T.C. PAMUKKALE ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ ANDIZLIK-ZIMPARALIK (FETHİYE-MUĞLA) CİVARINDAKİ ULTRAMAFİK KAYAÇLARIN VE KROMİTLERİN KÖKENİ H. Alim BARAN Yüksek Lisans Tezi DENİZLİ, 2003
ANDIZLIK-ZIMPARALIK (FETHİYE-MUĞLA) CİVARINDAKİ ULTRAMAFİK KAYAÇLARIN VE KROMİTLERİN KÖKENİ Pamukkale Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Tarafından Kabul Edilen Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalı Yüksek Lisans Tezi H. Alim BARAN Savunma Sınavı Tarihi: 15 / 07 / 2003 DENİZLİ, 2003
TEŞEKKÜR Pamukkale Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji Mühendisliği Bölümü Maden Yatakları-Jeokimya Anabilim dalında Yüksek Lisans tezi olarak hazırlanan bu çalışmayı yöneten ve çalışmalarımda katkı ve yardımlarını esirgemeyerek yönlendiren sayın hocam Doç. Dr. Hulusi KARGI ya teşekkür ederim. Çalışmalarım esnasında yardımlarını esirgemeyen kıymetli hocam Prof. Dr. Yahya ÖZPINAR a; tez kapsamında kullandığım parlak kesitlerin hazırlanmasında yardımcı olan ve desteğini esirgemeyen değerli hocam Arş. Gör. Ömer GÜNDÜZ e (KTÜ); ince kesit incelemesi esnasında bana zaman ayıran ve görüşlerinden faydalandığım hocam Yrd. Doç. Dr. Halis MANAV a; tez yazımı süresince görüşlerinden faydalandığım Yrd. Doç. Dr. Suat TAŞDELEN e, çalışma alanı tektoniği konusunda beni aydınlatan Yrd. Doç. Dr. Ali KAYA ya, inceleme alanı genel jeolojisi ve bölgesel jeolojini tartıştığım Yrd. Doç. Dr. Cihat ALÇİÇEK e, tez yazım aşamasındaki yardımlarından dolayı Arş. Gör. Hülya ALÇİÇEK, Arş. Gör. Mehmet PAKER, Arş. Gör. Arzu GÜL, Etibank Göcek İşletmesi Müdürü İsmail TAŞÇI, Andızlık ocağı Jeoloji Mühendisi Mehmet BAY ve tüm ocak çalışanlarına teşekkürlerimi bir borç bilirim. Ayrıca tüm hayatım boyunca olduğu gibi tez dönemimde de destek olan ve hoşgörülerine sığındığım biricik aileme ve sevdiklerime minnettarım. H.Alim BARAN
ÖZET Çalışma alanı Fethiye nin 40 km kuzeydoğusunda 100 km 2 lik bir alanı kapsar. İnceleme alanındaki litolojik birimler konumları itibariyle en altta Senomaniyen- Burdigaliyen yaşlı Otokton, üzerinde Karbonifer-Senomaniyen yaşlı Ara Kompleks (Karadağ ve Haticeana Serileri), Kretase yaşlı peridotit napı (Üçköprü peridotit masifi) ve bunların üzerinde uyumsuz olarak Pliyo-Kuvaterner sedimanları mostra verir. Üçköprü peridotit masifi, harzburjit, dünit, podiform kromit kütleleri ve bunları kesen mafik dayklardan oluşan, peridotitlerin ve eksik dizi karakterli bir ofiyolitik istifi temsil etmektedir. Çalışma kapsamında literatürde peridotit olarak geçen, harzburjit, dünit, mafik dayk alanları belirlenerek peridotitin ayıklanması amaç edinilmiştir. Çalışma konusu olan kromit yatakları da dünit ve harzburjitten oluşan tektonitler içerisinde yer almaktadır. Birimlerdeki aşırı tektonizma inceleme alanındaki birimlerin bölgeye naplarla yerleşmiş olmasının bir göstergesidir. Peridotitin sedimanter birimlerle olan sınırları boyunca metamorfizma izleri görülmemesi, peridotitin yerleşimi sırasında soğumuş olduğu düşüncesini ortaya koymaktadır. Kromit yataklarındaki kromit cevherleşmeleri saçınımlı, benekli, nodüler, katmansı ve masif karakterli olup, mercek ve pod şekilli düzensiz kütleler halinde gözlenen podiform tip kromit yataklarıdır. Yapılan çalışma süresinde elde edilen arazi gözlemleri ve mafik dayk örneklerinden yapılan ana, iz ve nadir toprak element analiz sonuçları irdelenerek kromit yatakları ve bunları kesen mafik daykların adayayı ortamında oluşmuş olabilecekleri ve muhtemelen bu oluşukların eş kökenli magmadan meydana geldikleri tespit edilmiştir. Anahtar kelimeler: Kromit, ofiyolit, ultramafik kayaç, Fethiye.
ABSTRACT Study area is situatedat 40 km northeast of Fethiye and approximately covers an area of 100 km 2. The lithological units in the area, according to their stratigraphical position, are situated from bottom to top autocthone unit Senomanien-Burdigalien in age, interval complex Carboniferous Senomanien in age (Karadağ and Haticeana series), peridotit nappe Cretaceous in age (Üçköprü peritotit massif) and the Plio-Quaternary aged sediments which unformably overlies all other units. Üçköprü peridotit massive is a tectonite that include harzburgite, dunit, podiform chromite body and mafic dikes that cut all of them and represents an ophiolitic sequence with a missing row character. The aim of this study to sub-classify as determining harzburgite, dunit, mafic dikes area. Chromite deposite, the subject of the study, is situated in the tectonites. Emplacement of units by nappe in the region is represented by extensive tectonizm in the units. Absence of metamorphizm at boundary the peridotites with sedimenter units shows that peridotite is cold before emplacement. Chromite deposites have disseminated, spotted, nodular, layered and masif character, and are podiform chromite deposites which are observed in irreguler shapes as lens and pods. In this study, field observation and results of analysis made from mafic dikes samples are used to propose chromite deposites and mafic dikes must have occurred in an island-arc environment and both could be resulted from a same origin melt. Key words: Chromite, ophiolite, ultramafic rock, Fethiye.
İÇİNDEKİLER TEŞEKKÜR ÖZET ABSRACT İÇİNDEKİLER ŞEKİLLER DİZİNİ ÇİZELGELER DİZİNİ EKLER DİZİNİ Sayfa Numarası IV V VII IX XIII XVI XVII BİRİNCİ BÖLÜM GİRİŞ 1.1 Amaç ve Uygulanan Yöntemler 1 1.2 İnceleme Alanının Konumu 2 1.3 Önceki Çalışmalar 4 1.4 Coğrafya 7 1.4.1 Morfolojik Durum 7 1.4.2 Akarsular 7 1.4.3 İklim ve Bitki Örtüsü 7 1.4.4 Ulaşım 8 1.4.5 Yerleşim yerleri ve nüfus dağılımları 8 İKİNCİ BÖLÜM BÖLGESEL JEOLOJİ
Sayfa Numarası 2.1 Menderes Masifi 9 2.2 Batı Toros Napları 11 2.3 Beydağları Otoktonu 12 2.4 Antalya Napları 12 ÜÇÜNCÜ BÖLÜM YAPISAL JEOLOJİ 3.1 Giriş 14 3.2 Uyumsuzluklar 14 3.3 Magmatik Bantlanma 14 3.4 Faylar, Bindirme ve Naplar 15 DÖRDÜNCÜ BÖLÜM STRATİGRAFİ VE PETROGRAFİ 4.1 Giriş 17 4.2 Otokton Birimler 18 4.2.1 Giriş 18 Sayfa Numarası 4.2.2 Kireçtaşı 19 4.2.3 Otokton Olistostrom 20 4.3 Ara Kompleks 20 4.3.1 Giriş 20 4.3.2 Karadağ Serisi 20
4.3.3 Haticeana Serisi 21 4.4 Peridotit Napı 21 4.4.1 Giriş 21 4.4.2 Harzburjitler 22 4.4.3 Dünitler 25 4.4.4 Serpantinitler 28 4.4.5 Mafik Dayklar 30 4.4.5.1 Dolerit 30 4.4.5.2 Piroksenit 33 4.5 Pliyo-Kuvaterner 34 BEŞİNCİ BÖLÜM KROMİT CEVHERLEŞMELERİNİN KÖKENİ 5.1 Ofiyolit Kavramı 35 5.2 Kromitin Oluşumu 38 5.3 Ofiyolitlere Bağlı Kromit Yatakları ve Oluşumu 39 Sayfa Numarası 5.4 Podiform Kromitlerin Kimyasal Özellikleri 41 5.5 İnceleme Alanındaki Cevherleşmeler 42 5.6 İnceleme Alanındaki Kromit Yataklarının Kökeni 50 ALTINCI BÖLÜM BAZİK DAYKLARIN KÖKENİ VE ÖNEMİ 6.1 İnceleme Alanındaki Bazik Daykların Özellikleri ve Jeokimyası 59
6.2 İnceleme Alanındaki Bazik Daykların Diyagramlarla İncelenmesi 63 YEDİNCİ BÖLÜM SONUÇLAR 8. SONUÇLAR 72 KAYNAKLAR 74 ÖZGEÇMİŞ 82
ŞEKİLLER DİZİNİ Sayfa Numarası Şekil 1.1: İnceleme alanının yer bulduru haritası 3 Şekil 2.1: Batı Toroslar da görülen yapısal birimler 10 Şekil 3.1: Çalışma alnının kuzeyinde, Hisar Tepede, peridotit kireçtaşı sınırında kireçtaşlarında gözlenen asimetrik kıvrımlar 16 Şekil 4.1: Çalışma alanının genelleştirilmiş stratigrafik kesiti 18 Şekil 4.2: Harzburjitlerin arazi görünümü 23 Şekil 4.3: Harzburjitlerin ince kesit görünümleri 24 Şekil 4.4: Dünitlerin mostra görünümü 26 Şekil 4.5: Dünitlerin ince kesit görünümleri 27 Şekil 4.6: Serpantinitlerin arazi görünümü 29 Şekil 4.7: Serpantinitlerin mikroskop görüntüsü 29 Şekil 4.8: Doleritlerin yan kayaçla sınırı boyunca pişme zonu ve şisti yapının görünümü (Andızlık kromit ocağı yol şevi) 31 Şekil 4.9: Doleritlerin mikroskop görünümleri 32 Şekil 4.10: Piroksenit damarlarının arazideki görünümü 33 Şekil 4.11: Piroksenit damarlarının mikroskop görünümü 34 Şekil 5.1: Harzburjitik ve Lerzolitik Ofiyolitlerin Genelleştirilmiş Kesitleri 37 Şekil 5.2: Çalışma alanı da dahil olmak üzere ülkemizde gözlenen önemli ofiyolitler 38 Şekil 5.3: Andızlık kromit ocağı 1166 galerisindeki kromit damarı ve yan kayaçla dokanağında gelişmiş serpantinleşme 45 Şekil 5.4: Olivin-kuvars-kromit faz diyagramı 47 Sayfa Numarası Şekil 5.5: Andızlık kromit ocağından saçınımlı, benekli, masif kromit içeren cevher örneği 48 Şekil 5.6: Andızlık kromit ocağından benekli, katmansı kromit içeren cevher örneği 48 Şekil 5.7: Andızlık kromit ocağından katmansı kromit içeren cevher örneği 49
Şekil 5.8: Andızlık kromit ocağı 1166 galerisindeki katmansı kromit damarı 49 Şekil 5.9: Kromit cevherleşmelerinin kimyası göz önüne alınarak yapılmış oluşum ortamı modeli 51 Şekil 5.10: Andızlık kromit sahasında kromit örneklerinden yapılmış analiz sonuçlarının FeO+MgO-Cr 2 O 3 -Al 2 O 3 diyagramında gösterilmesi 53 Şekil 5.11: Çalışma alanındaki kromitlerle Türkoğlu-Kömürler-Şerefoğlu kromitleriyle karşılaştırılması. 54 Şekil 5.12: Çalışma alanındaki kromitlerin Yunanistan daki bazı kromitlerle karşılaştırılması. 54 Şekil 5.13: Harzburjitteki aksesuar kromit, altere kromit, demirli kromit ve kromitin FeO+MgO-Cr 2 O 3 -Al 2 O 3 sistemindeki ilişkileri 55 Şekil 5.14: Çalışma alanı kromitleriyle Beyağaç-Karaismailler kromitlerinin ACOJE ve CATO tipi kromitlerle karşılaştırılması. 55 Şekil 5.15: Andızlık-Zımparalık kromitlerinin Beyağaç-Karaismailler kromitleri ile karşılaştırılması 56 Şekil 5.16: Çalışma alanındaki kromitlerin Ortakale-Antalya ve Kefdağı kromit örnekleriyle karşılaştırılması. 57 Şekil 5.17: Çalışma alanındaki kromit kütlelerinden alınan ölçümlerin kontur diyagramı 58 Şekil 5.18: Çalışma alanındaki kromit kütlelerinden alınan ölçümlerin gül diyagramı 58 Sayfa Numarası Şekil 6.1. Sayısal yükseklik modelinde mafik daykların görünümü. 60 Şekil 6.2: Nb/Y Zr/TiO 2 *0,0001 diyagramında örneklerin dağılımı 64 Şekil 6.3: K 2 O-SiO 2 diyagramında örneklerin dağılımı 65 Şekil 6.4: P 2 O 5 -Zr diyagramında örneklerin dağılımı 66 Şekil 6.5: Çalışma alanı örneklerinin Th/Yb Ta/Yb diyagramındaki dağılımları 67 Şekil 6.6: TiO 2 -K 2 O-P 2 O 5 üçgen diyagramında örneklerin dağılımı 67 Şekil 6.7: Çalışma alanındaki örneklerin analiz sonuçları Zr-Zr/Y diyagramında IAT alanında toplanmıştır 68 Şekil 6.8: La/10-Y/15-Nb/8 üçgen diyagramında örneklerin dağılımı 69
Şekil 6.9: Andızlık sahası dayklarından yapılan analizlerin Kisecik bölgesinde yapılmış analiz sonuçlarıyla deneştirilmesi 70 Şekil 6.10: : İnceleme alanındaki dolertilerin nadir toprak element bileşimlerinin kondrit, okyanus adası bazaltları, N tipi MORB ve E tipi MORB a göre değişimleri ve farklı magma serilerine ait kondrit eğrileri ile karşılaştırılması 71
ÇİZELGELER DİZİNİ Sayfa Numarası Çizelge 5.1: Kromit yataklarında alınan bazı el örneklerinden yapılmış parlak kesit numunelerinin cevher mikroskobunda incelenmesi 44 Çizelge 6.1: Çalışma alanındaki dolerit örneklerine ait major oksit analiz değerleri 61 Çizelge 6.2: Çalışma alanındaki dayk örneklerine ait nadir toprak elementleri analiz değerleri 61 Çizelge 6.3: Çalışma alanındaki doleritlerin iz element analiz değerleri 62 Çizelge 6.4: İnceleme alanındaki dayk örneklerinin analiz sonuçlarının diğer volkanik kayaç gruplarıyla karşılaştırılması. 63
EKLER DİZİNİ Ek.1: Çalışma alanının 1/25000 ölçekli jeoloji haritası ve jeolojik enine kesitleri Ek.2: Çalışma alanının 1/25000 ölçekli örnek alım haritası EK.3: Çalışma alanına ait kayaçlardan alınan örneklerden yapılan ince kesitlerin inceleme tablosu
1 BİRİNCİ BÖLÜM GİRİŞ 1.1 Amaç ve Uygulanan Yöntemler Bu çalışma Pamukkale Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, Jeoloji Mühendisliği Anabilim dalı Maden Yatakları-Jeokimya programında Yüksek Lisans tezi olarak hazırlanmıştır. Yüksek Lisans çalışması 2000 güz yarıyılında başlamıştır. Çalışma arazi, laboratuar ve büro çalışmaları olmak üzere üç aşamada tamamlanmıştır. Arazi çalışmaları 2001-2002 yaz aylarında gerçekleştirilmiş, kış aylarında ise laboratuar ve büro çalışmaları tamamlanmıştır. Çalışmanın amacı bölgede mostra veren ofiyolit istifine ait olan mafik ve ultramafik kayaçların stratigrafik ve petrografik özelliklerini ortaya koymak, bu kayaçlarla birlikte gözlenen kromit cevherleşmelerinin kökenini belirlemektir. Çalışma kapsamında bölgenin MTA tarafından hazırlanmış olan 1/25000 ölçekli jeolojik haritası revize edilmiş ve yapılan gözlemler üzerine eklenmiştir. Arazi çalışması süresince GPS kullanımı gerçekleştirilerek alınan örneklerin UTM cinsinden koordinatları elde edilerek sayısal ortama aktarılmıştır. Çalışma alanındaki kayaçların petrografik özelliklerini belirlemek amacıyla 95 adet kaya örneğinin ince kesitleri Pamukkale Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü İnce kesit laboratuarında, bölgedeki cevherleşmelerden alınan 27 adet cevher örneğinin parlak kesitleri de K.T.Ü laboratuarlarında hazırlanmıştır, kayaç ve mineral tayinleri Pamukkale Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümündeki NİKON marka polarizan mikroskop ve KYOTO Marka cevher mikroskobuyla yapılmıştır. Çalışma alanında gözlenen doleritlerin jeokimyasal özelliklerini belirlemek
2 amacıyla 5 adet örneğin ana, iz ve nadir toprak element analizleri Acme Lab. (Kanada) tarafından ICP-MS tekniği kullanılarak yapılmıştır. Ayrıca Pamukkale Üniversitesi GIS laboratuarında bu doleritlerin jeotektonik konumlarını belirlemek amacıyla doleritlerin sayısal yükseklik modeli oluşturulmuştur. 1.2 İnceleme Alanının Konumu Çalışma alanı 1/25 000 ölçekli Fethiye O22-a1 paftasında, Fethiye nin 40 km kadar kuzeyinde, Gürleyik Köyü nün kuzey doğusunda kalan yaklaşık 100 km 2 lik bir alanı kapsar (Şekil 1.1).
3 Fethiye Gölhisar Çameli D E N İ Z L İ Altınyayla B U R D U R M U Ğ L A Ortaca Dalaman Kargı İncirköy Üzümlü 0 5 km Şekil 1.1: İnceleme alanının yer bulduru haritası
4 1.3 Önceki Çalışmalar Colin (1962), Fethiye-Antalya-Kaş-Finike bölgesinde yaptığı çalışmalarda bölgede Paleozoyik, Mesozoyik ve Senozoyik yaşlı birimlerin bulunduğunu ve bunların her birinin bir tektonik üniteye karşılık geldiğini belirtmiştir. Ofiyolitik kayaçların Fethiye ve civarında yaygın olduğunu ve bunların serpantinleşmiş harzburjit ve dünitlerden oluştuğunu söylemiş ve bunların gabro ve diyorit bileşimli dayklar ve piroksenitler tarafından kesildiğini belirtmiştir. Bu ofiyolitlerin allokton olduğunu, aşırı kırıklı ve çatlaklı bir yapıda olduğunu söylemiştir. Engin (1972), Andızlık-Zımparalık ultramafik kayaçlarının başlıca harzburjitten meydana geldiğini, yer yer dünitin de gözlendiğini belirtmiştir. Bölgedeki piroksenit ve tremolit damarlarının son safhada oluştuğunu ifade etmiştir. Peridotitin her derecede serpantinleşme göstermesine karşılık peridotitin tortul kayaçlarla olan sınırları boyunca kendi içindeki çatlaklarda ileri derece serpantinleştiğine dikkat çekmiştir. Harzburjitlerin başlıca olivin (Fo 88 -Fo 91 ) ve ortopiroksenlerden (En 89 -En 99 ) meydana geldiğini, baskın serpantin mineralinin lizardit olmakla birlikte krizotilin de bulunduğunu belirtmiştir. Poisson (1977, 1984), Batı Anadolu da mostra veren kayaçları Beydağları otoktonu, Likya napları ve Antalya napları olmak üzere üç farklı birlik adı altında toplamıştır. Beydağları otoktonunun Jura-Pliyosen yaşlı kayaçlardan oluştuğunu ve otokton karakterde olduğunu, Antalya naplarının Üst Kretase yaşlı sedimanlardan oluştuğunu ve allokton olduğunu ve ofiyolitik kayaçları da içeren Likya naplarının bölgeye Langiyen de yerleştiğini ileri sürer. Likya naplarının kaynağını menderes ile Beydağları arasında Üst Liyas da açılan Kızılca-Çorakgöl adını verdiği bir tekne olduğunu ve bunların bölgeye orta Miyosen de yerleştiğini belirtmiştir. Araştırmacı bölgede görülen ofiyolitik topluluğuna ait kayaç birimleri ile çeşitli yabancı bloklar içeren karmaşığı ilk defa Kızılcadağ Melanjı olarak tanımlamıştır. Tuzcu (1977), bölgedeki peridotitin kromit yatakları, gabro ve piroksenit içeren serpantinleşmiş harzburjit ve dünitten oluştuğunu belirtmiş, harzburjitlerin % 30-80
5 oranında serpantinleştiğini, % 50-90 olivin, % 5-55 ortopiroksen, % 0-5 klinopiroksenden oluştuğunu belirlemiştir. Kromit ve manyetitinse aksesuar mineral olduğunu söylemiştir. C.I.P.W normlarına göre harzburjitlerin % 61-85 olivin, %1-28 enstatit, % 1-2 diyopsit, % 2-7 manyetit ve % 0-3 hematit içerdiğini saptamıştır. Brunn vd. (1970, 1974) Likya naplarının kuzeyden geldiğini ve yerleşme yaşının Langiyen olduğunu öne sürmüştür. Batı Likya naplarının peridotit napı ile Haticeanadağ, Karadağ ve İnnice gibi stratigrafik istiflerden oluşan ana alloktonlardan oluştuğunu savunur. Bremmer (1971) Menderes masifinin kuzey ve güneyindeki istiflerin farklılığını işaret etmiş ve Likya naplarının Menderes masifinin kuzeyinden gelmiş olamayacağını, ancak güneyden gelmiş olabileceğini, çünkü hareket miktarının sınırlı olduğunu ileri sürmüştür. Ersoy (1991) Ofiyolitlerin Neojen öncesi birimler olduğunu, dünit, harzburjit ve lerzolitten oluştuğunu söyler. Bu birimlerin yer yer dolerit dayklarıyla kesildiğini belirtir. Poisson (1977) tarafından adlandırılmış olan Kızılca yada Kızılcaçorak teknesini daha geniş anlamda Batı Toros Teknesi (BTT) olarak tanımlamıştır. Menderes masifinin kuzeyindeki İzmir-Ankara zonu denilen Neo-Tetis okyanus alanından ofiyolitler Torid-Anatolit platformunun kuzey kenarı üzerine bindirmişlerdir. Üst Kretase-Orta Eosen boyunca Menderes masifi üzerinde ilerleyen ofiyolit naplarının Üst Eosen de gravite kaymalarıyla BTT ye aktarıldığını ve bu şaryaj dilimlerinin Kale- Tavas molasıyla örtüldüğünü söylemiştir. Bilgin, A. ve Özpınar, Y. (1996) bölgedeki podiform kromit kütlelerinin kalıntı ve üst manto peridotitleri içinde oluştuğunu ve bu peridotitlerin harzburjit ve dünit bileşiminde olduğunu belirtmişlerdir. Genelde mercek şeklinde az çok plakamsı şekillerdeki kromit kütlelerinde başlıca; masif, nodüler, saçınımlı ve bantlı yapı ve dokunun hakim olduğunu belirtmişlerdir. Ayrıca podiform kromitlerin mineralojik ve kimyasal özellikleri incelendiğinde bunların yan kayaçla eş zamanlı bir oluşumu işaret ettiğini belirtmişlerdir.
6 Collins, A. S. ve Robertson, A.H.F. (1998) Güneybatı Türkiye deki Geç Kretase den Geç Miyosen e kadar olan zamanda Likya Torosları nda levha hareketlerinin oluşumlarını incelemişler; Güneybatı Türkiye deki Likya Torosları nın, Geç Kretase den Geç Miyosen e kadar olan zaman arasındaki, Güneydoğuya taşınmış olan otokton birimlerden ayrı oluştuğunu, bunların birbirini izleyen Allokton Mesozoyik yaşlı pasif kıta kenarlarında oluştuğunu belirtmişlerdir. Buradaki Likya Napları nın yerleşmesinde üç önemli olayın etken olduğunu belirtmişlerdir: a) Geç Kretase Hendeği ile pasif kıta kenarı çarpışmasının bir sonucu olarak ofiyolit optiksiyonunun meydana geldiğini, b) Orta-Geç Eosen de kıta-kıta çarpışmasının sonucunda güneydoğu yönünde napların hareketinin meydana geldiğini, c) Miyosen de ekstansiyonel tektoniğin başlaması ile Alloktonların (Likya Napları nın) güneydoğuya taşınması olayının meydana geldiğini ve iç bölgelerde çöküntü havza oluşumuna neden olduğunu belirtmişlerdir. 1.4 Coğrafya 1.4.1 Morfolojik Durum Çalışma alanında morfoloji genel olarak engebeli olup, yükseltiler Gürleyik Köyü ne doğru azalmaktadır. Çalışma sahasında görülen önemli sayılabilecek yükseltiler; Kabev tepe (1617m), Karataşbaşı tepe (1435m), Çocukmezar tepe (1560m) dir. 1.4.2 Akarsular Çalışma alanında gözlenen akarsular yaz kış sürekli su taşıyan Çal dere, Pirenli dere, Kılcan dere dir. Bunların yanı sıra bölgede birçok kaynak bulunmakta fakat bunlar mevsim koşullarına bağlı olarak bazen kurumaktadırlar.
7 1.4.3 İklim ve Bitki Örtüsü Bölgede Ege ikliminin etkisi görülmektedir fakat çalışma alanı yayla olduğundan kışları daha sert geçmekte, yöre halkı geçimini genellikle bu bölgedeki madenlerde çalışarak sağlamakta, bir kısmı ise hayvancılık yapmaktadır. Tarım için elverişli düzlükler fazla bulunmamakta ve yöre halkı ihtiyacını karşılayabilecek oranda tarım bitkileri yetiştirebilmektedir. Çalışma alanı engebeli, ormanlıktır ve bodur ağaçlar da yoğun olarak gözlenmektedir. 1.4.4 Ulaşım Çalışma alanına ulaşım oldukça sorunludur. Gürleyik Köyü ne sabah erken vakitte hareket eden sadece bir araba ile ulaşılabilmektedir. Ulaşım için kullanılan yolun büyük bir kısmı asfalt olmasına karşın birkaç kilometrelik kısmı toprak ve stabilize yol olduğundan kış aylarında ve yağışlı mevsimlerde ulaşım oldukça sıkıntılıdır. 1.4.5 Yerleşim Yerleri ve Nüfus Dağılımları Çalışma alanındaki en önemli yerleşim yeri güneydeki Gürleyik Köyü dür. Ayrıca çalışma alanının kuzeyindeki Damdır Mahallesi de nüfus yoğunluğu yönünden önemli bir yerleşim yeridir.
8 İKİNCİ BÖLÜM BÖLGESEL JEOLOJİ 2.1 Menderes Masifi Güneybatı Anadolu da yer alan çalışma alanı tektonik açıdan oldukça çeşitlilik gösterir. Napların egemen olduğu çalışma alanında benzer kaya birimleri farklı tanımlamalarla karşımıza çıkarlar. Bu birimler kuzeyden güneye doğru Menderes masifi, Batı Toros napları, Beydağları otoktonu ve Antalya napları gibi adlar altında toplanabilir (Şekil 2.1). Gediz, Küçük ve Büyük Menderes nehirlerinin drenaj alanı içerisinde yer alan Menderes masifi Batı Anadolu da oldukça geniş bir alan kaplar (Ketin, 1983). Menderes masifi, uzun ekseni KD doğrultulu olan ve yaklaşık 300 km uzanan elips biçimli bir metamorfik topluluktur. Menderes masifi kuzeyden İzmir-Ankara ofiyolitik sütur zonu ile sınırlanırken, güney sınırında Kale-Tavas molası havzası çökelleri, Menderes masifi ile Toros karbonat platformunun ilişkisini örter (Yılmaz vd., 1999). Menderes masifinde iki farklı stratigrafik düzey ayırt edilir. Bunlardan birisi ileri derecede metamorfizma geçirmiş, gözlü gnays, migmatit, amfibolit ve çeşitli şistler ile kökeni eklojit olan kayalardan oluşan bir çekirdek fasiyesi, diğeri ise bu çekirdeği örten kuvarsit, mikaşist, fillat, mermer ve rekristalize kireçtaşlarından oluşan örtü seviyesidir. Menderes masifinin çekirdek seviyesinin Pan-Afrika temeline ait yaşlı bir kristalen kütle olduğu ve yaşının 0,8-2 milyar yıl arasında değiştiği farklı araştırmacılar tarafından belirtilmektedir. Masifi oluşturan örtü kayaları, yaşları, birimlerin tanımlanması ve ayırımından kaynaklanan farklılıklar vardır. Bazı araştırmacılar örtü kayalarında Kambriyen den Eosen e kadar olan bir istifin varlığını kabul ederken, diğer bazı araştırmacılar ise Üst Karbonifer den Üst Kretase-Eosen e kadar olan bir istiften söz ederler (Yılmaz vd., 1999).
9 Denizli Eğridir Tavas Burdur Muğla Antalya Fethiye AKDENİZ Menderes Masifi Menderes Masifi Örtü Kuşağı Batı Toros Napları Ofiyolitler Oligo-Miyosen Yaşlı Molas Beydağları Otoktonu Genç Neotektonik Çökeller Antalya Napları 0 50 km Şekil 2.1: Batı Toroslar da görülen yapısal birimler (Ersoy, 1990 dan alınmıştır.) Menderes masifinin ana metamorfizması yüksek-orta basınç Barroviyen tipi bir metamorfizmadır. Bu metamorfizma, masifin kuzey kesimlerinde amfibolit fasiyesinin üst sınırına kadar ulaşmıştır. Almandin-amfibolit fasiyesi metamorfizması yerel olarak anateksik granitlerin oluşmasına yol açmıştır. Masifin örtü seviyesinde görülen metamorfizma yeşil şist fasiyesinde kalmıştır (Yılmaz vd.,1999). 2.2 Batı Toros Napları
10 Menderes masifi ve Beydağları otoktonu arasındaki bölgede görülen Batı Toros napları farklı ortam ve yaş aralığında çökelmiş, daha sonra meydana gelen tektonik hareketler sonucu bugünkü yerlerine getirilmiş kayaç birliklerinden oluşmuştur. Bölgede çalışmalar yapan araştırmacılar tarafından Likya, Teke Torosları ve Elmalı napları gibi değişik adlar verilen Batı Toros napları iki farklı tektonik üniteden oluşmuştur. Alt tektonik dilim: Beydağları otoktonu ile diğer allokton konumlu kayaçlar arasında yer alır. Elmalı grubu ve Yavuz Formasyonu alt tektonik dilimin önemli birimleridir. Elmalı grubu kiltaşı, silttaşı, kumtaşı, şeyl ve konglomeradan oluşur. Batı Toros naplarının en güney kesiminde görülürler. Alt ve üst dokanakları tektoniktir. Yavuz Formasyonu ince-orta tabakalı, bej-krem ve yer yer kırmızımsı renkli kiltaşı, silttaşı, mikritik kireçtaşı, killi kireçtaşı, kumlu kireçtaşı ardalanmasından oluşur. Elmalı Grubu ile birlikte Batı Toros naplarının tabanını oluştururlar (Ersoy, 1990). Üst tektonik dilim: Batı Toros naplarına ait en yaşlı kaya birimlerini içerir. Dilimin tabanında Karbonifer-Orta Triyas yaşlı kumtaşı ve kuvarsit ara katkılı pelitik ve biyoklastik karbonat kayaçlarından oluşan Karadağ Serisi görülür. Karadağ Serisi Permiyen yaşlı yer yer yastık lav içeren psammitik arkozlardan oluşan Tekedere Serisi tarafından tektonik olarak üzerlenir (Ersoy, 1990). Bunların yanı sıra Batı Toros napları içerinde gözlenen en önemli birim ofiyolitlerdir. Ofiyolitler, Batı Toros naplarının en üst kesimini oluştururlar ve bölgedeki konumları hala tartışmalıdır (Ersoy, 1990). 2.3 Beydağları Otoktonu Woodcock ve Robertson (1977) tarafından Beydağları zonu, Yılmaz vd., (1981)
11 tarafından Beydağları masifi olarak adlandırılan Beydağları otoktonu, Güneybatı Anadolu da en güneydeki kuşak olup, göreceli otoktondur. Bu kuşak duraylı bir karbonat platformu özelliği taşır. Bir başka deyişle bir önülke olup, doğuya doğru Orta Toroslar boyunca napların önünde ve gerisinde yüzeylenir. Beydağları otoktonunun en altında olasılı Üst Triyas tan başlayan neritik karbonatlar yer alırken, otoktonun en üst seviyesinin yaşı hakkında çeşitli araştırmacılar tarafından değişik yaş aralıkları verilmektedir. Komprehansif bir karbonat serisinden oluşan ve yer yer farklı özellik gösteren Beydağları otoktonu genellikle neritik fasiyeste gelişmiş olup, Üst Kretase sonundaki tektonik hareketler sonucu yanal yönde fasiyes değişikliklerine uğramıştır (Ersoy, 1990). 2.4 Antalya Napları Antalya napları ismini en iyi yüzeyleme verdiği Antalya ilinden almaktadır. Brunn vd. (1971) tarafından Antalya napları üç farklı birliğe ayrılmıştır. Çataltepe birimi; Antalya nap sisteminin temelini oluşturan birim, Triyas yaşlı killi kireçtaşı, kumtaşı ile Jura-Kretase yaşlı radyolarit arakatkılı neritik karbonatlardan oluşur. Alakırçay-Ispartaçay birimi; Üst Triyas yaşlı çörtlü kireçtaşı, bitkili kumtaşı, radyolarit, kireçtaşı arakatkılı bazik denizaltı volkanikleri ve ofiyolitik kayaçlarla beraber Üst Kretase yaşlı kırıntılı kayaçlardan oluşur. Tahtalıdağ birimi; Antalya naplarının üst seviyesini oluşturan birim, Kambriyen- Kretase zaman aralığında çökelmiş şelf türü karbonat ve kırıntılı kayaçlardan oluşmuştur.
12 ÜÇÜNCÜ BÖLÜM YAPISAL JEOLOJİ 3.1 Giriş Çalışma sahası Ketin (1966) tarafından tanımlanan Anadolu nun Tektonik Birlikleri sınıflamasında Toroslar Toridler tektonik birliğinde yer almaktadır. Isparta dirseğinin doğusunda kalan kesim Doğu Toroslar, batısında kalan kısım Batı Toroslar veya Likya Napları (Blumenthal, 1963) olarak adlandırılmıştır. İnceleme alanı Menderes Masifinin güney sınırına yakındır. İnceleme alanındaki birimlerdeki yapısal unsurlar şu şekilde incelenebilir: 3.2 Uyumsuzluklar Çalışma alanında sadece Üçköprü peridotit napı ile bu birimin üzerinde gözlenen Pliyo-Kuvaterner birimleri arasında uyumsuzluk gözlenmiştir. Jeolojik yaş göz önüne alındığında birimler arası bir jeolojik uyumluluk gözlenmesine karşın bölgedeki naplı yapı dikkat çekici bir unsurdur. 3.3 Magmatik Bantlanma Çalışma alanındaki inceleme konusunu oluşturan tektonitlerde yapılan gözlemler sonucu belirgin bir magmatik bantlanma olmamasına karşın, piroksenit damarlarıyla kromit kütlelerinin arazideki konumlarının az çok bir paralellik sunması belli belirsiz bir magmatik bantlanmanın göstergesidir (Paktunç,1981). 3.4 Faylar, Bindirme ve Naplar Çalışma ofiyolitik kayaçlar içerisinde gerçekleştiğinden arazide fayları belirlemek oldukça güç olmaktadır. Bu nedenle serpantinleşme ve nadiren manyezit oluşumunun
13 gözlendiği hatlar fay olarak kabul edilmiştir. Serpantinleşme hatları boyunca gözlenen şisti yapı da bu görüşü destekler niteliktedir. Çalışma alanındaki tektonizma izleri en iyi kromit yatakları ve çevresinde gözlenebilmektedir. Özellikle kromit oluşukları öteleyen faylar genellikle KB-GD ve KD-GB uzanımlı olup yüksek dereceli, eğim atımlı faylardır. Bu fay zonları kromit işletmesi için açılmış galerilerden rahatlıkla gözlenebilmektedir. Bu faylar genellikle küçük boyutlu olup haritalanamamıştır. Fay zonları boyunca serpantinleşme ve yer yer hidromanyezit oluşumu yaygındır. İnceleme alanında sedimanter birimler ve ofiyolitlerde gözlenen üç ana bindirme hattı mevcuttur. Kretase yaşlı ofiyolit, arazinin güneyinde gözlenen sedimanter birimlerin üzerine bindirmiştir. Bindirme yaşı değişik araştırmacılar (Brunn vd., 1970, 1974; Poisson, 1977, 1984) tarafından Langiyen olarak belirlenmiştir. Ofiyolitlerle sedimanter kayaçlar arsındaki bindirmenin güney sınırı boyunca belirgin bir metamorfizma belirtisine rastlanılmış, bu gözleme dayanarak ofiyolitin bindirme sırasında soğuk olduğu kanısına varılmıştır. Bindirmenin kuzey kesiminde ofiyolitkireçtaşı sınırında, kireçtaşında varlığı gözlenen asimetrik kıvrımların varlığı, bölgenin sıkışma tektoniği ile ilişkilidir (Şekil 3.1).
14 Şekil 3.1: Çalışma alanının kuzeyinde, Hisar Tepede, peridotit kireçtaşı sınırında kireçtaşlarında gözlenen asimetrik kıvrımlar
15 DÖRDÜNCÜ BÖLÜM İNCELEME ALANININ STRATİGRAFİSİ VE PETROGRAFİSİ 4.1 Giriş İnceleme alanı, üstte Likya naplarına (Blumenthal, 1963) ait olan peridotit napı, altta değişik litoloji ve kökene sahip ekaylardan oluşan ara kompleks ve en altta ise otokton birimler olmak üzere üç farklı üniteden meydana gelmiştir (Şekil 4.1). Bu birimlerin yerleşimi ardından bölge Burdigaliyen den sonra düşey hareketlerin etkisinde kalmaya başlamışlardır. 1- Otokton birimler, Senomaniyen-Akitaniyen yaşlı olup, olistostrom ve kireçtaşı karakterindedirler. Bu birimler Miyosen yaşlı birimler tarafından açısal uyumsuzlukla örtülürler. 2- Ara Kompleks: Peridotit napının altında fosil içeren 2 ayrı stratigrafik seri yer alır. Bu seriler: a- Karadağ serisi; Organik ve detritik fasiyese sahip Karbonifer-Trias birimleri b- Haticeana serisi; Volkanik ve detritik arakatkılı Permiyen yaşlı karbonat çökelleri, yaşları Trias tan Senomaniyen e kadar uzanan kireçtaşı ve dolomitler 3- Peridotit napı
Üst Kretase- Alt Miyosen Permo- Karbonifer Jura- Triyas Üst Jura - Alt Kretase Otokton Karadağ Serisi Haticeana Serisi Üçköprü Peridotit Masifi Kuvaterner 16 ZAMAN FORMASYON LİTOLOJİ AÇIKLAMALAR Alüvyon yelpazesi Yamaç molozu Pliyosen Kumtaşı-çakıltaşı-kireçtaşı ardalanması Melanj Dünitik kılıflarla sarılı kromit kütleleri,harzburjit ve dünitleri kesen dolerit ve piroksenit bileşimli mafik dayklar gözlenen Harzburjit Çörtlü Kireçtaşı Çakıltaşı-kumtaşı-çamurtaşı ardalanması Dolomit Tektonik Dokanak Tektonik Dokanak Tektonik Dokanak Kireçtaşı Çakıltaşı-Kumtaşı Tektonik Dokanak Çakıltaşı Kumtaşı-Çamurtaşı ardalanması Ölçeksiz Şekil 4.1: Çalışma alanının genelleştirilmiş stratigrafik kesit (Graciansky, 1968) 4.2 Otokton Birimler 4.2.1 Giriş Bu birim Graciansky (1968) ve Colin (1972) tarafından Otokton olarak adlanırken Ersoy (1990) tarafından Alt Tektonik Dilim olarak tanımlanmıştır. Belirli iki ayrı litolojik birim içerir:
17 Senomaniyen Akitaniyen arasında oluşan bir kireçtaşı Olistostrom karakterli, Burdigaliyen den başlayan ve üst sınırı bilinmeyen marn ve kumlu kireçtaşı 4.2.2 Kireçtaşı Birimin tanımlanan kalınlığı 400m dir (Graciansky, 1968). Birim içerisinde gözlenen kat ve fasiyesler Richard (1967) tarafından şu şekilde tanımlanmıştır: Senomaniyen-Turoniyen-Santoniyen-Koniasiyen: Bentik bir mikrofauna ve Rudist kalıntıları içeren kireçtaşları. Kampaniyen-Paleosen: Tüm olarak temsil edilen Globotruncana seviyeleri ve planktonik özellik gösteren mikrofaunaya sahip mikrokristalin kireçtaşları. İpresiyen: Nummulit li, Aveolina lı organik detritik kireçtaşları. Lütesiyen: Fabiana, Disocyclina, Asterodiscus gibi fosiller içeren organikdetritik kireçtaşları. Üst Lütesiyen: Önceki dönemdeki faunalara benzer bir fauna gösteren, içerisinde kalınlığı 0.5-1 m olan Microdium lar ihtiva eden kireçtaşları. Boksit cepleri ihtiva eden bir horizon. Akitaniyen: Koyu renkli, Clypeastinidae, Pectinidae, Lepidocyclinae, Nephrolepinidae, Eulepidinae, Miogypsina, Amphisteginae, Heterosteginae, Operculinae, Microcodium ihtiva eden ve içerisinde boksit pizolitleri bulunan kireçtaşları. 4.2.3 Otokton Olistostrom Bu serinin alt kısımlarında Miogypsina fosili görülür ve yaşı Burdigaliyen dir. Üst kısımlarında fosil çok az olduğundan yaş tayini yapılamamıştır. Bu seri düzgün
18 tabakalar halindeki, 30 m kalınlık gösteren ve içerisinde bazen kireçtaşı çakılları içeren kum, marn ve kalkerli kumtaşı formasyonuyla başlar. Muhtemelen Miyosen yaşlı marn ve kireçtaşları olistostromun hacimce önemli bir kısmını oluşturur. 4.3 Ara Kompleks 4.3.1 Giriş Ara kompleksi içinde, ayrı paleocoğrafik kökenli iki stratigrafik seri bulunmaktadır. Bu seriler tektonik faaliyetler sonucu peridotit ile otokton birimler arsında yerini almıştır. Bu serileri birbirinden ayırmak zor olmasına karşın içerdikleri fosiller sayesinde aşağıdaki gibi yaş vermek ve sıralamak mümkündür (Graciansky, 1968): Karadağ serisi (Karbonifer-Trias) Haticeana serisi (Permiyen-Senomaniyen) 4.3.2 Karadağ Serisi Seri içerisinde, Orta Karbonifer ve Üst Permiyen pellet ve biyoklastik karakterli, Başkiriyen kireçtaşı ve pelletik karakterli, Moskoviyen detritik karakterli, Permiyen ise kireçtaşı olmak üzere farklı fasiyesler gözlenebilmektedir. Triyas 250m kalınlıkta karışık tabakalanma gösteren, dalga izleri taşıyan kuvarsitler ve bunun üzerinde, tabanındaki fosiller yardımıyla Ladiniyen yaşı verilmiş kireçtaşı ve dolomitler bulunur (Graciansky, 1968). 4.3.3 Haticeana Serisi Haticeana serisi (Graciansky, 1968) Ersoy (1989a) tarafından Sekiçay formasyonu olarak tanımlanmıştır. Seri, Fusulina içeren detritik kireçtaşlarıyla başlar. Paleozoyik üzerinde bulunan Mesozoyik in tabanında kırmızı renkli arkozlar gözlenmektedir. Trias kalınlığı birkaç metre olan dolomitlerle temsil olunurken, Liyas ve Dogger dolomit ve kireçtaşlarından meydana gelmiştir. Üst Jura, Alt Kretase ve Senomaniyen çörtlü kireçtaşlarından oluşmuştur. Apsiyen ve Albiyen arasında bulunan Göcek ile Çaldağ
19 arasındaki ekaylarla sınırlanmış bir tortul manganez seviyesi mevcuttur. 4.4 Peridotit Napı 4.4.1 Giriş Bu peridotit napı Üçköprü Peridotit Masifi (Graciansky, 1968) olarak adlanmıştır. İnceleme alanında yer alan ofiyolitik kayaçların büyük bir kısmını oluşturan tektonitler; harzburjit, dünit, podiform kromit kütleleri ve bunları kesen mafik dayklardan oluşmaktadır (Ek.1). İnceleme alanındaki tektonitlerde gözlenen ana bileşen harzburjittir. Dünitler ise tektonitler içerisinde bant veya mercekler şeklinde ve genellikle kromit yataklarının bulunduğu bölgelerde gözlenirler. Harzburjitler ve dünitler arasındaki sınır geçişlidir. Harzburjitler ve dünitlerdeki serpantinleşme çok fazla olmamasına karşın, cevher yan kayaç dokanağı, mafik daykların sınırları ve tektonik hatlar boyunca yoğun olarak gözlenir. 4.4.2 Harzburjitler İnceleme alanının neredeyse tamamını oluşturan harzburjitler; dünitlerin mostra verdiği birkaç lokasyon dışında ofiyolitik kayaçların görüldüğü her yerde mostra veren litolojik birimdir. Harzburjitler; yüzeysel alterasyon nedeniyle arazide kırmızımsıturuncumsu kırmızı renklerde gözlenir. Taze kırık yüzeyleri açık yeşil-yeşil tonlarında olmasına karşılık, serpantinleşmiş örneklerde ise koyu yeşil-siyah renklerde görülürler (Şekil 4.2). Harzburjit örneklerine ilk bakışta 0,2-0,5 cm büyüklükte, ışıkta sarımsı parlayan, yuvarlağımsı, mükemmel dilinimli ortorombik piroksen kristalleri açıkça gözlenebilir. Serpantinleşme tektonik hatlar boyunca, mafik dayklarla olan sınırlarda ve süreksizlik yüzeylerinde gözlenmektedir. Ayrıca mafik dayklarla olan sınırları boyunca
20 şisti bir yapı da gözlenmiştir. Şekil 4.2: Harzburjitlerin arazi görünümü Mikroskobik incelemeler sonucu inceleme alanındaki harzburjitlerin tamamının taneli doku ve elek dokusu gösterdiği, ortopiroksen (enstatit-bronzit) + kalıntı olivin + serpantin + klorit (klinoklor) + kromit + manyetit şeklinde bir parajeneze sahip olduğu belirlenmiştir (Şekil 4.3) (Ek.3). Ortopiroksenler genellikle yarı öz şekilli kristaller şeklinde gözlenmektedir. Tek yönde çok iyi gelişmiş bir dilinime sahiptirler (Şekil 4.3g, h). Çoğunlukla ekssolüsyon lamelleri içerir (Şekil 4.3c). Kristaller genellikle çatlaklı olduğundan bu çatlaklar ve dilinimleri boyunca bastitleşmişlerdir. Kesitlerin çoğunda ortopiroksenler yer yer bükümlenmiş king band yapısına sahip olması ve genellikle kırıklı bir yapıda gözlenmeleri, manto içerisindeki plastik deformasyona işaret etmektedir (Raleigh, 1967, 1968) (Şekil 4.3e, f). Kesitlerin bir kısmında ortopiroksenlerin olivin kapanımları içerdiği de gözlenmiştir (Şekil 4.3a, b, g, h). Olivinler genellikle serpantinleştiklerinden, serpantinin elek dokusu içerisinde küçük yuvarlak taneler şeklinde görülürler.
21 Opx Ol Ol Opx (a) (b) Cr (c) (d) (e) (f) Ol Ol Opx Opx (g) (h) Şekil 4.3: Harzburjitlerin ince kesit görünümleri, a ve b: iri olivin kapanımı içeren bastitleşmiş ortopiroksen (ÇN ve TN); c: ortopiroksendeki ekssolüsyon lamelleri (ÇN); d: özşekilli kromit tanesi (4x10, ÇN); e ve f: ortopiroksende gözlenen kırıklı king band yapısı (ÇN ve TN); g ve h: iyi dilinimli ve olivin kapanımı içeren ortopiroksen (ÇN ve TN)(Ol: Olivin, Opx: Ortopiroksen, Cr: Kromit).
22 Serpantin mineralleri lifsi bir yapıda olup, olivin minerallerinin bozunması sonucu oluşmuştur. Serpantinin elek dokusu içerisinde serpantin minerallerinin arasında lekeler halinde opak mineraller (manyetit) gözlenmiştir. Kromit, kırmızımsı kahverengi renkli olup, genellikle yarı öz şekilli ve öz şekilsiz, nadiren de öz şekilli kristaller halinde gözlenirler (Şekil 4.3 d). Kesitlerde genellikle bol kırıklı bir yapıda gözlenmektedir. Klorit (klinoklor), çift nikolde mavimsi yeşilimsi renklerde, tek nikolde sarımsı yeşilimsi renklerde görülmektedir. Genellikle piroksenlerin çatlakları boyunca ve olivinin sınırları boyunca gözlenmiştir. 4.4.3 Dünitler İnceleme alanında harzburjitlere oranla daha az bulunan dünitler; Andızlık- Zımparalık kromit sahasında, Eren Sırtı, Karataş tepe, Topuklubaş Sırtı, Ericek Sırtı ve Tavuktarlası damları mevkiinde mostra vermektedir. Harzburjitler içerisinde bant veya mercekler şeklinde görülen dünitler; genellikle kromit kütlelerini saran bir kılıf şeklindedir ve kalınlığı değişkenlik sunar. Dünitler harzburjitlere nazaran daha yumuşak bir topografyaya sahiptirler (Şekil 4.4). Arazide genellikle sarımsı-turuncumsu sarı renklerde mostra verirler, taze kırık yüzeyleri açık yeşil-fıstık yeşili renklerdedir. Alterasyona bağlı olarak içerdiği mineraller tam olarak tanınamamasına karşın, siyah rengi, sertliği ve metalik cila göstermesiyle genellikle saçınımlar halinde gözlenen kromit taneleri kolaylıkla ayırt edilebilir.
23 Şekil 4.4: Dünitlerin arazi görünümü Mikroskobik incelemeler sonucu yaygın serpantinleşme sonucu genellikle elek dokusunun hakim olduğu gözlenmiştir. Yapılan incelemeler sonucunda, olivin + ortopiroksen (çoğunlukla bastitleşmiş enstatit-bronzit) + serpantin mineralleri + kromit + manyetit (genellikle elek dokusu içinde) ± klorit minerallerinin varlığı gözlenmiştir (Şekil 4.5) (Ek.3). Olivin tek nikolde yüksek rölyefi, diliniminin olmayışı, kırıklı yapısı ile kolaylıkla ayırt edilebilir. Genellikle serpantinleşmiş olup, yer yer sınırları boyunca opak mineral (manyetit) dizilimi gözlenmiştir (iddingsitleşme) (Şekil 4.5 a, b, c, d). Serpantin mineralleri olivin tanelerinin arasında elek dokusu oluşturacak şekilde bulunmasıyla, lifsi görünümü, çift nikolde karakteristik renkleri ve dalgalı sönmesiyle tanınabilmektedir (Şekil 4.5 g, h).
24 Ol Ol (a) (b) Ol Ol (c) (d) Cr Cr (e) (f) Ol Ol Sp (g) Sp (h) Şekil 4.5: Dünitlerin ince kesit görünümleri, a ve b: iddingsitleşme gözlenen olivin (ÇN ve TN); c ve d: iddingsitleşme gözlenen olivin (ÇN ve TN); e : aşırı kataklazmaya uğramış kromit tanesi (TN); f: kromit podu (TN); g ve h: olivinlerin alterasyonuyla oluşmuş serpantinlerde gözlenen elek dokusu (ÇN ve TN) (Ol: Olivin, Cr: Kromit, Sp: Serpantin).
25 Kromitler kırmızımsı kahverengi renklidirler. Kromit içeren kesitlerin çoğunda kromit taneleri öz ve yarı öz şekilli, bazen de öz şekilsiz kristaller şeklinde gözlenirler (Şekil 4.5 e, f). Klorit, çift nikolde mavimsi yeşil renkli, tek nikolde soluk yeşil renklidir ve hafif pleokroizma göstermesiyle tanınır. Manyetit, genellikle elek dokusu içerisinde serpantin mineralleriyle birlikte lekeler veya benekler halinde gözlenirler. Ayrıca ortopiroksenlerin dilinim düzlemleri boyunca yerleşmiş olarak izlenmiştir. 4.4.4 Serpantinitler İnceleme alanında görülen serpantinitler, tektonik hatlar boyunca, cevher yan kayaç dokanaklarında ve mafik daykların sınırları boyunca gözlenir. Mafik daykların sınırlarında gözlenen serpantin mineralleri yapraklanmalı bir yapı göstermektedir. Serpantinitler arazide yeşil, yeşilimsi mavi, yeşilimsi siyah renklerde gözlenirler. Güneş ışığında parlayan serpantinitler kayganlık hissi vermesiyle kolayca tanınabilmektedir (Şekil 4.6). Çalışma alanından alınan serpantin örneklerinden yapılan ince kesitlerin incelenmesi sonucu serpantinlerin elek dokusuna sahip oldukları ve serpantin mineralleri (muhtemelen lizardit + krizotil(klinokrizotil)) + kromit + klorit + manyetit ± kalıntı piroksen (genellikle ortopiroksen) minerallerinden oluştuğu belirlenmiştir (Şekil 4.7) (Ek.3). Kromit taneleri kahvemsi kırmızı-koyu kahvemsi renklerde, genellikle yarı öz şekilli ve öz şekilsiz kristaller halinde ve çoğunlukla kırıklı bir yapı göstermektedir. Kalıntı piroksen genellikle öz şekilsiz, tek yönde dilinimli ve zorlukla ayırt edilebilen bir görünüme sahiptir. Klorit, tek nikolde soluk yeşil-sarımsı yeşil renkli ve hafif pleokroizma göstermesi,
26 çift nikolde yeşilimsi koyu mavi rengiyle tanınabilmektedir. Genellikle piroksenlerin kırıkları, kenarları boyunca yada olivinle olan sınırları boyunca gözlenmektedir. Şekil 4.6: Serpantinitlerin arazi görünümü Şekil 4.7: Serpantinitlerin mikroskop görüntüsü (TN) Manyetit, serpantinle birlikte elek dokusu içerisinde gözlenmektedir. Genellikle küçük lekeler veya benekler halindedir. Çalışma alanındaki ofiyolitik birimler değişik oranlarda serpantinleşme göstermektedir. Serpantinler mineralojik olarak lizardit, krizotilden oluşurlar. Yer yer az miktar talk, manyetit ve karbonat mineralleri de içerirler. 4.4.5 Mafik Dayklar
27 4.4.5.1 Dolerit Çalışma alanı boyunca varlığı gözlenebilen doleritler genellikle KB-GD ve KD-GB doğrultuludurlar (çoğunlukla K 50-70 0 / 80-90 0 KD duruşlu). Hakim ana tektonik rejime ve kromit oluşumları genel duruşlarına paralellik gösterir. Kalınlıkları 3-5 m arasında değişen bu kayaçlar yer yer 100 m ye kadar takip edilebilmektedir. Dolerit bileşimli kayaçlar arazide koyu gri-yeşilimsi gri renklerde gözlenmekte, sert morfolojiye sahip olmasıyla kolayca tanınabilmektedir. Yan kayaçla olan sınırları boyunca gelişmiş pişme zonu ve şisti yapı oluşumu gözlenmiştir (Şekil 4.8). Makroskobik olarak masif görünüme sahip olan doleritlerin içerdiği mineralleri gözle tespit etmek mümkün değildir. Çoğunlukla çatlaklı olarak gözlenen bu kayaçlar yer yer kalınlığı 1-1,5 cm ye varan beyaz renkli prehnit damarları içerirler (Şekil 4.9 c). Yapılan mikroskobik incelemeler sonucu doleritler; ince-orta kristalli, hipidiyomorf tanesel doku ve subofitik dokuya sahip oldukları belirlenmiştir. İncelemeler sonucunda mineral parajenezinin, plajioklas (labrador) + piroksen + amfibol + klorit + ilmenit ± manyetit ± prehnit ± olivin ± epidot şeklinde olduğu tespit edilmiştir (Şekil 4.9) (Ek.3). Plajioklaslar, ince uzun dörtgenimsi latalar halinde gözlenmişlerdir. Albit ve karlsbad ikizlenmeleri gösterirler. Albit ikizlenmesi gösterenlerde yapılan tayin sonucu labrador (An 50-70 ) bileşiminde oldukları tespit edilmiştir. Çoğunlukla ayrışmış olarak gözlenen plajioklaslarda gözlenen yaygın alterasyon serizitleşmedir (Şekil 4.9 a, b). Kesitlerin çoğunda yer yer zonlanma gösteren latalara da rastlanmıştır.
28 Şekil 4.8: Doleritlerin yan kayaçla sınırı boyunca pişme zonu ve şisti yapının görünümü (Andızlık kromit ocağı yol şevi) Piroksenler plajioklaslardan sonra en bol gözlenen mineraldir. Genellikle ufak nadiren iri kristalli, bol çatlaklı, çoğunlukla öz şekilsiz bazen yarı öz şekilli, sarımsı turuncu ve grinin tonlarında renklerde gözlenmektedir. Ortopiroksen (enstatit) ve klinopiroksen (ojit) miktarı yaklaşık eşit olarak gözlenmiştir. Kenarları boyunca çoğunlukla uralitleşmiş olarak gözlenen piroksenlerin bazen de kloritleştiği gözlenmiştir.
29 Pl Pl Opx Opx (a) (b) P (c) Şekil 4.9: Doleritlerin mikroskop görünümleri, a ve b: plajioklaslar tarafından sarılmış ortopiroksenler (ÇN ve TN); c: K4 madeni civarındaki dayktaki prehnit damarının görünümü (TN) (Opx: Ortopiroksen, Pl: Plajiyoklas, P: Prehnit). Klorit, tek nikolde soluk yeşil renkte, çift nikolde koyu mavi-morumsu renklerde gözlenir. Hafif renk pleokroizması göstermektedir. İlmenit, tipik kafes yapısıyla kolaylıkla tanınabilmekte ve hemen hemen kesitlerin hepsinde değişik miktarlarda gözlenmektedir. Prehnit, kesitlerde çatlak dolgusu olarak gözlenmektedir. Bir örnekte çatlak açıklığı 1-2 cm ye varmaktadır. Işınsal veya papyon şekilli kristalleşmesi, düşük rölyefi, tek nikolde renksiz, çift nikolde canlı renkler sunmasıyla kolaylıkla tanınabilmektedir. 4.4.5.2 Piroksenit
30 Dolerit dayklarına nazaran arazide daha az gözlenirler ve daha küçük boyutludurlar. Kalınlıkları birkaç santimetreden birkaç desimetreye kadar değişen piroksenitler, birkaç metreden birkaç on metreye kadar değişen uzanıma sahiptirler (Şekil 4.10). Yapılan makro gözlemler sonucu porfirik dokulu ortopiroksenit olduğu tespit edilmiştir. Harzburjitlerdeki süreksizlik yüzeylerinde ince damarlar alinde gözlenen piroksenitlerin maden sahasına doğru ilerledikçe kalınlıklarında ve uzanımlarında gözle görülen bir artışın belirlenmiş olması da ilginçtir. Şekil 4.10: Piroksenit damarlarının arazideki görünümü Yapılan mikroskobik çalışmalar sonucunda mineral parajenezi, ortopiroksen (enstatit) + klinopiroksen (diyopsitik ojit) + olivin ± manyetit şeklinde olduğu tespit edilmiştir (Şekil 4.11) (Ek.3).
31 (a) (b) Şekil 4.11: Piroksenit damarlarının mikroskop görünümü, a ve b: iri klinopiroksendeki bükümlenmiş king band yapısı 4.5 Pliyo-Kuvaterner Çalışma alanının kuzeydoğusunda mostra veren bu birimler peridotit napı üzerinde gelişmiş olan karasal çökellerden meydana gelmiştir. Altta çakıltaşı, çakıltaşı-kumtaşıçamurtaşı ardalanması şeklinde gözlenen Pliyosen birimleri yer alır. Bunların üzerine açısal uyumsuzlukla Kuvaterner yaşlı yamaç molozu ve alüvyon yelpazesi gelir.
32 BEŞİNCİ BÖLÜM KROMİT CEVHERLEŞMESİNİN KÖKENİ 5.1 Ofiyolit Kavramı Okyanusal kabuk ve üst mantonun parçaları olarak düşünülen ofiyolitler, mafik ve ultramafik kayaçların özel bir topluluğudur. İdeal bir ofiyolit birliği en alttan başlamak üzere aşağıda verilen birimlerden oluşmaktadır (Şekil 5.1). Ultramafik kompleks: değişen oranlarda metamorfik ve tektonik dokulu harzburjit, lerzolit ve dünitten oluşmaktadır. Ultramafik ve Mafik Kümülatlar: genel olarak altlarındaki ultramafik kompleksten daha az deforme olmuş gabroyik bileşimli kümülatlardan oluşmaktadır. Bu kompleks içerisinde yer yer peridotit ve piroksenit kümülatlarına da rastlanmaktadır. İzotropik Gabro Levha dayk kompleksi: altlarındaki gabroyik kompleksle tedrici geçişler gösteren, esas olarak diyabaz bileşimli dayklardan oluşmaktadır. Bazik volkanik kompleks : yastık lav şekilli bazik volkanik kayaçlardan oluşmaktadır. Sedimanter kayaçlar: derin deniz ortamında çökelmiş birimlerden oluşmaktadır. Bu birimler Kıbrıs Troodos masifi ve Kanada Bay of Islands kompleksinde eksiksiz olarak görülmektedir. Ofiyolit komplekslerin büyük bir çoğunluğu ultramafik kayaçlardan oluşmaktadır. Beş ana ofiyolit kompleksin ortalaması % 63 ultramafik kayaç içermektedir (Coleman, 1977). Bu ultramafik kayaçlar Dickey (1975) tarafından dokusal olarak kümülat ve tektonitler olmak üzere iki kısma
33 ayrılmışlardır. Kümülatlar genel olarak dünit, verlit ve piroksenitlerden oluşmaktadırlar ve yukarıda da bahsedildiği gibi gabroyik kümülatlarla beraber bulunmaktadırlar. Tektonitler ise esas olarak dünit ve harzburjitlerden, tali olarak da lerzolit ve piroksenitlerden oluşmaktadırlar. Dokusal ve kimyasal olarak çok geniş alanlarda bile önemli bir değişim göstermeyen bu tektonit karakterli birimler önceki yazarlarca deforme olmuş kümülatlar (Thayer, 1960), tüketilmiş kalıntı manto (Ringwood, 1958, Dickey, 1975), metamorfik peridotit (Coleman, 1977), tektonize olmuş peridotit (Grass, 1977) gibi değişik adlar altında tanımlanmışlardır. Bu birimler stratiform intrüzyonların aksine belirli bir zaman süresince oluşmuş olmayıp, aynı zaman sürecinde rezervuarın değişik yerlerinde ve değişik sıcaklık - basınç koşullarında kristalleşmişlerdir (Greenbaum, 1972). Okyanus ortası sırtları ve/veya ada yayı gerisi basenlerde oluşan bu ofiyolitler okyanusal kabuğun parçaları olarak taşınmakta ve levha çarpışmaları ile kıta kabuğu üzerine yerleşmektedirler. Ülkemizde gözlenen önemli ofiyolit birlikleri genellikle Geç Jura-Erken Kretase yaşlı olup değişik çalışmalara konu olan bir eksen boyunca gözlenirler (Şekil 5.2). Ofiyolitlere bağlı peridotit komplekslerin büyük bir çoğunluğunun yan kayaçlarla olan dokanakları tektonik olup herhangi bir tepkime zonu bulunmamaktadır. Bu nedenle de Irvine (1967) ve daha önceki yazarlarca, peridotitin intrüzyon sırasında soğuk olduğu şeklinde yorumlanmıştır. Bazı peridotit kompleksleri ise; Tinaquilla - Venezüella, Mount Albert - Kana-da, Bay of Islands - Kanada, Lizard - İngiltere gibi, yüksek sıcaklık metamorfik kuşakları tarafından sarılır biçimde bulunmaktadır.
34 1989). Şekil 5.1: Harzburjitik ve Lerzolitik Ofiyolitlerin Genelleştirilmiş Kesitleri (Nicolas,
35 Şekil 5.2: Çalışma alanı da dahil olmak üzere ülkemizde gözlenen önemli ofiyolitler (Parlak, 1996). 5.2 Kromitin Oluşumu Thayer (1946), feldispatlı peridotitlerin Mg bakımından zengin kromitler, bol piroksen seviyeli kromitlerin Fe bakımından zengin kromitler, gabrolar tarafından eşlik edilen kromitlerin ise, spinellerce zengin normal kromitleri oluşturduğunu belirtmiştir. Ayrıca Thayer dokusal yönden yaptığı araştırmalarda, kromit taneleri arasındaki diyopsit ve enstatit kristallerine, olivin kristalleri çevresinde yer alan feldispat kristallerine, feldispat seviyeleri ile ardışımlı yer alabilen kromit seviyelerine dikkat çekmiştir. Thayer (1956), kromit oluşumunda kristal çökmesi yanında kromit konsantrasyonunun önemini vurgulamıştır. Smith (1958), Bay of Island kompleksindeki (Newfauntland) kromit yataklarının gabro dokanaklarına yakın kesimlerde bulunmalarına değinerek spinellerin mafik ve ultramafik magmalar arasındaki reaksiyonlarla oluşabileceğini değinmiştir. Kromit yatakları, geç magmatik bir evrede oluşmaktadır. Oluşan kırık sitemlerinde magma
36 kanalları meydana gelmekte ve bu zonlara krom difüzyonu sonucunda kromit yataktan oluşmaktadır. Wager ve Deer (1939), kromit taneleri ve kromit taneleri arasındaki dokusal özellikleri değinerek ilksel kristalleşmeyi işaret etmiştir. Hess (1959), Stillwater kompleksinde yaptığı çalışmalarda kristallin çökmesi ve taneler arasına sıvı yerleşmesi sonucu oluşan dokusal özelliklerden bahsetmiştir. Irvine (1967), Magmatik sistemdeki krom ve piroksen arasındaki ilişkili bir reaksiyonun oluştuğunu belirtmişlerdir. Henderson (1975), Rhum intrüzyonunda yaptığı çalışmalarda önerdiği modelde kromit oluşumu kesirli reaksiyon ile değil de yan kayaçta oluşan cepler veya çatlaklar arasındaki eriyik ile kromit arasındaki reaksiyonlarla meydana geldiğinin belirtmiştir. Bu tür bir reaksiyon Cr/Al oranının da çok az bir değişimin oluşmasını sağlarken kromitin Fe içeriği yönüyle zenginleşmesini yardım etmektedir. 5.3 Ofiyolitlere Bağlı Kromit Yatakları ve Oluşumu Kromitlerin gerek tektonitler içinde ve gerekse de kümülat peridotitler içinde aksesuar mineral olarak oluşabilirler. İlk kez Thayer (1964) stratiform intrüzyonlardaki kromit oluşumları ile ofiyolitik komplekslerdeki kromit oluşumlarının farklı karakterde olduğunu belirtmiş ve ofiyolit komplekslerdeki kromit oluşumlarına "Podiform Kromitler" olarak adlandırmıştır. Podiform kromit oluşumları harzburjit ve piroksenitlerden ziyade dünitler içinde bulunurlar. Bunların düzenli bir dağılımı yoktur. Dünitik bir kılıf içinde sarılı olarak bulunurlar. İçinde yer aldıkları dünitik kılıfla kromit kütlelerinin boyutları arasında herhangi bir sistematik bir ilişki kurulamamıştır. Bunlar kuvvetti bir metamorfik yapı sunarlar. Kıvrımlanma ve sıkışma nedeniyle kontrol edilmiş tabüler veya kalem şekilli kütlelerden oluşurlar (Özpınar,1996).
37 Kromitler, masif bir yapıdan saçınımlı bir yapıya kadar değişen yapısal özellikler sunarlar. Kromit tanelerinde metamorfik deformasyonlara bağlı olarak bir lineasyon sunarlar. Stratiform komplekslerdekine benzer dereceli katmanlanma göstermelerine karşın çok değişik deformasyon yapıları sunarlar. Bunlar çoğunlukla küçük boyutlu olarak bulunurlar. Filipinlerde Coto kromit yatakları gibi büyük kütlelerde oluşturabilirler. Kromit kütlelerindeki silikat kromit oranı masif kütlelerde %100 olabilir. Dissemine kromit yataklarında ise bu oran %1-2 'ye inebilir (Özpınar,1996). Klinopiroksenler, piroksenit damarlarında veya yan kayaç içinde aksesuar mineral olarak oluşmasına rağmen, klinopiroksenlerin esas mineral olarak bulunduran verlit ve lerzolitler içinde veya gabrolar içinde podiform kromit yatakları bulunmaz (Dickey, 1975). Podiform kromit yataklarındaki silikat matriks çok çeşitlilik sunmaktadır. En yaygın olarak bulunan olivin ve serpantindir. Küba'daki kromit kütlelerinde, kromit taneleri arasındaki matriks traktolit olduğu belirlenmiştir. Oregon'daki Celebration kromit yatağında matriks klinopiroksendir. Matriks amfibol minerallerinden de oluşabilir (Dickey, 1975). Podiform kromitlerle Stratiform kromitleri ayıran en belirgin özellik podiform kromitlerin nodüler dokulu cevher içermeleridir. Nodüllerin çaplan 3 cm kadar olabilir. Kromit nodüllerin Fe, Mg, Cr, Al içerikleri açısından, merkezi kısımlarında kenar kısımlarına doğru önemli bir değişimin olmadığı belirtilmektedir (Dickey, 1975). Ancak serpantinleşme nedeniyle nodüllerin kenarlarında bir miktar Fe bakımından zenginleşme meydana gelmektedir. Nodüller her zaman masif yapıda olmazlar. Bazen seyrek kromit tanelerinden meydana gelebilirler. Ayrıca nodüller, bantlı yapıda da olabilecekleri gibi merkezi kesimleri silikat minerallerinden kenar kesinleri kromit tanelerinden oluşan anti nodüler dokulu da olabilmektedirler. Kromit yataklarında kromit çökelimini belirten yapısal özellikler bir çok kromit yatağında izlenebilir (Özpınar,1996). 5.4 Podiform Kromitlerin Kimyasal Özellikleri
38 Podiform kromitlerin kimyasal bileşimleri çok değişkendir. Stratiform kromitlerin kimyasal bileşimi ise diferansiyasyon esnasındaki durumları ile direkt ilişkilidir. Diferansiyasyon derecesi ile birlikte Stratiform kromitlerin Fe içerikleri artmaya başlar. Buna karşın Cr 2 O 3 içeriklerinde bir azalma meydana gelir. Podiform kromitlerde ise Fe içeriği hemen hemen daima sabit kalmaktadır (%16). Cr 2 O 3 ve Al 2 O 3 arasında ise resiprok bir ilişki bulunmaktadır. Bu ilişkiden dolayı Thayer (1970) tarafından podiform kromit kütleleri. "Yüksek kromlu podiform kromitleri" ve "Yüksek alimünyumlu kromitleri" olarak ikiye ayrılmıştır. Yüksek alüminyumlu kromitler yüksek kromlu kromitlerle karşılaştırıldığında daha fazla basınç altında oluşmuş olmaları gerekmektedir. Cr Al - Fe +3 üçgen diyagramında Cr / Al oranları podiform kromitlerde daha geniş bir alanda yayılım gösterirken, stratiform kromitlerde daha dar bir alanda dağılım göstermektedir (Dickey, 1975). 5.5 İnceleme Alanındaki Cevherleşmeler Çalışma alanında dokuz adet kromit cevherleşmesi bulunmaktadır. Bu cevherleşmeler genellikle büyük kromit yatakları olup hepsi eskiden işletilmişlerdir. Bu yataklardan en önemlileri Andızlık, Zımparalık, Üç Köprü, Kumocağı ocaklarıdır. Bu yataklardan sadece Andızlık kromit ocağında üretime devam edilmektedir. Çalışma alanı yakınında yer yer küçük boyutlu manyezit oluşukları da mevcuttur. Bölgedeki kromit yatakları ülkemiz genelinde de yaygın olan podiform tip yataklardır. Genellikle mercek, pod gibi düzensiz şekilli kütleler halinde gözlenmekte ve belirli bir yönde devamlılık göstermemektedirler. Bölgedeki yatakların çoğunda kromit cevherleşmeleri masif, katmansı, nodüler, benekli ve saçınımlı dokular göstermektedir. Kromit kütleleri genellikle dünitik bir kılıf tarafından sarılmıştır. Cevher yan kayaç ilişkisi çoğunlukla geçişli, yer yer keskindir. Bu keskin zonlar genellikle tektonik
39 kontrollüdür. Bu dokanaklar boyunca çoğunlukla serpantinleşme gözlenmektedir (Şekil 5.3). Kromit kütlesinin kalınlığını da etkileyen bu faylar genellikle KB, yer yer KD doğrultulu ve yüksek eğimli (50-70) normal ve ters faylardan oluşmaktadırlar. Çeşitli yazarlar tarafından da kabul edildiği gibi podiform kromit kütleleri yan kayaçla eş zamanlı oluşuklardır. Bu kütleler ofiyolitin yerleşimi sırasında içinde bulundukları ortamdaki basınçtan dolayı aşırı kataklazmaya maruz kalmış ve yerleşim sırasında bu basıncın etkisiyle belirli hatlar boyunca dizilmişlerdir. Stratiform yataklara göre aşırı tektonizma izleri taşımaları da bulundukları ortamdaki basıncın ve maruz kaldıkları tektonik faaliyetlerin izleridir. Andızlık başta olmak üzere bu cevher kütleleri aşırı tektonizmaya maruz kaldıklarından, çoğunlukla faylarla ötelenmişler, genellikle düzensiz olan cevher daha da kırıklı ve kompleks bir şekle sahip olmuştur. Yapılan cevher mikroskopisi incelemelerinde de kromit tanelerinde gözlenen kataklastik dokular maruz kaldığı tektonizmayı gösterir niteliktedir. Kromitlerin incelenmesi sonucunda çoğunlukla kromit mineralinden meydana geldiği, yer yer çatlaklar boyunca demirli mineral (manyetit) oluşuklarının varlığı gözlenmiştir. Parlak kesit geneline bakılırsa cevher minerali kromittir ve gang olarak da serpantin minerallerinden oluştuğu gözlenmiştir (Çizelge 5.1). Kromit yataklarında alınan el örneklerinden yapılmış parlak kesit numunelerinin cevher mikroskobunda incelenmesi sonucunda tespit edilen birkaç örneğe ait özellikler şu şekilde sıralanabilir:
44 40 Çizelge 5.1: Kromit yataklarında alınan bazı el örneklerinden yapılmış parlak kesit numunelerinin cevher mikroskobunda incelenmesi Özellikler/Örnek Adı B2 Ü2M1 ZM1 Renk Zayıf bir renk tonuna sahip, beyaz hakim, krem-sarı renklerde Zayıf bir renk tonuna sahip, beyaz hakim, krem-sarı renklerde Zayıf bir renk tonuna sahip, beyaz hakim, krem-sarı renkler Yansıtma gücü (HO%) 12,5-15, aşırı düşük<%12, düşük(<sf) (HO%) 12,5-15, aşırı düşük<%12, düşük(<sf) (HO%) 12,5-15, aşırı düşük<%12, düşük(<sf) Birefleksiyon Tanınamıyor, çok zayıf-zayıf Tanınamıyor, çok zayıf-zayıf Tanınamıyor, çok zayıf-zayıf Anizotropi Gözlenmiyor, izotrop Gözlenmiyor, izotrop Gözlenmiyor, izotrop İç yansıma Gözlenmiyor Gözlenmiyor Gözlenmiyor Çift nikol rengi Az hissedilen koyu gri Az hissedilen koyu gri Az hissedilen koyu gri Sönme durumu Tam olmayan sönme Tam olmayan sönme Tam olmayan sönme İkizlenme Yok Yok Yok Parlatma dilinimi Yok Yok Yok Parlatma sertliği Yüksek (>pirotin) Yüksek (>pirotin) Yüksek (>pirotin) Tane şekli ve büyüklüğü Çok kırıklı, bol çatlaklı, aşırı kataklazma izleri mevcut, çoğunlukla kenarları yuvarlaklaşmış taneler diğerlerine nazaran daha küçükler Bol çatlaklı, kataklazma izleri çok fazla çoğunlukla kenarları yuvarlaklaşmış taneler diğerlerine nazaran daha küçükler Az çatlaklı, yer yer köşeli Kapanım Yok Yok Yok Zonlu yapı Yok Yok Yok Dönüşüm/Bozunma Gözlenemedi Çatlaklar boyunca hematit oluşumu Gözlenemedi gözlendi Parajenez Kromit (gang:serpantin,olivin,piroksen) Kromit (gang:serpantin,olivin,hematit,piroksen) Kromit (gang:serpantin,olivin,piroksen)
41 Şekil 5.3: Andızlık kromit ocağı 1166 galerisindeki kromit damarı ve yan kayaçla dokanağında gelişmiş serpantinleşme Kromit yataklarından alınan el örneklerinde kromit taneleri ve gang mineralleri olan serpantin mineralleri kolaylıkla ayırt edilebilmektedir. Yan kayaçtan kromit oluşuklarına doğru yan kayaç-cevher ilişkisi irdelenecek olursa, değişik dokularda kromit tanelerini görmek mümkündür. Saçınımlı cevherle başlayıp katmansı-masif cevherle son bulan bu etkileşim izleri kromit oluşum modelinin güzel bir göstergesidir. Bölgedeki kromit yataklarının çoğunda kromit oluşum teorisini yansıtan bu doku geçişleri gözlenebilmektedir. Masif kromitten katmansı kromite, katmansı kromitten benekli kromite, benekli kromitten saçınımlı kromite doğru bir geçiş gösteren cevher dokusu kromit oluşumunu destekler yapılardandır. Irvine (1977) ye ait olan olivinkuvars-kromit faz diyagramı (Şekil 5.4) ve bazı araştırmacılar (Zhou vd., 1994; Zhou ve Robinson, 1997) tarafından da desteklenen; lerzolit içerisine sokulum yapan bir magma ve magma odasındaki gelişebilecek olaylar zinciri göz önüne alınırsa, sokulan magma Bowen in reaksiyon serisine göre önce klinopiroksenleri çözmesi sonucu bazik bileşimde olan magmaya silis eklenimi gerçekleşecektir. Magmanın bileşimi olivin oluşum alanından kromit oluşum alanına doğru kaymaya başlayacak ve böylece magmadan kromit kristallenmeye başlayacaktır. Silis eklenimi az olduğunda magma bileşimi, olivin ve kromit alanını ayıran kotektik çizgi üzerinde veya yakınında olacak ve bu durumda kromit ve olivin eş oluşumlu fazlar olarak, saçınımlı
42 dokunun oluşmasına neden olacaktır. Saçınımlı cevher oluşum miktarı magma bileşiminin bu çizgi üzerinde kalış süresine ve magmanın viskozitesi gibi diğer etkenlere bağlı olarak gelişecektir. Etkileşim arttıkça silis girişi de artar magma bileşimi kromit oluşum alanında daha fazla kalarak sadece kromit mineralinin oluşmasına neden olur. Eğer bu alanda kalış süresi fazla ise kromit taneleri yığışarak masif kromitleri oluşturur. Ama magma bileşimi kromit alanında kotektik çizgiye yakınsa bu durumda kromit taneleri kısmen yığışarak nodüler doku oluşturacaktır. Burada tabiki nodüler dokunun oluşması için Matveev ve Ballhaus (2002) un belirttiği gibi magmanın su içeriğini de göz önünde bulundurmak gerekir. Dolayısıyla magmanın bileşimi, viskozitesi ve su içeriği her bir cevher şeklinin (saçınımlı, benekli, katmansı, masif) oluşumunu, kalınlığını ve birbirlerine geçişlerini kontrol edecektir (Şekil 5.5, Şekil 5.6, Şekil 5.7, Şekil 5.8). Magma odasının büyüklüğü, odayı besleyen magmanın geliş miktarı ve oda içi akımın etkileri göz önüne alınırsa saçınımlı, benekli, katmansı, masif cevherin kalınlıkları ve birbirlerine geçişleri her zaman homojen olmayacaktır. Bazı yataklarda bu zonlardan bir kısmı gözlenememesi bu reaksiyonun miktarı ve hızından kaynaklanmaktadır. Çok fazla ve hızlı reaksiyon bir üst dokuyu oluşturur. Bu doku geçişleri arazi gözlemleri esnasında, bölgedeki kromit yataklarında tam anlamıyla gözlenememiş olup bunu bir sebebi de bu yatakların uzun zamandır işletildiği göz önüne alınırsa başlangıçta var olan dokuların alınmış olmasından kaynaklandığı düşünülebilir. Yataklarda gözlenen bu dizilimin cevher kütlesinin geometrik şekline uyumlu bir şekilde geliştiği gözlenmiştir. Dizilim içinde değişen cevher karakterleri tedrici olduğu gibi ani değişimlerin olduğu yerlerin varlığı da tespit edilmiştir.
43 Şekil 5. 4: Olivin-kuvars-kromit faz diyagramı (Irvine, 1977) Kromit kütleleri harzburjitler içerisinde gözlenmekte olup çoğunlukla kalınlığı birkaç santimetreden birkaç metreye kadar değişen dünitik bir kılıfla sarılmış vaziyettedirler. Çalışma alanında nadir olarak lerzolitin gözlenmesi de Zhou tarafından önerilmiş olan eriyik-kayaç reaksiyon modelinde bahsedilen dünitten harzburjite, harzburjitten lerzolite geçişin bir örneğidir. Lerzolit çalışma alanında en az gözlenen birim olup gözle ayrımı mümkün olmamakla birlikte mikroskobik çalışmalarla belirlenmiştir.
44 Şekil 5.5: Andızlık kromit ocağından saçınımlı, benekli, masif kromit içeren cevher örneği Şekil 5.6: Andızlık kromit ocağından benekli, katmansı kromit içeren cevher örneği
45 Şekil 5.7: Andızlık kromit ocağından katmansı kromit içeren cevher örneği Şekil 5.8: Andızlık kromit ocağı 1166 galerisindeki katmansı kromit damarı Cevher kütlelerinin yan kayaçla dokanakları genellikle serpantinleşmiştir (Şekil 5.3, Şekil 5.8). Cevher kütlelerini öteleyen fay zonlarında serpantinleşme yaygın olmasına karşın yer yer manyezit oluşumları da izlenmiştir. Kromit yataklarında genellikle kromit minerallerine eşlik eden gang minerallerinden kemererit, birkaç oluşum dışında rastlanamamıştır. Diğer bir gang minerali olan uvarovit ise gözlenememiştir. 5.6 İnceleme Alanındaki Kromit Yataklarının Kökeni
46 Zhou vd.,1994 ile Zhou ve Robinson, 1997, Alpin tip podiform kromit yataklarının kökenini açıklamak için eriyik-kayaç reaksiyon modelini önermişlerdir. Bu modele göre lerzolit içerisine sokulum yapan başlangıçta mafik bileşime sahip bir magma ile yan kayaç arasındaki etkileşim irdelenecek olursa, Bowen in reaksiyon serisi gereği ilk olarak yan kayaç lerzolitteki klinopiroksenler erimeye başlayacaktır. Bu reaksiyon sonucu magmaya silis eklenimi gerçekleşir. Bu olay olivin oluşturabilecek bileşimdeki magmanın kimyasını olivin oluşum alanından kromit oluşum alanına doğru bir kaymaya neden olacaktır. Yeterli miktarda reaksiyon meydana gelebilirse saçınımlıdan benekliye, benekliden de katmanımsı veya masif kromite geçiş gösteren, şekli de magma odasının şekline az çok bağımlı, genellikle mercek, pod şekilli düzensiz kütleler halindeki podiform kromit yataklarını oluşturacaktır. Kromit oluşumundan sonra geriye kalan magmanın bileşimi dünit oluşturacak bileşime sahip olduğundan podiform kromit kütleleri genellikle arta kalan magmanın miktarına bağlı olarak değişik kalınlıklarda gözlenebilen bir dünitik kılıfla sarılmış vaziyettedir. Meydana gelen kayaç-eriyik etkileşimi sonucu kromit kütlelerinden yan kayaca doğru dünitten harzburjite, harzburjitten lerzolite doğru gelişen bir dizilim meydana gelmektedir. Yan kayaç bileşimi ile sokulum yapan magmanın bileşimi denge halinde olduğunda yan kayaç bileşiminde kuvvetli bir değişim olmayacaktır. Bu durumda magmanın bileşimi fazla değişmeyeceğinden kromit oluşmayacaktır. Yan kayaçla magmanın bileşiminin aynı olması için yan kayacın genç kabuk olması ve kabuk kalınlığının da az olması gerekir. Bu da jeotektonik olarak okyanus ortası sırt bölgesinin işaret etmektedir. Yüksek Cr lu kromitler ada yayları altında yaşlı litosferik mantonun kalın parçası içerisine sokulan reflekter eriyiğin yan kayaçla reaksiyonu sonucu oluşurken, diğer taraftan yüksek Al lu kromitler olgunlaşmamış yayılma merkezlerinde (yay ardı havza bölgesi) daha düşük reflekter eriyiklerle tepkimeye giren yaşlı litosferik mantonun incelmesiyle oluşur (Şekil 5.9). Olgunlaşmış yayılma sırtlarında kromit yukarıda belirtildiği gibi oluşması beklenmez çünkü eriyik ile tüketilmiş peridotitler denge halindedir ve yaşlı litosferik manto yoktur. Piroksenit daykları yüksek Cr lu kromitlerle
47 birlikte bulunur ve yüksek Mg lu bazaltik magmadan ötürü yüksek basınç kristalizasyonu gösterirler (Casey vd.; Elthon, 1989). Şekil 5. 9: Kromit cevherleşmelerinin kimyası göz önüne alınarak yapılmış oluşum ortamı modeli (Zhou ve Robinson, 1997) Çalışma alanındaki kromit yataklarının gözlendiği ofiyolitik birim içerisinde piroksenit damarlarının bulunması kromit cevherinin yüksek Cr içerikli ve yüksek basınç altında olduğunun bir göstergesidir. Önceki araştırmacıların yaptıkları çalışmalardaki analiz sonuçları da bu yorumu destekler niteliktedir. Kromit cevherinin yüksek Cr lu olması adayayları altındaki yaşlı bir litosferik manto ve ona sokulum yapan eriyiklerin varlığını göstermektedir (Şekil 5.9). Engin (1970) tarafından yapılan çalışmada kromit örneklerinden analizler yapılmış, bu analiz sonuçları aşağıdaki değişik diyagramlar üzerine işlenmiştir (Şekil 5.10, Şekil 5.13). Çalışma alanına ait analiz sonuçları %Cr 2 O 3 - Mg/Mg+Fe ve %Cr 2 O 3 - Cr/Cr+Al+Fe diyagramında Türkoğlu-Kömürler-Şerefoğlu kromitleriyle karşılaştırılmış ve Cr 2 O 3 içeriklerinin yaklaşık aynı oldukları belirlenmiştir (Şekil 5.11).
48 Economou (1999) tarafından yapılmış olan çalışma kapsamındaki Yunanistan daki kromit yataklarından Othrys ve Korydallos kromitleriyle, çalışma alanı kromitlerinin kimyasal olarak benzerlik gösterdiği tespit edilmiştir (Şekil 5.12). İnceleme alanı kromitleri Cr/Cr+Al-Mg/Mg+Al diyagramı kullanılarak Beyağaç- Karaismailler kromitleri (Özpınar ve Bilgin, 1996) ve ACOJE ve CATO tipi kromitlerle karşılaştırılmış ve yüksek krom içerikli oldukları belirlenmiştir (Şekil 5.14). Andızlık-Zımparalık bölgesi kromitleri, Stevens (1944) spinel diyagramı kullanılarak Beyağaç-Karaismailler kromitleri (Özpınar ve Bilgin, 1996) ile karşılaştırılması yapılmıştır (Şekil 5.15). Çalışma alanı kromitleri Stevens (1944) diyagramı kullanılarak Ortakale (Tüysüz, 1993), Antalya ve Kefdağı (Irvine, 1967 ve Üşümezsoy, 1986) kromitleriyle karşılaştırılmış ve Antalya kromitleriyle kimyasal olarak benzer oldukları belirlenmiştir. Şekil 5. 10: Andızlık kromit sahasında kromit örneklerinden yapılmış analiz sonuçlarının FeO+MgO-Cr 2 O 3 -Al 2 O 3 diyagramında gösterilmesi (E:Eastern; Kurudere-
49 Karakaya-Tavuktarlası-Sarıkaya-Kızlar mahallesi kromitleri, W:Western; İncebel tepe- Dikmen tepe kromitleri; NW-SE ve NE-SW ise bu kromitlerin sayısal konumları) (Engin, 1970). Şekil 5.11: Çalışma alanındaki kromitlerle Türkoğlu-Kömürler-Şerefoğlu (Anıl, 1990) kromitleriyle karşılaştırılması.
50 Şekil 5.12: Çalışma alanındaki kromitlerin Yunanistan daki bazı kromitlerle (Economou, 1999) karşılaştırılması. Şekil 5.13: Harzburjitteki aksesuar kromit, altere kromit, demirli kromit ve kromitin FeO+MgO-Cr 2 O 3 -Al 2 O 3 sistemindeki ilişkileri (Engin,1970).
51 Şekil 5.14: Çalışma alanı kromitleriyle Beyağaç-Karaismailler kromitlerinin ACOJE ve CATO tipi kromitlerle karşılaştırılması (Beyağaç-Karaismailler verileri, Özpınar ve Bilgin, 1996 dan alınmıştır).
52 Şekil 5.15: Andızlık-Zımparalık kromitlerinin Beyağaç-Karaismailler kromitleri ile karşılaştırılması, (Beyağaç verileri, Özpınar ve Bilgin, 1996 )
53 Şekil 5.16: Çalışma alanındaki kromitlerin Ortakale (Tüysüz, 1993)-Antalya ve Kefdağı (Irvine, 1967 ve Üşümezsoy, 1986) kromit örnekleriyle karşılaştırılması İnceleme alanındaki kromitlerin Cr/Fe değerinin 3.12-4.45 arasında olması, Cr/Fe değeri 1.5 ile 4.5 arasında değişen Alpin Tip podiform kromit yataklarıyla uyumluluk gösterir. Kromit cevherlerinin yüksek Cr içerikli olması ve altıncı bölümde incelenecek olan daykların kökeniyle de uyumlu olmasından yola çıkarak bu yatakların adayayı altındaki yaşlı bir litosferik manto ile ona sokulum yapan eriyiklerin yan kayaç-eriyik reaksiyonu sonucu çalışma alanındaki kromit yatakları, bunları saran dünitik kılıf, dünit-harzburjit-lerzolit geçişinin sağlanabileceği bir magma odasının varlığından bahsetmek mümkündür (Şekil 5.9, B alanı). Nitekim Arai (1994) yaptığı çalışmalar sonucu podiform kromitlerin hemen hemen hepsinin yay önü ve yay ardı ortamlarını kapsayan ada yayı ortamında oluştuğunu savunmaktadır.
54 Çalışma alanındaki katmansı kromit kütlelerinden alınan eğim ve doğrultu değerleri diyagramlara yerleştirilmiştir (Şekil 5.17, Şekil 5.18). Şekil 5.17: Çalışma alanındaki kromit kütlelerinden alınan ölçümlerin kontur diyagramı Şekil 5.18: Çalışma alanındaki kromit kütlelerinden alınan ölçümlerin gül diyagramı