T.C. İSTANBUL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ

T.C. İSTANBUL ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ ORHANELİ (BURSA) DOLAYININ NEOJEN STRATİGRAFİSİ, NEOTEKTONİK YAPILARI VE MİNERAL YATAKLARI İLE İLİŞKİSİ Esra ALKAN Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Jeoloji Mühendisliği Programı Danışman Prof. Dr. Hayrettin KORAL II. Danışman Yrd. Doç. Dr. Hasan EMRE Nisan, 2015 İSTANBUL

Bu çalışma İstanbul Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Yürütücü Sekreterliğinin 26261 numaralı projesi ile desteklenmiştir.

ÖNSÖZ Yüksek lisans oğrenimim ile tez çalısmalarım boyunca gösterdikleri sabır, destek ve yardımlarından dolayı kıymetli danışman hocalarım Prof. Dr. Hayrettin KORAL a ve Yrd. Doç. Dr. Hasan EMRE ye en içten dileklerimle teşekkür ederim. Bu çalısma boyunca yardımları ile destek veren çalışma arkadaşlarıma ve çalışmamın uygulama kısmını destekleyen İstanbul Üniversitesi ne teşekkür ederim. Tüm çalışmalarım boyunca beni yüreklendiren, varlıkları ile onur duyduğum canım kardeşlerim başta tüm aileme teşekkür ederim. Nisan, 2015 Esra ALKAN i

İÇİNDEKİLER Sayfa No ÖNSÖZ... i İÇİNDEKİLER... ii ŞEKİL LİSTESİ... iv TABLO LİSTESİ... vii ÖZET... viii SUMMARY... x 1. GİRİŞ... 1 2. GENEL KISIMLAR... 2 2.1. ÇALIŞMANIN AMACI... 2 2.2. İNCELEME ALANININ TANITIMI... 2 2.3. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR... 4 2.4. BÖLGESEL JEOLOJİ... 6 2.4.1. Bölgesel Jeoloji... 6 2.4.2. Neotektonik Özellikler... 10 3. MALZEME VE YÖNTEM... 12 3.1. ARAZİ ÇALIŞMALARI... 12 3.2. LABORATUVAR ÇALIŞMALARI... 12 3.2.1. Petrografik İnce Kesit Çalışmaları... 12 3.2.1.1. Jeokimya Analiz Çalışmaları... 12 3.2.1.2. Paleontolojik Tane Fosil Çalışmaları... 13 3.2.1.3. Büro Çalışmaları... 13 4. BULGULAR... 14 4.1. GÜMÜŞPINAR ÇALIŞMA ALANININ STRATİGRAFİSİ... 14 4.1.1. Çatalca Mermeri... 14 4.1.2. Orhaneli Ofiyoliti... 15 4.1.3. Burmu Formasyonu (Nbr)... 16 4.1.4. Çivili Tüfiti (Nçt)... 27 4.1.5. Mudamköy Volkanitleri... 31 ii

4.1.6. Alüvyon... 33 4.2. KESTELEK ÇALIŞMA ALANININ JEOLOJİSİ... 33 4.2.1. Karakaya Karmaşığı... 33 4.2.2. Kestelek Formasyonu... 37 4.2.3. Çiviliçam Volkaniti... 44 4.2.4. Kuvaterner Yaşlı Birimler... 45 4.3. JEOKİMYA... 45 4.3.1. Sınıflama... 49 4.3.2. Tektonik Ayırım... 52 4.3.3. REE Dizilimi... 55 4.4. YAPISAL JEOLOJİ... 58 4.4.1. Doğrultu ve Eğimler... 58 4.4.2. Faylar... 58 4.4.3. Kıvrımlar... 62 4.4.4. Uyumsuzluklar... 65 4.5. TARİHSEL JEOLOJİ... 65 4.6. EKONOMİK JEOLOJİ... 66 5. TARTIŞMA VE SONUÇ... 67 KAYNAKLAR... 68 EKLER... 71 ÖZGEÇMİŞ... 72 iii

ŞEKİL LİSTESİ Sayfa No Şekil 2.1 : Çalışma alanının yer bulduru haritası... 3 Şekil 2.2 : Sakarya ve Tavşanlı zonu kesitleri (Okay ve Satır, 2005)... 9 Şekil 4.1: Çatalca mermeri kırık ve eklemli yapısı... 14 Şekil 4.2 : Kusumlar doğusunda tabanda karbonat seviyeleri üzerinde kaba... 17 Şekil 4.3 : Burmu Formasyonu tabanına ait karbonat matrisli çakıllı düzey.... 18 Şekil 4.4 : Gümüşpınar açık işletmede tabandan itibaren marn-tüf ardalanması istifi (G1- G7).... 18 Şekil 4.5 : İstifin üst kesimlerini oluşturan organik seviyeli kum (G8-G11).... 19 Şekil 4.6 : Burmu Formasyonu nun üst kesimlerini oluşturan karbonatlı kumtaşları (G13, G14).... 20 Şekil 4.7 : G15 nolu kumtaşı ve üzerinde kanal çökeli çakıltaşlarına ait mostra ve el örneği görünümü.... 20 Şekil 4.8 : G15 nolu kumtaşı birimine ait çapraz laminalanma.... 21 Şekil 4.9 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-i.... 22 Şekil 4.10 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-ii.... 23 Şekil 4.11 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-iii.... 24 Şekil 4.12 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-iv.... 25 Şekil 4.13 : Gümüşpınar Formasyonu nda gözlenen gastropod fosilleri... 26 Şekil 4.14 : Gümüşpınar işletmenin en üst kesiminde yer alan Çivili Tüfiti ne ait mostra görünümü (G16-G18).... 27 Şekil 4.15 : Yenidanişment - Çivili yolu boyunca ve devamında gözlenen tüfit ve volkanik birimler.... 28 Şekil 4.16 : Altıntaş sahasına ait şematik çizim ve mostra görüntüsü.... 28 iv

Şekil 4.17 : Çivili tüfitine ait petrografik ince kesit görüntüleri- magmatik korozyon.... 29 Şekil 4.18 : Gümüşpınar, Çivili Tüfiti stratigrafik kesiti.... 30 Şekil 4.19 : Çivili tüfiti ve üzerinde bloklar şeklinde yer alan riyolitik Mudamköy Volkaniti... 31 Şekil 4.20 : A1 nolu kesitte Sfelüritik oluşumlar ve magmatik korozyon.... 32 Şekil 4.21 : A3 nolu örneğe ait petrografi kesitleri.... 32 Şekil 4.22 : Karakaya Formasyonu alt birimleri. (Pıckett & Robertson, 2004 ten değiştirilmiştir).... 34 Şekil 4.23 : Edremit-Havran bölgesinde yer alan Karakaya Kompleksinin şematik kesiti (Pickett & Robertson 2004 ten değiştirilmiştir).... 35 Şekil 4.24 : Karakaya Formasyonu na ait tabakalı (solda) ve bloklar şeklinde yer alan masif rekristalize kireçteşı (sağda) (Bakış yönü : K60D).... 36 Şekil 4.25 : Kestelek Eti Bor işletmesinde ölçülen ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit-i.... 38 Şekil 4.26 : Kestelek Eti Bor işletmesinde ölçülen ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit-ii.... 39 Şekil 4.27 : Kestelek Eti Bor işletmesinde ölçülen ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit-iii.... 40 Şekil 4.28 : Kestelek işletme sahasında tabandan itibaren birimlerin taslak çizimi ve petrografik ince kesit görünümleri.... 41 Şekil 4.29 : İstifin üst kesimlerini oluşturan, karbonatlı birimlerden kumtaşına geçişin gösterildiği taslak kesitlerle, kayaç iç yapı ve doku özelliklerini gösteren arazi görüntüleri ve petrografik kesitleri.... 43 Şekil 4.30 : Çiviliçam volkanitlerine ait tüfit ve riyolit arazi görünümleri, Eskibalçık (Bakış yönü: K).... 44 Şekil 4.31 : Çiviliçam volkanitlerine ait riyolit ve B2 nolu ince kesit görüntüsü, Çiviliçam mevkii.... 44 Şekil 4.32 : Alüvyon (solda) ve taraça materyali (sağda).... 45 Şekil 4.33 : Örneklerin kayaç sınıflama diyagramları.... 50 Şekil 4.34 : Magmatik sınıflama diyagramları.... 51 Şekil 4.35 : Tektonik ortam ayırım diyagramları.... 52 Şekil 4.36 : Tektonik ortam ayırım diyagramları.... 53 Şekil 4.37 : R 1 /R 2 diyagramı, oluşum süreci.... 55 Şekil 4.38 : NMORB diyagramı.... 57 Şekil 4.39 : Düşey ve sağ yanal doğrultu atım gösteren süreksizlik düzlemi.... 59 v

Şekil 4.40 : Büyük ölçekte fayın doğrultu atımını karakterize eden, yatay çizgiler eşliğinde yarı dik ikincil çizgilerin oblik atım bileşenini de ortaya koyduğu fay çizikleri, Gümüşpınar kömür işletmesi.... 59 Şekil 4.41 : Düşey atımın birimi kıvırdığı, fay kertiklerinin ve breşleri ile fay aynası gözlenir. Gümüşpınar Kömür İşletmesi.... 60 Şekil 4.42 : Karbonatlı birimleri kıvırıp büken, enechelon fay serileri. Karacalar mevki.... 61 Şekil 4.43 : Sedimantasyonla eş büyüme fayları ve kör faylar, Çömlekçi kuzeyi, ÇamTepe.... 61 Şekil 4.44 : Daha dayanımlı karbonat istifi içinde killerin sürüklenerek bükülmesi ile gelişmiş kıvrım. Çaltılıbük Karaorman mevkii.... 62 Şekil 4.45 : Yenikızılelma mevkiinde gözlenen küçük ölçekte (20cm) kıvrım... 63 Şekil 4.46 : Killi, karbonatlı seviyelerden oluşan dağılgan birimde gelişen yerel kıvrım.yenikızılelma... 63 Şekil 4.47 : Kestelek bor işletmesine ait sketch kesiti, kayaç arazi görünümü ve el çizimleri.... 64 vi

TABLO LİSTESİ Sayfa No Tablo 4.1 : Jeokimya analiz sonuçları.... 46 Tablo 4.2 : Örneklere ait ortamsal sınıflama.... 54 Tablo 4.3 : Örneklerin La, Th, Ce değerleri.... 57 vii

ÖZET YÜKSEK LİSANS ORHANELİ (BURSA) DOLAYININ NEOJEN STRATİGRAFİSİ, NEOTEKTONİK YAPILARI VE MİNERAL YATAKLARI İLE İLİŞKİSİ Esra ALKAN İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Danışman: Prof. Dr.Hayrettin KORAL II. Danışman: Yrd. Doç Dr. Hasan EMRE Çalışma ile Orhaneli (Bursa) Dolayının Neojen Stratigrafisi, Neotektonik Yapıları ve Mineral Yatakları ile İlişkisinin incelenmesi amaçlanmıştır. Bölgenin Neojen yaşlı sedimanter istiflerinde yürütülen çalışmada, ekonomik değer taşıyan kömür ve bor madenleri başta olmak üzere; ayrıntılı stratigrafi, sedimantoloji ve istif çalışmalarıyla elde edilen veriler ışığında bu havza birimlerinin birbirleriyle ilişkisi, yaş ilişkileri, oluşum ortamları ve farklı istif dizilimleri ile tektonik özellikleri irdelenmiştir. Ağırlıklı olarak Neojen stratigrafisinin incelendiği alanda saha incelemeleri ile bölgenin 1/25000 ölçekli jeoloji haritası derlenmiş, neotektonik yapıların saptanmasına yönelik tektonik hatların belirlenmesi ile jeolojik evrimin ortaya konulması çerçevesinde çalışmalar yürütülmüş; uygun arazilerde ölçülen ayrıntılı kesit çalışmalarının yanı sıra sistemli numune derlemesi yapılarak stratigrafi, ortam koşulları, çökelme ortamlarındaki süreçler ve tektonik yapıların belirlenmesine yönelik çalışmalar yürütülmüştür. Bu anlamda çalışma alanında yer alan kömür ve bor maden ocaklarında ayrıntılı saha çalışmalarından elde edilen istif çalışmasının yanı sıra laboratuar çalışmalarıyla kayaçların petrografik özellikleri incelenmiş büro çalışmalarıyla arazi ve viii

laboratuar çalışmalarında elde edilen veriler önceki çalışmalarla karşılaştırarak bölgenin jeoloji raporu hazırlanmıştır. Bölgede oluşan grabenleşme sırasında kömür oluşumları ve bor yataklarının yakın zaman aralıklarında indirgen ve okside koşulların egemen olduğu biribirlerine yakın Neojen çökelme havzalarında geliştikleri saptanmıştır. Nisan 2015, 85 sayfa Anahtar kelimeler: Orhaneli, Stratigrafi, Tektonik. ix

SUMMARY M.Sc. THESIS NEOGENE STRATIGRAPHY, NEOTECTONIC STRUCTURES OF THE ORHANELİ (BURSA) AREA AND THEIR RELATIONSHIP WITH THE MINERAL DEPOSITS Esra ALKAN İstanbul University Institute of Graduate Studies in Science and Engineering Department of Geological Engineering Supervisor : Prof. Dr.Hayrettin KORAL Co-Supervisor : Asist. Prof. Dr. Hasan EMRE This work is aimed at examining the Neogene stratigraphy and Neotectonic structures of the Orhaneli (Bursa) area and their relationship with the mineral deposits. It has been carried out at several sites of the sedimentary basin, especially having important economic values such as coal and boron mines. Obtained data resulted from detailed stratigraphy, sedimentology and sequence studying, relation between basins, age relation, development history, different sequence packing and tectonic feature have been revealed. Steps in this study include field, laboratory investigations and report-writing. Predominantly having Neogene stratigraphy in study area with field research 1/25000 scale geology map have been completed. Tectonic lines have been drawn to show Neogene strstigraphy to solve geological evolution. Detailed evaluation working have been caried out, systematic samples were collected to understand enviroment conditions, precipitation processes and tectonic structures. In this sense, data taken from x

fields, especially coal and boron mine fields have been continued with laboratory investigations. In the report-writing, information obtained from the field and laboratory have been turned into a geological report, in view of previously published reports. It is determined that coal and boron occurrences formed under reducing and oxidising conditions of nearby Neogene basins in the region. April 2015, 85 pages. Keywords: Orhaneli, Stratigraphy, Tectonic. xi

1 1. GİRİŞ Bölge, Güney Marmara da yer alan ve Sakarya kıtası ile Anatolid Torid bloğunun çarpışması sonucu şekillenen Orhaneli Mustafakemalpaşa (Bursa) alanında ağırlıklı olarak Tersiyer yaşlı kayaları kapsamaktadır. Bölge için daha önce yapılan çalışmalarda ofiyolit istifi ayrıntılı çalışılmış, bölgenin jeolojik evrim sürecine katkıda bulunulmuştur. (Emre, 1986) Halbuki bölgedeki Neojen yaşlı sedimanter çökellerin stratigrafisi ve oluştukları havzaların kökeni ile oluşum mekanizmalarına dair bir çalışma bulunmamaktadır. Bu çalışma ile ayrıntılı stratigrafi, sedimantoloji ve istif çalışmalarıyla elde edilen veriler ışığında havza birimlerinin birbirleriyle ilişkisinin yanı sıra yaş ilişkileri, oluşum ortamları ve farklı istif dizilimleri ile tektonik özelliklerinin açıklanması amaçlanmıştır. Kömür ve bor ocakları varlığı sebebiyle ekonomik değer taşıyan çalışma alanında yapılan ayrıntılı stratigrafik ve tektonik incelemelerle bu madenlerin geliştiği havzalar modellenerek aralarındaki ilişki, oluşum mekanizmalarındaki ortamsal benzerlikler ve farklılıkların değerlendirilmesi ile bu çalışma yüksek lisans tezi olarak hazırlanmıştır. Çalışma, Bursa İ21-a1, i21-a2, İ21-b1, 121-b2 nolu 1/25.000 ölçekli 4 pafta üzerinde sürdürülmüştür. Çalışma alanı 580 km 2 lik alanı kapsamaktadır.

2 2. GENEL KISIMLAR 2.1. ÇALIŞMANIN AMACI Orhaneli (Bursa) Dolayının Neojen Stratigrafisi, Neotektonik Yapıları ve Mineral Yatakları ile İlişkisinin incelenmesi başlıklı bu çalışma; Orhaneli ilçesine bağlı Gümüşpınar ve Altıntaş köyleri ile Mustafakemalpaşa ilçesine bağlı Kestelek te yer alan Neojen yaşlı sedimanter istifler esas alınarak bölgenin jeolojik haritalarının oluşturulması, Neojen stratigrafisi ve neotektonik yapılarının ortaya konulması, bölgedeki kömür ve bor madenlerinin gelişim ve evrimi ile ilişkilerinin ortaya konulması amaçlanmıştır (Şekil 2.1). 2.2. İNCELEME ALANININ TANITIMI Bursa ili güneyinde yer alan Orhaneli ilçesine bağlı; Gümüşpınar, Dündar, Yenidanişment, Altıntaş, Çivili, Girencik, Yürücekler, Karıncalı, Akçabük, Kusumlar, İkizoluk, Yeşiller ve Çöreler köyleri ile; MustafaKemalpaşa ilçesine bağlı Gündoğdu, Bükköy, Yoncaağaç, Yenibalçık, Eskibalçık, Fındıcak, Çamandar, Kestelek, Karacalar, Çömlekçi, Yenikızılelma, Osmaniye ve Çiviliçam köyleri çalışmanın yapıldığı alanlardır. Çalışma alanında yer alan önemli yükseltiler: Çal Tepe (874,5m), Yörükler Tepe (808m), Dikmen Tepe (794m), Burçaklık Tepe (756m), Buğluk Tepe (709m), Dede Tepe (639m), Dallıca Tepe (624m), Ökçekaya Tepe (591m); Burhan Dağı (1110m), Kemalgediği Tepe (914m), Sığırdede Tepe (903m), Dikmenlitarla Tepe (810m), Eley Tepe (624m), Bağlık Tepe (579m), Eğrekbelen Tepe (577m), Çam Tepe (491m) ve Kale Tepe (422m) olarak görülmektedir.

3 Şekil 2.1 : Çalışma alanının yer bulduru haritası. Bölgede Orhaneli Çayı ile Giren Dere, Çipçipler Dere, Ağzı Dere, Göynük Dere, Çay Dere, Olcak Dere, Karaburun Dere, Balçıkpınar Dere, Göçük Dere, Buğuluk Dere, Gürgenyatağı Dere ve Sürgülütarla Dereleri, Emet Çayı, Mustafa Kemalpaşa Çayı ile Köklük Dere, Fındıklı Dere, Karakuz Dere, Ahlatlı Dere, Bıçkı Dere, Akpınar Dere, Değirmen Dere ve Hamam Dereleri yer alır. Engebeli düzlüklerden oluşan bölgenin dağlık kesimleri kayın, kızılçam, meşe, ardış ormanları ile kaplıdır. Bölge, ılıman Akdeniz iklimi ile Ege ve Marmara nın kara iklimini taşır. Yazları sıcak ve kurak, kışları yağışlıdır. En düşük sıcaklık Ocak ayı 5,4

4 C, en yüksek sıcaklığı Temmuz ayı 24,6 C olup bölgenin yıllık ortalama sıcaklık değeri 14,5 C dir. Bölgeye, E90 (çok şeritli yol), D595 (il yolları) ve tali yollarla ulaşım sağlanmaktadır. 2.3. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Emre (1986), Orhaneli ofiyolitinin İzmir Ankara zonu ile ilişkisi, as bölümlerin belirlenmesi ve bunların gerek okyanus içi gerek kıtaya yerleşim etkilerini araştırmıştır. Başta Orhaneli ofiyoliti olmak üzere ofiyolitin üzerlediği metamorfitleri, ofiyolitin mineral parajenezi ve dokusal özelliklerini incelemiştir. İç düzenindeki sıralamanın uyumsuzluğu sebebi ile ofiyolitlerin okyanus içi haraketler sonucu oluştuğunu belirtmiştir. Kaya vd. (1989), Bursa güneyinde Jura öncesi yaşlı bloklu kayaları; bloklu sedimenter kayalar içeren olistostromal birimi ile yeşilşist fasiyesinde düşük dereceli metamorfik kayaları incelemişlerdir. Bingöl 1974 tarafından tanımlanan Karakaya Formasyonu içinde yer alan bloklu tortul kayaları, Dışkaya Formasyonu olarak isimlendirmiş ve incelemiştir. Birimin, okyanusal kökenli ve yığışım prizmasına ilişkin tektonik melanj olmasını açıklayacak kanıtlar olmadığını, yamaç tabanında çökeldiğini belirtmişlerdir Kulaksız vd. (1991), Gümüşpınar kömür ocağı açık işletmesi ve yakın çevresinin stratigrafisi, yapısal jeolojisi, açık ocak linyit işletmesi heyelan nedenlerini çalışmıştır. Gümüşpınar kömür havzasının eksen gidişi KD-GB olan bir senklinal yapı oluşturduğunu ileri sürmüştür. Yılmaz vd. (2000), Batı Anadolu da graben gelişimine etken ana gerilme rejimlerini incelemiş bu gerilmelerle gelişen yapısal, litolojik unsurları irdeleyerek şu değerlendirmelerde bulunmuştur: 1.Erken Miyosen de D-B gerilme rejimi altında K-G gidişli graben havzalar; 2.Geç Miyosende K-G gerilme rejimi başlar ve Geç Miyosen sonu veya Erken Pliyosen de kesintiye uğrar; 3.yenilenmiş K-G gerilmenin oluşturduğu yaklaşık D-B gidişli normal faylarla sınırlanan bugünkü Pliyokuvaterner yaşlı D-B gidişli grabenler geliştiğini ifade eder.

5 Okay (2002); Orhaneli bölgesinde Tavşanlı zonuna ait mavişistler; metapelitik şistler ve mermerler üzerinde inceleme yaparak sodik metapelitler ve ilişkili metabazitlerde (jadeit + kloritoid + glokofan + lavsonit) birlikteliğinin daha önce kayıt edilmediğini, 24 ± 3 kbar ve 430 ±30 ºC metamorfik basınç ve sıcaklık değerinde mavişist fasiyesi üst koşullarını belirttiğini ifade eder. Bu P-T durumunun 5 ºC km -1 jeotermi yani kıta kabuğunda kabul edilmiş en alt seviyelerden birine denk geldiği, yitim boyunca düşük jeoterm ve yakınsama ile yiten kıtasal slabın üst seviyelerinde düşük makaslama streslerinin geliştiğini belirtir. Kavrazlı (2007); Volkanik faaliyet ve süreçler etkisinde göl ortamında depolanan ve havzada bor minerali olarak yer alan kolemenit cevherinin oluşumu için belirleyici ana ve eser elementlerin jeokimyasal değerlendirmesi ile elementlerin derinliğe ve ortama bağlı davranışlarını incelemiştir. Sarıfakioğlu vd. (2009), Orhaneli (Bursa) ofiyoliti içinde yer alan ultramafik-mafik kümlatların kaya ve mineral kimyasını incelemiştir. Orhaneli ofiyolitini, okyanus tabanı yayılımıyla oluşmuş; Üst Kretase bindirmeyle yerleşmiş; manto kabuk geçişine ait kümülat peridodit-gabro topluluğu olarak tanımlamışlardır. Magmatik istifin tabanındaki dunitlerin dereceli olarak piroksence zengin perdoditlere ( werlit, daha az lerzolit ve nadir hazburjitler) geçiş gösterdiğini ve Orhaneli ofiyolitinin yayönü ortamında, Neotetis okyanusunun kuzey kolunda suprasubduction zonu tektonik ortamında oluştuğunu belirtmişlerdir. Okay (2010, 2011), Tavşanlı zonunu oluşturan tektonostratigrafik birimlerin tanımlanması, dokanak ilşkileri ile metamorfizma koşulları, yapısal özellikleri ve jeolojik evrimini tanımlamıştır. Anatolid-Torid Bloku nun kuzey ucunda yer alan Tavşanlı Zonu nun, Kampaniyen de bir okyanus içi dalma-batma zonuna girerek Yüksek Basınç/Düşük Sıcaklık koşullarında deforme ve metamorfizma geçirdiğini, mavişistlerinin ise dalma-batma olayı sürerken, henüz kıta-kıta çarpışması olmadan, Maastrihtiyen ve Paleosen de, tabanda bir bindirme fayı, tavanda bir normal fay arasında tektonik dilim olarak satha çıktığını belirtmiştir.

6 Okay vd. (2010), Tavşanlı zonu esas alınarak KB Anadolu da gerçekleştirdikleri arazi çalışmasında gözlemledikleri tektonik birlikleri: Sakarya kıtasına ait Nilüfer Formasyonu, Orhanlar grivake, kırıntılı sedimenter istifi; Tavşanlı zonu na ait metabazit ve metaçörtler, yığışım kompleksi, ofiyolit, diyabaz dayk ve granitoyidleri incelemişlerdir. Bu birliklerin sınır ilişkileri ile içerdikleri kaya gruplarının tanımlaması, metamorfizma koşulları, barındırdıkları mineral toplulukları ve deformasyon özelliklerini lokasyon belirtilerek ifade etmişlerdir. Yerin (2006), Orhaneli kömürlerinin mineralojisi, petrografisi ve element içeriğinin saptanmasına yönelik çalışmasında; Gümüşpınar, Sağırlar ve Çivili sektörlerinnin kömür potansiyelini araştırmıştır. Farklı damarlara ait kömür örneklerinin kaba kimyasal analizi; esas ve eser element konsantrasyonları ve petrografik özelliklerini karşılaştırmış, sondaj verileriyle kömür rezervini belirlemiştir. 2.4. BÖLGESEL JEOLOJİ 2.4.1. Bölgesel Jeoloji Çalışma alanı, coğrafik olarak Türkiye nin kuzeybatısında Marmara Denizi güneyinde, jeolojik olarak ise Anatolid Torid bloğunda yer alan Tavşanlı zonu ve kuzeyinde İzmir- Ankara kenedi ile sınır oluşturduğu Sakarya kıtası üzerinde yer alır (Şekil 2.2). KB Türkiye, Mesozoyik sürecinde Intra pontid ve İzmir Ankara okyanuslarıyla birbirlerinden ayrılan 3 tektonik birlikten oluşur (Şengör ve Yılmaz, 1981; Okay ve Tüysüz, 1999). Kuzeyde Istranca ve İstanbul zonları, Avrasya güney kenarını oluşturur. Sakarya zonu ise Intrapontid ve İzmir Ankara okyanusları arasında yer alan bağımsız kıtasal parçadır. Istranca, İstanbul ve Sakarya zonları beraber Pontidler olarak adlandırılır (Şengör ve Yılmaz 1981; Okay 1986). Yapısal açıdan bakıldığında, Anatolid ve Pontid kuşaklarının Kuzeybatı Anadolu daki devamı şeklinde görülür (Ketin, 1966). Şengör 1985 e göre Hersiniyen ve esas olarak Kimmerid kenetleri üzerinde, Alpid kenet kuşağının kuzey ucunda bulunur. Anatolid Torid bloğu, Prekambriyen temeli ve onu üzerleyen Paleozoyik- Mesozoyik sedimenter kayaları ile Gondwana stratigrafisine benzerlik sunar. Alpid orojeninde

7 taban bloğunu oluşturur. Kuzey kenarı Geç Kretase boyunca kıtasal yitime maruz kalmış, geniş ve büyük mavişist kuşağı, Geç Kretase yaşlı Tavşanlı zonunu oluşturmuştur. Tavşanlı Zonu, 50-60 km genişlikte ve 250 km uzunlukta, kuzeyde Sakarya Zonu; batıda Bornova Fliş Zonu; güneyde ise Afyon Zonu ile sınırlanmış, Anatolid-Torid Bloku nun Geç Kretase de dalma-batma zonu içine dalan ve daha sonra tekrar satha yükselen kesimini temsil etmektedir. Tavşanlı Zonu dört tektonostratigrafik birime ayrılmıştır (Okay, 1984). Tabanını oluşturan mavişistler; dalma batma olayı sürerken, kıta-kıta çarpışma olmadan tabanda bindirme fayı, tavanda normal fay arasında tektonik dilim olarak satha çıkmıştır. Paleozoyik metaklastik kayaları ile Mesozoyik mermer, metabazit ve metaçörtlerden oluşan düzenli bir stratigrafik istif sunar (Orhaneli Grubu, Okay, 1984). Kretase yığışım kompleksi tektonik olarak üzerinde yer alır, başlangıç HP/LT metamorfizması gösterir ve çok satıda fay ve makaslama zonu içermesiyle melanj benzeri iç yapı gösterir. Mavişist ve yığışım kompleksi ofiyolitlerle tektonik olarak üzerlenir. Çok sayıda Eosen yaşlı granitoid plütonları tüm bu istifi keser. (Okay 1986). Tavşanlı Zonu nda deformasyon ve metamorfizma yaşı Üst Kretase (Okay, 1986; Sherlock vd. 1999) olarak belirtilmiştir. Tavşanlı zonu kuzeyinde yer alan Sakarya kıtası ise güneyde İzmir Ankara süturu, kuzeyde Intrapontid süturu ile sınırlanmıştır. 100-200 km genişlikte ve 1500 km uzunluğunda doğu-batı gidişli kuşak, batıda Biga Yarımdası ndan doğuda Doğu Pontidlere kadar uzanan neredeyse tüm Kuzey Anadolu yu örten kıtasal parçadır. Sakarya kıtası, Jura öncesi heterojen temeli, Devoniyen plütonik kayaları, Karbonifer plütonik ve metamorfik kayaları, Triyas yığışım kompleksi ile mavişist ve eklojitlerden bunu uyumsuzca üzerleyen Jura ve daha genç yaşta sedimanter ve volkanik kayalardan oluşur. Karbonifer yaşlı Variskan temel, amfibolit ve granülüt fasiyesinde metamorfizma geçirmiştir (Topuz vd., 2004; Okay vd., 2006; Nzegge ve Satır, 2007; Topuz vd., 2007). Devoniyen, Karbonifer veya Permiyen kristallenme yaşlı Paleozoyik granitoidler ise tüm Sakarya kıtasında saçılı olarak yer alır, Jura ve genç sedimentlerce uyumsuzlukla örtülür (Tekeli 1981; Okay vd. 1996; Delaloye ve Bingöl, 2000; Okay vd., 2002, 2006; Topuz vd., 2007).

8 Sakarya kıtası Alt Jura öncesi, yüksek basınç yeşilşist metamorfizması geçirmiş, yarı kırılgan deformasyon gösteren Karakaya kompleksi ile temsil edilir (Kaya 1988). Kompleks, Sakarya Kompozit alanı ile sınırlanmış Anatolid-Torid bloğunda yer almayan, Permiyen Triyas yaşlı birliklerden oluşmuş, en Geç Triyas ta kuzeye Lavrasya kenarına yerleşmiş ve Erken Jura şelf karbonatlarınca örtülmüş tektonostratigrafik bir istiftir (Bingöl vd. 1975; Okay vd. 1991; Pickett 199; Bingöl vd. 1973). Karakaya kompleksi için önerilen ortam yorumları şöyledir: -Kıta içi rift ortamında çökelmiş Triyas yaşlı kıtasal rift modeli (Bingöl vd. 1975). -Paleotetisin güneye Gondwana kuzey kenarı altına yitimiyle oluşmuş riftleşmiş yayardı havza (Şengör & Yılmaz 1981; Şengör vd. 1984; Genç & Yılmaz 1995; Göncüoğlu vd. 2000). -Paleotetisin güneye yitimiyle ilişkili yayönü havza (Okay vd. 1991, 1996; Akyüz & Okay 1996). -Paleotetis Okyanusunun kuzeye yitimiyle ilişkili yayardı havza (Stampfli vd. 1988; Stampfli 2000). -Kıtasal kenar yay alanı altına kuzeye yitimle ilşkili Triyas yitim yığışım kompleksidir (Tekeli 1981; Pickett ve Robertson 1996; Okay 2000; Okay ve Göncüoğlu, 2004; Sayit ve Göncüoğlu, 2009; Robertson ve Ustaömer 1997, 2012). Karakaya Formasyonu; feldpatik kumtaşı, kuvars, konglomera, kumtaşı ve bunlarla ara katkılı spilitik bazalt, çamurtaşı ve radyolaryalı çörtten oluşur. Formasyonu iki alt birime ayırarak daha kolay izah etmek mümkün görünmektedir. (Okay ve Göncüoğlu 2004; Okay vd. 2010). Alt Karakaya Kompleksi (Nilüfer Formasyonu): Paleozoyik sonu-triyas ta yeşilşistmavişist fasiyesinde gelişmiş, aşırı deforme metabazit ve bunlarla arakatkılı fillit ve mermerlerden ayrıca az oranda metaçört, metagabro, ve serpentinitten oluşur. Üst Karakaya Kompleksi (Orhanlar Grivake): Kuvvetlice deforme olmuş Permiyen- Triyas yaşlı arkozik kumtaşı, bunlarla ardılı şeyller ve silttaşından oluşur. İstifin üst kesimlerinde ise olistostrom, yamaç molozu, bazalt blokları ve Karbonifer-Permiyen yaşlı kireçtaşları yeralır. Bu iki komplex arasındaki ilişki ;

9 Yitim yığışım modelinde, yığışım kompleksinin üzerine yay önü istifin kontağı şeklinde; rift modelinde ise, farklı rift segmentlerinin aşmasıyla gerçekleşir. Güneye yüzeylenmiş pasif kenarı temsil eden Alt-Orta Jura yaşlı kıtasal-sığ denizel klastikleri ve Üst Jura-Alt Kretase yaşlı neritik kireçtaşları, Karakaya kompleksini uyumsuzlukla örter. (Şengör ve Yılmaz 1981; Yılmaz vd. 1997). Şekil 2.2 : Sakarya ve Tavşanlı zonu kesitleri (Okay ve Satır, 2005). İzmir-Ankara-Erzincan Kenet Kuşağı, Sakarya ve Pontidler ile Kırşehir Bloğu ve Anatolid- Torid platformu arasında bulunan İzmir-Ankara-Erzincan Okyanusu'nun kalıntısıdır (Şengör ve Yılmaz, 1981; Göncüoğlu vd. 1996-1997; Okay ve Tüysüz, 1999). Batıda İzmir'in kuzeyinden başlayıp, doğuda Gürcistan sınırına kadar ~ 2600 km boyunca uzanan bu zon (Okay ve Tüysüz, 1999), Kafkaslarda Sevan-Akera Kenet Kuşağı ile (Khain, 1975; Adamia ve diğerleri, 1977; Knipper, 1980) Balkanlarda Vardar süturu ile devam eder.

10 İzmir-Ankara-Erzincan Süturu, Triyas sonlarında riftleşmeye başlayan ve Üst Kretase- Alt Paleosen zaman aralığında kapanan Neotetis okyanusuna ait litosfer parçalarını temsil eder (Şengör ve Yılmaz, 1981; Okay ve diğ., 2001; Robertson, A.H.F., 2002). İzmir Ankara okyanusu ofiyolit tektonik dilimleri, tabanında yarı ofiyolitik metamorfik kayaları ve parçalanmış melanjdan oluşur (Bailey ve McCallien, 1950; Yalınız vd., 2000). İzmir Ankara okyanusu yitim yığışım prizması birlikleri Anatolid birliklerine dik kontakla bindirir. İzmir Ankara sütur kompleksi Sakarya kompozit alanının ise temelini oluşturur (Göncüoğlu vd. 2000). 2.4.2. Neotektonik Özellikler Bitlis-Zagros süturu boyunca Tetis Okyanusu nun Serrevaliyen de kapanması ve Anadolu levhası ile Arabistan levhasının çarpışması sonucu Türkiye de Paleotektonik dönem sona ermiş ve Neotektonik dönem başlamıştır (Şengör ve Yılmaz, 1991; Şengör, 1980). Bu dönem boyunca, Arap yarımadası kuzeye, Ölü Deniz Fayı boyunca hareket etmeye devam etmiş ve Doğu Anadolu da sıkışmalı tektonik rejimi meydana getirmiştir. Doğu Anadolu daki bu yakınlaşma, okyanusal dalmaya imkan bulunmadığından kıtasal yamulmaya dönüşerek iki ana yolla karşılanmaktadır. Bir yandan kıta kabuğunun kıvrım ve bindirme tektoniği vasıtasıyla Doğu Anadolu da kısalıp kalınlaşma, yükselme, D-B uzanımlı ters faylar ve bindirmeler, kıvrımlar gerçekleşirken bir yandan da Anadolu levhası, Kuzey ve Doğu Anadolu transform fayları boyunca batıya sürüklenmektedir. Anadolu levhasının saat yönünün tersi rotasyonla doğu Akdeniz litosferi üzerine ilerlemesi, Kuzeybatı Anadolu da gerilme ve çok sayıda graben gelişimi ile sonuçlanmıştır. Kuzeybatı Anadolu daki gerilme; 1. Kuzey Anadolu Fayı, Doğu Anadolu Fayı ve levha sınırları boyunca Anadolu nun batıya kaçışı, 2. Kuzeydoğuya ilerleyen-üzerleyen Afrika levhasının Anadolu levhasına oranla farklı yakınsama göstermesi. 3. Kalınlaşan kabuğun çökmesi, 4. Yiten slabın gerilemesi (Helenik yayı) ile izah edilebilir (Dewey ve Şengör 1979). Gerilme, kendini iki ayırıcı yapısal unsurla gösterir:

11 i.derine gömülmüş metamorfik kayaların düşük açılı normal faylarla yüzeye çıkması, ii.kabuğun gerilmesi ve normal faylarla denetlenmiş graben oluşumu. Kuzeybatı Anadolu da gelişmiş graben havzaları çok sayıda genel özellik paylaşırlar: -Erken Miyosen de D-B gerilme rejimi altında yaklaşık K-G gidişli fay sınırlı havzalar, Geç Miyosen de K-G gerilme rejimi ile bugünkü PliyoKuvaterner yaşlı D-B gidişli grabenler gelişmiştir (Yılmaz vd. 2000). - Fay zonlarıyla ilşkili gelişen tansiyonel açılmalar boyunca magma yerleşimi gözlenir. -K-G grabenlerde başlangıç çökelimi kaba klastiklerdir. Ardından çoğunlukla düşük enerjili göl ortamlarında şeyl baskın istif gelişmiştir. Bu kayalar yoğun linyit tabakaları ile kalın volkano-sedimanter birimler içerir. Batı Anadolu da iki magmatik bölüm ayırt edilir (Borsi vd. 1972; Fytikas vd. 1984; Yılmaz 1989, 1990, 1997). Ortaç ve felsik birlik, granitik plütonların sığ kabuk seviyesine sokulduğu Oligosen-Erken Miyosen sıkışma rejimi süreci ile geçici ve kökensel olarak gelişen yarı derinlik ve volkanik kayalardır (Yılmaz, 1989, 1990; Altınkaynak ve Yılmaz 1998; Genç 1998; Karacık ve Yılmaz 1998). İkinci magmatik evre ise Geç Miyosen-Pliyosen de K-G sıkışmanın K-G gerilmeye dönüştüğü alkali bazalt lavların düzensiz aralıklarla püskürdüğü dönemdir (Fytikas vd. 1984; Ercan vd. 1985; Yılmaz 1989, 1990, 1997; Seyitoğlu vd. 1997).

12 3. MALZEME VE YÖNTEM 3.1. ARAZİ ÇALIŞMALARI İnceleme alanında yer alan kayaçların litoloji, yapısal özellikleri ve stratigrafik ilişkileri incelenmiştir. İ21-a1, İ21-a2, İ21-b1, İ21-b2 nolu 1/25.000 ölçekli topografik haritalar üzerine, kaya birimleri sınırları ile bu birimlere ait tabaka, kırık, fay ölçümleri işlenerek jeoloji haritası hazırlanmıştır. Ayrıca Gümüşpınar, Altıntaş ve Kestelek sahalarında ayrıntılı istif çalışması ile üç ayrı ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit hazırlanmıştır. Saha çalışmaları sırasında topografik haritalar, Brunton jeolog pusulası, jeolog çekici, seyreltilmiş HCI çözeltisi, şerit metre, Garmin marka GPS aygıtı ile Sony marka fotoğraf makinesi kullanılmıştır. 3.2. LABORATUVAR ÇALIŞMALARI 3.2.1. Petrografik İnce Kesit Çalışmaları Saha çalışmalarında derlenen örneklerden mineralojik, petrografik, dokusal ve yapısal özelliklerin belirlenmesi amacıyla 33 ayrı örnekten ince kesit yapılmıştır. Petrografik amaçlı ince kesitler İstanbul Teknik Üniversitesi Maden Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü, İnce Kesit Hazırlama Laboratuvarı ile Pamukkale Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü, İnce Kesit Hazırlama Laboratuvarında hazırlanmıştır. İnce kesitlerin fotoğrafları ise İstanbul Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü Mineraloji- Petrografi Anabilim Dalı nda çekilmiştir. İnce kesitlerin petrografik olarak incelenmesi Yrd. Doç. Dr. Hasan Emre tarafından yapılmıştır. 3.2.1.1. Jeokimya Analiz Çalışmaları Toplam 4 örnek için jeokimya analizi yapılmıştır. Alterasyondan etkilenmemiş ya da altere kesimleri temizlenmiş taze örnekler, İstanbul Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü, Mineraloji Petrografi Anabilim Dalı, Örnek Hazırlama Laboratuvarında çeneli kırıcıdan geçirilerek kaba ve ince tanelere ayrılmıştır. Çeneli kırıcıdan geçen örnekler su ile yıkanarak çamurundan ayrılmış, yıkanan örnekler daha sonra etüvde kurutulmuştur.

13 Bir kısım örnek Jeokimya analizi için agat havanda öğütülerek un haline getirilmiştir. Öğütme işlemleri ardından 20 gramlık numune saklama poşetleriyle analiz için ACME Laboratuvarları na (Kanada) gönderilmiştir. 3.2.1.2. Paleontolojik Tane Fosil Çalışmaları Saha çalışmalarından derlenen Burmu formasyonuna ait yıkama numuneleri yumuşaklığından dolayı kırma işlemine tabi tutulmadan yıkanarak kil ve çamurundan ayrılarak kurutulmuş ve elenmiştir. Elde edilen gastropod örnekleri Prof. Dr. Cazibe Sayar tarafından incelenmiştir. 3.2.1.3. Büro Çalışmaları Saha ve laboratuvar çalışmaları ile elde edilen veriler, büro çalışmaları ile değerlendirilmiştir; Saha çalışmalarında oluşturulan jeoloji haritası ve bu haritadan oluşturulan jeolojik enine kesitler ile ölçeklendirilmiş stratigrafik kesitler ve diğer tüm çizimler bilgisayar ortamında Corel Draw X5 programında çizilmiştir. Jeokimya analizi verileri, GCD kit ve EXCELL programına taşınarak diyagramları oluşturulmuştur.

14 4. BULGULAR 4.1. GÜMÜŞPINAR ÇALIŞMA ALANININ STRATİGRAFİSİ 4.1.1. Çatalca Mermeri Özkoçak, 1969 tarafından Çatalca Tepe kalkeri olarak adlandırılan birim; Yalçınkaya ve Afşar (1980), Dikmentepe rekristalize kireçtaşı; Emre (1986), Çatalca Mermeri olarak adlandırılmıştır. Harita alanının GD sunda Dündarköy doğusu ve Girencik güneyinden başlayarak Orhaneli ye kadar yüzlek veren birim, bölgedeki stratigrafik istifin temelini ve ofiyolitin tektonik olarak yaslandığı çoğunluk birimini oluşturur. Aşınmaya karşı dayanımlılığı nedeni ile sarp yükseltileri oluşturan ve Gümüşpınar- Dündar-Yenidanişment arasındaki yol yarmalarında tipik olarak gözlenen, gri grimsi siyah renkleriyle ve bol eklemli, kırıklı yapısıyla tanınan birim, K30D 70GD kırık düzlemi sunar (Şekil 4.1). Bölgede yapılan önceki çalışmalar ile stratigrafik ilişkiler ve tektonizma incelenerek Paleozoyik yaşı verilmıştir (Emre, 1986; Memikoğlu,1976). Şekil 4.1: Çatalca mermeri kırık ve eklemli yapısı.

15 4.1.2. Orhaneli Ofiyoliti Birincil stratigrafik ilişkinin yoğun tektonik deformasyon ile bozulduğu, düzensiz iç yapı gösteren birim, farklı araştırıcılar tarafından: Özkoçak (1969), Orhaneli ultrabazik masifi; Lisenbee (1972), Orhaneli ultramafik masifi; Emre (1986), Orhaneli ofiyoliti; Kaya vd. (1989), Ultramafik Mafik Katmanlı Birim; Tankut (1991), Orhaneli masifi; Gültaşlı (1996), Orhaneli Ofiyolit Karmasığı; Sarıfakioğlu ve Gültaşlı (2003), Orhaneli ofiyoliti; Okay vd. (1998) ise Burhan Peridotit Dilimi olarak isimlendirmişlerdir. Bu çalışmada Orhaneli Ofiyoliti olarak adlandırılmıştır. Çalışma alanının neredeyse tüm kuzey kesimininde yer alan Orhaneli ofiyoliti, Akçabük, Yürücekler ve Ömeraltı nda geniş alanda gözlenir. İdeal bir ofiyolit istifinde en altta bulunması gereken tektonitler, ofiyolitin oluşum sürecinde ve sonrasında geçirdigi yoğun tektonizma ile istifin en üst kesimnde bulunmaktadır. Orhaneli ofiyoliti, manto-kabuk geçiş zonu kümülat-peridodit-gabro topluluğu ile ifade edilir (Yalçınkaya ve Avşar, 1980). Ofiyolitik kayalar başlıca peridotit, gabro, piroksenit ve diyabazdan oluşur. Mafik-ultramafik kümülat istifi düşeyde tekrarlı şekilde dunit, hazburjit, gabrodan oluşur ve çok sayıda diyabaz daykıyla kesilir. Dayklar, ofiyolit yerleşimi ile ilişkili tektonik deformasyon sebebiyle devamsızdır. Ofiyolitin taban birimi olan yesilimsi kahverenkli, alacalı koyu yesil kümülat harzburjitler; arasında krom içeren cepler şeklinde, zeytin yeşili veya sarımsı-yeşil renkli pürüzlü, kırıklı dunit mercekleri; birimi kesen biçimde, damar kalınlığı 0,5 1 m arasında değişen siyahımsı-yeşil renkli piroksenit damarları ve çok kırıklı yapıda küçük (0.2 m) veya büyük (4-5 m) damarlar şeklinde istifte sık karşılaşılan mikrogabro damarlarından oluşur. Kümülat harzburjitlerin üzerinde piroksenit ile bunların üzerinde serpantinitler istifte yer almaktadır. Tektonit harzburjitler ofiyolit içi ve olasılı karaya yerleşim öncesi bindirmeli yapısal özellikte olup mikrogabro damarı içermez. Ofiyolitin üst kesimini oluşturan tektonit dunitler, tektonizma etkisi ile bölgedeki istifin en üst kısmına yerleşmişlerdir (Emre, 1986).

16 Kümülat-harzburjit, çalışma alanında gözlenen temel kayaçları oluşturan Çatalca Mermerini tektonik dokanakla örter. Bindirme açısı 30 40º arasındadır (Emre, 1986). Birimin üzerinde ise Burmu Formasyonu uyumsuzlukla yer alır. Haritalanabilir birliğin kalınlığı 25-3500 metredir. Düşeyde defalarca tekrarlanır ve toplamda 13000 m kalınlık sunar. Büyük dunit, hazburjit ve gabro birlikleri baskınca K- G ve yarı düşey kontaktadır. Orhaneli Ofiyoliti manto-kabuk geçiş zonu kümülat-peridodit-gabro topluluğu ile belirtilir, iç düzenindeki eksikli ve düzensiz sıralanım ile okyanus içi hareketler sonucu oluştuğu belirtilir (Emre 1986; Okay; Tankut 1991). Gültaşlı 1996, Sarifakioğlu (2003), birimin okyanus tabanı yayılımıyla ile oluştuğunu ve Geç Kretase de bindirmeyle yerleştiğini ifade eder. Özkoçak 1969; Lisenbee, 1971, 1972 e göre ise Orhaneli Ofiyoliti, Geç Kretase intrüzyondur, Geç Kretasede yerleşmiş katı kütledir. Bölgedeki ofiyolitleri birçok yazar, Üst Kretase veya daha yaşlı litolojiler içine intruzif olarak düşünmüştür (Canet ve Jaoul, 1946; Akkus, 1962; Kalafatçıoglu, 1962, 1964; Özkoçak, 1969; Brinkmann, 1971; Lisenbee, 1972; Kaya, 1972; Dubertret ve Kalafatçıoglu, 1973; Bingöl, 1974, 1976; Memikoğlu vd., 1976; Harris vd., 1994; Yalçınkaya ve Avşar, 1980; Önen ve Hall, 2000). 4.1.3. Burmu Formasyonu (Nbr) Kuzeybatı Anadolu da, temel birim ve ofiyolitlerin üzerini örten, Maden Tetkik ve Arama için hazırlanan Yalçınkaya ve Afşar (1980), haritalarında Değirmendere Formasyonu olarak isimlendirilen birim, Yılmaz (1997) tarafından Üst birlik olarak ayırtlanmış, Emre (1986) tarafından Burmu ve çevresinde tipik yüzeylenmesi sebebiyle Burmu Formasyonu olarak adlandırmıştır. Burmu Formasyonu, çalışma alanında Kusumlar doğusunda metamorfik temel üzerine; Karıncalı da ofiyolit üzerine; Gümüşpınar ve Dündarköy mevkilerinde ise ofiyolitik ve metamorfik temel üzerine uyumsuzlukla gelir. Birim, Çivili tüfiti tarafından örtülmüştür. Göl sedimanlarından oluşan birimde çökelme, havzadaki koşullara bağlı olarak kömürlü, volkanik veya karbonatlı seviyeler içererek devam eder. Gümüşpınar ve

17 çevresinde taban kili; taban kili üzerinde killerle arakatkılı 1.5 ve 6 m kalınlıkta iki ayrı kömür damarı yer alır; Karıncalı ve Kusumlar doğusu çevresinde ise tabana ait farklı büyüklükteki parçalardan oluşan çakıl ve kaba taneli kırıntılarla başlar. Kusumlar doğusunda kalın tabakalı bir karbonat istifi ile üzerinde çamurumsu renkte bloklu seviyeler şeklinde temel malzemesine ait çakıllar ihtiva eder (Şekil 4.2). Şekil 4.2 : Kusumlar doğusunda tabanda karbonat seviyeleri üzerinde kaba taneli temel çakılları içeren Neojen istifi temsil eder. Karıncalı da düzensiz, kötü boylanmalı 0.5-15 cm boyutunda, bağlayıcının karbonat olduğu, taban çakıllarından oluşan, tabakalanma göstermeyen kesim Burmu Formasyonu muhtemel tabanı olarak izlenir (Şekil 4.3). Çakıllardan ölçülen paleoakıntı yönü ise K30B yönündedir.

18 Şekil 4.3 : Burmu Formasyonu tabanına ait karbonat matrisli çakıllı düzey, Karıncalı. Gümüşpınar kömür işletmesinde tabanda 390 m de 5 metrelik kömür damarı ile ölçülmeye başlanan istifi üç litostratigrafik birime ayırtlamak mümkün görünmektedir. Tabandan itibaren: 1. G1-G7 karbonatça zengin marn-tüf ardalanması K15ºD 25ºKB;. Karbonatça zengin göl ortamında kaynağın uzak olmadığı, volkanizmanın aktif hale gelmesi ile kül-tüf malzemesinin karbonatla içiçe arakatkılı çökelmesi ile oluşan marn-tüfit arakatkılı bir istif sunar (Şekil 4.4). G K Şekil 4.4 : Gümüşpınar açık işletmede tabandan itibaren marn-tüf ardalanması istifi (G1-G7).

19 Bu ardalanma istifte 30 m devam eder. Marnlar tabakalanma göstermeyen, konkoidal kırıklı, masif görünümde yer yer dayanımlı; tüfitlerle arakatkılı kesimlerinde dağılgan ve ince tabakalı bir duruş sergiler. Marnlarda gözlenen fosil kavkı ve kırıntılarına volkanizmanın ısı etkisiyle yerleşen silisler aragonitleşmiştir. Dismikrit varlığı ile de tektonik açıdan hareketli bir ortam varlığına işaret eder. 2. G8-G12 masif, taşlaşmamış, organik malzemece zengin kum (volkanizma etkin) - K30ºB 20ºKD; Karbonat çökelimi, organik madde miktarının arttığı, volkanojenik malzemece bol, köşeli kuvars taneleri barındıran, boylanmasız, tane desteksiz, dağılgan, tabakalanma göstermeyen, 0.5-3 cm çapında çakıl taneleri barındıran karbonatlı kumtaşlarına geçiş gösterir. Bu kırıntılı birim 12 m kadar devam eder (Şekil 4.5). Şekil 4.5 : İstifin üst kesimlerini oluşturan organik seviyeli kum (G8-G11).

20 3. G12-G15 Çakıllı seviyeler barındıran, çapraz tabakalı dayanımlı kumtaşı K40ºD 40ºGD ortalama eğim ve doğrultu sunar (volkanizma etkisi gözlenmez). Şekil 4.6 : Burmu Formasyonu nun üst kesimlerini oluşturan karbonatlı kumtaşları (G13, G14). Tabakalanmalı, volkanizma etkisinin gözlenmediği, yer yerse masif, dayanımlı, 0.5-15 cm çapında temelden türemiş kötü boylanmalı ofiyolit çakıl taneleri barındıran,bej renkli arkozdan oluşur. Kumtaşlarında gözlenen çapraz tabakalanma ile su girdisinin göldeki akışın kuzeyden güneye doğru olduğu söylenebilir (Şekil 4.6-4.8). Şekil 4.7 : G15 nolu kumtaşı ve üzerinde kanal çökeli çakıltaşlarına ait mostra ve el örneği görünümü.

21 Şekil 4.8 : G15 nolu kumtaşı birimine ait çapraz tabakalanma, Gümüşpınar Kömür İşletmesi. Burmu Formasyonu ölçeklendirilmiş kesiti ve petrografik ince kesit görüntüleri Şekil 4.9-4.12 de verilmiştir.

22 Şekil 4.9 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-i.

23 Şekil 4.10 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-ii.

24 Şekil 4.11 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-iii.

25 Şekil 4.12 : Gümüşpınar ölçeklendirilmiş stratigrafik kesiti ve petrografik ince kesit görünümü-iv.

26 Burmu Formasyonu, karasal fasiyes özellikleri gösteren göl sedimanlarından oluşur. Örnekte gözlenen akciğerli tatlı su gastropodları karasal (göl) ortamına işaret eder. iki farklı cinste gözlenir: 1 2 Şekil 4.13 : Gümüşpınar Formasyonu nda gözlenen gastropod fosilleri. 1. Limnea sp. Eliptik ağız, uzun spir. (1-2 mm) 2. Planorbis sp. Topaç şekilli, dairemsi, geniş, oval ağızlı.(1-3 mm) (Şekil 4.13). İlk evrede bağlantılı olmayan düşük enerjili göl ortamlarında oluşan birim onu takip eden evrede tektonik açıdan daha aktif ve yüksek enerjili, çoğunlukla fay sınırlı havzalarda gelişmiştir (Yılmaz, 1997). Birim, Miyosen-Pliyosen yaşındadır (Yalçınkaya ve Avşar, 1980; Özkoçak 1969, Lisenbee 1972).

27 4.1.4. Çivili Tüfiti (Nçt) Yalçınkaya ve Afşar (1980), Tültepe tüf ve aglomeraları alarak nitelenen birim, Emre (1986) tarafında Çivili tüfiti olarak adlandırılmıştır. Yaygın ve tipik olarak Çivili köyü ve çevresinde; Yeni Danişment, Altıntaş ve Dündarköy yerleşimlerinde yüzlekler verir. Arazide açık gri, beyazımsı renkleri ile kolaylıkla ayırt edilir. Taze yüzeyinde beyaz renkli, boşluklu yapıda, pürüzlü kırıklıdır. Altere feldspat ve az miktarda piroksen kristalleri makraskobik olarak tanınmaktadır. Katman kalınlıkları değişkendir (Şekil 4.18). Gümüşpınar da kalın katmanlı, organik seviyeler barındıran çakıllı ve karbonatlı görünüşleri, marn ile ardalanmalı laminalı seviyeleri ile kavkı kırıntısı içeren seviyeleri vardır ve ölçülen kalınlığı ortalama 20 m.dir (Şekil 4.14). Çivili çevresinde orta kalınlıkta katmanlı, tamamen feldspattan oluşmuş kum ve çakılcık boyutlu kırıntılar içerir, grimsi renkli çoğu zaman karbonatlı bağlayıcı ara maddeyi oluşturur (Şekil 4.15). Altıntaş sahasında ise marnlarla ardalanmalı ve karbonatlı seviyeleri ile ayırt edilir (Şekil 4.16). Şekil 4.14 : Gümüşpınar işletmenin en üst kesiminde yer alan Çivili Tüfiti ne ait mostra görünümü (G16-G18).

28 Şekil 4.15 : Yenidanişment - Çivili yolu boyunca ve devamında gözlenen tüfit ve volkanik birimler. Şekil 4.16 : Altıntaş sahasına ait şematik çizim ve mostra görüntüsü.

29 İnce kesitlerinde kuvars tanelerinde magmatik korozyon ile biyotit ve feldspat taneleri kolayca ayırt edilebilir (Şekil 4.17). Ayrıca karbonat miktarının zaman zaman artış gösterdiği kötü boylanmalı ve köşeli serpantin taneleri ile birimin karadan taşınmış malzemeler içerdiği gözlenir. Birim için riyolitik tüf tanımlaması uygun görülmüştür. Şekil 4.17 : Çivili mevki tüfitlerine ait petrografik ince kesit görüntüleri- magmatik korozyon.

30 Şekil 4.18 : Gümüşpınar, Çivili Tüfiti stratigrafik kesiti.

31 İnceleme alanında kırıntılı gölsel çökelleri; Burmu Formasyonu üzerinde uyumlu yer alan birim için bölge genelindeki volkanik faaliyetlerin yaşı ve stratigrafisi göz önünde bulundurularak Pliyosen yaşı verilmiştir (Memikoğlu vd., 1976, Emre, 1986). 4.1.5. Mudamköy Volkanitleri Çalışma alanındaki tüflü seviyelerin üzerinde bulunan volkanik birimler Mudamköy Volkanitleri olarak adlandırılmışlardır (Yalçınkaya ve Avşar, 1980). Çivili köyünün güneyinde, Kepezeyreği ve Karaoluk tepeler başta olmak üzere bu alandaki tepelerin yüksek kesimlerinde gözlenir (Şekil 4.19). Şekil 4.19 : Çivili tüfiti ve üzerinde bloklar şeklinde yer alan riyolitik Mudamköy Volkaniti. Arazide gözlenen volkanik kayaçlardan alınan örneklerde gerçekleştirilen petrografik çalışmalar sonucunda kuvars, plajiyoklaz, amfibol minerallerine ve sferülitik oluşumlara rastlanmıştır Çivili tüfiti üzerinde ayrışmış pembemsi, bloklu görünümü ile yer alan birimin jeokimyasal verilerle riyolitik kayaç olduğu belirlenmiştir. Petrografik

32 incelemelerle A1 örneğinde gözllenen magmatik korozyon, magmanın volkanik çakıl tanesinden asidik olması sebebiyle kristalin zayıflık zonundan kristali törpüleyerek cep şeklini oluşturmuştur. Numunede plajioklaslar albit türünde ve polisentetik ikizlerinin sönüm açısı 6º-16º dir (Şekil 4.20). Şekil 4.20 : A1 nolu kesitte Sfelüritik oluşumlar ve magmatik korozyon. A3 nolu örnekte de kuvars taneleri yuvarlak ve magmatik korozyona uğramış görünür. Feldspatlar ise alkalileşmiş, kenarlarında ayrışma gözlenir. Her iki örnekte de amfibol ve biyotit kolayca seçilir (Şekil 4.21). Mudamköy Volkanitleri bölgede gözlenen en genç birimdir. Çivili Tüfiti üzerinde bulunan birimin arazideki yayılımı incelendiğinde volkanizmanın Çivili civarında faliyet gösterdiği ve lav akıntılarının Gümüşpınar bölgesine geçmediği yorumu yapılmıştır. Çivili Tüfiti ile aynı volkanizmanın sonucu oluştuğu düşünülen birime Pliyosen yaşı verilmiştir (Memikoğlu vd., 1976). Şekil 4.21 : A3 nolu örneğe ait petrografi kesitleri.

33 4.1.6. Alüvyon Tutturulmamış çakıl, kum, silt ve kil materyalinden oluşan alüvyon çalışma alanında Orhaneli çayı boyunca ve yoğun olarak Delibalılar Akçabük mevkileri arasında gözlenirler. 4.2. KESTELEK ÇALIŞMA ALANININ JEOLOJİSİ Kestelek bölgesindeki Neojen tortulları Paleozoyik ve Mesozoyik yaşlı bir temel karmaşığı üzerine uyumsuz olarak oturur. Tabanda konglomera ve kumtaşı ile başlayan çökeller, linyit düzeyleri içeren kil, marn, kireçtaşı, tüf ve aglomera ile devam eder. Daha sonra ortamın tektonik duraylılık kazandığı dönemde çökelen boratlı zonda, marn, kireçtaşı, tüf ve borat yatakları oluşmuştur. Bu dönemde volkanik faaliyet artmış ve tortullarla birlikte çökelen tüf ve aglomeraların yanısıra, andezitik ve riyolitik bileşimli volkanitler gelişmiştir. Bu dönemden sonra bölgedeki istif, gevşek çimentolu konglomera, kumtaşı ve kireçtaşı ardalanması ile tamamlanır (Özpeker, 1969 ; Helvacı, 1994). 4.2.1. Karakaya Karmaşığı Sakarya Kompozit alanı ile sınırlanmış Anatolid-Torid bloğunda yer almayan, Permiyen Triyas yaşlı birliklerden oluşmuş, Geç Triyas ta kuzeye Lavrasya kenarına yerleşmiş ve Erken Jura şelf karbonatlarınca örtülmüş klastik ve volkanik serilerden oluşan tektonostratigrafik bir istiftir (Bingöl vd. 1975; Okay vd. 1991; Pickett 1994). Bingöl vd. (1973), Bingöl (1975) tarafından ilk defa Karakaya Formasyonu olarak adlandırılan istifte Jura öncesi klastik kayalar ile Permo-Triyas yaşlı yabancı kireçtaşı blokları, Bailey ve McCallien (1950,1953) tarafından Ankara melanjının bir parçası olarak haritalanmış, Brinkman (1971), Karbonifer ve Permiyen yaşlı kirectaşlarını, Kuzeybatı Anadolu da matriksi Paleozoyik yaşlı grovaklar olan olistostromlar olarak tanımlamıştır. Karakaya Formasyonu; feldpatik kumtaşı, kuvars, konglomera, kumtaşı ve bunlarla ara katkılı spilitik bazalt, çamurtaşı ve radyolaryalı çörtten oluşur. (Okay ve Göncüoğlu 2004; Okay vd. 2010). Okay ve diğerleri (1990) Karakaya Kompleksini kaya türü ve tektonik ortamlarını göz önüne alarak 4 tektonik birliğe ayırtlamıştır. Bu tektonik birlikler en alttan üste doğru; Nilüfer Birimi - Hodul Birimi - Orhanlar Grovakı - Çal

34 Birimi;, Okay ve Göncüoğlu (2004) ise Karakaya Kompleksini; Alt Karakaya ve Üst Karakaya kompleksi; Pickett ve Robertson (1996) ise Nilüfer, Ortaoba ve Çal Birimleri ile ayırtlamıştır (Şekil 4.22; 23). Şekil 4.22 : Karakaya Formasyonu alt birimleri. (Pıckett & Robertson, 2004 ten değiştirilmiştir). Nilüfer Birimi, herhangi bir dalma-batma zonu etkisi görülmeyen levha-içi bir karakter sunar. Genellikle yeşilşist fasiyesinde, yer yer eklojite varan yüksek basınç/düşük sıcaklık fasiyesinde, bölgesel metamorfizma geçirmiştir. Alt- Orta Triyas yaşlı Nilüfer birimi; güçlüce deforme olmuş metabazit, mermer, fillit birliklerinden oluşur. Baskın litolojisi masif bazalt ve bazik piroklastik kayalardır, bunlara volkanojenik kumtaşı, silttaşı, çamurtaşı ve volkanojenik breş türü kırıntılı kayalar eşlik eder. Nilüfer Birimi'nin yapısal olarak üstünde yer alan Ortaoba Birimi, Triyas Okyanus ortası tipi bazaltların, radyolaryalı çörtlerin ve az oranda serpantinleşmiş ultramafik kayaların, hendek tipi çökeller olarak yorumlanan arkozik klastiklere eklendiği bir dalma-batma zonu ortamında bindirme dilimleri şeklinde yer alır. Feldspatik sedimentlerin varlığı bunların Sakarya kristalin temelinden türediğini düşündürmektadir. Kireçtaşı blokları ise yiten okyanusal levhadan yığışmıştır. Birimin

35 altındaki Nilüfer birliği ile ilişkisi düşük açılı bindirmeler şeklindedir. Birim, yoğun makaslama geçirmiş, tabakaya paralel gerilme, tekrarlayan bindirmeler şeklindedir. Üstündeki Çal birimine göre daha alteredir. Şekil 4.23 : Edremit-Havran bölgesinde yer alan Karakaya Kompleksinin şematik kesiti (Pickett & Robertson 2004 ten değiştirilmiştir). Kalabak Birimi; fillit, kuvars feldpatik şist, deforme konglomera ve rekristalize kireçtaşlarından oluşur. Kalabak birliğinin ortamı ve yaşı hala cevapsızdır. Ancak Edremit Kuzeydoğusunda bu birime ait fillitlerin Çamlık metagranodiyorit plütonlarınca kesildiği gözlenmekle beraber bu birimin Erken Devoniyen den yaşlı olduğunu göstermektedir. Birim için Paleozoyik yaşı düşünüldüğünde, Karakaya kompleksi gelişmeden Lavrasya yay önü parçası olarak oluştuğu savunulabilir. Tektonik olarak daha üstte yer alan, ve metamorfizma geçirmemiş ve altere olmamış olan Çal Birimi, levha-içi bazaltlarla beraber bulunan Geç Permiyen yaşta neritik kireçtaşı bloklarından oluşur. Çal Birimi'nin yer yer korunmuş alt kesimleri, jeokimyasal olarak kıtasal kökenli olarak belirlenen mikali şeylleri kapsar. Bu durum Çal Birimi'nin kıtasal bir kabuk üzerinde çökeldiği, daha sonra bu kabuğun dalmabatma ile yok olduğuna işaret eder. Çal birimi kumtaşları için yenilenmiş orojenik köken sunar. Kompleks oluşum ortamı için:

36 1.Rift modeli (Bingöl vd. 1975, Şengör & Yılmaz 1981, Şengör 1984); 2.Dalma-batma-eklenme modeli (Tekeli 1981, Pickett ve Robertson, 1996 ve Okay, 2000); 3.Triyas okyanus düzlüğü (Triassic oceanic plateau); 4.Denizdağı (Seamount) (Pickett & Robertson 1996) modelleri önerilmiştir. Çalışma alanının batı ucunda Döllük Güneybatısında, Mustafa Kemalpaşa çayının güneyinden başlayarak Kösehoroz ve Yenice mevkilerinde gözlenir. Çavuşköy batısında K50ºD 15º KB tabaka doğrultu ve eğim sunan rekristalize kireçtaşı ince-orta-kalın tabakalı, ayrışmış yüzeyi gri-bej renkte, taze yüzeyinde ise bal rengi bir görünüm sunar. Yenice güneyinde ise birim bloklar şeklinde gözlenir (Şekil 4.24). Şekil 4.24 : Karakaya Formasyonu na ait tabakalı (solda) ve bloklar şeklinde yer alan masif rekristalize kireçteşı (sağda) (Bakış yönü : K60D).

37 4.2.2. Kestelek Formasyonu Koçak (1989), tarafından Neojen; Neojen Alt Birimleri (Neojen Alt-1, Neojen Alt-2), Neojen Üst Birimleri (Neojen Üst-1, Neojen Üst-2, Neojen Üst-3 ve Neojen Üst-4) olarak 6 farklı litolojik birime ayrılmıştır. Bu çalışmada ise Kestelek Formasyonu olarak adlandırılmış ve 3 litostratigrafik birme ayırtlanmıştır (Şekil 4.25-27): 1. K1-K3 bor minerali 2. K4-K8 kiltaşı-kireçtaşı ardalanması K30ºD 75º KB 3. K9-K15 kumtaşı-çakıltaşı ardalanması K15ºB 20º GB Bor mineralinin taban oluşturduğu Kestelek Eti bor madeninde borlar kiltaşları ile arakatkılı yer alır. Kiltaşları koyu gri, parlak, yağımsı yüzey gösteren 10-20 cm lik tabakalar şeklinde metrelerce devamlılık gösterir. Bor minerali; linyit damarları ile ardılı, laminalı kalkerli killer (K2) ile arakatkılı olarak tabanda gözlenir. Killer içinde bulunan kil yumruları 1-5 cm çapında ve kırıldığında bor mineraline benzer ilksel kristal görünümündedir. Bu seviyenin üzerindeki killerde de linyit düzeyli laminalar, bitki izleri, kömürleşmiş bitki düzlemleri siyah rengiyle belirleyicidir (K4, K5). Özellikle bu seviyeler bol klivajlı, dağılgan ve laminalar şeklinde yer alır. Bir antiklinal çekirdeğini oluşturan K5, K6 nolu kireçtaşı ve killi kireçtaşı birimleri bu killi seviyelerin üzerinde ve kıvrımlı şekilde içiçe antiklinalin dış yüzeylerinde de gözlenir (Şekil 4.28). K30ºD 75ºKB tabaka doğrultuları sunan kumlu kireçtaşları dayanımlı, kalın tabakalı ve bej renktedir. Bu birimler üzerinde metrelerce devam eden kiltaşları ince-orta tabakalı yer yer lamina boyutunda, bol klivajlı, ve marnlarla arakatkılı devam eder. Zaman zaman artan organik madde miktarı ile birimin renginde koyulaşma, kızıllaşma gözlenir. K8 örneğindeki bu renk değişimi killer içine Fe li sular geldiğine işaret eder. Yine bu örnek içinde tatlı su yosunu izine rastlanmış, içleri silis ile dolmuştur. Bu seviyeler içinde 10-15 cm kalınlıkta çakıllı düzeylere rastlanır. K9 nolu seviye ile kumtaşları (K15ºD 5ºKB) killerle arakatkılı olarak K14 birimine kadar gözlenir. Bu seviyeden sonra ise kiltaşları gözlenmez, artık ortam tektonik açıdan aktif değildir. Kumtaşları ve çakıltaşları ardılı olarak yer alır. Çakıltaşları kötü boylanmalı 0.1-5 cm çakıl çaplarında ya da tane destekli ve iyi boylanmalı 1-2 mm çapta seviyeler sunar (K5ºB 20ºGB) (K9, K14).

38 Şekil 4.25 : Kestelek Eti Bor işletmesinde ölçülen ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit-i.

39 Şekil 4.26 : Kestelek Eti Bor işletmesinde ölçülen ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit-ii.

40 Şekil 4.27 : Kestelek Eti Bor işletmesinde ölçülen ölçeklendirilmiş stratigrafik kesit-iii.

41 Şekil 4.28 : Kestelek işletme sahasında tabandan itibaren birimlerin taslak çizimi ve petrografik ince kesit görünümleri.

42 Kil katmanları grimsi-siyah, kahvemsi renkte, organik malzemece zengin, noduler kil topları içeren bol klivajlı yapı sürüklenme kıvrımı - sunarlar. Sedimantasyonla eş tektonizma etkisi ile stratigrafi-ilksel dizilim bozulmuş, küçük ölçekte antiform, sinform yapılar gelişmiştir. Ayrıca kireçtaşı ve kumtaşı tabakaları ile aratabakalı bu killer deformasyon etkisi ile sünek davranış göstererek kumtaşı tabakaları arasında akmakayma yapıları göstererek buruşma klivajı, sürüklenme kıvrımları gelişmiştir (Şekil 4.29). Yaklaşık 40 m kalınlık sunan kiltaşları, düzensiz tane boylu (0.5-5 cm) çakıltaşı tabakaları ve kalın kumtaşı katmanları ile devam ederek çakıltaşı-kumtaşı ardalanması şeklinde gözlenir. İlksel tabaka duruşlarının kaybolduğu killi birimler üzerinde yer alan bu çakıllı seviyelerin ardından ortam tektonik açıdan duraylı bir hal almış ve sedimantastonla eş tektonik etkiler gözlenmemiştir. Küçük ölçekte faylar ise arazinin bir çok yerinde gözlenir.

43 Şekil 4.29 : İstifin üst kesimlerini oluşturan, karbonatlı birimlerden kumtaşına geçişin gösterildiği taslak kesitlerle, kayaç iç yapı ve doku özelliklerini gösteren arazi görüntüleri ve petrografik kesitleri.

44 4.2.3. Çiviliçam Volkaniti Eskibalçık, Yenikızılelma, Soğukpınar, Çiviliçam, Letafet mevkilerinde riyolit ve tüfit şeklinde gözlenen birim, arazide grimsi kahve renklerinde, büyük bloklu, masif ve dayanımlı olarak yer alır (Şekil 4.30). Şekil 4.30 : Çiviliçam volkanitlerine ait tüfit ve riyolit arazi görünümleri, Eskibalçık (Bakış yönü: K). Eskibalçık ta Neojene ait kil katmanları üzerinde bloklar şeklinde gözlenen birimin alt kesimlerini tüfit, üst kesimleri riyolit oluşturur. B3 olarak adlandırılan birimin petrografik ince kesitlerinde kuvars tanelerinde Gümüşpınar örneklerine benzer olarak magmatik korozyon gözlenir. Ayrıca tane dağılımı ve mikrolitik dokusu ile jeokimyasal veriler eşliğinde kayacı riyolit olarak adlandırmak mümkün gözükmektedir. Çiviliçam da birim ofiyolitik kayalar üzerinde yer alır ve en geniş yüzleği de bu bölgede gösterir. Çiviliçam dan Letafet yolu üzerine kadar devam eden birim tamamen riyolitten oluşur, tüfit gözlenmez. B2 olarak adlandırılan birimin kesitlerinde B3 örneğine benzer oluşumlar gözlenir (Şekil 4.31). Şekil 4.31 : Çiviliçam volkanitlerine ait riyolit ve B2 nolu ince kesit görüntüsü, Çiviliçam mevkii.

45 4.2.4. Kuvaterner Yaşlı Birimler Alüvyonlar ve taraça materyali Kuvaterner yaşlı birimler olarak tanımlanmıştır. Genellikle tutturulmamış çakıl, kum, silt ve kil gibi materyallerden meydana gelen alüvyon çalışma alanında çoğu MustafaKemalpaşa çayı boyunca gözlenen düzlüklerde üzerledikleri birimlere benzer köşeli çakıllar ihtiva ederler. Şekil 4.32 : Alüvyon (solda) ve taraça materyali (sağda). Taraça materyali ise Hacıali güneyinde, Çamlıca güneyinde ve Kestelek kuzeyinde kil, kum katmanları şeklinde gözlenir. Tabakalanma belli belirsiz ve açık renkli görünümleri ile belirgindir (Şekil 4.32). 4.3. JEOKİMYA Jeokimyasal analizler, Bursa Orhaneli ve Çaltılıbük dolayında yüzeylenen volkanik kayaçlardan derlenen seçilmiş örnekler üzerinde yapılmıştır. Elde edilen analiz verileri ile bölgede yer alan volkanik kayaçların jeokimyasal özelliklerinin incelemesi ve tektonik ortamın yorumlanması amaçlanmıştır. Orhaneli A1, A3; Çaltılıbük B2, B3 olmak üzere jeokimyasal analiz için derlenen 4 örnek çeneli kırıcıda öğütülmüş, 2-3 mm boyutundaki taneleri, laboratuvarda agat havanda 600 mesh boyutuna getirilinceye kadar öğütülmüştür. Toz halindeki her bir numune jeokimyasal analize gönderilmiştir. Major ve iz element kimyasal analizleri, Kanada ACME Analitik Laboratuvarı nda yaptırılmış, elde edilen analiz sonuçlarına göre volkanitlerin adlandırılması ve tektonik ortamın yorumlanması GCDKit V. 2,3 programı kullanılarak yapılmıştır.

46 Analiz sonuçları Tablo 4.1 de verilmistir. Tablo 4.1 : Jeokimya analiz sonuçları. ÖrnekNo: A1 A3 B2 B3 SiO 2 73,15 72,92 73,92 74,16 Al 2 O 3 13,21 13,84 13,33 13,26 Fe 2 O 3 2,21 2,03 1,69 1,54 MgO 0,50 0,56 0,38 0,47 CaO 1,53 1,89 1,11 1,19 Na 2 O 3,04 3,38 2,82 2,95 K 2 O 4,38 4,26 5,61 5,31 TiO 2 0,32 0,33 0,23 0,23 P 2 O 5 0,11 0,13 0,05 0,03 MnO 0,04 0,03 0,03 0,02 Cr 2 O 3 0,003 0,003 0,003 0,003 Ni <20 <20 23 <20 Sc 4 4 4 4 LOI 1,3 0,4 0,7 0,7 Sum 99,80 99,77 99,87 99,87 Ba 1054 1225 612 678 Be 6 6 3 <1 Co 3,0 2,9 2,1 1,9 Cs 5,0 7 11,0 6,5

47 Tablo 4.1 (devam) Ga 14,0 14,7 13,5 13,2 Hf 4,9 4,5 4,1 3 Nb 18,1 17 19,0 17,8 Rb 144,9 151,1 210,2 196,9 Sn 2 2 3 2 Sr 215,7 255 150,4 165,8 Ta 1,4 1,5 1,9 1,9 Th 24,0 27,1 29,3 27,1 U 7,0 5,8 7,9 6,1 V 29 33 22 23 W 3,2 17,8 3,4 3,6 Zr 177,5 157 118,6 118,6 Y 21,9 18,9 25,5 16,3 La 44,0 44,2 29,4 26,9 Ce 60,9 74 54,4 48,8 Pr 7,70 7,53 5,74 5,31 Nd 24,3 27 19,8 18,3 Sm 4,77 4,32 4,31 3,53 Eu 0,78 0,73 0,62 0,63 Gd 4,19 3,49 3,98 3,35 Tb 0,70 0,55 0,73 0,52 Dy 4,04 2,87 3,41 2,88 Ho 0,71 0,68 0,77 0,61 Er 2,25 1,81 2,22 1,74

48 Tablo 4.1 (devam) Tm 0,33 0,32 0,44 0,31 Yb 2,59 2,01 2,61 1,85 Lu 0,35 0,31 0,42 0,32 TOT/C <0.02 <0.02 <0.02 0,02 TOT/S <0.02 <0.02 <0.02 <0.02 Mo 0,4 0,5 1,0 0,5 Cu 1,1 2,4 1,1 1 Pb 2,6 3,6 6,1 5,9 Zn 15 17 12 17 Ni 9,7 10,1 14,5 13,5 As 1,3 4,8 1,6 1 Cd <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Sb 0,2 0,3 0,3 <0.1 Bi <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Ag <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 Au <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 Hg <0.01 <0.01 0,18 0,16 Ti <0.1 0,1 0,1 <0.1 Se <0.5 <0.5 <0.5 <0.5

49 4.3.1. Sınıflama Jeokimya verileri ile örneklerin sınıflanması için Shand 1947, A/NK - A/CNK diyagramı; Irvine ve Baragar 1971, AFM diyagramı; Peccerillo ve Taylor 1976, SiO 2 - K 2 O diyagramı; Middlemost 1985 ve 1994, TAS diyagramları; Winchester ve Floyd 1977, Zr/TiO 2 - SiO 2 diyagramları ile major ve iz element jeokimyası üzerine alterasyon etkileri araştırılmıştır. Örneklerin, Winchester ve Floyd (1977), Zr/TiO 2 -SiO 2 diyagramında Riyolit-Dasit alanına; Middlemost (1994), TAS (Toplam alkali-sio2) diyagramında Riyolit alanına düştüğü görünmektedir (Şekil 4.33) Özellikle, duraylı elementlerle altere kayaların ayırt edilmesine yönelik Winchester ve Floyd (1977), Zr/TiO 2 -SiO 2 diyagramı ile Middlemost (1994), TAS diyagramlarındaki izdüşümlerin uyumlu olması, major elementlere göre yapılan sınıflamalarda alterasyonun önemli bir etkisinin bulunmadığını göstermektedir (Şekil 4.33).

50 Şekil 4.33 : Örneklerin kayaç sınıflama diyagramları. Magma karakterinin belirlenmesine yönelik sınıfladırmada: Shand (1943), A/NK (Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O) - A/CNK (Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O)indeksinde, örnekler peralumin alana; Peccerillo ve Taylor (1976), K 2 O ve SiO 2 içerikleri kullanılarak hazırlanan diyagramda, yüksek potasyumlu kalkalkalen ve şoşonitik alana; Irvine ve Baragar (1971), FeO - (Na 2 O+K 2 O) - MgO (AFM) üçgen diyagramında ise tamamının kalkalkalen alana düştüğü gözlenmektedir (Şekil 4.34).

51 AFM (Irvine ve Baragar (1971)) Şekil 4.34 : Volkanik sınıflama diyagramları.

52 4.3.2. Tektonik Ayırım Jeokimyasal verileri değerlendirerek riyolit olarak sınıflandırdığımız ve % 70 den fazla SiO 2 içeriğine sahip kayaç örneklerinin kaynak özelliklerini ve tektonik ortamlarını belirlemede Pearce ve diğerleri (1984), Nb/Y, Rb/(Y+Nb), Ta/Yb ve Rb/(Ta+Yb); Batchelor ve Bowden (1985), R2=6Ca+2Mg+Al/ R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) tektonomagmatik ayırım diyagramları kullanılmıştır. Pearce vd. (1984) Rb/Ta+Yb tektonik ortam ayırım diyagramında Orhaneli arazisinden derlenen A1 ve A3 kayaç örnekleri volkanik yay granitleri (VAG)alanına, Çaltılıbük B2 ve B3 örnekleri çarpısma esnası granitleri (Syn-COLG)- volkanik yay granitleri (VAG) sınırına denk düşmektedir. Pearce vd. (1984) Ta/Yb diyagramında A1 ve A3, volkanik yay granitleri (VAG) alanınıa; B2 ve B3, çarpışma esnası granitleri (Syn-COLG) alanında yer alır (Şekil 4.35). Şekil 4.35 : Tektonik ortam ayırım diyagramları. Pearce ve diğerleri (1984), Rb/(Y+Nb) diyagramında tüm örnekler volkanik yay granitleri (VAG) alanında yer alır.

53 Pearce ve diğerleri (1984), Nb/Y,diyagramında ise A1 ve B2 örnekleri carpışma esnası granitleri (syn-colg) - volkanik yay granitleri (VAG) alanı ile levhaiçi granitleri (WPG) sınırında yer alırken; A3 ve B3, tek bir alan olarak gösterilen çarpışma esnası granitleri (syn-colg) ve volkanik yay granitleri (VAG) alanına düşmektedirler (Şekil 4.36). Şekil 4.36 : Tektonik ortam ayırım diyagramları. Pearce ve diğerleri (1984), Nb/Y, Rb/(Y+Nb), Ta/Yb ve Rb/(Ta+Yb) tektono-magmatik ayırım diyagramına göre örneklerin yer aldığı tektonik ortamlar:

54 Tablo 4.2 : Örneklere ait ortamsal sınıflama. Rb/Ta+Yb Ta/Yb Rb/(Y+Nb) Nb/Y A1 VAG VAG VAG A3 VAG VAG VAG VAG+syn- COLG ile WPG Sınırı VAG+syn- COLG B2 Syn-COLG/VAG Sınırı syn-colg VAG VAG+syn- COLG ile WPG Sınırı Syn-COLG/VAG B3 Sınırı syn-colg VAG VAG+syn- COLG Batchelor ve Bowden (1985), R2=6Ca+2Mg+Al/ R1=4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti) tektonomagmatik ayırım diyagramı kullanılarak elde edilen, kayaç örneklerinin oluşumlarının çarpışmayla eş zamanlı (Syn-collision) geliştiğidir (Tablo 4.2) (Şekil 4.37).

55 Şekil 4.37 : R 1 /R 2 diyagramı, oluşum süreci. 4.3.3. REE Dizilimi REE dizilimi: duraysız olan, genis iyonlu litofiller (LIL: Rb, Ba, K, Sr..); hafif nadir toprak elementleri (LREE: La, Ce, Pr, Nd ); ağır nadir toprak elementleri (HREE: Lu, Yb, Y, Ti) ile kalıcılığı yuksek olan (HFS: Ti, Zr, Nb, Y ) uyumsuz elementler kullanılarak (Kondrit ve spider diyagramları) kayaçları oluşturan magmanın türediği kaynağın özellikleri ile petrolojik süreçlerin irdelenmesi amaçlanmıştır. Orhaneli A1, A3 örnekleri ile Çaltılıbük B2, B3 örneklerinden elde edilen jeokimyasal veriler ile

56 nadir toprak element kapsamları, kondrit REE ve N-MORB spider ve diyagramlarına düşürülmüştür. Örneklere ait nadir toprak elementlerinin Kondrite göre normalize edilmesiyle hazırlanan Kondrit diyagramında: A ve B örnekleri benzer LREE-zenginleşmesi (hafif nadir toprak elementleri) ile ağır nadir toprak elementlerinde (HREE) düşük konsantrasyon ve doğrusal REE dizilimi; K, Rb, Ba, Th gibi nadir toprak elementlerinde (large ion lithophile elements - LILE) zenginleşme; Nb, P, Ti gibi elementlerde (high field strength elements (kalıcılığı yüksek katyonlar - HFSE) ise göreceli bir tüketilme gözlenmektedir. LILE elementlerde HFSE elementlere bağıl olarak zenginleşme, dalma-batma bileşeni ile zenginleşmiş manto kaynağına işaret eder. N-MORB diyagramında: örneklerin REE dizilimleri birbirlerine benzerlik göstermekle beraber Eu değerleri negatif anomali göstermektedir. Kayanın fraksiyonel kristallenmesi veya kısmi ergimesi ile felsik eriyikteki feldspatların/plajioklasların taşınması sonucu kaynak alanda kalan plajioklaslar eriyikteki negatif Eu anomalisini artırır ve Eu tüketimine uğramış kıta kabuğu malzemesine bağlı kirlenmeye işaret eder; Nb ve Ti elementlerinde ani bir düşüş gözlenmektedir. Negatif Nb ve Ti anomalileri kayaçların ana magmasının gelişiminde, yitim bileşeninin varlığına veya kıta kabuğu kirlenmesine işaret edebilir (Pearce 1983); Yüksek La, Th ve Ce içeriği çarpışma sonrası granitler için karakteristiktir (Harris vd., 1986) A1-A3 örneklerinde La ile Th değerleri arasında belirgin bir fark varken, B2-B3 örneklerinde yaklaşık yakın değerlerdedir (Tablo 4.3). Bu durum granitik magmanın yitim etkisiyle metasomatize olmuş mantodan türediği ve kıta kabuğu tarafından kısmen kirlendiği ve daha sonra çarpışma sonrası tektonik ortamın hakimiyet kazandığı şeklinde yorumlanabilir.

57 Tablo 4.3 : Örneklerin La, Th, Ce değerleri. A1- A3 B2-B3 La 44-44,2 26,9-29,4 Th 24-27 27,1-29,3 Ce 60,9-74 48,8-54,4 Tektonik ayırımda kaya örneklerinin volkanik yay granitleri (VAG) ile carpısma esnası granitoidleri (syn-colg) alanını sınırına yakın yer almaları ve bu örneklerin peraluminus karakterde olması bu sonucu destekler niteliktedir (Şekil 4.38). A1 A3 B2 B3 Şekil 4.38 : NMORB diyagramı.

58 4.4. YAPISAL JEOLOJİ 4.4.1. Doğrultu ve Eğimler Gümüşpınar açık kömür işletmesinde ölçülen Burmu Formasyonu na ait Neojen birimlerde gözlenen eğimler çoğunlukla KD doğrultu GD eğim gösterir. Havza eksen doğrultusunda kalan çok dar bir bölgede terslenen eğim, B ve KB ya doğrudur. Bununla beraber sahada KB doğrultu ve KD eğime sahip tabakalar da yer alır, tabakalar ortalama 25º eğim gösterirler. Çivili tüfiti Altıntaş kuzeyinde KB 10º-20º GB doğrultu sunarken Çivili ve Gazioluk KB 15ºKD doğrultu ve eğim gösterir. Kestelek arazisinde tabanda yer alan killer tektonizma etkisiyle ilksel stratigrafik dizilimlerini korumadığından tabaka doğrultu ve eğimlerinden söz etmek doğru olmayacaktır. Fakat üzerinde yer alan kumtaşı ve çakıltaşlı seviyelerde bu etki gözlenmez ve birimler yataya yakın eğimlerde paketlenmiştir. Bu birimlerde ölçülen tabaka doğrultuları K60ºB 20º GB gözlenir. Hacıali ve Kestelek kuzeyinde tabakalar KD doğrultulu ve KB yönüne 5º-10º eğim gösterir. Çaltılıbük, Karacalar ve Yenikızılelma da ise yaklaşık 20º KD doğrultulu ve GD ya eğimlidir. Fındıcak ve Eskibalçık ta da 20º-30º KD doğrultulu ve KB ya eğimli yer alır. 4.4.2. Faylar Gümüşpınar fayı: Gümüşpınar çökelme havzası KB ve KD yönünde uzanan iki fayla sınırlanmıştır. Birbirine yarı paralel gelişen bu faylar havzaya çökelim için gerekli çukurluk alanı - havzayı oluşturan faylardır. Havzanın doğu sınırını oluşturan KD doğrultulu fay Orhaneli ofiyoliti ve metamorfik temel arasında sınır oluşturur ve doğrultu atım bileşenine sahiptir. KB doğrultulu fay ise oblik atımlı normal fay özelliğindedir (Şekil 4.39-4.41). Gümüşpınar açık ocak işletmesinde gözlenen tüm faylar, aynı karakterde; sağ yönlü doğrultu atım ve oblik atım bileşeni gösterirler. Burmu formasyonu birimlerini kesen faylar, düşeyde metrelerce atım; fay yüzeyleri ve çizikleri ile belirgindir. İstifin alt kesimlerinde fayın birimi boylu boyunca kestiği, üst kesimlerinde ise fayla eş zamanlı

59 çökelim gözlenir. Şekil 4.39 : Düşey ve sağ yanal doğrultu atım gösteren süreksizlik düzlemi. Gümüşpınar kömür işletmesi. Şekil 4.40 : Büyük ölçekte fayın doğrultu atımını karakterize eden, yatay çizgiler eşliğinde yarı dik ikincil çizgilerin oblik atım bileşenini de ortaya koyduğu fay çizikleri, Gümüşpınar kömür işletmesi.

60 Şekil 4.41 : Düşey atımın birimi kıvırdığı, fay kertiklerinin ve breşleri ile fay aynası gözlenir. Gümüşpınar Kömür İşletmesi. Çalışma alanının doğusundan başlayarak KB ya devam eden ve akarsu üzerinde atım gerçekleştiren faylar gözlenir. Girencik Fayı : KB doğrultuya sahip doğrultu atımlı fay özellikle Orhaneli çayında oluşturduğu topuk şekli ile kendini gösterir. Fayın ötelemesi ile kuzeye itilen kesiminde Karıncalı ya uzanan ikinci bir doğrultu atımlı fayın varlığından bahsedebiliriz. Yine çayın batı devamlılığındaki düzensiz akış ve atımlar, düşey ve doğrultu atımlı fayların varlığını düşündürmektedir. Orhaneli ofiyoliti bindirme ile metamorfik temel üzerine yerleşmiştir. Kestelek : Yerel ölçekte çok miktarda düşey normal faylar gözlenir (Şekil 4.42-4.43).

61 Şekil 4.42 : Karbonatlı birimleri kıvırıp büken, en echelon fay serileri. Karacalar mevki. Şekil 4.43 : Sedimantasyonla eş büyüme fayları ve kör faylar, Çömlekçi kuzeyi, ÇamTepe.

62 4.4.3. Kıvrımlar Bölgedeki kıvrımlanmaların eksenleri, genel olarak KD-GB yönündedir. Kestelek: Sedimantasyonla eş tektonizma etkisi ile stratigrafi-ilksel dizilimin bozulmuş, küçük ölçekte antiform, sinform yapılar gelişmiştir. Ayrıca kumtaşı tabakaları ile aratabakalı killer deformasyon etkisi ile sünek davranış göstererek kumtaşı tabakaları arasında akma-kayma yapıları göstererek buruşma klivajı, sürüklenme kıvrımları gelişmiştir (Şekil 4.44-4.47). Yalnız maden havzasında değil arazide Neojen birimin gözlendiği tüm mostralarda farklı ölçeklerde (10-20 cm; 1-3 m kalınlıkta) kıvrımlar gözlenir. Kıvrım gidiş doğrultuları K40ºD düzlemi üzerinde yer alır. Şekil 4.44 : Daha dayanımlı karbonat istifi içinde killerin sürüklenerek bükülmesi ile gelişmiş kıvrım. Çaltılıbük Karaorman mevkii.

63 Şekil 4.45 : Yenikızılelma mevkiinde gözlenen küçük ölçekte (20cm) kıvrım.. Şekil 4.46 : Killi, karbonatlı seviyelerden oluşan dağılgan birimde gelişen yerel kıvrım.yenikızılelma mevki.

64 Şekil 4.47 : Kestelek bor işletmesine ait sketch kesiti, kayaç arazi görünümü ve el çizimleri.

65 4.4.4. Uyumsuzluklar Çalışma alanında tabanda Çatalca Mermeri üzerine tektonik dokanakla yerleşen Üst Kretase yaşlı Orhaneli Ofiyoliti bulunur. Ofiyolit üzerinde Miyosen-Pliyosen yaşlı Burmu Formasyonu uyumsuzlukla yer alır. Burmu Formasyonu, Gümüşpınar ve Dündarköy arazilerinde metamorfik temel ve ofiyolit üzerinde; Karıncalı da Orhaneli ofiyoliti üzerinde ve Kusumlar doğusunda ise metamorfik temel üzerinde uyumsuzlukla yer alır. Pliyosen yaşlı Çivili tüfitine ait istif, Çivili de Orhaneli ofiyoliti üzerinde ve Yenidanişment mevkinde ofiyolit olmaksızın doğrudan metamorfik temeli uyumsuzlukla örtmektedir. Kestelek arazisinde ise Neojen istif, batıda Karakaya Formasyonu birimleri üzerine doğuda ise Orhaneli ofiyoliti üzerinde uyumsuzlukla yer alır. 4.5. TARİHSEL JEOLOJİ Bölge, Güney Marmara da yer alan ve Sakarya kıtası ile Anatolid Torid bloğunun çarpışması sonucu şekillenen Orhaneli Mustafa Kemalpaşa (Bursa) alanında ağırlıklı olarak Tersiyer yaşlı kayaları kapsamaktadır. Bölgede İntra-Pontid kenet kuşağı çarpışmasından doğan deformasyon ve Üst Kretase de gelişmiş ofiyolit üzerlemesi bölgenin tektonik ve metamorfik tarihçesini oluşturmuştur. Dolayısıyla Sakarya zonuna ait Mesozoyik kayaları, Tetis okyanusuna ait ofiyolitik birimler, Tavşanlı zonuna ait metamorfik ve granitik kayalar ile Tersiyer yaşlı sedimanter örtü birimler bölgenin jeolojisini oluşturmaktadır. Farklı tektonik gerilmelerin etkisiyle Batı Anadolu da gelişen graben sistemi ve D-B yönlü gerilme kuvvetlerinin etkisiyle KD-GB yönünde çöken grabenlerlerde kömür ve bor oluşumları gelişmiştir. Neojen istifler, Tersiyer başında tüm Batı Anadolu yu etkileyen büyüme fayları ve grabenleşme ile volkanik ve sismik yönden aktif sahalarda gelişmiş dağarası kapalı havzalardaki ayrık veya birbirleriyle bağıntılı olabilen playa-göllerinde oluşmuşlardır. Neojen birimler ayrıntılı incelendiğinde, katmanların tabaka eğimleri genellikle yataydan 20 o ye kadar değişir. Yataklar kuzeybatı-güneydoğu ve kuzeydoğu-güneybatı uzanımlı gravite fayları tarafından biçilmiştir. Egemen olan fay tipi, eğimleri 30 o den düşeye kadar değişen normal faylardır. Faylanma ile oluşan göl ortamlarında kömür, indirgen-asidik bir

66 ortamda depolanırken, bölgede volkanik kayaların bulunması, bor getirimi ve borat oluşumu için gerekli süreçleri sağlamıştır. Borat havzalarındaki tortulların büyük bir bölümü volkanik gereçten türemiştir. Tersiyer başlangıcından Kuvaterner'e kadar devam eden volkanik aktivitelerin yeraldığı bölgelerde, kıta-içi playa-göl tortulları içinde oluşan mineral yataklarının litolojisi birbirlerinden farklılıklar göstermelerine karşın, genellikle çakıltaşı, kumtaşı kiltaşı, tüf, tüfit, marn ve kireçtaşı ile arakatmanlıdır. Tortullar genellikle açık bir devirsellik gösteren, kurak veya yarı kurak iklim koşullarında, bağımsız ya da birbirleriyle çeşitli bağlantıları olan havzalarda depolanmışlardır. Riyolitik, dasitik, trakitik, andezitik ve bazaltik bileşimlere sahip volkanik kayalar ve bunların kırıntılı gereçleri (piroklastikler) söz konusu gölsel tortullarla ara katmanlanmışlardır. 4.6. EKONOMİK JEOLOJİ Gümüşpınar Neojen yaşlı çökeller içinde gözlenen kömür, ofiyolit ve metamorfit dokanağı üzerinde diskordan olarak bulunan konglomera ve kumtaşı, grimsi-yeşil renkli kiltaşı katmanlarına düşey geçişlidir. Kalın kiltaşı katmanları arasında ortalama damar kalınlığı Gümüşpınar sektöründe 7 m, sağırlar sektöründe 3.3 m, Çivili sektöründe 3.3 m kalınlıklara sahip ve kömür yoğunluğu 1.4 ton/m 3 tür. Ortalama olarak 2000Kcal/kg değerli hesaplanmıştır. Linyit kömürü üretimi açık işletme yöntemiyle yapılmaktadır. Toz ve düşük kalorili kesimleri termik santrallerde, parça kömür ise yakacak olarak kullanılmaktadır. Kestelek bor havzasında ise kolemanit ve probertit üretimi yapılmaktadır. Yatağın yayılım şekli düzenli olmayıp, doğrultu boyunca (genişliği) 450-850 m arasında, eğim boyunca (uzunluğu) ise 300-1000 m arasında değişmektedir. Kalınlığı da 30-50 m arasında değişir (Koçak 1989). Kestelek borat yatağında bor cevherleri çeşitli kalınlıkta seviyeler halinde laminalıkiltaşı, kireçtaşı, tüf ardalanması içinde yer almaktadır. Cevher çökelimleri tabaka, mercek ve yumru şekillidir.

67 5. TARTIŞMA VE SONUÇ 1.Anadolu levhasının saat yönünün tersi rotasyonla doğu Akdeniz litosferi üzerine ilerlemesi, Batı Anadolu da gerilme ve çok sayıda graben gelişimi ile sonuçlanmıştır. KB Anadolu da gelişmiş bu graben havzalarının taşıdığı genel özellikler Orhaneli ve Çaltılıbük Neojen havzaları için de geçerlidir: - Erken Miyosen de D-B gerilme rejimi altında yaklaşık K-G gidişli fay sınırlı havzalar, Geç Miyosen de K-G gerilme rejimi ile bugünkü PliyoKuvaterner yaşlı D-B gidişli grabenler gelişmiştir (Yılmaz vd. 2000). - Fay zonlarıyla ilşkili gelişen tansiyonel açılmalar boyunca magma yerleşimi gözlenir. - K-G yönelimli grabenlerde başlangıç çökelimi kaba klastiklerdir. Ardından çoğunlukla düşük enerjili göl ortamlarında şeyl baskın istif gelişmiştir. Bu kayalar yoğun linyit tabakaları ile kalın volkanosedimanter birimler içerir. 2. Her iki havzada da kömürleşmiş seviyeler gözlenir fakat miktarları farklılık gösterir. 3. Her iki havzada yer alan volkanitler benzer petrografik özellik sunarlar. Jeokimyasal verilerle de bu volkanitlerin kalkalkalen volkanik yay ve çarpışma esnası granitleri alanında yer alan riyolit türü kayaç olduğu anlaşılmıştır. 4. Orhaneli de indirgen ortam karakter eden kömür gelişimine karşılık, Kestelek te yükseltgen bor minerali oluşumu Orhaneli nin daha kapalı bir havza olduğuna işaret eder. 5. Orhaneli Gümüşpınar da ölçülen paleoakıntı yönleri ile sellenmelerin ilk evrede KB sonraki dönemde ise G yönünde olduğu gözlenmiştir. 6. Gümüşpınar istifinde karasal (göl) ortamını karakterize eden Limnea sp. ve Planorbis sp. fosillerine rastlanmıştır.

68 KAYNAKLAR Bingöl, E., Akyürek, B., Korkmazer, B., 1975, Biga Yarımadasının Jeolojisi ve Karakaya Formasyonunun Bazı Özellikleri. Cumhuriyetin 50. Yılı Yerbilimleri Kongresi Tebliğleri, Maden Tetkik ve Arama Enstitüsü, 70-77 Delaloye, M., Bingöl, E. 2000, Granitoids from Western and Northwestern Anatolia: Geochemistry and Modeling of Geodynamic Evolution. International Geology Review, 42, 3, 241-268. Dewey J. F., Şengör C., 1979, Aegan and surrounding regions: Complex multiplate and continuum tectonics in a convergent zone. Geological Society of America Bulletin 90, 84-92, 3 figs. Emre, H., 1986. Orhaneli ofiyolitinin jeolojisi ve petrolojisi. İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, İstanbul, Doktora Tezi, 173. Fytikas, M. vd., 1984. Tertiary to Quaternary evolution of volcanism in the Aegean Region. In: Dixon, J.E., Robertson, A.H.F. (Eds.), The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean: Special Publication, Geological Society, 17, 687 700. Kaya O., Özkoçak O. Lisenbee A., 1989, Stratigraphy of the Pre - Jurassic Blocy Sedimantary Rocks to the South of Bursa, NW Turkey. Mineral Research and Explaoration Bulltein, 109, 15-24. Mccallien, W. J. 1950, The Ankara Mélange and the Anatolian. Geological Society of Turkey, 2, 1. Nzegge, O.M., Satır, M., 2007, Geochronology of the basement of the Central Pontides, NW Turkey: A Confirmation Of Eurasian Origin. Journal of Geophysical Research 9, 08626 (Sref-Id: 1607-7962/Gra/Egu2007-A-08626). Okay A. I., 1984, Distribution and characteristics of the North-West Turkish Blueschists Geological Society of London. Okay A.I., Göncüoğlu C., 2004: The Karakaya Komplex: A Review of Data and Concepts. Turkish Journal Earth Science. 13, 77-95. Okay A.I., 1986 High Pressure - Low Temperature Metamorphic Rocks of Turkey Geological Society of America Memoir, 164. Okay A., Whitney D.L., 2010, Blueschists, Eclogites, Ophiolites And Suture Zones. In Northwest Turkey: A Review And A Field Excursion Guide. 35 (2), 131-172

69 Okay A., 2011, Tavşanlı Zonu: Anatolid-Torid Bloku'nun Dalma-Batmaya Uğramış Kuzey Ucu. Maden Tetkik Arama Dergisi, 142, 195-226. Okay A., 2002, Jadeite chloritoid glaucophane lawsonite blueschists in northwest Turkey: unusually high P/T ratios in continental crust Journal of Metamorphic Geology, 20, 757 768. Okay A.I. 2002, Triassic Blueschists And Eclogites From Northwest Turkey: Vestiges of The Paleo-Tethyan Subduction. Lithos, 64, 155 178. Okay A.I., Göncüoğlu, 2004, The Karakaya Complex: A Review of Data and Concepts Turkish Journal Earth Science, Vol. 13, 2004, 77-95. Palmer M. R., Helvacı C., 1997, The boron isotope geochemistry of the neogene borate deposits of western Turkey. Geochimica et cosmochimica acta, 61, 15, 3161-3169. Pıckett E.A., Robertson A.H.F, 2004, Significance of the Volcanogenic Nilüfer Unit and Related Components of the Triassic Karakaya Complex for tethyan Subduction/Accretion Process in NW Turkey. Turkish journal earth science,13, 97-143. Sarıfakioğlu E.; Özen H.; Wınchester J.A., 2007: Whole rock and Mineral Chemistry of Ultramafic-mafic Cumulates from the Orhaneli (Bursa) Ophiolite, NW Anatolia. Turkish journal earth science 19, 55-83. Şengör A.M.C, Yılmaz Y., 1981, Tethyan Evolutıon of Turkey: A Plate Tectonıc Approach Tectonophysics, 75, 181-241. Ustaömer, T., Robertson, A.H.F., 1994, Late Paleozoic Marginal Basin and Subduction-Accretion: The Paleotethyan Küre Complex, Central Pontides, Northern Turkey. Journal of the Geological Society, London 151, 291-305. Yılmaz, Y., 1989, An approach to the origin of young volcanic rocks of Western Turkey. In: Şengör, A.M.C. (Ed.), Tectonic evolution of the Tethyan Region: The Hague. Kluwer Academic, 159 189. Yılmaz Y., Genç Ş.C., Yiğitbaş E., Bozcu M., Yılmaz K., 1994, Geological evolution of the late Mesozoic continental margin of Northwestern Anatolia. Tectonophysic 243, 155-71.

70 Yılmaz Y.; Genç Ş. C., Gürer F., Bozcu M., Yılmaz K., Karacık Z., Altunkaynak Ş., Elmas A., 2000, When did the Western Anatolian grabens begin to develop? Geological society, London, special publications, 173, 353-384.

71 EKLER EK-1 Kestelek Jeoloji Haritası, Gümüşpınar (Orhaneli) Jeoloji Haritası. EK-2 Kestelek Jeolojik Enine Kesiti, Gümüşpınar (Orhaneli) Jeolojik Enine Kesitleri.

72 ÖZGEÇMİŞ Kişisel Bilgiler Adı Soyadı Uyruğu ESRA ALKAN T.C. Doğum tarihi, Yeri 14.09.1988 Telefon 05434420426 E-mail ess_alkan@hotmail.com Eğitim Derece Kurum/Anabilim Dalı/Programı Yılı Yüksek Lisans İ.Ü. Fen Bilimleri Enstitüsü 2015 Lisans İ.Ü. Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü 2010 Lise Sarıyer Vehbi Koç Vakfı Lisesi 2005