraş) ofiyolitlerine ait izotrop gabro kayaçlarının kondrite göre normalize edilmiş nadir toprak element ve N-MORB a göre normalize edilmiş örümcek diyagramları Şekil 4.3.a ve d de verilmektedir. Nadir toprak element desenlerine bakıldığında; Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti ne ait izotrop gabroların boninitik ve ada yayı toleyitleri olmak üzere iki tip ve Göksun (Kahramanmaraş) ofiyoliti ne ait izotropik gabroların ise sadece ada yayı toleyitlerine benzer desenler sundukları görülmektedir (Şekil 4.3.a) (Parlak ve ark., 83

99 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN 2009). Aynı kayaçların örümcek diyagramlarında ise, her iki tip izotrop gabro (IAT ve boninitik) türünün [(a) LIL (Rb, Ba, Th, K) element zenginleşmesi, (b) Sr ve Pb pozitif anomalisi, (c) negative Nb anomalisi ve (d) N-MORB a göre benzer HFS element anomalisi] benzer özellikler sundukları görülmektedir. Ancak boninitik izotrop gabroların ada yayı toleyitlerine göre çok daha tüketilmiş oldukları görülmektedir (Şekil 4.3.d) (Parlak ve ark., 2009). Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş), İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerine ait levha dayk kayaçlarının kondrite göre normalize edilmiş nadir toprak element ve N-MORB a göre normalize edilmiş örümcek diyagramları Şekil 4.3.b ve e de verilmektedir. Levha dayklarının nadir toprak element içerikleri bakımından da ada yayı toleyitleri (IAT) ve boninitik türde olmak üzere ikiye ayrıldıkları görülmektedir. Ada yayı toleyitleri (IAT) türünde olanlar Kızıldağ, Göksun, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinde görülmekte olup, az miktarda hafif nadir toprak element düşüklüğü veya yataya yakın bir desen gösterirler (LaN/YbN= ) (Şekil 4.3.b). Boninitik türdeki diğer grup dayk ise Kızıldağ ofiyolitinde görülmektedir ve kaşık şekilli (LaN/SmN=0.63 ve SmN/YbN=0.69) nadir toprak element deseni sunmaktadırlar (Şekil 4.3.b). Örümcek diyagramları açısından ada yayı toleyitleri (IAT) nden türeyen levha daykları (a) LIL element (Rb, Ba, Th, K) zenginleşmesi, (b) pozitif Sr anomalisi, (c) negatif Nb anomalisi ve (d) N-MORB a yakın HFS element zenginleşmesi sunarlar (Şekil 4.3.e). Boninitik türdeki levha daykları ise diğerlerine göre daha fazla tüketilmiş HFS element desenleri sunmaktadırlar (Şekil 4.3.e).Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş), İspendere (Malatya), Kömürhan (Elazığ) ve Guleman (Elazığ) ofiyolitlerine ait volkanik kayaçlarının kondrite göre normalize edilmiş nadir toprak element ve N-MORB a göre normalize edilmiş örümcek diyagramları Şekil 4.3.c ve f de verilmektedir (Parlak ve ark., 2009).Volkanik kayaçlar nadir toprak element içerikleri bakımından ada yayı toleyitleri (IAT) ve boninitik türde olmak üzere ikiye ayrıldıkları görülmektedir. 84

100 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil 4.1. Ofiyolitik kayaçlardan alınan örneklerin incekesit görüntüleri. (plg: plajiyoklas, cpx: klinopiroksen, grt: granat, sf: Sfen, rt: rutil, ep: epidot) 85

101 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil 4.2. Berit metaofiyolitine ait metagabrolara ait el örneği. Ada yayı toleyitleri (IAT) türünde olanlar Kızıldağ, Göksun, İspendere, Kömürhan ve Guleman ofiyolitlerinde görülmekte olup, asidik kayaçlar için hafif nadir toprak element yüksekliği (LaN/YbN= ) ve bazik kayaçlar için hafif nadir toprak element düşüklüğü (LaN/YbN= ) gösterirler (Şekil 4.3.c). Boninitik türdeki diğer grup volkanik kayaçlar ise Kızıldağ ofiyolitinde görülmektedir ve kaşık şekilli (LaN/SmN=0.72 ve SmN/YbN=0.51) nadir toprak element deseni sunmaktadırlar (Şekil 4.4.c). Örümcek diyagramları açısından ada yayı toleyitleri (IAT) nden türeyen volkanikler (a) LIL element (Rb, Ba, Th, K) zenginleşmesi, (b) tüm kayaçlarda negatif Nb anomalisi, (c) asidik ve nötr kayaçlarda negatif Ti ve P anomalisi görülmektedir (Şekil 4.3.f). Boninitik volkanik kayaçlarda ise N-MORB a gore HFS elementler bakımından tüketilme ve bazı LIL elementler bakımından (Rb, K) zenginleşme göstermektedirler (Şekil 4.3.f). Güneydoğu Anadolu ofiyolitlerine ait kayaçların Nb/Th oranlarına karşı Y içerikleri Şekil 4.4 de verilmektedir (Parlak ve diğ., 2009). Uyumsuz iz element oranındaki (Nb/Th) değerler kayaçlardaki Nb tüketilmesini işaret etmektedir. Ofiyolitik kayaçlardaki Nb tüketilmesi bu kayaçların yitimle ilişkili bir ortamda oluştuklarını göstermektedir (Şekil 4.4). 86

102 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil 4.3. Güneydoğu Anadolu ofiyolitlerine ait kayaçların Nadir Toprak element ve örümcek diyagramları (Normalize değerler Sun and McDonough, 1989 dan alınmıştır). Diyagramlarda yer alan n harfi analiz adedini göstermektedir (Parlak, 2006). Bununla birlikte Kızıldağ ve İspendere ofiyolitlerine ait bazı volkanik kayaçların ve Kömürhan ofiyolitine ait bazı levha dayklarının ise yay-dışı bir ortamı işaret ettikleri görülmektedir (Şekil 4.4). Bilindği üzere okyanus içi yitim zonu (suprasubduction zone) tektonik ortamları okyanusal kabuk oluşumu için yay-önü, yay ve yay-gerisi ortamları da kapsamaktadır. Bu nedenle ofiyolit stratigrafisi içerisinde görülen boninitler, okyanus ortası sırtı bazaltları ve ada yayı toleyitleri (Beccaluva ve ark., 1984, 2004, 2005; Malpas ve Langdon, 1984; Beccaluva ve Serri, 1988; Smellie ve diğ., 1995; Bedard ve ark., 1998; Dilek ve Flower, 2003; 87

103 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Saccani ve Photiades, 2004, 2005), bu tip tektonik ortamların zaman içerisindeki gelişimlerine bağlı olarak oluşabilirler (Pearce ve diğ., 1984). Bu durum çalışma alanındaki Güneydoğu Anadolu ofiyolitleri için de geçerli olabilmektedir. Şekil 4.4. Ofiyolitik kayaçların Nb/Th oranına karşı Y diyagramı (Jenner ve ark., 1991). Diyagramlarda yer alan n harfi analiz sayısını göstermektedir. Kızıldağ, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerine ait kümülat kayaçlardaki olivin, plajiyoklas ve piroksen mineral çiftleri ile yapılan diyagramlar Şekil 4.4 de verilmektedir. Kümülat kayaçlardaki mineral içeriklerinin çok sınırlı kimyasal değişim gösterdikleri ve zonlanma göstermedikleri anlaşılmaktadır (Parlak ve ark., 2009). Olivinlerdeki Forsterit (Fo) içerikleri Kızıldağ ofiyolitinde 88-76, İspendere ofiyolitinde ve Kömürhan ofiyolitinde arasında değişmektedir. 88

104 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Klinopiroksenlerdeki Magnezyum numarası (Mg#) Kızıldağ ofiyolitinde 75-92, İspendere ofiyolitinde ve Kömürhan ofiyolitinde arasında değişmektedir. Ortopiroksenlerdeki Magnezyum numarası (Mg#) Kızıldağ ofiyolitinde ve Kömürhan ofiyolitinde arasında değişmektedir. Plajiyoklaslardaki An içeriği Kızıldağ ofiyolitinde 95-83, İspendere ofiyolitinde ve Kömürhan ofiyolitinde arasında değişmektedir (Parlak ve ark., 2009). Kümülat kayaçlarda gözlenen yüksek magnezyumlu olivin/piroksenler ve kalsik plajiyoklaslar MORB tipi ortamlarda oluşan kümülatlardan farklılık sunarlar (Hebert, 1982, 1985). Çalışma alanında gözlenen kümülat kayaçların plajiyoklas, olivin ve piroksen içeriklerine göre oluşturulan diyagramlar Şekil 4.5 de verilmektedir. Şekil 4.4 de de görüldüğü üzere, kümülat kayaçlar MORB tipi ortamdaki kayaçlardan farklılık sunmaktadırlar ve iyi bilinen yitimle ilişkili ofiyolitler ve ada yayı ortamları ile deneştirilebilmektedirler (Parlak ve ark., 2009; Stern, 1979; Arculus ve Wills, 1980; Gust ve Johnson, 1981; Fujimaki, 1986; Parlak ve ark., 1996; 2000). Şekil 4.5. Ofiyolitik kayaçların mineral kimyasına göre köken belirleme diyagramları (a) Plajiyoklazlarda An (mol %) ve olivinlerde Fo (mol %) içeriğinin karşılaştırılması. Troodos ofiyolit değerleri Hebert ve Laurent (1990) dan; B2, B3a: Boisa Volcanı Gust ve Johnson (1981) den; U: Usa Volcanı Fujimaki (1986) dan; A: Agrigan Volcanı Stern (1979) dan ve Lesser Antilles verileri ise Arculus ve Wills (1980) den alınmıştır. (b) Gabroyik kümülatlardaki plajiyoklas (An) ve Klinopiroksen (Mg#) içeriklerinin karşılaştırılması. MORB ve yay-gabro alanı Burns (1985) den alınmıştır. 89

105 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Berit Metaofiyolitinin Mineral Kimyası Çalışma alanı içerisinde yer alan Berit metaofiyoliti, bölgedeki ofiyolitler içerisinde okyanus içi yitim zonundaki metamorfizmadan en çok etkilenenidir. Yapılan petrografik çalışmalarda tespit edilebilen fasiyesler: piroksen-granulit, granat amfibolit, amfibolit, plajiyoklas-amfibol şist ve epidot-amfibol şisttir. Yapılan mineral kimyası (EPMA) çalışmalarında (EK-2) granat, klinopiroksen, amfibol, plajiyoklas minerallerinin kimyasal özellikleri aşağıda verilmektedir. Granat: Analiz edilen 4 adet incekesitteki granat mineralleri zonlanma göstermemektedir (Şekil 4.6). Analiz edilen granatların FeO içerikleri % arasında, CaO içerikleri % arasında, Cr 2 O 3 içerikleri % arasında, MgO içerikleri % arasında ve MnO içerikleri ise % arasında değişmektedir (EK-2). Bu değerlere göre granatların granatlı amfibollerde almandin, granulitlerde pirop bileşiminde oldukları görülmektedir (Şekil 4.7). Piroksen: Analiz edilen 4 adet ince kesitteki piroksen mineralleri zonlanma göstermemektedir (Şekil 4.6). Analiz edilen piroksenlerin FeO içerikleri % arasında, CaO içerikleri % arasında, MgO içerikleri % arasında ve Na 2 O içerikleri ise % arasında değişmektedir (EK-2.). Bu değerlere göre piroksenlerin Kalsiyumca zengin klinopiroksen türü olan diyopsit oldukları anlaşılmaktadır (Şekil 4.8.d,e). Plajiyoklas: Analiz edilen 3 adet ince kesitteki feldspat mineralleri zonlanma göstermemektedir (Şekil 4.6). Analiz edilen feldspatların CaO içerikleri % arasında, Na 2 O içerikleri % arasında, K 2 O içerikleri % arasında ve Al2O3 içerikleri % arasında değişmektedir (EK-2). Bu değerlere göre feldspatların plajiyoklaslarla temsil edildikleri görülmektedir (Şekil 4.8.f) Plajiyoklas cinsi olarakta esas olarak Labrador-Bitovnit oldukları ve az miktarda da Oligoklas-Andezin oldukları anlaşılmaktadır (Şekil 4.7;4.8.f). Amfibol: Analiz edilen 4 adet ince kesitteki amfibol mineralleri zonlanma göstermemektedir. Analiz edilen amfibollerin FeO içerikleri % arasında, CaO içerikleri % arasında, MgO içerikleri % arasında, Na 2 O 90

106 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN içerikleri ise % arasında ve SiO 2 içerikleri ise arasında değişmektedir (EK-2). Şekil 4.6. Berit metaofiyolitine ait granat klinopiroksen ve plajiyoklas minerallerinin çekirdek ve kenar zonlarının kimyasal bileşimi. Şekil 4.7. Berit metaofiyolitini oluşturan kayaçlara ait granat ve plajiyoklasların mineral kimyası diyagramları Bu değerlere göre amfibollerin kalsiyumca zengin amfiboller oldukları görülmektedir (Şekil 4.8 a,b,c). Yukarıda tespit edilen element içeriklerine görede Tremolit-Hornblend (B5a), Çermakitik hornblend (B5b), Edenit-Pargasitik 91

107 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Hornblend-Ferroan Pargazit (FK16) ve Magneziyohornblend (Fk17) oldukları tespit edilmiştir (Şekil 4.8.a,b,c). Şekil 4.8. Berit metaofiyolitini oluşturan kayaçlara ait minerallerin mineral kimyası diyagramları 92

108 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Disten; disten minerali granülit (B5a ve B5b) örneklerinde gözlenirken granatlı amfibibolitlerde gözlenmemektedir. Kuvars: kuvarz minerali, örneklerde özşekilsiz, tanelerin arasını doldurur vaziyette FK-16 ve FK17 örneklerinde oldukça yaygın gözlenmektedir. Titanit: Granatlı amfibolit (FK16-FK17) örnelerinde gözlenen titanit mineralleri bal rengi çift kırınım yüksek rölyefleri ile kolaylıkla ayırt edilebilmektedir. Rutil: Kırmızı renkli çift kırınım ve pleokroizması ile yüksek rölyefli oluşu ile kolayca seçilebilen bu mineral granatlı amfibolit örneklerinde gözlenmektedir. Çizelge 4.1. Berit metaofiyolitine ait örneklerin mineral içerikleri Granülit Granatlı amfibolit B5a B5b FK16 FK17 Kuvars 37 Diyopsit Amfibol Granat Rutil 2 2 Titanit 1 1 Plajiyoklas Zoisit 4 Kyanit 7 3 Opak min. tr tr Mineral fazlarının 10 kbar 700 C'de aktiviteleri; Py 0.31 gr 0.04 di 0.67 cats 0.3 an 0.42 ab 0.69 tr parg 0.1 clin 0.25 ames mu 0.61 pa cz 0.95 rtl 1 crd 1 ky 1 Petrografi ve mineral jeokimyası verileri kullanılarak oluşturulan basınçsıcaklık diyagramlarında Berit metaofiyolitine ait örneklerin kbar basınç ile 690 C C sıcaklık aralığında granülit fasiyesi ile eklojit fasiyesinin alt sınırında metamorfizmaya uğradığı hesaplanmıştır (Şekil 4.9). 93

109 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil 4.9. Berit metaofiyolitinin Basınç-Sıcaklık diyagramı. Diyagramı oluşturan bağıntılar, petrografi verilerinden yararlanılarak tüm kaya ve mineral kimyası sonuçlarının, WinTWQ (Berman, 2007) paket yazılımı DEC06.Dat (Berman, 1991, Berman, 1998; Berman ve Aranovich, 1996) veritabanı kullanılarak oluşturulmuştur. Diyagramda granülit fasiyesi kayaçların 8-16 Kbar basınç ve C arasında oluştuğu gözlenmektedir. Konvansiyonel basınçsıcaklık değerleri ise kbar (grt-cpx), 7-8 kbar (amp) basınç ve C sıcaklık değerleri vermektedir (Çizelge 4.2). 94

110 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge 4.2. Berit metaofiyolitine ait basınç-sıcaklık hesaplamaları. Mineral Barometre (kbar) Termometre ( o C) Referans Cpx Nimis and Ulmer (1998) Grt-Cpx Ravna, 2000 Amp 7-8 Anderson ve Smith, 1995 Berit metaofiyolitin basınç-sıcaklık değerleri okyanusal kabuk metamorfizması ile karşılaştırıldığında Berit metaofiyolitinin okyanus kabuğunun ergime alanında metamorfizmaya uğradığı görülmektedir (Maruyama ve Liou, 2005) (Şekil 4.10). Şekil Berit metaofiyolitinin okyanus kabuğu metamorfizması ile karşılaştırılması 4.2. Granitoyidler Petrografi Tez kapsamında LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb, Apatit Fizyon İzi ve 40 Ar- 39 Ar mineral (amfibol, biyotit, K-feldspat) yaş tayini yapılmak üzere Esence, Doğanşehir ve Baskil granitoyidlerinin farklı birimlerinden örneklemeler yapılmıştır. Granitoyidler QAP diyagramında tanımlanan bütün birimlerin minerolojik bileşimine 95

111 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN sahip birimleri içermektedirler. Granitoyidlerin petrografik özellikleri bir çok araştırıcı tarafından çalışılmıştır (Önal, 1995; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu, 2000, 2006; Parlak, 2006). Zirkon ve apatit mineralleri hemen bütün örneklerde aksesuar mineral olarak bulunmaktadır. Zirkon mineralleri yüzey alterasyonuna karşı son derece duraylıdırlar. Bu bölümde Ar-Ar termokronolojisi uygulanan örneklerin petrografisi üzerinde durulacaktır. Taneli, mikrogranüler-porfirik, mikrografik dokuların izlendiği örnekler granodiyorit ve granitlerin mineralojik bileşimine sahiptirler. Örnekler, kayaç yapıcı minerallerden kuvars, plajiyoklas, K-feldspat, mafik minerallerden amfibol ve biyotit ve aksesuar minerallerden sfen, zirkon ve apatit içermektedirler (Şekil 4.11). Kuvars: Gri ve sarının tonlarında girişim renklerine sahip, genellikle özşekilsiz orta irilikte tanelerden oluşmaktadırlar. Maruz kaldığı stresin bir sonucu olarak dalgalı sönme gösteren kuvarslar yaklaşık % arasında yer alırlar. Plajiyoklas: Küçük- orta iri taneli prizmatik şekilli kristallerden meydana gelen plajiyoklaslar, bazı kesitlerde oldukça ileri derecede alterasyon göstermekte ve bu ayrışma kaolenleşme, serisitleşme, epidotlaşma ve kalsitleşme şeklinde izlenmektedir. Polisentetik ve karsbad ikizlenmeleri yoğun alterasyon gösteren örneklerde güçlükle ayırdedilebilmekte ancak taze örneklerinde net olarak izlenebilmektedir. Hemen hemen tüm plajiyoklaslarda zonlu yapı gözlenmekte ve kuvarslarda olduğu gibi plajiyoklaslarda da stresin sonucu olarak dalgalı sönme izlenmektedir (Şekil 4.11 a,d,e). K-Feldspat: Oldukça az miktarlarda (% 5-15) izlenen K-feldispatlar özşekilsiz veya yarı özşekilli, kaolenleşme alterasyonu gösteren orta çok büyük irilikte tanelerden meydana gelmektedir. Yer yer kuvarslarla arasında meydana gelen mikrografik doku göstermektedir (Şekil 4.11.b,d,f). Biyotit: Genellikle ince uzun prizmatik şekillerde biyotitlerin bir kısmı kayaçlarda izlenen diğer mineraller gibi ayrışma göstermekte olup kenarlardan itibaren kloritleşme sunmaktadır. Bir kısmı ise özellikle dilinimleri boyunca izlenen ayrışma göstermektedirler (Şekil 4.11 a-f). 96

112 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Amfibol: örneklerdeki ikinci hakim mafik minerali temsil eden amfiboller yaklaşık % 4-5 civarında yeralmaktadırlar. Genellikle yarı-özşekilli veya özşekilli olarak yeralan amfiboller c eksenine paralel veya paralele yakın geçmiş kesitlerinde iki yönde gelişmiş baklava şekilli (124 /56 ) dilinim izlerine sahiptirler. Özellikle çubuksu kesitlerinde tek yönde gelişmiş dilinim izleri gözlenmektedir. Yeşilin tonlarında pleokroizma sunan amfiboller hornblend türünün karakteristik özelliklerini taşımaktadır. Yer yer kloritleşme ve opaklaşma şeklinde alterasyonlarına rastlanmaktadır. Sfen: İğ şeklinde tipik kristal şekilleriyle beraber yer yerde düzensiz şekillerde izlenen sfenler açık sarı girişim renkleri ve yüksek rölyefleri ile dikkat çekmektedirler. Kayaçta eser miktarlarda yer almaktadırlar. Apatit: Kayaçta eser oranlarda bulunmaktadır. Özşekilsiz yuvarlağımsı kristalleri, düşük çift kırınımı ve yüksek rölyefi ile tanınmaktadır. Zirkon: Tipik iki ucu veya bir ucu sivri çubuğumsu kristalleri, canlı girişim renkleri, paralel sönmeleri ve yüksek rölyefleri ile karakteristik olan zirkonlara eser oranda rastlanmaktadır. Opak Mineral: Bir kısmı primer ve diğer bir kısmı ferromagnezyen minerallerin alterasyonu sonucu gelişmiş ikincil opak mineraller olmak üzere iki tür opak mineral izlenmektedir. Birincil opak mineraller, ikincil olanlardan düzgün kenar ve köşelere sahip olmalarıyla ayrılmaktadır Granitoyid Jeokimyası Esence Granitoyidi Esence (Göksun-Kahramanmaraş) bölgesinde yüzeyleyen granitoyide ait örnekler üzerinde yapılan petrografik çalışmalar sonucunda ayırt edilen granodiyorit, granit ve aplitik dayk kayaçlarının jeokimyasal özellikleri Parlak ve ark. (2002) ve Parlak (2006) tarafından ayrıntılı bir şekilde çalışılmıştır. Bu bölümde, elde edilen analiz sonuçları (EK-1) ile ilgili çalışmalardan alıntılar yapılarak granitoyidin 97

113 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN jeokimyasal özellikleri ve oluştukları jeodinamik ortam hakkında bilgiler verilecektir. Esence granitoyidini oluşturan granit, granodiyorit, mikrogranit ve aplitik dayklar genel olarak subalkalen karakterde olup (Şekil 4.12), AFM diyagramında ise kalkalkalen granitoyidlerin tipik özelliklerini göstermektedirler (Şekil 4.12). Granodiyoritler kısmen metalüminus kısmen de peralüminus özellik, mikrogranitler ve aplitik dayklar ise peralüminus özellik göstermektedirler. Şekil Granitoyidlerin ince kesit görüntüleri. (q: kuvars, plg: plajiyoklas, K: K- feldspat, bio: biyotit, amp: amfibol). 98

114 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN FeO* Toleyitik Kalkalkalen NaO+KO MgO 2 2 Şekil Esence granitoyidine ait kayaçların AFM diyagramındaki dağılımı (Irvine ve Baragar, 1971). (Yeşil piramid: granit, Kırmızı üçgen: granodiyorit, Kırmızı artı: aplitik dayk). Volkanik yay granitlerini çarpışma zonu granitlerinden ayırmak amacı ile Harris ve ark. (1986) tarafından Rb Hf-Ta üçgen diyagramını geliştirmiştir. Çalışma alanındaki granitoyid kayaçların bu diyagramdaki yerlerine bakıldığında hemen hepsinin volkanik yay graniti alannda olduğu görülmektedir (Şekil 4.13). Brown ve ark. (1984) yay ortamında Rb/Zr oranının yay olgunluğuna bağlı olarak Nb içeriğinin artmasıyla doğru orantılı olduklarını belirtmişlerdir. Buna göre Esence granitoyidine ait kayaçların ilksel yaydan olgun yaya kadar dağılım gösterdikleri görülmektedir (Şekil 4.13). Şekil 4.13 Esence granitoyidine ait kayaçların Rb-Hf-Ta üçgen ve Rb/Zr-Nb diyagramları.(a-harris ve ark., 1986 ve b-brown ve ark., 1984). 99

115 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Doğanşehir Granitoyidi Doğanşehir (Malatya) bölgesinde yüzeyleyen granitoyide ait örnekler üzerinde yapılan petrografik çalışmalar sonucunda ayırt edilen amfibollu gabro, diyorit, kuvarslı diyorit, tonalit, granodiyorit, anklav, mafik dayk ve felsik dayk kayaçların jeokimyasal özellikleri Karaoğlan (2005) tarafından ayrıntılı bir şekilde çalışılmıştır. Bu bölümde, yapılan analiz sonuçları ve ilgili çalışmadan alıntılar yapılarak granitoyidin jeokimyasal özellikleri ve oluştukları jeodinamik ortam hakkında bilgiler verilecektir. Doğanşehir granitoyidine ait kayaçların AFM üçgen diyagramında (Irvine ve Baragar, 1971) tipik kalk-alkalen karakterli magmatik fraksiyonlanma sunduğu görülmektedir (Şekil 4.14). Bunun yanında serinin en mafik bileşeni olan amfibollu gabrolar geçişli olarak toleyitik alana da düşmektedir. Gabro Diyorit Q-Diyorit Tonalit FeOt Toleyitik Granodiyorit Anklav Mafik Dayk Felsik Dayk Kalk-Alkalen Na O+KO 2 2 MgO Şekil Doğanşehir granitoyidine ait AFM üçgen diyagramı (Irvine ve Baragar, 1971). Doğanşehir granitoyidine ait kayaçların Log Ta Log Nb diyagramı Şekil 4.15 de verilmektedir. Bu diyagramda diyagonal bir hat üzerinde volkanik yay granitleri ile kıta içi granitleri birbirinden ayrılmaktadır (Harris ve ark., 1986). Kıta 100

116 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN içi granitleri yüksek Ta ve Nb içeriği ile karakterize edilmektedir. Volkanik yay granitleri ise düşük Ta ve Nb değeri ile karakteristiktir. Çalışma alanındaki granitoyid kayaçlarının hepsi volkanik yay granit (VAG) alanına düşmektedir (Şekil 4.15). Harris ve ark. (1986) nın volkanik yay granitlerini çarpışma zonu granitlerinden ayırmak amacı ile Rb Hf-Ta üçgen diyagramını geliştirmiştir. Çalışma alanındaki granitoyid kayaçların bu diyagramdaki yerlerine bakıldığında hemen hepsinin volkanik yay graniti alannda olduğu görülmektedir (Şekil 4.15) WPG Gabro Diyorit Q-Diyorit Tonalit Rb/30 Granodiyorit Anklav Mafik Dayk Felsik Dayk Ta (ppm) 1.0 Group II Group II 0.1 Va Nb(ppm) Şekil Doğanşehir granitoyidine ait kayaçların Log Ta Log Nb ve Rb Hf-Ta üçgen diyagramı (Va: Volkanik yay granitoyidi, WPG: Kıta içi granitoyidi, Harris ve ark., 1986). HF VA WP Group III Ta x3 Tüm jeokimyasal veriler Doğanşehir granitoyidinin volkanik yay ortamında oluştuğunu açıkca göstermektedir. Bu granitoyidin Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağının Geç Kretase evrimi içindeki yeri ayrıca tartışılacaktır Baskil Granitoyidi Baskil bölgesinde yüzeyleyen granitoyide ait örnekler üzerinde yapılan petrografik çalışmalar sonucunda ayırt edilen felsik (granit, granodiyorit, tonalit, kuvarslı monzonit, granodiyorit porfir, aplit) ve mafik (Kuvarslı diyorit, Diyorit, diyabaz, kuvarslı mikrodiyorit ve mikrodiyorit) kayaçların jeokimyasal özellikleri 101

117 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Rızaoğlu ve ark. (2006) ve Rızaoğlu (2006) tarafından ayrıntılı bir şekilde çalışılmıştır. Bu bölümde ilgili çalışmadan alıntılar yapılarak ve bu çalışmada yapılan analizlerin sonuçları değerlendirilerek granitoyidin jeokimyasal özelliklerinden bahsedilecektir. Baskil granitoyidine ait kayaçlar toplam alkalilerin (Na 2 O+K 2 O), SiO 2 e göre değişiminin incelendiği diyagramda subalkalen karakterdedir (Şekil 4.16). AFM diyagramında ise felsik kayaçların tamamı kalk-alkalen karakter sunup mafik kayaçlara doğru toleyitik karaktere geçiş göstermektedirler (Şekil 4.16). Şekil Baskil granitoyidinde gözlenen kayaçların AFM diyagramındaki dağılımları (Irvine ve Baragar, 1971) Pearce ve ark. (1984) tarafından önerilen ve Nb elementi ile Y elementinin korelasyonuna dayalı tektonomagmatik diskriminasyon diyagramı volkanik yay granitleri (VAG) ile çarpışmayla eşyaşlı granitleri (Syn-COLG) levha içi granitleri (WPG) ve okyanus sırtı granitlerinden (ORG) ayırmakta kullanılmaktadır. İnceleme alanındaki granitoyidlerin tamamı volkanik yay graniti (VAG) ve çarpışmayla eşyaşlı granitler (Syn-COLG) alanına düşmektedir (Şekil 4.17). Yine Pearce ve ark. (1984) tarafından oluşturulan ve volkanik yay granitleri (VAG), çarpışmayla eşzamanlı granitler (Syn-COLG), levha içi granitleri (WPG) ve 102

118 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN okyanus sırtı granitlerini (ORG) birbirinden ayırmakta kullanılan Nb+Y değerinin Rb içeriğine göre değişiminin incelendiği diyagramda Baskil granitoyidine ait kayaçların tamamı volkanik yay granitleri (VAG) alanına düşmektedir (Şekil 4.17). Şekil Baskil granitoyidine ait kayaçların Nb-Y ve Rb-Nb+Y tektonomagmatik diskriminasyon diyagramı (Pearce ve ark., 1984) Harris ve ark. (1986) tarafından geliştirilen Rb-Hf-Ta üçgen diyagramları volkanik yay granitlerini (VAG) levha içi ortamında ve okyanus tabanı ortamında oluşan granitlerden ayırmaktadır (Şekil 4.18). İnceleme alanında yüzeyleyen Baskil granitoyidine ait mafik ve felsik derinlik ve yarıderinlik kayaçlarının büyük bir çoğunluğu bu diyagramlarda volkanik yay granitleri (VAG) alanına düşmektedir (Şekil 4.18). 103

119 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil Baskil granitoyidine ait kayaçların tektonik ortam diyagramları a) Rb/10- Hf-Tax3 üçgen diyagramındaki b) Rb/30-Hf-Tax30 diyagramındaki konumları (Harris ve ark., 1986) 4.3. Jeokronoloji Bu bölümde tez kapsamında kullanılan U-Pb, Sm-Nd, Ar-Ar, Apatit Fizyon İzi jeokronoloji ve Nd-Sr izotop jeokimyası yöntemleri ve elde edilen sonuçlar ayrıntılı bir şekilde verilecektir LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yaşlandırması Tez çalışması kapsamında bu yöntem ile ofiyolitler ve granitoyid kütlelerinin yaşlandırılması yapılmıştır. Çizelge 3.1 de LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi için alınan örnekler sunulmuştur ve 2008 yaz dönemlerinde arazi çalışmaları sırasında ofiyolitler (Kızıldağ, Göksun, İspendere, Kömürhan) ve granitoyidlerin (Esence, Doğanşehir, Baskil) yüzeylemeler sunduğu yedi farklı bölgeden toplam 34 adet örnek derlenmiştir. Mineral ayıklama süreçleri ve ölçümler neticesinde yedi farklı birimden toplamda 22 adet örneğin LA-MC-ICP-MS zirkon yöntemi ile yaşlandırılması gerçekleştirilmiştir (Çizelge 4.3). Çizelge 4.3 de ortalama analiz değerleri verilen sonuçlar EK-4 de Çizelge olarak sunulmaktadır. 104

120 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Bu çalışmada, LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ile Esence granitoyidinden üç adet örnek, Doğanşehir granitoyidinden dört adet örnek, Baskil granitoyidinden altı adet örnek, Kızıldağ ofiyolitinden iki adet örnek, Göksun ofiyolitinden üç adet örnek İspendere ofiyolitinden bir adet örnek ve Kömürhan ofiyolitinden üç adet örnek yaşlandırılmıştır (Çizelge 4.3). Analiz sonuçlarına göre Esence granitoyidinden üç adet örnekten 83.9 ±2.6 My (Şekil 4.19), 82.9 ±2.5 My (Şekil 4.20) ve 81.2±1.4 My (Şekil 4.21) kristallenme yaşları elde edilmiştir (Çizelge 4.3). 105

121 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge 4.3. LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ile elde edilen yaş verileri Yaş (My) Örnek Litoloji Bölge 207 Pb/ 235 U ± 2s 206 Pb/ 238 U ± 2s rho (Con)(2s)* FK02 Granit Baskil ± ± ±3.2 FK04 Granit Baskil ± ± ±1.6 FK07 Granit Baskil ± ± ±1.6 FK08 Granit Baskil ± ± ±2.4 FK28 Granit Baskil ± ± ±0.81 FK10 Riyolit Baskil ± ± ±4.4 FK13 Tonalit Doğanşehir ± ± ±1.0 FK14 Granodiyorit Doğanşehir ± ± ±1.6 FK14 Granodiyorit Doğanşehir ± ± ±1.2 FK15 Q-Diyorit Doğanşehir ± ± ±1.4 FK31 Diyorit Doğanşehir ± ± ±0.61 FK31 Diyorit Doğanşehir ± ± ±1.1 FK20 Granit Esence ± ± ±2.6 FK21 Granodiyorit Esence ± ± ±2.5 FK22 Granit Esence ± ± ±1.4 FK08-47 Gabro Göksun 0.343± ± ±19 FK08-48 Riyolit Göksun ± ± ±2.2 FK08- Gabro İspendere ± ± ±20 FK08-44 Gabro İspendere ± ± ±3.9 FK25 Plajiyogranit Kızıldağ ± ± ±2.4 FK26 Gabro Kızıldağ ± ± ±3.0 FK08-40 Gabro Kömürhan ± ± ±2.6 FK12 Gabro Kömürhan ± ± ±3.1 * Yaş verileri, konkordiya yaşları olup 2σ hata oranı ile verilmiştir. 106

122 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK20 - EsenceGranitoyidi - Granit Concordia Age = 83.9 ±2.6 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 0.25, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Esence granitoyidine ait FK20 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK21 - EsenceGranitoyidi - Granodiyorit Concordia Age = 82.9 ±2.5 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 0.034, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Esence granitoyidine ait FK21 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı 107

123 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK22 - EsenceGranitoyidi - Granit Concordia Age = 81.2 ±1.4 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 0.062, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Esence granitoyidine ait FK22 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Doğanşehir Granitoyidinden derlenen 4 adet örnekten 45.7±1.0 My (Şekil 4.22), 54.0 ±1.2 My (Şekil 4.23), 48.72±1.4 My (Şekil 4.24), 48.85±0.77 My (Şekil 4.25), ±0.61 My (Şekil 4.26) ve 50.8 ±1.1 My (Şekil 4.27) kristallenme yaşları elde edilmiştir (Çizelge 4.3). Baskil granitoyidinden derlenen örneklerden 83.3±3.2 My (Şekil 4.28), 83.1±1.6 My (Şekil 4.29), 83.1±1.6 My (Şekil 4.30) ve 84.14±0.81 My (Şekil 4.31) kristallenme yaşları elde edilmiştir (Çizelge 4.3). 108

124 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK13 - Doğanşehir Granitoyidi - Tonalit Concordia Age = 45.7 ±1.0 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 0.035, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK13 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK14 - Doğanşehir Granitoyidi - Granodiyorit 30 Concordia Age = 54.0 ±1.2 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 1.3, 10 Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK14 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı 109

125 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK14 - Doğanşehir Granitoyidi - Granodiyorit Concordia Age = 47.1 ±1.6 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 0.034, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK14 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK15 - Doğanşehir Granitoyidi - Diyorit Concordia Age = ±0.68 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 1.4, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK15 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı 110

126 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK31 - Doğanşehir Granitoyidi - Diyorit Concordia Age = ±0.61 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 0.37, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK31 - Doğanşehir Granitoyidi - Diyorit Concordia Age = 50.8 ±1.1 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 1.3, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı. 111

127 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK02 - Baskil Granitoyidi - Granit Concordia Age = 83.3 ±3.2 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 1.06, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Baskil granitoyidine ait FK02 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK04 - Baskil Granitoyidi - Granit Concordia Age = 83.1 ±1.6 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 0.077, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Baskil granitoyidine ait FK04 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı. 112

128 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK07 - Baskil Granitoyidi - Granit Concordia Age = 83.1 ±1.6 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 1.9, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Baskil granitoyidine ait FK07 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK28 - Baskil Granitoyidi - Granit 30 Concordia Age = ±0.81 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 0.38, 10 Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Baskil granitoyidine ait FK28 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı. 113

129 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Elde edilen bu veriler ile Güneydoğu Anadolu Orajenik Kuşağı boyunca Esence (Kahramanmaraş), Doğanşehir (Malatya) ve Baskil (Elazığ) granitoyidlerinin oluşum (kristallenme) yaşları, ilk defa bu çalışmada LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ile hesaplanmıştır. Buna göre değişik araştırmacılar tarafından daha önce Geç Kretase olarak bildirilen (Parlak, 2006; Parlak ve ark., 2009; Rızaoğlu ve ark., 2009; Yazgan ve Chessex, 1991; Perinçek ve Kozlu, 1984) Esence ve Baskil granitoyidlerinin oluşum yaşlarının sırasıyla My ve My arasında (Geç Kretase-Santoniyen) olduğu görülmektedir. Bununla birlikte Doğanşehir granitoyidinin yaşının ise diğerlerinden farklı olarak My arasında (Erken-Orta Eosen) oluştuğu ve ~10 My lık bir süreçte çok fazlı bir gelişim gösterdiği tespit edilmiştir. Kuşak boyunca gözlenen Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş), İspendere (Malatya) ve Kömürhan (Elazığ) ofiyolitlerinin oluşum yaşlarının hesaplanabilmesi için ofiyolitik istifin öncelikle plajiyogranit seviyelerinden ve gabro (kümülat+izotrop) seviyelerinden örneklemeler yapılarak, bu örneklerden zirkon mineral ayıklaması yapılmıştır. Dünya genelinde ofiyolitik istifin gabro seviyelerinden ayıklanan zirkon mineralleri SHRIMP yöntemi ile yaşlandırılırken (Liati ve ark., 2004), bu çalışmada LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi başarı ile uygulanmıştır. Bu çalışma ile aynı dönemde Grazetti ve ark., (2009) tarafından Orta Jura yaşlı Ligurian ofiyolitlerinde anılan yöntem başarı ile uygulanmıştır. Bunun dışında, istifin paljiyogranit seviyelerinden ayıklanan zirkon mineralleri dünya genelinde genellikle ID-TIMS yöntemi ile yaşlandırılırken (Tilton ve ark., 1981; Mukasa ve Ludden, 1987; Dilek ve Thy., 2009), LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemide bu birimler üzerinde başarı ile uygulanmaktadır (Konstantinou ve diğ, 2007). Kızıldağ ofiyolitinden iki örnekten ayıklanan zirkon minerallerinden 91.7±1.9 (Plajiyogranit) (Şekil 4.32) ve 93.4 ±3.0 (Gabro) (Şekil 4.33) yaşları elde edilmiştir (Çizelge 4.3). Göksun ofiyolitinden üç örnekten ayıklanan zirkon minerallerinden 287±19 My (Gabro) (Şekil 4.34) ve 83.1±2.2 My (Riyolit) (Şekil 4.35) yaşları elde edilmiştir. İspendere ofiyolitinden iki örnekten ayıklanan zirkon minerallerinden 114

130 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN 84.5±3.9 My (Gabro) (Şekil 4.36) ve 566±20 My (Gabro) (Şekil 4.37) yaşları elde edilmiştir (Çizelge 4.3) data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK25 - Kızıldağ Ofiyoliti - Plajiyogranit 30 Concordia Age = 91.7 ±1.9 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 1.13, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Kızıldağ ofiyolitine ait FK25 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK26 - Kızıldağ Ofiyoliti - Gabro Concordia Age = 93.4 ±3.0 Ma (2σ, decay-const. errs included) 10 MSWD (of concordance) = 10.7, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Kızıldağ ofiyolitine ait FK26 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı. 115

131 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK Göksun Ofiyoliti - Gabro Concordia Age = 287 ±19 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 1.8, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil 4.34.Göksun ofiyolitine ait FK08-47 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK Göksun Ofiyoliti - Riyolit Concordia Age = 83.1 ±2.2 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 5.8, 20 Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Göksun ofiyolitine ait FK08-48 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı. 116

132 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK İspendere Ofiyoliti - Gabro Concordia Age = 84.5 ±3.9 Ma 20 (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 2.0, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil İspendere ofiyolitine ait FK08-44 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK08-42 İspendere Ofiyoliti - Gabro Concordia Age = 566 ±20 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 0.44, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil İspendere ofiyolitine ait FK08-42 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı. Kömürhan ofiyolitinden derlenen iki örnekten ayıklanan zirkon minerallerinden 88.7±2.3 My (Gabro) (Şekil 4.38), 87.2±3.1 My (Gabro) (Şekil 4.39) ve 74.6±4.4 My (Riyolit) (Şekil 4.40) yaşları elde edilmiştir (Çizelge 4.3). 117

133 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK Kömürhan Ofiyoliti - Gabro Concordia Age = 88.7 ±2.3 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 6.7, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Kömürhan ofiyolitine ait FK08-40 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı. data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U Concordia Age = 87.2 ±3.1 Ma 20 (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 2.5, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U FK12 - Kömürhan Ofiyoliti - Gabro Şekil Kömürhan ofiyolitine ait FK12 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı. 118

134 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN data-point error ellipses are 2σ Pb/ 238 U FK10 - Kmürhan ofiyoliti - Riyolit Concordia Age = 74.6 ±4.4 Ma (2σ, decay-const. errs included) MSWD (of concordance) = 2.3, Probability (of concordance) = Pb/ 235 U Şekil Kömürhan ofiyolitine ait FK10 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı Sm-Nd Yaş Tayini ve Nd-Sr İzotop Jeokimyası Sonuçları Bu çalışmada kuşak boyunca yüzeyleyen ofiyolitlerin (Kızıldağ, Göksun, İspendere ve Kömürhan) oluşum yaşı ve Berit metaofiyolitinin farklı metamorfizma fazları Sm-Nd mineral izokron yöntemi ile hesaplanmaya çalışılmıştır. Çalışmanın başında planlanmamasına karşın laboratuvar safhasında ofiyolitler, metaofiyolit ve granitoyidlerin birbirleri arasındaki izotopik benzerlikler/farklılıklar da Nd-Sr izotopları kullanılarak belirlenmeye çalışılmıştır. Çizelge 4.4 de çalışma sonucu elde edilen Rb-Sr tüm kaya yoğunluk ve izotop oranları sonuçları ve Sm-Nd tüm kaya + mineral yoğunluk ve izotop oranları sonuçları ise Çizelge 4.5 de verilmektedir. 119

135 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge 4.4 Rb-Sr analiz sonuçları sample Rb, ppm Sr, ppm 87 Rb /86 Sr 87 Sr/ 86 Sr +/-2s m Berit FK-17 WR Granulit B5b WR Granülit Kömürhan FK-12 WR Gabro Göksun FK23 WR Gabro İspendere FK-29 WR Gabro FK-30 WR Plajiyogranit Doğanşehir FK-31 WR Granit Baskil FK-08 WR Granit Kızıldağ FK-25 WR Plajiyogranit FK-26 WR Gabro FK27 WR Gabro K4 WR Boninit dayk K8 WR Boninit gabro K27 WR Boninit gabro SLK-16 WR Boninit bazalt SLK-3 WR Boninit bazalt NBS987 (n=14) NBS987, uluslararası Sr standart. Laboratuar çalışmaları neticesinde, başlangıçta planlanan sonuçlara kısmen ulaşılmıştır. Elde edilen izotopik veriler ile Berit metaofiyolitini en yüksek metamorfizma yaşı (Şekil 4.41) ile Kızıldağ (Şekil 4.42) ve İspendere ofiyolitlerinin oluşum (Şekil 4.43) yaşı Sm-Nd mineral izokron yöntemi ile hesaplanmıştır. Diğer birimlere ait örneklerden yapılan ölçümler neticesinde sağlıklı yorum yapılabilecek sonuçlar elde edilememiştir. Bu durum birimlerin kısmen genç olması ve düşük izotopik oranlara sahip olması ile açıklanabilir (Çizeşge 4.5). 120

136 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge 4.5 Sm-Nd analiz sonuçları Örnek Sm, ppm Nd, ppm 147 Sm/ 144 Nd 143 Nd/ 144 Nd 2s m Yaş (My)* ε(0) Nd ε(t) Nd Baskil - Granit FK-08 WR Doğanşehir - Diyorit FK-31 WR Berit - Granülit B5b WR Cpx Grt ( ) FK-17 WR Grt 1M "Pl" Grt 2MF, R (H2SO4) ", L (H2SO4) B5h WR Cpx Grt Kömürhan - Gabro FK-12 WR Pl Pl(09) Cpx(09) Cpx İspendere - Plajiyogranit FK-30 WR Gabro FK-29 WR Cpx Pl Göksun - Gabro FK23 WR Plg CPX Kızıldağ - Plajiyogranit FK-25 WR Gabro FK-26 WR Cpx Cpx(09) Pl " Pl" FK27 WR Plg Cpx Boninit dayk K4 WR Boninit gabro K8 WR K27 WR Boninit bazalt SLK-16 WR SLK-3 WR LAJOLLA( n=17) * Yaş verileri aynı birimlerden yapılan U-Pb ve Sm-Nd verilerinden alınmıştır. ** La Jolla, uluslararası Nd standart. *** H2SO4, asitle çözündürme işleminden geçirilmiş. 121

137 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN B5h - Berit metaofiyoliti Grt Nd 144 Nd Px WR Age = 50.6±3.1 Ma Initial 143 Nd/ 144 Nd = ± MSWD = 0.72 ε(t) Nd = Sm/ 144 Nd Şekil Berit metaofiyolitinin (B5h) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron metamorfizma yaşı FK27 - Kızıldağ Ofiyoliti CPX WR 143 Nd Nd Plg Age = 95.3±6.9 Ma Initial 143 Nd/ 144 Nd = ± MSWD = 1.02 ε(t) Nd = Sm/ 144 Nd Şekil Kızıldağ ofiyolitinin (FK27) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı. 122

138 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN FK29 - İspendere Ofiyolti CPX WR 143 Nd 144 Nd Plg Age = 85.1±7.1 Ma Initial 143 Nd/ 144 Nd = ± MSWD = ε(t) Nd = Sm/ 144 Nd Şekil İspendere ofiyolitinin (FK29) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı. Bu iki yaş verisinin dışında Kızıldağ (FK26, Şekil 4.44) ve Göksun (FK23, Şekil 4.45) ofiyolitlerine ait örneklerden iki nokta ile mineral izokronlar oluşturulmuştur. İki noktalı olan sonuçlar yaş verisi olarak değerlendirilmemekle birlikte birimlerin yaşları hakkında tahmini yaş aralığı vererek, bu birimler hakkında bir fikir sahibi olmamızı sağlamaktadırlar FK26 - Kızıldağ Ofiyoliti CPX(09) Nd 144 Nd Pl Age = 96.4±9.8 Ma Initial 143 Nd/ 144 Nd = ± ε(t) Nd = Sm/ 144 Nd Şekil Kızıldağ ofiyolitinin (FK26) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı. 123

139 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN FK23 - Göksun ofiyoliti CPX Nd 144 Nd Pl Age = 97.3±6.4 Ma Initial 143 Nd/ 144 Nd = ± ε(t) Nd = Sm/ 144 Nd Şekil Göksun ofiyolitinin (FK23) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı. Doktora tezi kapsamında yapılan bir diğer çalışmada, kuşak boyunca yüzeyleyen ofiyolit ve granitlerin birbirleri ile olan kökensel benzerlik ve farklılıklarının izotopik olarak incelenmesidir. Özellikle, granitoyid kütlelerinden yetersiz analiz olmasına karşın yapılan çalışmalar sonucunda incelenen birimlerin izotopik benzerlik ve farklılıkları ortaya konmuştur. Günümüz Nd-Sr diyagramında Nd izotopları oranı ile ofiyolitlerin tamamının tüketilmiş magma kaynaklı olduğu gözlenlenmektedir. Kömürhan, İspendere ve Göksun ofiyolitleri ile Berit metaofiyoliti benzerlik gösterirken, Kızıldağ ofiyolitinin Sr izotopları bakımından çok yaygın bir dağılıma sahip olduğu gözlenmektedir. Granitoyidlere baktığımız zaman incelenen iki örnekten Doğanşehir granitoyidine ait örnek manto kökenli olup alt kabuk kirlenmesi ile 143 Nd/ 144 Nd oranında bir azalma olduğu gözlenmektedir. Baskil granitoyidine ait örnek, Kömürhan ofiyolitini keser durumda olan bir dayktan alınmıştır. Kısmen ayrışmış olan bu örnekte, hidrotermal sıvıların etkisi altında 87 Sr/ 86 Sr oranında artma olduğu düşünülebilir (Şekil ). 124

140 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil Analizi yapılan örneklerin günümüz Nd-Sr diyagramı. Şekil Analizi yapılan örneklerin başlangıç Nd-Sr diyagramı. 125

141 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN FK12 B5b FK29 FK23 FK17 FK30 FK26 FK25 εnd (t) +4 0 Bulk Earth FK31 FK ( Sr/ Sr) i Şekil Analizi yapılan örneklerin Başlangıç εnd-sr diyagramı Formasyon yaşlarına göre hesaplanmış başlangıç Nd-Sr diyagramlarına bakıldığı zaman Berit metaofiyoliti ile Göksun, Kömürhan ve İspendere ofiyolitlerinin gabroyik kayaçlarının benzerlik gösterdiği, İspendere ofiyolitine ait plajiyogranit örneğinin 87 Sr/ 86 Sr oranında bir artma olduğu gözlenmektedir. Kızıldağ ofiyolitinin ise 87 Sr/ 86 Sr oranı ile diğer ofiyolitlerden açık bir şekilde farklı olduğu görülmektedir. Granitoyidlere bakıldığı zaman günümüz Nd-Sr izotop diyagramlarında olduğu gibi alt kabuk kirlenmesinin olduğu, buna karşın Baskil granitoyidinden alınan örneğin, Doğanşehir granitoyidinden alınan örnekten 87Sr/86Sr oranı ile açık bir şekilde farklılık gösterdiği gözlenmektedir. Bu çalışmada Bağcı ve ark. (2008) tarafından Kızıldağ ofiyolitinin intruzif ve extruzif kayaçlarında tüm kaya ve mineral jeokimyası çalışmaları ile ortaya koyduğu farklı magma kökenlerine ait örneklerin günümüz Nd-Sr izotop oranları incelenmiştir (Şekil 4.49). Elde edilen sonuçlar neticesinde Boninitik ve IAT tipi magma kaynaklarını izotip değerlerinin birbirlerinden son derece farklı olduğu görülmektedir. Diyagram incelendiğince Sm-Nd ve U-Pb yaş tayinleri yapılan FK26 ve FK27 örnekleri IAT tipi magma kaynaklı olduğu, buna karşın FK25 (Plajiyogranit) örneğinin boninitik magma kökenli olduğu görülmektedir. 126

142 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil Kızıldağ ofiyolitini oluşturan farklı magma tiplerinin günümüz Nd-Sr izotop diyagramı Ar/ 39 Ar Yaş Tayini Sonuçları Farklı radyometrik yaş tayini yöntemlerinin kullanıldığı bu çalışmada, Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yüzeyleyen granitoyid kütlelerinin oluşumunu (kristallenmelerini) takip eden süreçte soğuma tarihçelerini ortaya koyabilmek için 40 Ar/ 39 Ar mineral yaş tayini yöntemi kullanılmıştır. Bu amaçla Esence, Doğanşehir ve Baskil granitoyidlerinden derlenen örneklerden (6 adet örnek) amfibol, biyotit ve K-feldspat mineral fazlarından 15 adet mineral fazı analiz için ayıklanmıştır (Çizelge 4.6). Ayıklanan mineraller üzerinden yapılan ölçümler neticesinde granitoyid kütlelerinin ~500±50 C (amfibol - Harrison, 1981), ~300±50 C (biyotit - Harrison ve ark., 1985) ve 220±30 C (K-feldspat Foland, 1994) deki soğuma yaşları hesaplanmaya çalışılmıştır. Ölçüm sonuçları EK-5 te sunulmaktadır. Ölçümler ve veri indirgemesi sonrasında ölçümü yapılan 12 mineral fazından yaş verisi elde edilmiştir. Esence granitoyidine ait FK21 örneğinden amfibol (Şekil 4.50a), biyotit (Şekil 4.50b) ve K-feldspat (Şekil 4.50c) mineral fazlarından, FK32 örneğinden ise 127

143 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN biyotit (Şekil 4.50d) ve K-felspat (Şekil 4.50e) mineral fazlarından yaş verileri elde edilmiştir. Bu sonuçlara göre FK21 örneğinden amfibol fazından 85.3 ± 7.4 My izokran yaşı, biyotit fazından 79.5 ± 0.35 My plato yaşı, 72.8 ± 2.0 My izokron yaşı ve FK32 örneğinin biyotit fazından 80.1 ± 1.0 My izokron yaşı ile K-feldspat fazından ± 0.29 My plato yaşı elde edilmiştir. Çizelge Ar/ 39 Ar mineral yaş tayini yöntemi için seçilen örnek ve mineraller. Yükseklik Örnek No Örnek Bölge (mt) Mineral FK04 Granit Baskil 1530 K-Feldspat, Amfibol, Biyotit FK05 Granit Baskil 1120 K-Feldspat, Amfibol, Biyotit FK13 Tonalit Dogansehir 1720 Amfibol FK21 Granodiyorit Esence 1175 K-Feldspat, Amfibol, Biyotit FK31 Diyorit Dogansehir 1477 Amfibol, Biyotit FK32 Granit Esence 1175 K-Feldspat, Amfibol, Biyotit Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinden amfibol ve biyotit fazlarının ölçümleri ve veri indirgemesi gerçekleştirilmiştir. Baskil granitoyidinden ise FK04 örneğinden amfibol, biyotit ve K-feldspat fazları ile FK05 örneğinden biyotit ve K- felspat fazlarından yaş verisi elde edilmiştir. Analiz sonuçlarına göre Doğanşehir granitoyidinden FK31 örneğinin amfibol fazından 50.3 ± 5.2 My (Şekil 4.51a) izokron yaşı ve biyotit fazı ± 0.3 My plato yaşına sahiptir (Şekil 4.51b). Baskil granitoyidinden FK04 örneğinin amfibol fazı ± 0.48 My plato yaşına (Şekil 4.51c), biyotit fazı ± 0.47 My plato yaşına (Şekil 4.51d) ve K-feldspat fazı ± 0.42 My plato yaşına sahiptir (Şekil 4.51e). FK05 örneğinin biyotit fazı ± 0.43 My plato yaşına (Şekil 4.51f) ve K-feldspat fazı 77.9 ± 1.0 My izokron yaşına sahiptir (Şekil 4.51g). 128

144 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil Esence granitoyidinden yapılan 40 Ar/ 39 Ar yaş tayini sonuçları. a) FK21- amfibol, b) FK21 biyotit, c) FK21 K-feldspat, d) FK32 biyotit, e) FK32 K-feldspat 129

145 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Şekil 4.51 Doğanşehir ve Baskil granitoyidlerinden elde edilen 40 Ar/ 39 Ar yaş tayini sonuçları: a) FK31 amfibol, b) FK31 biyotit, c) FK04 amfibol, d) FK04 biyotit e) FK04 K-feldspat, f) FK05 biyotit, g) FK05 K- feldspat 130

146 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Apatit Fizyon İzi Yaş Tayini Sonuçları Kıta-kıta çarpışmasının zamanlaması ve hızının hesaplanabilmesi için kuşak boyunca gözlenen granitoyid kütlelerinin soğuma tarihçesi ve buna bağlı yükselme hızını hesaplamak ve son yükselimlerine dair yaş verisi elde edebilmek amacı ile Esence, Doğanşehir ve Baskil granitoyidlerinden toplam 26 adet örnekleme yapılmıştır (Çizelge 4.7). Çizelge 4.7. Apatit Fizyon İzi yaş tayini için alınan örnekler. Örnek Bölge Lokasyon Yükseklik (mt) FK01 Baskil N38 36'49,6" E038 50'00,1" 1730 FK02 Baskil N38 37'17,5" E038 49'51,2" 1830 FK03 Baskil N38 36'59,1" E038 49'39,1" 1591 FK04 Baskil N38 32'03,9" E038 50'17,0" 1530 FK05 Baskil N38 33'19,6" E038 48'56,7" 1120 FK06 Baskil N38 29'43,9" E038 46'38,1" 1040 FK07 Baskil N38 30'26,4" E038 47'28,0" 1063 FK08-33 Baskil N38 37'46.7" E038 49'10.5" 1830 FK08-34 Baskil N38 37'46.7" E038 49'10.5" 1830 FK08-35 Baskil N38 37'51.6" E038 49'33.2" 1710 FK08-36 Baskil N38 38'11.1" E038 49'46.1" 1640 FK08-37 Baskil N38 37'00.0" E038 50'06.2" 1520 FK08-38 Baskil N38 30'34.4" E038 47'49.5" 1230 FK08-41 Baskil N38 33'08.1" E038 45'36.2"

147 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge 4.7. devamı FK13 Doğanşehir FK14 Doğanşehir FK15 Doğanşehir FK31 Doğanşehir FK08-52 Doğanşehir FK08-53 Doğanşehir FK08-54 Doğanşehir FK19 Esence FK20 Esence FK21 Esence FK32 Esence FK08-45 Esence N38 04'48,3" E037 45'00,2" 1720 N38 02'41,6" E037 41'00,9" 1245 N38 01'19,5" E037 42'50,9" 1170 N38 04'40,8" E037 42'00,1" 1477 N38 08'46.5" E037 45'53.1" 1725 N38 08'44.0" E037 46'46.4" 1600 N38 08'42.6" E037 46'50.3" 1595 N38 08'51,2" E036 47'01,9" 1190 N38 09'50,8" E036 48'16,1" 1277 N38 09'17,0" E036 48'55,6" 1175 N38 09'17,0" E036 48'55,4" 1175 N38 08'42.8" E036 48'38.8" 1300 Salzburg Üniversitesi Jeoloji ve Paleontoloji Bölümü Jeokronoloji laboratuvarlarında gerçekleştirilen analizler neticesinde 14 adet örnek Apatit Fizyon İzi yaş tayini yöntemi ile yaşlandırılmış ve iz uzunluk ölçümleri yapılmıştır (Çizelge 4.8). 132

148 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge Apatit Fizyon İzi yaş tayini sonuçları. Çizelge 4.8. Apatit Fizyon İzi yaş tayini sonuçları. Örnek Bölge Litoloji Yükseklik Tane Sayisi Fosil izler Indüklenmiş izler ρ s /ρ i ρs/ρi 1σ (mt) (n s /n i ) N S ρ s (x10 5 cm -2 ) N i ρ i (x10 5 cm -2 ) Hatasi (%) FT yaş±1σ (My) FK-06 Baskil Q-monzonit / ,17±2,57 FK-07 Baskil Granodiyorit / ,90±4,12 FK08-33 Baskil Granodiyorit / ±8.92 FK08-36 Baskil Granodiyorit / ±9.09 FK08-38 Baskil Granodiyorit / ±2.82 FK08-41 Baskil Granit / ±3.63 FK-15 Doğanşehir Q-Diyorit / ,85±1,65 FK-14 Doğanşehir Granodiyorit / ,63±3,73 FK-31 Doğanşehir Diyorit / ,83±2,88 FK08-52 Dogansehir Granit / ±1.21 FK08-53 Dogansehir Granodiyorit / ±3.37 FK-21 Esence Granodiyorit / ,13±1,87 FK-32 Esence Granit / ,31±1,97 FK08-45 Esence Granodiyorit / ±2.03 FK08-DUR 393 / ±2.52 FK-DUR 350 / ,79±2,72 * Analizler Fatih KARAOGLAN tarafindan yapilmistir. FK- örnekleri icin Nötron akisi 10,2 x cm -2 ±2,5 dir. FK-DUR, Durango apatit FK08- örnekleri icin Nötron akisi 10,1 x cm -2 ±2,5 dir. FK-DUR&FK08-Dur, Durango apatit 133

149 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN İz sayım sanuçlarına göre Esence granitoyidine ait örnekler: FK21=29,13±1,87 My, FK32=29,31±1,97 My ve FK08-45=32.59±2.03 My AFİ yaşına sahiptir. Doğanşehir granitoyidine ait örneklerin AFİ yaşları: FK14=29,63±3,73 My, FK15=31,85±1,65 My, FK31=52,83±2,88 My, FK08-52=16.84±1.21 My ve FK08-53=37.59±3.37 My olarak ölçülmüştür. Baskil granitoyidine ait örneklerin AFİ yaşları: FK06=40,17±2,57 My, FK07=46,90±4,12 My, FK08-33=48.39±8.92, FK08-36=50.29±9.09 My, FK08-38=50.55±2.82 My ve FK08-41=40.76±3.63 My olarak ölçülmüştür (Çizelge 4.8). İz sayımları iki farklı dönemde gerçekleştirilmiştir. Çizelge 4.6 de her iz sayım dönemi için ölçülmüş olan Durango standart apatit (Jonkheere ve ark., 1993) iz sayım sonuçlarıda verilmektedir. Yaş verileri My arası Orta Eosen dönemi ve My Geç Oligosen dönemi olmak üzere iki farklı jeolojik zamanda gruplanmış olarak gözlenmektedir. Bunların dışında iki örnek 37 My ve bir örnekte 17 My olarak ölçülmüştür. Fizyon İzi yaşlandırma yönteminde yaş verisi kadar önemli bir diğer unsur da iz uzunluk ölçümleridir. Bu çalışmada yaş verisi elde edilen bütün örneklerde iz uzunluk ölçümü de gerçekleştirilmiştir (Çizelge 4.9, Şekil 4.52). 134

150 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Çizelge 4.9. Fizyon izi yöntemi iz uzunluk ölçüm sonuçları. Cl içeriği (wt.-%) Bölge Örnek N L S En düşük En yüksek FK08- Baskil FK08- Baskil FK08- Baskil Baskil FK Baskil FK Baskil FK Doğanşehir FK FK Doğanşehir Doğanşehir FK Doğanşehir FK Doğanşehir FK FK Esence Esence FK Esence FK N= Ölçülen iz sayısı, L = Ölçümlerin aritmetik ortalaması, S = ölçümlerin standart sapması, 135

151 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Freque ncy Age (Ma) 40.4 TL ( µ m) Fk06 Baskil Model Data Num. G.O.F 40.2 ± ± ± Cl wt.%= 0.79 Age (Ma) TL ( µ m) Fk07 Baskil Model Data Num. G.O.F ± ± 10.8± Cl wt.%=0.32 Age (Ma) TL ( µ m) Fk08-33 Baskil Model Data Num. G.O.F ± ± ± Cl wt.%= Frequen cy Model Data Num. G.O.F Age (Ma) ± TL ( µ m) ± ± Cl wt.%=0.33 Fk08-36 Baskil Model Data Num. G.O.F Age (Ma) ± TL ( µ m) Fk08-38 Baskil ± ± Cl wt.%=0.31 Model Data Num. G.O.F Age (Ma) ± TL ( µ m) 14.1± ± Fk08-41 Baskil Cl wt.%= Freq uency Age (Ma) TL ( µ m) Fk14 Doğanşehir Model Data Num. G.O.F ± ± ± Cl wt.%=0.06 Age (Ma) TL ( µ m) Fk15 Do ğanşehir Model Data Num. G.O.F ± ± Cl wt.%=0.26 Model Data Num. G.O.F Age (Ma) ± TL ( µ m) ± ± Cl wt.%=0.69 Fk31 Doğanşehir Frequen cy Model Data Num. G.O.F Fk08-52 Doğanşehir Age (Ma) TL ( µ m) ± ± ± Cl wt.%=0.21 Age (Ma) TL ( µ m) Cl wt.%=0.78 Fk08-53 Doğanşehir Model Data Num. G.O.F ± ± ± Freq uency Age (Ma) TL ( µ m) Fk21 Esence Model Data Num. G.O.F ± ± ± Clwt.%=0.13 Model Data Num. G.O.F Age (Ma) ± TL ( µ m) ± ± Fk32 Esence Cl wt.%=0.12 Model Age (Ma) 33.0 TL ( µ m) Fk08-45 Esence Data Num. G.O.F ± ± ± Cl wt.%= Track Length ( µ m) Track Length ( µ m) Şekil Granitoyidlerin iz uzunluk dağılım grafikleri Track Length ( µ m) 136

152 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Ölçümü yapılan FK08-36 ve FK07 örneklerinden yeteri kadar ölçüm yapılamamış ve değerlendirme/yorumlama safhasında bu durum dikkate alınmıştır. İz uzunluk ölçüm sonuçlarına bakıldığı zaman FK08-33, FK08-36, FK06, FK08-53, FK31 ve FK15 nolu örneklerin L>13 µm ve S<1.5 µm ile Kısmi Tavlanma Zonunu (Partial Annealing Zone - PAZ) 130 C den 60 C ye kesintisiz bir şekilde soğuyup tekrar ısınmadığı söylenebilinir. FK08-41, FK08-52 ve FK08-45 örneğinin yüksek standart sapması (S>1.5 µm) bimodal yapısına işaret etmektedir. FK08-38, FK07, FK14, FK32 ve FK21 örneklerinin L<13 µm ve S>1.5 µm geniş iz uzunluk dağılımına sahip olması ile karmaşık soğuma tipinde adım adım soğudukları düşünülebilir (Şekil 4.53). Örneklerin, iz uzunluk, yaş ve Cl içeriği kullanılarak AFTSolve (Ketcham ve ark, 2000) yazılımı ile elde edilen soğuma modelleri Şekil 4.52 de sunulmaktadır. Soğuma modelleri 300 C ile 20 C ısıl değerleri ve 90 My ile 0 My zaman aralığında, modeli oluşturulacak örneğin veya ait olduğu birimin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb ve/veya 40 Ar/ 39 Ar amfibol, biyotit veya K-feldspat yaş verilerinden başlangıç sıcaklık yaş verisi alınarak oluşturulmuştur. Alt sınır olarak her ne kadar 20 C ısıl değeri kullanıldı ise de bölgede sıcaklığın yaz aylarında 40 C civarında olması ve apatit mineralleri için PAZ alanının 120 C ile 60 C arasında olması nedeni ile modellemelerde 60 C ısıl değerinin altında kalan alanlar ile ilgili değerlendirme yapılmamıştır. Soğuma modellerine bakıldığı zaman, ölçümü yapılan örneklerin hemen tamamının genel olarak üç farklı jeolojik zamanda gruplanmış iki aşamalı bir soğuma profili çizdiği görülmektedir. Soğumanın ilk fazı örneğin kristallenmesini takip eden süreçte devam eden soğuması olarak değerlendirilmektedir. İkinci fazda Eosen de hızlı bir soğumanın/yükselmenin olduğu ve son olarak üçüncü fazda Miyosen den günümüze kadar geçen süreçte hızlı soğuma profillerinin olduğu görülmektedir (Şekil 4.53). Granitoyidlerin soğuma modellerine bakıldığı zaman Baskil granitoyidine ait altı örnek üzerinden yapılan modellemelerde, FK06 örneğinin My arasında C ye soğuduğu ve ikinci fazda My de hızlı soğumanın gerçekleştiği gözlenmektedir. FK07 örneğinin ilk fazda kristallenmesini takip eden süreçte ~65 My de 120 C ye kadar soğuduğu ve ikinci fazda My den başlayıp 137

153 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN 8-7 My ye kadar hızlı bir soğumanın olduğu gözlenmektedir. FK08-33 örneğinde birinci fazda My arasında 80 C ye kadar hızlı bir soğumanın olduğu ve ikinci fazda ~23-22 My den günümüze hızlı bir soğuma ile 60 C sıcaklığa soğuduğu gözlenmektedir. FK08-36 örneğinde soğumanın yaklaşık doğrusal bir profil ile tek aşamalı süreçte günümüze kadar soğuduğu, sadece My aralığında ve My aralığında soğumanın daha hızlı olduğu gözlenmektedir. FK08-38 örneğinde birinci fazda 62 My ile 58 My arasında hızlı bir soğumanın olduğu ve örneğin C aralığını bu zamanda soğuduğu gözlenirken, ikinci aşamada 15 My ile ~7 My arasında 60 C nin altına indiği gözlenmektedir. FK08-41 örneğinde birinci fazda 47 My ile 42 My arasında 160 C den 90 C ye soğumanın olduğu ve ikinci fazda 25 My ile 20 My arasında ~78 C den 60 C nin altına soğuduğu gözlenmektedir (Şekil 4.53). Doğanşehir garnitoyidine ait örneklere baktığımız zaman, FK14 örneğinin birinci fazda kristallenmesini takip eden süreçte hızlı bir şekilde 33 My de ~90 C ısıya soğuduğu gözlenirken, ikinci fazda 10 My ile ~3 My arasında 60 C ısının altına soğuduğu gözlenmektedir. FK15 örneğinin birinci fazda 37 My ile 30 My arasında 80 C ısıya soğuduğu ve ikinci fazda 13 My den günümüze kadar geçen süreçte 80 C den 60 C ısının altına soğuduğu gözlenmektedir. FK31 örneği, birinci fazda kristallenmesini takip eden süreçte 120 C ye 47 My da ulaşıp buradan 80 C ye 38 My de ulaşmıştır. Bu noktdan sonra örnek günümüze kadar yaklaşık tek aşamada soğumuştur. FK08-52 örneği My arasında 125 C den 60 C nin altına soğumuştur. FK08-53 örneği kristallenmesini takiben tek aşamada 24 My a kadar 60 C nin altına soğumuştur (Şekil 4.53). Esence granitoyidine ait örneklerin soğuma modellerine bakıldığında, FK21 örneğinin birinci fazda My arasında 160 C den 90 C ye soğuduğu gözlenirken, ikinci fazda My arasında 90 C den 60 C nin altına soğuduğu gözlenmektedir. FK32 örneğinin birinci fazda kristallenmesini takiben 47 My a kadar 120 C nin altına soğuduğu ve ikinci fazda 5 My dan günümüze 75 C den 60 C nin altına soğuduğu gözlenmektedir. FK08-45 örneğinin birinci fazda My arasında 165 C den 90 C ye soğuduğu ve ikinci fazda 15 My ile 10 My arasında 85 C den 60 C nin altına soğuduğu gözlenmektedir (Şekil 4.53). 138

154 4. ARAŞTIRMA BULGULARI Fatih KARAOĞLAN Temperature ( C) Fk06 Baskil Fk07 Baskil Fk08-33 Baskil 160 Temperature ( C) Fk08-36 Baskil Fk08-38 Baskil Fk08-41 Baskil 160 Temperature ( C) Fk14 Doğanşehir Fk15 Doğanşehir Fk31 Doğanşehir 160 Temperature ( C) Fk08-52 Doğanşehir Fk08-53 Doğanşehir 160 Temperature ( C) Fk21 Esence Fk32 Esence Fk08-45 Esence Time (Ma) Time (Ma) Time (Ma) Şekil Apatit Fizyon İzi verilerinin zaman-sıcaklık modellemeleri. Bu sonuçlara göre granitoyidlerin son soğumalarının (i) kristallenmelerini takip eden süreçte, (ii) Paleosen-Eosen aralığında ve (iii) Miyosen döneminde gerçekleştiği gözlenmektedir. 139

155 Karadeniz 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR 5.1. Tartışma Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı, Neotetis okyanusunun güney kolunun Geç Kretase Miyosen dönemindeki jeolojik süreçler sonucunda kapanması ve kuzeyde Toros platformu ile güneyde Arap platformunun çarpışması sonucu oluşmuştur (Şengör ve Yılmaz, 1981; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Yiğitbaş ve Yılmaz., 1996a, Robertson ve ark., 2006; Parlak, 2006; Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006, 2009) (Şekil 5.1). Orojenik kuşağın Geç Kretase Miyosen evrimi bir çok araştırmacı tarafından çalışılmış ve hali hazırda bu konudaki tartışmalar halen devam etmektedir (Şengör ve Yılmaz, 1981; Aktaş ve Robertson, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991; Yılmaz ve ark., 1993; Yılmaz, 1993; Yiğitbaş ve ark., 1996a,b; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Robertson, 2000, 2002, 2004; Robertson ve ark., 2000, 2002, 2006, 2009a, 2009b; Parlak, 2006; Rızaoğlu, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2009, Parlak ve ark., 2009). Sakarya Pontidler Yayılma Anatolidler - Tauridler Kuzey Neo-Tetis Kuzey Afrika Zagros Güney Neo-Tetis Erken Kretase ~100 My Doğu Akdeniz GD Anadolu Arabian Platform Şekil 5.1. Erken Kretase zamanında Tetis okyanusunun paleocoğrafyası ( adresinden alınmıştır.) 140

156 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı, yaklaşık doğu-batı uzanımlı ana yapısal unsurlarca sınırlandırılmış olup, başlıca üç gruba ayrılmaktadır. Güneyden kuzeye bu birimler, (i) Arap paltformu, (ii) yığışım prizması zonu ve (iii) nap zonu alanından oluşmaktadır (Yılmaz ve ark., 1993; Yılmaz, 1993). Arap platformuna ait birimler duraylı bir Pan-Afrikan temel üzerinde Alt Paleozoyik ten günümüze kadar hiç bir kesiklik olmadan çökelmişlerdir. Bu birimler genellikle tektonizmadan etkilenmemişlerdir fakat kuzeye doğru çıkıldığında Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağına sınır olan bölgelerde kıvrımlanma ve bindirmeler olağandır (Şekil 5.2) (Yılmaz, 1993). Yaklaşık doğu-batı yönlü dar bir kuşak boyunca kuzeyde nap zonu ve güneyde Arap platformu tarafından sınırlanan yığışım prizması zonu diğer birimlerden bindirmeli dokanak ilişkisi ile ayrılmaktadır (Şekil 5.2). Bu zon, Üst Kretase-Alt Miyosen zaman aralığında çökelmiş stratigrafi birimlerinin sıkışma rejiminin sonucu olarak bindirmeli dokanak ilişkisi ile temsil edilir ve yoğun tektonizma nedeniyle normal stratigrafik dizilim kaybolmuştur. Yığışım zonu batıda onlarca kilometre genişliğinde bir dağ silsilesi ile temsil edilen Misis-Andırın kuşağına uzanır (Şekil 5.2). Misis-Andırın kuşağında gözlenen kaya birimlerinin yığışım zonu içinde gözlendiği çeşitli araştırıcılar tarafından ortaya konmuştur (Yılmaz ve ark., 1987 ve 1993; Yılmaz, 1993; Robertson ve ark., 2004 ve referansları). Bu da Misis-Andırın kuşağının yığışım zonunun batıya doğru bir uzantısı olduğu ve güneydoğu Anadolu orojenik kuşağını meydana getiren kıta-kıta çarpışması esnasında batıya doğru kaçtığını göstermektedir (Yılmaz, 1991; Robertson ve ark., 2004 ve referansları). Yığışım zonunun kuzeyinde güneydoğu Anadolu orojenik kuşağında topografik olarak en yüksek seviyeleri oluşturan ve iki büyük tektonik birlikten oluşan nap zonu bulunmaktadır (Şekil 5.2). Tabanda genellikle ofiyolitik kayaçlar ve Maden Kompleksi (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996b) ile temsil edilen alt nap, tavanda ise güneydoğu Anadolu daki metamorfik masiflerden (Malatya, Keban, Engizek) oluşan üst nap bulunmaktadır (Yılmaz, 1991, 1993; Yılmaz ve ark., 1993) (Şekil 5.2). Nap zonuna ait tektonostratigrafik/magmatik (metamorfik masifler ve ofiyolitler) birimler bölgede yaygın olarak gözlenen granitoyidler tarafından kesilmektedir. 141

157 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Şekil 5.2. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağının genelleştirilmiş jeoloji haritası (Yılmaz ve ark., 1993). Kuşağın evrimi Jura yaşlı MORB tipi okyanusal kabuğun kuzeye dalımlı okyanus içi dalma-batma ile SSZ tipi okyanusal kabuk oluşturması ve takip eden süreçte SSZ tipi ofiyolitlerin kuzeye dalımla Toros platformunun altına Geç Kretase de dalması ile devam etmiştir (Yazgan ve Chessex, 1991, Yılmaz ve ark., 1993; Yiğitbaş ve Yılmaz., 1996a; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Robertson, 2002, 2004; Parlak ve ark., 2009; Uzunçimen ve ark., 2011). Ofiyolitlerin oluşumu farklı çalışmacılar tarafından farklı modeller ile açıklanmaktadır. Şengör ve Yılmaz, (1981), Yılmaz ve ark., (1993), Yazgan ve Chessex, (1991) ve Beyarslan ve Bingöl, (2000) kuşak boyunca Neotetis in güney kolunun kuzeyde Toros platformu ve güneyde Arap platformu ile sınırlı alanda tek dalma-batma ile oluştuğunu savunmaktadırlar (Şekil 5.3a). Robertson, (1998, 2000, 2002) ve Parlak ve ark., (2004) orojenik kuşağın evrimini Neotetis in güney kolunun Geç Triyas Erken Kretase yaşlı MORB tipi okyanusal kabuk üzerinde kuzeye dalımlı çift dalma-batma modeli ile açıklanabileceğini savunmuşlardır (Şekil 5.3b). Bununla beraber Yiğitbaş 142

158 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN ve ark., (1996a), Elmas ve Yılmaz, (2003) ve Robertson ve ark., (2004) dalmanın oblik bileşenli olduğunu belirtmektedirler (Şekil 5.4, 5.5). a G Geç Kretase Baskil magmati kyayı K Ara p Platformu Göksun ofiyoliti (SSZ tp i kabukt) Toro s platformu b G Ara Platform p u Geç Kretase Göksun ofiyoliti (SSZ tp i kabukt) Baskil magmati kyayı K Toro s platformu Geç Triyas - Erken Kretase Şekil 5.3. Neotetis in güney kolunun Geç Kretase evrimi modelleri; tekli ve ikili dalma-batma modelleri (Yazgan, ve Chessex, 1991; Yılmaz, 1993; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Robertson, 1998, 2000, 2002; Parlak ve ark., 2004) Robertson ve ark., (2006), Parlak (2006), Rızaoğlu, (2005), Rızaoğlu ve ark., (2006) ve Parlak ve ark., (2009) SSZ tipi ofiyolitlerin oluşumu için çok fazlı dalmabatma modelini önermişlerdir (Şekil 5.6). 143

159 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Şekil 5.4. Neotetis in güney kolunun Geç Maastrihtiyen Erken Eosen evrimi. Yayılma Sırtı Şekil 5.5. Neotetis in güney kolunun Geç Maastrihtiyen Erken Eosen evrimi. 144

160 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN (a) GD Anadolu da SSZ-tipi ofiyolit oluşumu Kömürhan Elazığ İspendere (Malatya) Doğansehir (Malatya) Toros Platformu Göksun (Kahramanmaraş) Morb-tipi kabuk Arap Platformu Geç Kretase (b) SSZ-tipi kabuk üzerinde Üzerleyen SSZ-tipi ofiyolitin okyanus içi önünden ayrılan volkanik yay gelişimi IAT-tipi bazalt Toros Platformu Soğuk okyanusal kabuğun platformun altına dalması Morb-tipi kabuk Arap Platformu GeçKretase K GeçKretase (76-78 My Yazgan ve Chessex, 1991) G (c) Toros Platformu Arap Platformu Toros platformunun ofiyolitler üzerine bindirmesi ve granitoyid intrüzyonu Şekil 5.6. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın Geç Kretase Evrimi (Parlak, 2006 dan değiştirilmiştir). 145

161 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Robertson ve ark., (baskıda) Neotetis okyanusunun güney kolunun kuzeyde Toros platformu ve güneyde Arap platformu arasında Bitlis-Pütürge metamorfiklerini oluşturan mikro kıtaların kuzeyinde ve güneyinde iki farklı okyanusun varlığından bahsetmektedir (Şekil 5.7). Şekil 5.7. Geç Kretase döneminde Neotetis okyanusunu güney kolu (Robertson ve ark., (baskıda) dan değiştirilmiştir). Bu çalışma başlayana kadar, kuşak boyunca yüzeyleyen ofiyolitik birimler üzerinde yapılan jeokronoloji çalışmaları K-Ar yöntemi ile sınırlı kalmıştır. Kömürhan ofiyolitindeki lökodiyoritlerde 85±3 My ve trondjemitlerde ise 78.5±2.5 My bulunmuştur (Yazgan ve Chessex, 1991). Kızıldağ (Hatay) ofiyolitinde, Çoğulu ve ark. (1976) gabrolarda 112.8±4.0 ile 69.0±2.7 My ve Delaloye ve ark. (1980) ise gabrolarda 157.6±6.1 ile 83.9±4.9 my aralığını ve doleritlerde ise 140±18 ve 110±10 my yaşları saptamışlardır. Ofiyolitlerin tabanında ince bir dilim halinde gözlenen ve amfibolit, amfibol şistlerle temsil edilen metamorfik dilim ise bölgedeki ofiyolitlerde yaygın olarak gözlenmektedir (Yazgan ve Chessex, 1991; Genç ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2002; Robertson, 2004; Rızaoğlu ve ark., 2006). Metamorfik dilime ait amfibolitlerde K-Ar yöntemiyle yapılan yaş tayinlerinde 127±14, 95±9 ve 89.5±5 My değerleri elde edilmiştir (Yazgan ve Chessex, 1991) (Çizelge 5.1, Şekil 5.8). Tez 146

162 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN çalışması sırasında Dilek ve Thy (2009) Kızıldağ ofiyolitinin plajiyogranit seviyelerini ID-TIMS zirkon U-Pb yöntemi ile yaşlandırılarak, birimden My arasında kristallenme yaşlarını saptamışlardır (Çizelge 5.1, Şekil 5.8). Kızıldağ ofiyoliti Arap platformunun kuzey kenarına üzerlemiş olarak gözlenmektedir. Ofiyolit Turoniyen yaşlı birimleri üzerlerken, içerisinde ofiyolitik istiften parçalar içeren Üst Maastrihtiyen yaşlı sedimanter birimlerce örtülmektedir (Selçuk, 1981; Dilek ve Thy, 2009) (Şekil 5.2). Güneydoğu Anadolu da Neotetis in güney kolunun evrimi ile ilişkili nap zonuna ait tektonomagmatik/stratigrafik birimleri kesen granitoyidler Göksun-Afşin (Kahramanmaraş), Doğanşehir (Malatya) ve Baskil (Elazığ) bölgelerinde olmak üzere başlıca üç farklı bölgede gözlenmektedir (Akgül, 1987, 1991, 1993; Asutay, 1985, 1986; Yazgan ve Chessex 1991; Yılmaz, 1993; Önal 1995; Parlak, 2006) (Şekil 5.2). Granitik kayaçların metamorfik masifler (Malatya-Keban platformu), ofiyolitler (Göksun, Berit, İspendere, Kömürhan ve Guleman), ve ofiyolit tabanı metamorfiklerini kesmesi bu birimlerin Geç Kretase de granitoyid yerleşmesinden önce biraraya geldiklerini göstermektedir. Granitoyidler bölgede geniş yüzlekler sunmakta olup mafik/felsik derinlik ve yarı derinlik kayaçlarından meydana gelmektedir. Granitoyidlerdeki plütonik kayaçlar içerisinde çeşitli şekil ve boyutlarda mafik mikrogranüler enklavlara (MME) rastlanmakta olup, bu plütonik kayaçlar değişik seviyelerde çeşitli kalınlıklara sahip aplit ve diyabaz daykları tarafından kesilmektedir. Jeokimyasal açıdan granitoyidlerin aktif kıta kenarındaki volkanik yay ortamında oluşan I-tipi kalk-alkalen kayaçların genel özelliklerini göstermekte oldukları ve büyük bir kısmı metalüminus, pek az bir kısmı ise peralüminus karakter sunmaktadırlar (Asutay, 1985, 1986; Akgül, 1987, 1991; Bingöl ve Beyarslan, 1996; Parlak, 2006; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu, 2006) (Şekil 5.2). Bölgedeki granitoyidlere ait önceki araştırmacılar tarafından yapılan jeokronolojik çalışmalar K/Ar ve Ar/Ar izotopik yaş tayinleri ile sınırlı olup soğuma yaşları Baskil (Elazığ) bölgesindeki granitoyidler için Rızaoğlu ve ark. (2009) 82.6±1.4 My ve 83.51±0.94 My biyotit yaşları ve 82.6±1.5 My ile 85.4±2.2 My arasında değişen amfibol yaşları elde ederken, K/Ar yöntemi ile Yazgan ve Chessex (1991) 76±2.45 ile 78±2.5 My arasında yaşlar elde etmiştir (Çizelge 5.1, Şekil 5.8). Kuşcu ve ark., aynı birim 147

163 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN üzerinde amfibol mineralllerinden 81.1± ±0.58 My, biyotit minerallerinden 82.90±0.43 My ve K-feldspat minerallerinden 72.26±0.62 My Ar-Ar soğuma yaşlarını elde etmişlerdir (Çizelge 5.1, Şekil 5.8). Göksun-Afşin (Kahramanmaraş) bölgesindeki Esence granitoyidinde, Parlak, (2006) K/Ar yöntemi ile 85.76±3.17 ile 70.05±1.75 My arasında değişen biyotit ve amfibol yaşları elde etmiştir (Çizelge 5.1, Şekil 5.8). Çizelge 5.1. Çalışma alanında daha önce yapılan radyometrik yaş tayini verileri. Birim Litoloji Mineral Yöntem Yaş (My+2σ) Referans ofiyolitler Kızıldağ Kömürhan gabro tüm kaya K-Ar 112.8± ±2.7 1 gabro tüm kaya K-Ar 157.6± ±4.9 2 dolerit tüm kaya K-Ar 140±18-110±10 2 plajiyogranit zircon U-Pb lökodiyorit biyotit K-Ar 85±3 4 trondjemit muskovit K-Ar 78.5±2.5 4 amfibolit amfibol K-Ar 127±14, 95±9-89.5±5 4 granitoyidler Esence granodiyorit biyotit K-Ar 70.05± ± granodiyorit amfibol K-Ar 85.76± aplitik dayk biyotit K-Ar 77.49± Doğanşehir granodiyorit biyotit Ar-Ar 47.9±1.1 6 Baskil granodiyorit sanidin K-Ar 76±2.5-78±2.5 4 monzodiyorit amfibol Ar-Ar 81.1±1.0 7 granit porfiri amfibol Ar-Ar 80.15± granit porfiri K-feldspat Ar-Ar 72.26± granit kuvars porfiri amfibol Ar-Ar 79.43± kuvarslı monzodiyorit biyotit Ar-Ar 82.90± granodiyorit biyotit Ar-Ar 81.9± ±0.8 8 granodiyorit amfibol Ar-Ar 84.0± ± Çoğulu ve ark., 1976; 2-Delaloye ve diğ.,1980; 3- Dilek ve Thy, 2009; 4- Yazgan ve Chessex, 1991; 5- Parlak, 2006; 6- Parlak, yayımlanmamış; 7- Kuşcu ve ark., 2010; 8- Rızaoğlu ve ark.,

164 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Şekil 5.8. Çalışma alanında daha önce yapılan yaş tayini verileri; 1)Çoğulu ve diğ., 1976 (K-Ar), 2) Delaloye ve diğ.,1980 (K-Ar), 3)Parlak, 2006 (K-Ar),4) Yazgan ve Chessex, 1991 (K-Ar), 5) Rızaoğlu ve ark., 2009 (Ar-Ar), 6) Ar-Ar Kuşcu ve ark., 2010, (Ar-Ar). (harita, Yılmaz, (1993)ten değiştirilmiştir). gbr: gabro, do: dolerit, amp: amfibol, bio: biyotit, mu: muskovit, feld: K-feldspat. Güneydoğu Anadolu bölgesinde Eosen dönemi yay-gerisi ortamı veya embriyonik okyanusal basen ortamı olarak yorumlanan Maden karmaşığı (Maden- Çüngüş havzası) ile tanımlanır (Yılmaz ve ark., 1993; Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996b). Transgresif bir seri ile başlayan birim, kumtaşı, konglomera, kırmızı kireçtaşı, bazalt ve tüften oluşan volkano-sedimanter bir istif sunar. Birim içerisinde bulunan volkanik istif çoğun andezitik bileşimlidir (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996b). Birim, Bitlis ve Pütürge metamorfiklerinin içerisinde gelişmiş ve uyumsuz olarak bu birimleri örtmektedir. Birim Arap platformunun Tersiyer birimlerince üzerlenmektedir. Birim içerisinde bulunan sedimanter kayaçlardan yapılan paleontolojik yaşlandırma ile Orta Eosen yaşı verilmiştir (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996b). Çalışma alanında bulunan birimler Kretase Eosen aralığında oluşumlarını (kristallenmelerini) tamamlamışlardır. Önceki çalışmalarda elde edilen veriler ile soğumalarını da bu evrede tamamladıkları düşünülmektedir (Yazgan ve Chessex, 1991; Parlak, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2009). Bölgede Oligosen sonrası Miyosen de Akdeniz ile Hint okyanusu arasında bağlantının henüz kesilmediği değişik 149

165 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN araştırmacılar tarafından yayınlanmıştır (Şengör ve ark., 1985; Yılmaz, 1993; Okay, 2008; Hüsing ve ark., 2009). Miyosen de bu bağlantı koparak Toros platformu ve önünde oluşan yığışım prizması alanı naplı bir yapı kazanarak Arap platformunu üzerlemişlerdir (Yılmaz, 1993). Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı son 30 yıldır yoğun bir şekilde çalışılmaktadır. Bölgenin jeolojik evrimi, Toros platformunun Doğu Anadolu daki uzantılarını ve Arap platformunun kuzey kenarını kapsayan ve birbirlerinden çok farklı yapısal özellikleri ile temsil edilen kaya birimlerinin zaman-mekan ilişkileri ile doğrudan ilintilidir. Bu bağlamda tartışma kısmında bölgenin jeodinamik evrimini kısaca özetlediğimizde, (a) kuşak boyunca gözlenen okyanusal kabuk parçalarının (ofiyolitler) oluşum yaşları, (b) Toros aktif kıta kenarında dalmanın ne zaman başladığı, (c) dalmanın ne zamana kadar devam ettiği, (d) aktif kıta kenarında dalan levhanın malzeme vererek oluşturduğu volkanik yay granitoidlerinin kristallenme yaşları ve soğuma hızlarının bilinmesinin, bölgenin jeodinamik evrimini açıklamada son derece yardımcı veriler sunacağı açıkça görülmektedir. Bu çalışmaya kadar Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen ofiyolitik kayaçların kristallenme yaşları bilinmemekle beraber K-Ar yaşlandırıma yöntemi ile yapılmış çok kısıtlı soğuma yaşları, muhtemelen analitik hatalardan dolayı çok geniş bir zaman dilimine yayılmaktadır (Çoğulu ve ark., 1976; Delaloye ve ark., 1980; Yazgan ve Chessex, 1991). Bununla beraber yayımlanan bu verilerin soğuma yaşından ziyade oluşum yaşı olarak sunulması yorumlamalarda ve modellemelerde hatalara neden olması muhtemeldir. Neotetis in güney kolunda gelişen SSZ-tip kabuğun üzerleme yaşı, bu birimi uyumsuz örten ve taban konglomerasında ofiyolitik istifin kaya parçalarını içeren en yaşlı birimin paleontolojik verilerle Üst Maastrihtiyen yaşlı sedimanter birimden yola çıkılarak Üst Maastrihtiyen olarak belirlenmiş (Yılmaz, 1993) ve buradan Neotetis okyanusunun güney kolunu oluşturan okyanusal kabuğun Geç Triyas Erken Kretase yaşlı MORB tipi kabuk üzerinde Geç Kretase döneminde oluştuğu düşünülmekte idi (Garfunkel, 2004; Robertson, 2002, 2004; Robertson ve ark, 2004; Parlak ve ark., 2009). Geç Kretase dönemi ~100 My ile 65 My arasında 35 My lik bir zaman dilinimi kapsamaktadır. Ancak SSZ tipi ofiyolitlerin oluşumu ~10 My 150

166 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN sürmekte ve özellikle Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı gibi kıta hareketlerinin yoğun olduğu bölgelerde okyanusların ömrü My zaman aralığını geçmemektedir (Garfunkel, 2006). Bu sebeple Geç Kretase yaşı ofiyolitler için günümüz koşullarında uygulanabilecek bir oluşum yaşını belirtmemektedir. Çalışma yürütülürken Dilek ve Thy, (2009) Kızıldağ ofiyolitinin plajiyogranit seviyelerinden, bu birimle petrojenetik ve jeokimyasal olarak deneştirilen Troodos ofiyoliti (Mukasa ve Ludden, 1987) ile örtüşen zirkon U-Pb yaşlarını elde etmişlerdir. Bu çalışmada Kızıldağ ofiyolitinin plajiyogranit ve gabro seviyeleri LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ve gabro seviyeleri Sm-Nd mineral izokron yöntemi ile yaşlandırılmıştır (Şekil 5.9). Bu çalışmada plajiyogranitlerden elde edilen zirkon U-Pb yaşları Troodos ofiyoliti ve Dilek ve Thy (2009) ile örtüşmektedir. Neotetis okyanusunun batı uzanımı olarak kabul edilen Mirdita, Vourinos, Pindos ve Crete ofiyolitlerinin değişik seviyelerinden elde edilen kristallenme yaşları My arasında değişmektedir. Doğuya doğru gidildikçe Neotetis, Anadolu coğrafyasına geçerken ofiyoliterden Geç Kretase yaşı elde edilmektedir. En doğuda Neotetis e ait Oman ofiyolitinin yaşı 95 My olarak ölçülmüştür (Dilek ve ark., 2008, Liati ve ark., 2004, Mukassa & Ludden, 1987, Konstantinou ve ark., 2007, Tilton ve ark., 1981; Warren, 2005) (Şekil 5.9). Bu Geç Kretase yaşlarının aksine Dilek & Thy, (2006) Ankara melanjında ~180 My yaşını bulmuşlardır (Şekil 5.9). Bu çalışmada elde edilen yeni bulgular ile yavaş yayılma merkezine sahip Kızıldağ ofiyolitini kümülat gabro seviyelerinden itibaren oluşumuna ~95 My (en yüksek 102 My) önce başladığı, silisce zengin magmatik differansiyasyonun son ürünü olan plajiyogranitler ~91 My (en düşük 90 My) da tamamladığı ve böylelikle ~6-10 My da okyanusal kabuk oluşumunu tamamladığı söylenebilir. Kuşak boyunca yüzeyleyen diğer ofiyolitik birimlerden yapılan LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb ve Sm-Nd mineral izokron yaş tayinleri ile Göksun, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinin 87 My (en yüksek 90 My) ile 84 My (en düşük 81 My) arasında oluştuğu ve kabuk üzerinde gelişen volkanizmanın yaşının ~82 My (Göksun ofiyoliti) olduğu saptanmıştır (Şekil 5.9). Bu yaş verileri, Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gelişen SSZ-tip kabuğun iki farklı yayılma merkezinde oluşabileceğini düşündürmektedir. Buna göre Neotetis in güney kolunda Bitlis-Pütürge metamorfiklerinin güneyinde, batıda 151

167 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Kızıldağ ofiyoliti (Koçali karmaşığı ve Troodos ofiyoliti ile birlikte) ve doğuda Oman ofiyoliti My de oluşup Arap platformunun kuzey kenarına Üst Maastrihtiyen de bindirmiştir. Bitlis-Pütürge metamorfiklerinin kuzeyinde ise Göksun, İspendere ve Kömürhan ofiyolitleri (muhtemelen Guleman ofiyoliti) Pütürge-Bitlis mikrokıtasının kuzeyinde Toros aktif kıta kenarına yakın bir yerde bulunan bir yayılma merkezinde oluşmuşlardır (Şekil 5.9,5.10,5.11a,b,c). Kuşak boyunca gözlenen ofiyolitlerin oluşum yaşı Geç Kretase olmasına karşın, aynı kuşak boyunca yüzeylemeler sunan Berit metaofiyolitinden yapılan en yüksek metamorfizma (granülit fasiyesi) yaşı ~50 My olarak bulunmuştur (Şekil 5.9). Bu yaş verisi, önceki çalışmacılar tarafından kuşak boyunca gözlenen ofiyolitlerin metamorfik eşleniği olarak değerlendirilen (Perinçek ve Kozlu, 1984; Genç ve ark., 1993) (Şekil 5.12) bu birimin çok farklı bir tektonik öneme sahip olduğu gerçeğini ortaya koymaktadır. Elde edilen bu yaş verisi ve Doğanşehir bölgesinde birimin Erken-Orta Eosen yaşlı Doğanşehir granitoyidi tarafından kesilmesi; Toros aktif kıta kenarının altına dalan okyanusal kabuğun, yüksek sıcaklık (~900 C) ve basınç (13-15 kbar) koşullarında Erken-Orta Eosen de metamorfizmaya uğrayıp Eosen de yaygerisi basende oluşan Maden havzasının oluşumunu sağlayan açılma tektoniğine bağlı olarak yükselmiş ve bu dönemde oluşan Doğanşehir granitoyidi tarafından kesilmiş olmalıdır (Şekil 5.11). Kuşak boyunca Eosen magmatik birimleri Helete formasyonu (ada yayı volkanikleri) (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996; Robertson ve ark., 2006), Maden karmaşığı (yay gerisi ortam) (Yılmaz, 1993; Yiğitbaş ve Yılmaz; 1996; Elmas ve Yılmaz, 2003) ve Doğanşehir granitoyidinden (volkanik yay magmatizması) (Önal, 1995; Karaoğlan, 2005) oluşmaktadır. Berit metaofiyolitine ait birimler Helete volkanikleri ve Maden karmaşığına ait birimler tarafından açılı uyumsuzluk ile örtülmektedir (Robertson ve ark., 2006). Berit metaofiyolitinin basınç-sıcaklık koşulları birimin metamorfizmasının yayılma sırtının yitime uğraması ile yay kökünün (Helete formasyonu) metamorfizmaya uğraması şeklinde olabileceği gibi aynı sırt yitimine bağlı yay gerisi ortamda (Maden havzası) tabanda bulunan yitime uğramış okyanusal kabuğun metamorfizması ilede açıklanabilir (Şekil 5.11). Kızıldağ ofiyolitine ait örneklerden yapılan Nd-Sr izotop jeokimyası çalışmaları ile daha önce Bağcı ve ark., (2008) tarafından petrografik ve tüm kaya ve 152

168 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN mineral jeokimyası çalışmaları ile belirlenen farklı magma kaynakları (IAT ve Boninitik köken) izotopik olarakta belirgin bir şekilde ortaya konmuştur (Şekil 4.49). Kuşak boyunca diğer ofiyolitlerden ve Berit metaofiolitinden sınırlı sayıda örnek üzerinden yapılan Nd-Sr izotop jeokimyası çalışmaları Göksun, İspendere ve Kömürhan ofiyolitleri ile Berit metaofiyolitine ait örneklerin benzer, Kızıldağ ofiyolitine ait örneklerin farklılık sunduğunu göstermektedir (Şekil 4.46). Bu durum elde edilen yaş verileri ile farklı yayılma merkezi modelini desteklemektedir (Şekil 5.11). Granitoyidler üzerinde yapılan sınırlı analiz sonuçlarına göre birimler tüketilmiş bir kaynaktan gelmekle birlikte alt kabuk kirlenmesine maruz kalmışlardır (Şekil 4.46). Şekil 5.9. Neotetis ofiyolitlerine ait kristallenme yaşları (harita Dilek ve Flower, 2003 ten değiştirilmiştir). Bölgedeki granitoyidler üzerinde yapılan yaşlara bakıldığında, önceki çalışmalarda SSZ-tip kabuğun Toros aktif kıta kenarının altına dalması ile dalan 153

169 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN levhanın malzeme verdiği granitoyidler (volkanik yay granitoyidleri) kuşak boyunca yaygın bir şekilde gözlenmektedir. Esence granitoyidi, Göksun ofiyoliti ile Doğanşehir granitoyidi, Berit metaofiyoliti ile, Baskil granitoyidi, İspendere ve Kömürhan ofiyolitleri ile intruzif dokanak ilişkisine sahiptir. Önceki çalışmalarda granitoyidler üzerinde soğuma yaşları elde edilmiş ancak kullanılan yöntem ve/veya örneklemeler sonucu her zaman sağlıklı sonuçlar elde edilememiştir. Bu çalışmada LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yaş tayini yöntemi kullanılarak, granitoyidlerin oluşum (kristallenme) yaşları hassas bir şekilde tespit edilmiştir (Şekil 5.15). Bunun yanında önceki çalışmalara ilave olarak yapılan 40 Ar/ 39 Ar mineral (amfibol, biyotit ve K-feldspat) soğuma yaşları ile birimlerin soğuma/yükselim hızları ortaya konmaya çalışılmıştır. Granitoyidler üzerinde yapılan AFİ yaşlandırması ile birimlerin son yükselme/yüzeyleme yaşları ve buna bağlı yükselim hızları (soğuma oranları) tespit edilmeye çalışılmıştır. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın evrimi ile granitoyidlerin oluşumu zaman-mekan ilişkisi açısından son derece önemlidir. Kuşak boyunca granitoyidler metamorfik masiflerin ve ofiyolitlerin içine sokulum yapmış bir şekilde gözlenmektedir (Perinçek ve Kozlu, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991; Yılmaz, 1993; Önal, 1995; Robertson, 2004; Parlak, 2006; Robertson ve ark., 2007; Rızaoğlu ve ark., 2009). Önceki çalışmalarda farklı araştırmacılar tarafından kuşak boyunca granitoyidlerin oluluşum yaşı olarak My arasında bir zaman aralığı verilmektedir (Yazgan ve Cehssex, 1991; Parlak, 2006, Rızaoğlu ve ark., 2009). Bu çalışmada bölgedeki granitoyidlerin kristallenme yaşları LA-MC- ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ile hassas bir şekilde belirlenmiştir (Şekil 5.13) 154

170 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Şekil Neotetis in Geç Kretase başı plaeocoğrafyası (Garfunkel, 2004 ten değiştirilmiştir. Bitlis-Pütürge bloğu orjinal modelde bulunmamaktadır). 155

171 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağının Senomaniyen-Lütesiyen dönemi evrim modeli 156

172 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Yapılan analizler neticesinde Esence granitoyidinin My arasında ve Baskil graniyotoyidinin My zaman aralığında oluştuğu hesaplanmıştır (Şekil 5.13). Esence ve Baskil granitoyidlerinin önceki çalışmalarda saptanan soğuma yaşları ile uyumlu ancak kristallenme yaşlarının daha yaşlı olduğu, buna karşın Doğanşehir granitoyidinin kristallenmesinin çok daha genç olduğu (Erken Orta Eosen) bu çalışmada ortaya konmuştur. Elde edilen bu veriler ışığında, Neo-Tetis okyanusunun güney kolunda Bitlis-Pütürge metamorfiklerinin kuzeyinde oluşan ofiyolitlerin, Toros aktif kıta kenarının altına dalması, granitoyidlerin oluşması ve ofiyolitleri ve metamorfik masiflerin içine sokulum yapması 2-3 My içerisinde gerçekleşmiş olmalıdır (Şekil 5.11). Doğanşehir granitoyidinin yaşı ise bu çalışmaya kadar Baskil ve Esence ile aynı düşünülürken (Önal, 1995; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu ve ark., 2005; Parlak, 2006), bu çalışmada Doğanşehir granitoyidinin Erken-Orta Eosen döneminde dönemsel olarak ~7-8 My lık bir zaman aralığında kristallendiği ortaya konmuştur. K G peridotit gabro Berit Metaofiyoliti eklojit / granülit Maden karmaşığı Şeyl metalav ölçeksiz Şekil Önceki çalışmacılar tarafından Berit metaofiyoliti için önerilen oluşum modeli (Genç ve ark., 1993). 157

173 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Doğanşehir granitoyidi kalk-alkalen, peralüminus karakterli, aktif kıta kenarında oluşan volkanik yay granitoyidi özelliklerini taşımaktadır. Bu jeokimyasal özellikleri ile Esence ve Baskil granitoyidleri ile benzerlik sunmaktadır, buna karşın kristallenme yaşı bu iki granitoyid kütlesinden oldukça gençtir. Bu veriler, kuşak boyunca Neotetis in güney kolunun Toros aktif kıtasını altına doğru dalmasının Erken-Orta Eosen de de devam ettiğini göstermesi ve önceki çalışmaları (Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Robertson ve ark., 2006, 2007) desteklemesi açısından oldukça önemlidir. Volcanic rocks N Oligocene units Eocene units Paleocene units 1 Göksun ophiolite 2 Berit metaophiolite 3 İspendere ophiolite 4 Kömürhan ophiolite 5 Baski Granitoid 6 Esence Granitoid 7 Doğansehir Granitoid 5 o o o o o o Esence granitoyidi FK ±2.6 My FK ±2.5 My FK ±1.4 My Doğanşehir Granitoid FK ±1.0 My FK ±1.6 My FK ±1.2 My FK ±1.4 My FK ±0.61 My FK ±1.1 My Baskil granitoyidi FK ±3.2 My FK ±1.6 My FK ±1.6 My FK08-84,6±2.4 My FK ±0.81 My FK ±4.4 My Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen granitoyidlerin kristallenme yaşları (harita MTA, 2002 den alınmıştır). Granitoyidlerin soğuma/yükselme tarihçelerine baktığımızda; kristallenmelerinden yüzeylemelerine kadar geçen zamanda soğuma tarihçelerinin birbirleri ile uyumluluk ve farklılıklar sundukları görülmektedir (Şekil 5.14, Çizelge 5.2). Birimlerin 40 Ar/ 39 Ar mineral soğuma yaşları kısmen benzer ve kısmen farklı sonuçlar sunmaktadır. Esence ve Baskil granitoyidlerinin soğuma yaşları (özellikle düşük sıcaklıkta) kristallenme yaşlarından farklılıklar sunmaktadır, bu durum her iki granitoyid kütlesinin soğumasının zaman içerisinde yavaş geliştiğini göstermektedir. 158

174 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Bununla birlikte Doğanşehir granitoyidi farklı kristallenme yaşlarına sahip olsada, soğuma yaşları ile kristallenme yaşları hata oranları içerisinde aynı değerleri vermektedir. Bu veriler bu birimin çok sığ bir yerleşimle veya çok hızlı bir yükselimle, çok hızlı bir şekilde soğuduğunu göstermektedir. Esence Granitoyidi nin kristallenmesinden ~200 C ye soğuması 84 My ile 74 My arasında ~10 My zaman aralığında gerçekleşmiştir. Bu soğuma oranı granitoyidin yerleşiminden itibaren ~0.23 cm/yıl hızında yükseldiğini veya sığ bir yerleşimle bu sıcaklığa yavaş bir şekilde soğuduğunu göstermektedir. Fizyon İzi yöntemi ile elde edilen verilere göre granitoyidin devam eden yükselimi/soğuması My arasında gerçekleşmiştir (Şekil 5.15). Baskil Granitoyidi nin kristallenmesinden ~200 C ye soğuması 83 My ile 77 My arasında ~6 My zaman aralığında gerçekleşmiştir. Bu soğuma oranı granitoyidin yerleşiminden itibaren ~0.38 cm/yıl hızında yükseldiğini veya Esence granitoyidine göre daha sığ bir yerleşimle bu sıcaklığa hızlı bir şekilde soğuduğunu göstermektedir. AFİ yöntemi ile elde edilen verilere göre granitoyidin devam eden yükselimi/soğuması My arasında gerçekleşmiştir (Şekil 5.16). Doğanşehir Granitoyidi nin kristallenmesinden ~350 C ye soğuması 84 My ile 74 My arasında ~10 My zaman aralığında gerçekleşmiştir. Bu soğuma oranı granitoyidin yerleşiminden itibaren ~1.8 cm/yıl hızında yükseldiğini veya çok sığ bir yerleşimle bu sıcaklığa Baskil ve Esence granitoyidlerinden çok daha hızlı bir şekilde bir şekilde soğuduğunu göstermektedir. Fizyon İzi yöntemi ile elde edilen verilere göre granitoyidin devam eden yükselimi/soğuması My arasında gerçekleşmiştir (Şekil 5.17). 159

175 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Volcanic rocks N Oligocene units Eocene units Paleocene units 1 Göksun ophiolite 2 Berit metaophiolite 3 İspendere ophiolite 4 Kömürhan ophiolite 5 Baski Granitoid 6 Esence Granitoid 7 Doğansehir Granitoid 5 o o o o o o Esence granitoyidi FK ± 7.4 My Amp FK ± 1.6 My Amp FK ± 1.0 My Bio FK ± 0.35 My Bio FK ± 0.78 My Feld FK ± 0.29 My Feld Doğanşehir Granitoid FK ± 0.99 My Amp F K ± 5.2 My Amp F K ± 0.3 My Bio Baskil granitoyidi FK ± 0.48 My Amp FK ± 0.47 My Bio FK ± 0.43 My Bio FK ± 0.42 My Feld F K ± 0.60 My Feld Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen granitoyidlere ait 40Ar/39Ar mineral soğuma yaşları (harita MTA, 2002 den alınmıştır). Soğuma tarihçelerine bakıldığı zaman her üç granitoyidin birbirlerinden farklı bir tarihçeye sahip olduğu görülmektedir. Bu durum bölgenin son derece karmaşık bir jeodinamik evrime sahip olmasından kaynaklanmaktadır. Esence ve Baskil granitoyidleri aynı süreçlerde oluşmalarına karşın Baskil granitoyidi, Esence granitoyidine göre daha hızlı soğumuştur. Bu durum iki granitoyidin yerleşim derinlikleri ile açıklanabileceği gibi özellikle Fizyon İzi (FT) analizleri ile elde edilen sonuçlar jeodinamik evrim içerisinde her iki granitoyidin farklı tektonik süreçlerden geçmiş olmaları ile de açıklanabilir. 160

176 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Çizelge 5.2. Granitoyidlerden elde edilen kristallenme ve soğuma yaşları Çizelge 5.2. Granitoyidlerden elde edilen kristallenme ve soğuma yaşları 161

177 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Age (Ma) Esence ~10 My Temperature ( C) 0 FK-32 Esence ~50-38 Ma T (C) Time (Ma) Şekil Esence granitoyidinin soğuma hızı grafiği. Age (Ma) ~6 My FK-38 Baskil ~70-58 Ma Baskil Temperature ( C) Time (Ma) T (C) Şekil Baskil granitoyidinin soğuma hızı grafiği. Doğanşehir granitoyidi ise kristallenmesi ve soğuması ile diğer iki granitoyide göre çok farklı bir grafik sunmaktadır. Doğanşehir granitoyidi kuşak içerisinde coğrafi olarak doğuda Baskil ve batıda Esence granitoyidinin arasında bulunmaktadır. Birimin, kristallenmesinden, 100 C ısıya soğuması ~1-2 My içerisinde gerçekleşmiştir. Maden-Çüngüş havzaları Bitlis-Pütürge metamorfikleri üzerinde sıkışmaya bağlı dalma-batmanın etkisiyle yay-gerisi ortamda oluşurken, paleocoğrafik konum itibari ile Doğanşehir granitoyidinin oluştuğu ve birimin kestiği Berit metaofiyolitinin bulunduğu ortamda açılma tektoniği hakim olduğu söylenebilir (Şekil 5.11). 162

178 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Age (Ma) Temperature ( C) 0 FK-15 Doğanşehir ~45-32 Ma Time (Ma) Doğanşehir T (C) Şekil Doğanşehir granitoyidinin soğuma hızı grafiği Bu açılmaya bağlı olarak Berit metaofiyolitine ait kayaçlar yüzeye çıkarken, Doğanşehir granitoyidi kristallenip Berit metaofilitini ve stratigrafik olarak en üstte yer alan Malatya metamorfiklerini Erken-Orta Eosen de intruzif ilişki ile kesmiştir. Bölgede yüzeyleyen granitoyidlerin son yükselimi ve yüzeylemelerini ineceleyerek kuşağın evrimini ve Toros kıtası ile Arap platformunun çarpışma hızını belirlemek amacı ile granitoyidler üzerinde uygalanan Apatit Fizyon İzi yaşlandırmaları kuşak boyunca bu birimlerin farklı yüzeyleme tarihçelerinin olduğunu göstermektedir (Şekil 5.18). Fizyon İzi yaş verileri, granitoyidlerin son yükselme/soğuma dönemlerinin, kristallenme ve Ar-Ar soğuma yaşlarından bağımsız olarak Erken Orta Eosen (40-50 My) ve Miyosen zamanında gerçekleştiğini işaret etmektedir. Birimlerde Fizyon İzi yaşları ile örnek yükseklikleri arasında bir bağlantı bulunmaması, granitoyidlerin soğumasının tek fazlı olmadığını göstermektedir (Şekil 5.18). Esence granitoyidi Fizyon İzi verilerinin Kısmi Isınma Alanı (Partial Annealing Zone PAZ) içerisinde soğuması birinci fazda ~90 C ye kadar soğuması ~50 My de başlayarak 40 My de bitmiştir. İkinci fazda ~90 C den 60 C nin altına, birimden alınan bütün örneklerde My de başlayarak 5 My de bitmiştir. 163

179 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Volcanic rocks N Oligocene units Eocene units Paleocene units 1 Göksun ophiolite 2 Berit metaophiolite 3 İspendere ophiolite 4 Kömürhan ophiolite 5 Baski Granitoid 6 Esence Granitoid 7 Doğansehir Granitoid 5 o o o o o o Esence granitoyidi FK ±1.87 My 1175 mt FK ±1.97 My 1175 mt F K ±2.03 My 1300 mt Doğanşehir Granitoid FK ±1.65 My 1170 mt F K ±3.73 My 1245 mt F K ±2.88 My 1477 mt F K ±2.03 My 1600 mt F K ±1.21 My 1725 mt Baskil granitoyidi FK ±2.57 My 1040 mt FK ±4.12 My 1063 mt F K ±2.82 My 1230 mt F K ±3.63 My 1375 mt FK ±9.09 My 1640 mt FK ±8.92 My 1830 mt Şekil Kuşak boyunca gözlenen granitoyidlerden elde edilen Apatit Fizyon İzi yaşları (yaş verileri 1σ hatası ile verilmiştir, harita MTA, 2002 den alınmıştır). Baskil granitoyidi kristallenmesi Esence granitoyidinin kristallenme yaşına paralel ancak soğuma hızı daha yüksektir (~9 ky C -1 ). Birimden alınan örnekler üzerinden yapılan AFİ yaşları ve iz uzunluğu (TL) çalışmaları neticesinde ilk fazda soğuma, kristallenmenin ardından Paleosende My de devam etmiştir. İkinci fazda birim Esence granitoyidinde olduğu gibi My arasında soğuma/yükselimine devam etmiştir. Son fazda birime ait bütün örnekler Miyosen de soğumaya devam ederek 60 C nin altına soğumuşlardır. Soğuma profillerinde Miyosen zamanına bakıldığında örneklerin Bitlis-Zagros sutur zonundan uzaklaştıkça sistematik bir şekilde daha erken soğumaya başladığı gözlenmektedir. Bu durum Bitlis-Zagros sutur zonu boyunca çarpışmanın gerçekleşmesi ile sıkışmaya bağlı yükselmenin Baskil granitoyidi üzerindeki etkisi olarak değerlendirilmektedir. Doğanşehir granitoyidinin kristallenmesi ve soğuması, incelenen diğer iki granitoyidden farklılık sunmaktadır. Buna göre Doğanşehir granitoyidi Erken Orta Eosen de dönemsel olarak kristallenirken çok hızlı bir şekilde (~1 My içerisinde) 300 C nin altına soğumuştur. AFİ soğuma modellemelerine bakıldığı zaman birimin 164

180 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Eosende kristallenmesini takiben ~40 My de PAZ alanında 80 C ye kadar soğumasını devam ettirmiştir. Bu dönemden sonra birim 5-7 My aralığında 60 C nin altına soğumuştur. Harita alanının dışından birimin Malatya metamorfikleri ile dokanak yaptığı en yüksek kottan alınan örnek AFİ yaşı ve soğuma profili 17 My olarak ölçülmüştür. Malatya fay zonu üzerinde fay aynasından alınan bu örnekte, elde edilen bu yaş ve soğuma modeli verisi, fayın hareketi esnasında sürtünme ısısı ile apatit minerallerinde fizyon izlerinin silinip bu tarihten itibaren tekrar oluştuğu şeklinde yorumlanmaktadır. İz uzunluk değerleride bu yorumu destekler niteliktedir. Aynı şekilde Bu örneğe yakın noktadan alınan diğer örnekte AFİ yaşı 37.5 My ve 14.5±1.8 µm iz uzunluğu hesaplanırken soğuma profili ~25 My de çok hızlı soğuyan bir profil çizmektedir (Şekil 4.54, 4.55). AFİ verileri bölgesel olarak değerlendirildiğinde elde edilen yaş verilerinin karışık (mix) yaş verileri olduğu görülmektedir. Üst Kretase granitoyidlerinin (Baskil ve Esence) kristallenmelerinin takip eden süreçte Paleosen de soğumaya devam ettikleri, bunun yanında en önemli soğuma fazının Eosen de gerçekleştiği ve son olarak Miyosen döneminde ~2 km derinliğin üzerine çıktıkları gözlenmektedir. Bölgesel ölçekte Doğu ve Orta Anadolu da yapılan düşük sıcaklık termojeokronoloji çalışmalarına bakıldığı zaman, bölgede Apatit Fizyon İzi çalışmalarının az sayıda araştırıcı tarafından yapılmasına karşın, yaş verilerinin son yıllarda artarak devam ettiği gözlenmektedir. Fayon ve ark., (2001) ve Boztuğ ve ark., (2007, 2008a,b) Orta Anadolu granitoyidleri ve masifleri üzerinde AFİ yaşlandırması ve modelleri üzerine çalışmalar yapmıştır. Araştırmacılar elde ettikleri sonuçları; (i) Paleosen-Eosen hareketlerini İzmir Ankara Erzincan Kenet Kuşağının kapanımı, (ii) Oligosen hareketlerini Güney Neotetis in kapanımı ve (iii) Miyosen hareketlerini ise yerel faylanmalar etkisi ve erozyonal hareketler ile açıklamaktadırlar. Çalışma alanında Okay ve ark., (2010) tarafından Eosen yaşlı sedimanter kayaçlardan alınan örnekler üzerinde yapılan AFİ çalışmaları neticesinde Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca My yaş aralığında sonuçlar elde etmişlerdir (Şekil 5.19). Araştırmacılar birimlerin son yükselmelerinin My arasında olduğunu ve ~20 My da Arap platformu ile Toros platformu arasındaki okyanusal kabuğun son kısımlarının da yitildiğini yorumlamaktadırlar. 165

181 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Şekil Orta ve Güneydoğu Anadolu bölgesinde yapılan apatit Fizyon İzi sonuçları (Harita Boztuğ, 2007 ve Yılmaz, 1993 birleştirilerek oluşturulmuştur, veriler; Boztuğ ve ark., 2007, 2009; Fayon ve ark., 2001). Bu çalışmada elde edilen yaş verileri Eosen ve Oligosen zamanında kümelense de yapılan soğuma modellemelerinde kuşak boyunca soğumanın üç fazda gerçekleştiği görülmektedir. Granitoyidler, (i) birinci fazda kristallenmelerinin ardından Üst Kretase de soğumalarını devam etmişler, (ii) ikinci fazda Eosen de hızlı bir soğuma gerçekleşmiş ve son olarak (iii) Miyosen de birimler ~2 km derinliğin üstüne çıkmışlardır. Veriler bölgesel ölçekte değerlendirildiği zaman Esence ve Baskil granitoyidleri sığ yerleşimli olup tektonik etki olmadan sığ yerleşime bağlı 166

182 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN olarak Üst Kretase de soğumalarını devam ettirmişlerdir. Eosen de Maden havzasının açılması sırasında Doğanşehir granitoyidi bu havzanın daha kuzeyinde sığ bir ortamda kristallenirken Esence ve Baskil granitoyidleri bu dönemde hızlı bir şekilde ~3-3.5 km derinliğe yükselmişlerdir. Son olarak bütün birimler Erken Miyosen den günümüze kıta-kıta çarpışması ve Anadolu bloğunun tektonik kaçış (tectonic escape) (Bozkurt, 2001; Robertson ve ark., 2007, Okay, 2008; Hüsing ve ark., 2010; Okay ve ark., 2010) tektonizması ile batıya hareketi sırasında bölgede gelişen faylar tarafından erozyonal hareketlere maruz kalarak ~2 km derinliğin üzerine çıkmışlardır. Sürgü fayı tarafından kesilen Malatya fayı üzerinden alınan örneğin 17 My yaşında olması bölgede kuzey-güney sıkışmasına bağlı doğu-batı yönlü açılma tektoniğinin etkili olduğunu ve bu açılma faylanmalarının bu dönemde başladığını göstermektedir Sonuçlar ve Öneriler Doktora tez çalışması kapsamında yürütülen çalışmalardan elde edilen veriler ışığında; 1. Kuşak boyunca yüzeyleyen ofiyolitik birimlerin kristallenme yaşlarının iki grupta (90-95 My ve ~85-90 my) toplandığı,. Bunlardan Kızıldağ ofiyolitinin kristallenme yaşının kuşak boyunca gözlenen diğer (Göksun, İspendere ve Kömürhan) ofiyolitik birimlerden daha yaşlı olduğu ve Göksun, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinin yaşlarının benzer olduğu, bu nedenle Neotetis in güney kolunu oluşturan okyanusal kabuğun farklı modellemeler ile açıklansa bile birden fazla yayılma merkezine sahip olduğu düşünülmektedir (Şekil 5.11). 2. Berit metaofiyolitnin maksimum metamorfizma yaşının ~50 My olduğu ve bu yaş verisinin önceki çalışmalarda metaofiyolitin oluşum mekanizmasını açıklayan modeller ile uyuşmadığı ortaya konmuştur (Şekil 5.20). 3. Orojenin gelişimi esnasında Toros aktif kıta kenarının altına dalan okyanusal kabuğun malzeme vererek oluşturduğu granitoyidlerin kristallenme yaşlarının Esence ve Baskil granitoyidlerinde benzer (82-84 My), ancak Doğanşehir 167

183 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN granitoyinde kristallenme yaşının oldukça genç olduğu ve oluşumunun çok fazlı geniş bir zaman aralığına yayıldığı (54-47 My) belirlenmiştir (Şekil 5.11, 5.20). 4. Granitoyidlerin soğumasının kristallenme yaşları aynı olan Esence ve Baskil de benzerlik gösterdiği ve ~6-10 My arasında ~200 C ye soğuduğu (Şekil ) ve Doğanşehir granitoyidinin soğumasının çok hızlı olduğu (600 C /~1 My) (Şekil 5.19) ortaya konmuştur. 5. Granitoyidlerin yükselme / yüzeyleme hızlarının hesaplanabilmesi için yapılan AFİ yaş tayini verilerinden, granitoyidlerin üç dönemde son soğuma ve yükselmelerini gerçekleştirdikleri ortaya konmuştur. 6. Granitoyidler (i) kristallenmelerinin ardından Paleosen de soğumalarını devam etmişler, (ii) Eosen de hızlı bir soğuma gerçekleşmiş (Doğanşehir granitoyidi, oluşumunu takiben hızlı soğumasına devam etmiş) ve son olarak (iii) Miyosen de birimler ~2 km derinliğin üstüne çıktıkları söylenebilir. 7. Kızıldağ ofiyolitinin izotopik olarak kuşak boyunca yüzeyleyen diğer ofiyolitik ve metaofiyolitik birimlerden farklılıklar sunmaktadır. Şekil Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın Erken-Orta Eosen dönemi konumu 168

184 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN Elde edilen bu sonuçlar, orojenik kuşağın evriminin önceki çalışmacılar tarafından önerilen modeller ile açıklanamayacağını ortaya koymaktadır. Tez kapsamında elde edilen kantitatif verilerin orojenin evrimini açıklamada yardımcı olacağı şüphesizdir. Orojenin evriminin tam anlamıyla ortaya konabilmesi için Bitlis - Pütürge metamorfitleri metamorfizma tarihçesi ile kuşak boyunca gelişen Eosen hareketlerinin tam anlamıyla anlaşılması ve modellenmesi gerektiği düşünülmektedir. Bunun yanında orojenin yükselim hızının hesaplanabilmesi ve kıtakıta çarpışmasının hangi birimler arasında gerçekleştiğinin ortaya konabilmesi için, nap alanında sedimanter birimler ve Pütürge metamorfikleri üzerinde apatit Fizyon İzi ve U-Th/He düşük sıcaklık termokronoloji yöntemlerinin uygulanması önerilmektedir. 169

185 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR Fatih KARAOĞLAN 170

186 KAYNAKLAR AGARD, P., OMRANI, J., JOLIVET, L., and MOUTHEREAU, F., Convergence history across Zagros (Iran): Constraints from collisional and earlier deformation: International Journal of Earth Sciences, v. 94, p AKGÜL, B., Piran Köyü (Keban) Çevresindeki Magmatik Kayaçların Petrografik ve Petrolojik Özellikleri. Fırat Üniversitesi, Fen. Bilimleri. Enst, Doktora Tezi, (yayınlanmamış). AKGÜL, M., Baskil (Elazığ) Granitoidinin Petrografik ve Petrolojik İncelenmesi. Yüksek Lisans Tezi, K.T.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, (Yayınlanmamış). AKGÜL, M., Baskil (Elazığ) Granitoyidinin Petrografik ve Petrolojik Özellikleri. Geosound, 18: AKTAŞ, G., ROBERTSON, A.H.F., The Maden Complex, SE Turkey: Evolution of aneotethyan Continental Margin. Special Publications, vol. 17. Geological Society, London, pp ALAVI, M., Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: New data and interpretations: Tectonophysics, v. 229, p ALLEN, M. B. and ARMSTRONG, H. A Arabia-Eurasia collision and the forcing of mid-cenozoic global cooling. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 265: AL-RIYAMI, K., ROBERTSON, A.H.F., DIXON, J., XENOPHONTOS, C., Origin and emplacement of the Late Cretaceous Baer-Bassit ophiolite and its metamorphic sole in NW Syria. Lithos 65, ANDERSON, J.L. ve SMİTH, D.R., The effects of temperature and F O2 on the Al-in-hornblende barometer. American Mineralogist, 80, ANONYMOUS, Penrose field conference on ophiolites. Geotimes 17, ARCULUS, R.J., WILLS, K.J.A., The petrology of plutonic blocks and inclusions from the Lesser Antilles island arc. Journal of Petrology 21,

187 ASUTAY, H.J., Baskil (Elazığ) Çevresinin Jeolojik ve Petrografik İncelenmesi, Doktora Tezi, Ankara Üniversitesi Fen Fakültesi, Ankara, (yayımlanmamış). ASUTAY, H.J., Baskil (Elazığ) Çevresinin Jeolojisi ve Baskil Magmatitlerinin Petrolojisi. MTA Dergisi, 107: ASUTAY, H.J., The Geology of Baskil (Elazığ) Vicinity and Petrology of Baskil Magmatics. Bulletin of Mineral Research And Exploration, 107: AYDIN, N.S, GÖNCÜOĞLU, M.C., ve ERLER, A., Latest Cretaceous magmatism in the Central Anatolian Crystalline Complex: brief review of field, petrographic and geochemical features. Tr. Journ. Earth Sci., 7/3, BAĞCI, U., PARLAK, O., and HÖCK, V., Geochemistry and tectonic environment of diverse magma generations forming the crustal units of the Kızıldağ (Hatay) ophiolite, Southern Turkey. Submitted to Turkish Journal of Earth Sciences. BAĞCI, U., 2004, Kızıldağ (Hatay) ve Antalya ofiyolitlerindeki plütonik kayaların (ultramafik-mafik kümülatlar) petrojenezi. Dokrora Tezi, Ç.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, Adana. BAĞCI, U., PARLAK, O., and HÖCK, V., Whole-Rock Mineral Chemistry of Cumulates from the Kızıldağ (Hatay) Ophiolite (Turkey): Clues for Multiple Magma Generation During Crustal Accretion in the Southern Neotethyan Ocean. Mineralogical Magazine, 69(1): BAĞCI, U., PARLAK, O. and HÖCK, V., Geochemical character and tectonic environment of ultramafic to mafic cumulates from the Tekirova (Antalya) ophiolite (southern Turkey). Geological Journal 41, BAĞCI, U., PARLAK, O. and HÖCK, V., Geochemistry and tectonic environment of diverse magma generations forming the crustal units of the Kızıldağ (Hatay) ophiolite southern Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences 17,

188 BECCALUVA, L., COLTORTİ, M., GİUNTA, G. and SİENA, F., Tethyan vs Cordilleran ophiolites: A reappraisal of distinctive tectono-magmatic features of suprasubduction complexes in relation to the subduction mode. Tectonophysics 393, BECCALUVA, L., COLTORTİ, M., SACCANİ, E. and SİENA, F., Magma generation and crustal accretion as evidenced by supra-subduction ophiolites of the Albanide Hellenide Subpelagonian zone. The Island Arc 14, BECCALUVA, L., OHNENSTETTER, D., OHNENSTETTER, M. and PAUPY, A., Two magmatic series with island arc affinities within the Vourinos ophiolite. Contributions to Mineralogy and Petrology 85, BECCALUVA, L. and SERI, G., Boninitic and low-ti subduction-related lavas from intraoceanic arc-backarc systems and low-ti ophiolites: a reappraisal of their petrogenesis and original tectonic setting. Tectonophysics 146, BEDARD, J.H., LAUZIERE, K., TREMBLAY, A. and SANGSTER, A., Evidence for forearc seafloor-spreading from the Betts Cove ophiolite, Newfoundland: oceanic crust of boninitic affinity. Tectonophysics 284, BERBERIAN, M. and KING, G.C.P., Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran, Can. J. Earth Sci. 18, BERMAN,R.G. ve ARANOVİCH, L.Y., Optimized standard state and solution properties of minerals. I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system Feo-MgO-CaO- Al2O3-TiO2-SiO2. Contributions to Mineralogy and Petrology, 126, N1/2, 1-24 BERMAN, R.G., Internally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O-K2O-CaO-MgO-FeO-Fe2O3-Al2O3-SiO2-TiO2-H2O-CO2. Journal of Petrology, 29, BERMAN, R.G., WinTWQ (version 2.3): a software package for performing internally-consistent thermobarometric calculations. Geological Survey of Canada, Open File 5462, (ed. 2.32) 2007, 41 pages 173

189 BEYARSLAN, M. and BINGOL, A. F Petrology of a supra-subduction zone ophiolite (Elazıg-Turkey). Canadian Journal of Earth Sciences, 37, BEYARSLAN, M., ve BINGÖL, A. F., Kömürhan Ofiyolit Biriminin Petrografik ve Petrolojik İncelenmesi. F. Ü. Fen ve Müh. Bilimleri Dergisi, 8(2): BIRD, P Finite element modeling of lithosphere deformation: the Zagros collision orogeny. Tectonophysics, 50, BORTOLOTTI, V. and PRINCIPI, G., Tethyan ophiolites and Pangea breakup. Island Arc, 14: BOZTUĞ, D., HARLAVAN, Y., AREHART, G. B. and AVCI, N K Ar age, whole-rock and isotope geochemistry of A-type granitoids in the Divrigi Sivas region, eastern-central Anatolia, Turkey. Lithos, doi: /j.lithos BOZTUĞ D., TÜRKSEVER, E., HEIZLER, M., JONKHEERE, R. and TICHOMIROWA, M., Pb- 206 Pb, 40 Ar- 39 Ar and Apatite Fission- Track Geothermochronology Revealing the Emplacement, Cooling and Exhumation History of the Karaçayır Syenite (N Sivas), East-Central Anatolia, Turkey Turkish Journal of Earth Sciences, 18, BOZTUĞ, D. and HARLAVAN, Y K-Ar ages of granitoids unravel the stages of Neo-Tethyan convergence in the eastern Pontides and central Anatolia, Turkey. International Journal of Earth Sciences 97, BOZTUĞ, D., AREHART, G.B., PLATEVOET, B., HARLAVAN, Y. and BONIN, B., High-K calc-alkaline I-type granitoids from the composite Yozgat batholith generated in a post-collisional setting following continent-oceanic island arc collision in central Anatolia, Turkey. Mineralogy and Petrology 91, BOZTUĞ, D., ERCİN, A.İ., KURUCELİK, M.K., GOC, D., KOMUR, İ. and İSKENDEROĞLU, A Geochemical characteristics of the composite Kackar batholith generated in a Neo-Tethyan convergence system, Eastern Pontides, Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 27,

190 BOZTUĞ, D., JONCKHEERE, R., WAGNER, G.A. and YEĞİNGİL, Z Slow Senonian and fast Paleocene early Eocene uplift of the granitoids in the Central Eastern Pontides, Turkey: Apatite fission-track results. Tectonophysics 382, BRANDON, M.T., RODEN-TİCE, M.K., and GARVER, J.I., Late Cenozoic exhumation of the Cascadia accretionary wedge in the Olympic Mountains, NW Washington State. Geological Society of America Bulletin, v. 110, no. 8, p BROWN G.C., THORPE R.S. and WEBB P.C., The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. J Geol Soc Lond 141: BURNS, L.E., The Border Ranges ultramafic and mafic complex, southcentral Alaska: Cumulate fractionates of island-arc volcanics. Canadian Journal of Earth Sciences 22, CARLSON, W.D., DONELICK, R.A., and KETCHAM, Variability of apatite fission track annealing kinetics I: Experimental results. American Mineralogist, 84, COLLINS, A. and ROBERTSON, A.H.F., Processes of Late Cretaceous to Late Miocene episodic thrust-sheet translation in the Lycian Taurides, SW Turkey. Journal of Geological Society 155, ÇOĞULU, E., DELALOYE, M., VUAGNAT, M., and WAGNER, J.J., Some geochemical, geochronological and petrophysical data on the ophiolitic massif from Kızıl Dagh, Hatay. C.R. Soc. Phys. Hist. Nat., Geneve, 10, CHERNIAK D. J. and WATSON E. B., Pb Diffusion in zircon. Chem.Geol. 172, DELALOYE, M., SOUZA, H. de, WAGNER, J.-J., and HEDLEY, I., Isotopic ages on ophiolites from the eastern Mediterranean. In: Ophiolites, Proc. Int. Ophiol. Symposium, DICKIN, A.P., Radiogenic Isotope Geology. 2. Aufl. Cambridge Univ. Press. 175

191 DILEK, Y. and FURNES, H., Structure and geochemistry of Tethyan ophiolites and their petrogenesis in subduction rollback systems: Lithos, vol. 113, No. 1-2, p. 1-20, DOI: /j.lithos DILEK, Y. and THY, P., Structure, petrology, and seafloor spreading tectonics of the Kizildag ophiolite (Turkey). In: Modern Ocean Floor Processes and the Geological Record, edited by R. Mills and K. Harrison, Geological Society of London Special Publication 148, p DILEK, Y. and THY, P., Island arc tholeiite to boninitic melt evolution of the Cretaceous Kizildag (Turkey) ophiolite: Model for multi-stage early arcforearc magmatism in Tethyan subduction factories: Lithos, vol. 113, No. 1-2, p , DOI: /j.lithos DILEK, Y., FURNES, H. and SHALLO, M., Suprasubduction zone ophiolite formation along the periphery of Mesozoic Gondwana. Gondwana Research 11, doi: /j.gr DILEK, Y., FURNES, H. and SHALLO, M., Geochemistry of the Jurassic Mirdita Ophiolite (Albania) and the MORB to SSZ evolution of a marginal basin oceanic crust. Lithos 100, doi: /j.lithos DILEK, Y. and NEWCOMB, S. (Eds.), Ophiolite Concept and the Evolution of Geological Thought: Geological Society of America Special Paper, vol. 373, p DILEK, Y. and THY, P., Age and petrogenesis of plagiogranite intrusions in the Ankara melange, central Turkey. Island Arc v. 15,1, DILEK, Y. and THY, P., Island arc tholeiite to boninitic melt evolution of the Cretaceous Kizildag (Turkey) ophiolite: model for multi-stage early arc forearc magmatism in Tethyan subduction factories. Lithos 113, DİLEK, Y. and FLOWER, M.F.J., Arc-trench rollback and forearc accretion: 2. A model template for ophiolites in Albania, Cyprus, and Oman. Geological Society, London, Special Publications, vol. 218, DUZGOREN-AYDIN, N., MALPAS, W., GÖNCÜOGLU, M.C. and ERLER, A., Post collisional magmatism in Central Anatolia, Turkey: field, petrographic and geochemical constraints. Int. Geol. Rev. 43/8,

192 ELMAS, A. and YILMAZ, Y Development of an Oblique Subduction Zone Tectonic Evolution of the Tethys Suture Zone in Southeast Turkey. International Geology Review 45, ENCARNACION, E., Multiple ophiolite generation preserved in the northern Philippines and the growth of an island arc complex. Tectonophysics 392, ERLER, A. ve GÖNCÜOĞLU, M.C., Geologic and tectonic setting of the Yozgat Batholith, Northern Central Anatolian Crystalline Complex, Turkey: Int. Geol. Rev., 38/8, FAYON, A. K., WHITNEY, D. L., TEYSSIER, C., GARVER, J. I. and DILEK Y., Effects of plate convergence obliquity on timing and mechanisms of exhumation of a mid-crustal terrain, the Central Anatolian Crystalline Complex, Earth Planet. Sci. Lett., 192, FLEISCHER R. L., PRICE P. B., and WALKER R. M., Spontaneous fission tracks from extinct Pu244 in meteorites and the early history of the solar system. J. Geophys. Res. 70, FLOYD, P.A., GÖNCÜOĞLU, M.C., WINCHESTER, J.A. and YALINIZ, M.K., Geochemical Character and Tectonic Environment of Neotethyan Ophiolitic Fragments and Metabasites in the Central Anatolian Crystalline Complex, Turkey. Special Publications, vol Geological Society, London, pp FOLAND, K. A., Argon diffusion in feldspars, in. Parson, I., ed., Feldspars and their reactions: Amsterdam, Kluwer, p FUJİMAKİ, H., Fractional crystallization of the basaltic suite of Usa volcano, southwest Hokkaido, Japan, and its relationships with the associated felsic suite. Lithos 19, FURNES, H., PEDERSEN, R.B., HERTOGEN, J. and ALBREKTSEN, B.A., Magma development of the Leka Ophiolite Complex, central Norwegian Caledonides. Lithos 27, GANGULY, J., TIRONE, M., and HERVIG, R., Diffusion kinetics and closure temperature of Sm and Nd in garnet. Science, 281,

193 GARFUNKEL, Z., Origin of the Eastern Mediterranean basin: a reevaluation. TECTONOPHYSICS 391 (1-4): GASS, I.G., NEARY, C.R., PLANT, J., ROBERTSON, A.H.F., SIMONIAN, K.O., SWEWING, J.D.., SPOONER, E.T.C. and WILSON, R.A.M., Comments on The Troodos ophiolitic complex was probably formed in an island arc by A. Miyashiro. Earth and Planetary Science Letters 25, Hall (1976) GENCALIOGLU-KUSCU, G., GÖNCÜOGLU, M.C., and KUSCU, I., Postcollisional magmatism on the northern margin of Taurides and its geological implication: geology and petrology of the Yahyali-Karamadazi Granitoid. T. Jr. Earth. Sci., 10/3, GENÇ, Ş. C., YIĞITBAŞ, E. ve YILMAZ, Y., Berit Metaofiyolitinin Jeolojisi. A. Suat Erk Jeoloji Sempozyumu, Bildiriler, GEYH, M.A. and SCHLEICHER, H., Absolute Age Determination. 503 pp., Heidelberg, Springer. GHASEMI, A. and TALBOT, C. J A new tectonic scenario for the Sanandaj Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, doi: / j.jseaes GLEADOW A. J. W., Comparison of fission-track dating methods: effects of anisotropic etching and accumulated alpha damage. US Geol. Surv. Open file report , pp GLEADOW A. J. W., Fission-track dating methods: what are the real alternatives? Nucl. Tracks 5, GLEADOW, A.J.W., DUDDY, I.R., GREEN, P.F. and LOVERING, J.F., Confined fission track lengths in apatite: a diagnostic tool for thermal history analysis. Contrib Mineral Petrol 94: GÖNCÜOGLU, M.C. ve TÜRELI, T.K., Alpine collisional-type granitoids from western Central Anatolian Crystalline Complex. Journal of Kocaeli University, 1,

194 GÖNCÜOĞLU, M.C., KÖKSAL, S. ve FLOYD, P.A., Post-collisional A-type magmatism in the Central Anatolian Crystalline Complex; petrology of the Idişdagı Intrusives (Avanos, Turkey). Turk. Journ. Earth Sci., 6, GRAZETTI, F., TRIBUZIO, R. and TIEPOLO, M., Structure And U-Pb Geochronology Of Zircons From The Ligurian Ophiolites (Northern Appennine, Italy) in Alpine Ophiolites and modern Analogues Workshop, 30 Sept- 2 Oct pp:30 GROVE, M. and HARRISON, T.M., Ar diffusion in Fe-rich biotite. Am. Min. 81, GUST, D.A. and JOHNSON, R.W., Amphibole bearing cumulates from Boisa island, Papua New Guinea: evaluation of the role of fractional crystallization in an andesitic volcano. Journal of Geology 89, HARRIS, N. B. W., PEARCE, J. A., and TINDLE, A. G., Geochemical Characteristics of Collision-Zone Magmatism, Coward M.P, Ries A.C (eds.), Collision Tectonics, Geological Society of London Special Publication, 19: HARRISON, T. M., T.M. Harrison, Diffusion of 40 Ar in hornblende. Contrib. Mineral. Petrol. v. 78 no. 3, pp HARRISON, T.M., DUNCAN I. and MCDOUGALL I., Diffusion of 40Ar in biotite: Temperature, pressure and compositional effects: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 49, p , doi: / (85) HAWKINS, J.W., Geology of supra-subduction zones - Implications for the origin of ophiolites. In: Y. Dilek and S. Newcomb (eds.), Ophiolite Concept and the Evolution of Geological Thought. Geological Society of America, HÉBERT, R., Petrography and mineralogy of oceanic peridotites and gabbros: some comparisons with ophiolite examples. Ofioliti 2/3, HEBERT, R., Pétrologie des roches ignées océaniques et comparison avec les complexes ophiolitiques du Québec, de Chypre et de l Apennin. Thèse d Etat, Université de Bretagne Occidentale, Brest. 179

195 HÉBERT, R. and LAURENT, R., Mineral chemistry of the plutonic section of the Troodos ophiolite: New constraints for genesis of arc-related ophiolites. In: Malpas, J., Moores, E., Panayiotou, A., Xenophontos, C., (Eds.), Proceedins of Troodos Ophiolite Symposium, Geological Survey, Cyprus. pp HEJL, E. and NEY, P.,1994. Flotationsverfahren zur Abtrennung von Apatit und Zirkon aus silikatischen Paragenesen. - Mitt. Österr. Miner. Ges., 139, , Wien HEJL, E., de GRAVE, J., RIEDL, H., WEINGARTNER, H. and VAN Den HAUTE, P., Fission-track thermochronology of the Middle Aegean Island Bridge - implications for Neogene geomorphology and palaeogeography, Zeitschrift der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, Volume 159, Number 3, pp (18) HENRY, D. J., GUIDOTTİ, C. V. and THOMSON, J. A., The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotite: Implications for Geothermometry and Ti-substitution Mechanisms. American Mineralogist, 90, HESKESTAD, B., HOFSHAGEN, N.H., FURNES, H. and PEDERSEN, R.B., The geochemical evolution of the Gulfjellet Ophiolite Complex, west Norwegian Caledonides. Norsk Geologisk Tidsskrift 74, HÜSİNG S.K., ZACHARIASSE W.-J., VAN HİNSBERGEN D.J.J., KRIJGSMAN W., INCEÖZ M., HARZHAUSER M., MANDİC O. and KROH A., Oligocene-Miocene basin evolution in SE Anatolia, Turkey: Constraints on the closure of the eastern Tethys gateway, in van Hinsbergen D.J.J., Edwards M.A., Govers R., eds., Collision and Collapse at the Africa-Arabia-Eurasia Subduction Zone: Geological Society of London Special Publication 311, p ILBEYLI N., PEARCE J.A., THIRWALL M. F. and MITCHELL J. G., Petrogenesis of Collision-related plutonics in central Anatolia, Turkey, Lithos, 71,

196 ILBEYLI, N., Mineralogical geochemical constraints on intrusives in central Anatolia, Turkey: tectonomagmatic evolution and characteristics of mantle source. Geological Magazine, 142, ILBEYLI, N., PEARCE, J.A., THIRWALL, M.F. and MITCHELL, J.G., Petrogenesis of collision-related plutonics in central Anatolia, Turkey. Lithos 72, IRVINE T. N., and BARAGAR W. R. A., A Guide to the Chemical Classification of the Common Volcanic Rocks, Can. J. Earth Sci., 8: ISHIKAWA, T., NAGAISHI, K. and UMINO, S., Boninitic volcanism in the Oman ophiolite: implications for thermal conditions during transition from spreading ridge to arc. Geology 30, JENNER, G.A., DUNNİNG, G.R., MALPAS, J., BROWN, M. and BRACE, T., Bay of Islands and Little Port complexes, revisited: age, geochemical and isotopic evidence confirm suprasubduction-zone origin. Canadian Journal of Earth Sciences 28, JOLIVET L and FACCENNA C., Mediterranean extension and the Africa Eurasia collision, Tectonics, 19-6, JONCKHEERE, R., MARS, M., VAN DEN HAUTE, P, REBETETZ, M. and CHAMBAUDET, A., L'Apatite de Durango (Mexique): analyse d'un mineral standard pour la datation par traces de fission. Chem.Geol., 103, KARAOĞLAN, F., Günedoğru-Beğre (Doğanşehir-Malatya) Arasında Yüzeyleyen Tektonomagmatik Birimlerin Petrografisi ve Jeokimyası. Yüksek Lisans Tezi, Ç.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, Adana. KETCHAM, R. A., DONELICK, R. A. and DONELICK, M. B., AFTSolve: A program for multi-kinetic modeling of apatite fission-track data. Geological Materials Research 2(1) KETIN, İ., Türkiye jeolojisine genel bir bakış, Istanbul Technical University Publication p. 181

197 KONSTANTINOU, A., WIRTH, K. R. and VERVOORT, J., U-Pb Isotopic Dating Of Troodos Plagiogranite, Cyprus By LA-MC-ICP-MS. In 2007 GSA Denver Annual Meeting (28 31 October 2007) Paper No KÖKSAL, S. and GÖNCÜOGLU, M. C., Sr and Nd isotopic characteristics of some S-, I- and A-type granitoids from Central Anatolia. Turkish Journal of Earth Sci., 17, KOKSAL-TOKSOY, F., GÖNCÜOĞLU, M.C. ve YALINIZ, MK, Petrology of the Kurancali Phlogopitic Metagabbro: An Island Arc Type Ophiolitic Sliver in the Central Anatolian Crystalline Complex. Int. Geol. Rev. 43/7, KÖKSAL, S., ROMER, R.L., GÖNCÜOĞLU, M.C. VE TOKSOY-KÖKSAL, F., 2004 Timing of the transition from the post-collisional to A-type magmatism: titanite U/Pb ages from the alpine Central Anatolian Granitoids, Turkey. Int.Journ. Earth Sci, 93, KUSCU, I., GENCALIOĞLU-KUSCU, G., TOSDAL, R. M., ULRICH, T. D., and FRIEDMAN, R., Magmatism in the southeastern Anatolian orogenic belt: transition from arc to post-collisional setting in an evolving orogen. In: Sosson, M., Kaymakcı, N., Stephenson, R. A., Bergerat, F. & Starostenko, V. (eds) Sedimentary Basin Tectonics from the Black Sea and Caucasus to the Arabian Platform. Geological Society, London, Special Publications, 340, LASLETT, G.M., GREEN, P.F., DUDDY, I.R. and GLEADOW, A.J.W., Thermal annealing of fission tracks in apatite 2. Chemical Geology; Isotope Geoscience Section 65(1), LIATI, A., GEBAUER, D. and FANNING, C.M., The age of ophiolitic rocks of the Hellenides (Vourinos, Pindos, Crete): first U-Pb ion microprobe (SHRIMP) zircon ages. Chemical Geology 207 : LUDWIG, K. R., User s manual for Isoplot In: Berkeley Geochronology Center Special Publication, Berkeley, 74 pp. LUGMAIR, G. W. And MARTI, K., Lunar initial 143 Nd/ 144 Nd: Differential evolution of the lunar crust and mantle, Earth Planet. Sci. Lett., 39, ,. 182

198 LYTWYN, J.N. and CASEY, J.F., The geochemistry and petrogenesis of volcanics and sheeted dikes from the Hatay (Kızıldağ) ophiolite, southern Turkey: possible formation with the Troodos ophiolite, Cyprus, along forearc spreading centers. Tectonophysics 232, MALPAS, J. and LANGDON, G., Petrology of upper pillow lava suite, Troodos ophiolite, Cyprus. Geological Society, London, Special Publications, vol. 13, pp McDOUGALL, I. and HARRISON, M.T., Geochronology and thermochronology by the 40 Ar/ 39 Ar method. 2nd Ed, Oxford University Press, Oxford, 269 pp. MICHARD, P., GURRIET, P., SOUDANT, N. and ALBARÈDE, F., Nd isotopes in French Phanerozoic shales: external vs. internal aspects of crustal evolution. Geochim. Cosmochim. Acta 49, MIYASHIRO, A. and SHIDO, F., Tholeiitic and calc-alkalic series in relation to the behaviours of Titanium, Vanadium, Chromium and Nickel. Am. J. Sei. 275, MIYASHIRO, A., The Troodos ophiolite complex was probably formed in an island arc setting. Earth and Planetary Science Letters, 19, MOORES, E. M., Origin and emplacement of ophiolites, Rev. Geophys., 20(4), , doi: /rg020i004p00735 MTA, / Türkiye Jeoloji Haritası. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Ankara. MUKASA, S.B. and LUDDEN, J.N., Uranium lead ages of plagiogranites from the Troodos ophiolite, Cyprus, and their tectonic significance. Geology 1, NAESER, N. D. and Naeser, C. W., Fission-track dating. In: Mahaney, W. C. (Ed.), Quaternary Dating Methods. Developments in Paleontology and Stratigraphy 7. Elsevier, pp NEASER, C.W. and MCKEE, E.H., Fission-track and K-Ar ages of tertiary ash-flow tuffs, north-central Nevada. - Geol. Soc. Amer. Bull, 81:

199 NIMIS, P. ve ULMER, P., Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. 1. An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems. Contrib Mineral Petrol 133: OHNENSTETTER, D., OHNENSTETTER, M., PAUPY, A. and ROCCI, G., La diversité des ophiolites: Importance de la nature du fractionnement et conséquences métallogéniques. Mémoires du Bureau des Recherches Géologiques et Minières 97, OKAY, A.I. and TÜYSÜZ, O., Tethyan Sutures Of Northern Turkey. In "The Mediterranean Basins: Tertiary Extension Within The Alpine Orogen" (Eds. B. Durand, L. Jolivet, F. Horváth And M. Séranne), Geological Society, London, Special Publication 156, OKAY, A.I., Geology Of Turkey: A Synopsis. Anschnitt, 21, ÖNAL, A., Polat-Beğre (Doğanşehir, Malatya) Yöresinde Yüzeyleyen Magmatik Kayaçların Petrografik ve Petrolojik Özellikleri, Fırat Üniversitesi,Fen Bilimleri Enstitüsü, Doktora Tezi, (Yayınlanmamış). PARLAK, O. and DELALOYE, M., Geochemistry and timing of postmetamorphic dike emplacement in the Mersin ophiolite (southern Turkey): New age constraints from 40Ar/39Ar geochronology. Terra Nova, 8, PARLAK, O., Geodynamic Significance of Granitoid Magmatism in the Southeast Anatolian Orogen: Geochemical And Geochronogical Evidence from Göksun-Afşin (Kahramanmaraş, Turkey) Region. International Journal of Earth Sciences, 95, PARLAK, O., DELALOYE, M. and BINGÖL, E., Mineral chemistry of ultramafic and mafic cumulates as an indicator of the arc-related origin of the Mersin ophiolite (southern Turkey). Geologische Rundschau 85, PARLAK, O., DELALOYE, M. and BINGÖL, E., Phase and cryptic variation through the ultramafic and mafic cumulates in the Mersin ophiolite (southern Turkey). Ofioliti 22/1,

200 PARLAK, O., DELALOYE, M., KOZLU, H., RIZAOĞLU, T. and BAĞCI, U., Baskil-Sivrice (Elaziğ) Arasinda Yüzeyleyen Tektonomagmatik Birimlerin Petrografisi Ve Jeokimyasi, Scientific & Technological Research Council of Turkey (TÜBITAK) Project report.no: YDABÇAG-102Y041, Ankara PARLAK, O., HÖCK, V. and DELALOYE, M., Supra-subduction zone origin of the Pozantı-Karsantı ophiolite (Southern Turkey) deduced from whole rock and mineral chemistry of the gabbroic cumulates. In: Tectonics and Magmatism in Turkey and its surroundings (edited by Bozkurt, E., Winchester, J.A. & Piper, J.), Geological Society of London Special Publication, 173, PARLAK, O., HÖCK, V. and DELALOYE, M., The suprasubduction zone Pozantı-Karsantı ophiolite, southern Turkey: evidence for high-pressure crystal fractionation of ultramafic cumulates. Lithos 65, PARLAK, O., HÖCK, V., KOZLU, H. and DELALOYE, M., Oceanic crust generation in an island arc tectonic setting, SE Anatolian Orogenic Belt (Turkey). Geological Magazine 141, PARLAK, O., HÖCK, V., KOZLU, H. and DELALOYE, M., Oceanic Crust Generation In An Island Arc Tectonic Setting, SE Anatolian Orogenic Belt (Turkey). Geological Magazine, 141, 5, 583 s. PARLAK, O., KOZLU, H., DELALOYE, M., HÖCK, V.and BAĞCI, U., Göksun-Afşin (Kahramanmaraş) arasında yüzeyleyen Yüksekova Ofiyolitinin jeokimyası ve jeokronolojisi. Scientific & Technological Research Council of Turkey (TÜBITAK) Project report.no: YDABÇAG-199Y011, Ankara. PARLAK, O., ÖNAL, A., HÖCK, V., KÜRÜM, S., DELALOYE, M., BAGCI, U. and RIZAOGLU, T., 2002b. Inverted metamorphic zonation beneath the Yüksekova ophiolite in SE Anatolia. 1st International symposium of the faculty of Mines (ITU) on Earth Science and Engineering, May 2002, Istanbul-Turkey pp

201 PARLAK, O., RIZAOĞLU, T, BAĞCI, U., KARAOĞLAN, F. and HÖCK, V., Tectonic significance of the geochemistry and petrology of ophiolites in southeast Anatolia, Turkey, Tectonophysics Volume 473, Issues 1-2, 20 July 2009, Pages PEARCE, J.A., Supra-Subduction Zone ophiolites: the search for modern analogues, Geol. Soc. Amer. Spec. Paper 373, ISBN PEARCE, J. A. and CANN, J. R., Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth Planet Sci. Lett, PEARCE, J. A., HARRIS, N. B. W. and TINDLE, A. G., Trace Element Discrimination Diagram For The Tectonic Interpretation of Granitic Rocks. Journ.of Petrol, 25: PEARCE, J.A., ALABASTER, T., SHELTON, A.W. and SEARLE, M.P., The Oman ophiolite as a Cretaceous arc-basin complex, evidence and implications. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, A300, PEARCE, J.A., LIPPARD, S.S. and ROBERTS, S.,1984. Characteristics and tectonic significance of suprasubduction zone ophiolites. In: Kokelaar, B.P., Howells, M.F. (Eds.), Marginal Basin Geology. Volcanic and Associated Sedimentary and Tectonic Processes in Modern and Ancient Marginal Basins: Geological Society of London Special Publication, vol.16, pp PEARCE, J.A., LIPPARD, S.J. and ROBERTS, S., Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. Geological Society, London, Special Publications, vol. 16, pp PEARCE, J. A., Geochemicael videncef or the genesis and eruptive setting of lavas from Tethyan ophiolites in Panayiotou A., ed., Ophiolites: Proceedings of the International Ophiolite Symposium,1979, Cyprus: Nicosia, Cyprus Ministry Agriculture Nat. Resources, Geol. Survey Dept., p PEDERSEN, R.B. and FURNES, H., Geology, magmatic affinity and geotectonic environment of some Caledonian ophiolites in Norway. Journal of Geodynamics 13,

202 PEDERSEN, R.B. and HERTOGEN, J., Magmatic evolution of the Karmøy Ophiolite Complex, SWNorway: relationships betweenmorb IAT boninitic calc-alkaline and alkaline magmatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 104, PERINÇEK, D. and KOZLU, H., Stratigraphy and Structural Relations of the Units in the Afşin-Elbistan-Doğanşehir Region (Eastern Taurus), Proceedings of International Symposium, Geology of Taurus Belt, MTA, Ankara-Turkey, PICKETT E.A. and ROBERTSON, A.H.F., Formation of the Late Palaeozoic- Early Mesozoic Karakaya Complex and related ophiolites in NW Turkey by Palaeotethyan subduction-accretion. Journal of the Geological Society, London, 153, PRICE, P. B. and WALKER, R. M., Charged particle tracks and the age of minerals: Jour. Geophys. Res., v. 68, p RAVNA, E.J.K., The garnet clinopyroxene Fe2+ Mg geothermometer: an updated calibration. Journal of Metamorphic Petrology, 18(2), RIZAOĞLU, T., Baskil-Sivrice (Elazığ) arasında yüzeyleyen tektonomagmatik birimlerin petrografisi ve jeokimyası, Ç.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, Adana RIZAOĞLU, T., Gözpınarı-Deveboynu-Esence Yöresi (Göksun-K.Maraş)'nin Jeolojisi ve Petrografisi, Ç.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü, Adana, RIZAOĞLU, T., PARLAK, O., HÖCK, V. and İŞLER, F., Nature and significance of Late Cretaceous ophiolitic rocks and its relation to the Baskil granitoid in Elazığ region, SE Turkey. Special Publications, vol Geological Society, London, pp RIZAOĞLU, T., PARLAK, O., HÖCK, V., KOLLER, F., HAMES, W.E. and BILLOR, Z Andean-type active margin formation in the eastern Taurides: Geochemical and geochronogical evidence from the Baskil granitoid (Elaziğ, SE Turkey). - Tectonophysics, 473,

203 RIZAOĞLU, T., PARLAK, O. and İŞLER, F., 2005.Geochemistry and tectonic significance of Esence granitoid (Göksun-Kahramanmaraş), SE Turkey. Yerbilimleri 26, ROBERTSON, A. H. F., and DIXON, J. E., Introduction: Aspects of the Geological Evolution of the Eastern Mediterranean. In: Robertson, A. H. F. and Dixon, J. E. (eds.), The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean. Geological Society of London, Special Publication, 17:1-74. ROBERTSON, A. H. F., Mesozoic-Tertiary Tectonic Evolution Of The Easternmost Mediterranean Area; Integration Of Marine And Land Evidence. In Robertson AHF, Emeis KC, Richter KC, Camerlenghi A (eds), Proc Ocean Drill Prog Sci Res., 160: ROBERTSON A.H.F. ve SHALLO, M., Mesozoic-Tertiary tectonic evolution of Albania in its regional Eastern Mediterranean context, Tectonophysics, 316, 2-4, ROBERTSON, A. H. F., Mesozoic-Tertiary Tectonic-Sedimentary Evolution Of A South Tethyan Oceanic Basin And İts Margins In Southern Turkey. In: Bozkurt E, Winchester JA, Piper JDA (eds) Tectonics And Magmatism İn Turkey And The Surrounding Area, Geol Soc Lond Spec Publ., 173: ROBERTSON, A. H. F., Overview of the Genesis And Emplacement Of Mesozoic Ophiolites In The Eastern Mediterranean Tethyan Region, Lithos, 65:1-67. ROBERTSON A.H.F., Development of concepts concerning the genesis and emplacement of Tethyan ophiolites in the Eastern Mediterranean and Oman regions. Earth Sci. Rev., 66: ROBERTSON, A.H.F., ÜNLÜGENÇ, U.C., İNAN, N., TASLI, K., The Misis Andırın Complex: a Mid-Tertiary melange related to late-stage subduction of the southern Neotethys in S Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 22,

204 ROBERTSON, A. H. F., USTAOMER, T., PARLAK, O., UNLUGENC, U. C., TASLI, K. and INAN, N., Late Cretaceous Early Tertiary tectonic evolution of south- Neotethys in SE Turkey: evidence from the Tauride thrust belt in SE Turkey (Binboga-Engizek segment). Journal of Asian Earth Sciences, doi: / j.jseaes ROBERTSON, A. H. F., Contrasting modes of ophiolite emplacement in the Eastern Mediterranean region. Geological Society, London, Memoirs, 32, ROBERTSON, A. H. F., USTAÖMER, T., PARLAK, O., ÜNLÜGENÇ, U. C., TASLI, K., and İNAN, N., The Berit Transect of the Tauride Thrust Belt, S. Turkey: Late Cretaceous-Early Cenozoic Accretionary/Collisional Processes Related to Closure of the Southern Neotethys. Journal of Asian Earth Sciences. ROBERTSON, A. H. F., PARLAK, O., RIZAOĞLU, T., ÜNLÜGENÇ, U. C., İNAN, N. Taslı, K., and USTAÖMER, T., Late Cretaceous-Mid Tertiary tectonic evolution of the eastern Taurus mountains and the southern Tethyan ocean evidence from the Elazığ region, SE Turkey. Geological Society of London, Special Publications. ROBERTSON, A. H. F., PARLAK, O., RIZAOĞLU, T., ÜNLÜGENÇ, U. C., İNAN, N. TASLI, K., and USTAÖMER, T., Tectonic evolution of the South Tethyan ocean: evidence from the Eastern Taurus Mountains (Elazığ region, SE Turkey). From: RIES, A. C., BUTLER, R. W. H. & GRAHAM, R. H. (eds) Deformation of the Continental Crust: The Legacy of Mike Coward. Geological Society, London, Special Publications, 272, ROBERTSON, A. H. F., PARLAK, O. and USTAOMER, T Melange genesis and ophiolite emplacement related to subduction of the northern margin of the Tauride Anatolide continent, central and western Turkey. In: VAN HINSBERGEN, D. J. J., EDWARDS, M. A. & GOVERS, R. (eds) Collision and Collapse at the Africa Arabia Eurasia Subduction Zone. Geological Society, London, Special Publications, 311,

205 ROBERTSON, S. KARAMATA and K. SARIC, 2009, Ophiolites and related geology of the Balkan region, the Mesozoic ophiolite belts of the northern part of the Balkan Peninsula, Lithos 108 (2009), pp. vii x ROBERTSON, A.H.F., PARLAK, O. and USTAÖMER, T., (In Review). Late Palaeozoic-Neogene tectonic development of Neotethys in the Eastern Mediterranean region (S Turkey, Cyprus, Syria, Journal of Geological Society of London. ROBINSON, P.T. and MALPAS, J., The Troodos ophiolite of Cyprus: new perspectives on its origin and emplacement. In: Malpas, J., Moores, E.M., Panayiotou, A., Xenophontos, C. (Eds.), Ophiolites, Oceanic Crustal Analogues, Proceedings of the Symposium Troodos The Geological Survey Department, Nicosia, Cyprus, pp ROSENBLUM, S., and BROWNFIELD I. K., Magnetic Susceptibility of Minerals. U.S. Geological Survey Open-File Report , 32 pages. SACCANI, E. and PHOTIADES, A., Mid-ocean ridge and supra-subduction affinities in the Pindos Massif ophiolites (Greece): implications for magma genesis in a proto-forearc setting. Lithos 73, SACCANI, E. and PHOTIADES, A., Petrogenesis and tectonomagmatic significance of volcanic and subvolcanic rocks in the Albanide-Hellenide ophiolitic mélanges. The Island Arc 14, SARIC, K., DETKOVIC, V., ROMER, R. L., CHRISTOFIDES, G. and KORONEOS, A., Granitoids associated with East Vardar ophiolites (Serbia, FYR of Macedonia and northern Greece): Origin, evolution and geodynamic significance inferred from major and trace element data and Sr- Nd-Pb isotopes, Lithos, 108, 1-4, SELÇUK, H., Etude géologique de la partie meridionale du Hatay (Turqiue). These de Doctora, Université de Genève, 118 pp. SHERVAIS, J.W., Birth, death, and resurrection: the life cycle of suprasubduction zone ophiolites. Geochemistry Geophysics Geosystems 2 Paper Number 2000GC

206 SLAMA J., KOSLER J., CONDON D.J., CROWLEY J.L., GERDES A., HANCHAR J.M., HORSTWOOD M., MORRIS G.A., NASDALA L., NORBERT N., SCHALTEGGER U., SCHOENE B., TUBRETT M.N. and WHITEHOUSE M.J., Plesovice zircon a new natural reference material for UPb and Hf isotopic microanalysis. Chemical Geology, Volume 249, Issues 1-2, Pages 1-35 SMELLIE, J.L., STONE, P. and EVANS, J., Petrogenesis of boninites in the Ordovician Ballantrae Complex ophiolite, southwestern Scotland. Journal of Volcanology and Geothermal Research 69, STEINMANN, G., Der ophiolitischen Zonen in der mediterranean Kettengebirgen. 14th International Geological Congress in Madrid, vol. 2, pp STEİGER, R.H. and JÄGER, E., Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo-and cosmochronology. Earth Planet. Sci. Lett. 36, STERN, R.J., On the origin of andesite in the northern Mariana island arc: implications for agrigan. Contributions to Mineralogy and Petrology 68, SUMII, T., TAGAMI, T. and NISHIMURA, S., Anisotropic etching character of spontaneous fission tracks in zircon. Nucl. Tracks Radiat. Meas., 13, SUN, S.S. and MCDONOUGH, W.F., Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, vol. 42, pp SUNGURLU O., PERİNÇEK, D., KURT, G., TUNA, E., DÜLGER, S., ÇELİKDEMİR, E., ve NAZ, H., Elazığ-Hazar-Palu Alanının Jeolojisi, Türkiye Petrolleri A.O.. SYLVESTER P.J. and GHADERI M., Trace element analysis of scheelite by excimer laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry (ELA- MC-ICP-MS) using a synthetic silicate glass standard. Chemical Geology, 141,

207 ŞENGÖR, A. M. C., and YILMAZ Y., Tethyan Evolution of Turkey: A Plate Tectonic Approach. Tectonophysics, 75: ŞENGÖR, A.M.C., GÖRÜR N. and SAROGLU, F., Strike-slip faulting and related basin formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study. In: K.T. Biddle and N. Christie-Blick, Editors, Strike-slip faulting and basin formation. Society of Economical Paleontologists and Mineralogists Special Publication vol. 37 (1985), pp ŞENGÖR, A. M. C., OZEREN, S., GENÇ, T. and ZOR, E East Anatolian high plateau as a mantle-supported, northsouth shortened domal structure. Geophysical Research Letters, 30, 8045, doi: / 2003GL017858, TAGAMI, T. and O'SULLIVAN, P. B., Fundamentals of Fission-Track Thermochronology. In: P.W. Reiners and T.A. Ehlers, Editors, Low- Temperature Thermochronology: Techniques, Interpretations and Applications, Rev. Mineral. Geochem., 58, TAGAMI, T., LAL, N., SORKHABI R. B., ITO, H., and NISHUMARA S., Fission Track Dating Using External Detector Metod: a Laboratory Procedure, Series of Geology and Minerology, Memoirs of The Faculty of Science, Kyoto University, Vol:53 no:1&3 pp TARHAN, N., Doğu Toroslarda Neo-Tetis in Kapanımına İlişkin Granitoyid Magmaların Evrimi ve Kökeni. MTA. Dergisi, 107: TILTON, G.R., HOPSON, C.A. and WRIGHT, J.E., Uranium-lead isotopic ages of the S ophiolite Oman, with applications to Tethyan ocean ridge tectonics. J. Geophys. Res. B, 86, UZUNCİMEN, S., TEKİN, U.K., BEDİ, Y., PERİNCEK, D., VAROL, E. and SOYCAN, H., Discovery of the Late Triassic (Middle Carnian Rhaetian) radiolarians in the volcano-sedimentary sequences of the Kocali Complex, SE Turkey: Correlation with the other Tauride units. Journal of Asian Earth Sciences. Volume 40, Issue 1, 4 January 2011, WAGNER, G.A. and VAN DEN HAUTE, P., Fission-track dating. Ferdinand Enke, Stuttgart 192

208 WIJBRANS, J.R., PRINGLE, M.S., KOOPERS, A.A.P. and SCHVEERS, R., Argon geochronology of small samples using the Vulkaan argon laserprobe. Proc. Kon. Ned. Akad. Wetensch. 98, YALINIZ, K.M., FLOYD, P. and GÖNCÜOĞLU, M.C., Supra-subduction zone ophiolites of Central Anatolia: geochemical evidence from the Sarikaraman ophiolite, Aksaray, Turkey. Mineralogical Magazine 60, YALINIZ, K.M, AYDİN, N.S., GÖNCÜOGLU, M.C. ve PARLAK, O., Terlemez quartz monzonite of The Central Anatolia (Aksaray-Sarikaraman): Age, petrogenesis and geotectonic implications for ophiolite emplacement. Geological Journal, 34, YAZGAN, E. and CHESSEX, R., Geology and tectonic evolution of the southeastern Taurides in the region of Malatya. Turk Assoc Petrol Geol 3:1 42 YAZGAN, E., Doğu Toros larda Etkin Bir Paleo Kıta Kenarı Etüdü (Üst Kretase- Orta Eosen), Malatya-Elazığ, Doğu Anadolu, Yerbilimleri, 7: YAZGAN, E., Geodynamic Evolution of the Eastern Taurus Region (Malatya- Elazığ area, Turkey), Proceedings of International Symposium, Geology of Taurus Belt, MTA, Ankara, 1984a, YİĞİTBAŞ, E. and YILMAZ, Y., 1996, Post-late Cretaceous strike-slip tectonics and its implications on the Southeast Anatolian orogen - Turkey. International Geology Review, 38, 9, YIĞITBAŞ, E., and YILMAZ, Y., New evidence and solution to the Maden complex controversy of the southeast Anatolian orogenic belt (Turkey). Geologische Rundschau, 85, YILDIRIM, M., ve YILMAZ, Y., Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağının Ekaylı Zonu, TPJD Bülteni, C (3/I): YILMAZ, Y., YIGITBAS, E., YILDIRIM, M., Late Triassic tectonism in the Southeastern Anatolia and its geological significance; TERRA - Late Abstracts 1987, Europan Union of Geosciences, EUG IV, Strasbourg, p

209 YILMAZ, Y., Allochthonous Terranes in the Tethyan Middle East: Anatolia and the Surrounding Region. In: Dewey, J.F., Gass, I.G., Curry, G.B., Harris, N.B.W.,Şengör, A.M.C., (eds.), Allochthonous Terranes, Cambridge Univ, YILMAZ, Y., New evidence and model on the evolution of the southeast Anatolian Orogen. Geological Society of America Bulletin 105, YILMAZ, Y., YİĞİTBAŞ, E., and GENÇ, Ş. C., Ophiolitic and Metamorphic Assemblages of Southeast Anatolia and their Significance in The Geological Evolution of the Orogenic Belt. Tectonics, 12: (Erişim Tarihi: 26 Eylül 2010) (Erişim Tarihi: 26 Eylül 2010) 194

210 ÖZGEÇMİŞ Fatih KARAOĞLAN tarihinde Malatya ili Doğanşehir ilçesine bağlı Fındık köyünde doğdu. İlkokula Adana da Sıdıka Sabancı İlkokulu nda başladı. Ortaokul ve liseyi Adana Anodolu Lisesi nde bitirdi yılında Çukurova Üniversitesi Mühendislik Mimarlık Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü nde lisans öğrenimine başladı ve 2002 yılında lisans eğitimini tamamladı. Aynı yıl içinde Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü nde Genel Jeoloji Ana Bilim Dalı nda Yüksek Lisans çalışmasına başladı. Günedoğru-Beğre (Doğanşehir-Malatya) Arasında Yüzeyleyen Tektonomagmatik Birimlerin Petrografisi ve Jeokimyası başlıklı tez çalışması ile 2005 yılında Mineroloji-Petrografi Ana Bilim Dalı ndan Yüksek Mühendis olarak mezun oldu yılında aynı enstitüde Mineroloji- Petrografi Ana Bilim Dalı nda doktora öğrenimine başladı yılında Fen Bilimleri Enstitüsü kadrosunda Araştırma Görevlisi olarak göreve başladı. Tez çalışması kapsamında yılları arasında çeşitli dönemlerde yaklaşık iki yıl Avusturya da Viyana ve Salzburg üniversitelerinde öğrenci değişim programları ve TUBİTAK- Yurt Dışı Araştırma Burs Programı kapsamında misafir araştırıcı olarak laboratuar çalışmalarını yürüttü. Yurtdışında bulunduğu sırada Fatih KARAOĞLAN, LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb, ID-TIMS Sm-Nd, Ar-Ar mineral ve apatit Fizyon İzi yöntemleri konusunda eğitimler aldı ve laboratuar uygulamaları yaptı. Ağustos 2010 tarihinde Glasgow (İskoçya) da U-Th/He yöntemi ve apatit Fizyon İzi yöntemi konusunda kurslara katıldı. 195

211 EKLER 196

212 197

213 EK 1 Zirkon Mineral Katodoluminesans (CL) Fotoğrafları 198

214 FK31 FK31 FK31 FK31 199

215 FK14 FK14 FK14 FK14 200

216 FK08-47 FK µm FK08-47 FK08-48 FK08-48 FK08-42 FK µm FK08-42 FK08-42 FK10 FK10 35 µm 201

217 FK µm µm µm 50 µm 50 µm 50 µm FK25 FK26 50 µm 50 µm 100 µm 100 µm FK25 FK25 FK25 ~200µm ~100µm ~100µm ~200µm ~100µm 202 ~200µm

218 FK20 FK20 FK20 FK20 FK21 FK21 FK21 FK21 203

219 FK13 FK13 FK13 FK13 FK15 FK15 FK15 FK15 204

220 FK08 FK08 FK08 FK08 FK28 FK28 FK28 FK28 FK28 205

221 FK04 FK04 FK04 FK04 FK04 FK04 FK07 FK07 FK07 206

222 FK08-40 FK µm FK08-40 FK02 FK08-40 FK µm FK02 FK03 FK02 FK02 FK02 FK02 FK03 FK03 FK03 FK03 FK FK03

223 EK 2 Tümkaya Ana-, İz-, Nadir Toprak Element- Analiz Sonuçları 208

224 Ek 2.1. Granitoyidlere ait tüm kaya ana element jeokimyası Baskil Granitoyidi Doğanşehir Granitoyidi Esence Granitoyidi Örnek FK 02 FK 03 FK 04 FK 05 FK 06 FK 07 FK 08 FK08 44 FK 13 FK 14 FK 15 FK 31 FK 19 FK 20 FK 21 FK 32 grt grt grt grt grt dy grt dy dy grt dy dy grt grt grt grt SiO Al2O Fe2O MgO CaO Na2O K2O TiO P2O MnO Cr2O Ni Sc LOI Sum Toplam Fe Fe2O3 olarak gösterilmiştir. LOI: Ateşte kayıp Kısaltmalar: grt: granit, dy: diyorit 209

225 Ek 2.2. Granitoyidlere ait tüm kaya iz element jeokimyası Örnek FK 02 FK 03 FK 04 FK 05 FK 06 FK 07 FK 08 FK08 44 FK 13 FK 14 FK 15 FK 31 FK 19 FK 20 FK 21 FK 32 Ba Be <1 < < Co Cs Ga Hf Nb Rb Sn <1 <1 < <1 <1 1 < <1 2 2 Sr Ta < < V < <8 < W < <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 < < <0.5 Zr Y Mo < <0.1 <0.1 <0.1 < < Cu Pb Zn Ni As <0.5 < <0.5 <0.5 < Cd <0.1 <0.1 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Sb <0.1 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < < Bi <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Ag <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Au <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 < <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 < <0.5 <0.5 Hg <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 Tl <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < Se <0.5 < <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <

226 Ek 2.3. Granitoyidlere ait tüm Nadir Toprak Element jeokimyası Sample FK 02 FK 03 FK 04 FK 05 FK 06 FK 07 FK 08 FK08 44 FK 13 FK 14 FK 15 FK 31 FK 19 FK 20 FK 21 FK 32 La U Th Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

227 Ek 2.4. Berit Metaofiyoliti ve Göksun ofiyolitine ait tüm kaya ana element jeokimyası Berit metaofiyoliti Göksun Ofiyoliti Örnek B5 A B5 B B5 H FK08 51 FK 16 FK 17 FK08 49 FK 18 FK 22 FK 23 FK 24 FK08 46 FK08 47 FK08 48 grnlt grnlt grnlt grnlt grnlt grnlt grnlt plgrt plgrt gbr gbr gbr gbr ryt SiO Al2O Fe2O MgO CaO Na2O K2O TiO P2O MnO Cr2O Ni Sc LOI Sum Toplam Fe Fe2O3 olarak gösterilmiştir. LOI: Ateşte kayıp Kısaltmalar: grnlt: granülit, plgrt: pljiyogranit, gbr: gabro, ryt: riyolit 212

228 Ek 2.5. Berit Metaofiyoliti ve Göksun ofiyolitine ait tüm kaya iz element jeokimyası Örnek B5 A B5 B B5 H FK08 51 FK 16 FK 17 FK08 49 FK 18 FK 22 FK 23 FK 24 FK08 46 FK08 47 FK08 48 Ba Be <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 3 1 <1 <1 <1 <1 <1 Co Cs <0.1 <0.1 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 < Ga Hf < < Nb <0.1 <0.1 <0.1 < <0.1 < < Rb Sn <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 2 <1 <1 <1 1 <1 <1 Sr Ta <0.1 <0.1 <0.1 < <0.1 < < V < W <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 < <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 Zr Y Mo < < < Cu Pb <0.1 < < <0.1 < Zn Ni As <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 < < Cd <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Sb <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < Bi <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Ag <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Au 0.6 < < <0.5 < Hg <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 Tl <0.1 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Se <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 < <0.5 <

229 Ek 2.6. Berit Metaofiyoliti ve Göksun ofiyolitine ait tüm Nadir Toprak Element jeokimyası Sample B5 A B5 B B5 H FK08 51 FK 16 FK 17 FK08 49 FK 18 FK 22 FK 23 FK 24 FK08 46 FK08 47 FK08 48 La < U <0.1 <0.1 <0.1 < <0.1 < <0.1 < < Th <0.2 <0.2 <0.2 < <0.2 < <0.2 < < Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

230 Ek 2.7. Kızıldağ, Kömürhan, İspendere ofiyolitlerine ait tüm kaya ana element jeokimyası Kızıldağ Ofiyoliti Kömürhan Ofiyoliti İspendere Ofiyoliti Örnek FK 25 FK 26 FK-27 FK 09 FK 10 FK 11 FK 12 FK08 40 FK 29 FK08 42 FK 30 FK08 43 plgrt gbr gbr plgrt ryt gbr gbr gbr gbr gbr plgrt plgrt SiO Al2O Fe2O MgO CaO Na2O K2O TiO P2O < MnO Cr2O Ni Sc LOI Sum Toplam Fe Fe2O3 olarak gösterilmiştir. LOI: Ateşte kayıp Kısaltmalar: plgrt: pljiyogranit, gbr: gabro, ryt: riyolit 215

231 Ek 2.8. Kızıldağ, Kömürhan, İspendere ofiyolitlerine ait tüm kaya iz element jeokimyası Örnek FK 25 FK 26 FK-27 FK 09 FK 10 FK 11 FK 12 FK08 40 FK 29 FK08 42 FK 30 FK08 43 Ba Be <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 <1 Co Cs <0.1 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Ga Hf < Nb 4.2 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < Rb Sn <1 <1 <1 <1 <1 2 <1 <1 <1 <1 <1 1 Sr Ta 0.3 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < V < W <0.5 <0.5 <0.5 < <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 Zr Y Mo < Cu Pb < < Zn Ni As < < <0.5 C d <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Sb <0.1 <0.1 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Bi <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Ag <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Au <0.5 < <0.5 < Hg <0.01 <0.01 <0.01 < <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 Tl <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < Se <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <

232 Ek 2.9. Kızıldağ, Kömürhan, İspendere ofiyolitlerine ait tüm Nadir Toprak Element jeokimyası Sample FK 25 FK 26 FK-27 FK 09 FK 10 FK 11 FK 12 FK08 40 FK 29 FK08 42 FK 30 FK08 43 La U 0.3 <0.1 < <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 < Th 1.3 <0.2 < <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 < Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

233 EK 3 Mineral Kimyası Sonuçları 218

234 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample B5a-1 B5a-2 B5a-3 B5a-4 B5a-5 B5a-6 B5a-7 B5a-8 B5a-9 B5a-10 B5a-11 B5a-12 B5a-13 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 219

235 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample B5a-14 B5a-15 B5a-16 B5a-17 B5a-18 B5a-19 B5a-20 B5b-1 B5b-2 B5b-3 B5b-4 B5b-5 B5b-6 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 220

236 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample B5b-7 B5b-8 B5b-9 B5b-10 B5b-11 B5b-12 FK16-1 FK16-2 FK16-3 FK16-4 FK16-5 FK16-6 FK16-7 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 221

237 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample FK16-8 FK16-9 FK16-10 FK16-11 FK16-12 FK16-13 FK16-14 FK16-15 FK16-16 FK16-17 FK16-18 FK16-19 FK16-20 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 222

238 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample FK16-21 FK16-22 FK16-23 FK16-24 FK16-25 FK16-26 FK16-27 FK16-28 FK16-29 FK16-30 FK16-31 FK16-32 FK16-33 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 223

239 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample FK16-34 FK16-35 FK16-36 FK16-37 FK16-38 FK16-39 FK16-40 FK16-41 FK16-42 FK16-43 FK16-44 FK17-1 FK17-2 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 224

240 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample FK17-3 FK17-4 FK17-5 FK17-6 FK17-7 FK17-8 FK17-9 FK17-10 FK17-11 FK17-12 FK17-13 FK17-14 FK17-15 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 225

241 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki granat mineral kimyası Sample FK17-16 FK17-17 FK17-18 FK17-19 FK17-20 FK17-21 FK17-22 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Si Al Ti Cr Fe Mn Ni Mg Ca SumOx Ox XMg İyon numaralarının hesaplanmasında 12 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 226

242 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki piroksen mineral kimyası Sample FK16-1 FK16-2 FK16-3 FK16-4 FK16-5 FK16-6 FK17-1 FK17-2 FK17-3 FK17-4 FK17-5 FK17-6 FK17-7 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Ox Sumox Al-tot Fe-tot Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na Sum-Kat XFe XMg Si+Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 6 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 227

243 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki piroksen mineral kimyası Sample FK17-8 B5a-1 B5a-2 B5a-3 B5a-4 B5a-5 B5a-6 B5a-7 B5a-8 B5a-9 B5a-10 B5a-11 B5a-12 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Ox Sumox Al-tot Fe-tot Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na Sum-Kat XFe XMg Si+Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 6 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 228

244 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki piroksen mineral kimyası Sample B5a-13 B5a-14 B5a-15 B5a-16 B5a-17 B5a-18 B5a-19 B5a-20 B5a-21 B5a-22 B5a-23 B5a-24 B5a-25 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Ox Sumox Al-tot Fe-tot Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na Sum-Kat XFe XMg Si+Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 6 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 229

245 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki piroksen mineral kimyası Sample B5a-26 B5a-27 B5a-28 B5a-29 B5a-30 B5a-31 B5a-32 B5a-33 B5a-34 B5a-35 B5a-36 B5a-37 B5a-38 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Ox Sumox Al-tot Fe-tot Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na Sum-Kat XFe XMg Si+Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 6 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 230

246 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki piroksen mineral kimyası Sample B5a-39 B5a-40 B5a-41 B5a-42 B5a-43 B5a-44 B5a-45 B5a-46 B5a-47 B5a-48 B5a-49 B5a-50 B5a-51 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Ox Sumox Al-tot Fe-tot Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na Sum-Kat XFe XMg Si+Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 6 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 231

247 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki piroksen mineral kimyası Sample B5a-52 B5b-1 B5b-2 B5b-3 B5b-4 B5b-5 B5b-6 B5b-9 B5b-10 B5b-7 B5b-8 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO NiO MgO CaO Na2O Toplam Ox Sumox Al-tot Fe-tot Si Al Al Ti Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca Na Sum-Kat XFe XMg Si+Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 6 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 232

248 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki plajiyoklas mineral kimyası Sample FK16-1 FK16-2 FK16-3 FK16-4 B5a-1 B5a-2 B5a-3 B5a-4 B5a-5 B5a-6 B5a-7 B5a-8 B5a-9 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Fe Ca Na K An Ab Or SumOx Sum İyon numaralarının hesaplanmasında 16 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 233

249 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki plajiyoklas mineral kimyası Sample B5b-1 B5b-2 B5b-3 B5b-4 B5b-5 B5b-6 B5b-7 B5b-8 B5b-9 B5b-10 B5b-11 B5b-12 B5b-13 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Fe Ca Na K An Ab Or SumOx Sum İyon numaralarının hesaplanmasında 16 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 234

250 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki plajiyoklas mineral kimyası Sample B5b-14 B5b-15 B5b-16 B5b-17 B5b-18 B5b-19 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Fe Ca Na K An Ab Or SumOx Sum İyon numaralarının hesaplanmasında 16 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olrak gösterilmiştir. 235

251 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample FK16-1 FK16-2 FK16-3 FK16-4 FK16-5 FK16-6 FK16-7 FK16-8 FK16-9 FK16-10 FK16-11 FK16-12 FK16-13 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 236

252 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample FK16-14 FK16-15 FK16-16 FK16-17 FK16-18 FK16-19 FK16-20 FK16-21 FK16-22 FK16-23 FK16-24 FK16-25 FK16-26 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 237

253 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample FK16-27 FK16-28 FK16-29 FK16-30 FK16-31 FK16-32 FK16-33 FK16-34 FK16-35 FK16-36 FK16-37 FK16-38 FK17-1 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 238

254 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample FK17-2 FK17-3 FK17-4 FK17-5 FK17-6 FK17-7 FK17-8 FK17-9 FK17-10 FK17-11 FK17-12 FK17-13 FK17-14 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 239

255 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample FK17-15 FK17-16 FK17-17 B5a-1 B5a-2 B5a-3 B5a-4 B5a-5 B5a-6 B5a-7 B5a-8 B5a-9 B5a-10 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 240

256 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample B5a-11 B5a-12 B5a-13 B5a-14 B5a-15 B5a-16 B5a-17 B5a-18 B5a-19 B5a-20 B5a-21 B5a-22 B5a-23 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 241

257 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample B5a-24 B5a-25 B5a-26 B5a-27 B5a-28 B5a-29 B5a-1 B5a-2 B5a-3 B5a-4 B5a-5 B5a-6 B5a-7 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 242

258 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample B5a-8 B5a-9 B5a-10 B5a-11 B5a-12 B5a-13 B5a-14 B5a-15 B5a-16 B5a-17 B5a-18 B5a-19 B5a-20 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 243

259 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample B5a-21 B5a-22 B5a-23 B5a-24 B5a-25 B5a-26 B5a-27 B5a-28 B5a-29 B5b-1 B5b-2 B5b-3 B5b-4 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 244

260 Berit metaofiyolitine ait granülit fasiyesisi kayaçlarındaki amfibol mineral kimyası Sample B5b-5 B5b-6 B5b-7 B5b-8 B5b-9 B5b-10 B5b-11 SiO TiO Al2O Cr2O FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Toplam Si Al Al Cr Ti Fe Mn Mg Ca Na K XMg Sum Sum Sumtot SumOx Altot İyon numaralarının hesaplanmasında 23 (O) baz alınmıştır. Toplam Fe, FeO olarak gösterilmiştir. 245

261 EK 4 LA-ICP-MS zirkon U-Pb Analiz Ölçüm Sonuçları 246

262 Ek. 4.1 Esence granitoyidine ait granit (FK20) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 208Pb2 2RSE (%) 06Pb _pl_018 #DIV/0! 7.8E E E E E _pl_019 #DIV/0! 6.9E E E E E _pl_020 #DIV/0! 6.7E E E E E _pl_ E E E E E E _fk20_001 #DIV/0! 2.7E E E E E _fk20_002 #DIV/0! 6.3E E E E E _fk20_003a #DIV/0! 2.8E E E E E _pl_022 #DIV/0! 6.8E E E E E _pl_023 #DIV/0! 7.2E E E E E _pl_024 #DIV/0! 7.2E E E E E _fk20_003b 7.1E E E E E E _fk20_004 #DIV/0! 1.5E E E E E _fk20_005 #DIV/0! 2.6E E E E E _fk20_006 #DIV/0! 8.9E E E E E _pl_025 #DIV/0! 4.9E E E E E _pl_026 #DIV/0! 5.2E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_061 #DIV/0! 5.8E E E E E _pl_062 #DIV/0! 1.5E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_016 #DIV/0! 5.3E E E E E _fk20_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_064 #DIV/0! 1.4E E E E E _pl_065 #DIV/0! 1.4E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_034 #DIV/0! 3.9E E E E E #VALUE! #VALUE! #VALUE! _fk20_038 #DIV/0! 8.8E E E E E RSE (%) 208Pb2 32Th 2RSE (%) 247

263 Ek devamı LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 208Pb2 2RSE (%) 06Pb _pl_ E E E E E E _pl_067 #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_045 #DIV/0! 2.0E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_052 #DIV/0! 1.4E E E E E _fk20_ E E E E E E #VALUE! _pl_069 #DIV/0! 1.4E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_071 #DIV/0! 1.4E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_044 #DIV/0! 1.7E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E #VALUE! _PL_ E E E E E E _PL_046 #DIV/0! 1.4E E E E E _PL_ E E E E E E _fk20_104b 1.6E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_109b 2.9E E E E E E _fk20_ E E E E E E _fk20_ E E E E E E #VALUE! _PL_048 #DIV/0! 1.3E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_050 #DIV/0! 1.4E E E E E _PL_051 #DIV/0! 1.4E E E E E RSE (%) 208Pb2 32Th 2RSE (%) 248

264 Ek Esence granitoyidine ait granit (FK21) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 208Pb23 2RSE (%) 2Th _fk21_ E E E E E E _fk21_ E E E E E E _fk21_ E E E E E E _PL_052 #DIV/0! 3.5E E E E E _PL_053 #DIV/0! 2.6E E E E E _PL_ E E E E E E _fk21_ E E E E E E _fk21_ E E E E E E _fk21_147 #DIV/0! 3.9E E E E E _fk21_ E E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_ E E E E E E _fk21_027 #DIV/0! 2.0E E E E E _fk21_028 #DIV/0! 9.8E E E E E _fk21_029 #DIV/0! 7.9E E E E E _fk21_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk21_032b #DIV/0! 2.0E E E E E #VALUE! _fk21_033 #DIV/0! 1.2E E E E E _fk21_035 #DIV/0! 3.6E E E E E _fk21_040 #DIV/0! 2.4E E E E E _fk21_042 #DIV/0! 1.7E-04 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #VALUE! _pl_075 #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_ E E E E E E #VALUE! #VALUE! _pl_ E E E E E E _fk21_ E E E E E E _fk21_ E E E E E E-02 #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! _fk21_046 #DIV/0! 7.5E E E E E-03 #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! _fk21_049 #DIV/0! 1.0E E E E E RSE (%) 249

265 Ek devamı LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 208Pb23 2RSE (%) 2Th _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_080 #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_ E E E E E E _fk21_001_a #DIV/0! 3.2E E E E E _fk21_001_b #DIV/0! 2.3E E E E E _fk21_006_a #DIV/0! 9.3E E E E E _fk21_006_b #DIV/0! 2.5E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_029 #DIV/0! 5.7E E E E E _pl_ E E E E E E _fk21_007_a 1.2E E E E E E _fk21_007_b 1.2E E E E E E _fk21_013_a 1.7E E E E E E _fk21_013_b 9.5E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_032 #DIV/0! 1.4E E E E E _pl_ E E E E E E _fk21_014_a #DIV/0! 1.6E E E E E _fk21_014_b 1.2E E E E E E _fk21_ E E E E E E _fk21_017_a 1.1E E E E E E _pl_034 #DIV/0! 6.4E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk21_017_b #DIV/0! 9.0E E E E E _fk21_024 #DIV/0! 1.0E E E E E _fk21_025 #DIV/0! 3.0E E E E E _fk21_026a 1.1E E E E E E _fk21_026b 1.1E E E E E E _fk21_012 #DIV/0! 1.5E E E E E _pl_037 #DIV/0! 4.8E E E E E _pl_038 #DIV/0! 4.6E E E E E _pl_039 #DIV/0! 7.5E E E E E _pl_040 #DIV/0! 4.8E E E E E RSE (%) 250

266 Ek Esence granitoyidine ait granit (FK22) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb _PL_002 #DIV/0! 8.3E E E E E _PL_003 #DIV/0! 8.0E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_005 #DIV/0! 8.1E E E E E _PL_ E E E E E E _FK22_02_a #DIV/0! 3.0E E E E E _FK22_04_a #DIV/0! 2.0E E E E E _FK22_05_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FK22_06_a 2.1E E E E E E _FK22_07_a #DIV/0! 7.7E E E E E _PL_007 #DIV/0! 4.4E E E E E _PL_008 #DIV/0! 4.3E E E E E _PL_009 #DIV/0! 4.1E E E E E _PL_010 #DIV/0! 3.6E E E E E _PL_ E E E E E E _FK22_08_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK22_10_a 3.1E E E E E E _FK22_14_a #DIV/0! 5.8E E E E E _FK22_11_a #DIV/0! 6.9E E E E E _FK22_15_a 3.6E E E E E E _FK22_16_a #DIV/0! 2.1E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_013 #DIV/0! 3.7E E E E E _PL_014 #DIV/0! 4.6E E E E E _FK22_17_a #DIV/0! 5.1E E E E E _FK22_26_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FK22_25_a 3.9E E E E E E _FK22_29_a 0.0E E E E E _FK22_28_a 3.1E E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_016 #DIV/0! 6.7E E E E E _PL_ E E E E E E _PL_018 #DIV/0! 3.9E E E E E _FK22_40_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK22_44_a 3.3E E E E E E _FK22_45_a 3.3E E E E E E _FK22_49_a #DIV/0! 4.6E E E E E _FK22_53_a #DIV/0! 4.0E E E E E _PL_019 #DIV/0! 4.4E E E E E _PL_020 #DIV/0! 2.9E E E E E _PL_021 #DIV/0! 3.5E E E E E RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb23 2Th 2RSE (%) 232Th2 38U 251

267 Ek Doğanşehir granitoyidine ait diyorit (FK13) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb _PL_46 #DIV/0! 5.1E E E E E _PL_47 #DIV/0! 5.4E E E E E _PL_48 3.4E E E E E E _FK13_01_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK13_02_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK13_04_a 4.6E E E E E E _FK13_06_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK13_07_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FK13_08_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK13_08_b #DIV/0! 4.3E E E E E _PL_49 #DIV/0! 5.0E E E E E _PL_50 3.0E E E E E E _PL_51 #DIV/0! 4.9E E E E E _PL_52 #DIV/0! 6.0E E E E E _FK13_09_a #DIV/0! 4.6E E E E E _FK13_18_a #DIV/0! 4.1E E E E E _FK13_23_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK13_24_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK13_25_a 3.8E E E E E E _FK13_35_a #DIV/0! 1.9E E E E E _PL_53 #DIV/0! 6.2E E E E E _PL_54 3.0E E E E E E _PL_55 #DIV/0! 6.2E E E E E _FK13_47_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK13_48_a #DIV/0! 8.8E E E E E _FK13_71_a 8.6E E E E E E _FK13_79_a 2.4E E E E E E _FK13_94_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FK13_110_a #DIV/0! 1.2E E E E E _PL_56 #DIV/0! 6.0E E E E E _PL_57 3.4E E E E E E _PL_58 #DIV/0! 6.1E E E E E RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb2 32Th 2RSE (%) 252

268 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb _FK13_115_a 3.1E E E E E E _FK13_126_a 4.3E E E E E E _FK13_132_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK13_145_a #DIV/0! 9.3E E E E E _FK13_147_a #DIV/0! 1.1E E E E E _PL_59 #DIV/0! 6.0E E E E E _PL_60 #DIV/0! 5.5E E E E E _PL_61 #DIV/0! 3.7E E E E E _FK13_150_a #DIV/0! 4.9E E E E E _FK13_155_a #DIV/0! 4.3E E E E E _FK13_158_a #DIV/0! 4.2E E E E E _PL_62 2.9E E E E E E _PL_63 #DIV/0! 4.4E E E E E _PL_64 #DIV/0! 3.7E E E E E _PL_65 #DIV/0! 4.8E E E E E _PL_13 #DIV/0! 6.0E E E E E _PL_14 #DIV/0! 4.8E E E E E _PL_15 #DIV/0! 4.8E E E E E _PL_16 #DIV/0! 4.4E E E E E _FKB2_FK13_01_a #DIV/0! 7.5E E E E E _FKB2_FK13_01_b 4.4E E E E E E _FKB2_FK13_03_a #DIV/0! 6.5E E E E E _FKB2_FK13_07_a 3.1E E E E E E _FKB2_FK13_08_a 3.2E E E E E E _FKB2_FK13_09_a 3.1E E E E E E _PL_17 #DIV/0! 5.7E E E E E _PL_18 #DIV/0! 6.0E E E E E _PL_19 4.0E E E E E E _FKB2_FK13_10_a 3.8E E E E E E _FKB2_FK13_11_a 3.1E E E E E E _FKB2_FK13_12_a 3.8E E E E E E _FKB2_FK13_13_a 3.4E E E E E E _FKB2_FK13_15_a 3.2E E E E E E _FKB2_FK13_17_a 3.7E E E E E E _PL_20 #DIV/0! 5.8E E E E E _PL_21 #DIV/0! 6.3E E E E E _PL_22 3.7E E E E E E _FKB2_FK13_18_a 3.7E E E E E E _FKB2_FK13_19_a #DIV/0! 2.0E E E E E _PL_23 #DIV/0! 5.8E E E E E _PL_24 #DIV/0! 5.5E E E E E _PL_25 #DIV/0! 5.5E E E E E RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb2 32Th 2RSE (%) 253

269 Ek Doğanşehir granitoyidine ait diyorit (FK14) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _PL_23 #DIV/0! 5.7E E E E E _PL_24 #DIV/0! 5.5E E E E E _PL_25 #DIV/0! 5.6E E E E E _PL_26 #DIV/0! 5.4E E E E E _FKB2_FK14_01_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FKB2_FK14_02_a 3.4E E E E E E _FKB2_FK14_03_a 3.9E E E E E E _FKB2_FK14_04_a 3.5E E E E E E _FKB2_FK14_05_a #DIV/0! 1.8E E E E E _FKB2_FK14_09_a 3.6E E E E E E _PL_27 #DIV/0! 7.7E E E E E _PL_28 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_29 #DIV/0! 5.7E E E E E _FKB2_FK14_12_a 3.0E E E E E E _FKB2_FK14_13_a #DIV/0! 6.9E E E E E _FKB2_FK14_14_a 3.4E E E E E E _FKB2_FK14_14_b 3.6E E E E E E _FKB2_FK14_18_a 3.1E E E E E E _PL_30 #DIV/0! 6.5E E E E E _PL_31 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_32 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_33 2.6E E E E E E _PL_34 3.9E E E E E E _PL_35 #DIV/0! 5.2E E E E E _PL_36 3.6E E E E E E _FK14_02_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FK14_07_a 2.9E E E E E E _FK14_27_a 3.8E E E E E E _FK14_28_a 3.1E E E E E E _FK14_30_a #DIV/0! 2.7E E E E E _PL_37 3.9E E E E E E _PL_38 #DIV/0! 5.6E E E E E _PL_39 3.5E E E E E E _FK14_33_a 3.8E E E E E E _FK14_38_a 4.6E E E E E E _FK14_50_a #DIV/0! 2.3E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 254

270 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _FK14_S_05_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK14_S10_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FK14_S12_a #DIV/0! 8.6E E E E E _PL_40 3.6E E E E E E _PL_41 #DIV/0! 4.1E E E E E _PL_42 3.8E E E E E E _FK14_S21_a #DIV/0! 3.1E E E E E _FK14_S22_a #DIV/0! 2.0E E E E E _FK14_S26_a #DIV/0! 1.6E E E E E _FK14_S28_a 3.9E E E E E E _FK14_S54_a 3.6E E E E E E _PL_43 #DIV/0! 4.5E E E E E _PL_44 #DIV/0! 4.6E E E E E _PL_45 3.5E E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 255

271 Ek Doğanşehir granitoyidine ait diyorit (FK15) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) _pl_001 #DIV/0! 7.4E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_003 #DIV/0! 7.2E E E E E _pl_004 #DIV/0! 8.2E E E E E _FKB1_FK15_01_a 3.0E E E E E E _FKB1_FK15_01_b #DIV/0! 6.9E E E E E _FKB1_FK15_01_c 2.5E E E E E E _FKB1_FK15_02_a 3.0E E E E E E _FKB1_FK15_02_b 2.3E E E E E E _pl_005 #DIV/0! 7.2E E E E E _pl_006 #DIV/0! 7.3E E E E E _FKB1_FK15_02_c #DIV/0! 5.7E E E E E _FKB1_FK15_03_a 3.2E E E E E E _FKB1_FK15_03_b 2.1E E E E E E _FKB1_FK15_04_a #DIV/0! 3.9E E E E E _FKB1_FK15_04_b #DIV/0! 1.8E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_008 #DIV/0! 6.7E E E E E _pl_ E E E E E E _FKB1_FK15_05_a 4.0E E E E E E _FKB1_FK15_06_a 4.4E E E E E E _FKB1_FK15_07_a 3.4E E E E E E #VALUE! _FKB1_FK15_07_b 3.1E E E E E E _FKB1_FK15_08_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK15_08_b #DIV/0! 5.7E E E E E _pl_010 #DIV/0! 2.0E E E E E _pl_011 #DIV/0! 6.8E E E E E _pl_ E E E E E E _FKB1_FK15_09_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FKB1_FK15_09_b 2.3E E E E E E _FKB1_FK15_10_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FKB1_FK15_10_b 2.8E E E E E E _FKB1_FK15_11_a #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_013 #DIV/0! 6.1E E E E E _pl_014 #DIV/0! 6.0E E E E E _pl_015 #DIV/0! 5.7E E E E E _pl_016 #DIV/0! 5.4E E E E E Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 256

272 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) _pl_ E E E E E E _pl_018 #DIV/0! 5.4E E E E E _pl_ E E E E E E _FKB1_FK15_12_a #DIV/0! 2.3E E E E E _FKB1_FK15_12_b 2.4E E E E E E _FKB1_FK15_13_a 2.1E E E E E E _FKB1_FK15_14_a #DIV/0! 1.7E E E E E _FKB1_FK15_15_a #DIV/0! 3.5E E E E E _FKB1_FK15_15_b 2.6E E E E E E _pl_020 #DIV/0! 5.9E E E E E _pl_021 #DIV/0! 5.4E E E E E _FKB1_FK15_16_a #DIV/0! 1.8E E E E E _FKB1_FK15_17_a #DIV/0! 4.4E E E E E _FKB1_FK15_17_b 2.1E E E E E E _FKB1_FK15_18_b 2.4E E E E E E _pl_022 #DIV/0! 6.0E E E E E _pl_023 #DIV/0! 6.1E E E E E _pl_024 #DIV/0! 5.5E E E E E _pl_025 #DIV/0! 6.6E E E E E _PL_28 #DIV/0! 3.6E E E E E _PL_29 #DIV/0! 4.3E E E E E _PL_30 #DIV/0! 3.9E E E E E _PL_31 3.2E E E E E E _FK15_001_a 2.4E E E E E E _FK15_003_a #DIV/0! 1.9E E E E E _FK15_005_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FK15_006_a 2.8E E E E E E _FK15_007_a #DIV/0! 9.2E E E E E _FK15_010_a 3.6E E E E E E _PL_32 #DIV/0! 3.8E E E E E _PL_33 #DIV/0! 3.9E E E E E _PL_34 #DIV/0! 4.1E E E E E _FK15_011_a #DIV/0! 9.7E E E E E _FK15_012_a #DIV/0! 8.1E E E E E _FK15_014_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FK15_016_a 2.5E E E E E E _FK15_022_a #DIV/0! 3.0E E E E E _FK15_025_a #DIV/0! 3.7E E E E E Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 257

273 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) _PL_35 #DIV/0! 4.0E E E E E _PL_36 #DIV/0! 4.4E E E E E _PL_37 #DIV/0! 4.3E E E E E _FK15_028_a 2.7E E E E E E _FK15_029_a #DIV/0! 4.4E E E E E _FK15_037_a #DIV/0! 8.2E E E E E _FK15_038_a #DIV/0! 4.4E E E E E _FK15_046_a #DIV/0! 3.1E E E E E _PL_38 3.2E E E E E E _PL_39 #DIV/0! 4.9E E E E E _PL_40 #DIV/0! 5.0E E E E E _FK15_048_a 3.3E E E E E E _FK15_051_a #DIV/0! 2.8E E E E E _FK15_054_a #DIV/0! 9.6E E E E E _FK15_059_a #DIV/0! 6.3E E E E E _FK15_059_b 3.7E E E E E E _PL_41 #DIV/0! 5.4E E E E E _PL_42 #DIV/0! 5.3E E E E E _PL_43 #DIV/0! 6.8E E E E E _PL_44 #DIV/0! 6.9E E E E E _FK15_091_a 3.3E E E E E E _FK15_095_a #DIV/0! 1.9E E E E E _FK15_103_a 3.3E E E E E E _FK15_107_a #DIV/0! 2.1E E E E E _FK15_114_a 3.1E E E E E E _FK15_120_a 3.0E E E E E E _PL_45 #DIV/0! 6.1E E E E E _PL_46 #DIV/0! 4.6E E E E E _PL_47 3.0E E E E E E _FK15_126_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK15_131_a 3.4E E E E E E-03 #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! _FK15_132_a #DIV/0! 5.8E E E E E _FK15_132_b #DIV/0! 1.1E E E E E _FK15_149_a 3.1E E E E E E _FK15_149_b 3.0E E E E E E _PL_48 #DIV/0! 5.0E E E E E _PL_49 #DIV/0! 5.3E E E E E _PL_50 1.9E E E E E E Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb23 2Th 258

274 Ek Doğanşehir granitoyidine ait diyorit (FK31) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) _PL_66 3.3E E E E E E _PL_67 4.3E E E E E E _PL_68 2.9E E E E E E _PL_69 #DIV/0! 4.7E E E E E _FK31_02_a 3.5E E E E E E _FK31_08_a #DIV/0! 4.2E E E E E _FK31_13_a 3.2E E E E E E _FK31_15_a #DIV/0! 3.0E E E E E _FK31_16_a 4.0E E E E E E _PL_70 #DIV/0! 4.6E E E E E _PL_71 3.4E E E E E E _PL_72 #DIV/0! 5.3E E E E E _FK31_24_a #DIV/0! 1.6E E E E E _FK31_31_a #DIV/0! 3.3E E E E E _FK31_33_a 3.9E E E E E E _FK31_35_a #DIV/0! 9.6E E E E E _FK31_41_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK31_44_a 3.1E E E E E E _PL_73 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_74 #DIV/0! 5.7E E E E E _PL_75 #DIV/0! 4.8E E E E E _FK31_60_a 3.4E E E E E E _FK31_62_a #DIV/0! 4.0E E E E E _FK31_68_a #DIV/0! 8.3E E E E E _FK31_69_a 2.2E E E E E E _PL_76 #DIV/0! 5.8E E E E E _PL_77 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_78 #DIV/0! 6.3E E E E E _PL_79 #DIV/0! 6.0E E E E E _FK31_71_a #DIV/0! 1.8E E E E E _FK31_72_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FK31_81_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FK31_83_a #DIV/0! 1.7E E E E E _FK31_85_a 3.5E E E E E E _FK31_95_a #DIV/0! 3.7E E E E E _PL_80 #DIV/0! 6.2E E E E E _PL_81 #DIV/0! 5.7E E E E E _PL_82 #DIV/0! 6.2E E E E E Pb 206Pb 2RSE (%) 259

275 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) _FK31_105_a #DIV/0! 1.5E E E E E _FK31_112_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FK31_117_a #DIV/0! 2.8E E E E E _FK31_118_a #DIV/0! 7.8E E E E E _FK31_113_a #DIV/0! 7.1E E E E E _FK31_124_a #DIV/0! 7.8E E E E E _PL_83 2.4E E E E E E _PL_84 4.8E E E E E E _PL_85 2.8E E E E E E _FK31_125_a 3.3E E E E E E _FK31_140_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FK31_143_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FK31_143_b 3.0E E E E E E _FK31_145_a #DIV/0! 9.3E E E E E _PL_86 #DIV/0! 6.0E E E E E _PL_87 #DIV/0! 8.2E E E E E _PL_88 #DIV/0! 8.1E E E E E _FK31_156_a 4.3E E E E E E _FK31_157_a 3.0E E E E E E _FK31_158_a #DIV/0! 9.3E E E E E _PL_89 #DIV/0! 8.0E E E E E _PL_90 4.2E E E E E E _PL_91 #DIV/0! 5.8E E E E E _PL_01 3.0E E E E E E _PL_02 3.7E E E E E E _PL_03 #DIV/0! 8.2E E E E E _PL_04 #DIV/0! 8.4E E E E E _PL_05 #DIV/0! 7.8E E E E E _FKB2_FK31_01_a 3.6E E E E E E _FKB2_FK31_02_a #DIV/0! 4.8E E E E E _FKB2_FK31_04_a 4.1E E E E E E _FKB2_FK31_04_b #DIV/0! 5.9E E E E E _FKB2_FK31_06_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FKB2_FK31_06_b 2.9E E E E E E _PL_06 #DIV/0! 6.9E E E E E _PL_07 3.1E E E E E E _PL_08 #DIV/0! 7.7E E E E E Pb 206Pb 2RSE (%) 260

276 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) _FKB2_FK31_07_a 4.0E E E E E E _FKB2_FK31_07_b #DIV/0! 1.5E E E E E _FKB2_FK31_08_a #DIV/0! 8.9E E E E E _FKB2_FK31_09_a 3.7E E E E E E _FKB2_FK31_10_a #DIV/0! 1.8E E E E E _FKB2_FK31_11_a #DIV/0! 5.4E E E E E _PL_09 2.9E E E E E E _PL_10 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_11 #DIV/0! 5.4E E E E E _FKB2_FK31_13_a #DIV/0! 1.5E E E E E _FKB2_FK31_13_b #DIV/0! 6.0E E E E E _FKB2_FK31_14_a 4.5E E E E E E _FKB2_FK31_15_a #DIV/0! 6.4E E E E E _FKB2_FK31_16_a #DIV/0! 2.1E E E E E _PL_12 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_13 #DIV/0! 6.0E E E E E _PL_14 #DIV/0! 4.8E E E E E _PL_15 #DIV/0! 4.7E E E E E Pb 206Pb 2RSE (%) 261

277 Ek Baskil granitoyidine ait granit (FK02 ve FK03) örneklerinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLASTANDART DÜZELTME Sİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk02_001 #DIV/0! 2.6E E E E E _fk02_020 #DIV/0! 1.5E E E E E #VALUE! _fk02_023 #DIV/0! 2.7E E E E E _pl_005 #DIV/0! 2.2E E E E E _pl_ E E E E E E #VALUE! #VALUE! _pl_ E E E E E E _fk02_031 #DIV/0! 1.9E E E E E _fk02_ E E E E E E _fk02_058 #DIV/0! 1.8E E E E E #VALUE! _fk02_067 #DIV/0! 7.1E E E E E _pl_008 #DIV/0! 2.1E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk02_ E E E E E E _fk02_085 #DIV/0! 1.4E E E E E _fk02_090 #DIV/0! 6.4E E E E E _fk03_01a #DIV/0! 1.2E E E E E _fk03_01b #DIV/0! 1.5E E E E E #VALUE! _pl_ E E E E E E _pl_012 #DIV/0! 1.9E E E E E _pl_ E E E E E E _fk03_05 2.3E E E E E E-03 #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! _fk03_07 5.3E E E E E E _fk03_09 4.7E E E E E E _fk03_013 #DIV/0! 2.1E E E E E _fk03_017 #DIV/0! 7.5E E E E E _pl_ E E E E E E #VALUE! #VALUE! _pl_015 #DIV/0! 4.1E E E E E _pl_016 #DIV/0! 2.3E E E E E _fk03_ E E E E E E _fk03_ E E E E E E _fk03_ E E E E E E _fk03_ E E E E E E #VALUE! #VALUE! #VALUE! _fk03_ E E E E E E Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 262

278 Ek devamı LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLASTANDART DÜZELTME Sİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk03_ E E E E E E _fk03_063 #DIV/0! 1.0E E E E E #VALUE! _fk02_071 #DIV/0! 3.2E E E E E _pl_020 #DIV/0! 1.4E E E E E #VALUE! _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_23 4.5E E E E E E _pl_24 #DIV/0! 2.3E E E E E _pl_25 2.5E E E E E E _pl_26 #DIV/0! 1.9E E E E E _fk02_101 #DIV/0! 3.5E E E E E _fk02_102 #DIV/0! 3.3E E E E E _fk02_107 #DIV/0! 3.0E E E E E #VALUE! _fk02_122 #DIV/0! 4.7E E E E E _pl_27 2.1E E E E E E _pl_28 6.1E E E E E E _pl_29 1.8E E E E E E Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 263

279 Ek Baskil granitoyidine ait granit (FK04) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTME Sİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_001 #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_002 #DIV/0! 9.9E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_004 #DIV/0! 9.4E E E E E _pl_005 #DIV/0! 1.0E E E E E _FK04_085 #DIV/0! 3.3E E E E E _FK04_ E E E E E E _FK04_089 #DIV/0! 9.7E E E E E _FK04_092 #DIV/0! 2.5E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_007 #DIV/0! 8.5E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_009 #DIV/0! 8.1E E E E E _FK04_094 #DIV/0! 3.0E E E E E _FK04_095 #DIV/0! 9.2E E E E E _FK04_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_012 #DIV/0! 5.1E E E E E _FK04_100 #DIV/0! 2.1E E E E E _FK04_101 #DIV/0! 8.4E E E E E _FK04_105 #DIV/0! 1.5E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_015 #DIV/0! 5.9E E E E E _pl_016 #DIV/0! 5.5E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 264

280 Ek devamı LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTME Sİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_030 #DIV/0! 2.0E E E E E _pl_031 #DIV/0! 1.8E E E E E _pl_ E E E E E E _fk04_030 #DIV/0! 5.5E E E E E _fk04_ E E E E E E _fk04_ E E E E E E _fk04_017 #DIV/0! 1.8E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_034 #DIV/0! 1.8E E E E E _pl_ E E E E E E _fk04_048 #DIV/0! 2.4E E E E E _fk04_052 #DIV/0! 1.4E E E E E _fk04_ E E E E E E _fk04_ E E E E E E _pl_036 #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk04_063 #DIV/0! 4.5E E E E E _fk04_064 #DIV/0! 1.5E E E E E _fk04_ E E E E E E _fk04_ E E E E E E _fk04_080 #DIV/0! 2.1E E E E E _pl_039 #DIV/0! 1.1E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 265

281 Ek Baskil granitoyidine ait granit (FK07) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_ E E E E E E _pl_042 #DIV/0! 1.4E E E E E _pl_043 #DIV/0! 2.5E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_022a #DIV/0! 2.5E E E E E _fk07_027 #DIV/0! 2.4E E E E E _pl_044 #DIV/0! 2.0E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_046 #DIV/0! 1.5E E E E E _fk07_034 #DIV/0! 2.1E E E E E _fk07_040 #DIV/0! 1.1E E E E E-03 #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! #DIV/0! _fk07_043 #DIV/0! 8.2E E E E E _fk07_051a 2.0E E E E E E _pl_047 #DIV/0! 1.1E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _fk07_051b 2.1E E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_063 #DIV/0! 2.7E E E E E _pl_050 #DIV/0! 1.1E E E E E _pl_051 #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_052 #DIV/0! 1.2E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_082 #DIV/0! 6.4E E E E E _fk07_086 #DIV/0! 1.6E E E E E _fk07_094 #DIV/0! 2.3E E E E E _pl_053 #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_055 #DIV/0! 1.2E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_ E E E E E E _fk07_125 #DIV/0! 1.3E E E E E _fk07_129 #DIV/0! 7.8E E E E E _fk07_ E E E E E E _pl_056 #DIV/0! 1.4E E E E E _pl_057 #DIV/0! 1.7E E E E E _pl_ E E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 266

282 Ek Baskil granitoyidine ait granit (FK08) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_022 #DIV/0! 6.0E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_024 #DIV/0! 5.4E E E E E _pl_025 #DIV/0! 6.4E E E E E _FKB1_FK08_19_a 2.2E E E E E E _FKB1_FK08_19_b 2.9E E E E E E _FKB1_FK08_20_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FKB1_FK08_20_b #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK08_21_a #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_026 #DIV/0! 6.0E E E E E _pl_027 #DIV/0! 6.0E E E E E _pl_028 #DIV/0! 5.7E E E E E _FKB1_FK08_22_a 2.1E E E E E E _FKB1_FK08_23_a #DIV/0! 8.6E E E E E _FKB1_FK08_23_b #DIV/0! 6.2E E E E E _FKB1_FK08_24_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FKB1_FK08_24_b #DIV/0! 2.0E E E E E _FKB1_FK08_25_a #DIV/0! 7.6E E E E E _pl_029 #DIV/0! 5.3E E E E E _pl_030 #DIV/0! 6.2E E E E E _pl_031 #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK08_26_a #DIV/0! 9.5E E E E E _FKB1_FK08_27_a #DIV/0! 1.0E E E E E _FKB1_FK08_27_b 2.8E E E E E E _FKB1_FK08_28_a 2.5E E E E E E _FKB1_FK08_29_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FKB1_FK08_29_b 2.1E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_034 #DIV/0! 6.1E E E E E _FKB1_FK08_30_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK25_32_a #DIV/0! 2.4E E E E E _FKB1_FK25_33_a 2.7E E E E E E _FKB1_FK25_34_a #DIV/0! 9.2E E E E E _FKB1_FK25_36_a 2.8E E E E E E _pl_035 #DIV/0! 5.6E E E E E _pl_036 #DIV/0! 4.9E E E E E _pl_037 #DIV/0! 4.8E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 267

283 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _PL_60 #DIV/0! 3.9E E E E E _PL_61 3.9E E E E E E _PL_62 #DIV/0! 5.0E E E E E _FK08_004_a 2.8E E E E E E _FK08_005_a #DIV/0! 2.3E E E E E _FK08_009_a 2.0E E E E E E _FK08_010_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FK08_012_a 3.0E E E E E E _FK08_013_a 2.9E E E E E E _PL_63 3.6E E E E E E _PL_64 #DIV/0! 5.9E E E E E _PL_65 #DIV/0! 5.4E E E E E _FK08_001_a #DIV/0! 2.4E E E E E _FK08_017_a #DIV/0! 1.9E E E E E _FK08_022_a #DIV/0! 2.0E E E E E _FK08_025_a #DIV/0! 1.8E E E E E _FK08_027_a 3.1E E E E E E _FK08_038_a #DIV/0! 2.2E E E E E _PL_66 #DIV/0! 5.2E E E E E _PL_67 #DIV/0! 5.1E E E E E _FK08_060_a #DIV/0! 4.7E E E E E _FK08_073_a #DIV/0! 3.7E E E E E _FK08_074_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK08_042_a #DIV/0! 3.4E E E E E _PL_68 #DIV/0! 5.4E E E E E _PL_69 #DIV/0! 5.4E E E E E _PL_70 #DIV/0! 5.2E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 268

284 Ek Baskil granitoyidine ait granit (FK28) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_ E E E E E E _pl_044 #DIV/0! 1.1E E E E E _pl_ E E E E E E _FKB1_FK28_70_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FKB1_FK28_70_b #DIV/0! 1.0E E E E E _FKB1_FK28_71_a #DIV/0! 2.0E E E E E _FKB1_FK28_72_a #DIV/0! 1.2E E E E E _FKB1_FK28_72_b #DIV/0! 3.2E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _FKB1_FK28_73_a 3.1E E E E E E _FKB1_FK28_73_b #DIV/0! 9.3E E E E E _FKB1_FK28_74_a 1.8E E E E E E _FKB1_FK28_74_b #DIV/0! 1.0E E E E E _FKB1_FK28_75_a #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_048 #DIV/0! 7.6E E E E E _pl_049 #DIV/0! 7.7E E E E E _FKB1_FK28_77_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK28_78_a #DIV/0! 9.2E E E E E _FKB1_FK28_79_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK28_80_a 2.3E E E E E E _FKB1_FK28_81_a 2.1E E E E E E _FKB1_FK28_81_b #DIV/0! 1.3E E E E E _FKB1_FK28_82_a #DIV/0! 2.7E E E E E _pl_050 #DIV/0! 5.3E E E E E _pl_051 #DIV/0! 4.8E E E E E _pl_ E E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 269

285 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_001 #DIV/0! 7.4E E E E E _pl_002 #DIV/0! 9.9E E E E E _pl_003 #DIV/0! 1.1E E E E E _pl_ E E E E E E _FK28_001_a 2.9E E E E E E _FK28_002_a 4.5E E E E E E _FK28_003_a #DIV/0! 2.0E E E E E _FK28_004_a 5.8E E E E E E _FK28_004_b 3.3E E E E E E _FK28_006_a #DIV/0! 9.4E E E E E _pl_005 #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_006 #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_ E E E E E E _FK28_006_b #DIV/0! 3.9E E E E E _FK28_007_a 3.1E E E E E E _FK28_007_b 4.0E E E E E E _FK28_008_a 3.9E E E E E E _FK28_009_a 4.0E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _FK28_010_a 3.1E E E E E E _FK28_010_b #DIV/0! 3.2E E E E E _FK28_011_a #DIV/0! 7.4E E E E E _FK28_013_a 3.1E E E E E E _FK28_016_a #DIV/0! 9.5E E E E E _pl_010 #DIV/0! 1.0E E E E E _pl_011 #DIV/0! 1.0E E E E E _FK28_017_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FK28_023_a #DIV/0! 6.4E E E E E _FK28_025_a 3.7E E E E E E _FK28_026_a 3.6E E E E E E _PL_12 #DIV/0! 9.8E E E E E _PL_13 #DIV/0! 9.8E E E E E _FK28_027_a #DIV/0! 5.7E E E E E _FK28_027_b 2.4E E E E E E _FK28_029_a #DIV/0! 6.3E E E E E _FK28_042_a 3.7E E E E E E _FK28_041_a #DIV/0! 6.1E E E E E _PL_14 #DIV/0! 7.0E E E E E _PL_15 #DIV/0! 6.7E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 270

286 Ek devamı LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _PL_14 #DIV/0! 7.0E E E E E _PL_15 #DIV/0! 6.7E E E E E _PL_16 2.3E E E E E E _FK28_037_a 3.3E E E E E E _FK28_038_a #DIV/0! 1.5E E E E E _FK28_039_a #DIV/0! 4.3E E E E E _FK28_036_a #DIV/0! 3.0E E E E E _FK28_035_a #DIV/0! 3.7E E E E E _FK28_034_a #DIV/0! 1.4E E E E E _PL_17 #DIV/0! 7.6E E E E E _PL_18 #DIV/0! 6.8E E E E E _PL_19 #DIV/0! 8.9E E E E E _FK28_033_a #DIV/0! 2.4E E E E E _FK28_032_a #DIV/0! 1.8E E E E E _FK28_031_a 3.8E E E E E E _FK28_046_a #DIV/0! 7.0E E E E E _FK28_048_a #DIV/0! 1.5E E E E E _FK28_050_a #DIV/0! 1.2E E E E E _PL_20 3.0E E E E E E _PL_21 #DIV/0! 8.0E E E E E _PL_22 #DIV/0! 8.0E E E E E _FK28_052_a #DIV/0! 4.0E E E E E _FK28_053_a #DIV/0! 3.4E E E E E _FK28_054_a 2.8E E E E E E _FK28_058_a #DIV/0! 2.3E E E E E _FK28_061_a 3.5E E E E E E _FK28_065_a #DIV/0! 3.0E E E E E _PL_23 #DIV/0! 8.0E E E E E _PL_24 #DIV/0! 7.2E E E E E _FK28_073_a #DIV/0! 2.0E E E E E _FK28_074_a #DIV/0! 2.6E E E E E _FK28_077_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FK28_094_a 3.0E E E E E E _FK28_095_a 2.6E E E E E E _FK28_140_a 3.4E E E E E E _FK28_143_a #DIV/0! 2.7E E E E E _FK28_146_a #DIV/0! 2.2E E E E E _PL_25 #DIV/0! 4.9E E E E E _PL_26 #DIV/0! 5.4E E E E E _PL_27 #DIV/0! 6.1E E E E E RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 271

287 Ek Baskil granitoyidine ait riyolit (FK10) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _0610_ E E E E E E #DIV/0! _0610_ E E E E E E #DIV/0! _0610_205 #DIV/0! 1.5E E E-05 #DIV/0! 5.1E #DIV/0! #DIV/0! _0610_204b 1.6E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_027 #DIV/0! 1.6E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 272

288 Ek Kızıldağ ofiyolitine ait gabro (FK26) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) _pl_ E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.2E #DIV/0! _1226_ E E E E E E #DIV/0! _1226_010a 1.3E E E E E E #DIV/0! _1226_010b #DIV/0! 5.4E E E E E #DIV/0! _pl_022 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! _1226_012a 1.5E E E E E E #DIV/0! _1226_012b #DIV/0! 3.4E E E E E #DIV/0! _1226_ E E E E E E #DIV/0! _1226_015 #DIV/0! 2.4E E E E E #DIV/0! _1226_016 #DIV/0! 1.8E E E E E #DIV/0! _1226_ E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.4E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! 208Pb23 2Th 273

289 Ek Kızıldağ ofiyolitine ait plajiyogranit (FK25) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_034 #DIV/0! 6.1E E E E E _FKB1_FK25_32_a #DIV/0! 2.4E E E E E _FKB1_FK25_33_a 2.7E E E E E E _FKB1_FK25_34_a #DIV/0! 9.2E E E E E _FKB1_FK25_36_a 2.8E E E E E E _pl_035 #DIV/0! 5.6E E E E E _pl_036 #DIV/0! 4.9E E E E E _pl_037 #DIV/0! 4.8E E E E E _pl_035 #DIV/0! 5.6E E E E E _pl_036 #DIV/0! 4.9E E E E E _pl_037 #DIV/0! 4.9E E E E E _FKB1_FK25_39_a #DIV/0! 8.5E E E E E _FKB1_FK25_42_a 2.3E E E E E E _FKB1_FK25_42_b #DIV/0! 2.0E E E E E _FKB1_FK25_44_a 2.8E E E E E E _FKB1_FK25_44_b #DIV/0! 9.7E E E E E _FKB1_FK25_48_a #DIV/0! 1.3E E E E E _pl_038 #DIV/0! 5.1E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_040 #DIV/0! 5.0E E E E E _FKB1_FK25_49_a 2.0E E E E E E _FKB1_FK25_50_a #DIV/0! 5.8E E E E E _FKB1_FK25_52_a #DIV/0! 1.3E E E E E _FKB1_FK25_55_a #DIV/0! 1.7E E E E E _FKB1_FK25_57_a #DIV/0! 1.4E E E E E _FKB1_FK25_60_a #DIV/0! 8.9E E E E E _pl_041 #DIV/0! 6.7E E E E E _pl_042 #DIV/0! 4.7E E E E E _FKB1_FK25_61_a 1.5E E E E E E _FKB1_FK25_62_a #DIV/0! 7.0E E E E E _FKB1_FK25_63_a #DIV/0! 5.9E E E E E _FKB1_FK25_64_a #DIV/0! 1.1E E E E E _FKB1_FK25_66_a #DIV/0! 4.4E E E E E _FKB1_FK25_67_a #DIV/0! 5.2E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_044 #DIV/0! 1.2E E E E E _pl_ E E E E E E Pb23 2Th 274

290 Ek Göksun ofiyolitine ait gabro (FK23 ve FK47) ve riyolit (FK48) örneklerinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U-Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb23 5U 2RSE (%) 206Pb23 8U 2RSE (%) Rho 207Pb20 6Pb _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _0947_ E E E E E E _0947_ E E E E E E _0947_ E E E E E E _0947_ E E E E E E _0947_ E E E E E E _0947_083 #DIV/0! 4.7E E E E E _pl_006 #DIV/0! 1.9E E E E E _pl_007 #DIV/0! 1.9E E E E E _0948_ E E E E-05 #DIV/0! 2.9E #DIV/0! #DIV/0! _0948_ E E E E E E _0948_ E E E E E E _0948_124 #DIV/0! 1.0E E E E E _0948_126 #DIV/0! 3.6E E E E E _0948_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _0948_147 #DIV/0! 1.7E E E E E _0948_ E E E E E E _0948_155 #DIV/0! 5.6E E E E E _0948_156 #DIV/0! 5.2E E E E E _0948_ E E E E E E _0948_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_022 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.4E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _1223_018a 1.4E E E E E E #DIV/0! _1223_018b #DIV/0! 3.7E E E E E #DIV/0! _1223_ E E E E E E #DIV/0! _1223_ E E E E E E #DIV/0! _1223_023 #DIV/0! 4.6E E E E E #DIV/0! _pl_026 #DIV/0! 1.7E E E E E #DIV/0! _pl_027 #DIV/0! 1.8E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! 2RSE (%) 208Pb20 6Pb 2RSE (%) 208Pb23 2Th 2RSE (%) 275

291 Ek İspendere ofiyolitine ait gabro (FK42) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_012 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 9.4E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E E E _0942_ E E E E E E _0942_175 #DIV/0! 3.2E E E E E _0942_ E E E E E E _0942_182 #DIV/0! 7.0E E E E E _0942_185 #DIV/0! 9.7E E E E E _0942_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _0942_ E E E E E E _0942_198 #DIV/0! 9.3E E E E E _0942_ E E E E E E _0942_ E E E E-03 #DIV/0! 4.2E #DIV/0! #DIV/0! _0942_205 #DIV/0! 3.7E E E-03 #DIV/0! 4.1E #DIV/0! #DIV/0! _0942_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.3E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1042_ E E E E-03 #DIV/0! 2.1E #DIV/0! #DIV/0! _1042_ E E E E-03 #DIV/0! 2.2E #DIV/0! #DIV/0! _1042_ E E E E-03 #DIV/0! 3.7E #DIV/0! #DIV/0! _1042_ E E E E-03 #DIV/0! 6.7E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 276

292 Ek İspendere ofiyolitine ait gabro (FK44) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLARAK) STANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _0944_ E E E E E E _0944_ E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _0944_053 #DIV/0! 1.7E E E E E _0944_ E E E E E E _0944_059 #DIV/0! 1.8E E E E E _0944_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_ E E E E E E _pl_026 #DIV/0! 1.7E E E E E #DIV/0! _pl_027 #DIV/0! 1.8E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1144_063 #DIV/0! 1.1E E E E E #DIV/0! _1144_065 #DIV/0! 1.0E E E E E #DIV/0! _1144_ E E E E E E #DIV/0! _1144_ E E E E E E #DIV/0! _1144_071 #DIV/0! 4.2E E E-05 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _1144_ E E E E E E #DIV/0! _1144_ E E E E E E #DIV/0! _pl_029 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 277

293 Ek Kömürhan ofiyolitine ait gabro (FK12) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BLANK CORRECTED INTENSITIES (in V) STANDARD CORRECTED RATIOS File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.8E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.5E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.3E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_006 #DIV/0! 3.2E E E-03 #DIV/0! 2.2E #DIV/0! #DIV/0! _1111_ E E E E E E #DIV/0! _1111_ E E E E-05 #DIV/0! 5.2E #DIV/0! #DIV/0! _1111_042 #DIV/0! 3.2E E E-05 #DIV/0! 8.7E #DIV/0! #DIV/0! _1111_044a #DIV/0! 2.4E E E-05 #DIV/0! 6.2E #DIV/0! #DIV/0! _1111_044b #DIV/0! 2.3E E E-05 #DIV/0! 6.7E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.1E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.9E #DIV/0! #DIV/0! _pl_019 #DIV/0! 2.9E E E-03 #DIV/0! 1.7E #DIV/0! #DIV/0! _1211_028 #DIV/0! 2.9E E E E E #DIV/0! _1211_ E E E E E E #DIV/0! _1211_032 #DIV/0! 3.2E E E E E #DIV/0! _1211_040 #DIV/0! 6.3E E E E E #DIV/0! _1211_ E E E E E E #DIV/0! _1211_ E E E E E E #DIV/0! _1211_ E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E E E #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 2.2E #DIV/0! #DIV/0! _1211_ E E E E E E #DIV/0! _1211_063 #DIV/0! 4.2E E E E E #DIV/0! _pl_022 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 278

294 Ek Kmürhan ofiyolitine ait gabro (FK40) örneğinin LA-ICP-MS ölçüm sonuçları LamTool-U- Th-Pb ver: BOŞLUK DÜZELTMESİ YAPILMIŞ YOĞUNLUKLAR (V OLASTANDART DÜZELTMESİ YAPILMIŞ ORANLAR File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_027 #DIV/0! 1.6E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1040_021 #DIV/0! 1.3E E E E E #DIV/0! _1040_ E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _1040_027 #DIV/0! 8.0E E E-06 #DIV/0! 2.1E #DIV/0! #DIV/0! _1040_028 #DIV/0! 1.4E E E E E #DIV/0! _1040_ E E E E-05 #DIV/0! 2.1E #DIV/0! #DIV/0! _1040_ E E E E-06 #DIV/0! 1.5E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.3E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.5E #DIV/0! #DIV/0! _1040_035 #DIV/0! 4.7E E E-05 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1040_ E E E E-05 #DIV/0! 4.6E #DIV/0! #DIV/0! _1040_ E E E E-05 #DIV/0! 5.1E #DIV/0! #DIV/0! _1040_ E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _1040_ E E E E-05 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1040_049 #DIV/0! 4.1E E E-05 #DIV/0! 1.0E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.3E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.4E #DIV/0! #DIV/0! _pl_ E E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_036 #DIV/0! 1.9E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E-05 #DIV/0! 7.3E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E-04 #DIV/0! 2.6E #DIV/0! #DIV/0! _1140_014 #DIV/0! 2.1E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 279

295 Ek devamı LamTool-U- Th-Pb ver: BLANK CORRECTED INTENSITIES (in V) STANDARD CORRECTED RATIOS File name 204Pb 206Pb 207Pb 208Pb 232Th 238U 207Pb 235U 2RSE (%) 206Pb 238U 2RSE (%) Rho 207Pb 206Pb _pl_037 #DIV/0! 1.8E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_038 #DIV/0! 1.8E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! _1140_ E E E E-05 #DIV/0! 1.7E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! _1140_020a 1.0E E E E E E #DIV/0! _1140_020b 1.4E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E-04 #DIV/0! 1.9E #DIV/0! #DIV/0! _pl_039 #DIV/0! 1.9E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_040 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E-05 #DIV/0! 4.1E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! _1140_028 #DIV/0! 7.8E E E-05 #DIV/0! 1.9E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E-05 #DIV/0! 1.3E #DIV/0! #DIV/0! _1140_ E E E E E E #DIV/0! #DIV/0! _pl_041 #DIV/0! 1.9E E E-03 #DIV/0! 1.2E #DIV/0! #DIV/0! _pl_042 #DIV/0! 1.7E E E-03 #DIV/0! 1.1E #DIV/0! #DIV/0! 2RSE (%) 208Pb 206Pb 2RSE (%) 208Pb 232Th 2RSE (%) 280

296 EK 5 39 Ar/ 40 Ar Analiz Ölçüm Sonuçları 281

297 Örnek KF-4 Amfibol ( µm) 10 tane(ler) Baskil Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E toplam Örnek KF-4 Biyotit ( µm) 10 tane(ler) Baskil Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E toplam

298 Örnek KF-4 K-feldspat ( µm) 7 tane(ler) Baskil Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E E toplam Örnek KF-5 Biyotit ( µm) 7 tane(ler) Baskil Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E toplam

299 Örnek KF-5 K-feldspat ( µm) 7 tane(ler) Baskil Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E E E E E toplam Örnek KF-13 Amfibol ( µm) s.g. tane(ler) Doğanşehir Diyorit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* 39ArK yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E E E E E E E toplam E

300 Örnek KF-21 Amfibol ( µm) 12 tane(ler) Esence Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E toplam Örnek KF-21 Biotite ( µm) 9 tane(ler) Esence Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E toplam

301 Örnek KF-21 K-feldspat ( µm) 8 tane(ler) Esence Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E E toplam Örnek KF-31 Amfibol ( µm) 12 tane(ler) Doğanşehir Diyorit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E toplam

302 Örnek KF-31 Biyotit ( µm) 9 tane(ler) Doğanşehir Diyorit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E toplam Örnek KF-32 K-feldspat ( µm) 10 tane(ler) Esence Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E toplam

303 Örnek KF-32 Amfibol ( µm) 15 tane(ler) Esence Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E toplam Örnek KF-32 Biyotit ( µm) 10 tane(ler) Esence Granit J-Değeri: ± Basamak 36Ar/39Ar ± 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar ± 37Ar/39Ar 40Ar/39Ar ± 40Ar/39Ar 36Ar/40Ar ± 36Ar/40Ar 39ArK/40Ar* ± 39ArK/40Ar* %40Ar* %39Ar yaş [My] ± [My] ölçüm 1-sigma hata irrad. düz. 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata ölçüm 1-sigma hata hesaplanan 1-sigma hata E E E E E E E E E E E E toplam