MTA Dergisi 121, 97-113, 1999 JASPEROİD TİPİ EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BATI ANADOLUDAN BİR ÖRNEK: DEĞİRMENCİLER ANTİMUAN CEVHERLEŞMESİ (SİMAV, KÜTAHYA) Vedat OYGÜR* ve Ayhan ERLER" ÖZ.- Değirmenciler antimuan cevherleşmesi, Simav yöresindeki stratigrafik istifin tabanındaki biyotitli gnayslar içerisinde bulunan mermer merceklerine yerleşmiş stibnitli kuvars damarlarından oluşur. Kireçtaşının ornatımı ile ve açık boşluk dolgusu biçiminde oluşmuş kuvars damarları ana kayanın şistozitesini kestiği gibi onunla uyumlu olarak da yüzeyler. Kireçtaşları, cevherleşme öncesinde, faylar boyunca dekalsifikasyona uğramış ve daha sonra kalsitin silika tarafından ornatılması sonucunda jasperoide dönüşmüştür. Yan kayada, montmorillonit, smektit, kuvars, opal-ct, kristobalit ve dikitten oluşan ortaç ile ileri arjilik alterasyonlar yanında hidrotermal alterasyonun asit özütleme zonunu temsil eden halotrişit de görülmektedir. Silisleşmiş kaya içerisinde kolloform ve kabuklanma tipi bantlı dokular, tarak dokusu ve kokart dokusu yaygındır. Cevherli kesimlerde, siyah silika hamurlu ve yer yer bol piritli hidrotermal breşler görülür. Damarlarda pirit ve grafit, stibnite eşlik etmektedir. Ayrıca az miktarlarda galen, kalkopirit, molibdenit, bizmut, altın ve gümüş de bulunmaktadır. Kuvars kristallerindeki sıvı kapanımlarda ölçülen homojenleşme sıcaklıkları 200-310 C arasında değişmekte ve bir epitermal sistemin derin kesimlerine işaret etmektedir. Damarlarda stibnit ve molibdenitin beraberliği, hidrotermal çözeltilerin metal içeriğini magmatik buharlardan kazanmış olabileceğine işaret eder. Bu nedenle, cevherli eriyiklerin, cevherleşme yakınında yüzeyleyen dasit porfirlerle temsil edilen bir gömülü granitoyid stoğuyla kökensel ilişkisi olduğu düşünülmektedir. Bununla birlikte, damar içeriğinde yer alan grafit, rutil ve anataz ise yükselimleri sırasında hidrotermal akışkanlara yan kayalardan özütleme şeklinde katılım olduğunu da göstermektedir. GiRiŞ iç Batı Anadoluda yer alan çalışma sahası, Kütahya ili Simav ilçesi Değirmenciler mahallesinin 500 m kadar güneyinde ve Lalelik sırtının batı yamacında bulunur (Şek. 1). Değirmenciler antimuan cevherleşmesi 1:25 000 ölçekli J21c3 topoğrafik paftasında, 68.83 doğu ve 28.69 kuzey grid koordinatlarındadır. Batı Anadolunun önemli tektonik unsurlarından birisi olan Simav grabeninin güney kenarında ve graben ana fayının çok yakınındadır. Çalışma sahasının yakınında bulunan Eğrigöz granit masifi Öztunalı (1973) ve Akdag granit masifi Uz (1973) tarafından incelenmiştir. Akdeniz ve Konak (1979 a, b), Konak (1982), Değirmenciler cevherleşmesini içeren Simav yöresindeki metamorfik kayalara ilişkin ayrıntılı jeolojik araştırmaları yapmışlardır. Ercan ve diğerleri (1982) ise bölgedeki Senozoyik yaşlı volkanik kayaların kimyasal bileşimini ve kökenini araştırmıştır. Değirmenciler cevherleşmesinde 1970 li yıllarda, Lalelik sırtına doğru DGD yönünde sürülmüş bir galeriyle yer altı madenciliği yapılmıştır. Ağaç tahkimatlı ve 50 metre uzunluğunda bir desandreyle başlayan galeri, yatay kesiminin 100 üncü metresinde çökmüş durumdadır. Üretimin yapıldığı kesim bir kuyuyla, ana galerinin 35 m altındaki nakliyat tüneline bağlanmıştır. Bir diğer galeri, Tütünlük deresinin taban seviyesinden, Lalelik sırtındaki galerinin tersine GB yönünde 70 m kadar sürülmüştür. Ayrıca, Lalelik sırtının batı eteğinde, cevher hazırlama ve zenginleştirme tesislerinin temel duvarları görülmektedir. Değirmenciler antimuan cevherleşmesine ait herhangi bir rapor veya yayımlanmış bir çalışma yoktur. Çalışma sahasının batısındaki Ahmetli köyünün güneyinde bulunan benzer bir antimuan cevherleşmesi, imdat ocağı, Taşkın (1978) tarafından incelenmiştir. "Sedimanter kayalarda yerleşmiş" epitermal cevherleşmeler yaygın bir biçimde "Carlin tipi yataklar" olarak da adlandırılmaktadır (Bonham, 1989; Berger ve Henley, 1989; Berger ve Bagby, 1991). * Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Maden Etüt ve Arama Dairesi, 06520 Ankara. ** Orta Doğu Teknik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 06531 Ankara.
98 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER Bu tür cevherleşmeler için "Karbonatlarda Yerleşmiş" (Rye, 1985; Berger, 1986) ya da "Saçınımlı Yataklar" (Romberger, 1988) adlamaları da kullanılmıştır. Mosier ve diğerleri (1992), son yıllarda, silisli şeyllerde ve karbonatlı olmayan kayalarda çok sayıda epitermal cevherleşme keşfinden sonra, karbonatlarda yerleşmiş yerine sedimanter kayalarda yerleşmiş yataklar adlamasmın daha yerinde olacağını belirtmiştir. Bagby ve Berger (1985) ise bu tip yatakları, jasperoidal tip ve carlin tipi olarak iki alt grupta sınıflandırmaktadır. Ancak, her iki alt tip için belirtilen ayırtman özellikler, Radtke ve diğerlerinin (1980) carlin yatağına ait verileriyle tümüyle örtüşmemektedir. Jasperoidal alt tipte cevherleşme, Silisleşmiş kayalarda'jasperoid veya kuvars damarlarında görülür. Carlin alt tipindeyse silisleşmemiş kayalarda saçınımlıdır ve kuvars damarları olağan değildir. Değirmenciler antimuan cevherleşmesini, Bagby ve Berger (1985) adlamasına uygun olarak, sedimanter kayalarda yerleşmiş epitermal cevherleşmelerin "jasperoid alt tipi" olarak sınıflandırabiliriz. JEOLOJİK KONUM Simav grabeni, çalışma sahasını, açıkça belirgin litolojilerin görüldüğü iki parçaya ayırır (Şek. 2). Güney blokta, metamorfik kayalar egemendir; kuzey blokta ise plütonik kayalar, karasal volkanitler ve çeşitli kırıntılılardan oluşan birimler yüzeyler. Simav yöresinde yüzeyleyen kaya türleri, Akdeniz ve Konak (1979 a, b) ve Konak (1982) tarafından ayrıntılı olarak incelenmiş olduğundan burada sadece özetlenecektir. Kaya türleri Çalışma sahasında ve yakın çevresinde, Menderes masifi metamorfitlerine ait gnayslar ve bunların üzerine tektonik dokanakla gelen şistler egemendir (Konak, 1982; Oygür, 1997a). Stratigrafik istifte en altta gösterilen (Akdeniz ve Konak, 1979a) gnayslar, alttan üste doğru migmatitlerden oluşan Dolaylar formasyonu ve bunlarla geçişli olan biyotitli gnayslardan oluşan Kalkan formasyonundan ibarettir. Arazi verilerine göre, bu birimlerin yaşı
JASPEROİD TiPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 99
100 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER Paleozoyik öncesi olarak kabul edilmiştir (Konak, 1982). Akdeniz ve Konak (1979b) gnaysların pelitik sedimanlar ve şeyllerden türediğini ileri sürmüşlerdir. Yeşil şist fasiyesinde metamorfizma geçirmiş kaya birimleriyle temsil edilen şistler, aşağıdan yukarı doğru, orta kesimlerinde Kulat üyesi olarak adlandırılan metamafik-metaultramafik seviyeler bulunan kuvars-muskovit şistlerden oluşan Simav metamorfitleri (Akdeniz ve Konak, 19790), bantlı bir yapı arz eden albit, klorit, muskovit ve serisit şistlerden ibaret Sarıcasu formasyonu ve bunlarla hem yanal hem de düşey geçişli mermerlerden oluşan Arıkayası formasyonundan ibarettir. Bu metamorfik birimler Triyas yaşlı kırıntılılar tarafından örtüldüğünden, şistlerin yaşı Paleozoyik olarak kabul edilmektedir (Akdeniz ve Konak, 1979b). Akkök (1983) şistlerin gnaysları tektonik olarak örttüğünü ileri sürdüğü halde, Akdeniz ve Konak (1979b), Şengör ve diğerleri (1984) bu iki birim arasında bir uyumsuzluk ilişkisi olduğunu ileri sürmüşlerdir. Konak'a göre (1996), şistler, gnayslar üzerine bindirmiş bir napı temsil ederler. Şistler ile gnayslar arasındaki bindirme fayı, çalışma sahasının hemen doğusunda yer almaktadır. Bu şekildeki bölgesel yapıların, sedimanlarda yerleşmiş ornatma yataklarının oluşmasında önemli bir yeri olduğu yaygın olarak kabul görmektedir (Berger ve Henley, 1989; Bonham, 1989). Bununla birlikte, Radtke (1985) ve Bagby ve Berger (1985), bu yapısal kontrolün rastlantısal olduğunu ve cevherleşmelerin yüksek açılı faylar üzerinde bulunduğunu öne sürmektedirler. Bir konglomera seviyesiyle başlayan ve alt seviyelerinde dolomitik özellik taşıyan Budağan kireçtaşı metamorfitleri uyumsuz olarak örter. Akdeniz ve Konak (1979a), Konak (1982), fosil kaydına göre birime Resiyen-Noriyen ile Senomaniyen yaş aralığını verirler. Bununla birlikte, Kaya'ya göre (1972), birimin yaşı Mestrihtiyendir. Tersiyer başında sokulum yapan Simav Granitoidleri, kendisinden yaşlı tüm birimleri keser. Mineralojik bileşimleri ve jeokronolojik yaşları önceki çalışmacılar tarafından ayrıntılı olarak incelenmiştir (Bürküt, 1966; Dora, 1969; Öztunalı, 1973; Ataman ve Bingöl, 1978; Uz, 1973; Bingöl ve diğerleri, 1982). Oygür'e göre (1997a) plüton, ana gövdesi itibariyle granodiyorit ve monzogranitten oluşur ve kalkalkalen bileşimlidir ve alkalen bileşimli kuvars monzodiyorit ve kuvars diyoritten ibaret mafik dayklar tarafından kesilmektedir. Simav yöresindeki granitoidlere ait kimyasal analizler, alkalin ve kalk-alkalin bileşimli iki plüton dizisi halinde bütün petrojenetik ayırtlama diyagramlarında birbirlerinden tümüyle farklı toplanım gösterirler. Jeokimyasal verilere göre (Oygür, 1997a), kabuk ve manto kaynaklarının karşılıklı etkileşimini temsil eden kalkalkalen bileşimli çarpışma sonrası Eğrigöz ve Akdag granitoidleri, kendilerini etkilemiş herhangi bir deformasyon fazı tespit edilemediğinden ana deformasyon fazlarından sonra sokulmuştur. Öte yandan, alkalin bileşimli mafik dayklar muhtemelen manto kökenlidir ve bir riftleşme ortamında oluşmuşlardır. Akdeniz ve Konak (1979a), Simav granitlerinin, Alaçam dağlarında, Mesozoyik yaşlı Budağan kireçtaşlarına ve Dağardı melanjına sokulum yaptıklarını ve Alaçam ile Eğrigöz stoklan arasındaki alanda, Alt Miyosen yaşlı Taşbaşı formasyonu tarafından örtüldüklerini belirtmişlerdir. Öztunalı (1973), Rb/Sr ve K/Ar yöntemiyle hesapladığı tüm kaya, biyotit ve ortoklaz izokron yaşlarına göre Eğrigöz plütonunun Erken Alpin evrede oluşmaya başladığı ve Ana Alpin evrede yerleşmiş olduğu sonucuna varmıştır. Fakat, Bingöl ve diğerleri (1982), Oligosen- Erken Miyosen zamanını veren K/Ar mineral izokron yaşını belirtirler. Arazi verileri dikkate alındığında, kalk-alkalin granitoidlerin yerleşme yaşı muhtemelen Paleosen-Miyosen olmalıdır (Oygür, 1997a). Bununla birlikte, alkalin bileşimli mafik dayklar daha gençtir ve olasılıkla, Simav grabeninin gelişimi sırasında yerleşmişlerdir. Hafifçe çimentolanmış konglomeradan oluşan ve üste doğru tane boyu incelerek kumtaşına geçen Taşbaşı formasyonu granitoidleri uyumsuzlukla örter. Akdeniz ve Konak (1979a), formasyon için Alt Miyosen yaşını önermişlerdir. Civanadağ tüfleri ve Akdag volkanitleri, bölgedeki Miyosen yaşlı volkanik birimleri oluşturur. Tüfler riyolitik, andezitik ve dasitik bileşimlidir ve üst se-
JASPEROİD TiPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 101 viyeleri aglomera özelliğindedir. Tüfler, andezit, riyolit, riyodasit ve dasit bileşimli lavlardan oluşan Akdag volkanitleriyle yatay ve düşey olarak geçişlidir. Akdag volkanitleri subalkalindir ve toleyitik serilere çok yakın bir kalk-alkalin gidişe sahiptir (Ercan ve diğerleri, 1982). Pliyosen çökelleriyle örtülmüş olan volkanitlerin Orta ile Üst Miyosen yaşlı oldukları kabul edilmektedir (Akdeniz ve Konak, 1979a; Ercan ve diğerleri, 1982). Pekişmemiş kaba kırıntılılardan oluşan Toklargölü formasyonu, kendisinden yaşlı tüm birimleri uyumsuzlukla örter. Birimin tane boyu kumdan bloğa kadar değişir. Fosil içermemesine rağmen, Gün ve diğerleri (1979) birimin yaşının Pliyo-Kuvaterner olduğunu kabul ederler. Naşa bazaltları, siyah ve amigdoloidal bazaltik lav akıntılarından oluşur. Ercan ve diğerleri (1982), belirgin alkalin karakterli bazaltları fonolitik tefrit ve şoşonit olarak adlandırmıştır. Açıkça manto kökenli olan bazaltlar, kabuk malzemesiyle karışmamış birincil alkalin magmayı temsil etmektedir (Ercan ve diğerleri, 1982; Savaşçın ve Güleç, 1990). Zeschke (1954), Naşa bazaltlarının, Simav grabeninin omuzunda yüzeylediğini belirtir. Ercan ve diğerleri (1981/1982), Kula volkanizmasının erken fazını temsil eden ve K/Ar yaşı 1.1 m.y. olan Burgaz volkanitleriyle karşılaştırarak rift volkanizması ürünü olan bazaltlara Alt Kuvaterner yaşını verir. Simav grabeni Bölgenin en dikkati çeken tektonik özelliği Simav fayıdır. Simav nehri boyunca, batıda Sındırgı'dan doğuda Murat dağına kadar uzanır. Simav'ın batısında, sinüsoidal biçimiyle çok belirgin olarak gözlenir. Güneyden, Simavdağ'ın dikkati çeken dikliğiyle sınırlanan çöküntü ovası, 1950 lerde kurutulmuş olan Simav gölü tarafından işgal edilmiştir. Simav fayı tek bir kırık değil de, ana kırığa paralel birçok basamak faydan ibarettir (Oygür, 1997a). Naşa bazaltlarına ait alkalin lav akıntıları, fay boyunca uzanırlar. Simavdağ, basamak faylanmaya bağlı olarak bloklara ayrılmıştır. Bütün bu verilere göre çalışma sahası, Zeschke'nin de (1954) belirttiği gibi graben yapısının tipik bir örneğidir. Simav yakınındaki Naşa, Eynal ve Çitgöl gibi çok sayıdaki kaplıcalar Simav grabeni boyunca görülen yoğun jeotermal etkinliğin işaretleridir. Konak (1982), Simav fayının kuzey bloğundaki metamorfik zonların güney bloğa nazaran doğuya doğru kaydığını göstermiştir. Şu halde, graben oluşumu öncesinde sağ yanal atımlı bir doğrultu fayı söz konusudur. Simav fayının doğrultu atımı, Simav'ın batısında, Orta-Üst Miyosen yaşlı Kızılbük formasyonunda makaslama kırıklarına neden olduğu dikkate alındığında fayın, en azından, Geç Miyosen sırasında hâlâ etkin olduğu söylenebilir (Oygür, 1997a). Bu veriler, Şengör ve diğerleri (1984) tarafından belirtildiği gibi Geç Miyosen'e kadar Batı Anadoluda hüküm sürmüş olan D-B sıkışma rejimiyle uyumludur. Tektonik rejimin K-G genişleme rejimine değişmesi, Simav fayı yatay bileşeninin baskın olmasına neden olmuştur. Bir doğrultu atımlı fay boyunca yatay hareket, fay yüzeyindeki kıvrım geometrisine bağlı olarak genişleme havzalarını türetebilir (Crowell, 1974; Schubert, 1980; Woodcock ve Fischer, 1986; Sylvester, 1988). Böylece Simav grabeni, Simav fayının doğrultu alımındaki genişlemenin sonucu olarak oluşmuştur. Bu genişleme rejiminde, dislokasyonun yatay bileşeninin, derine doğru, düşey bileşenden daha baskın hale geçmesi sonucunda yüzeydeki normal graben fayı, derinlikle birlikte bir listrik normal faya dönüşür (Shelton, 1984). Zeschke (1954), Akdeniz ve Konak (1979a) ve Koçyiğit (1984) ana graben fayını KD eğimli çekim fayı olarak tanımladıkları halde, Dewey ve Şengör (1979) listrik fay olduğuna dikkati çekmiştir. Bu durum, Ingersoll ve diğerlerinin (1990), listrik fayların mevcut zayıflık zonlarında geliştiğini belirten düşüncesiyle uyumludur. Grabenin ana fayına dik, K-G gidişli faylar Simav fayını kesmektedir (Oygür, 1997a). Bu faylar, Gibbs (1984) tarafından "transfer fayları" olarak adlandırılmıştır. Bosworth'a göre (1985) bu yapılar, riftleşmeyle eşzamanlı olarak mevcut zayıflık zonunda gelişmişlerdir. Grabenin batı ucunda Mumcu'da (Şek. 1) zuhur eden bir diğer epitermal cevherleşme sahasında da görülen bu tür faylar (Oygür, 19976) Değirmenciler cevherleşmesinin yakın-
102 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER larında da izlenmektedir (Şek. 2). Mumcu cevherleşmesi yakınında, transfer faylarına bağlı olarak kireçtaşlarında yaygın ve yoğun jasperoid oluşumları gözlenmiştir. Erer (1977) tarafından K-G gidişli bir diğer graben olarak tanımlanan, Akdag ve Eğrigöz masifleri arasındaki Kocadere vadisi de muhtemelen böyle bir sistemi temsil etmektedir ve Simav yöresindeki kaplıcalar bu faylar üzerinde yer almaktadır. Benzer bir biçimde, genişleme tektoniği, magmatizma ve Yellowstone sıcak su çıkışları arasındaki bir genetik bağlantının Nevada'daki Great Basin'de yer alan carlin tipi yatakların oluşumundan sorumlu olduğu ileri sürülmektedir (Oppliger ve diğerleri, 1997). Seedorff da (1991) carlin tipi yataklardaki cevherleşmeyi kontrol eden etkenlerin Tersiyer yaşlı genişleme tektoniğiyle ilişkili olduğunu belirtmiştir. CEVHERLEŞME Cevherleşme, Kalkan formasyonuna ait biyotitli gnayslar içerisindedir ve gnaysların şistozitesiyle uyumlu olan mermer mercek ve bantlarına yerleşmiştir (Oygür, 1997a) (Şek. 3). Birim, genelde gnaysik dokuya sahip olduğu halde, özellikle üst kesimlerde, iyi gelişmiş bir şistoziteye sahiptir. Lepidoblastik ile porfiroblastik dokudaki kayanın ana mineralleri plajiyoklaz, biyotit, ortoklaz, kuvars ve muskovittir. Sfen, turmalin, zirkon, granat ve apatit ise eşlikçi minerallerdir. Cevherleşmenin bulunduğu kesimlerde plajiyoklazlar ve ortoklazlar serisitleşmiş, biyotitler ise kloritleşmişlerdir. Formasyonun üst seviyelerinde, bazı mermer mercekleri yüzeyler. Mermerler, açık ve koyu renkli kesimlerin ardalanması nedeniyle laminalı veya bantlı bir görünüm arz ederler. Mermer, şeker dokulu kalsitten ibarettir. Bazen, kalsit kristalleri arasında ince biyotit pulları ve düzensiz dağılmış kuvars kristalleri de görülür. Cevherleşmenin yakınında, karbonatın silika tarafından ornatılmasıyla jasperoide dönüşmüşlerdir. Cevherleşmenin yakınında, tümüyle altere olmuş bir dayk yüzeyler. Şiddetli bir biçimde Silisleşmiş ve kısmen karbonatlaşmış kaya, opaklaşmış biyotit ve tümüyle killeşmiş ve serisitleşmiş feldispatlardan ibarettir. Silisleştirici akışkanlar tarafından taşındığı düşünülen ender turmalin taneleri yerel olarak görülür. Muhtemel bir dasit porfir olduğu düşünülen kaya, yüzeylemeyen bir granitin bir subvolkanik ürününü temsil etmektedir. Benzer magmatik kayalar, imdat ocağında da gözlenmiştir. Değirmenciler antimuan cevherleşmesi mermer merceklerinin ince tabakalı kesimleriyle sınırlıdır veya mermerin jasperoid olarak ornatımı veya kuvars damarları biçimindeki silisleşmeyle ilişkilidir. Mermer, silisleşme öncesinde faylar boyunca dekalsifiye olmuştur. "Kafes" dokusu (lattice texture) olarak adlandırılan mermerin dekalsifikasyonu, düzgün kuvars kristalleriyle döşenmiş geniş çözünme boşluklarıyla Lalelik sırtında yüzeyleyen mermer merceğinde iyi görülmektedir. Silisleşme, dekalsifikasyon sürecinin ardından mermer üzerinde tümüyle egemen olmuştur. Daha ileri bir evrede, cevherleşmenin bulunduğu bazı kesimlerde kalsitin silika tarafından tümüyle ornatılması sonucunda mermer, fay hatları boyunca jasperoide dönüşmüştür. Mermerin özgün karakteri, silisleşmenin sonucunda tümüyle yok olmuştur. Bununla birlikte, ornatım sırasında korunmuş birincil katmanlanma dokusu da jasperoid içerisinde yer yer görülebilmektedir. Mermer içerisindeki karbonlu malzeme nedeniyle ornatım sırasında bazı kesimlerde, koyu renkli karbonlu malzeme ile açık renkli silisli bantların ardalanmasıyla oluşan bantlı doku gelişmiştir. Lalelik sırtındaki galeri yakınında "kolloform" tip (colloform texture) bantlı doku da görülmektedir. Limonitin bol miktarda eşlik ettiği silisleşme, başlıca D-B fayları boyunca gözlenmiştir. Limonit, kaya içerisinde saçınımlı haldeki piritlerin oksidasyon ürünüdür. Silisleşmiş kaya içerisindeki çatlaklar boyunca antimuan oksit rozetleri ve bazı ince stibnit kristalleri gözlenmiştir. Bu kesimlerde, açık boşluk dolgusu sonucu "kabuklanma" tipi (crustiform texture) bantlı ve bal renkli ince kuvars kristalleriyle döşenmiş boşluk dokuları (drusy texture) da görülmektedir. Silisleşmiş mermer içerisindeki D-B fayları boyunca, özellikle doğu galerisinin girişinde, hidroter-
JASPEROİD TiPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 103
104 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER mal breşler gelişmiştir. Breş, çoğunlukla hamur desteklidir ve siyah silika ile çimentolanmıştır. Bazı kesimlerde, bir "kokart" dokusu (cockade texture) oluşturacak biçimde breş içerisindeki taneler kuvars ve limonit ile kaplanmıştır. Breşe siyah bir renk kazandıracak ölçüde breş çimentosunda pirit boldur. Piritin bol olduğu yerde kolloform bantlı limonit gelişmiştir. Breş içerisindeki silikada, açık boşluk dolgusunun özellikleri olan bantlı ve tarak dokuları görülmektedir. Bu olay, silisleşmenin breşleşmeden sonra geliştiğini göstermektedir. Tütünlük deresindeki güneybatı galerisi girişinde de hidrotermal breşler görülmektedir. Breş zonu, doğu galerisinde olduğu gibi, D-B tayının mermer ile gnays arasındaki dokanağı kat ettiği kesim boyunca gelişmiştir. Burada, stibnitli kuvars damarcıkları breşi kesmektedir. Cevherleşmenin etrafındaki hidrotermal alterasyon türleri, Silisleşmiş mermer merceği altındaki gnayslarda silisleşmenin dışında gözlenen ağarma, killeşme ve limonitleşmedir. X-ışını kırınım analizlerine göre (Şek. 4) bu alterasyon montmorillonit, kuvars ve kristobalitten ibarettir. Ana galeri ağzındaki Silisleşmiş mermerdeki alterasyon ise smektit, opal- CT ve kuvars içermektedir. Bu alterasyon türleri ortaç arjilik olarak adlandırılabilir (Meyer ve Hemley, 1967). Bununla birlikte, galeri girişinde dikit ve kuvarslı ileri arjilik alterasyon da görülmektedir. Bu kesimde, hidrotermal alterasyonun asit özütleme (liç) zonunu temsil eden bir tür demir sülfat olan halotrişit de görülmektedir. Hem gnayslardaki hem de mermerlerdeki alterasyon toplulukları arazide yaygın değildir. Değirmenciler cevherleşmesinin esas cevher minerali, süt kuvars damarları içerisinde gerek saçınımlar gerek iri kristaller biçiminde bulunan stibnittir. Cevherleşme,- hem yatay hem de düşey olarak kısır aralıklarla ayrılmış çeşitli boyut ve yönlerdeki süreksiz ve düzensiz gövdeler biçiminde görülür. Bu kuvars damarları ana kayanın şistozitesini kestiği gibi onunla uyumlu olarak da yüzeyler. Bu davranış, ornatmanın açık boşluk dolgusuna eşlik etmiş olduğunu düşündürür. Damarların kalınlığı 1 ile 5 cm arasında değişir ve stibnit, bazı kesimlerde damarın tek dolgusu olarak masif haldedir. Bununla birlikte, damar kalınlaştıkça stibnit kaybolmaktadır, ince breş zonları bazen kuvars damarlarına eşlik etmektedir. Bazı kesimlerde, farklı litolojilere geçişlerde damarlar sıkma-açma yapısı gösterirler. McKinstry'ye göre (1961) bu yapı ornatma sonucunda meydana gelmektedir. XRD analizlerine göre bu damarlar kuvars, opal-ct ve dikitten ibarettir. Cevherin jeokimyasal bileşimi Çizelge 1 de verilmiştir. Cevherin altın ve gümüş içeriği breşlerde yüksektir. Stibnit, çoğu zaman iri kristaller halinde, bazen de zonlu ve polisentetik ikizler biçiminde bulunur. Bazı kesimlerde senarmontite (beyaz renkli) ve servantite (kanarya sarısı renkli) oksitlenmiştir. Pirit ve grafit, damarlarda stibnite eşlik ederler. Pirit ya çatlak dolgusu olarak ince idiyomorfik taneler (20-50 u) ya da kataklastik dokulu iri hipidiyomorfik taneler (150-500 u) biçiminde bulunur. Pirit, kısmen markazit tarafından ornatılmıştır. Grafit çok az miktarda ve ince tanelerin birikmesiyle oluşmuş ufak çubuklar biçimindedir. Bazen, pirit ve markazitle birlikte levha veya çubuk biçimli organik malzeme görülür. Damarlar az miktarlarda molibdenit, kalkoprit ve galenit de içerirler. Damarlar içerisinde, 5-10 u büyüklüğündeki bir miktar altın tanesi ve daha çok küçük taneler halindeki gümüş ve/veya bizmut mineralleri izlenir. Bunlardan başka, rutil ve anataz minerallerine de kalıntı olarak rastlanmaktadır. Damarlardaki saydam kuvars kristallerinde hem sıvı hem de gaz fazları içeren birincil ve ikincil kapanımlar izlenmiştir. 10-20 u büyüklüğündeki birincil kapanımlarda homojenleşme sıcaklıkları ölçülmüştür (Şek. 5). Bu histograma göre, ortalama homojenleşme sıcaklıkları 200-310 arasında değişmekte ve bir epitermal sistemin derin kesimlerini işaret etmektedir. OLUŞUM ÜZERiNE TARTIŞMA Carlin tipi epitermal yatakların oluşumunda üç varsayım geliştirilmiştir. Magmatizmayla ilişkili olan birincisine göre, carlin tipi yataklar magmatik hidrotermal sistemlerin merkezden uzak kesimleridir. Bu tip yataklarda, hidrotermal akışkandaki bazı bileşenlerin ve metallerin kaynağı olan magma hidrotermal dolaşımı da düzenler (Radtke ve diğerleri,
JASPEROİD TİPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 105
106 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER 1980; Alvarez ve Noble, 1988; Sillitoe ve Bonham, 1990; Berger ve Bagby, 1991). Bölgesel metamorfizmayla ilişkili olan ikinci modelde, ana akışkanın bileşenlerini oluşturan metaller, üst kabuksal kayaların bölgesel metamorfizmasından türerler (Seedorff, 1991; Phillips ve Powell, 1993). Bölgesel genişlemeyle bağlantılı olan üçüncü varsayıma göre, carlin tipi yataklar, kabuksal genişleme nedeniyle bölgesel yer ısısının (jeoterm) yükselmesi sonucunda meydana gelen bölgesel akışkanın dolaşımına bağlı olarak (meta)sedimanter kayaların egemen olduğu arazilerde oluşur; magma veya diğer ısıtıcı olaylara bağlantı gerekli değildir (llchik ve Barton, 1997). Bütün bu varsayımlar dikkate alındığında, carlin benzeri yataklar, yani sedimanter kayalara yerleşmiş epitermal cevherleşmeler, sedimanter
JASPEROİD TiPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 107 arazilerde yaygın termal anomalilerin oluşumuna neden olan değişik jeolojik olayların sonucunda meydana gelebilmektedir. Şekil 6, sıvı kapanım verilerine göre, bir epitermal sistemin derin kısımlarında oluşmuş olan Değirmenciler antimuan cevherleşmesine ilişkin bir genetik modeli canlandırmaktadır. Benzer bir biçimde, Radtke ve diğerleri (1980), Radtke (1985) ile Rye (1985) da ornatım tipi carlin yatağının bir ılıca tipi hidrotermal sistemin kök kısmındaki bir epitermal ortamda oluştuğunu belirtmişlerdir. Cevherleşme yakınında gözlenen dasit porfirin ait olduğu gömülü granitoid stok, bir ısı kaynağı olarak davranmış ve epitermal teoriye uygun olarak, Değirmenciler cevherleşmesinin oluşumu sırasında meteorik suların metamorfitlerin içerisinden hidrotermal dolaşımını sağlamıştır. Çalışma sahasının batısında, Öreğler'in (Şek. 2) güneybatısında yüzeyleyen tümüyle altere olmuş ve pirit saçınımları içeren granitoid daykları da bu stoğun bir belirtisidir (Oygür, 1997a). Mermerin bileşiminde bulunan karbonlu malzeme, cevherleşme öncesinde, bölgesel metamorfizma sırasında mikrokristalin grafite dönüşmüştür (Leventhal ve diğerleri, 1987). Berger ve Henley (1989), bu şekildeki organik karbonca zenginleşmeyi, cevherleşmelerin yer aldığı bölgede, cevher oluşumu öncesine ait bir yapısal domlaşma belirtisi olarak yorumlar. Berger ve Bagby'ye göre (1991) domlaşmayla ilgili normal faylar, cevherleşmenin depolanması için uygun seviyelere yükselmesinde hidrotermal akışkanlara kanal görevi yapmışlardır. Cevher yapıcı hidrotermal çözeltiler, ısınan meteorik suların kimyasal evrimiyle meydana gelmiş ve yukarı doğru yükselmeleriyle çevre kayaları etkilemişlerdir, ilk önce, akışkanların yolu üzerindeki mermerler dekalsifikasyona (kalsit bozunmasına) uğramışlardır, iyi gelişmiş ince kuvars kristalleriyle döşenmiş geniş çözünme boşluklarından oluşan "kafes dokusu" bu olayın işaretidir. Erken hidrotermal evrede gelişen bu süreç, ana kayaların gözenekliğini ve geçirgenliğini artırarak onları cevherleşmenin depolanmasına elverişli hale getirmiştir. Bu evrede sadece az miktarda silisleşme olmuştur. Dekalsifikasyon olayı erken evredeki hidrotermal çözeltilerin asidik olduğunu gösterir. Romberger (1988), bu erken dönem çözeltilerin gerçek cevherleştirici çözeltilerden bileşim bakımından farklı olduğunu ileri sürer. Romberger'e göre (1988) çevre kayaların sülfit ve/veya organik karbon içermesi durumunda hidrotermal çözeltiler indirgen alkalin karakterlidir. Çalışma sahasındaki kireçtaşları organik karbon içerdiğinden, başlangıçta asidik olan çözeltiler dekalsifikasyon sonrasında karbonun çözeltiye katılmasıyla ve çevre kayaların özütlenmesiyle giderek alkalin bileşim kazanmışlardır. Ana hidrotermal evre sırasında, faylar boyunca yükselen hidrotermal akışkanların yan kayaları etkilemesiyle jasperoidler oluşmuştur. Jasperoid şeklindeki bu silikanın depolanması, hidrotermal çözeltilerin daha soğuk bir ikinci akışkanla karışması (Kuehn ve Rose, 1992) sonucunda nötrleşmesiyle (Lovering, 1972) gerçekleşmiş olmalıdır. Kuehn ve Rose'a göre (1992) jasperoid oluşumu ana hidrotermal evrede iken, Radtke (1985) geç hidrotermal evredeki asit özütleme sırasında geliştiğini öne sürmektedir. Jasperoid oluşumunu, antimuanlı kuvars damarlarının yerleşmesi izlemiştir. Bu tür jasperoid Nelson (1990) tarafından, rastlantısal olarak Silisleşmiş damarlar ve breşlere ait jasperoid kategorisi olarak tanımlanmaktadır. Lovering (1972), batı ABD'nin birçok madencilik yöresindeki jasperoidlerin hem genetik hem de mekânsal olarak silisli magmatik sokulumlarla ilişkili olduğunu belirtmektedir. Romberger (1988), yapısal kontrollü jasperoidlerin derine doğru kuvars damarlarına geçtiğini belirtir. Yükselen hidrotermal çözeltiler sığ derinliklere ulaştıklarında kaynamaya başlamışlar ve H 2 S içeren bu buharların meteorik sularla karışmasıyla güçlü asidik çözeltiler oluşmuştur. Reed ve Spycher'a göre (1985) yoğunluğu artan çözeltiler, asit özütleme zonunu ve arjilik alterasyonu oluşturarak tekrar aşağı doğru hareket ederler. Bu alterasyon tipleri en geç hidrotermal evrede, çözünme evresinin sonuna doğru oluşmaya başlamış olmalıdır (Kuehn ve Rose, 1992). Dikitin varlığı, cevherli akışkanların 215 C de 4.5 dan daha düşük ph ile belirgin biçimde asidik olduğunu gösterir. Dasit porfir damarında gözlenen alterasyon, Değirmenciler cev-
108 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER
JASPEROİD TiPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 109 herleşmesine neden olan hidrotermal dolaşımın, granitoid stoğunun sönüm evresi sonunda bu daykın yerleşmesinden sonra da devam ettiğini göstermektedir. Cevherleşmeyi etkileyen son jeolojik koşullar, hidrotermal etkinlik sonrası süperjen oksidasyon döneminde oluşmuş antimuan oksitler, demir oksitler ve hidroksitler ile temsil edilmektedir. Molibden tipik olarak asidik magmatik sokulumlarla ilişkili bir element olduğundan (Uzkut, 1974), damarlarda stibnit ve molibdenitin beraberliği hidrotermal çözeltilerin metal içeriğini magmatik buharlardan kazanmış olabileceğine işaret eder. Ancak, Simav metamorfitlerine ve gnayslara ait çeşitli örneklerde molibden değerlerinin 4-12 ppm arasında değişmesi (Oygür, 1997a) bu görüş ile çelişmektedir. Perichaud (1980), Dill (1985) ve Jankovic'da (1989) Sb-kuvars damarlarının, jenetik olarak, magmatik etkinlikle ilişkili olduklarını belirtirler. Buna karşın Radtke ve diğerleri (1980) ve Radtke (1985) carlin tipi yataklarda magmatik etkinliğin meteorik suların dolaşımı için gerekli ısıyı sağladığını ve yükselen sıcak hidrotermal çözeltilerin metal içeriklerini çevre kayaları özütleyerek elde ettiklerini belirtmişlerdir. Ancak, burada dikkatimizi çeken nokta, carlin tipi yatakların hiç birisinin mineral parajenezinde molibdenitin bulunmamasıdır (Bagby ve Berger, 1985; Çizelge 8,2). Bununla birlikte, damar içeriğinde yer alan grafit, rutil ve anataz, yükselimleri sırasında hidrotermal akışkanlara yan kayalardan özütleme şeklinde katılım olduğunu da göstermektedir. Hidrotermal çözelti içerisinde metalin taşınması, Krupp (1988) tarafından belirtildiği gibi, 275-350 sıcaklık aralığında sulu alkalin çözeltiler ile hidroksitiyoantimonit (Sb 2 S 2 (OH) 2 ) biçiminde olmalıdır. Roger'e göre, (1972) antimuan ile yakın iyon yarıçaplarından (Sb 3+ 0.76, Sb 5+ 0.62, Tİ 3 + 0.76, Ti 4+ 0.68, Fe 2+ 0.74, Fe 3+ 0.64 Â) dolayı demir ve titanyum oksitleri stibniti taşıyan minerallerdir. Antimuan, tektonik olarak elverişli zonlarda, çoklu fizikokimyasal faktörlerin (basınç ve sıcaklık azalması, süzülme etkisi, oksijen kazanımı, cevherli çözeltilerin metamorfik sularla seyrelmesi, karbonatlı ana kayada CO 2 oluşumu) etkisi altında orta sıcaklıkta stibnit biçiminde depolanmıştır. Bu tip birincil antimuan yatakları, hemen hemen tek mineralli basit bir parajeneze sahiptir (Perichaud, 1980). Bazı erken piritler, çoğunlukla kuvars gang içerisinde oluşmuştur. Dill ve diğerleri (1995), damar tipi antimuan yataklarında stibnitle birlikte oluşan Sb-sülfotuzlarının Pb bakımından zengin sülfotuzlara dönüştüğünü ve daha sonraki bir evrede galen ve sfaleritin çökeldiğini göstermiştir. Radtke'de (1985) aynı şekilde, carlin yatağında baz metallerin hidrotermal sistemin geç dönemlerinde depolandığını belirtmiştir. Hidrotermal çözeltiden altın içeriğinin depolanması, Radtke ve Scheiner'in (1970) belirttiği gibi, altınlı kompleksleri tutmaya elverişli olan karbonlu malzeme ile kontrol edilmiş olmalıdır. Bu altınlı organik bileşiklerin daha sonraki oksidasyonu organik bileşeni parçalamış ve metalik altın oluşumuna yol açmıştır. Stibnitin çökelimi, epitermal sistemlerin üst kesimlerinde yaygın bir süreç olan (Reed ve Spycher, 1985) kaynama mekanizmasıyla uyumlu değil gibidir. Halbuki Spycher ve Reed (1989), kaynamanın ve ardından asit sülfat suların aşağı doğru süzülmesinin antimuanlı minerallerin depolanmasına yol açtığını öne sürer. Krupp'a göre (1988), hidroksitiyoantimonitli hidrotermal çözeltilerden stibnitin çökelimi akışkanda H 2 S tüketmekte, oysa stibnitin çözünürlüğü, gerileyen kaynamaya bağlı olarak böyle bir akışkandan H 2 S kaybıyla artmaktadır. Bununla birlikte, bir akışkanın kaynama sonucunda 350 den 200 C'ye kadar basit iletken soğuması çözünürlüğü azaltır ve ilksel olarak doygunlaşmamış çözeltilerden olsa dahi stibnitin çökelimine yol açar. Şu halde antimuanlı sülfit kompleksleri, yükselen alkalin karakterli hidrotermal çözelti bir indirgen ortam oluşturduğundan çözünür haldedir ve kaynamayla birlikte asidik karakter kazanan çözeltilerin oluşturduğu oksitleyici ortamda çökelmişlerdir. Bethke (1984), Hayba ve diğerleri (1985) ve daha sonra Spycher ve Reed (1989), yükselen asit sülfat sular tarafından "birincil hipojen" arjilik alterasyonu oluşturmak üzere dışarı çıkmış magmatik SO 2 gazının, sistemin derinliklerinde sülfürik asit ve H 2 S gazına ayrıştığını belirtirler. Ayrıca, yüzey ortamına ulaşan hidrojen sülfür H 2 SO 4 biçiminde oksitlenir ve aşağı inen asit sülfat sularla "birincil süper-
110 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER jen" arjilik alterasyonu oluşturur. Sistem üzerinde bit arjilik örtünün bulunmaması ve Değirmenciler cevherleşmesindeki sınırlı ileri arjilik alterasyon, muhtemelen böyle bir birincil hipojen arjilik alterasyonun kanıtlarıdır. Hedenquist (1991), eğer yükselen su üzerinde bir buharla ısınmış veya soğuk yer altı suyu varsa stibnitin depolanması için bu suların yüzey yakınında karışmasının kaynamayı bastıracağını ileri sürer. Böyle olmakla birlikte, Değirmenciler cevherleşmesinde yukarıdaki mekanizmanın sonucu olarak hidrotermal çözeltilerden önemli miktarda H 2 S kaçışı yoktur ve akışkandan stibnitin çökelimi gerçekleşmiştir. Antimuan, geç hidrotermal evre sırasında, mermerin tabakalanma düzlemleri boyunca bir stratigrafik kontrol meydana getiren dekalsifikasyon ile oluşmuş açık boşlukları dolduran kuvars damarları içerisinde depolanmıştır. Damardaki kuvars kristallerinden ölçülen sıvı kapanımların homojenleşme ısıları da bu epitermal cevherleşme hadisesini işaret etmektedir. Böylece cevherleşme, mermer içerisinde bir yarı uyumlu görünüme sahip olmuştur. Pirit, bu alterasyon evrelerinin tümü boyunca mevcuttur. Cevher, kuvars damarları içinde süreksiz cepler ve yığınlar biçiminde rastlantısal olarak bulunmaktadır. Cevherin, breş zonlarıyla sınırlanması ve kristalin kuvars döşeli boşlukların varlığı açık boşluk dolgusunun kanıtıdır. Bununla birlikte, hidrotermal çözeltilerin mermeri geçişi sırasında bir ölçüye kadar ornatım süreci de gelişmiştir. Gerçekten, kafes dokusuyla temsil edilen ornatım süreci, bir epitermal damarın üst seviyelerinde etkindir. Bununla birlikte, bantlı ve boşluklu (drusy) dokularla temsil edilen açık boşluk dolgusu daha derin kesimlerde görülür (Dowling ve Morrison, 1989).'Dill ve diğerleri (1995), açık boşlukların dolgulanmasıyla ilişkili olan bu dokuları, bir genleşme rejiminde yer alan cevherleşme evrelerinin işaretçisi olarak yorumlamıştır. SONUÇ Değirmenciler antimuan cevherleşmesi, gnaysların egemen olduğu kırıntılı bir sedimanter seri içerisindeki karbonatlı merceklerde yerleşmiştir. Cevherleşme, bu istif ile üzerine gelen şist ve karbonatlı birimlerden oluşan bir diğer sedimanter istif arasındaki bindirme fayına çok yakın bir yerdedir. Hidrotermal çözeltilerin ısı ve hareket kaynağı gömülü bir granitoid stoğu olmalıdır. Stibnitli kuvars damarının mineral içeriğini dikkate aldığımızda, bunların bir kısmının magmatik kökenli ve bir kısmının da yan kayaların özütlenmesiyle kazanıldığı sonucuna varırız. Cevherleşme, bir epitermal sistem içerisinde ornatım ve açık boşluk dolgusu biçiminde depolanmış tabaka sınırlı (strata-bound) kuvars damarcıklarından ibarettir. Kireçtaşı merceklerindeki jasperoid oluşumu cevherleşmenin ayırtman özelliğidir. Bu tür cevherleşmeyi, kireçtaşlarının ornatılması sonucu oluşmuş saçınımlı tipteki carlin (alt) tipinden (Radtke ve diğerleri, 1980) ayırmak için sedimanter kayalarda yerleşmiş epitermal cevherleşmelerin "jasperoid" alt tipi (Bagby ve Berger, 1985) olarak sınıflandırabiliriz. Değirmenciler antimuan cevherleşmesi, Sillitoe ve Bonham'ın (1990) önerdiği biçimiyle, baz metaller ve değerli metaller içeren bir magmatik-hidrotermal sistemin çevresinde yerleşmiş dış zonlardaki ürünleri olmalıdır. KATKI BELİRTME Bu çalışma, birinci yazarın ODTÜ Jeoloji Mühendisliği Bölümü'nde ikinci yazarın yönetimi altında yapmış olduğu doktora çalışmasının bir parçasıdır. Yazarlar, mineraloji ve petrografi konusunda yaptığı yardımlardan dolayı Dr. Kemal Türeli (MTA), sıvı kapanım çalışmalarını yürüten Dr. Zeynep Ayan (MTA) ve X-ışını kırınımı diyagramlarının yorumlanmasında yardımcı olan Dr. Aydın Aras'a (MTA) teşekkürü bir borç bilirler. DEĞİNİLEN BELGELER Yayma verildiği tarih, 12 Ekim 1998 Akdeniz, N. ve Konak, N., 1979a, Simav-Emet-Tavşanlı - Dursunbey-Demirci yörelerinin jeolojisi: MTA Rap., 6547, (yayımlanmamış), Ankara.
JASPEROİD TiPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 111 Akdeniz, N. ve Konak., 1979b, Menderes masifinin Simav dolayındaki kaya birimleri ve metabazik, metaultrabazik kayaların konumu: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 22, 175-184. Akkök, R., 1983, Structural and metamorphic evolution of the northern part of the Menderes Massif: new data from the Derbent area and their implication for the tectonics of the Massif: J. Geol., 91, 342-350. Alvarez, A.A. ve Noble, D.C., 1988, Sedimentary rockhosted disseminated precious metal mineralization at Purisima Concepcion, Yauricocha district, central peru: Econ. Geol., 83, 1368-1378. Ataman, G. ve Bingöl, E., 1978, Anadolu plütonik, volkanik ve metamorfiklerinin kimyasal bileşimi üzerine araştırmalar: HÛ Yerbilimleri, 4 (1), 28-42. Bagby, W.C. ve Berger, B.R., 1985, Geologie characteristics of sediment-hosted, disseminated preciousmetal deposits in the Western United States: B.R. Berger ve P.M. Bethke (ed), Geology and Geochemistry of Epithermal Systems, Rev. Econ. Geol, 2, 169-202. Berger, B.R., 1986, Descriptive model of carbonate-hosted Au-Ag: D.P. Cox ve D.A. Singer (ed), Mineral Deposit Models, U.S. Geol. Survey Bull. 1693, 175-177. ve Henley, R.W., 1989, Advances in the understanding of epithermal gold-silver deposits: R.R. Keays, W.R.H. Hansay ve D.l. Groves (ed), The Geology of Gold Deposits: The Perspective in 1988, Econ. Geol. Mon. 6, 405-423. ve Bagby, W.C., 1991, The geology and origin of Carlin-type gold deposits: R. P. Poster (ed), Gold Metallogeny and Exploration, Chapman ve Hall P1CI-94R Bethke, P.M., 1984, Controls on base and precious metal mineralization in deeper epithermal environments, U.S. Geol. Surv. Open-File Rept. 84-890, 40 s. Bingöl, E., Delaloye, M. ve Ataman, G., 1982, Granitic intrusions in western Anatolia: a contribution to the geodynamic study of this area: Eclogea Geol. Helv., 75, 437-446. Bonham, H.F. Jr., 1989, Bulk mineable gold deposits of the Western United States: R.R. Keays, W.R.H. Hansay ve D.l. Groves (ed), The Geology of Gold Deposits: The Perspective in 1988, Econ. Geol. Mon. 6, 193-207. Bosworth, W., 1985, Geometry of propagating Continental rifts: Nature, 316, 625-627. Bürküt, Y., 1966, Kuzeybatı Anadoluda Yer Alan Plütonların Mukayeseli Jenetik Etüdü: İTÜ Yayl., istanbul, 272 s. Crowell, J.C., 1974, Sedimentation along the San Andreas Fault: R.H. Dott (ed.), Modern and Ancient Geosynclinal Sedimentation, Soc. Econ. Paleontol. Mineral., Spec. Publ. No. 19, 292-303. Dewey, J.F. ve Şengör, A.M.C., 1979, Aegean and Surrounding regions: complex multiplate and continium tectonics in a convergent zone: Geol. Soc. America Bull., 90, 84-92. Dill, H., 1985, Antimoniferous mineralization from the Mid- European Saxothuringian zone: mineralogy, geology, geochemistry and ensialic origin: Geol. Rundschau, 74, 447-466., Weiser, T.; Bernhardt, l.r. ve Riera Kilibarda, C., 1995, The composite gold-antimony vein deposit at Kharma (Bolivia): Econ. Geol., 90, 51-66. Dora, O.Ö., 1969, Karakoca granit masifinde petrolojik ve metalojenik etütler: MTA Derg., 73, 10-26. Dowling, K. ve Morrison. G., 1989, Application of quartz textures to the Classification of gold deposits using North Queensland examples: R.R. Keays, W.R.H. Hansay ve D.l. Groves (ed), The Geology of Gold Deposits: The Perspective in 1988, Econ. Geol. Mon. 6, 342-355. Ercan, T.; Günay, E. ve Savaşçın, M.Y., 1982, Simav ve çevresindeki Senozoyik yaşlı volkanizmanın bölgesel yorumlanması: MTA Derg., 97/98, 86-101. Erer, S., 1977, Simav depresyonu ve Çevresinin Jeomorfolojisi: istanbul Üniv. Edebiyat Fak., No 2028, istanbul, 252 s. Gibbs, A.D., 1984, Structural evolution of extensional basin margins: J. geol. Soc. London, 141, 609-620. Gün, H.; Akdeniz, N. ve Günay, E., 1979, Gediz ve Emet güneyi Neojen havzalarının jeolojisi ve yaş sorunları: Jeoloji Mühendisliği, 8, 3-14. Hayba, D.O., Bethke, P.M.; Heald, P. ve Foley, N.K.. 1985, The geological, mineralogical and geochemical characteristics of volcanic-hosted epithermal deposits: B.R. Berger ve P.M. Bethke (ed), Geology and Geochemistry of Epithermal Systems, Rev. Econ. Geol, 2, 129-168.
112 Vedat OYGÜR ve Ayhan ERLER Hedenquist, J.W., 1991, Boiling and dilution in the shallow portion of the Waiotapu geothermal system, New Zealand: Geochim. Cosmochim. Acta, 55, 2753-2765. llchik, R.P. ve Barton, M.D., 1997, An amagmatic origin of Carlin-type gold deposits: Econ. Geol., 92, 269-288. Ingersoll, R.V., Carazza, W., Baldridge, W.S. ve Shafiqullah, M., 1990, Cenozoic sedimentation and paleotectonics of north-central New Mexico: implications for initiation and evolution of the Rio Grande rift: Geol. Soc. America Bull, 102, 1280-1296. Jankovic, S., 1989, Sb-As-TI mineral associations in the Mediterranean region: Intern. Geol. Rev., 31, 262-273. Kaya, O., 1972, Tavşanlı yöresi ofiyolit sorununun ana çizgileri: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 15, 26-108. Koçyiğit, A., 1984, Güneybatı Türkiye ve yakın dolayında levha içi yeni tektonik gelişim: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 27, 1-16. Konak N., 1982, Simav dolayının jeolojisi ve metamorf kayaçlarının evrimi: istanbul Yerbilimleri, 3, 313-337., 1996, Menderes masifi hakkında, 49 uncu Türkiye Jeoloji Kongresi, Ankara, Abs., s. 29. Krupp, R.E., 1988, Solubility of stibnite in hydrogen sulfide solutions, speciation and equilibrium constants from 25 to 350 C: Geochim. Cosmochim. Acta, 52, 3005-3015. Kuehn, C.A. ve Rose, A.W., 1992, Geology and geochemistry of wall-rock alteration at the Carlin gold deposit, Nevada: Econ. Geol., 87, 1697-1721. Leventhal, J.S.; Hofstra, S.A.; Vuletich, A.K. ve Mancuso, T.B., 1987, Sediment-hosted disseminated gold mineralization at Jerritt Canyon, Nevada, lll- Role of organic carbon: Geol. Soc. America, Abstracts with Programs, 19, s. 745. Lovering, T.G., 1972, Jasperoid in the United States - its characteristics, origin and economic significance: U.S. Geol. Surv. Prof. Paper, no 710, 164 s. McKinstry, H.E., 1961, Mining Geology, Prentice-Hall Inc., 7 nci Baskı, 680 s. Meyer, C. ve Hemley, J.J., 1967, Wall rock alteration: H.L. Barnes (ed.), Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Holt, Rinehard and Winston Inc., 1 inci baskı., 166-235. Mosier, D.L, Singer, D.A., Bagby, W.C. ve Menzie, W.D., 1992, Grade and tonnage model of sediment-hosted Au: J.D. Bliss (ed), Development in Mineral Deposit Modeling, U.S. Geol. Survey Bull. 2004, 26-28. Nelson, C.E., 1990, Comparative geochemistry of jasperoids from Carlin-type gold deposits of the Western United States: J. Geochem. Explor., 36, 171-195. Oppliger, G.L; Murphy, J.B. ve Brimhall Jr., G.H., 1997, Is the ancestral Yellowstone hotspot responsible for the Tertiary "Carlin" mineralization in the Great basin of Nevada? Geology, 25, 627-630. Oygür, V., 1997a, Metallogeny of the Simav Graben (Inner-Western Anatolia, Turkey): Doktora Tezi, Orta Doğu Teknik Üniv., Ankara, 144 s., 19976, Bir epitermal cevherleşmenin anatomisi: Mumcu (Balıkesir-Sındırgı), İç-Batı Anadolu: MTA, Iç-Batı Anadolu: MTA Derg., 119, 63-72. Öztunalı, Ö., 1973, Uludağ (Kuzeybatı Anadolu) ve Eğrigöz (Batı Anadolu) Masiflerinin Petrolojileri ve Jeokronolojileri: istanbul Üniv. Fen Fak. Monog., No 23, istanbul, 115 s. Perichaud, J.J., 1980, L'antimoine, ses minerais et ses gisements. Synthese gîtologique sur les gisements du Massif Central français: Chron. Rech. Min., no 456, 5-64. Phillips, G.N. ve Powell, R., 1993, Link between gold provinces: Econ. Geol., 88, 1084-1098. Radtke, A.S., 1985, Geology of the Carlin Gold Deposit, Nevada: U.S. Geol. Surv. Prof. Paper, no 1267, 124 s. ve Scheiner, B.J., 1970, Studies of hydrothermal gold deposition (l). Carlin gold deposit, Nevada: The role of carbonaceous materials in gold deposition: Econ. Geol., 65, 87-102., Rye, R.O. ve Dickson, F.W., 1980, Geology and Stable isotope Studies of the Carlin gold deposit, Nevada: Econ. Geol., 75, 641-672. Reed, M.H. ve Spycher, N.F., 1985, Boiling, cooling and oxidation in epithermal systems: a numerical modeling approach: B.R. Berger ve P.M. Bethke (ed), Geology and Geochemistry of Epithermal
JASPEROİD TİPi EPİTERMAL CEVHERLEŞMEYE BiR ÖRNEK 113 Systems, Rev. Econ. Geol., 2, 249-272. Roger, G., 1972, Un type de mineralisations epigenetiques familieres: les filons â antimoine du Massif Central français. Hypothese de la secretion laterale, Mineral. Deposita, 7, 360-382. Romberger, S.B., 1988, Disseminated gold deposits: R.G. Roberts ve P.A. Sheahan, Ore Deposit Models, Geoscience Canada, reprint series 3, 21-30. Rye, R.O., 1985, A model for the formation of carbonatehosted disseminated gold deposits based on geologic, fluid-inclusion, geochemical, and stableisotope Studies of the Carlin and Cortez deposits, Nevada: E.W. Tooker (ed), Geologie Characteristics of Sediment- and Volcanic-Hosted Disseminated Gold Deposits - Search for an Occurrence Model, U.S. Geol. Survey Bull. 1646, 35-42. Savaşçın, M.Y. ve Güleç, N., 1990, Relationship between magmatic and tectonic activities in western Turkey: M.Y. Savaşçın ve A.H. Eronat (ed), IESCA 1990, Bildirilere. 11,300-313. Schubert, C., 1980, Late Cenozoic pull-apart basins, Bocona fault zone, Venezuelan Andes: J. Struct. Geol., 2, 463-468. Seedorff, E., 1991, Magmatism, extension, and ore deposits of Eocene to Holocene age in the Great Basin; mutual effects and preliminary proposed genetic relationships: Raines, G.L., Lisle, R.E., Schafer, R.W. ve Wilkinson, W.H. (ed), Geology and Ore deposits of the Great Basin, Simpozyum Bildirileri, Reno, Geol. Soc. of Nevada, 1, 133-178. Shelton, J.W., 1984, Listric normal faults: an illustrated Summary: A.A.P.G. Bull., 68, 801-815. Sillitoe, R.H. ve Bonham, H.F., Jr., 1990, Sediment-hosted gold deposits; distal products ot magmatichydrothermal systems: 18, 157-161. Spycher, N.F. ve Reed, M.H., 1989, Evolution of a Broadlands-type epithermal ore fluid along alternative pressure-temperature paths: implications for the transport and deposition of base, precious and volatile metals: Econ. Geol., 84, 328-359. Sylvester, A.G., 1988, Strike-slip faults: Geol. Soc. America Bull., 100, 1666-1703. Şengör, A.M.C.; Satır, M. ve Akkök, R., 1984, Timing of tectonic events in the Menderes massif, western Turkey: implications for tectonic evolution and evidence for Pan-African basement in Turkey: Tectonics, 3, 693-707. Taşkın, L, 1978, Kütahya ili, Simav ilçesi, Ahmetli köyü antimuan zuhurları: MTA Rap., 6751, (yayımlanmamış), Ankara. Uz, B., 1973, Les formations metamorphiques et granitiques du Massif ancien d'akdağ (Simav-Turque) et leur couverture volcano-sedimentaire: Doktora Tezi, Univ. Nancy l, 2 cilt, 303 s. (yayımlanmamış). Uzkut, L, 1974, Zur Geochemie des Molybdaens, Bontraeger, Berlin, 226 s. Woodcock, N.G. ve Fischer, M., 1986, Strike-slip duplexes: J. Struct. Geol., 8, 725-735. Zeschke, G., 1954, Der Simav-Graben und seine Gesteine: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 5, 179-189.