Güre (Giresun, KD Türkiye) Granitoyidinin petrografik, jeokimyasalve petrolojik özellikleri

Petrographical, geochemical and petrological characteristics of the Güre(Giresun, NE Turkey) Granitoid

Mehmet ARSLAN, Hasan KOLAYLI, ‹rfan TEM‹ZELKaradeniz Teknik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 61080 TRABZON

ÖZ

Güre (Giresun) yöresinde Türoniyen-Koniyasiyen yafll› bazalt ve piroklastitleri, Koniyasiyen-Santoniyen yafll›dasit/riyodasit ve piroklastitleri ile Kampaniyen-Maestrihtiyen (?) yafll› biyotitli andezit ve piroklastitleri yüzeylen-mektedir. Kretase-Paleosen (?) yafll› Güre Granitoyidi, dasit/riyodasit ve piroklastitlerini keserek yerleflmifltir. GüreGranitoyidi, genellikle özflekilsiz taneli, ince taneli porfirik, yer yer yaz› ve mikropegmatitik dokulu olup, kuvars,ortoklas, plajiyoklas, hornblend, biyotit, aksesuar apatit ve sfen, ikincil klorit, epidot ve kalsit içermektedir. Mineraltermometre ve barometre hesaplamalar›, ~650-700oC ve ~0.9-1.5 (χ–) kbar’l›k kristallenme koflullar›n› göstermek-tedir. Güre Granitoyidi jeokimyasal olarak, I-tipi, kalkalkalin, metalümin-peralümin (A/CNK=0.9-1.2) karakterli, frak-siyonlaflm›fl ve alümino-kafemik (ALCAF) özellikledir. Ana ve iz element de¤iflimleri kayaçlar›n geliflimindeayr›mlaflman›n önemli oldu¤una iflaret etmektedir. Üz element da¤›l›mlar› birbirine benzemesine ra¤men, baz›örnekler K, Rb, Ba ve Th bak›m›ndan daha fazla zenginleflme gösterirler. Nadir toprak element da¤›l›mlar› ortaderecede zenginleflmifl (LaN/LuN=1-2) ve kafl›k flekilli olup, muhtemel hornblend ve plajiyoklas ayr›mlaflmas›n›yans›tmaktad›r. Güre Granitoyidi, hibrid bir ana magmadan itibaren geliflmifl olup, bu ana magma muhtemelen yaykabu¤u ve manto kaynaklar›n› kapsamaktad›r. Granitik magman›n kristallenmesi, yay kabu¤unun nispeten derinkesimlerinde (~6 km) bafllam›fl ve magma yükselmesi ile s›¤ derinliklerde (~3 km) tamamlanm›flt›r.

Anahtar Kelimeler: Do¤u Pontid, Hornblend, I- tipi Granitoyid, Jeotermobarometre, Petrokimya.

ABSTRACT

In the Güre (Giresun) area, Turonian-Coniacian basalt and pyroclastics, Coniacian-Santonian dacite-rhyodaciteand pyroclastics, and Campanian-Maestrichtian (?) biotite-bearing andesite and pyroclastics crop out. UpperCretaceous-Paleocene (?) Güre Granitoid intruded into dacite/rhyodacite and their pyroclastics. The GüreGranitoid shows xenomorphic granular, fine-grained porphyric, rarely graphic and micropegmatitic textures. Therocks contain mainly quartz, orthoclase, plagioclase, hornblende, biotite, accessory apatite and sphene, secondarychlorite, epidote and calcite. Mineral thermometer and barometer calculations indicate crystallization conditions of~650-700oC and ~0.9-1.5 (χ–) kbar, respectively. The Güre Granitoid has I-type, calc-alkaline, metaluminous-per-aluminous (A/CNK=0.9-1.2) characteristics, fractionated and alumino-cafemic (ALCAF) features. Major and traceelement variations indicate that fractionation was significant in the evolution of the rocks. Trace element patternsof the rocks are similar to each other but some exhibit K, Rb, Ba and Th enrichments. The rocks have moderate-ly enriched and spoon-shaped rare earth element patterns with (La/Lu)N =1-2, reflecting hornblende and plagio-clase fractionations in the evolution. The Güre Granitoid evolved from a hybrid parental magma, possibly derivedfrom arc crust and mantle sources. It was concluded that the crystallization of the granitic magma took place rel-atively at greather depth (~6 km) of the arc crust, and then completed in shallow level (~3 km) following magmauplift.

Key Words: Eastern Pontide, Hornblende, I-type Granitoid, Geothermobarometer, Petrochemistry.

Yerbilimleri, 30 (2004), 1-21Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. ArslanE-mail: marslan@ktu.edu.tr

2 Yerbilimleri

G‹R‹fi

Eski bir ada yay› olan Do¤u Pontidler, Jura, GeçKretase ve Eosen olmak üzere üç ana volkanikevre sonunda flekillenmifltir (Adamia vd., 1977;E¤in vd., 1979; Kazmin vd., 1986; Çamur vd.,1996; Arslan vd., 1997). Liyas yafll› volkanik ka-yaçlar toleyitik veya toleyitik kalkalkalen geçiflli-dir (Çamur vd., 1996; Arslan vd. 1997). Do¤uPontidler’de Üst Kretase’ye kadar olan dönem-de kuzey ve güney zonda litolojik olarak benzer-likler gözlenmektedir. Ancak Üst Kretase’de be-lirgin farkl›l›klar olup, güney zonda sedimanterkayaçlara karfl›n, kuzey zonda volkanik kayaç-lar›n yayg›n oldu¤u gözlenmektedir. Üst Kreta-se döneminde geliflen ve genelde volkanik ka-yaçlarla temsil edilen birimler; Çatak, K›z›lkaya,Ça¤layan, Çay›rba¤ Formasyonlar› olarak ta-n›mlanm›fllard›r (Güven, 1993). Geç Kretaseyafll› volkanitler toleyitik (E¤in vd., 1979) veyakalkalkalen-alkalen (Manetti vd., 1983) olaraktan›mlanmaktad›r. Ayr›ca Do¤u Karadeniz’dekiönemli masif sülfid yataklar›n›n Geç Kretaseyafll› dasit-riyodasit ve bunlar›n piroklastik ka-yaçlar› ile iliflkili olmas›, bölgede daha çok ma-den yataklar› a¤›rl›kl› çal›flmalar›n yap›lmas›naneden olmufltur (Sawa ve Altun, 1977; Pejato-vic, 1979; Aslaner vd., 1982; Altun, 1990; Tüy-süz ve Er, 1995).

Bölgede ayn› zamanda Permo-Karbonifer’denEosen sonras›na kadar genifl bir yafl aral›¤›ndageliflmifl pek çok granitik sokulum da yer almak-tad›r. Paleozoyik yafll› Gümüflhane Granitoyidimetamorfitleri (Ço¤ulu, 1975), Jura-Kretase-Pa-leosen yafll› granitoyidler ise volkanik ve/veyavolkanoklastik serileri keserek yerleflmifltir (Ge-diko¤lu, 1978; fien, 1987; Van, 1990; Aslan,1998; Kaygusuz ve fien, 1998). Eosen yafll› so-kulumlar ise, daha dar alanlarda tüm serilerikesmifl olarak görülürler (Arslan ve Aslan,2001). Bölgede yüzeylenen granitik sokulumla-r›n yafl iliflkileri ço¤unlukla tart›flmal› olup, çokaz›n›n yafl› radyometrik verilerle belirlenmifltir(Ço¤ulu, 1975; Taner, 1977; Gediko¤lu, 1978;Arslan ve Aslan, 2001). Radyometrik çal›flma-lar, sokulumlar›n birden çok fazda yerleflti¤inigöstermektedir. Do¤u Pontid yitim zonunda ge-liflmifl kompleks zonlanma gösteren sokulumlar-da, her zonun farkl› bir faza ve ayn› zamandamagmatik yay›n›n geliflim sürecinde bir evreyekarfl›l›k geldi¤i ileri sürülmüfltür (fien ve Kaygu-suz, 1998).

Bu çal›flma, Giresun’un 4 km bat›s›nda GüreVadisi’nde Üst Kretase volkanik kayaçlar›n› ke-sen ve yaklafl›k 3 km2’lik bir alanda yüzeylenenGüre Granitoyidini kapsamaktad›r. Volkanik ka-yaçlar; Türoniyen-Koniyasiyen yafll› bazalt vepiroklastitler, Koniyasiyen-Santoniyen yafll› da-sit/riyodasit ve piroklastitler ile Kampaniyen-Ma-estrihtiyen (?) yafll› biyotitli andezit ve piroklas-titlerinden oluflmaktad›r (fiekil 1). Çal›flmada,Güre Granitoyidinin çevre kayaçlar› olan volka-nitler ile dokanak iliflkileri saptanm›flt›r. Dahaönceki çal›flmalardan da yararlan›larak; granito-yidin yay›l›m›, s›n›rlar›, stratigrafik iliflkileri ile ya-p›sal ve makroskopik özellikleri incelenmifltir.Güre Granitoyidinin petrografik, jeokimyasal vepetrolojik özellikleri ortaya konularak, bölgedekibenzer kayaçlarla karfl›laflt›r›lm›fl ve Do¤u Pon-tid Üst Kretase magmatizmas›n›n geliflimineaç›kl›k getirilmeye çal›fl›lm›flt›r.

ANAL‹Z YÖNTEMLER‹

Çal›flma kapsam›nda araziden derlenen 40adet el örne¤inin ince kesitleri haz›rlanm›fl, po-larizan mikroskopta ayr›nt›l› olarak incelenmifl,petrografik özellikleri belirlenerek, modal analiz-

fiekil 1. ‹nceleme alan›n›n yer bulduru ve jeoloji hari-tas›.

Figure 1. Location and geological map of the investi-gated area.

Arslan vd. 3

leri yap›lm›fl ve isimlendirilmifltir. Seçilmifl ör-neklerden parlat›lm›fl kesitler haz›rlanarak kar-bonla kaplanm›fl ve kesitler üzerinde mineralanalizleri Alberta Üniversitesi Yer ve AtmosferBilimleri Bölümü Elektron Mikroprob Laboratu-var›’nda (Kanada) Cameca SX100 marka mik-roprob ile gerçeklefltirilmifltir. Arazi çal›flmalar›ve petrografik incelemeler esas al›narak vemümkün oldu¤u kadar ayr›flmam›fl olmas›naözen gösterilerek seçilen 15 örnekten ana, iz venadir element analizleri yap›lm›flt›r. Önce çene-li daha sonrada halkal› ö¤ütücüde yaklafl›k 200mesh boyutuna kadar ö¤ütülen örnekler ana, izve nadir element analizi için Kanada’da ACMEAnalytical Laboratuar›na (Kanada) gönderilmifl-tir. Burada ana ve iz elementler ICP, nadir top-rak elementler ise ICP-MS ile analiz edilmifltir.Toz örneklerden 0.200 g al›narak 1.5 g LiBO2 ilekar›flt›r›lm›fl, %5 HNO3 içeren bir s›v› içinde çö-zündürülmüfltür. Ana elementler % a¤›rl›k, izelementler ppm olarak ölçülmüfltür. Toz örnek-lerden 0.250 g dört farkl› asit içinde çözündürül-müfl ve ppm olarak nadir toprak element analiz-leri gerçeklefltirilmifltir.

GENEL JEOLOJ‹

Bu çal›flmada; stratigrafi ve yafl iliflkileri aç›s›n-dan daha önceden yap›lm›fl olan ve yöredekivolkanitleri de kapsayan genel jeolojik amaçl›çal›flmalar esas al›nd›¤›ndan, ayr›nt›l› bölgeseljeoloji kapsam d›fl›nda tutulmufltur. Yörenin ge-nel jeolojisi daha önceki çal›flmalarda (Güven,1993; Arslan ve Kolayl›, 2003) ayr›nt›l› bir flekil-de verilmifltir (bkz. fiekil 1).

Do¤u Pontid Tektonik Birli¤i Kuzey Zonu’ndayer alan ve genelde volkanitlerin egemen oldu-¤u çal›flma alan›nda, Türoniyen-Koniyasiyenyafll› Çatak Formasyonu (Güven, 1993), incele-me alan›ndaki en yafll› birimi oluflturur ve dar biralanda yüzeylenir (bkz. fiekil 1). Bazalt ve pirok-lastitlerinden oluflan bu formasyonun piroklastit-leri daha yayg›n olup, genellikle tüf-aglomerakarakterindedir. Çatak Formasyonu, Koniyasi-yen-Santoniyen yafll› K›z›lkaya Formasyonu(Güven, 1993) taraf›ndan uyumlu olarak üzer-lenmektedir (fiekil 2). K›z›lkaya Formasyonu in-celeme alan›nda genifl yay›l›m göstermekteolup, dasit-riyodasit ve piroklastitlerinden olufl-maktad›r. Dasit-riyodasitler daha çok volkanikdomlar fleklinde gözlenmektedir. Bu birimin

üzerine biyotitli andezit ve piroklastitlerinden (tüfve aglomera-brefl) oluflan Kampaniyen-Maest-rihtiyen yafll› Ça¤layan Formasyonu (Güven,1993) gelmektedir. Güre Granitoyidi Çatak veK›z›lkaya Formasyonlar›n› keserek yerleflmifltir(bkz. fiekil 2). Ancak Ça¤layan Formasyonu ilegranitoyid aras›nda dokanak olmad›¤›ndan gra-nitoyidin yafl›n›n Üst Kretase-Paleosen (?) oldu-¤u düflünülmüfltür (Arslan ve Kolayl›, 2003; Ko-layl› ve Arslan, 2003).

Güre Granitoyidi KD-GB yönünde 3 km boyun-da ve 1 km geniflli¤inde oval flekilli yüzeylemevermektedir. Yan kayaçlarla dokana¤› belirgin-dir ve dokanaklar›nda genellikle epidot, kil venadiren pirit oluflumlar› yayg›n olarak gözlen-mektedir. Yan kayac›n volkanitlerle uyumsuz venispeten küçük boyutlu olmas›, yankayac›n ank-lavlar› içermesi özellikleri dikkate al›nd›¤›nda,Güre Granitoyidi epizon granitoyidi olarak ta-n›mlanabilir.

fiekil 2. ‹nceleme alan›n›n genellefltirilmifl stratigrafikkolon kesiti.

Figure 2. Simplified stratigraphic columnar section ofthe investigated area.

4 Yerbilimleri

GRAN‹TOY‹D‹N PETROGRAF‹S‹

Güre Granitoyidi, granitten diyorite kadar de¤i-flen bir mineralojik bileflim sergiler. Genellikleözflekilsiz taneli, ince taneli porfirik, yer yer deyaz› ve mikropegmatitik dokular gösterir (fiekil3). Ana mineral olarak kuvars (%17-22), ortok-las (%1-18), plajiyoklas (%38-58), hornblend(%0-37), biyotit (%0-6) ve aksesuar mineral ola-rak apatit ve sfen, ikincil mineral olarak ise klo-rit, epidot, aktinolit-tremolit ve kalsit içerir. Bumodal mineralojik bileflime göre granodiyorit vetonalit bileflimindedir.

Plajiyoklaslar, yar› özflekilli ve öz flekilsiz kristal-ler halinde tüm örneklerde yayg›n olarak bulun-

maktad›r. Granodiyoritlerde %39-52, tonalitler-de %52-65, kuvars-diyoritlerde %66-77, diyorit-lerde %80-84 oran›ndad›r. Plajiyoklaslar, diyoritve kuvars-diyoritlerde öz flekilli, granodiyorit vetonalitlerde daha çok yar› öz flekillidirler. Genel-likle tüm granitoyid içerisinde plajiyoklaslar nor-mal zonlanmal› olup, bu oran asit gruplara do¤-ru artmaktad›r. Plajiyoklaslar›n 010’a dik kesitle-rinde yap›lan cins tayinlerinde bileflimlerinin ol-dukça de¤iflken oldu¤u görülmüfltür. Bu bileflimgranodiyoritlerde An22-37 (oligoklas-andezin), to-nalitlerde An23-38 (oligoklas-andezin), kuvars-di-yorit ve diyoritlerde An26-43 (oligoklas-andezin)bileflimindedir. Ayr›ca kuvars-diyorit ve diyorit-lerde ikincil olarak yo¤un albitleflme ve daha azoranda epidotlaflma mevcuttur. Diyoritik kayaç-

fiekil 3. Güre Granitoyidinin mikrofoto¤raflar›: (a) özflekilsiz taneli dokulu granodiyorit (Örnek No. 10; ‚.N.), (b) yar›özflekilli taneli dokulu kuvars monzodiyorit (Örnek No. 26A; Çift Nikol), (c) özflekilsiz ince taneli dokulumikrogranodiyorit (Örnek No. 15; Çift Nikol), (d) özflekilsiz taneli, porfirik dokulu tonalit (Örnek No. 11; ÇiftNikol)(Or: ortoklas, Hb: hornblend, Bi: biyotit, K: kuvars, Pl: plajiyoklas).

Figure 3. Microphotos of the Güre Granitoid: (a) anhedral granular textured granodiorite (Sample No. 10; XPL), (b)subhedral granular textured quartz monzodiorite (Sample No 26A; XPL), (c) anhedral fine-grained tex-tured microgranodiorite (Sample No. 15; XPL), (d) anhedral granular porphyric textured tonalite (SampleNo. 11; XPL)(Or: orthoclase, Hb: hornblende, Bi: biotite, K: quartz, Pl: plagioclase).

Arslan vd. 5

larda plajiyoklaslar yer yer hornblend kristalleritaraf›ndan çevrelenirler. Bu durum, bunlar›nhornblendden daha yüksek s›cakl›kta olufltu¤u-nu gösterir. Plajiyoklas fenokristallerinde yap›-lan mikroprob analizlerine (Çizelge 1) göre; pla-jiyoklaslar genellikle andezin, nadiren oligoklasve albittir (fiekil 4). Genelde mineraller az da ol-sa belirgin zonlanma gösterecek bileflimsel birde¤iflime sahiptir. ‹ri gözlenen plajiyoklaslar ço-¤unlukla andezin olup, bileflimleri mineral mer-kezinde An36Ab63Or1, kenar k›sm›nda An62Ab3-

8Or1; mineral merkezinde An47Ab52Or1, kenark›sm›nda An10Ab83Or7 veya mineral merkezindeAn46Ab53Or1, kenar k›sm›nda ise An9Ab87Or4’tür (bkz. Çizelge 1).

Kuvars, granodiyoritlerde % 36-49, tonalitlerde% 31-43, kuvars-diyoritlerde % 5-12, diyoritler-de % 1-3 oran›ndad›r . Genellikle özflekilsizolup, plajiyoklaslar aras›ndaki çok köfleli alanla-r› doldururlar. K›smen de ortoklaslar ile birlikteyaz› dokusu olufltururlar. Yer yer dalgal› sönmegösterirler. K›smen plajiyoklas kapan›mlar› içe-rirler.

Ortoklas, granodiyoritlerde % 8-17, tonalitlerde% 0-5, kuvars-diyoritlerde % 0-4 ve diyoritlerde% 1 oran›nda bulunur. Ortoklaslarda yap›lanmikroprob analizlerinde ise minerallerin tümüortoklast›r (Çizelge 2). Bileflimleri ise baz› mine-rallerde, merkezde An0Ab1Or99, kenar k›s›mda

An0Ab25Or75; merkezde An0Ab13Or87, kenar k›-s›mda An0Ab16Or84; baz› minerallerde ise, mer-kezde An0Ab11Or86, kenar k›s›mda An0Ab6Or94’tür. Minerallerde belirgin bir bileflimsel zonlan-ma da vard›r (bkz. fiekil 4).

Hornblend, diyorit ve kuvars-diyoritlerde % 29oran›na kadar bulunmaktad›r. Granodiyorit vetonalitlerde eser miktarda mevcuttur. Baz› ör-neklerde k›smen veya tamamen aktinolit ve klo-rite dönüflmüfltür. Altere olmam›fl hornblendler-den yap›lan mikroprob analizlerine göreMg/(Mg+Fe+2) oran› genelde minerallerin mer-kezinde ve kenar k›sm›nda hemen hemen ayn›olup, yaklafl›k 0.48-0.49 aras›nda de¤iflmekte-dir (Çizelge 3). Ayn› zamanda hem mineral mer-kezinde hem de mineral kenar k›sm›nda Fe+2 veFe+3 içerikleri fazla de¤iflmemekte olup, s›ras›y-la 2.30-2.40 ve 2.52-2.38 aras›ndad›r (bkz. Çi-zelge 3). Leake vd. (1997)’nin s›n›flamas›na gö-re hornblendler, ferrohornblend ve magnezyo-hornblend ayr›m s›n›r›nda yer almaktad›r (fiekil5).

Biyotit, az miktardan % 6 oran›na kadar de¤iflikoranlarda mevcuttur. Daha çok granodiyorit vetonalitlerde gözlenir. Bolluk miktar› granitoyidsto¤unun güneyine do¤ru art›fl gösterir. Yap›lanmikroprob analizlerine göre fazla kimyasal de¤i-flim göstermemektedirler (Çizelge 4).Mg/(Mg+Fe+3+Fe+2) oran› mineralin merkezindeyaklafl›k 0.39-0.43, kenar k›sm›nda ise yaklafl›k0.41-0.46 aras›nda de¤iflmektedir. Opak mine-

fiekil 4. Güre Granitoyidi feldispatlar›n›n An-Ab-Orüçgen diyagram›nda s›n›flamas›.

Figure 4. Classification of the Güre Granitoid felds-pars on ternary An-Ab-Or feldspars plot.

fiekil 5. Güre Granitoyidi örnekleri hornblendlerinins›n›flama diyagram› (Leake vd., 1997).

Figure 5. Hornblende classification diagram (Leakeet al., 1997) of the Güre Granitoid samples.

CaB ≥1.50 ; (Na + K)A < 0.50 ; CaA < 0.5

magnezyohornblend

Mg/

(Mg

+ F

e+2)

taflhermakit

ferrotaflhermakitferrohornblendferroaktinolit

aktinolit

tremolit

8.00 7.50 7.00 6.50 6.00 5.50Si

1.0

0.8

0.6

0.4

0.2

0.0

6 YerbilimleriÇ

izel

ge1.

Gür

e G

rani

toyi

di p

lajiy

okla

slar

›n›n

mik

ropr

ob a

naliz

son

uçla

r› (

m: k

rista

l mer

kezi

, k: k

rista

l ken

ar›)

.T

able

1. R

esul

ts o

f mic

ropr

obe

anal

ysis

of p

lagi

ocla

ses

from

the

Gür

e G

rani

toid

(m

: cry

stal

cor

e, k

: cry

stal

rim

).

Örn

ek N

o.

H12

TG

8T

G8

Plj-

2P

lj-2

Plj-

2P

lj-2

Plj-

2P

lj-6

Plj-

6P

lj-6

Plj-

6P

lj-6

Plj-

6P

lj-6

Plj-

8P

lj-8

Plj-

8P

lj-8

mk

mk

k-1

k-2

mk

SiO

259

.31

58.4

958

.12

57.9

853

.06

55.5

756

.06

56.3

457

.65

60.0

366

.72

65.4

056

.26

58.7

762

.56

65.7

6A

l 2O3

25.5

626

.26

26.4

126

.69

29.9

026

.70

26.3

225

.88

25.6

323

.92

19.3

220

.50

26.8

625

.27

22.5

520

.61

FeO

0.17

0.29

0.24

0.27

0.42

0.32

0.31

0.28

0.25

0.23

0.08

0.13

0.27

0.26

0.16

0.10

CaO

7.73

8.47

8.90

9.06

12.8

29.

939.

539.

248.

506.

340.

752.

079.

717.

904.

481.

87N

a 2O7.

246.

916.

896.

664.

355.

976.

296.

316.

807.

9510

.58

9.68

6.07

6.91

8.41

9.95

K2O

0.10

0.08

0.07

0.11

0.10

0.17

0.19

0.25

0.23

0.44

0.90

1.24

0.19

0.30

0.61

0.67

Top

lam

100.

1110

0.5

100.

6310

0.77

100.

6598

.66

98.7

98.3

99.0

698

.91

98.3

510

0.11

99.3

599

.41

98.7

998

.96

For

mül

8 o

ksije

n üz

erin

den

hesa

plan

m›fl

t›r.

Si

2.65

2.61

2.59

2.58

2.39

2.54

2.56

2.58

2.61

2.71

2.98

2.91

2.55

2.64

2.80

2.92

Al

1.34

1.38

1.39

1.40

1.60

1.44

1.42

1.40

1.37

1.27

1.02

1.08

1.43

1.34

1.19

1.08

Fe+2

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

Ca

0.37

0.41

0.43

0.43

0.62

0.49

0.47

0.45

0.41

0.31

0.04

0.10

0.47

0.38

0.22

0.09

Na

0.63

0.60

0.60

0.58

0.38

0.53

0.56

0.56

0.60

0.70

0.92

0.84

0.53

0.60

0.73

0.86

K0.

010.

000.

000.

010.

010.

010.

010.

020.

010.

030.

050.

070.

010.

020.

040.

04T

opla

m5.

005.

005.

015.

015.

025.

015.

025.

015.

015.

025.

005.

005.

015.

004.

984.

99A

b62

.57

59.3

458

.15

56.7

137

.87

51.6

153

.82

54.4

758

.41

67.6

191

.32

83.1

852

.50

60.2

374

.51

87.1

0A

n36

.83

40.2

641

.46

42.7

061

.53

47.4

145

.11

44.0

740

.31

29.8

63.

599.

8546

.42

38.0

321

.91

9.04

Or

0.60

0.40

0.39

0.59

0.60

0.98

1.06

1.46

1.27

2.53

5.09

6.97

1.08

1.74

3.58

3.85

Fe+2

, top

lam

dem

ir ol

arak

ver

ilmifl

tir.

Arslan vd. 7Ç

izel

ge 2

. Gür

e G

rani

toyi

di o

rtok

lasl

ar›n

›n m

ikro

prob

ana

liz s

onuç

lar›

(m

: kris

tal m

erke

zi, k

: kris

tal k

enar

›).

Tab

le 2

. Res

ults

of m

icro

prob

e an

alys

is o

f ort

hocl

ases

fr

om th

e G

üre

Gra

nito

id (

m: c

ryst

al c

ore,

k: c

ryst

al r

im).

Örn

ek N

o.

TG

8T

G8

TG

8

Ort

-5O

rt-5

Ort

-5O

rt-5

Ort

-5O

rt-7

Ort

-7O

rt-7

Ort

-7O

rt-7

Ort

-9O

rt-9

Ort

-9O

rt-9

Ort

-9m

km

km

k

SiO

264

.83

65.5

965

.04

64.2

465

.65

64.2

964

.73

64.5

964

.20

64.5

463

.67

64.7

264

.22

62.6

863

.17

Al 2O

318

.30

18.3

118

.46

18.4

218

.40

18.0

718

.10

18.0

017

.88

18.1

918

.47

18.3

618

.24

19.0

218

.05

FeO

0.03

0.07

0.05

0.06

0.18

0.00

0.09

0.03

0.01

0.04

0.02

0.01

0.03

0.01

0.02

CaO

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.30

0.00

0.01

0.03

0.01

0.00

Na 2O

0.15

3.12

1.74

1.21

2.84

1.37

2.58

0.38

0.27

1.67

1.49

0.95

0.51

0.95

0.69

K2O

16.5

212

.45

14.3

415

.14

13.0

014

.26

12.7

015

.81

15.7

713

.86

14.1

014

.58

15.4

714

.16

15.2

4T

opla

m99

.84

99.5

499

.62

99.0

910

0.07

98.0

098

.20

98.8

198

.13

98.6

697

.74

98.6

298

.51

96.8

397

.17

For

mül

8 o

ksije

n üz

erin

den

hesa

plan

m›fl

t›r.

Si

3.00

3.00

3.00

2.99

3.00

3.01

3.01

3.01

3.01

3.00

2.98

3.01

3.00

2.95

2.99

Al

1.00

0.99

1.00

1.01

0.99

1.00

0.99

0.99

0.99

1.00

1.02

1.00

1.00

1.06

1.01

Fe+2

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Na

0.01

0.28

0.16

0.11

0.25

0.12

0.23

0.03

0.02

0.15

0.14

0.09

0.05

0.09

0.06

K0.

980.

730.

840.

900.

760.

850.

750.

940.

940.

820.

840.

860.

920.

850.

92T

opla

m4.

995.

005.

005.

005.

014.

984.

994.

984.

974.

984.

984.

964.

984.

944.

99

Ab

1.37

27.6

015

.56

10.8

324

.95

12.7

623

.60

3.53

2.57

15.5

013

.87

8.98

4.80

9.22

6.44

An

0.01

0.00

0.00

0.08

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.02

0.00

0.05

0.13

0.04

0.00

Or

98.6

272

.40

84.4

489

.09

75.0

587

.24

76.4

096

.47

97.4

284

.48

86.1

390

.96

95.0

690

.74

93.5

6

Fe+2

, top

lam

dem

ir ol

arak

ver

ilmifl

tir.

8 YerbilimleriÇ

izel

ge 3

. Gür

e G

rani

toyi

di h

ornb

lend

lerin

in m

ikro

prob

ana

liz s

onuç

lar›

(m

: kris

tal m

erke

zi, k

: kris

tal k

enar

›).

Tab

le 3

. Res

ults

of m

icro

prob

e an

alys

is o

f hor

nble

ndes

from

the

Gür

e G

rani

toid

(m

: cry

stal

cor

e, k

: cry

stal

rim

).

Örn

ek N

o.H

12-1

H12

-1H

12-1

H12

-3H

12-3

H12

-3H

12-3

H12

-4H

12-4

H12

-4m

-1m

-2k

m-1

m-2

k-1

k-2

m-1

m-2

m-3

SiO

247

.24

47.2

547

.19

46.5

046

.53

47.0

247

.67

47.1

547

.31

47.0

7T

iO2

1.09

1.19

1.27

1.29

1.44

1.24

1.21

1.19

1.45

1.27

Al 2O

35.

645.

595.

536.

206.

246.

155.

556.

135.

965.

90F

eO22

.73

22.3

421

.84

21.9

121

.95

22.0

622

.01

22.2

922

.22

22.3

0M

nO0.

480.

430.

560.

420.

360.

460.

490.

480.

440.

45M

gO10

.14

10.2

79.

6710

.10

10.1

29.

8610

.22

10.0

09.

999.

90C

aO9.

769.

8710

.04

10.1

810

.39

10.2

510

.05

9.99

10.2

39.

85N

a 2O1.

501.

411.

141.

621.

611.

650.

811.

471.

581.

60K

2O0.

130.

160.

190.

160.

170.

140.

170.

140.

150.

14T

opla

m98

.71

98.5

397

.41

98.3

798

.81

98.8

398

.18

98.8

599

.32

98.4

7

For

mül

23

oksi

jen

üzer

inde

n he

sapl

anm

›flt›r

.

Si

7.06

7.07

7.10

6.96

6.95

7.00

7.10

7.01

7.02

7.04

Ti

0.12

0.13

0.14

0.15

0.16

0.14

0.14

0.13

0.16

0.14

Al [

IV]

0.94

0.93

0.90

1.04

1.05

1.00

0.90

0.99

0.98

0.96

Al [

VI]

0.05

0.05

0.08

0.06

0.05

0.08

0.07

0.08

0.06

0.07

Fe+3

0.38

0.37

0.48

0.40

0.36

0.45

0.52

0.49

0.36

0.42

Fe+2

2.46

2.43

2.27

2.34

2.38

2.30

2.22

2.28

2.40

2.36

Mn

0.06

0.05

0.07

0.05

0.05

0.06

0.06

0.06

0.06

0.06

Mg

2.26

2.29

2.17

2.26

2.25

2.19

2.27

2.22

2.21

2.21

Ca

1.56

1.58

1.62

1.63

1.66

1.63

1.60

1.59

1.63

1.58

Na

0.43

0.41

0.33

0.47

0.47

0.48

0.23

0.42

0.45

0.46

K0.

020.

030.

040.

030.

030.

030.

030.

030.

030.

03T

opla

m15

.34

15.3

415

.21

15.3

915

.41

15.3

515

.15

15.3

015

.36

15.3

4

Mg

#0.

480.

490.

490.

490.

490.

490.

510.

490.

480.

48

Fe+3

ve F

e+2ay

r›m

› Lea

ke v

d. 1

997’

ye g

öre

hesa

plan

m›fl

t›r. M

g #

(Mg-

num

aras

›) =

Mg

/ (M

g +

Fe+2

).

Arslan vd. 9

ral, saç›n›m halinde ve az miktarda (%1-4) ge-nellikle yar› öz flekilli olarak mevcuttur. Genelolarak, ferromagnezyen mineral içeri¤i granito-yidin kuzeyine do¤ru azal›r. Bununla birlikte bi-yotit içeri¤i kuzeye do¤ru artarken, hornblendiçeri¤i güneye do¤ru artar.

QAP modal s›n›flamas› (Streckeisen, 1976) anamagma serilerinin ay›rtlanmas›nda yayg›n ola-rak kullan›lmaktad›r (Lameyre ve Bowden,1982; Lameyre ve Bonin, 1991). Bu s›n›flama-da, üç ana serinin (toleyitik, kalk-alkalen ve alka-len) izledi¤i belirgin yollar, genellikle P ucundan

bafllayarak, alkali granit alan›na do¤ru gider.Magmatik yaylarda bulunan granitik kayaçlar›nizledi¤i kalk-alkalen seri de kendi içerisinde, to-nalitik-trondjemitik kalk-alkalen seri, granodiyori-tik kalk-alkalen seri ve monzonitik kalk-alkalenseri olarak alt serilere ayr›lm›flt›r (Lameyre veBowden, 1982). Modal mineralojik bileflimlerinegöre incelenen Güre Granitoyid örnekleri hemenhemen tek bir grup oluflturmaktad›rlar (fiekil 6);genel olarak granodiyoritik-tonalitik bileflim sun-maktad›rlar. Bu bileflimler dikkate al›nd›¤›nda,sokulum kütlesi toleyitik-kalkalkalen seri yönse-mesi göstermektedir (bkz. fiekil 6).

Çizelge 4. Güre Granitoyidi biyotitlerinin mikroprob analiz sonuçlar› (m: kristal merkezi, k: kristal kenar›).Table 4. Results of microprobe analysis of biotites from the Güre Granitoid (m: crystal core, k: crystal rim).

Örnek No. TG8 TG8

biy-7 biy-7 biy-7 biy-7 biy-5 biy-5 biy-5 biy-5 biy-5m-1 m-2 k-1 k-2 m k

SiO2 34.5 34.58 35.38 34.46 35.07 34.42 34.78 34.58 35.39TiO2 3.90 3.99 3.61 4.97 4.08 3.94 3.84 3.80 3.67Al2O3 12.04 11.81 11.72 11.86 11.72 11.71 11.65 11.89 12.27FeO 23.42 23.78 22.04 23.17 24.92 24.64 24.42 24.57 23.96MnO 0.25 0.28 0.24 0.25 0.29 0.27 0.29 0.28 0.25MgO 9.83 10.04 10.58 9.68 8.9 8.98 9.37 9.59 9.46CaO 0.02 0.06 0.07 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.03Na2O 0.39 0.27 0.28 0.20 0.42 0.42 0.43 0.32 0.34K2O 9.02 9.04 9.20 9.09 8.92 8.95 8.85 9.07 8.91Cl 0.52 0.61 0.68 0.45 0.70 0.61 0.51 0.55 0.55F 0.80 0.80 0.90 0.70 1.12 1.12 1.10 0.66 0.61Toplam 94.69 95.26 94.70 94.85 96.15 95.08 95.25 95.33 95.44

Formül 22 oksijen üzerinden hesaplanm›flt›r.

Si 5.53 5.52 5.64 5.50 5.59 5.55 5.58 5.53 5.61Ti 0.47 0.48 0.43 0.60 0.49 0.48 0.46 0.46 0.44Al [IV] 2.28 2.22 2.20 2.23 2.20 2.23 2.20 2.24 2.29Al [VI] 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00Fe+2 3.14 3.18 2.94 3.09 3.32 3.33 3.28 3.29 3.17Mn 0.03 0.04 0.03 0.03 0.04 0.04 0.04 0.04 0.03Mg 2.35 2.39 2.51 2.30 2.12 2.16 2.24 2.29 2.24Ca 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01Na 0.12 0.08 0.09 0.06 0.13 0.13 0.13 0.10 0.10K 1.85 1.84 1.87 1.85 1.81 1.84 1.81 1.85 1.80Cl 0.14 0.17 0.18 0.12 0.19 0.17 0.14 0.15 0.15F 0.41 0.40 0.45 0.35 0.56 0.57 0.56 0.33 0.31Toplam 15.77 15.77 15.72 15.68 15.70 15.76 15.76 15.79 15.69

Mg # 0.43 0.43 0.46 0.43 0.39 0.39 0.41 0.41 0.41

Fe+2, toplam demir olarak verilmifltir. Mg # (Mg-numaras›)=Mg / (Mg + Fe+2).

10 Yerbilimleri

JEOTERMOMETRE VE JEOBAROMETREHESAPLAMALARI

Granitik kayaçlar›n geliflimini anlayabilmek için,bunlar›n yerleflim derinli¤i, bu derinlikteki kristal-lenme koflullar› ve kristallenme sonras› yüksel-me gibi süreçlerin araflt›r›lmas› gerekmektedir.Bu bak›mdan granitik kütlelerin oluflum s›cakl›kve bas›nçlar›n›n bilinmesi önemlidir. Bunun içinbir çok araflt›rmac›, jeotermometre ve jeobaro-metre hesaplamalar› için çeflitli görgül eflitliklerönermifller ve diyagramlar gelifltirmifllerdir. Bugörgül eflitlik ve diyagramlardan yaralan›larakincelenen Güre Granitoyidinin oluflum s›cakl›kve bas›nç koflullar› saptanmaya çal›fl›lm›flt›r.

Fuhrman ve Lindsley (1988) feldispatlar›n Ab-An-Or üçgen diyagram› üzerinde, deneysel ça-l›flmalar sonucunda elde ettikleri denge s›cakl›kde¤erlerini gösteren izoterm e¤rilerini olufltur-mufllard›r. Güre Granitoyidi feldispatlar›n›n bile-

flimleri böyle bir diyagram üzerine düflürüldü-¤ünde, örnek noktalar› yaklafl›k 700°C s›cakl›¤akarfl›l›k gelen izoterm e¤risinin alt›nda yeral›r(fiekil 7a). Buna göre feldispatlar›n yaklafl›k650±50°C’de dengede kristallendi¤ini söylemekmümkündür. Holland ve Blundy (1994)’nin çe-flitli granitik kayaçlarda yapt›klar› çal›flmalar so-nucunda önerdikleri hornblend-plajiyoklas mine-ral çifti termometresine göre ise hesaplanan s›-cakl›klar 692-826°C aras›nda bulunmufltur (Çi-zelge 5). Bu son de¤erler feldispat termometre-sine göre hesaplanandan biraz yüksek olup,muhtemelen hornblend ve plajiyoklas›n denge-de kristallenmemesinden kaynaklanmaktad›r.Bu durum mikroskopik gözlemlerle de do¤rulan-maktad›r.Kalkalkalin granitik kayaçlarda hornblendlerin Aliçeri¤inden haraketle kristallenme bas›nçlar›n›nhesaplanmas› yayg›n olarak kullan›lmaktad›r.Güre Granitoyidi hornblendlerinin Al içeriklerin-de kristal merkezi ve kenar› aras›nda baz› kim-yasal de¤iflimler gözlenmektedir. Bu durumHammarstrom ve Zen (1986)’in belirtti¤i gibiAl[IV] ile Al[T] aras›nda iyi derecede pozitif kore-lasyonla kendini göstermektedir (fiekil 7b).Hammarstrom ve Zen (1986)’in farkl› alanlardayapt›klar› çal›flmalar sonucunda hornblendler-deki toplam alüminyumu esas alarak ortayakoyduklar› eflitli¤e göre ( P = -3.92 + 5.03 AlT)hesaplanan bas›nçlar 0.9-1.5 kb aras›nda de-¤iflmektedir. Hollister vd. (1987)’nin hornblend-lerin içerdi¤i toplam alüminyum baz al›narakönerdi¤i görgül eflitli¤e göre (P = -4.67 + 5.64AlT) hesaplanan bas›nçlar ise 0.6-1.3 kb aras›n-da de¤iflmektedir. Johnson ve Rutherford(1989)’un hornblendlerdeki toplam alüminyumgöz önüne al›narak ortaya koydu¤u eflitli¤e gö-re (P = -3.46 + 4.23 AlT) hesaplanan bas›nçlar0.6-1.1 kb aras›nda de¤iflmektedir. Schmidt(1990)’in hornblendlerin içerdi¤i toplam alümin-yum baz al›narak önerdi¤i formüle göre(P = -3.01 + 4.76 AlT) hesaplanan bas›nçlar ise1.5-2.1 kb aras›nda de¤iflmektedir (Çizelge 5).Hesaplamalardan elde edilen dört farkl› bas›nçde¤erleri Al[T]’a karfl› P (kbar) iliflkisinde birbiri-ne çok yak›n paralellikler sunmaktad›r (fiekil7c). Bu farkl› barometre de¤erleri birlikte de¤er-lendirildi¤inde Güre Granitoyidi hornblendlerin-den hesaplanan Al barometre de¤erlerinin 0.9ilâ 1.5 (χ–) kbar aras›nda de¤iflti¤i söylenebilir.

Çizelge 5’de görüldü¤ü üzere, hornblendlerinmerkez ve kenar bileflimlerine göre hesaplanan

fiekil 6. Güre Granitoyidi örneklerinin QAP modal mi-neralojik s›n›flamas› (Streckeisen, 1976) vegranitik kayaçlar›n QAP modal bilefliminedayal› ana yönsemeleri: 1-toleyitik seriler, 2-kalk-alkalen trondjemitik seriler, 3-6-kalk-al-kalen granodiyorit serileri, 7-monzonitik seri-ler, 8-9- alkalen seriler (Lameyre ve Bow-den, 1982; Lameyre ve Bonin, 1991).

Figure 6. QAP modal mineralogical classification ofthe Güre Granitoid samples, and maintrends of granitic rock series: 1-tholeiitic se-ries, 2-calc-alkaline trondhjemitic series, 3-6-various calc-alkaline granodiorite series,7-monzonitic series, 8-9-various alkaline se-ries (Lameyre and Bowden, 1982; Lameyreand Bonin, 1991).

Arslan vd. 11

fiekil 7. a) Güre Granitoyidi feldispatlar›n›n An-Ab-Or diyagram›nda bileflimleri. ‹zoterm çizgileri Fuhrman veLindsley (1988)’e göredir. b) Analiz edilen hornblendlerde Al[T] karfl› Al[IV] iliflkisini gösteren diyagram.Verilere ait regresyon do¤rusu ve eflitli¤i diyagramda verilmifltir. c) Güre hornblendlerinden hesaplanandört farkl› hornblend jeobarometresine ait do¤rular› gösteren Al[T] karfl› P (kbar) diyagram›.

Figure 7. a) Composition of the Güre Granitoid feldspars on An-Ab-Or plot. Isotherm lines are from Fuhrman andLindsley (1988). b) Al[T] versus Al[IV] plot in the analysed hornblendes. The regresion line and its equa-tion are shown on the plot. c) Al[T] against P(kb) plot showing the slopes of four calculated hornblendegeobarometers.

bas›nç de¤erleri biraz farkl›l›k göstermekte olup,elde edilen bas›nç de¤erleri minimum 3 km(>0.9 kbar) ve en fazla 6 km (1.5 kbar)’lik bir de-rinli¤e karfl›l›k gelmektedir. Bu sonuçlar; GüreGranitoyidinin erken faz›n›n nispeten derinlerdekristallenmeye bafllad›¤›n›, ancak kristallenmes›ras›ndaki yükselme sonucu son kristallenme-nin s›¤ derinliklerde tamamland›¤› fleklinde yo-rumlanabilir.

GRAN‹TOY‹D‹N JEOK‹MYASI

Ana ve ‹z Elementler

Güre Granitoyid sto¤undan al›nan 15 adet ör-nekten ana, iz ve nadir toprak element analizle-ri yapt›r›lm›flt›r (Çizelge 6 ve 7). Güre Granitoyi-di’nin kimyasal bileflimi oldukça de¤iflken olup,kayaçlardaki modal mineralojik de¤iflimle iliflkili-dir. Granodiyoritlerdeki ana oksit de¤erleri; SiO2

%54- 73, Al2O3 %13-16, Fe2O3 %2.8-11.8, MgO%0.3-4.7, CaO %2.5-5, Na2O %3.5-4, K2O%0.4-1.7 ve TiO2 %0.3-1.1 aras›nda, tonalitler-deki ana oksit de¤erleri; SiO2 %67-76, Al2O3%13-15, Fe2O3 %2.4-5.6, MgO %0.2-1.5, CaO%2.2-4.5, Na2O %3.6-4.3, K2O %0.2-1.9 ve Ti-O2 %0.3-0.6 aras›nda, kuvars monzodiyoritler-de ana oksit de¤erleri; SiO2 %54-57, Al2O3%14.5-15.2, Fe2O3 %10.4-11.8, MgO %3-5,CaO %5-8, Na2O %3.2-4.4, K2O %0.15-0.3 veTiO2 %1-1.25 aras›nda de¤iflmektedir. Bunagöre SiO2 içeri¤i tonalitlerde en yüksek, K-mon-zodiyoritlerde en düflük iken, Fe2O3 içeri¤i bu-nun aksine tonalitlerde en düflük ve K-monzodi-yoritlerde en yüksektir (bkz. Çizelge 6).

Ana element oksitlere dayanarak haz›rlananmagmatik kayaçlar›n adland›rma diyagram›nda(Debon ve Le Fort, 1983) yap›lan adland›rmamodal bileflime dayal› adlama ile uyum içerisin-dedir. Bu adland›rmaya göre, Güre Granitoyidiörnekleri tonalit ve granodiyorit alanlar›nda yeralmaktad›r (fiekil 8).

Harker diyagram›nda Güre Granitoyidi örnekle-ri, ço¤u ana ve iz elementler için do¤rusala ya-k›n bir da¤›l›m göstermektedir (fiekil 9 ve 10).Bu da kayaçlar›n gelifliminde fraksiyonel kristal-

12 Yerbilimleri

lenmenin etkili olabilece¤ini göstermektedir. Ar-tan silis içeri¤ine göre; TiO2, Al2O3, Fe2O3

*,MgO, CaO, MnO ve Sr içerikleri negatif, Zr isepozitif iliflkiler sunmaktad›r. Bu iliflkiler, kayaçla-r›n oluflumunda plajiyoklas+hornblend+magne-tit fraksiyonlaflmas›ndan kaynaklanmaktad›r.Na2O ve K2O nispeten düzensiz da¤›l›mlar gös-termektedir. Bu düzensizlik, k›smen alterasyon-

fiekil 8. Güre Granitoyidi örneklerinin Q-P kimyasaladlama diyagram› (Debon ve Le Fort, 1983).

Figure 8. Q-P chemical nomenclature diagram(Debon and Le Fort, 1983) for the GüreGranitoid samples.

Çizelge 5. Güre granitoyidi örneklerinde hornblend-plajiyoklas jeotermometre ve hornblend jeobarometre hesap-lamalar›.

Table 5. Hornblende-plagioclase geothermometer and hornblende geobarometer calculations from the GüreGranitoid samples.

Plajiyoklas-hornblend termometresi

Mineral 1 Hbl-H12-1-M1 Hbl-H12-1-M2 Hbl-H12-1-K Hbl-H12-3-M1 Hbl-H12-3-M2 Hbl-H12-3-K1Mineral 2 Plj-H12-2-M Plj-H12-2-> Plj-H12-2-> Plj-H12-2-> Plj-H12-2-> Plj-H12-2-K

Plj (Xab) 0.63 0.59 0.58 0.56 0.38 0.82T (°C ) 756 - 760 765 - 769 774 - 781 794 - 798 822 - 826 692 - 698

Hornblend barometresi

Örnek No. H12-1 H12-1 H12-3 H12-3 H12-3 H12-4 H12-4Mag. Mag. Mag. Mag. Mag. Mag. Mag.

Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb. Hornb.kenar-1 kenar merkez-1 merkez-1 kenar-2 merkez-1 merkez-2

P (kbar)Hammarstrom ve Zen (1986) 1.0 0.9 1.5 1.4 0.9 1.4 1.2Hollister vd. (1987) 0.7 0.7 1.3 1.2 0.6 1.2 1.0Johnson ve Rutherford (1989) 0.6 0.6 1.1 1.0 0.6 1.0 0.9Schmidt (1990) 1.6 1.6 2.1 2.0 1.5 2.0 1.9Ortalama ( χ–) 0.98 0.95 1.5 1.40 0.90 1.40 1.25Standart sapma (σ) 0.45 45 0.43 0.43 0.42 0.43 0.45

Arslan vd. 13Ç

izel

ge 6

. Gür

e G

rani

toyi

di ö

rnek

lerin

in a

na (

% a

¤›rl›

k) v

e iz

ele

men

t (pp

m)

anal

iz s

onuç

lar›

.T

able

6. R

esul

ts o

f maj

or (

wei

ght %

) an

d tr

ace

elem

ent (

ppm

) an

alys

is o

f the

Gür

e G

rani

toid

sam

ples

.

Örn

ek N

o.G

-2G

-3G

-4G

-5G

-6G

-7G

-8G

-9G

-10

G-1

1G

-12

G-1

3G

-15

G-2

2G

-23

G-2

5G

-26A

SiO

272

.28

73.0

672

.66

72.6

973

.89

72.9

972

.83

72.8

272

.06

76.0

567

.20

74.4

468

.30

56.9

654

.06

54.6

955

.47

TiO

20.

300.

290.

310.

330.

300.

300.

300.

320.

300.

300.

620.

350.

581.

241.

131.

061.

08A

l 2O3

13.7

013

.54

13.6

613

.88

13.9

013

.78

13.9

013

.40

13.2

513

.08

14.7

912

.88

14.2

214

.52

16.0

315

.08

15.2

4F

e 2O3*

2.89

3.09

3.37

3.21

2.48

3.05

2.85

2.77

3.33

2.43

5.62

2.74

5.03

11.8

711

.84

11.5

110

.40

MnO

0.10

0.08

0.09

0.08

0.05

0.07

0.07

0.06

0.08

0.02

0.12

0.07

0.10

0.16

0.13

0.18

0.16

MgO

0.34

0.38

0.42

0.38

0.36

0.41

0.42

0.60

0.80

0.17

1.56

0.65

1.51

3.19

4.70

4.75

4.92

CaO

2.61

2.58

2.56

2.61

2.45

2.74

2.75

2.99

3.04

3.03

4.53

2.21

3.94

5.54

5.05

6.74

7.79

Na 2O

3.96

3.60

3.76

3.60

3.77

3.71

3.61

3.48

3.59

4.35

4.09

3.91

3.89

4.40

3.55

3.87

3.25

K2O

1.36

1.75

1.92

1.91

1.68

1.78

1.60

1.67

1.77

0.27

0.22

0.39

0.30

0.16

0.44

0.29

0.15

P2O

50.

030.

050.

040.

040.

040.

050.

040.

080.

070.

050.

130.

060.

080.

120.

090.

070.

08A

K2.

21.

41.

11.

21.

21.

01.

51.

61.

80.

41.

02.

52.

11.

83.

01.

71.

4

Top

lam

99.8

499

.86

99.9

399

.99

100.

1699

.91

99.9

299

.82

100.

1210

0.16

99.9

010

0.22

100.

0699

.97

100.

0499

.96

99.9

6

Co

33

33

23

33

42

93

731

3637

33G

a16

1616

1717

1717

1615

1617

1517

1817

156

17H

f3

3.3

34

43

33

42

32

22

22

Nb

33

33

33

33

32

22

22

22

2R

b17

4859

6753

6145

5663

33

53

23

21

Sr

134

111

113

116

124

122

136

124

110

121

128

9316

116

118

221

820

9T

h4

44

44

54

44

21

11

21

11

V21

1919

2217

2021

2117

1867

1758

318

400

393

374

Zr

100

111

107

111

104

109

7910

610

911

871

9464

8471

6770

Y26

3128

2818

2823

2520

2534

2126

2925

2725

Cu

63

33

23

34

35

440

617

1010

4P

b8

34

43

43

45

43

33

33

33

Zn

111

3045

4431

3027

3035

1627

3167

1825

1410

Ni

22

22

22

22

22

23

24

1412

11

Mg#

1111

1111

1312

1318

197

2219

2321

2829

32

Not

: Fe 2O

3* , F

e 2O3

cins

inde

n to

plam

dem

ir. A

K, a

teflt

e ka

y›p

(top

lam

uçu

cu iç

eri¤

i). M

g# (

Mg-

num

aras

›)=1

00xM

gO/(

MgO

+Fe 2O

3*).

dan ve büyük ölçüde kabuk kirlenmesinden kay-naklanmaktad›r. Ayr›ca, Ba ve Rb hiperbolik po-zitif bir iliflki sunarak magmatik geliflimde kabuketkisi ve/veya magma kar›fl›m› olaylar›na iflaretetmektedir (fiekil 10). Y içeri¤i önce pozitif son-ra negatif olan e¤risel bir de¤iflim sunmaktad›r.Bu durum muhtemelen, fraksiyonel kristallenmes›ras›nda hornblend ve plajiyoklas kontrollü ay-r›mlaflmaya ba¤l›d›r.

Jeokimyasal olarak Güre Granitoyidi, I-tipi, kal-kalkalin karakterli, metalümin-peralümin (fiekil11) özelliktedir (A/CNK=0.9-1.2; Maniar ve Pic-colli, 1989). Whalen vd. (1987)’nin gelifltirdi¤iay›r›m diyagram›nda örnekler, genel olarak frak-siyonlaflm›fl granitoyid (FG) alan›nda yer almak-tad›r (fiekil 12). Buna göre Güre Granitoyidi,kendisinden daha mafik ana granitoyidik birmagman›n farkl›laflm›fl son faz ürününü temsiledebilir. Debon ve Le Ford (1983)’un karakteris-tik mineral diyagram›nda örneklerin ço¤unlu¤u IIve III nolu alanlarda yer almakta ve karakteristikmafik minerali biyotit olup (fiekil 13), Güre Gra-nitoyidi alümino-kafemik (ALCAF) karakterli ola-rak tan›mlanmaktad›r. Buna ilaveten granitoyidörnekleri, az belirgin subalkalen (SALKL) alt bö-lümü yönsemesini izlemektedir.

Batchelor ve Bowden (1985)’nin granitik kayaç-lar için gelifltirdi¤i magma-tektonik ay›rtman di-yagram›nda, Güre Granitoyidi örnekleri çarp›fl-ma ile efl yafll› alan ile manto fraksiyonlar› alan›-n› ay›ran çizgi s›n›r›nda yer almaktad›r (fiekil14). Ayr›ca tektonik ortamlar› tan›mlamada kul-

lan›lan Rb-Y+Nb iz element diyagram›nda (Pe-arce vd., 1984) incelenen sokulum örneklerinintümü volkanik yay granitoyidleri (VAG) alan›nadüflmektedir (fiekil 15). Buna göre Güre Grani-toyidi yay ortam›nda geliflen çarp›flma granitoyi-di olarak yorumlanabilir.

Uyumsuz Elementler

Güre Granitoyidi örneklerinin okyanus s›rt› gra-nitlerine normallefltirilmifl uyumsuz element da-¤›l›mlar› genel olarak birbirine benzerlik göster-mesine ra¤men, granodiyoritler K, Rb, Ba ve Thbak›m›ndan kuvars monzodiyorit ve tonalit ör-neklerine göre daha fazla zenginleflme göster-mektedirler. Genel olarak yüksek iyonik potansi-yelli uyumsuz element miktarlar› normallefltiril-mifl bileflime göre daha düflüktür. Bu özellikleriy-le volkanik yay granitoyidlerinin özelliklerini yan-s›t›rlar. Kayaç örneklerinde büyük iyon yar›çapl›elementlerdeki zenginleflme farkl›l›klar›, muhte-melen ana magman›n farkl›laflmas› s›ras›ndagerçekleflen farkl› oranlardaki kabuk özümleme-siyle iliflkilidir. Ayr›ca da¤›l›mlarda karakteristiknegatif Nb anomalileri gözlenmektedir (fiekil16). ‹z element da¤›l›mlar›ndaki özellikler, Pear-ce vd. (1984) taraf›ndan verilen çarp›flma grani-toyidlerinin yönsemesine benzemektedir.

Nadir Toprak Elementleri

Granitoyid örneklerinin, kondrite göre normalizeedilmifl nadir toprak element (NTE) da¤›l›mlar›genelde birbirlerine benzer olup, hafif NTE’ler,

14 Yerbilimleri

Çizelge 7. Güre Granitoyidi örneklerinin nadir toprak element (ppm) analiz sonuçlar›.Table 7. Results of rare earth element (ppm) analysis of the Güre Granitoid samples.

Örnek G-2 G-3 G-4 G-5 G-6 G-7 G-8 G-9 G-10 G-11 G-12 G-13 G-15 G-22 G-23 G-25 G26ANo.

La 8.7 12.9 12.2 12.8 7.1 13.6 11.7 12.5 7.7 7.8 4.8 3.8 4.4 7.3 6.8 6.3 6.4Ce 18.7 28.5 26.3 28.4 15.0 29.1 23.9 27.5 16.1 19.6 13.1 10.7 11.5 17.3 14.3 12.9 13.9Pr 2.31 3.48 3.30 3.48 1.93 3.64 3.04 3.50 2.06 2.85 2.11 1.63 1.68 2.49 1.91 2.01 1.98Nd 10.0 14.9 13.2 14.4 7.3 15.2 12.2 14.0 8.1 12.5 10.3 7.2 8.6 11.2 8.2 8.7 8.3Sm 2.9 3.8 3.7 3.8 2.4 3.6 3.4 3.3 2.5 3.8 4.1 2.8 3.0 3.4 2.7 2.8 2.8Eu 1.01 1.05 1.11 1.14 0.88 1.08 1.04 1.03 0.92 1.28 1.20 0.99 1.30 1.22 1.03 0.86 0.88Gd 3.61 4.50 3.89 4.05 2.41 4.27 3.77 3.84 2.66 3.94 4.69 2.83 3.82 4.14 3.49 3.49 3.54Tb 0.62 0.79 0.74 0.64 0.44 0.77 0.67 0.73 0.45 0.63 0.78 0.55 0.64 0.70 0.61 0.65 0.61Dy 4.15 4.85 4.56 4.36 2.72 4.61 3.79 4.21 3.14 4.27 5.40 3.71 3.99 4.90 3.91 3.73 4.00Ho 1.03 1.18 1.03 1.08 0.64 1.10 0.89 0.89 0.71 0.98 1.26 0.86 1.02 1.15 0.93 0.95 0.96Er 3.13 3.50 3.56 3.21 2.09 3.24 2.72 3.02 2.37 3.13 3.73 2.81 3.11 3.35 2.89 2.96 2.97Tm 0.47 0.52 0.50 0.44 0.29 0.50 0.38 0.41 0.35 0.41 0.56 0.44 0.44 0.45 0.36 0.38 0.38Yb 3.02 3.54 3.66 3.24 2.30 3.41 2.71 3.04 2.41 3.24 3.70 3.25 2.92 3.46 2.78 2.80 2.79Lu 0.55 0.59 0.60 0.56 0.37 0.57 0.45 0.43 0.44 0.52 0.60 0.56 0.48 0.52 0.44 0.46 0.49

Arslan vd. 15

fiekil 9. Güre Granitoyidi örneklerinin % SiO2’ye karfl› ana oksit (% a¤›rl›k) de¤iflim diyagramlar›.Figure 9. SiO2 (wt.%) versus major oxide (weight %) variation plots of the Güre Granitoid samples.

16 Yerbilimleri

fiekil 10. Güre Granitoyidi örneklerinin % SiO2’ye karfl› iz element (ppm) de¤iflim diyagramlar›. Figure 10. SiO2 (wt.%) versus trace element (ppm) variation plots of the Güre Granitoid samples.

Arslan vd. 17

fiekil 11. Güre Granitoyidi örneklerinin molekülerAl2O3/(CaO+Na2O+K2O) (A/CNK) de¤erinekarfl› moleküler Al2O3/(Na2O+K2O) (A/NK)diyagram› (Maniar ve Piccolli, 1989).

Figure 11. Molecular Al2O3/ (CaO+Na2O+K2O)(A/CNK) versus Al2O3/(Na2O+K2O) (A/NK)diagram (Maniar and Piccolli, 1989) of theGüre Granitoid samples.

fiekil 12. Güre Granitoyidi örneklerinin fraksiyonlafl-maya ba¤l› Zr+Nb+Ce+YÕa karfl›FeO*/MgO ay›r›m diyagram› (Whallen vd.,1987) (FG: Fraksiyonlaflm›fl granitoyidler,OGT: Fraksiyonlaflmam›fl granitoyidler).

Figure 12. Zr+Nb+Ce+Y versus FeO*/MgO discrimi-nation diyagram (Whallen vd., 1987) of theGüre Granitoid samples (FG: Fractionatedgranitoids, OGT: Unfractionated granitoids).

fiekil 13. Güre Granitoyidi örneklerinin A-B karakte-ristik mineral diyagram› (Debon ve Le Fort,1983).

Figure 13. A-B characteristic mineral plot (Debon andLe Fort, 1983) of the Güre Granitoid.

fiekil 14. Güre Granitoyidi örneklerinin R1- R2 anaelement ay›r›m diyagram› (Batchelor veBowden, 1985).

Figure 14. R1-R2 major element discrimination plot(Batchelor and Bowden, 1985) of the GüreGranitoid samples.

a¤›r NTE’e göre daha fazla zenginleflme göste-rir ((La/Lu)N=1-2; fiekil 17). Bu zenginleflme,baz› granodiyorit ve tonalit örneklerinde dahabelirgindir. Genel olarak örnekler az zenginlefl-mifl kafl›k flekilli bir da¤›l›m sunmaktad›rlar (bkz.fiekil 17). Bu da kayaçlar›n gelifliminde muhte-mel hornblend ayr›mlaflmas›na iflaret etmekte-dir. Baz› örneklerde negatif Eu anomalisi göz-

lenmekte olup, kayaçlar›n oluflumu s›ras›ndaplajiyoklas fraksiyonlaflmas›n›n da etkili olabile-ce¤ini göstermektedir.

SONUÇLAR VE TARTIfiMA

Güre Granitoyidinin yüzeylemesi dikkate al›nd›-¤›nda uzun ekseni KD-GB uzan›ml›d›r. Bu uza-n›m yönelimi Pontidlerin ana k›r›k yönleriyleuyumluluk göstermektedir (Bektafl ve Çapk›-no¤lu, 1997). Bu ana iki k›r›k sisteminin Meso-zoyik granitlerinin yerlefliminde etkili oldu¤u fienve Kaygusuz (1998) taraf›ndan belirtilmektedir.Ayr›ca kal›nlaflan ve olgunlaflan Pontid yay ka-bu¤unun Üst Kretase sonras› magmatizman›n

18 Yerbilimleri

fiekil 15. Güre Granitoyidi örneklerinin Rb-(Y+Nb)tektonik ay›r›m diyagram› (Pearce vd.,1984). VAG: volkanik yay granitoyidleri, syn-COLG: çarp›flma ile efl yafll› granitoyidler,WPG: levha içi granitoyidleri, ORG: okyanuss›rt› granitoyidleri.

Figure 15. Rb-(Y+Nb) tectonic discrimination plot(Pearce et al., 1984) of the Güre Granitoidsamples. VAG: volcanic arc granitoids, syn-COLG: syn-collision granitoids, WPG: wit-hin-plate granitoids, ORG: ocean ridge gra-nitoids. edilen bulgular›n petrojenetik aç›dan irdelenme-

sini zorlaflt›rmaktad›r. Ancak yan kayaç volka-nitlerin en az›ndan ‹st Kretase zaman aral›¤›ndaolufltu¤u kabul edilirse (Kolayl› ve Arslan,2003), bunlar› kesen Güre Granitoyidinin ÜstKretase-Paleosen (?) yafll› oldu¤u söylenebilir.Böyle bir durumda söz konusu sokulumdan el-de edilecek jeokronolojik kesin yafl tayini yankayaç olan volkanitlerin en düflük yafl›n› da ta-n›mlayacakt›r.

Petrografik ve jeokimyasal veriler Güre Granito-yidinin, I-tipi, kalkalkalin karakterli, metalümin-peralümin, alümino-kafemik (ALCAF), ayr›mlafl-m›fl granitoyid ve çarp›flma ile efl yafll› volkanikyay granitoyidi özellikleri tafl›d›¤›n› göstermek-tedir. Granitoyid örneklerinin ana ve iz elementde¤iflimleri bunlar›n gelifliminde kristal ayr›mlafl-mas›n›n önemli oldu¤unu göstermektedir. Ayr›-ca, uyumsuz element ve nadir toprak elementda¤›l›mlar› oluflumlar›nda olgunlaflan yay kabu-¤unun katk›s›n›n da önemli oldu¤una iflaret et-mektedir. Sokulum, kesmifl oldu¤u dasitik ka-yaçlarla ayn› ana magmadan türeyen ürünlerveya tamamen iliflkisiz olabilir. E¤er sokulumvolkanitlerle iliflkisiz ise, derinlere yerleflen bü-yük bazik magma odalar› taraf›ndan kabu¤un›s›t›lmas› nedeniyle geliflen kabuk ergimesineiflaret eder. Bu yüzden yitim ve kabuk kal›nlafl-mas› esnas›nda gerçekleflen hibrid kökenlimagmatik aktivite için delil oluflturmaktad›r. Pet-

fiekil 16. Güre Granitoyidi örneklerinin okyanus orta-s› s›rt› granitlerine (Pearce vd., 1984) görenormallefltirilmifl iz element da¤›l›mlar›.

Figure 16. Ocean Ridge Granite (ORG) (Pearce etal., 1984) normalised trace element plot ofthe Güre Granitoid samples.

geliflimi aç›s›ndan önemli oldu¤u bilindi¤inden(Arslan vd., 2001 ve 2002) Güre Granitoyidininana magmas›n›n gelifliminde yay kabuk yap›s›-n›n önemli rolü oldu¤u ileri sürülebilir.Bölgede hem volkanitler ve hem de sokulumunyafl› konusunda sa¤l›kl› bilgilerin olmamas› elde

fiekil 17. Güre Granitoyidi örneklerinin kondrite (Tay-lor ve McLennan, 1985) göre normalize edil-mifl nadir toprak element da¤›l›mlar›.

Figure 17. Chondrite (Taylor and McLennan, 1985)normalised rare earth element patterns ofthe Güre Granitoid samples.

rografik ve petrokimyasal özelliklerine göre ince-lenen granitoyidin kökeni hibrid bir malzeme ol-mal›d›r. Ancak bu malzemenin oluflumunda si-alik veya manto kökeni daha fazla olabilmekte-dir (Debon ve Le Fort, 1983). Bu bak›mdan ince-lenen Güre Granitoyidi, hibrid ana magman›nfarkl›laflma ürünü olup, Do¤u Pontid Geç Kreta-se ve sonras› magmatizmas›n›n gelifliminde ol-gun yay kabu¤unun önemine dikkat çekmekte-dir.

Güre Granitoyidi, ergiyiklerce zengin bir kaynak-tan itibaren fraksiyonel kristallenme ile oluflmuflolabilir. Granitik ana magma büyük oranda k›s-mi ergime ile oluflmufltur ve magma zorlamas›(stopping) yolu ile volkanik kayaçlar içerisineyerleflmifltir. Granitik magman›n kristallenmesinispeten derin kesimlerde (yaklafl›k 6 km) bafl-lamakta birlikte, son kristallenmesi s›¤ seviyeler-de (yaklafl›k 3 km) gerçekleflmifl olmal›d›r. Budurumda hornblendin kristallenmesi s›ras›ndayükselmeyle son yerleflmenin tamamlanm›fl ol-mas› gerekmektedir. Bölgenin genel tektoni¤i(KD-GB ve KB-GD uzan›ml› ana k›r›k sistemleri;Bektafl ve Çapk›no¤lu, 1997) hakk›nda; incele-nen granitik kütlenin muhtemel yerleflim yafl› veyay›l›m geometrisi esas al›nd›¤›nda, bu yüksel-menin ve/veya son yerleflmenin k›r›k sistemleriile iliflkili olabilece¤ini söylemek mümkündür. Bunedenle Güre Granitoyidinden ve benzeri grani-tik sokulumlardan ileride yap›lacak jeokronolojikyaflland›rmalar; hem sokulumlar›n yerleflim yafl-lar›n›n belirlemesi, hem de yöredeki Geç Kreta-se sonras› tektonizman›n ayd›nlat›lmas› aç›s›n-dan oldukça önemlidir.

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar, bu çal›flma için maddi destek sa¤layanKaradeniz Teknik Üniversitesi Bilimsel Araflt›r-ma Projeleri (Proje No: 2000.112.005.7) Biri-mi’ne ve mikroprob analizlerinin gerçeklefltiril-mesinde yard›mc› olan Dr. Sergei Matveev’e(Alberta Üniversitesi, Kanada) teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Adamia, S. A., Lordkipanidze, M. B., and Zakariadze,G. S., 1977. Evolution of an active conti-nental margin as exemplified by the Alpinehistory of the Caucasus. Tectonophysics,40, 183-199.

Altun, Y. 1990. Giresun-Görele ve Tirebolu (Do¤u Ka-radeniz) Yöresindeki renkli metal yataklar›-n›n karfl›laflt›rmal› cevher mineralojileri vekökenleri. Doktora Tezi, ‹stanbul Üniversi-tesi Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 150 s(yay›mlanmam›fl).

Arslan, M. ve Aslan, Z., 2001. Do¤u Pontid kuzey(Tonya-Trabzon) ve güney (Ya¤murdere-Gümüflhane) zonundaki Eosen yafll› grani-tik sokulumlar›n jeokimyasal ve petrolojiközelliklerinin incelenmesi. KTÜ Araflt›rmaFonu Projesi Raporu No:98.112.005.2, 30s.

Arslan, M. ve Kolayl›, H., 2003. Güre (Giresun) Gra-nitoyidi ve çevre kayaçlar›n›n petrografik,jeokimyasal, petrolojik ve jeokronolojik in-celenmesi. Karadeniz Teknik ÜniversitesiBilimsel Araflt›rma Projesi Raporu (Projekod no: 2000.112.005.7), 43 s.

Arslan, M., Tüysüz, N., Korkmaz, S., and Kurt, H.,1997. Geochemistry and Petogenesis ofthe Eastern Pontide Volcanic Rocks, Nort-heast Turkey. Chemi’der Erde (Geoche-mistry), 57, 157-187.

Arslan, M., Hoskin, P.W.O., and Aslan, Z., 2001. Con-tinental crust formation and thermal conse-quences of Cenozoic thickening of theEastern Pontides Tectonic unit: Prelimi-nary temporal constraints and implications.Fourth International Turkish GeologySymposium (ITGS IV), 121 pp.

Arslan, M., Temizel, ‹., and Abdio¤lu, E., 2002. Sub-duction input versus source enrichmentand role of crustal thickening in the gene-ration of Tertiary magmatism in the PontidPaleo-Arc setting, NE Turkey. In: B. De Vi-vo and R.J. Bodgar (eds.) Workshop-ShortCourse on Volcanic Systems, Geochemi-cal and Geophysical Monitoring, Melt inc-lusions: Methods, Applications and Prob-lems, Napoli, Italy, 13-16.

Aslan, Z., 1998. Sarayc›k-Sar›han granitoyidleri (Bay-burt) ve çevre kayaçlar›n›n petrografisi, je-okimyas› ve petrolojisiyle Sar›han granito-yidinin jeokronolojik incelenmesi. DoktoraTezi, Karadeniz Teknik Üniversitesi JeolojiMühendisli¤i Bölümü, 222 s (yay›mlanma-m›fl).

Aslaner, M., Gediko¤lu, A. ve Tülümen, E., 1982.Harflit polimetalik mineralizasyonlar›n›nayr›nt›l› araflt›r›lmas›. TÜB‹TAK Matema-tik-Fizik ve Biyolojik Bilimler Araflt›rmaGrubu, Proje No: TBAG 390, Ankara.

Batchelor, B., and Bowden, P., 1985. Petrogenetic in-terpretation of granitoid rock series usingmulticationic parameters. Chemical Ge-ology, 48, 43-55.

Bektafl, O. ve Çapk›no¤lu, fi., 1997. Do¤u Pontidmagmatik ark›nda (KD Türkiye) neptüni-yen dayklar ve blok tektoni¤i, Mesozoyikhavzalar›n kinemati¤i ile ilgili bulgular. Çu-kurova Üniversitesi 20.Y›l SempozyumuBildiri Özleri, 187-189.

Arslan vd. 19

Çamur, M. Z., Güven, ‹. H., and Er, M., 1996. Geoc-hemical characteristics of the EasternPontide volcanics: An example of multiplevolcanic cycles in arc evolution. TurkishJournal of Earth Sciences, 5, 123-144.

Ço¤ulu, E., 1975. Gümüflhane ve Rize bölgelerindepetrolojik ve jeokronometrik araflt›rmalar.‹stanbul Teknik Üniversitesi Yay›nlar›, 112s.

Debon, F., and Le Fort, P., 1983. A chemical-minera-logical classification of common plutonicrocks and associations. Transactions Ro-yal Society of Edinburg, Earth Sciences,73, 135-149.

E¤in, D., Hirst, D.M., and Phillips, R., 1979. The pet-rology and geochemistry of volcanic rocksfrom the northern Harflit river area, Pontidvolcanic province, northeast Turkey. Jour-nal of Volcanology and Geothermal Rese-arch, 6, 105-123.

Fuhrman, M. L., and Lindsley, D. H., 1988. Ternary-feldspar modelling and thermometry. Ame-rican Mineralogist, 73, 201-215.

Gediko¤lu, A., 1978. Harflit granit karmafl›¤› ve çevrekayaçlar›. Doçentlik Tezi, Karadeniz Tek-nik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölü-mü, 161 s (yay›mlanmam›fl).

Güven, ‹. H., 1993. 1/250 000 scaled geological andmetallogenical map of the Eastern BlackSea Region. Maden Tetkik ve Arama Ge-nel Müdürlü¤ü Raporu, Trabzon (yay›m-lanmam›fl).

Hammarstrom, J. M., and Zen, E., 1986. Aluminum inhornblende: an empirical igneous geoba-rometer. American Mineralogist, 71, 1297-1313.

Holland, T. J. B., and Blundy, J. D., 1994. Non-idealinteractions in calcic amphiboles and theirbearing on amphibole-plagioclase thermo-metry. Contributions to Minerology andPetrology, 116, 443-447.

Hollister, L. S., Grisson, G. C., Peters, E. K., Stowel,H. H., and Sisson, V. B., 1987. Confirmati-on of the empirical calibration of Al inhornblende with pressure of solidificationof calc-alkaline plutons. American Minera-logist, 72, 231-239.

Johnson, M. C., and Rutherford, M. J., 1989. Experi-mental calibration of the aluminum inhornblende geobarometer with applicationto Long Valley Caldera (California) volca-nic rocks. Geology, 17, 837-841.

Kaygusuz, A. ve fien, C. 1998. Torul (Gümüflhane)granitoyidinin petrografik ve kimyasal ka-rakterleri. Türkiye Cumhuriyeti’nin 75. Y›-l›nda F›rat Üniversitesi’nde Jeoloji Mühen-disli¤i E¤itiminin 20. Y›l› Sempozyumu Bil-diri Özleri Kitab›, 14-15.

Kazmin, V. G., Sbortshikov, I. M., Ricou, L. E., Zo-nenshain, L. P., Boulin, J., and Knipper, A.

L., 1986. Volcanic belts as markers of theMesozoic-Cenozoic Evolution of Tethys.Tectonophysics, 123, 123-152.

Kolayl›, H. ve Arslan, M., 2003. Güre (Giresun) yöre-si Üst Kretase volkanitlerinin petrografik vepetrokimyasal özellikleri. Süleyman Demi-rel Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Der-gisi, 7-2, 145-160.

Lameyre J., and Bowden P., 1982. Plutonic rock typeseries: discrimination of various granitoidsseries and related rocks. Journal of Volca-nology and Geothermal Research, 14,169-186.

Lameyre, J., and Bonin, B., 1991. Granites in the ma-in plutonic series. In: J. Didier and B. Bar-barin (eds.), Enclaves and Granite Petro-logy. Development in Petrology, 13, 3-17.

Leake E. B., Wooley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W.D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne,F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V.G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.,Maresch, W. V., Nickhel, E. H., Rock, N.M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C.,Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whit-taker, E. J. W., and Youzhi, G., 1997. No-menclature of Amphiboles Report of theSubcommittee on Amphiboles of the Inter-national Mineralogical Association Comis-sion on New Minerals and Mineral Names.European Journal of Mineralogy, 9, 623-651.

Manetti, P., Peccerillo, A., Poli, G., and Corsini, F.,1983. Petrochemical constraints on themodels of Cretaceous-Eocene tectonicevolution of the Eastern Pontid Chain (Tur-key). Cretaceous Research, 4, 159-172.

Maniar, P.D., and Piccolli, P.M., 1989. Tectonic disc-rimination of granitoids. Geological Societyof America Bulletin, 101, 635-643.

Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G.W.,1984. Trace element discrimination diag-rams for the tectonic interpretation of gra-nitic rocks. Journal of Petrology, 25, 956-983.

Pejatovic, S., 1979. Pontid Tipi Masif Sülfit Yataklar›-n›n Metalojenisi. Maden Tetkik AramaEnstitüsü Yay›nlar› No. 177, 100 s.

Sawa, T. ve Altun, Y., 1977. Do¤u Karadeniz Bölge-si’ndeki tabakal› ve stockwork tip bak›r,kurflun, çinko yataklar›. Maden Tetkik Ara-ma Enstitüsü Raporu 1510.

Schmidt, M.W., 1990. Experimental calibration of theAl-in-hornblende geobarometer at 650oC,3.5 kbar. Terra (Abstracts), 3, 30.

Streckeisen, A.L., 1976. To each plutonic rock its pro-per name. Earth Science Reviews, 12, 1-33.

fien, C., 1987. Da¤bafl› (Trabzon) Bölgesinde yüzey-lenen Alt Bazik (Jura)-Granitoyid (Üst Kre-tase) formasyonlar›n›n petrografik-kimya-

20 Yerbilimleri

sal özellikleri. Yüksek Lisans Tezi, Karade-niz Teknik Üniversitesi Jeoloji Mühendisli¤iBölümü, 80 s (yay›mlanmam›fl).

fien, C. ve Kaygusuz, A. 1998. Do¤u Pontid adayay›granitoyidlerin karfl›laflt›r›lmal› petrografikve kimyasal özellikleri. KD Türkiye. F›ratÜniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i E¤itimi-nin 20. Y›l› Sempozyumu Bildiri Özleri Ki-tab›, 12-13.

Taner, M. F., 1977. Etuda géologique et pétrographi-que de la région de Güneyce-‹kizdere, si-tuée au sud de Rize (Pontides Orientales,Turquie). Doktora Tezi, Universite de Ge-neve, 180 s (yay›mlanmam›fl).

Taylor, S.R., and McLennan, S.M., 1985. The Conti-nental Crust, Its Composition and Evoluti-on. Blackwell, Oxford, 312 pp.

Tüysüz, N. ve Er, M., 1995. Lahanos (Espiye) ve ‹s-raildere (Tirebolu) masif sülfit cevherlefl-meleri çevresinde görülen hidrotermal alte-rasyon zonlar›ndaki kimyasal ve mineralo-jik de¤iflimler. Türkiye Jeoloji Kurumu Bül-teni, 10, 104-113.

Van, A., 1990. Pontid kufla¤›nda Artvin bölgesinin je-okimyas›, petrojenezi ve masif sülfit mine-ralizasyonlar›. Doktora Tezi, KaradenizTeknik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤iBölümü, 185 s (yay›mlanmam›fl).

Whalen, J.B., Kenneth, L.C., and Chappell, B.W.,1987. A-type granites: geochemical cha-racteristics, discrimination and petrogene-sis. Contibutions to Mineralogy and Petro-logy, 95, 407-419.

Arslan vd. 21

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi: K›rflehir Masifi’ndesaprolitik alt›n zenginleflmelerinin ilk bulgular›

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) gold mineralization: Initial findings of saprolitic goldenrichments in the K›rflehir Massif

Ebru COfiKUN DEL‹BAfi, Yurdal GENÇHacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi bafll›ca; mermer, gnays, flist ve metajasperoidlerden oluflan K›rfle-hir Masifi metamorfikleri içinde yeralmaktad›r. Bölgede yüksek alt›n de¤erleri metajasperoidler ve flistlerin yüzey-sel bozunma zonlar›ndan elde edilmifltir. Metajasperoidlerin alt›n içeri¤i 1ppm’in alt›ndad›r. fiistlerin yüzeysel bo-zunma zonlar›n›n alt›n içerikleri ise de¤iflken olup, yerel olarak 6 ppm’e kadar ulaflmaktad›r. Bozunma zonlar›n›nözellikle yüzeye yak›n kesimlerinde alt›n de¤erleri daha yüksek olup, alt›n içeri¤i derine do¤ru azalmaktad›r. Ün-celeme alan›ndaki metajasperoid ve silisleflmifl flistlere ait s›v› kapan›m verilerine göre, metajasperoidlerdeki birin-cil kapan›mlar›n homojenleflme s›cakl›k de¤erleri 319°C ve 420°C aras›nda ve 485°C’den daha yüksek, tuzluluk-lar› ise a¤›rl›kça %2.2 ve %14.8 NaCl eflde¤eri aras›nda de¤iflmektedir. fiistlerin fay zonlar›ndaki silisleflmifl ke-simlerin birincil kapan›mlar›n›n homojenleflme s›cakl›klar› 154°C ve 390°C aras›nda ve 421°C’den daha yüksekolup, tuzluluklar› %3.3 ve %4.5 de¤erleri aras›nda bulunmufltur. fiistler içindeki silisleflmifl zonlarda ikincil kapa-n›mlar›n homojenleflme s›cakl›k de¤erleri ise 80°C ve 243°C aras›ndad›r. S›v› kapan›m verileri; jeolojik ve petrog-rafik gözlemlerle uyumlu olup, metajasperoidlerdeki ve alt›n içeri¤i yüksek silisleflmifl flistlerdeki s›v› kapan›mlar›-n›n farkl› kökene sahip oldu¤una iflaret etmektedir. Bu verilere göre; metajasperoidlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n me-tamorfik kökenli oldu¤u ve silisleflmifl flistlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n ise daha genç, muhtemelen meteorik kökenliçözeltileri temsil ettikleri düflünülmektedir. fiistlerin yüzeysel bozunma zonlar›na ba¤l› Terziali-Çaya¤z› alt›n cev-herleflmesi tenör da¤›l›m›, alterasyon ve mineralojik-petrografik özellikleri aç›s›ndan dünyadaki lateritik-saprolitikalt›n yataklar›yla ortak özellikler tafl›maktad›r.

Anahtar Kelimeler: Alt›n, K›rflehir Masifi, laterit-saprolit, metajasperoid, Orta Anadolu, s›v› kapan›m›.

ABSTRACT

The Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) gold mineralization is hosted in the K›rflehir Massif metamorphites which are ma-inly composed of marble, gneiss, schist and metajasperoids. The highest gold contents in the Terziali-Çaya¤z› re-gion are found in metajasperoids and the weathering zones of the schists. The gold content of the metajaspero-ids is lower than 1 ppm, whereas that of the weathering zones of the schists reaches up to 6 ppm. The gold con-tent of the weathering zones is variable. The highest gold grades are detected in the upper part of the weatheringzones near the surface, while they decrease downwards. Based on the fluid inclusion data of the metajasperoidand the silicified schists in the study area, the homogenization temperatures of the primary inclusions within themetajasperoids range from 319°C to 420°C and higher than 485°C. The salinity values are between 2.2 wt% and14.8 wt% NaCl equivalent. The homogenization temperatures, which are measured on primary inclusions of thesilicified fault zones within the schist, are between 154°C and 390°C and higher than 421°C. The salinity values ofthese fluid inclusions range from 3.3% to 4.5 % NaCl equivalent. The homogenization temperatures of the secon-dary inclusions of the silicified zones within the schists range between 80°C and 243°C. The fluid inclusion dataare compatible with the geological and petrographical observations, and indicate that the fluid inclusions within themetajasperoids and the silicifed schists have derived from different sources. It is considered that the fluid inclusi-ons of the metajasperoids are metamorphic in origin and that of the silicified schist are younger and probably de-

Yerbilimleri, 30 (2004), 23-33Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

E. Coflkun DelibaflE-mail: ecoskun@hacettepe.edu.tr

24 Yerbilimleri

G‹R‹fi

Çok eski devirlerden beri Kanada, Avusturalyave Brezilya gibi ülkelerde metamorfitler içindekisilisli zonlardan ve alt›nl› kuvars damarlar›ndanekonomik olarak alt›n üretimi yap›lmaktad›r(Foster, 1993). Ülkemizde de K›rflehir Metamor-fik Masifi’nde son y›llarda alt›na yönelik aramaçal›flmalar› yo¤un bir flekilde yürütülmektedir(Karabal›k ve Yüce, 1998). K›rflehir Masifi’ningüneybat›s›nda bulunan inceleme alan›, K›rfle-hir il merkezinin yaklafl›k 20 km kuzeyinde olup,1/25.000 ölçekli J31-b3, J32-a4 ve J32-d1 paf-talar›nda K›rflehir, Çaya¤z›-Terziali Köyü s›n›r-lar› içinde yeralmakta ve 70 km2’lik bir alana ya-y›lmaktad›r (fiekil 1).

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) sahas›n›n büyükço¤unlu¤unu metamorfik kayaçlar oluflturmak-tad›r. Bu metamorfikler bafll›ca, mermer, flist,gnays ve metajasperoidlerden oluflmaktad›r.Ünceleme alan›nda metamorfitler d›fl›nda, siye-

nitik ve çok küçük ölçekte fonolitik-trakitik ka-yaçlar yüzeylenmektedir. Bölgedeki alt›n cev-herleflmesi, metamorfik kayaçlar içerisindedir.Silisli zonlarda Maden Tetkik ve Arama (MTA)Genel Müdürlü¤ü taraf›ndan yap›lan sondaj veyarmalardan al›nan örneklerde elde edilen alt›nde¤erleri, kuvars-mika-aktinolitflistlerde ve me-tajasperoidlerde 1 ppm’in alt›nda iken, flistlerinyüzeysel bozunma zonlar›nda ortalama 4ppm’dir. Metajasperoidlerde alt›n zenginleflme-lerinin yan› s›ra, florit zenginleflmeleri de izlen-mifltir.

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi,jeolojik ve mineralojik özellikleri aç›s›ndan, K›r-flehir Masifi metamorfitlerinde literatürde tan›m-lanan ilk örnektir (Genç vd., 2003). Bu nedenle,Terziali-Çaya¤z› alt›n cevherleflmesinin oluflu-munu kontrol eden süreçlerin anlafl›labilmesiamac›yla, cevherleflme bölgesinde jeoloji, mine-raloji, petrografi ve s›v› kapan›m› çal›flmalar› ya-p›lm›flt›r.

rived from the meteoric fluids. The grade distribution, alteration and mineralogical-petrographical features suggestthat the Terziali-Çaya¤z› gold mineralization hosted in the weathering zones of the schists has similar characteris-tics with those of lateritic-saprolitic gold deposits in the world.

Key Words: Gold, K›rflehir Massif, laterite-saprolite, metajasperoid, Central Anatolia, fluid inclusion.

fiekil 1. ‹nceleme alan› yer bulduru haritas› (1/500.000 ölçekli Türkiye jeoloji haritas›ndan de¤ifltirilerek al›nm›flt›r).Figure 1. Location map of the study area (revised from 1/500.000 scaled geological map of Turkey).

Delibafl ve Genç 25

fay zonunda izlenmektedir. Ayr›ca, Bozçalda¤mermerleri içinde, birbirine paralel veya birbirinikesen k›lcal damarlar fleklinde silisleflmeler degözlenmektedir. Terziali Köyü’nden do¤uya gi-dildikçe; silisli zonlar bat› kesimindeki silisli zon-

CEVHERLEfiME ALANININ JEOLOJ‹S‹

K›rflehir Masifi yaklafl›k olarak üçgen flekilli biralanda, Sulakyurt, Keskin, K›r›kkale, Yozgat, Si-vas, Kayseri, Ni¤de, Aksaray ve K›rflehir yerle-flim merkezleri aras›nda olup, jeolojik olarak isebat›da Tuz Gölü Fay›, do¤uda Ecemifl Fay› vekuzeyde ise Üzmir-Ankara-Erzincan Sütur Zo-nuyla çevrelenir. Masifin metamorfik kayaçlar›,K›rflehir’in kuzeyinde, Yozgat’›n güneydo¤usun-da, Akda¤madeni’nin güneyinde ve Ni¤de’nindo¤usunda gözlenmektedir. Bu kayaçlar mer-mer, kuvarsit, kalkflist, amfibolflist, mikaflist vegnayslardan oluflmakta ve genellikle ardalan-mal› olarak bulunmaktad›r (Erkan, 1975; Sey-men, 1981a ve 1981b; Tolluo¤lu, 1986).

Ünceleme alan›, Seymen (1981a ve 1981b),Tolluo¤lu (1986) ve Genç (2003) taraf›ndan ta-n›mlanan Güllüce formasyonu, Bozçalda¤ for-masyonu ve Kalkanl›da¤ formasyonlar›n› kap-samaktad›r. Sahan›n büyük ço¤unlu¤unu olufl-turan metamorfitler, Genç (2003)’in önerdi¤istratigrafi istifine göre, altta mermer-flist-gnaysardalanmalar› (Güllüce formasyonu) ve mer-merlerden (Bozçalda¤ formasyonu) oluflan biristifle bafllamaktad›r. Bu serinin hemen üzerinekuvarsit ve seyrek mermer arabantlar› içerenmikaflistler (Kalkanl›da¤ formasyonu) uyumsuzolarak gelmektedir. Kalkanl›da¤ formasyonu ileGüllüce ve Bozçalda¤ formasyonlar› aras›ndakibu uyumsuzluk düzlemi metajasperoidlerin var-l›¤› ile karakterize edilmektedir (fiekil 2). Ayr›cainceleme alan›nda metamorfitler d›fl›nda, silislizonun do¤u kesiminde siyenitik intrüzyonlar dayüzeylenmektedir (fiekil 3).

Metajasperoid olarak adland›r›lan silisli zonlar,inceleme alan›nda Küçükçal Tepe, Bozçalda¤,Dede Tepe ve Terziali Köyü’nün do¤u kesimin-de yayg›n olarak yüzeylemektedir (bkz. fiekil 3).Genellikle 1-25 m aras›nda de¤iflen kal›nl›klarasahip bu silisli zonlar, mermer-flist-gnays arda-lanmalar› (Güllüce formasyonu) ve mermer(Bozçalda¤ formasyonu) ile bunlar›n üzerineuyumsuzlukla gelen mikaflistler (Kalkanl›da¤formasyonu) aras›ndaki uyumsuzluk yüzeyindegenellikle büyük kütleler veya güncel topo¤raf-yada mermerler ve flistler üzerinde kal›nt› ve ta-fl›nm›fl bloklar fleklinde gözlenmektedir. Bu silis-li zonlar, özellikle sahan›n en bat› kesiminde bu-lunan Küçükçal Tepe’de mermer-flist dokana¤›-na paralel olarak; sahan›n orta kesimlerinde ise

fiekil 2. ‹nceleme alan› ve çevresinin genellefltirilmiflstratigrafik istifi (Genç, 2003).

Figure 2. Generalized stratigraphic section of thestudy area and its vicinity (Genç, 2003).

26 Yerbilimleri

lardan farkl› olarak mercekler fleklinde görül-mektedir. Silisli zonlar›n renkleri sütbeyaz, bej,krem, koyu grimsi k›rm›z›dan kahverengiye ka-dar de¤iflmekte ve genellikle masif ve t›k›z yap›-da olmalar›na ra¤men, yer yer boflluklu ve gö-zenekli, yer yer de breflik kesimler içermektedir.Metajasperoid örnekleri; ekonomik aç›danönemli olmayan ölçülerde florit içermekte olup,ço¤unlukla mikro ölçekte özel bir a¤ dokusuna(grid-work) sahiptir. Üri tane boyuna sahip (3-5mm), özflekilsiz-yar› özflekilli kuvarslar›n yan›s›ra, bunlar›n aralar›n› doldurmufl flekilde özfle-killi ve özflekilsiz mikrokristalin kuvarslardanoluflan bir matriks de gözlenmektedir. Baz› me-tajasperoid örneklerinde kuvarslar›n yan› s›ra,muskovit, kalsit, florit ve ender olarak biyotitgözlenmifltir. Yeniden kristallenmifl, iri taneli ku-varslar ve floritler yayg›n olarak karbonat (özel-likle kalsit) kal›nt›lar› içermektedir. Bu karbonatkapan›mlar› belirli yönde dizilimler/zonlanmalargöstermektedir (fiekil 4).

Terziali-Çaya¤z› bölgesinde daha önce yap›lanincelemelerde (Seymen, 1982; Tolluo¤lu, 1986;Kara ve Dönmez, 1990), metajasperoidler ku-varsit ve fay zonu silisleflmeleri olarak isimlendi-rilmifltir. Ancak metajasperoidler; renk, yap›salve dokusal özellikleri aç›s›ndan fay zonu silis-leflmeleri ve kuvarsitlerden oldukça farkl›d›r.Yaklafl›k 13 km boyunca devaml› olan bu silislizonlar, Bozçalda¤ mermerleri ve Güllüce for-masyonu ile Kalkanl›da¤ mikaflistleri aras›ndaki

dokanaklar boyunca gözlenmekte olup, s›n›rlar›belirgindir. Bu nedenle, metajasperoidlerin faykontrollü silisleflmelerden ziyade, uyumsuzlukdüzlemi kontrollü mermer yüzeylerine ba¤l› si-lisleflmeleri temsil etti¤i söylenebilir. Karbonatkayaçlar›nda (özellikle kireçtafllar›) hidrotermalçözeltilerin etkisiyle veya karstlaflma ve yüzey-sel bozunma süreçleriyle silisleflmelerin olufltu-¤u bilinmektedir. Karbonatlar›n ornat›lmas› so-nucu oluflan silisleflmeler literatürde jasperoid

fiekil 3. ‹nceleme alan›n›n jeoloji haritas› (Türkmen (2002)’den de¤ifltirilerek).Figure 3. Geological map of the study area (revised from Türkmen, 2002).

fiekil 4. Metajasperoidlerdeki rekristalize kuvarslar(rekristalize kuvarslar içinde karbonat kapa-n›mlar› mevcut).

Figure 4. The recrystalized quartz of the metajapero-ids (carbonate inclusions are present in therecrystalized quartz).

Delibafl ve Genç 27

Alt›n de¤erleri, inceleme alan›n›n bat› kesimin-deki flistler içerisinde, özellikle yo¤un killeflmeve silisleflmenin oldu¤u kesimlerde 300- 1030ppb aras›nda de¤iflmektedir. Bu flistlere ait ör-neklerde, ana mineraller olarak aktinolit, musko-vit, biyotit ve kuvars; tali mineral olarak ise kal-sit gözlenmektedir. Yayg›n alterasyonlar; killefl-me, silisleflme, limonitleflme ve hematitleflme-dir. fiistleri kesen mikro ölçekteki aktinolit da-marlar› boyunca rutil, hematit ve limonitler izlen-mektedir.

‹nceleme alan›n›n do¤u kesimindeki (Terzialido¤usu) flistlerde yap›lan sondaj ve aç›lan yar-malarda ise, en yüksek alt›n içerikleri flistlerinyüzeysel bozunma zonlar›nda elde edilmifltir.Üst kesimlerde metajasperoid çak›llar› içerenyüzeysel bozunma zonlar›, boflluklu ve breflikbir görünüme sahiptir. fiistlerde yo¤un kaolinitikalterasyonun yan› s›ra, limonitleflme ve karbo-natlaflma da yayg›nd›r. Yo¤un killeflmenin izlen-di¤i üst zonun alt kesimlerinde ise, kal›nt› piritlerizlenmifltir. Kimyasal analiz sonuçlar›na göre al-t›n de¤erleri, yap›lan sondajda yüzeyden derinedo¤ru ilk 21 m içerisinde, ortalama 4 ppm’dir(Türkmen, 2002). Bu zona ait kayaçlar›n anaminerali kuvars olup, tali mineraller olarak özfle-kilsiz epidot, kalsit ve flistlere ait muskovit, biyo-tit ve yer yer kal›nt› turmalinler izlenmektedir.Ayr›ca örneklerde, sar›ms›-aç›k yeflil pleokroyiz-maya sahip kil mineralleri de gözlenmektedir. X-›fl›nlar› k›r›n›m analizleri sonucunda özellikle ka-olinit, illit ve Na-simektit grubu killer belirlenmifl-tir. Ana opak mineralleri ise limonit, hematit vepirittir. Tali mineral olarak rutil ve manyetit sap-tanm›flt›r. Bu zona ait parlatmalarda, özflekilsiz,parlak sar› renkli ve yans›tma gücü oldukça yük-sek mineraller gözlenmifltir. Bu minerallerin 0.3mikrondan küçük tane boyuna sahip olmas› ne-deniyle tüm özellikleri tam olarak belirleneme-mifltir. Ancak yüksek yans›tma gücü ve rengin-den dolay›, bu minerallerin alt›n oldu¤u düflünül-mektedir.

fiistlerin bozunma zonunun alt kesimlerindekigenç fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl kesimlerdeise flistler oldukça ayr›flm›fl, makroskobik olarakbol k›r›k-çatlakl›, çatlaklar› hematitli ve limonitliolup, yer yer silis parçalar› içermektedir. Alt ke-simlere do¤ru, az ayr›flm›fl flistler içinde piritlergözlenmektedir. Bu ayr›flm›fl flistlere ait sondajörneklerinde ana bileflen kuvars ve muskovittir.Kayaçta ince (< 0.5 mm) ve kal›n (> 3 mm) kal-

olarak isimlendirilmektedir (Lovering, 1962 ve1972; Holland vd., 1988; Moort vd., 1995). Me-tajasperoid örneklerinin büyük ço¤unlu¤undayeniden kristalleflmifl, özflekilli kuvars kristalleri-nin yayg›n olarak gözlenmesi ve bu örneklerdemuskovit ve grafit minerallerinin kuvarslara eflliketmesi, bu kayaçlar›n yüksek s›cakl›k metamor-fizmas› geçirdi¤inin kan›t›d›r. Bu nedenle silislizonlardaki hemen hemen tamamen (% hacimolarak >90) kuvars minerallerinden oluflan ka-yaçlar metajasperoid olarak isimlendirilmifltir.

Sahan›n güney kesiminde yayg›n olarak gözle-nen Kalkanl›da¤ formasyonunun flistleri, meta-jasperoid zonlar›yla dokanak halindedir ve s›n›r-lar› belirgindir (bkz. fiekil 3). fiistler; mermer veamfibolit arabandl› mikaflistler, kuvars-mikaflist-ler ve kuvarsflistlerden oluflmaktad›r. Renklerikrem, aç›k bej, koyu gri-siyah ve kahverengiaras›nda de¤iflmektedir. fiistlerde izlenen anamineraller kuvars, muskovit ve biyotit; tali mine-raller ise klorit, kalsit, turmalin, aktinolit ve stilp-nomeland›r. Ünceleme alan›ndaki flistler kendiiçinde homojen olmay›p, özellikle kuvars bantla-r›/damarlar› içermektedir. Bu kuvars arabantl›flistler, yüksek kuvars içeri¤ine sahip olmalar›nedeniyle, el örne¤inde oldukça sert ve t›k›zolup, yönlenmeler makroskobik olarak izlenebil-mektedir. Silisli zon döküntülerinin oldu¤u DedeTepe’nin güneydo¤usunda yeralan flistlerde,yönlenmeye paralel hematitli damarc›klar yay-g›n olarak gözlenmektedir. Bu damarc›klar yeryer de pirit içermektedir. Terziali do¤usundaKB-GD do¤rultulu genç fay zonlar›na ba¤l› flist-ler içerisinde, silisleflmifl kesimler izlenmifltir. Bugenç fay zonlar›nda flistler içerisinde gözlenenyayg›n alterasyonlar killeflme, silisleflme ve li-monitleflmedir. Özellikle killeflme, genç fay zon-lar›ndaki flistlerin yüzeye yak›n kesimlerinde yo-¤un olarak görülmektedir.

CEVHERLEfiME

Terziali-Çaya¤z› sahas›nda metamorfitlerinuyumsuzluk düzlemlerini temsil eden metajas-peroidlerde ve flistlerin yüzeysel bozunma zon-lar›nda yüksek alt›n de¤erleri elde edilmifltir.Metajasperoidlere ait yüzey örneklerinde eldeedilen alt›n de¤erleri 380-720 ppb aras›nda de-¤iflmektedir (Türkmen, 2002). Metajasperoidle-rin ana opak mineralleri bafll›ca pirit, hematit, li-monit ve grafittir. Tali bileflenler ise kalkopirit verutildir.

28 Yerbilimleri

sit damarlar› gözlenmekte ve bunlar yer yeryönlenmeye paralel, yer yer de yönlenmeyi ke-ser durumdad›r. Ana opak mineraller ise pirit,hematit, limonit ve manyetittir. Piritler genelliklekenarlar›ndan itibaren veya tamamen limonitedönüflmüfltür. Pirite göre psödomorf limonitleringenellikle tane boyu 3-5 mm aras›ndad›r. He-matitler küçük-orta tane boyuna (1-3 mm) sahipolup, k›rm›z› iç yans›ma göstermektedir. Man-yetitler genellikle özflekilli, kahverengimsi grirenkte ve izotroptur .

Bozunma zonunda alt›n içeri¤i, düzensiz bir da-¤›l›m göstermektedir. Özellikle yüzeye yak›n ke-simlerdeki 6 ppm’e kadar ulaflan yüksek alt›nde¤erleri ve alt›n içeri¤inin yüzeyden derine do-¤ru azalmas›, bozunma zonunda alt›n›n yüzey-sel süreçlerle zenginleflti¤ini göstermektedir.Terziali-Çaya¤z› sahas›nda Bozçalda¤ mermer-lerinde k›lcal silis damarlar› d›fl›nda baflka bir al-terasyona rastlan›lmam›fl olup, bu kesimde alt›nanomali de¤eri elde edilememifltir.

SIVI KAPANIM ‹NCELEMELER‹

Terziali-Çaya¤z› inceleme alan›nda yüzey vesondaj örneklerine ait toplam 34 adet örnektes›v› kapan›m çal›flmalar› yap›lm›flt›r. Özelliklesondajlarda; farkl› derinliklerde bulunan, alt›niçeri¤i yüksek olan metajasperoid ve flistler içe-risindeki fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl kesimler-den örnekler seçilmifltir. S›v› kapan›m inceleme-leri için örneklerden; çift taraf› parlat›lm›fl, yakla-fl›k 0.5 mm kal›nl›¤›nda özel kesitler haz›rlan-m›flt›r. Çal›flmalar için kullan›lan ana mineral ku-varst›r. Roedder (1984) taraf›ndan tan›mlananölçütler esas al›narak, önce kapan›mlar›n mor-folojik görünüm, büyüklük, da¤›l›m, faz durumuve hacim doldurma oranlar› gibi genel özellikle-ri incelenmifltir. Daha sonra kapan›mlar ›s›t›la-rak ve dondurularak mikrotermometrik incele-meler gerçeklefltirilmifltir. Mikrotermometrik öl-çümlerle s›v›-gaz faz homojenleflme s›cakl›klar›(Th°C), donma s›cakl›klar› ve son buz ergimes›cakl›klar› (Tm°C) saptanm›flt›r. Donma s›cak-l›k ve son buz ergime s›cakl›k ölçümleri, kapa-n›mlar›n karars›zl›¤› nedeniyle, oldukça s›n›rl›say›da s›v› kapan›mda gerçeklefltirilebilmifltir.Kapan›m türlerinin ve özelliklerinin belirlenme-sinde ve mikrotermometrik incelemelerde MTAlaboratuvarlar›nda bulunan Olympus markaprogramlanabilir ›s›tma-so¤utma ölçüm sistemive bu sisteme monte edilen Nikon mikroskobukullan›lm›flt›r.

Kapan›mlar›n Genel Özellikleri

Metajasperoidlere ait kuvarslarda yap›lan s›v›kapan›m incelemelerinde yayg›n olarak, birincilkökenli kar›flmaz fazlardan oluflan s›v› kapa-n›mlar (s›v›CO2, s›v›H2O, gazH2O), birincil kökenliüç fazl› s›v› kapan›mlar (s›v›, gaz, kat›) ve birin-cil kökenli iki fazl› s›v› kapan›mlar (s›v›, gaz)gözlenmifltir. Bu s›v› kapan›mlar›n yan› s›ra en-der olarak, ikincil kökenli iki fazl› (s›v›, gaz), bi-rincil kökenli tek fazl› (s›v›), ikincil kökenli tekfazl› (s›v›) ve birincil kökenli tek fazl› (gaz) s›v›kapan›mlar› da saptanm›flt›r (fiekil 5). Birincilkökenli kar›flmaz fazlardan oluflan s›v› kapa-n›mlar daha çok düzenli flekilli (kare, dikdört-gen, alt›gen, üçgen) olup, boyutlar› 1.4-20 µmaras›nda de¤iflmektedir. Bu s›v› kapan›mlar›nhacim doldurma oranlar› %45-60 aras›ndad›r.Birincil kökenli iki fazl› s›v› kapan›mlar heterojenda¤›l›ml› ve daha çok düzensiz flekilli gözlen-mektedir. Boyutlar› yaklafl›k 1.6-70 µm ve hacimdoldurma oranlar› %4-20 aras›nda de¤iflmekte-dir. Sadece üç örnekte birincil kökenli iki fazl› bus›v› kapan›mlar›n hacim doldurma oranlar›%35-45 aras›nda bulunmufltur. Birincil kökenlive üç fazl› s›v› kapan›mlar ise; düzensiz flekilliolup, s›v› kapan›m hacim doldurma oranlar› %5-20 aras›ndad›r.

fiistler içerisindeki fay zonlar›na ba¤l› silisli ke-simlere ait kuvarslar›n s›v› kapan›m kesitlerin-de, birincil kökenli iki fazl› (s›v›, gaz), birincil kö-

fiekil 5. Metajasperidlere ait kuvarslarda gözlenen s›-v› kapan›m türleri.

Figure 5. Fluid inclusion types of the quartz within themetajasperoids.

Delibafl ve Genç 29

lerde ise, homojenleflme s›cakl›klar› 80°C ve243°C aras›nda de¤iflmektedir (fiekil 8).

So¤utma Ölçümleri

Metajasperoidlere ait kuvarslar›n birincil kökenlis›v› kapan›mlar›nda yap›lan so¤utma ifllemi so-nucunda elde edilen donma s›cakl›klar› (°C),son buz ergime s›cakl›klar› (Tm°C) ve tuzlulukde¤erleri (a¤›rl›kça % NaCl eflde¤eri olarak) Çi-zelge 1’de verilmifltir. Tuzluluk de¤erleri, Bod-nar (1993)’›n önerdi¤i hesaplama yöntemi kulla-n›larak belirlenmifltir. Ölçümlerden elde edilentuzluluk de¤erleri fiekil 9’da görülmektedir. Bu-

kenli üç fazl› (s›v›, gaz, kat›) ve ikincil kökenli ikifazl› (s›v›, gaz) s›v› kapan›mlar gözlenmifltir. Si-lisleflmifl flistlerin birincil kökenli iki fazl› s›v› ka-pan›mlar› düzensiz flekillidir ve kapan›mlar›nboyutlar› 6-30 µm aras›ndad›r. Üç fazl› birincils›v› kapan›mlar ise; iki fazl› s›v› kapan›mlara gö-re daha düzenli flekilli olup, boyutlar› 5-22 µmaras›nda de¤iflmektedir. Her iki tür s›v› kapan›-m›n hacim doldurma oranlar› %15 civar›ndad›r.

Homojenleflme S›cakl›k Ölçümleri

Metajasperoidlere ait kuvars örneklerinin birincilkökenli kapan›mlar›nda yap›lan 256 ölçümdenelde edilen homojenleflme s›cakl›klar› fiekil 6’daverilmifltir. Buna göre, 319°C ile 420°C aras›ndave 485°C’den daha yüksek olmak üzere, ikifarkl› homojenleflme s›cakl›k aral›¤›ndan sözedilmesi mümkündür. Homojenleflme s›cakl›kla-r›ndan 319°C ve 420°C aras›ndaki de¤erler, öl-çümlerin %6.6’s›n› olufltururken, 485°C ve üze-rindeki de¤erler ise %93.4’ünü oluflturmaktad›r.Bununla birlikte, homojenleflme s›cakl›k de¤er-lerinin özellikle 501°C ve 520°C aras›nda yo-¤unlaflt›¤› görülmektedir.

fiistlerdeki fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl kesim-lerdeki kuvarslar›n birincil kökenli kapan›mlar›n-dan ölçülen homojenleflme s›cakl›klar› 154°C ile390°C aras›nda ve genellikle 421°C’den dahabüyük de¤erlere sahiptir (fiekil 7). Özellikle ho-mojenleflme s›cakl›klar› 481°C ve 510°C aras›n-da yo¤unlaflmaktad›r. Ayn› örneklerde ikincil kö-kenli iki fazl› s›v› kapan›mlar›nda yap›lan ölçüm-

fiekil 6. Metajasperoidlerdeki kuvarslar›n birincil ka-pan›mlar›ndan ölçülmüfl homojenleflme s›-cakl›klar› (Th°C).

Figure 6. Homogenization temperatures (Th°C) of theprimary inclusions of the quartz measuredwithin the metajasperoids.

fiekil 7. fiistlerdeki fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl ke-simlerde kuvarslar›n birincil s›v› kapan›mla-r›ndan ölçülmüfl homojenleflme s›cakl›klar›(Th°C).

Figure 7. Homogenization temperatures (Th°C) of theprimary inclusions of the quartz measuredwithin the silicifed parts associated with thefault zones in the schists.

fiekil 8. Silisleflmifl flistlerdeki kuvarslar›n ikincil kö-kenli s›v› kapan›mlar›ndan ölçülmüfl homo-jenleflme s›cakl›klar› (Th°C).

Figure 8. Homogenization temperatures (Th°C) of thesecondary inclusions of the quartz measu-red within the silicifed schists.

30 Yerbilimleri

na göre, metajasperoidlere ait kuvarslar›n tuzlu-luk de¤erleri % 2.2 ve % 14.8 aras›nda de¤ifl-mektedir.

Bilindi¤i gibi, s›v› kapan›mlarda ölçülen ötektiks›cakl›k (Te) de¤erleri, kapanlanm›fl su içindekisu-tuz sistemlerinin ötektik noktalar› ile karfl›lafl-t›r›larak, tuz sistemlerinin belirlenmesindeönemli rol oynamaktad›r. Metajasperoidlere aitkuvarslardaki s›v› kapan›mlar›ndaki tuz sistemiiçin Shepherd vd. (1985)’nin s›v› kapan›mlar›n-da yayg›n olarak bulunabilen tuzlar›n su ileötektik s›cakl›klar› çizelgesinden yararlan›lm›flve Tm de¤erleri ve çok az say›da olmak üzereelde edilen ötektik s›cakl›k de¤erleri (Te) kulla-n›lm›flt›r. Buna göre tuz sisteminin “H2O-NaCl-KCl” sistemi oldu¤u düflünülmektedir.

Silisleflmifl flistlerdeki kuvarslar›n s›v› kapan›m-lar›nda yap›lan befl ölçümde (bkz. Çizelge 1)Tm s›cakl›klar› ve tuzluluk de¤erleri saptanm›fl-t›r. Bu ölçümlere göre, tuzluluk de¤erleri % 3.3-% 4.5 aras›nda de¤iflmektedir (fiekil 9).

Çizelge 1. Metajasperoidlerde ve flistlerin fay zon-lar›na ba¤l› silisleflmifl kesimlerdekikuvarslar›n birincil kapan›mlar›n›n son buzergime s›cakl›klar› (Tm °C) ve tuzlulukde¤erleri.

Table 1. Last ice melting temperatures (Tm °C) andsalinity values of primary inclusions of thequartz within the metajasperoid and thesilicifed parts related to the fault zones inthe schists.

Metajasperoidlere ait kuvarslar›nbirincil kökenli ve Üç fazl› s›v› kapan›mlar›

Donma s›cakl›¤› Son buz Tuzluluk(°C) ergime de¤eri

s›cakl›¤› (%NaCl(Tm°C) eflde¤eri olarak)

-27 +1.8 3.3-26 +1.8 3.3-23.6 +3.3 6.4- +3.3 6.4- +2.8 5.3- +2.4 4.5- +2.3 4.3-32 +2.9 5.5-21.3 +4 7.9-19 +3.4 6.6- +2.8 5.3-19.9 +4 7.9

Metajasperoidlere ait kuvarslar›nbirincil kökenli ve iki fazl› s›v› kapan›mlar›

Donma s›cakl›¤› Son buz Tuzluluk(°C) ergime de¤eri

s›cakl›¤› (%NaCl(Tm°C) eflde¤eri olarak)

-22 +6.2 12.8- +7 14.8-14.6 - --18.2 - --20.7 +2.3 4.3-17.5 +3.4 6.6- -1.2 2.2-19.9 +4 7.9

fiistlere ait kuvarslar›nbirincil kökenli ve iki fazl› s›v› kapan›mlar›

Donma s›cakl›¤› Son buz Tuzluluk(°C) ergime de¤eri

s›cakl›¤› (%NaCl(Tm°C) eflde¤eri olarak)

-25 +1.8 3.3- +2 3.7- +2.2 4.1-19.5 +2.2 4.1- +2.4 4.5

fiekil 9. Terziali-‚aya¤z› sahas›nda metajasperoidlerve silisleflmifl flistlere ait kuvarslar›n birincils›v› kapan›mlar›n›n tuzluluk de¤erleri (%a¤›rl›k NaCl eflde¤eri).

Figure 9. Salinity values (% NaCl equivalent) of theprimary inclusions of the quartz measuredwithin the metajasperoids and silicifedschists.

SONUÇLAR VE YORUM

‹nceleme alan›nda alt›n içeri¤inin en yüksek ol-du¤u kesimler, flistlerin yüzeysel bozunma zon-lar›d›r. Bu zonlardaki alt›n zenginleflmeleri, da-¤›l›m, ayr›flma, mineral içeri¤i ve petrografik aç›-dan, lateritik-saprolitik alt›n yataklar›yla ortaközellikler tafl›maktad›r. Bozunma zonlar›nda ka-olinitik kil ayr›flmas›n›n çok yo¤un olarak izlen-

Delibafl ve Genç 31

gözlenmesi, ortam›n oksijen aç›s›ndan zenginoldu¤unu göstermektedir. Bu ise bölgede alt›-n›n, flistlerin yüzeysel bozunma zonlar›na büyükölçüde klorlu bileflikler fleklinde tafl›nm›fl olmas›gerekti¤ini ifade etmektedir.

Lateritik-saprolitik bozunma yataklar›nda, alt›n›nzenginleflme/çökelme mekanizmas› için birkaçfaktörün önemli oldu¤u düflünülmektedir. Bun-lardan en önemlisi adsorbsiyon veya yüzeye so-¤urulmad›r. Hanglie (2000), pH de¤erleri 5 ila 8de¤erleri aras›nda de¤iflen ortamlarda alt›n›nözellikle kil mineralleri ve Fe-Mn oksihidroksitlertaraf›ndan adsorbe edildi¤ini ileri sürmüfltür. Bo-zunma zonu kil minerallerince (%hacim olarak25-40) zengindir. Özellikle illit ve kaolinit, adsor-be etti¤i negatif yüklü alt›n bilefliklerini yüzeydenafla¤›ya do¤ru tafl›r (Conley ve Lloyd, 1971).Bununla birlikte, nemli ve kurak iklim geçifllerive yeralt›suyu bileflimindeki de¤iflikler, Eh vepH’›n de¤iflimine neden olur. Eh ve pH daki de-¤iflikliklerle alt›n bileflikleri durays›z hale geçerve alt›n çökelir. Bozunma zonlar›nda alt›n›n ol-dukça küçük tane boyuna sahip (<1 µ) olmas›da, tamamen kil minerallerinin alt›n bileflikleriniadsorbe etmesiyle ile iliflkilidir (Tong, 1992;Hanglie, 2000).

Terziali-Çaya¤z› (K›rflehir) sahas›nda, farkl› yer-lerden al›nan alt›n içeri¤i yüksek metajasperoidve flistler içerisindeki fay zonlar›na ba¤l› silislefl-mifl kesimlere ait örneklerin s›v› kapan›m verile-rine göre, metajasperoidlerdeki birincil s›v› ka-pan›mlar›n homojenleflme s›cakl›k (319°C-420°C ve 485°C’den daha yüksek) ve tuzluluk-lar› (%2.2 ve%14.8 aras›nda), flistlerin fay zon-lar›ndaki silisleflmifl kesimlerin birincil s›v› kapa-n›mlar›n›n homojenleflme s›cakl›k (154°C ve390°C aras›nda ve 421°C’den daha yüksek) vetuzluluklar›na (%3.3 ve %4.5 aras›nda) göre da-ha yüksek de¤erlere sahiptir. fiistlerdeki silislefl-mifl zonlarda ikincil kapan›mlar›n homojenleflmes›cakl›k aral›klar› ise 80°C ve 243°C aras›nda-d›r. Birincil kapan›mlardan ölçülen homojenlefl-me s›cakl›klar› biraz düflük olmas›na ra¤men,metajasperoidlerde ölçülen de¤erlere son dere-ce yak›nd›r. Bu da, birincil kapan›mlar›n muhte-melen flistlerdeki genç silisleflmelerden öncekikapan›mlar› yans›tt›¤› fleklinde yorumlanabilir.Silisleflmifl zonlardaki ikincil kapan›mlarda eldeedilen 80°C ve 243°C aras›ndaki homojenleflmes›cakl›klar› ise, genç fay zonu silisleflmelerineneden olan çözeltilerle ilgili olmal›d›r. Bu sonuç,

mesi, limonit ve hematitin varl›¤›, epitermal vemezotermal alt›n yataklar›n›n aksine, çok az ta-nesel alt›n gözlenmesi, lateritik-saprolitik alt›nyataklar› için karakteristiktir (Boyle, 1979;McKelvey, 2003). Saprolitik ortamlarda alt›nzenginleflmeleri yüzeye yak›n s›cakl›k ve bas›nçkoflullar› alt›nda oluflur (Boyle, 1979). Bu tip ya-taklarda alt›na efllik eden cevher mineralleri pi-rit, kalkopirit, arsenopirit, kalkosin, malahit, kup-rit ve nabit bak›r; gang mineralleri ise demirli,alüminyumlu oksit ve hidroksitlerdir. Bu yatak-larda limonit yayg›n olarak izlenirken, limonitind›fl›nda ana kayaç parçalar›, demirce zenginzonlar ve özellikle kaolinit de bol miktarda bu-lunmaktad›r (Boyle, 1979; Monti, 1987; McKel-vey, 2003).

Lateritik-saprolitik alt›n yataklar›, büyük ölçüdemevcut birincil zenginleflmelerden türerler. Üleriderecede bozunma ve afl›nma süresince yankayaçlar›n veya mevcut cevherlerin birincil alt›niçeri¤i kimyasal olarak çözünür, meteorik su-lar/çözeltiler ile tafl›n›r ve bozunma zonunun altkesiminde (saprolit) tekrar çökelerek zenginle-flirler (Hanglie, 2000). Ünceleme alan›ndakiflistlerin yüzeysel bozunma zonlar›ndaki alt›nzenginleflmelerinin kayna¤› olarak, metajaspe-roidler ve flistler içerisindeki silisli zonlar düflü-nülmektedir. Kimyasal verilere göre, metajaspe-roidlerin alt›n içeri¤i oldukça düflüktür (<1 ppm).Metajasperoidlerdeki düflük alt›n de¤erleri, bukayaçlar›n ilksel alt›n içeriklerini yans›tabilir ve-ya metajasperoidlerin yüzey sular›yla y›kanma-s› ile iliflkili olabilir. Mevcut verilerle bu konudakesin bir yarg›ya var›lmas› son derece güçtür.Buna karfl›n, flistlerdeki yüzeysel bozunma zo-nunun alt kesimlerinde, özellikle flistler içerisin-de genç fay zonlar›na ba¤l› silisleflmifl zonlar›nalt›n içeri¤i, metajasperoidlerle karfl›laflt›r›ld›¤›n-da yüksektir (>1 ppm). Bu nedenle yüzeysel al-t›n zenginleflmelerinin olas› birincil kayna¤› ola-rak fay zonu kontrollü silisli kesimler ön planaç›kmaktad›r.

Lateritik-saprolitik yataklarda alt›n›n, silisce zen-gin killi zonlarda yayg›n olarak bulunmas›, bo-zunma sürecinde alt›n›n davran›fl›na ba¤l›d›r(McKelvey, 2003). Oksijence zengin yükseltgenortamlarda alt›n çözeltide klorlu bileflikler olufl-tururken, indirgen ortamlarda ise bisülfitler flek-linde bulunmaktad›r (Foster, 1993; Hanglie,2000). Terziali-Çaya¤z› bölgesinde bozunmazonlar›nda yayg›n olarak hematit ve limonitlerin

32 Yerbilimleri

jeolojik ve petrografik gözlemlerle uyumlu olup,metajasperoidlerde ve silisleflmifl zonlardaki s›-v› kapan›mlar›n›n farkl› kökene sahip oldu¤unaiflaret etmektedir. Bu verilerin ›fl›¤›nda, metajas-peroidlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n metamorfikkökenli oldu¤u düflünülmektedir. Fay zonlar›n-daki kuvarslar›n s›v› kapan›mlar›n›n homojen-leflme s›cakl›klar›, özellikle tuzluluk de¤erlerinindaha düflük olmas›, alt›n›n çökelmesi s›ras›ndameteorik sular›n varl›¤›n› göstermektedir. Bunedenle, flistler içerisindeki fay zonlar›na ba¤l›siliflleflmifl kesimlerdeki s›v› kapan›mlar›n›n, da-ha genç, muhtemelen meteorik kökenli çözelti-leri temsil ettikleri düflünülmektedir.

Terziali-Çaya¤z› alt›n cevherleflmesi, jeolojik vemineralojik özellikleri aç›s›ndan, K›rflehir Masifimetamorfitlerinde literatürde tan›mlanan sapro-litik alt›n zenginleflmelerinin ilk örne¤idir. Yazar-lar, benzer özellikteki saprolitik alt›n zenginlefl-melerinin aranmas› aç›s›ndan K›rflehir Masifimetamorfitlerinin önemli potansiyel alanlar olufl-turdu¤u kan›s›ndad›r.

KATKI BEL‹RTME

Bu çal›flma, birinci yazar›n ikinci yazar›n dan›fl-manl›¤›nda Hacettepe Üniversitesi, Fen Bilimle-ri Enstitüsü, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümündeyapm›fl oldu¤u yüksek lisans tez çal›flmas›n›nbir bölümünü içermektedir. Yazarlar; arazi ve la-boratuvar çal›flmalar› s›ras›nda yard›mlar› içinMaden Tetkik ve Arama Genel Müdürlü¤ü Ma-den Etüd Dairesi yöneticilerine ve bu dairedenHalil Türkmen, Bülent Demiray, Ifl›n Ayd›nl› veGülay Sezerer Kuru’ya teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Bodnar, R.J., 1993. Revised equation and table fordetermining the freezing point depressionof H2O-NaCl solutions. Geochemica etCosmochimica Acta, 57, 683-684.

Boyle, R.W., 1979. The geochemistry of gold and itsdeposits. Geological Survey of CanadaBulletin 280, 584 pp.

Conley, R.F., and Lloyd, M.D., 1971. Adsorption stu-dies on kaolinite, II. Absorption of amines.Clays and Clay Minerals, 19, 273-282.

Erkan, Y., 1975. Orta Anadolu Masifinin güneybat›-s›nda (K›rflehir bölgesinde) etkili rejyonalmetamorfizman›n petrolojik incelenmesi.Doçentlik Tezi, Hacettepe Üniversitesi

Yerbilimleri Enstitüsü, 147 s (yay›mlanma-m›fl).

Foster, R.P., 1993. Gold Metallogeny and Expolarati-on. Chapman and Hall, London, 432 pp.

Genç, Y., 2003. K›rflehir Masifi metamorfitleri stratig-rafisinde yeni gözlemler. 56. Türkiye Je-oloji Kurultay› Bildiri Özleri, 55-56.

Genç, Y., Türkmen, H., Coflkun, E., Çamafl›rc›o¤lu,A., Ayd›nl›, I. ve Demiray, B., 2003. Çaya-¤z›-Terziali (K›rflehir) alt›n cevherleflmesi:K›rflehir Masifinde diskordans düzlemikontrollü alt›n cevherleflmelerine ilk örnek.56. Türkiye Jeoloji Kurultay› Bildiri Özleri,120-121.

Hanglie, H., 2000. Behaviour of gold in the weatheredmantle at Shewushan, Hubei, China. Jour-nal of Geochemical Exploration, 68, 57-68.

Holland, P.T., Beaty, D.W., and Snow, G.G., 1988.Comparative elemental and oxygen isoto-pe geochemistry of jasperoid in the Nort-hern Great Basin: evidence for distinctivefluid evolution in gold-producing hydrot-hermal systems. Economic Geology, 83,1401-1423.

Kara, H. ve Dönmez, M., 1990. 1/100000 ölçekli Tür-kiye Jeoloji Haritas›, K›rflehir G-17 Pafta-s› ve aç›klamas›. Türkiye Jeoloji Haritalar›Serisi, No. 34, Maden Tetkik ve AramaEnstitüsü Yay›nlar›, 17 s.

Karabal›k, N. ve Yüce, N., 1998, K›rflehir, K›r›kkaleyöresi genel jeokimya ve Karaahmetli ileDa¤evi sahalar› maden jeolojisi raporu.MTA Derleme No. 2846, 113 s (yay›mlan-mam›fl).

Lovering, T.G., 1962. The origin of jasperoid in limes-tone. Economic Geology, 57, 861-889.

Lovering, T.G., 1972. Jasperoid in the United States-its characteristics, origin and economicsignificance. U.S. Geological Survey, 710,164 pp.

McKelvey G.E., 2003. Descriptive model of laterit-saprolit Au. U.S. Geological Survey Bulle-tin 2004, 38-40.

Monti, R., 1987. The Boddington lateritic gold depo-sits, Western Australia: a product of super-gene enrichment process, In: S.E. Ho, andD.I. Groves (eds.), Recent Advances inUnderstanding Precambrian Gold Depo-sits, Nedlands, University of WesternAustralia Publication, 11, 355-368.

Moort, J.C., Hotchkis, M.A.C., and Pwa, A., 1995.EPR spectra and lithogeochemistry of jas-peroids at Carlin, Nevada: distinction bet-ween auriferous and barren rocks. Journalof Geochemical Exploration, 55, 283-299.

Roedder, E., 1984. Fluid Inclusions. Reviews in Mi-neralogy, 12 (2), 12-41.

Delibafl ve Genç 33

Tolluo¤lu, A.Ü., 1986. Orta Anadolu Masifinin güney-bat›s›nda (K›rflehir yöresinde) petrografikve petrotektonik incelemeler. Doktora Te-zi, Hacettepe Üniversitesi, Fen BilimleriEnstitüsü, 237 s (yay›mlanmam›fl).

Tong, W., 1992. Metallurgical test on Shewushan au-riferous ore: in behavior of gold in the we-athered mantle at Shewushan, Hubei, Chi-na. Journal of Geochemical Exploration,68, 57-68.

Türkmen, H., 2002. Kiflisel Görüflme., Maden Tetkikve Arama Genel Müdürlü¤ü, Maden EtüdDairesi, Ankara.

Seymen, ‹.,1981a. Kaman (K›rflehir) dolay›nda K›rfle-hir Masifinin stratigrafisi ve metamorfizma-s›. Türkiye Jeoloji Kurultay› Bülteni, 24, 7-14.

Seymen, ‹., 1981b, Kaman (K›rflehir) dolay›nda K›r-flehir Masifinin metamorfizmas›. 35.Türki-ye Jeoloji Kurultay›, Üç Anadolu’nun Je-olojisi Sempozyumu Bildiriler Kitab›, 12-15.

Seymen, ‹., 1982. Kaman dolay›nda K›rflehir Masifi-nin Jeolojisi. Doçentlik Tezi, Üstanbul Tek-nik Üniversitesi, Maden Fakültesi, 164 s(yay›mlanmam›fl).

Shepherd, T.J., Rankim, A.H., and Alderton, D.H.M.,1985. A Practical Guide to Fluid InclusionStudies. Blackie and Son Limited, 235 pp.

Çamard› (Ni¤de) yöresi Tersiyer (Lütesiyen) sedimanlar›n›n bentikforaminifer biyostratigrafisi

Benthic foraminiferal biostratigraphy of the Tertiary (Lutetian) sediments ofthe Çamard› (Ni¤de) region

Feyza D‹NÇER, Niyazi AVfiARÇukurova Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 01330 Balcal›, ADANA

ÖZ

Çal›flma alan›, Ecemifl Fay Kufla¤› içerisinde Çamard› ilçesinin kuzey ve kuzeydo¤usunda yer almaktad›r. Çamar-d› ve yak›n civar›ndaki stratigrafik istif; temelde Paleozoyik yafll› Ni¤de metamorfitleri ile bafllay›p, daha sonra Me-sozoyik ve Senozoyik yafll› karbonat kayaçlar›yla devam etmektedir. Bu çal›flma; kireçtafl›, kumtafl›, çak›ltafl›, kum-lu-killi kireçtafl›, ardalanmas›ndan oluflan Kaleboynu formasyonu içerisinde gerçeklefltirilmifltir. Yap›lan araflt›rma-da, iki stratigrafik kesit ölçülerek, Erken-Orta Lütesiyen’i karakterize eden 6 cins ve 15 tür tayin edilmifltir. Bu tür-lerden Alveolina callosa Hottinger, Alveolina aff. obtusa Montanari, Alveolina obtusa Montanari, Alveolina pinguisHottinger, Alveolina levantina Hottinger, Alveolina frumentiformis Schwager, Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar,Asterigerina rotula (Kaufmann), Lockhartia alveolata Silvestri, Nummulites praediscorbinus Schaub Erken Lütesi-yen’i belirtmektedir. Assilina exponens (Sowerby), Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime, Nummulites mille-caput Boubée, Nummulites praeaturicus Schaub ve Discocyclina cf. harrisoni Vaughan ise Orta Lütesiyen tabaka-lar› içerisinde yer almaktad›r. Ayr›ca tayin edilen bu bentik foraminiferler esas al›narak; Erken Lütesiyen için SB 13biyozonu, Orta Lütesiyen içinde SB 14 ve SB 15 biyozonlar› ay›rtlanm›flt›r. Litolojik özellikleri ve bentik foraminiferiçeriklerinin de¤erlendirilmesi sonucu inceleme alan›ndaki birimlerin resifal ortamda çökeldi¤i anlafl›lm›flt›r.

Anahtar Kelimeler: Bentik, biyostratigrafi, biyozon, Çamard› (Ni¤de), Lütesiyen.

ABSTRACT

The study area is situated in the northeast and northern part of Çamard›, along the Ecemifl Fault Zone. The oldestunit of Çamard› and its close vicinity is the Paleozoic Ni¤de metamorphics, which are overlain by the Mesozoicand Senozoic carbonate rocks. The study was carried out in the Kaleboynu formation which consists of limesto-ne, sandstone, conglomerate and clayey and sandy limestone. During the field work, two stratigraphic sections we-re mesured, 6 genera and 15 species were identified to characterize Early and Middle Lutetian, systematically. Al-veolina callosa Hottinger, A. aff. obtusa Montanari, A. obtusa Montanari, A. pinguis Hottinger, A. levantina Hottin-ger, A. frumentiformis Schwager, A. stercusmuris Mayer-Eymar, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lockhartia alve-olata Silvestri, Assilina exponens (Sowerby), Nummulites praediscorbinus Schaub characterize Early Lutetian.Nummulites beaumonti d’Archiac and Haime, N. millecaput Boubée, N. praeaturicus Schaub and Discocyclina cf.harrisoni Vaughan are placed within the Middle Lutetian layers. Based on the identified benthic foraminifera, thebiozones, SB 13 of Early Lutetian and SB 14 and SB 15 Middle Lutetian, were determined. Due to assesment oflithological characteristics and benthic foraminiferal content, it is concluded that the study area has formed undera reefal environment.

Key Words: Benthic, biostratigraphy, biozone, Çamard› (Ni¤de), Lutetian.

Yerbilimleri, 30 (2004), 35-48Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

F. DinçerE-mail: fakgunlu@mail.cu.edu.tr

36 Yerbilimleri

G‹R‹fi

Çal›flman›n amac›, Ni¤de-Çamard› yöresinin(fiekil 1) Tersiyer (Lütesiyen) istifinin bentik fo-raminifer toplulu¤unu incelemektir. Çal›flma,Ni¤de iline ba¤l› Çamard› ilçesi civar›nda yeralan Kaleboynu formasyonunda gerçeklefltiril-

mifl olup, inceleme alan›, Çamard› ilçesinin ku-zey ve kuzeydo¤usunda yeralmaktad›r.

‹nceleme alan› ve yak›n civar›nda stratigrafik,tektonik ve paleontolojik amaçl› çal›flmalar ya-p›lm›fl olup, Blumenthal (1952), Okay (1955),Flugel (1956), Metz (1956), Aytu¤ (1964), Kleyn

F

Hamidiye

ArdElmal

Alihoca

Maden

Çifteköy

Hüsniye Ba

Kürkçü

Postal›

Gökbez

HavuzluK›z›lkap›

K›z›lkap›

Celaller

Kavakl›göl

Burç

Bekçili

YeniköyKarak

Yelatan

Elekgölü

Çukurba¤

Demirkaz›kKayak Merkezi

Kaleboynu Tepe

Üçkap›

ÖrenKaynarca

Ulua

Evliya Tepe

K

GerdibiPozya

Elekligöl

KARANF

ALADAĞLAR3734

ÇAMARDI

Niğde

BOR

Ç

POZANTI

Ece

a

mi

Ç

y

K

0 5 10 15 20 km

Eyneli

Kavaktepe

Yarhisar

Çay

Dikilita

Orhaniye

ANKARA

Adana

Karadeniz

Akdeniz

Niğde

K

AÇIKLAMALAR

Alüvyon -Yamaç Molozu(KUVATERNER)

Kaleboynu formasyonu(EOSEN)

Karadağ spiliti(ÜST PALEOSEN)

Çamardı formasyonu(ALT PALEOSEN)

Niğde metomorfikleri(ALT PALEOZOYİK)

Formasyon sınırı

Dere

Tç

Tka

Qal-Qym

Tk Pz

K

A A Kesit doğrultusu

Çukurbağ formasyonu(OLİGOSEN)

Demirkazık kireçtaşı(ÜST TRİYAS9

Maden kireçtaşı(ALT TRİYAS)

TrJd

Ptrm

Tçu

Maden bo

Kaleboynu T.

Tka

Susuz T.

Qym

Qym

TrJd

Ptrm

Ptrm

Tçu

AA

10 km

Tç

Asm

aka

Sr.

Saçka

ya S

r.

Yellibelen

Evliya T.

Tka

Tç

Ka

a

r

kuzulukDeresi

Büyükkoyumca D

ere si

Z

iyara t tepe Deresi

Pz

Qal

A

A

10 km

Karakuzuluk T. K

fiekil 1. inceleme alan›n›n yer bulduru haritas› ve ölçülü kesit yerleri (Yetifl, 1978’den basitlefltirilerek al›nm›flt›r).Figure 1. Location map and localities of the measured sections of study area (simplified from Yetifl,1978).

Dinçer ve Avflar 37

(1970), Özgül (1976), Yetifl (1978 ve 1987), Te-keli vd. (1981), Çevikbafl (1991), Avflar (1992)ve Uçar (1997) bunlardan baz›lar›d›r. Yöredekibirimlerin litolojik özellikleri, birbirleriyle olan ilifl-kileri, Eosen yafll› çökellerin bentik foraminiferiçeri¤i, çökelme ortamlar› ve yafllar› jeolojik ta-rihçenin ortaya konmas›nda önem tafl›maktad›r.Bu amaç do¤rultusunda iki adet stratigrafi kesitiölçülmüfl ve yönlü kaya örnekleri, yumuflak lito-lojilerden y›kama örnekleri ile tane fosil içerennoktasal ve sistematik örnekler derlenmifltir. Ör-neklerdeki bentik foraminiferleri elde etmekamac›yla laboratuvarda H2O2 (hidrojen peroksit)kullan›larak y›kama yöntemi uygulanm›fl, bino-küler mikroskop alt›nda ay›klanm›fl ve tan›mlan-m›fl, bentik foraminiferlerin foto¤raflar› çekilmiflve elde edilen verilerden yararlan›larak incele-me alan›n›n biyostratigrafisi ve paleoortamsalyorumu yap›lm›flt›r.

STRAT‹GRAF‹

‹nceleme alan›, Çamard› ilçesinin kuzey ve ku-zeydo¤usunda bulunan Eosen yafll› Kaleboynuformasyonunun en genifl mostra verdi¤i EvliyaTepe ve Kaleboynu Tepe’de yeralmaktad›r. ‹n-celeme alan› ve yak›n civar›nda temelde Pale-ozoyik yafll› Ni¤de metamorfitleri ile uyumsuzolarak bulunan Maden kireçtafl› yeralmaktad›r.Daha sonra Mesozoyik yafll› Demirkaz›k kireç-tafl› ile bunlar›n üzerine uyumlu olarak bulunanKretase yafll› Mazm›l› Ofiyoliti, bunlar›n üzerineuyumsuz olarak gelen Senozoyik yafll› Çamar-d›, Kaleboynu, Çukurba¤ formasyonlar› bulun-maktad›r. ‹stifin üst k›sm›na do¤ru ise alttaki bi-rimle uyumlu olarak Miyosen yafll› Burç formas-yonu gelmektedir. En üstte ise alüvyon bulun-maktad›r (fiekil 2).

Litostratigrafi

Çal›flma, Eosen yafll› Kaleboynu formasyonu-nun en genifl yüzlek verdi¤i Evliya Tepe ve Ka-leboynu Tepe’de gerçeklefltirilmifltir.

Tan›m: Maden Bo¤az› Kaleboynu Tepe güne-yinde yer alan nümülitli kireçtafl›n› ilk kez Blu-menthal (1952) Paleosen kireçtafl› olarak hari-talam›fl ve Çamard› ilçesinden kuzeydo¤uyauzanan nümülitli çak›ltafl›, kumtafl› ve marndanoluflan istifin yafl›n› ise, Lütesiyen olarak belirt-mifltir. Daha sonra Okay (1955), ise, Ni¤de me-tamorfitleri üzerine aç›l› uyumsuzluk ile gelen buistifi Eosen filifli olarak yorumlam›flt›r.

SİS

TE

M

SE

Rİ

GR

UP

FOR

MA

SY

ON

ÜY

E

LİTOLOJİ AÇIKLAMALAR

NİĞDEMETAMORFİTLERİ

PE

RM

İYE

N

MA

DE

N

TRİY

AS

ALT

ÜS

T

JUR

AK

RE

TAS

E

ALA

DA

Ğ

DE

MİR

KA

ZIK

SO

TA

MIZ

RA

DY

OLA

R

MA

ZM

ILI

OFİ

YO

LİTİ

PALE

OS

ENPA

LEO

JEN

ULU

KIŞ

LA

ÇA

MA

RD

IK

AR

AD

AĞ

MA

VR

AŞ

KÇ

T.

EO

SE

N

KA

LEB

OY

NU

OLİ

GO

SE

N

ÇU

KU

RB

AĞ

KÖ

PR

ÜP

INA

RA

LÇIT

AŞ

MİYOSEN BU

RÇ

ÇA

TAL

CA

ÇA

KIL

TA

ŞI

NE

OJE

NK

UVA

TER

NE

R Alüvyon

Kalın katmanlıçakıltaşı

Marn

Alçıtaşı

Kumtaşı

Çakıltaşı

Silttaşı

Çamurtaşı

Bol nummuliteslikumlu kireçtaşı

Spilit, olivinli bazalt

Kumtaşı (silttaşımercekleri)

Kireçtaşı blokluofiyolit

Radyolarit

Kireçtaşı

Kireçtaşı

Mermer, sişt

(Ölçeksiz)

fiekil 2. Çamard› yöresinin genellefltirilmifl stratigrafikesiti (Yetifl, 1978’den basitlefltirilerek al›n-m›flt›r).

Figure 2. Generalized stratigraphic section ofÇamard› region (simplified from Yetifl,1978).

38 Yerbilimleri

Tip yer ve tip kesit: Alt kesimi aç›k renkli, bol fo-silli kireçtafl›ndan; üst kesimi k›rm›z›ms› kumta-fl› ve çak›ltafl›ndan oluflan birime Kaleboynu for-masyonu ad› verilmifltir (Yetifl, 1978). Birimin tipyeri ve tip kesiti Kaleboynu Tepe’nin güney ya-mac›d›r (bkz. fiekil 1). Kaleboynu formasyonu-nun Ecemifl Fay Kufla¤› do¤usundaki mostras›,Kaleboynu Tepe’nin güney ve bat›s›nda çok s›-n›rl› bir alanda gözlenir. Ecemifl Fay Kufla¤›’n›nbat›s›nda ise, Evliya Tepe’de yüzlek vermekte-dir.

Litolojik özellikler: Birim inceleme alan›nda, Per-miyen-Alt Triyas yafll› Maden kireçtafl› üzerineaç›l› uyumsuzlukla gelmektedir. ‹stif tabanda grituruncu, ba¤lant›l› karstik boflluklu, köfleli k›r›kl›ve kal›n tabakal›, kireçtafl›ndan oluflmufltur.Üzerine, orta-kal›n tabakal›, gevflek tutturulmufl,kumlu-killi kireçtafl› ve daha üstte do¤ru ise k›-r›kl›, gevflek tutturulmufl, orta-kal›n tabakal›kumtafl› ve seyrek çak›ltafl› ardalanmas› gel-mekte ve en üstte ise k›rm›z›ms›, tavan çak›lta-fl› bulunmaktad›r. Kaleboynu formasyonununEcemifl Fay Kufla¤› bat›s›ndaki mostras›, Ça-mard› ilçesinin 3 km kadar kuzeybat›s›ndaki Ev-liya Tepe’de görülür. Evliya Tepe bat›s›ndaki is-tif grimsi, köfleli k›r›kl›, iri çak›ll›, kötü boylanma-l›, s›k› tutturulmufl, kal›n tabakal›, fosilsiz bir ta-ban çak›ltafl› ile bafllar. Çak›llar bafll›ca Ni¤demetamorfitlerinden türemifltir. Altta; ardalanmal›grimsi yeflil kireçtafl›, kumlu kireçtafl›, killi kireç-tafl› ile az miktarda kumtafl› bulunur. Üste do¤-ru kumlu-killi kireçtafl›, orta-kal›n tabakal›, bolnummulitesli kireçtafllar› ile en üste ise orta-ka-l›n tabakal› nummulitesli s›vama fosil yüzeylikumlu kireçtafllar› yer almaktad›r.

Kal›nl›k: Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n do¤usunda Ka-leboynu ölçülü stratigrafi kesitinde birimin kal›n-l›¤› 135 m’ dir. Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n bat›s›ndaEvliya Tepe ölçülü stratigrafi kesitindeki ölçülenkal›nl›k ise 225 m’ dir.

Alt ve üst s›n›r: Kaleboynu formasyonu, MadenBo¤az›’nda Permiyen - Alt Triyas yafll› Madenkireçtafl› ile Üst Triyas - Jura yafll› Demirkaz›kkireçtafl›n›n oluflturdu¤u paleotopo¤rafik çukur-luklar› doldurmaktad›r. Kaleboynu Tepe güne-yinde transgresyonla aflmal› birim, Maden kireç-tafl› üzerinde aç›l› uyumsuzdur. Birimin Demir-kaz›k kireçtafl› ile olan dokana¤› yayg›n yamaçdöküntüsü ile örtülüdür. Maden Bo¤az› Yayla-s›’nda Kaleboynu formasyonu üzerinde, kapsa-d›¤› nummulitesli çak›llar›yla Oligosen yafll› Çu-kurba¤ formasyonu aç›l› uyumsuzdur.

Evliya Tepe’de Kaleboynu formasyonu Ni¤demetamorfitleri ile Çamard› formasyonu üzerinetransgresyonla aflmal›d›r. Bu tepenin bat›s›nda-ki istif; köfleli olarak uzun taneli, çeflitli flist,gnays, kuvarsit, amfibolit kökenli iri çak›llardanoluflma taban çak›llar› ile Ni¤de metamorfitleriüzerinde aç›l› uyumsuzdur. Burada Kaleboynuformasyonu Ni¤de metamorfitleri üzerinde dikyamaçlar sunmaktad›r. Birim, Evliya Tepe do-¤usunda Orta-Üst Paleosen yafll›, k›vr›ml› Ça-mard› formasyonu üzerinde aç›l› uyumsuzdur.

Fosil toplulu¤u ve yafl: Kaleboynu formasyo-nundan Assilina mamillata d’Archiac, Ass. cf. la-minosa Gill, Discocyclina archiaci Schlumber-ger, Nummulites aff. uranensis de la Harpe., N.subirregularis de la Harpe, Sphaerogypsina glo-bosa (Reuss), Asterocyclina sp., Asterigerinasp., Alveolina sp., Discocyclina sp., Gypsinasp., Lockhartia sp., Nummulites sp., Rotalia sp.,Textulariidae, Miliolidae, Algae, Rotaliidae gibifosiller tayin edilmifl ve bu fosillere göre birimeLütesiyen yafl› verilmifltir (Yetifl,1978).

Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n do¤usunda KaleboynuTepe güneyindeki bu nummulitesli kireçtafllar›Blumenthal (1952) taraf›ndan Paleosen kireçta-fl› olarak haritalam›flt›r. Ayn› araflt›rmac›, Ece-mifl Fay Kufla¤›’n›n bat›s›nda, Çamard› ‹lçesigüneyindeki nummulitesli çak›ltafl›-kumtafl›-marn ardalanmas›n›n da Erken-Orta Lütesiyenyafl›nda olabilece¤ini belirtmifltir. Okay (1955),Ni¤de metamorfitleri üzerindeki uyumsuz ko-numdaki filifl istifinin Eosen yafl›nda olabilece¤i-ni öne sürmüfltür. Daha sonraki incelemede ise,volkanitli filifl istifinin Orta-Üst Paleosen yafl›ndaoldu¤u ve üzerine Evliya Tepe’ de Lütesiyen ya-fl› ile bol nummulitesli, koyu gri, Kaleboynu for-masyonunun transgresyonla yerleflti¤i saptan-m›flt›r (Yetifl, 1978).

Bu çal›flmada; Kaleboynu Tepe’nin alt seviyele-rindeki kireçtafllar› içerisinde Alveolina callosaHottinger, A. frumentiformis Schwager, A. le-vantina Hottinger, A. aff. obtusa Montanari, A.obtusa Montanari, A. pinguis Hottinger, A. ster-cusmuris Mayer-Eymar, Asterigerina rotula (Ka-ufmann), Lockhartia alveolata Silvestri, Num-mulites praediscorbinus Schaub gibi foramini-ferler, üste do¤ru kumlu-killi kireçtafllar› içerisin-de ise Assilina exponens (Sowerby), Nummuli-tes beaumonti d’ Archiac ve Haime, N. praeatu-ricus Schaub, ve Discocyclina cf. harrisoni Va-

Dinçer ve Avflar 39

nunun çökelme evriminin tektonik bir denetimalt›nda geliflti¤i düflünülmektedir.

Bu formasyondan iki adet ölçülü stratigrafi kesi-ti al›nm›flt›r. Bunlardan birincisi Kaleboynu Tepekesiti olup, 1/25.000 ölçekli Adana M 34-a 2 paf-tas›nda yeralmaktad›r. Kaleboynu formasyonuiçinde kesitin kal›nl›¤› 135 m olarak ölçülmüfltür.Bafllang›ç koordinatlar›; x: 89800, y: 97775, bi-tifl koordinantlar› ise, x: 89687, y: 97700’ dir. Ta-bakalar, Kaleboynu Tepe’nin güneyinde 40-45˚GD’ ya e¤imlidir. Bu kesitten toplanan örnekler-den tayin edilen bentik foraminiferler fiekil 3’degörülmektedir. Di¤eri ise Evliya Tepe kesiti olup,1/25.000 ölçekli Adana M 33-b 3 paftas›nda bu-lunmaktad›r. Kaleboynu formasyonu içinde ke-sitin kal›nl›¤› 225 m olarak ölçülmüfltür. Bafllan-g›ç koordinatlar›; x: 75275, y: 92875, bitifl koor-dinantlar› ise, x: 75500, y: 92787’ dir. Tabakalar30-40˚ GD’ ya e¤imlidir. Bu kesitten toplanan ör-neklerden tayin edilen bentik foraminiferler fiekil4’de görülmektedir.

Biyostratigrafi

‹nceleme alan›ndan derlenen örneklerde yap›-lan paleontolojik çal›flmalarda bentik foramini-ferlerden 6 cins ve 15 tür tan›mlanm›flt›r (fiekil5). Bu fosil toplulu¤undan üç adet s›¤ bentik fo-raminifer biyozonu ay›rtlanm›flt›r (SB 13-15).

S›¤ Bentik (SB) Foraminifer Biyozonlar›

‹nceleme alan›nda yap›lan bentik foraminifer bi-yostratigrafi çal›flmas›ndaki s›¤ bentik biyozon-lar›n ayr›lmas›nda Serra-Kiel vd. (1998 a ve b)‘nin Tetis Paleosen ve Eosen’i için haz›rlam›floldu¤u s›¤ bentik foraminifer biyozonlar› esasal›nm›flt›r.

SB: 13 Biyozonu (Erken Lütesiyen): Bu biyozon;Alveolina stipes Hottinger, A. callosa Hottinger,A. çayrasi Dizer, A. hottingeri Drobne, Nummu-lites laevigatus Bruguière, N. obesus d’Archiacve Haime, N. vernevili d’Archiac ve Haime, N.uranensis de la Harpe, N. lehneri Schaub, N.messinae Schaub, Assilina parva (Douvillé),Ass. tenuimarginata Heim, Ass. praespira Do-uvillé ve Ass. spira abrardi Schaub’ un varl›¤› iles›n›rlanmaktad›r. Bu biyozonun alt s›n›r› Alt-Or-ta Eosen s›n›r›nda yer almaktad›r (fiekil 6).Berggren vd. (1995)’ne göre ise P9-P10 s›n›r›nakarfl›l›k gelmektedir. SB 13 biyozonu NP14’de

ughan, en üste do¤ru ise yine benzer birim içe-risinde Assilina exponens (Sowerby), Nummuli-tes beaumonti d’ Archiac ve Haime, ve N. mille-caput Boubée gibi bentik foraminiferler tayinedilmifltir (Çizelge 1) (Levha1-2). Bu foraminifertoplulu¤una göre birime Erken-Orta Lütesiyenyafl› verilmifltir.

Kaleboynu formasyonu s›¤ denizel bir ortamdaçökelmifltir. Çökelme koflullar›n›n yerel etkenle-re ba¤l› olmas› nedeniyle, formasyon efl litolojilide¤ildir. Ecemifl Fay Kufla¤›’n›n do¤usunda Ka-leboynu formasyonunun taban düzeyinde Num-mulites ve Alveolina fosillerinin biyomikritik birçimento içerisinde bulunmas›, orta-düflük ener-jili bir ortam› iflaret etmektedir. Birimin alt ve or-ta kesimleri düflük-orta enerjili, üst kesimleri isekumtafl› ile çak›ltafl›n›n artmas›yla yüksek ener-jili bir ortamda çökelmifltir; bat›s›nda, Evliya Te-pe’deki mostrada ise, taban bafll›ca k›r›nt›l›lar-dan; üste do¤ru ise karbonatdan oluflmufltur. Bubulgulara göre, bölgede Kaleboynu formasyo-

Bentik foraminiferler

Alveolina callosa Hottinger *

Alveolina frumentiformis Schwager *

Alveolina levantina Hottinger *

Alveolina aff. obtusa Montanari *

Alveolina obtusa Montanari *

Alveolina pinguis Hottinger *

Alveolina stercusmuris Mayer-Eymar *

Asterigerina rotula (Kaufmann) *

Lockhartia alveolata Silvestri *

Assilina exponens (Sowerby) * *

Nummulites beaumonti d’ Archiac ve Haime * *

Nummulites praeaturicus Schaub * *

Nummulites praediscorbinus Schaub *

Nummulites millecaput Boubée * *

Discocyclina cf. harrisoni Vaughan * *

Kesitler

Evl

iya

Tep

e

Kal

eboy

nu T

epe

Çizelge 1. Bentik foraminiferlerin stratigrafik da¤›l›m›.Table 1. Stratigraphic distribution of benthic foramini-

fera.

40 YerbilimleriS

ER

İ

KA

T

FOR

MA

SY

ON

EO

SE

N

KA

LE

BO

YN

U

LÜ

TE

Sİ

YE

N

LİTOLOJİ AÇIKLAMALAR

Bol nümülitliayrışmış kumtaşıarakatkılı kumlukireçtaşı

Alveolinalı, orta-kalıntabakalı kireçtaşı

BİY

OZ

ON

FOSİLLER

Assilina exponensNummulites beaumontiNummulites praeaturicusDiscocyclina harrisoni

cf.

Alveolina callosaAlveolina obtusaAlveolina obtusaAlveolina pinguisAlveolina stercusmurisAlveolina frumentuformisAlveolina leavantinaAsterigerina rotulaLockhartia alveolataNummulites praediscorbinus

aff.

SB

15

SB

14

SB

13

AssilinaexponensNummulites beaumontiNummulites millecaput

0 5 10 m

fiekil 3. Kaleboynu Tepe stratigrafi kesiti.Figure 3. Stratigraphic section of Kaleboynu Tepe.

SE

Rİ

KA

T

FOR

MA

SY

ON

EO

SE

N

KA

LE

BO

YN

U

LÜ

TE

Sİ

YE

N

LİTOLOJİ AÇIKLAMALAR

Kumtaşı:orta - kalıntabakalı

Sıkı-tutturulmuşorta-kalıntabakalı kumtaşı

İnce -orta-kalıntabakalı kumtaşı

İnce tabakalıkilli kumtaşı

Fosilli, tabakalıkumtaşı vekireçtaşı

BİY

OZ

ON

FOSİLLER

Assilina exponensNummulites millecaputNummulites beaumonti

Assilina exponensNummulites beaumontiNummulites praeaturicusDiscocyclina harrisoni

cf.

SB

15

SB

15

0 10 20 m

fiekil 4. Evliya Tepesi stratisrafi kesiti.Figure 4. Stratigraphic section of Evliya Tepe.

bafllamakta ve NP 15’de sona ermektedir (Ka-pellos ve Schaub, 1973; Martini, 1971).

‹nceleme alan›nda Kaleboynu Tepe ve çevre-sinde yap›lan çal›flmada SB 13 biyozonuna kar-fl›l›k gelen flu fosiller tayin edilmifltir (Çizelge 2)

Dinçer ve Avflar 41

(1994), Bentham ve Burbank (1996)’a göre yak-lafl›k olarak P10-P11 s›n›r›na uyum sa¤lamak-tad›r. SB 14 biyozonu NP 15’in orta k›sm›na kar-fl›l›k gelmektedir (Kapellos ve Schaub, 1973;Hottinger, 1977).

‹nceleme alan›nda Kaleboynu Tepe ve EvliyaTepe’de yap›lan çal›flmalar sonucunda SB 14biyozonuna karfl›l›k gelen; Assilina exponens(Sowerby), Nummulites beaumonti d’Archiac veHaime, N. millecaput Boubée, N. praeaturicusSchaub, Discocyclina cf. harrisoni Vaughan fo-silleri bulunmufltur (Schaub, 1981) (bkz. Çizelge2) (bkz. Levha 2).

SB: 15 Biyozonu (Orta Lütesiyen 2): Bu biyozonAlveolina prorrecta Hottinger, Nummulites sor-densis Herb ve Schaub, N. crassus Boubée, N.millecaput Boubée, N. tavertetensis Reguant veClavell, N. crusafonti Reguant ve Clavell ve Or-bitoclypeus douvillei Chudeoui’ nin varl›¤› ile s›-n›rlanmaktad›r. Bu biyozonun alt s›n›r›, NP 15’inen üst k›sm›ndan bafllamakta ve NP 16’n›n içi-ne kadar eriflmektedir (Kapellos ve Schaub,

(Levha 1); Alveolina callosa Hottinger, A. aff.obtusa Montanari, A. obtusa Montanari, A. pin-guis Hottinger, A. stercusmuris Mayer-Eymar,A. frumentiformis Schwager, A. levantina Hot-tinger, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lockhar-tia alveolata Silvestri, Nummulites praediscorbi-nus Schaub (Serra-Kiel vd., 1998a ve b; Hottin-ger, 1960).

SB: 14 Biyozonu (Orta Lütesiyen 1): Bu biyo-zon; Alveolina munieri Hottinger, Nummulitesbeneharnensis de la Harpe, N. gratus Schaub,N. aspermontis Schaub, N. hilarionis Schaub,N. stephan Schaub, N. boussaci Rozlozsnik, veAssilina spira de Roissy’ n›n varl›¤› ile s›n›rlan-maktad›r. Bu biyozonun alt s›n›r› Samso vd.

fiekil 5. ‹nceleme alan›ndaki iri bentik foraminiferlerinstratigrafik da¤›l›m›.

Figure 5. The stratigraphic distribution of the largerbenthic foraminifera in the study area.

Assilina exponensNummulites beaumontiNummulites millecaputDiscocylina cf. harrisoni

Assilina exponensNummulites beaumontiNummulites millecaputNummulites praeaturicusDiscocyclina cf. harrisoni

Alveolina callosa Alveolina aff.obtusaAlveolina obtusaAlveolina pinguisAlveolina stercusmurisAlveolina freumentuformisAlveolina levantinaAsterigerina rotulaLockhartia alveolataNummulites preadiscorbinus

Fosil

Yafl

LÜ

TE

S‹Y

EN

AL

TO

RT

A

SB

Z 1

5S

BZ

-14

SB

Z-1

3B

iyo

zon

Çizelge 2. ‹nceleme alan›nda ay›rtlanan S›¤ BentikForaminifer Biyozonlar› (SB).

Table 2. Shallow Benthic Zones (SBZ) in the studyarea.

42 Yerbilimleri

Zam

an (M

a)

Kro

n

Po

lari

te

Dö

nem

Yaş

PLANKTON ZONLARKalkerli Nannoplankton

Martini (1971)

Foraminifer

Berggren veMiller (1988)

Berggren vd.(1995)

35

40

45

50

55

60

65

C13

C15

C16

C17

C18

C19

C20

C21

C22

C23

C24

C25

C26

C27

C28

C29

Oligosen Erken Rupelian

EO

SE

NE

OS

EN

PA

LE

OS

EN

ÜS

TÜ

ST

OR

TAO

RT

AA

LT

PR

EA

BO

NİY

EN

BA

RTO

NİY

EN

LÜTE

SİY

EN

İPE

RS

İYE

N KU

İZİY

EN

İLE

RD

İYE

N

ZAMAN SINIRI

ALT

ALT

ALT

ALT

ALT

ALT

ÜS

T TAN

ES

İYE

NS

ELL

AN

DİY

EN

DA

NİY

EN

P18P17P18 P18P17 P17

P16 P16

P15 P15

P14 P14

P13 P13

P12 P12

P11 P11

P10 P10

P9 P9

P8 P8

P7 P7

c

a

bP6

P5 P5

P6

b

a

P3

P4

a

b

cc

c

P4

c

b

a

a a

b bP3

P2 P2

P1 P1

a

a

a

a

b b

c c

NP21

NP 19-20

NP 18

NP 17

NP 16

NP 15

a

b

b

c

a

b

NP 14

NP 13

NP 12

NP 11

NP 10

NP 9

NP 8

NP 6

NP 5

NP 4

NP 2

NP 3

NP 1

NP 7

FORAMİFERSIĞ BENTIK

ZONLAR(SBZ)

SBZ 21

SBZ 20

SBZ 19

SBZ 18

SBZ 17

SBZ 16

SBZ 15

SBZ 14

SBZ 13

SBZ 12

SBZ 11

SBZ 10

SBZ 9

SBZ 8

SBZ 7

SBZ 6SBZ 5SBZ 4

SBZ 3

SBZ 2

SBZ 1

İRİ

fiekil 6. Paleosen-Eosen zaman ölçe¤i ve S›¤ Bentik Foraminifer Biyozonlar› (SBZ) aras›ndaki korelasyon(Berggren ve di¤.,1995).

Figure 6. Correlation between the “Shallow Benthic Zones” (SBZ) and the Paleocene-Eocene Time Scale(Berggren et al., 1995).

Dinçer ve Avflar 43

tesiyen’i karakterize eden bentik foraminiferlertan›mlanm›flt›r. Ayr›ca, tayin edilen bu foramini-ferlere dayan›larak Erken Lütesiyen için SB 13biyozonu, Orta Lütesiyen için ise SB 14 ve SB15 biyozonlar› ay›rtlanm›flt›r.

‹nceleme alan›nda yap›lan çal›flmalar sonucun-da resifal ortamda çökelen kayaçlardan alt k›-s›mlardaki karbonatl› olanlar›n “Normal TuzluS›n›rl› fielf” fasiyesinde, üst k›s›mlardaki kumlu-killi kireçtafl› litolojisinde olanlar›n ise “Aç›k De-niz ‹ç fielf” fasiyesinde çökeldi¤i saptanm›flt›r.

TEfiEKKÜR

Yazarlar; araflt›rmaya destek veren ÇukurovaÜniversitesi Bilimsel Araflt›rma Birimi Baflkanl›-¤›’na, laboratuvar olanaklar›n› sa¤layan ayn›üniversitenin Jeoloji Mühendisli¤i Bölüm Bafl-kanl›¤›’na, katk›lar›ndan dolay› Dr. fiükrü Acar(MTA)’ a ve arazi çal›flmalar› s›ras›nda yard›m-lar›n› esirgemeyen Arfl. Gör. ‹smail Dinçer(Çukurova Üniversitesi)’e teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Avflar, N., 1992. Namrun (‹çel) yöresi Paleojen ben-tik foraminifer faunas›. Maden Tetkik Ara-ma Dergisi, 114, 127-144.

Aytu¤, G., 1964. Ni¤de-Çamard› demir zuhurlar›. Ma-den Tetkik Arama Enstitüsü, Derleme Ra-por No. 1375, 7 s.

Bentham, P., and Burbank D.W., 1996. Choronologyof Eocene foreland basin evolution alongthe westhern oblique margin of the southCentral Pyrenees. In: P.F Friend and C.J.,Dabrio, (eds.)., Tertiary basin of Spain,Cambridge University Press, Chapter E11, 144-152.

Berggren, W.A., and Miller, K.G. 1988. Paleogenetropical planktonic foraminiferal biostratig-raphy and magnetobiochronology. Micro-paleontology, 34, 362-380.

Berggren, W.A., Kent D.V., Swisher C.C., and AubryM.P., 1995. A revised Cenozoic geochro-nology and chronostratigraphy. In: W.A.,Berggren, D.V. Kent, and C.J. Dabrio,(eds.), Tertiary Basin of Spain, CambridgeUniversity Press, Chapter E 11, 144-152.

Blumenthal, M., 1952. Toroslarda yüksek Alada¤ sil-silesinin co¤rafyas›, stratigrafisi ve tektoni-¤i hakk›nda yeni etüdler. Maden TetkikArama Enstitüsü Yay›nlar›, Seri D, No. 6,136.

1973; Martini, 1971). Bölgede yap›lan çal›flma-da SB 15 biyozonuna karfl›l›k gelen; Assilina ex-ponens (Sowerby), Nummulites beaumontid’Archiac ve Haime, N. millecaput Boubée, Dis-cocyclina cf. harrisoni Vaughan fosilleri bulun-mufltur (bkz. Çizelge 2) (bkz. Levha 2).

Ortamsal Yorum

Bölgesel ölçekte bak›ld›¤›nda, havzadaki Eosenyafll› birimler çal›flma alan›nda da KaleboynuTepe ile Evliya Tepe’de mostra vermektedir.Kaleboynu Tepe’de genelde tabanda kireçtafl›litolojisinin egemen oldu¤u ve üste do¤ru yeryer kumlu ve killi kireçtafl› fleklinde devam etti¤iizlenmektedir. Tabandaki kireçtafllar› içerisindeiri bentik foraminiferlerden alveolinidler ve kum-lu-killi kireçtafllar› içerisinde ise bol miktardaNummulites türleri bulunmaktad›r. Erken-OrtaLütesiyen yafl aral›¤› için karakteristik olan bubentik foraminiferlere göre, Kaleboynu Tepe ke-sitinin taban k›sm›n›n içerdi¤i alveolinidlerin bol-lu¤u genel olarak resifal ortamda “Normal Tuz-lulukta S›n›rl› fielf”i iflaret etmektedir. Bilindi¤iüzere, bu fasiyese ait sedimanlar düflük ortam-sal enerjiyi gösterir ve alveolinid kavk›lar› mikri-tik sedimanlar içerisinde hafif ak›nt›lar ile yo¤un-laflt›r›lm›fl ve tafl›nm›fllard›r (Hottinger, 1960).

Kaleboynu Tepe ve di¤er taraftan Evliya Tepekesitlerinin üst k›s›mlar›na do¤ru ç›k›ld›¤›nda,buralarda kumlu-killi kireçtafllar› içerisinde bulu-nan nummulites grubu fosiller ise resifal ortam-da “Aç›k Deniz ‹ç fielf’’ fasiyesi’nin varl›¤›na ifla-ret etmektedir. Bu fasiyeste yer alan s›¤ plat-formlardaki sedimanlar Operculina, Assilina vede¤iflik Nummulites gibi merceksi-yass›laflm›flve büyük boy foraminiferler ile küçük bentik fo-raminiferlerin zengin bir toplulu¤una rastlan-maktad›r (Hottinger, 1960).

SONUÇLAR

Bu çal›flmada; Alveolina callosa Hottinger, A.aff. obtusa Montanari, A. obtusa Montanari, A.pinguis Hottinger, A. laventina Hottinger, A. fru-mentiformis Schwager, A. stercusmuris Mayer-Eymar, Asterigerina rotula (Kaufmann), Lock-hartia alveolata Silvestri, Nummulites praedis-corbinus Schaub gibi Erken Lütesiyen’i; Num-mulites beaumonti d’Archiac ve Haime, N. mille-caput Boubée, N. praeaturicus Schaub, ve Dis-cocyclina cf. harrisoni Vaughan ise gibi Orta Lü-

44 Yerbilimleri

Çevikbafl, A., 1991. Uluk›flla-Çamard› (Ni¤de) Tersi-yer havzas›n›n jeodinamik evrimi ve ma-den yataklar› yönünden önemi. DoktoraTezi, ‹stanbul Üniversitesi, Jeoloji Mühen-disli¤i Bölümü, 235 s (yay›mlanmam›fl).

Flugel, H., 1956. Güneydo¤u Anadolu Permiyen-De-voniyen Faunalar›. Maden Tetkik AramaEnstitüsü Dergisi, 48, 73-75.

Hottinger, L., 1960. Recherches sur les Alveolines duPaleocene et de I’ Eocene. Mémoires Su-isses de Paléontologie, 75/76, 243, 117.

Hottinger, L., 1977. Foraminiferes operculiniforms.Memorial Museum National History Natu-re, 40, 159 pp.

Kapellos, C., and Schaub H., 1973. Zur Korrelationvon biozonierungen mit grossforaminife-ren und nannoplancton im Plaogen derPyrenaen. Eclogae Geological Helvetia,66, 687-737.

Kleyn, V.D., 1970. Recommendation of explorationfor mineralization in the southwestern partof the Ni¤de-Çamard› Masif. Maden TetkikArama Enstitüsü, Derleme Rapor No.4345, 16 s.

Metz, K., 1956. Alada¤ ve Karanfil Da¤›n›n yap›s› vebunlar›n Klikya Torosu tesmiye edilen bat›kenarlar› hakk›nda yap›lan jeolojik etüd.Maden Tetkik Arama Enstitüsü Dergisi,48, 63-76.

Martini, E., 1971. Standard Tertiary and Quaternarycalcareous nannoplankton zonation. In A.Farinacci (ed.), Proceedings II. PalantonicConference, Roma, 2, 739-785.

Okay, A.C., 1955. Ni¤de-Çamard› (Maden) ve Ulu-k›flla aras›ndaki bölgenin jeolojisi. MadenTetkik Arama Enstitüsü Derleme RaporNo. 2381, 1-27.

Özgül, N., 1976. Toroslar›n baz› temel jeolojik özellik-leri. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 19 (1),65-78.

Samso, J.M., Serra-Kiel, J., Tosquella, J., and Trave,A. 1994. Crono stratigrafia de las platafor-mas lutecienses de la zona cenral de lacuenca surpirenaica. In: A. Munoz, A.Gonzalez and A. Perez (eds.), II. Congr.Gr. Esp. Terciario, Comunicaciones, Jaca,20-208.

Schaub, H., 1981. Nummulites et Assilines de laTéthys paléogéne, Taxinomie, phylogéne-se et biostratigraphie. Mémoires Suissesde Paléontologie, 104, 236 pp, 18 pls.

Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Caus, E., Drobne, K., Fe-randez, C., Jauhr›, A.K., Less, G., Pavlo-vec, R., PignattiI, J., Samso, J.M., Scha-ub, H., Sirel, E., Strougo, A., Tambareau,Y., Tosqella, J., and Zakrevskaya, E.,1998a. Larger Foraminiferal biostratig-raphy of the Tethyan Paleocene and Eo-cene. Bulletin Geological Society of Fran-ce, 169, 281-299.

Serra-Kiel, J., Hottinger, L., Caus, E., Drobne, K., Fe-randez, C., Jauhri, A.K., Less, G., Pavlo-vec, R., PignattiI, J., Samso, J.M., Scha-ub, H., Sirel, E., Strougo, A., Tambareau,Y., Tosqella, J., and Zakrevskaya, E.,1998b. Benthic foraminifera from Paleoce-ne and Eocene. In: P.C. Graciansky, J.Hardenbol, T., Jacquin and P.R. Vail,(eds.), Mesozoic-Senozoic SequenceStratigraphy of Western European Basins,Society of Economic Paleontology and Mi-neralogy. Special Publication, Tulsa, 767pp.

Tekeli, O., Aksay, A., Ertan, ‹.E., Ifl›k, A. ve Ürgün,B.M., 1981. Toros ofiyolit projeleri; Alada¤projesi, Maden Tetkik Arama EnstitüsüRapor No. 6976, 133s.

Uçar, L., 1997. Gülek-Pozant›-Kam›fll› dolay›n›n stra-tigrafik ve sedimanter petrografik incele-mesi. Doktora Tezi, Çukurova Üniversite-si, Mühendislik Mimarl›k Fakültesi, JeolojiMühendisli¤i Bölümü, 496 s (yay›mlanma-m›fl).

Yetifl, C., 1978. Çamard› (Ni¤de ili) yak›n ve uzak do-lay›n›n jeoloji incelemesi ve Ecemifl FayKufla¤›n›n Maden Bo¤az›-Kam›fll› aras›n-daki özellikleri. Doktora Tezi, ‹stanbul Üni-versitesi Fen Fakültesi, 164 s (yay›mlan-mam›fl).

Yetifl, C., 1987. Çamard› (Ni¤de) alan›ndaki Oligo-sen-Miyosen yafll› akarsu-göl çökellerininfasiyes ve ortamsal nitelikleri. Türkiye Je-oloji Bülteni, 30 (2), 1-8.

Dinçer ve Avflar 45

PLATE 1

Figure 1.Alveolina callosa Hottinger, 1960Axial section, MB.3.1.1.171, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 2. Alveolina aff. obtusa, MontanariAxial section, MB.3.1.1.157, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 3. Alveolina aff. obtusa, MontanariAxial section, MB.3.1.1.161, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 4. . Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-EymarAxial section, MB.3.1.1.163, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 5. Alveolina obtusa, MontanariAxial section, MB.3.1.1.159, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 6. . Alveolina pinguis, HottingerAxial section, MB.3.1.1.169, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 7. . Alveolina pinguis, HottingerAxial section, MB.3.1.1.164, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 8. Alveolina pinguis, HottingerAxial section, MB.3.1.1.167, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 9. Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-EymarAxial section, MB.3.1.1.175, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 10. Alveolina frumentiformis, Schwager, 1883Axial section, MB.3.1.1.155, X7, Maden Bo¤a-z›.

Figure 11. Asterigerina rotula (Kaufman)Axial section, MB.3.1.1.156, X30, Maden Bo-¤az›.

Figure 12. Lockhartia alveolata, SilvestriAxial section, MB.3.1.1.168, X30, Maden Bo-¤az›.

Figure 13. Lockhartia alveolata, SilvestriAxial section, MB.3.1.1.158, X30, Maden Bo-¤az›.

LEVHA 1

fiekil 1.Alveolina callosa Hottinger, 1960Eksenel kesit, MB.3.1.1.171, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 2. Alveolina aff. obtusa, MontanariEksenel kesit, MB.3.1.1.157, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 3. Alveolina aff. obtusa, MontanariEksenel kesit, MB.3.1.1.161, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 4. Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-EymarEksenel kesit, MB.3.1.1.163, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 5. Alveolina obtusa, MontanariEksenel kesit, MB.3.1.1.159, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 6. Alveolina pinguis, HottingerEksenel kesit, MB.3.1.1.169, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 7. Alveolina pinguis, HottingerEksenel kesit, MB.3.1.1.164, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 8. Alveolina pinguis, HottingerEksenel kesit, MB.3.1.1.167, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 9. Alveolina gr. stercusmuris, Mayer-EymarEksenel kesit, MB.3.1.1.175, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 10. Alveolina frumentiformis, Schwager, 1883Eksenel kesit, MB.3.1.1.155, X7, Maden Bo-¤az›.

fiekil 11. Asterigerina rotula (Kaufman)Eksenel kesit, MB.3.1.1.156, X30, Maden Bo-¤az›.

fiekil 12. Lockhartia alveolata, SilvestriEksenel kesit, MB.3.1.1.168, X30, Maden Bo-¤az›.

fiekil 13. Lockhartia alveolata, SilvestriEksenel kesit, MB.3.1.1.158, X30, Maden Bo-¤az›.

46 Yerbilimleri

LEVHA 1 / PLATE 1

Dinçer ve Avflar 47

PLATE 2

Figure 1. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Equatorial section, makrosferik form,MB.1B.33, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 2. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Axial section, makrosferik form, MB.1B.5, X5,Maden Bo¤az›.

Figure 3. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Equatorial section, mikrosferik form,MB.1B.34, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 4. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Axial section, mikrosferik form, MB.1B.17, X5,Maden Bo¤az›.

Figure 5. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Equatorial section, makrosferik form,MB.1A.103, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 6. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Axial section, makrosferik form, MB.1A.133,X5, Maden Bo¤az›.

Figure 7. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Equatorial section, makrosferik form,MB.1A.108, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 8. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Axial section, makrosferik form, MB.1A.132,X5, Maden Bo¤az›.

Figure 9. Nummulites millecaput Boubee, 1832Equatorial section, makrosferik form,MB.1B.80, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 10. Nummulites millecaput Boubee, 1832Axial section, makrosferik form, MB.186, X5,Maden Bo¤az›.

Figure 11. Nummulites millecaput Boubee, 1832Equatorial section, makrosferik form,MB.1B.76, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 12. Nummulites millecaput Boubee, 1832Axial section, makrosferik form, MB.188, X5,Maden Bo¤az›.

Figure 13. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Equatorial section, mikrosferik form,MB.1B.39, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 14. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Axial section, mikrosferik form, MB.1B.55, X5,Maden Bo¤az›.

Figure 15. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Equatorial section, mikrosferik form,MB.1B.46, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 16. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Axial section, makrosferik form, MB.1B.70,X5, Maden Bo¤az›.

Figure 17. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Equatorial section, makrosferik form, E.T.128,X5, Evliya Tepe.

Figure 18. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Equatorial section , makrosferik form,MB.1B.79, X5, Maden Bo¤az›.

Figure 19. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Axial section, makrosferik form, MB.1B.73,X5, Maden Bo¤az›.

LEVHA 2

fiekil 1.Assilina exponens (Sowerby, 1840)Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.33,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 2. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1B.5, X5,Maden Bo¤az›.

fiekil 3. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Ekvatoryal kesit, mikrosferik form, MB.1B.34,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 4. Assilina exponens (Sowerby, 1840)Eksenel kesit, mikrosferik form, MB.1B.17,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 5. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Ekvatoryal kesit, makrosferik form,MB.1A.103, X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 6. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1A.133,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 7. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Ekvatoryal kesit, makrosferik form,MB.1A.108, X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 8. Nummulites beaumonti d’Archiac ve Haime,1853Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1A.132,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 9. Nummulites millecaput Boubee, 1832Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.80,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 10. Nummulites millecaput Boubee, 1832Eksenel kesit, makrosferik form, MB.186, X5,Maden Bo¤az›.

fiekil 11. Nummulites millecaput Boubee, 1832Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.76,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 12. Nummulites millecaput Boubee, 1832Eksenel kesit, makrosferik form, MB.188, X5,Maden Bo¤az›.

fiekil 13. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Ekvatoryal kesit, mikrosferik form, MB.1B.39,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 14. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Eksenel kesit, mikrosferik form, MB.1B.55,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 15. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Ekvatoryal kesit, mikrosferik form, MB.1B.46,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 16. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1B.70,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 17. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Ekvatoryal kesit, makrosferik form, E.T.128,X5, Evliya Tepe.

fiekil 18. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Ekvatoryal kesit, makrosferik form, MB.1B.79,X5, Maden Bo¤az›.

fiekil 19. Nummulites preaturicus Schaub, 1962Eksenel kesit, makrosferik form, MB.1B.73,X5, Maden Bo¤az›.

48 Yerbilimleri

LEVHA 2 / PLATE 2

Manyetik ay›rma ve flotasyonla magmatik ve metamorfikkayaçlardan feldispat üretimi

Feldspar production from magmatic and metamorphic rocks using magneticseparation and flotation

Özcan Y. GÜLSOY1, E. Caner ORHAN1, N. Metin CAN1, ‹rfan BAYRAKTAR2

1 Hacettepe Üniversitesi, Maden Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA2 Çine Akmaden Madencilik Ticaret A.fi., 09500 Çine, AYDIN

ÖZ

Ülkemizde feldispat üretiminin büyük ço¤unlu¤u Menderes Masifi albit cevherlerinden yap›lmakta ve bölgede bu-lunan çeflitli firmalar taraf›ndan manyetik ay›rma ve/veya flotasyonla yüksek kaliteli Na-feldispat konsantreleri üre-tilmektedir. Hem üretim miktar›, hem de konsantre kalitesi ile ülkemiz dünya Na-feldispat üretiminde önemli bir ye-re sahiptir. Bunun aksine, K-feldispat konsantresi üretimi ise yerel talebi karfl›layamamakta ve sanayinin K-feldis-pat gereksinimi ithalat ile karfl›lanmaktad›r. Bu çal›flma kapsam›nda Menderes Masifi albit cevherlerinin yan› s›ra,Manisa-Gördes pegmatitleri, K›rflehir Masifi altere granitoyitleri ve Bursa-Orhaneli siyenitlerinden al›nan örnekler-den kaliteli feldispat konsantrelerinin elde edilebilirli¤i araflt›r›lm›fl ve halen iflletilen Menderes Masifi’nin yan› s›rafarkl› bölgelerin feldispat potansiyeli ortaya konmufltur. Elde edilen sonuçlar; Manisa-Gördes pegmatitlerinden veK›rflehir altere granitoyitlerinden yüksek kalitede K-feldispat konsantresi elde edilebildi¤ini, Bursa-Orhaneli siyenit-lerinin ise içerdi¤i renk verici safs›zl›klar›n çok ince tane boyunda serbestleflmesi nedeniyle hem verim, hem kon-santre kalitesi bak›m›ndan yüksek kalitede feldispat üretimine uygun olmad›¤›n› göstermektedir.

Anahtar Kelimeler: Endüstriyel hammadde, feldispat, flotasyon, manyetik ay›rma.

ABSTRACT

In Turkey, main portion of the feldspar is produced from the albite ores in Menderes Massive and high grade Na-feldspar concentrate is produced by various companies in the region by means of magnetic separation and/or flo-tation. Turkey is an important country in Na-feldspar production of the world in terms of both concentrate qualityand quantity. On the contrary, K-feldspar production cannot meet the local demand and K-feldspar need of the in-dustry is compensated by importing. In this study, the possibility of production of high quality feldspar concentra-tes from the samples taken from Menderes Massive albite ores as well as Manisa-Gördes pegmatites, altered gra-nitoids of K›rflehir Massive and Bursa-Orhaneli syenites is investigated and besides the currently operated Men-deres Massive, the feldspar potential of different districts is put forward. The results show that it is possible to ob-tain high quality K-feldspar concentrates from Manisa-Gördes pegmatites and altered granitoids of K›rflehir Mas-sive, and that Bursa-Orhaneli syenites are not suitable for high quality feldspar production in terms of both reco-very and concentrate quality due to very fine liberation size of colouring impurities.

Key Words: Industrial mineral, feldspar, flotation, magnetic separation.

Yerbilimleri, 30 (2004), 49-61Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Ö. Y. GülsoyE-mail: ogulsoy@hacettepe.edu.tr

önemli mineralleri albit (NaAlSi3O8), ortoklaz/mikroklin (KAlSi3O8) ve anortittir (CaAl2Si2O8).

G‹R‹fi

Feldispat, yerkabu¤unun yaklafl›k % 60’›n› olufl-turan bir alüminasilikat grubudur. Bu grubun en

50 Yerbilimleri

r›, seramik, cam, vb.) ça¤dafl yaflam›n önemlielementlerinden lityuma ve çok de¤erli süs tafl-lar›na (beril) yatakl›k etmektedir. Granitoyitlerad› alt›nda; günümüzde seramik ve cam en-düstrileri için hammadde üretimine uygun olankayaçlar ve genel mineralojik içerikleri Çizelge1’de verilmifltir.

Granitoyitlerin zenginlefltirilmesinden, geneldeseramik ve cam endüstrilerinin talebi olan, belir-li teknik özelliklere sahip feldispat ve kuvars mi-nerallerinin üretimi anlafl›lmaktad›r. Ancak, baz›durumlarda mika, özellikle muskovit, alterasyonürünü killer de yan ürün olarak de¤erlendiril-mektedir. Baz› pegmatitlerde ise spodümen, be-ril ve tantalyum minerallerinin (tantalit, kolumbit)ekonomik de¤eri feldispat ve kuvarstan fazla ol-du¤undan, temel bileflenler olan feldispat-ku-vars yan ürün say›lmaktad›r.

Ülkemizde feldispat üretiminin büyük bir k›sm›Menderes Masifi albit cevherleri ve küçük birk›sm› da Bursa-Orhaneli siyenitlerinden yap›l-maktad›r. Ülkemiz, dünya sodyum feldispat üre-timinde çok önemli bir paya (~ %25) sahip iken,potasyum feldispat üretiminde ise kendine ye-terli bile de¤ildir (H›zal, 1997). Örne¤in, Türki-ye’nin 2002 y›l›ndaki sodyum feldispat ihracat›2.162.841 ton iken, potasyum feldispat ihracat›yoktur. Ayr›ca, 2002 y›l›nda, Türkiye 19.000 tonpotasyum feldispat› a¤›rl›kl› olarak Hindis-tan’dan ithal etmifltir (Madencilik Bülteni, 2003).Ülkemizin de¤iflik bölgelerindeki feldispat re-zervlerinden, feldispat konsantresi üretimini ko-nu alan çal›flmalar (Akar, 1994; Bayraktar vd.1998, 1999, 2001; Çelik vd., 2001; Gülsoy vd.

Dünya Na- ve K-feldispat üretiminin büyük ço-¤unlu¤u cam ve seramik sanayi taraf›ndan tüke-tilmekte, ticari anortit yata¤› bulunmad›¤›ndanCa-feldispat üretimi yap›lmamaktad›r.

Dünyada üretilen yaklafl›k 12 milyon ton feldis-pat›n yaklafl›k % 90’n› seramik (% 55) ve cam(% 35) sanayileri tüketmektedir. Geri kalan %10’luk k›s›m ise; emaye, kaynak elektrotlar› veboya sanayi vb. taraf›ndan tüketilmektedir. Hertüketim alan›, feldispatlar› belirli fiziksel ve kim-yasal özelliklerde talep etmektedir. Esas tüke-tim hacmini oluflturan seramik ve cam sektörle-rinde en önemli ortak nokta, feldispatlar›n demir(Fe2O3) içeri¤idir. Örne¤in, züccaciye cam›ndademirin (Fe2O3) 400 ppm’in alt›nda olmas› ge-rekmektedir. Seramik endüstrisinde ise, demirinyan› s›ra, titan oksit (TiO2) içeri¤i de demir kadarbelirleyici olup, demir ve titan içeri¤i düfltükçepiflme rengi beyazlaflmakta ve bu da feldispat›nfiyat›n› ark›r›c› bir unsur olmaktad›r. Özetle, fel-dispatlar›n sat›labilirli¤ini belirleyen bafll›ca kim-yasal bileflenler; alkali (% Na2O, % K2O), demir(% Fe2O3), titan (% TiO2) içerikleri ile cam en-düstrisi için bunlara ek olarak alümina (% Al2O3)içeri¤idir.

Feldispatlar›n genifl kullan›m alanlar› ve görece-li olarak büyük üretim hacmi içinde, granitoyitikkayaçlar (örn. pegmatitler, alkali siyenitler, me-tagranitler, gnayslar ve bunlar›n alterasyonürünleri yani feldispatik kumlar vb.) oldukçaönemli bir yer tutar. Çünkü granitoyitler, özellik-le inflaat sektöründe kullan›lan malzemelerden(s›va kumu, parke tafl, yer ve duvar kaplamala-

Çizelge 1. Ticari magmatik ve metamorfik kayaçlar›n içerdi¤i mineraller.Table 1. Minerals in commercial magmatic and metamorphic rocks.

Kayaç Feldispat türü Di¤er ana mineraller Tali mineraller

GranitGranodiyorit Kuvars Apatit SfenMonzonit K-feldispat Mikalar Zirkon RutilSiyenit Na- ve Ca-feldispat Amfibol Kassiterit ‹lmenitAlaskit

Spodümen KolumbitPegmatit K-feldispat Kuvars Lepidolit TantalitAplit Mikalar Kassiterit Turmalin

Beril

Gnays K-feldispat Kuvars Turmalin ‹lmenit

Na-feldispat Mika Sfen ApatitAmfibol Rutil Zirkon

Gülsoy vd. 51

lazlarla birlikte, muskovit, biyotit, turmalin, sfenve rutil minerallerinden oluflmufltur. Ortoklaz,kuvars ve mika mineralleri genelde iri taneliolup, boylar› 0.5-20 mm aras›nda de¤iflmekte-dir. Ancak sfen ve rutil mineralleri ortoklaz için-de 20-600 µm aras›nda de¤iflen inklüzyonlarhalindedir. Cevherin kimyasal bileflimi Çizelge2’de verilmifltir. K2O/Na2O oran›n›n düflük(~1.89) olmas› ve görece yüksek kuvars içeri¤inedeniyle düflük kaliteli olarak s›n›fland›r›lm›flt›r.

K›rflehir Masifi altere granitoyitleri: K›rflehirMasifi (A¤açören-Panl›, Bal›fleyh-K›levli ve Ka-man-Baflköy) altere granitoyitleri, Aksaray ilininkuzeybat›s›ndan bafllay›p, kuzeye do¤ru Sulak-yurt ilçesine kadar takip edilen, buradan do¤uyadönerek Sivas iline kadar devam eden OrtaAnadolu granitoyitlerinin porfirik dokulu ve are-nalaflm›fl bölümlerini temsil etmektedir. OrtaAnadolu granitoyitleri genellikle monzogranit,kuvars monzonit, granodiyorit ve yer yer kuvarssiyenit bileflimi gösterirler (Erler ve Bayhan,1995). Kayac›n arenalaflmas›na ba¤l› olarak veortoklaz mega-kristallerinin do¤al olarak ser-bestleflmesine yol açan alterasyon zonu yüzey-den itibaren genellikle 80 m ve yer yer 150 mderinli¤e kadar takip edilebilmektedir (Çak›r,2003). Altere granitoyitler üzerindeki çal›flmalarkapsam›nda, A¤açören (Panl›) - Aksaray, Bal›-

2003; Seyrankaya, 2003), bu konuda ciddi birekonomik potansiyelin varl›¤›n› göstermektedir.Bu çal›flma kapsam›nda, ülkemizin çeflitli feldis-pat oluflumlar›ndan, seramik ve cam endüstrile-rinin gereksinimi olan feldispat konsantrelerininelde edilebilirli¤i teknik ve ekonomik ölçütlerlebirlikte irdelenmifltir. Bu do¤rultuda; Demirci-Gördes yöresi düflük kaliteli pegmatitleri, K›rfle-hir Masifi altere granitoyitleri (Gülsoy vd., 2003),Menderes Masifi albit cevherleri ve Bursa-Orha-neli siyenitleri olmak üzere 4 farkl› bölgeden al›-nan örnekler üzerinde mineralojik tan›mlanma-s›n› takiben yap›lan manyetik ay›rma ve flotas-yon deneylerinden elde edilen sonuçlar veril-mifltir.

MALZEME VE YÖNTEM

Malzeme

Deneysel çal›flmalar s›ras›nda kaliteli feldispatkonsantresi üretmek amac›yla Demirci-Gördespegmatitleri, K›rflehir Masifi altere granitoyitleri,Menderes Masifi albit cevherleri ve Bursa-Or-haneli siyenitlerinden (fiekil 1) al›nan örnekle-rin öncelikle mineralojik tan›mlamalar› yap›l-m›flt›r.

Demirci-Gördes pegmatitleri: Demirci-Gördesyöresi pegmatitleri, pertitik dokuya sahip ortok-

fiekil 1. Deneylerde kullan›lan örneklerin al›nd›¤› bölgeler.Figure 1. The locations of the samples used in the experiments.

52 Yerbilimleri

fleyh (K›levli) - K›r›kkale ve Kaman (Baflköy) -K›rflehir bölgelerinden, yerinde harmanlama vedörtleme yoluyla 200’er kg’l›k örnekler al›nm›fl-t›r. Örnekler yafl elenerek boyut fraksiyonlar›naayr›lm›fl ve bu fraksiyonlardaki potasyumcazenginleflme incelenmifltir. Örnekler, alterasyonnedeniyle do¤al olarak ufalanm›fl olduklar›ndanherhangi bir k›rma ifllemini gerektirmemektedir.Bal›fleyh-K›levli bölgesinden al›nan örnek üze-rinde yap›lm›fl olan tane boyu analizlerine görehiçbir boyut küçültme ifllemi uygulanmad›¤› du-rumda genel da¤›l›m›n ve K2O ile Na2O içerikle-rinin Çizelge 3’te verilen s›n›rlarda oldu¤u belir-lenmifltir. Örneklerin tümü kuvars monzonit bile-fliminde ve porfirik dokulu olup, ileri derecedearenalaflma göstermektedir. Yap›lan mineralojikincelemelerdeki en önemli gözlemlerden birisi,genel olarak örne¤in a¤›rl›kça yaklafl›k % 20’si-ni tane boyu 5-50 mm aras›nda de¤iflen özflekil-li ortoklaz kristallerinin oluflturmas›d›r. 2 mm’-den daha ince taneli olan genel hamur dokusuise ortoklaz, plajiyoklaz, hornblend, biyotit vekuvars minerallerinden oluflmaktad›r. Tali mine-raller ise, bölgelere göre de¤iflik oranlarda tita-nit, apatit, granat (muhtemelen melanit, Ca veFe’li granat) ve demir oksit mineralleridir. Ortok-laz mineralleri genellikle alterasyona u¤rama-m›fl veya hafif flekilde killeflme göstermesinekarfl›n, yap›n›n yaklafl›k % 30’unu oluflturan pla-jiyoklaz mineralleri ileri derecede serisitleflme

ve killeflme göstermektedir. Bölgedeki bütün al-tere granitoyitlerde, ortoklaz fenokristalleri plaji-yoklazlara oranla alterasyondan etkilenmedi¤iiçin, do¤al olarak iri fraksiyonlarda yo¤unlafl-m›flt›r. Bu nedenle, eleme yap›ld›¤›nda iri boy-larda önemli bir potasyum zenginleflmesi ol-maktad›r.

Menderes Masifi albit cevherleri: MenderesMasifi’nde Çine-Milas aras›nda uzanan Karade-re zonunda yer alan pek çok aç›k ocakta esa-sen albitçe zengin gnayslar iflletilmektedir. Bugnayslar içinde masif albitleflmeler ve yerel de-¤ifliklikler olmakla birlikte, genel olarak albitçezengin gnayslar›n mineralojik ve kimyasal bile-flimi Çizelge 4’te verilmifltir. Deneylerde kullan›-lan albit örne¤i Çine Akmaden Madencilik Tic.A.fi.’den temin edilmifl olup, kimyasal bileflimiÇizelge 5’teki gibidir.

Bursa-Orhaneli siyenitleri: Deneylerde kulla-n›lan siyenit örne¤i Matel Hammadde San. Tic.A.fi.’den temin edilmifltir. Cevherin kimyasal vemineralojik bileflimi Çizelge 6’da verilmektedir.‹nce kesit çal›flmalar›, cevherin yaklafl›k %80 al-kali feldispat, %8 hornblend ve %5 kuvars mine-rallerinden olufltu¤unu göstermektedir. Cevherayr›ca, yaklafl›k %2 plajiyoklaz, %1-2 titanit(sfen), %1 rutil, %1 apatit ve %1 opak mineraliçermektedir. Cevher bünyesindeki alkali feldis-pat, ortoklaz (%60) ve mikroklinden (%20) olufl-

Çizelge 2. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i kimyasal bileflimi.Table 2. Chemical composition of Demirci-Gördes pegmatite sample.

Bileflen SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 MgO CaO K2O Na2O K.K.*

‹çerik (%) 73.10 15.70 0.54 0.09 0.41 0.61 5.94 3.14 0.49

* K.K.: K›zd›rma kayb›

Çizelge 3. Bal›fleyh (K›levli) örne¤inin tane boyu da¤›l›m› ve fraksiyonlar›n kimyasal analizi.Table 3. Particle size distribution and fractional chemical composition of Bal›fleyh (K›levli) sample.

Tane boyu A¤›rl›k* K2O Na2O(mm) En az – En çok En az – En çok En az – En çok

(%) (%) (%)

+9.5 4 – 8 9.5-10.6 2.0 – 2.3-9.5+8 2 – 5 7.5-9.5 2.2 – 2.4-8+5.6 3 – 7 6.8-8.0 2.3 – 2.5

-5.6+0.15 70 – 80 4.0-5.0 > 2.5-0.15 8 – 15 2.0-3.0 > 3.0

* Alterasyon ürünü oldu¤undan bölgesel de¤iflimler gözlenmektedir.

Gülsoy vd. 53

serbestleflti¤inden piflme rengini etkileyecek di-¤er bir unsur olarak görülmektedir.

Yöntem

Feldispat üretiminde yayg›n bir flekilde kullan›-lan flotasyon ile son y›llarda kullan›m› h›zla yay-g›nlaflan ve nadir toprak elementlerinden üreti-len kal›c› m›knat›sl› (REM-rare earth magnets)kuru manyetik ay›r›c›lar›n, farkl› örneklerden el-de edilen konsantrelerin verimi ve kalitesi üzeri-ne etkileri incelenmifltir. Sadece Bursa-Orhane-li siyenit örne¤inden flotasyonla elde edilen kon-santre kalitesinin yükseltilebilmesi için flotasyonkonsantresi yafl manyetik ay›r›c›dan geçirilmifl-

maktad›r ve tane boylar› 500 µm’dan büyüktür.Bunun yan› s›ra, cevher içerisindeki renk vericiana mineral olan hornblendin %90 civar›ndakiönemli bir bölümünün 200 µm’da serbestleflme-sine ra¤men, yaklafl›k %1’lik k›sm› K-feldispat-lar içerisinde kapan›m halinde bulunmakta ve100 µm’dan daha ince tane boylar›nda serbest-leflmektedir. Cevher içerisinde renk verici di¤erminerallerden rutil (%1) ve titanit (%2) ise düflükmiktarda olmas›na karfl›n, titanit yaklafl›k 50µm’da, rutil ise yaklafl›k 20 µm’da serbestleflti-¤inden piflme rengini önemli ölçüde etkileyecekbileflenler olarak ortaya ç›kmaktad›r. Bunlara ekolarak, ince çatlaklar içerisinde yer alan ikincilhematit mineralleri (%2) ince tane boylar›nda

Çizelge 4. Menderes Masifi’ndeki albitçe zengin gnayslar›n genel mineralojisi ve kimyasal bileflimi.Table 4. Mineralogy and chemical composition of albite ores in Menderes Massive.

Mineral Tane boyu (µm)

En az En çok Bileflen ‹çerik (%)

Plajiyoklaz (albit, oligoklaz) 160 5700 SiO2 65-69Mikalar (muskovit, biyotit) 75 7000 Al2O3 17-20.5

Kuvars 90 800 Fe2O3 0.04-0.40

Ortoklaz, pertit 150 4400 TiO2 0.1-0.4

Apatit 70 370MgO 0.01-0.30

Sfen 35 250CaO 0.4-2.0

Rutil 20 400

K2O 0.15-0.60

Zirkon 40 300

Na2O 9.0-10.7P2O5 0.15-0.40K.K. 0.2-1.3

Çizelge 5. Menderes Masifi albit örne¤inin kimyasal bileflimi.Table 5. Chemical composition of Menderes Massive albite sample.

Bileflen SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 MgO CaO Na2O K2O P2O5 K.K.

‹çerik (%) 65.03 20.11 0.33 0.27 0.20 1.87 10.20 0.48 0.20 0.52

Çizelge 6. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤inin mineralojik ve kimyasal analiz sonuçlar›.Table 6. Mineralogical and chemical analysis results of Bursa-Orhaneli syenite sample.

Mineral Ort. tane boyu (µm) Bileflen ‹çerik (%)

Hornblend 200-1000 SiO2 67.371000-3000 Al2O3 17.06

Hornblend (kapan›m) 100-200 Fe2O3 1.385

Titanit 50-300 TiO2 0.370300-800 CaO 1.48

Rutil 20-100 MgO 0.03100-500

Na2O 4.65Kuvars 100-1000K2O 6.97Opak min. 10-500KK 0.68Hematit 10-100

54 Yerbilimleri

tir. Deneysel çal›flmalarda, manyetik ay›rma veflotasyon deney örneklerinin haz›rlanmas› içincevher; ilk olarak çeneli k›r›c› ve merdaneli k›r›-c›da -3.35 mm’ye k›r›lm›fl ve daha sonra sera-mik de¤irmen ve elekten oluflan kapal› devredeö¤ütülerek, istenilen tane boyunda gerekli de-ney örnekleri haz›rlanm›flt›r. fiekil 2’de deneyörneklerinin haz›rlanmas›nda izlenen ak›m fle-mas› verilmektedir.

Kuru manyetik ay›rma deneylerinde yüksekalan fliddetli kal›c› m›knat›sl› rulo tipi kuru man-yetik ay›r›c› (Permroll) kullan›lm›flt›r. Deneylers›ras›nda sabit tutulan kuru manyetik ay›rmadeney koflullar› Çizelge 7’de verilmektedir.

Flotasyon deneyleri, Denver D-12 flotasyon ma-kinas›nda, 1.5 L’lik hücrede yap›lm›flt›r. Flotas-yon deneylerinden önce ifllemi olumsuz yöndeetkileyen -25 µm’luk fraksiyon (fllam) dekantas-yonla ayr›larak kalan örnek flotasyon deneyine

tabi tutulmufltur. Flotasyon deneyleri s›ras›ndatoplay›c› olarak tallow amin asetat (Armac T),sodyum oleat, petrolyum sülfonat (R840) vesukkinamat (R845) kullan›lm›flt›r. Armac T AkzoNobel’den, R840 ve R845 Cyanamid’den teminedilmifl, sodyum oleat ise laboratuvarda zeytin-ya¤› kullan›larak haz›rlanm›flt›r. Köpürtücü ola-rak 1:1 oranda çam ya¤› ve metil izobütil karbi-nol (MIBC) kar›fl›m› kullan›lm›flt›r.

Kuru manyetik ay›rma ile yeterli verimin sa¤la-namad›¤› Bursa-Orhaneli siyenit örne¤inin zen-ginlefltirme deneylerinde yafl manyetik ay›rmaile kaliteli konsantre elde edilebilirli¤i araflt›r›l-m›fl ve bu amaçla yüksek alan fliddetli matriks ti-pi yafl manyetik ay›r›c› (Carpco) kullan›lm›flt›r.

DENEY SONUÇLARI VE TARTIfiMA

Manyetik Ay›rma

Demirci-Gördes pegmatitleri: Örnek içindeki,Fe2O3 içeri¤i nedeniyle istenmeyen minerallerinayr›lmas› amac›yla fiekil 2’deki ak›m flemas› ile-600 µm’a ö¤ütülen örnek içerisinden kuru man-yetik ay›rma ifllemini olumsuz yönde etkileyen -75 µm’luk fraksiyon ayr›lm›flt›r. Çizelge 8’de De-mirci-Gördes pegmatit örne¤inin kuru manyetikay›rma deney sonuçlar› verilmektedir.

Çizelge 8’deki at›kta Al2O3’ün art›fl nedeni azmiktarda da olsa cevherdeki killeflmeden; K2Ove Na2O’nun art›fl nedeni ise, potasyumlu mika-larla birlikte ortoklaz ve plajiyoklazlar›n gerek di-

Feldispat Cevheri

Çeneli K›r›c›

Merdaneli K›r›c›

-3.35 mm

Eleme (+)

(-)

DeneyÖrnekleri

SeramikDe¤irmen

fiekil 2. Deney örnekleri haz›rlama ak›m flemas›.Figure 2. Test samples preparation flowsheet.

Çizelge 7. Kuru manyetik ay›rma deney koflullar›.Table 7. Dry magnetic separation test conditions.

Deney koflullar›

M›knat›s dizilimi Çelik: M›knat›s = 1:4Bant kal›nl›¤› 0.125 mmfilam tane boyu 0.075 mmDevir Deney s›ras›nda ayarlan›rB›çak konumu Deney s›ras›nda ayarlan›rKademe say›s› 2

Çizelge 8. Demirci-Gördes pegmatit örne¤ine uygula-nan manyetik ay›rma deney sonuçlar›.

Table 8. Magnetic separation test results of Demirci-Gördes pegmatite sample.

Bileflen Besleme Konsantre At›k*(%) (%) (%)

SiO2 73. 10 76. 40 64. 60Al2O3 15. 70 13. 60 21. 10Fe2O3 0. 54 0. 20 1. 42TiO2 0. 09 0. 04 0. 22MgO 0. 41 0. 12 1. 16CaO 0. 61 0. 60 0. 61K2O 5. 94 5. 86 6. 15Na2O 3. 14 2. 96 3. 60K.K. 0. 49 0. 23 1. 16A¤›rl›k 100. 00 72. 10 27. 90

* filam (-75 µm) dahil

Gülsoy vd. 55

olup, kuru manyetik ay›rma ifllemi sonunda eldeedilen konsantrenin Fe2O3 içeri¤i % 0.35’tenafla¤› düflürülememektedir. -5.6 mm fraksiyo-nundan manyetik ay›rma ile yüksek kalitede birkonsantre üretilemeyece¤i ortaya konmufltur.Farkl› bölgelerden al›nan örneklerde, K2O içeri-¤i yüksek konsantreler üretmenin mümkün ol-du¤u +5.6 mm fraksiyonuna uygulanan kurumanyetik ay›rma deney sonuçlar› Çizelge 9’daverilmifltir.

Altere granitoyit oluflumlar›n›n delme-patlatmagerektirmemesi, basit eleme/y›kama ile feldis-pat fenokristallerinin ayr›lmas›, yat›r›m› ve ifllet-mecili¤i görece ucuz olan yeni REM manyetikay›r›c›larla zenginlefltirilmesi ve ayr›ca, at›k ola-rak ayr›lan k›s›mlar›n da s›va kumu ve kiremit-tu¤la üretimi gibi alanlarda kullan›labilece¤i gözönüne al›nd›¤›nda, masifin pek çok yerinde eko-nomik olarak uygulanabilir projeler oluflturulabi-lece¤i aç›kt›r. Zaten bölgede 2 y›ld›r faaliyetteolan küçük ölçekli bir iflletme de mevcuttur(Bayraktar vd., 2001).

Menderes Masifi albit cevherleri: Bu bölgede-ki cevherlerde manyetik ay›rma uygulamas›, mi-ka kaynakl› demirin ve Al+3 ile yer de¤ifltirerekmika bünyesine giren Ti+4 ün mika mineralleri ilebirlikte ayr›lmas› ile bir ölçüde titan›n da temiz-lenmesi için yap›labilir. Zira ne rutil, ne de sfeninmanyetik duyarl›¤› bu mineralleri REM’lerle at›kfaz›na geçirmeye yeterli de¤ildir. Çizelge 10’daoldukça fazla biyotit içeren E¤lence Deresi cev-heri -500+75 µm fraksiyonu üzerinde yap›lan

linimleri ve gerekse kuvarsa göre daha kolayö¤ütüldüklerinden fllam fraksiyonuna geçmesi-dir. Mika ve turmalin içindeki demir ve titan›nyaklafl›k % 70’i at›¤a gitmekte, beyaz piflmerenkli ve alkali içeri¤i % 8.82 olan bir feldispat-kuvars konsantresi elde edilmektedir. Bu düflükkaliteli pegmatitten üretilen konsantre seramiksektöründe kullan›labilir nitelikte olmakla birlik-te, teknik ve ekonomik aç›dan de¤erli bir kon-santre olmad›¤› görülmektedir. Bu tip bir cev-herde, -600+75 µm tane boyunda, serbestlefl-meye ba¤l› olarak kuru manyetik ay›rma ile an-cak bu kalitede bir konsantre elde edilebilmek-tedir.

K›rflehir Masifi – A¤açören (Panl›), Bal›fleyh(K›levli) ve Kaman (Baflköy) altere granitoyit-leri: ‹ri boylarda potasyumca zenginleflmeninincelenmesi amac›yla örnekler yafl elenerek bo-yut fraksiyonlar›na ayr›lm›flt›r (bkz. Çizelge 3).Örnekler, alterasyon nedeniyle do¤al olarakufalanm›fl olduklar›ndan, herhangi bir k›rma ifl-lemini gerektirmemektedir. Örnekler, yeterinceserbestleflmenin görüldü¤ü -600 µm’a ö¤ütüle-rek manyetik ay›rma deneyine tabi tutulmufltur.

Yap›lan manyetik ay›rma sonunda +5.6 mmfraksiyonundan elde edilen konsantre orijinalbeslemenin yaklafl›k olarak % 8-10’unu, ayn›yöntem -5.6 mm fraksiyonuna uyguland›¤›ndaise, elde edilen konsantre beslemenin yaklafl›k% 50-55’ini oluflturmaktad›r. Ancak, beslemeninçok büyük bir k›sm›n›n bulundu¤u -5.6 mm frak-siyonu K2O içeri¤i aç›s›ndan fakir (~% 5 K2O)

Çizelge 9. Altere granitoyitlerin +5.6 mm fraksiyonuna (600 µm’a ö¤ütülüp fllam ayr›ld›ktan sonra) uygulanan kurumanyetik ay›rma deney sonuçlar›.

Table 9. Dry magnetic separation test results of +5.6 mm fraction (after grinding to 600 µm and desliming) of alte-red granitoids.

A¤açören Bal›fleyh Baflköy

Besleme Konsantre Besleme Konsantre Besleme Konsantre

SiO2 66.50 66.70 67.82 66.90 63.00 62.80Al2O3 17.70 17.65 17.20 17.50 20.20 20.50CaO 0.80 0.71 1.27 0.55 1.18 1.27MgO 0.03 0.03 0.18 0.01 0.19 0.20Na2O 2.75 2.28 2.39 2.12 2.53 2.41K2O 10.50 11.50 9.11 11.10 10.42 11.42Fe2O3 0.65 0.22 1.05 0.24 0.78 0.18TiO2 0.05 0.03 0.04 0.01 0.04 0.03K.K. 1.02 0.88 0.94 1.57 1.66 1.19

A¤›rl›k* 100.00 63.50 100.00 59.60 100.00 68.50

* Cevherin içindeki +5.6 mm’ye göre

56 Yerbilimleri

manyetik ay›rma deneyinin sonuçlar› verilmifltir.Çizelge 10’dan görülece¤i üzere, biyotit kaynak-l› demir önemli oranda (yaklafl›k % 87) at›labil-mektedir. Titan ayr›m›n›n verimi ise, yukar›dasözü edilen nedenlerden ancak yaklafl›k % 67olmaktad›r. Elde edilen konsantre, cam sanayi-nin (düz cam) demir limitinin (% 0.2 Fe2O3) çokalt›nda kalmakta ve ayr›ca yüksek Al2O3 içeri¤ide ek bir avantaj sa¤lamaktad›r. Bu yöntemintek dezavantaj›, -75 mikron fraksiyonunun ayr›l-ma zorunlulu¤u nedeniyle a¤›rl›k veriminin dü-flük olmas›d›r.

Çine bölgesine ait baflka bir araflt›rmada daFe2O3 içeri¤inin % 0.32’den % 0.099’a, TiO2içeri¤inin de % 0.36’dan % 0.088’e düflürüldü¤übelirtilmektedir (Çelik vd., 2001). Genel olarakmanyetik ay›rma ile demirin ve mika bünyesin-deki titan›n önemli ölçüde ayr›lmas›na karfl›n,bölgedeki farkl› cevherlerde farkl› sonuçlara ula-fl›laca¤› unutulmamal›d›r. Bu nedenle zengin-lefltirme çal›flmalar› öncesi mutlaka ayr›nt›l› pro-ses mineralojisi ve deney çal›flmalar› yap›lmal›-d›r.

Bursa-Orhaneli siyenitleri: Bursa-Orhaneli si-yenitinin içermifl oldu¤u Fe2O3 ve TiO2 içerikle-rinin düflürülebilmesi amac›yla, görece daha in-ce ö¤ütmeden sonra -300+75 µm tane boyufraksiyonuna uygulanan 4 aflama kuru manyetikay›rma deneyi sonucunda elde edilen ürünlerinyüzde a¤›rl›klar› ve kimyasal analizleri Çizelge11’de sunulmufltur.

Çizelge 11’den görülece¤i üzere, -300 µm taneboyunda cevher kuru manyetik ay›r›c›dan 4aflama geçirildi¤inde Fe2O3 ve TiO2 içeri¤i dü-flük, kaliteli bir konsantre elde edilmekte, ancakkonsantre a¤›rl›k verimi %11.55 gibi çok düflükbir düzeyde kalmaktad›r. Bu de¤erler, cevherüzerinde yap›lan mineralojik çal›flmalarda eldeedilen bulgular›n ›fl›¤›nda beklenen bir sonuçortaya koymakta ve cevher içerisindeki renk ve-rici, manyetik özellik gösteren minerallerin ser-bestleflmesi ile ilgili sorunu aç›kça göstermekte-dir. Cevher içerisinde bulunan renk verici mine-rallerin oldukça ince tane boylar›nda serbestlefl-mesi nedeniyle feldispat›n büyük bir bölümü at›-¤a gitmekte, bu da konsantre a¤›rl›k veriminindüflük olmas›na yol açmaktad›r. Daha ince taneboylar›nda yap›lan kuru manyetik ay›rma de-neyleri ise, fllam olarak at›lacak miktar›n olduk-ça artt›¤›n› göstermekte ve tesis ölçe¤inde eko-nomik olmayacak bir durum sergilemektedir. Bunedenle, daha ince tane boylar›nda yafl manye-tik ay›rma denenmifl ve optimum sonuçlar -106µm fraksiyonunda elde edilmifltir. Çizelge 12’deBursa-Orhaneli siyeniti -106 µm fraksiyonunauygulanan yafl manyetik ay›rma deney sonuçla-r› görülmektedir.

Cevherin oldukça fazla miktarda hornblend içer-mesi ve bunun kapan›mlar halinde olmas› veçatlak dolgular› halinde hematitin varl›¤› nede-niyle, Fe2O3 içeri¤i ancak % 0.303’e düflmekte-dir. Konsantrenin TiO2 içeri¤i ise % 0.06 düzey-lerine inmektedir. Ancak görece ince tane boyu-na ra¤men serbestleflmenin yeterli ölçüde ol-

Çizelge 10. E¤lence Deresi mikal› albit cevheri man-yetik ay›rma deney sonuçlar›.

Table 10. Magnetic separation test results of E¤lenceDeresi micaceous albite ore.

Bileflen Besleme Konsantre At›k*(%) (%) (%)

SiO2 65.03 65.41 63.59Al2O3 20.11 20.30 19.42Fe2O3 0.33 0.06 1.48TiO2 0.27 0.12 0.93MgO 0.20 0.08 0.72CaO 1.87 1.93 1.65Na2O 10.20 10.56 8.57K2O 0.48 0.21 1.61P2O5 0.20 0.22 0.12K.K. 0.52 0.17 1.87A¤›rl›k 100.00 80.5 19.5

* -75 µm (fllam) dahil

Çizelge 11. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤i -300+75µm fraksiyonuna uygulanan 4 aflama kurumanyetik ay›rma deney sonuçlar›.

Table 11. 4 stages of dry magnetic separation test re-sults of Bursa-Orhaneli syenite sample’s -300+75µm fraction.

Bileflen filam Art›k Konsantre Besleme

SiO2 65.97 66.86 73.18 67.37Al2O3 17.47 17.35 14.58 17.06Fe2O3 1.57 1.52 0.218 1.385TiO2 0.38 0.42 0.040 0.370CaO 1.66 1.42 1.43 1.48MgO 0.05 0.03 0.00 0.03Na2O 4.89 4.64 4.19 4.65K2O 6.91 7.16 6.04 6.97KK 1.07 0.59 0.32 0.68A¤›rl›k (%) 24.63 63.82 11.55 100.00Fe2O3 verimi (%) 27.92 70.26 1.82 100.00

Gülsoy vd. 57

K›r›kkale-Bal›fleyh-K›levli altere granitoyitle-ri: Cevherin içindeki renk verici içeriklerin (mika,amfiboller, Fe ve Ti oksitler vb.) manyetik ay›r-ma yerine sadece flotasyonla uzaklaflt›r›lmas›amac›yla potasyumca zengin +5.6 mm fraksiyo-nuna flotasyon uygulanm›flt›r. Böylece kurumanyetik ay›rma iflleminde zorunlu olarak ayr›-lan 0.075 mm fraksiyonu yerine daha ince boy-da (-25 µm) fllam atarak kay›plar›n azalt›lmas›ve manyetik ay›rmaya oranla daha kaliteli kon-santreler üretilmesi tasarlanm›flt›r. Amaç, sade-ce renk verici içeriklerin flotasyonla ayr›labilirli-¤ini ortaya koymak de¤il, ayn› zamanda K2Oiçeri¤i aç›s›ndan da daha yüksek tenörlü birkonsantre elde etmektir. Buna göre +5.6 mmfraksiyonu hiçbir ön zenginlefltirme ifllemine ta-bi tutulmadan -0.3 mm’ye ö¤ütülmüfl ve hemmetal oksit, hem de ortoklaz/plajiyoklaz flotas-yonu ile nihai konsantreler üretilmifltir. Uygula-nan flotasyon deney koflullar› Çizelge 15’te flo-tasyon deneyi sonunda elde edilen ürünlerinkimyasal bileflimleri ve a¤›rl›k yüzdeleri iseÇizelge 16’da sunulmufltur.

mamas› nedeniyle hornblend ve hematitin yan›s›ra ba¤l› taneler halinde oldukça yüksek mik-tarda feldispat da manyetik at›¤a gitmektedir.Hornblend ve hematit cevherin yaklafl›k%10’unu oluflturmakla birlikte, ba¤l› taneler ha-linde at›¤a giden feldispat bu miktar› % 31.58’eç›karmaktad›r.

Flotasyon

Demirci-Gördes pegmatitleri: Demirci-Gördesyöresi pegmatitlerine uygulanan flotasyon de-ney koflullar› Çizelge 13’te, flotasyon deneyiak›m flemas› fiekil 3’te, flotasyon deney sonuç-lar› Çizelge 14’te verilmifltir. Çizelge 14’ten gö-rülece¤i üzere, bölgede at›k olarak adland›r›lanpegmatitten -300+25 µm tane boyunda flotas-yon yoluyla % 13.44 alkali (Na2O+K2O) içeriklikonsantre üretmek mümkün olmufltur. Feldispatkonsantresinde ortoklaz-albit ayr›m› yap›ld›¤›n-da ise, K-feldispat konsatresinde K2O içeri¤i %12.65’e yükseltilmifltir. Ayr›ca üretilen kuvarshem seramik, hem de cam sektöründe kullan›la-bilecek niteliktedir.

Ayn› bölgeden al›nan benzeri bir örnek üzerindeyap›lan dikkate de¤er, özenli ve ayr›nt›l› bir ça-l›flmada, Fe2O3 içeri¤i flotasyonla % 0.40’›n alt›-na düflürülemedi¤inden, flotasyon konsantresi,yafl, yüksek alan fliddetli bir manyetik ay›r›c›dangeçirildikten sonra Fe2O3 içeri¤i, bu cevherleriçin çok iyi say›labilecek % 0.12 düzeyine düflü-rülmüfltür (Seyrankaya, 2003).

Çizelge 12. Bursa-Orhaneli siyeniti -106 µm fraksiyo-nuna uygulanan 4 aflama yafl manyetikay›rma deney sonuçlar›.

Table 12. 4 stages of dry magnetic separation test re-sults of Bursa-Orhaneli syenite sample’s -106µm fraction.

Bileflen Man. At›k Konsantre Besleme(%) (%) (%)

SiO2 65.13 68.41 67.37Al2O3 15.46 17.80 17.06Fe2O3 3.730 0.303 1.385TiO2 1.052 0.060 0.370CaO 3.34 0.62 1.48MgO 0.00 0.05 0.03Na2O 4.06 4.92 4.65K2O 5.84 7.49 6.97KK 1.38 0.35 0.68A¤›rl›k (%) 31.58 68.42 100.00Fe2O3 Verimi (%) 85.03 14.97 100.00

Besleme (-3.35 mm)

Ö¤ütme (-300 µm)

filam Atma

-300+25µm pH:2.5-3, 200 g/t TAA

Mika Flotasyonu

Susuzland›rma

Taze supH:5-5.5 2, 2500 g/t Na-oleat

Metal Oksit Flotasyonu

Susuzland›rma

Taze supH: 2.8-3, 400 g/t HF, 250 g/t TAA

Ortoklaz Flotasyonu

yüzen ürün pH: 2.8-3, 400 g/t HF, 100 g/t TAA

Plajiyoklaz Flotasyonu

yüzen ürün

Na-feldispatkonsantresi

Kuvarskonsantresi

K-feldispatkonsantresi

2. At›k (metal oksitler)

1. At›k (mikalar)

filam (-25 µm)

fiekil 3. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i flotasyondeneyi ak›m flemas›.

Figure 3. Flotation test flowsheet of Demirci-Gördespegmatite sample.

58 Yerbilimleri

Çizelge 13. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i flotasyon deney koflullar›.Table 13. Flotation test conditions of Demirci-Gördes pegmatite sample.

Mika Fe-Ti oksit Ortoklaz Plajiyoklazflotasyonu flotasyonu flotasyonu flotasyonu

Kat› içeri¤i (%) Koflulland›rma 45 55 40 40Flotasyon 40 40-45 35 35

pH Koflulland›rma 2.5-3.0 5.0-5.5 2.8-3.0 2.8-3.0Flotasyon 3.0 5.0-5.5 3.0 3.0

Köpürtücü dozaj›* (g/t) 30 30 30 30NaCl dozaj› (g/l) — — 20 —HF dozaj› (g/t) — — 400 400

Toplay›c› TAA** TAA** TAA**(Armac TD) Na-oleat (Armac TD) (Armac TD)

Toplay›c› dozaj› (g/t) 200 2500 250 100Koflulland›rma süresi (dk) 3 4 4 4Flotasyon süresi (dk) 4 4 4 4

* %50 MIBC + %50 çam ya¤›** TAA: tallow amin asetat

Çizelge 14. Demirci-Gördes pegmatit örne¤i flotasyon deneyi sonuçlar›.Table 14. Flotation test results of Demirci-Gördes pegmatite sample.

BileflenFeldispat K-feldispat Na-feldispat Kuvars

konsantresi konsantresi konsantresi konsantresi

K2O 9.22 12.65 4.33 0.12Na2O 4.22 3.10 5.82 0.17CaO 0.89 0.33 1.32 0.15MgO 0.06 — — 0.11Fe2O3 0.14 0.11 0.18 0.04TiO2 0.03 0.04 0.02 0.00Al2O3 21.62 — — 1.00SiO2 63.60 — — 98.24K.K. 0.19 0.04

A¤›rl›k 48.54 28.54 20.00 29.03

Çizelge 15. Bal›fleyh +5.6 mm fraksiyonuna (-300 µm’a ö¤ütüldükten sonra) flotasyon deney koflullar›.Table 15. Flotation test conditions of Bal›fleyh +5.6 mm fraction (after grinding to -300 µm).

Mika flotasyonu Metal oksit flotasyonu Ortoklaz flotasyonu

Koflul Yüzdürme Koflul Yüzdürme Koflul Yüzdürme

pH (H2SO4) 2.5-3 3 5.5-6.0 6.0 2.2-2.8 2.8-3.0HF (g/t) — — — — 600 —Amin* (g/t) 200+200+100 — — — 100 —Oleat** (g/t) — — 2000+1000 — — —Palp yo¤. (%) > 45 > 40 > 50 > 50 > 40 > 35Süre (dk) 3 3-4 4 2-3 4 4-5NaCl (g/l) — — — — 20 —Köpürtücü (g/t) 30 30 30 30 30 30

* Tallow amin asetat** Sodyum oleat

Gülsoy vd. 59

yüzerek at›¤a gitmesi sonucunda, konsantreP2O5 ve CaO içeri¤i düflmektedir.

Bursa-Orhaneli siyenitleri: Bursa-Orhaneli si-yenit örne¤ine uygulanan flotasyon deneylerin-den önce, ifllemi olumsuz yönde etkileyen-25 µm fraksiyon dekantasyonla ayr›ld›ktan son-ra kalan k›s›m flotasyona tabi tutulmufltur. Buamaçla cevher içerisindeki renk verici Fe-Ti

Çizelge 16’dan görülece¤i üzere, konsantre ol-dukça yüksek potasyum (% 12.48) içeri¤ine sa-hip ve beslemenin a¤›rl›kça % 42.3’ü kadard›r.Bu miktar, sadece manyetik ay›rma uygulana-rak elde edilen konsantre ile yaklafl›k olarak ay-n›d›r. Miktar› artt›rmak amac›yla daha fazla ürünyüzdürülmeye çal›fl›ld›¤›nda, yüzen ürünün te-nörü düflmekte ve ürün kalitesi göreceli olarakbozulmaktad›r. Flotasyonla üretilen konsantre,manyetik ay›rmayla elde edilen konsantreye gö-re daha yüksek potasyum, daha düflük titan vedemir içermektedir. Flotasyon sonunda eldeedilen konsantrenin demir içeri¤i % 0.16-0.17düzeylerinde kalmakta ve oldukça beyaz veparlak bir piflme rengi (1260 °C) vermektedir.Nihai konsantrenin CaO ve Na2O içerikleri dekabul edilebilir üst s›n›rlar›n alt›ndad›r.

Oldukça kaliteli bir K-feldispat konsantresi eldeedilebilmesine karfl›n, +5.6 mm fraksiyonununcevherin % 9-20’sini (bkz. Çizelge 3) olufltur-makta ve bu miktar›n ancak % 42.3’ü konsantreolarak elde edilebilmektedir. Bu durum, tesis öl-çe¤inde zenginlefltirmenin ekonomiklili¤iniolumsuz yönde etkilemektedir.

Menderes Masifi albit cevherleri: Oldukçafazla biyotit içeren E¤lence Deresi cevheri üze-rindeki flotasyon çal›flmalar› fiekil 4’te verilenak›m flemas›na göre yap›lm›flt›r. fiekil 4’tekiak›m flemas›na ve koflullara göre yap›lan flotas-yon deneyinin sonuçlar› Çizelge 17’de verilmifl-tir. Çizelge 17’den görülece¤i üzere, mika vemetal oksit flotasyonlar›n› takiben Fe2O3 içeri¤i% 0.01 ve TiO2 içeri¤i % 0.035 olan oldukçayüksek kaliteye sahip bir Na-feldispat konsant-resi elde etmek mümkün olmaktad›r. Cevheriçerisinde bulunan floroapatitin Na-oleat kullan›-larak yap›lan metal oksit flotasyonu s›ras›nda

Çizelge 16. Bal›fleyh +5.6 mm fraksiyonuna (-300 µm’a ö¤ütüldükten sonra) uygulanan flotasyon ürünlerinin a¤›r-l›k yüzdeleri ve kimyasal bileflimleri.

Table 16. Weights and chemical compositions of flotation products from Bal›fleyh +5.6 mm fraction (after grindingto -300 µm).

A¤›rl›k ‹çerik (%)(%) SiO2 Al2O3 CaO MgO Na2O K2O Fe2O3 TiO2 K.K.

Konsantre 42.3 63.88 18.60 0.75 0.01 2.42 12.48 0.16 0.002 1.71Ara ürün* 39.9 74.70 14.20 1.87 0.02 2.65 5.91 0.31 0.002 0.34Art›k+fllam 17.8 61.80 20.80 1.15 0.94 1.75 8.29 4.81 0.220 0.30Toplam 100.0 67.80 17.20 1.27 0.18 2.39 9.11 1.05 0.040 0.91

* Potasyumca zengin k›s›m yüzdürüldükten sonra hücrede kalan, renk verici içeriklerinden ar›nd›r›lm›fl k›s›m

fiekil 4. Na-feldispat cevheri genel flotasyon ak›mflemas›.

Figure 4. Flotation flowsheet of Na-feldspar ores.

60 Yerbilimleri

oksit/silikat mineralleri sülfonat ve sukkinamattipi toplay›c›lar ile pH 3-3.5’te yüzdürülmüfltür.Bu do¤rultuda, R840 ve R845 toplay›c›lar› ileyap›lan deney koflullar› ve sonuçlar› Çizelge18’de verilmifltir.

Flotasyon deney sonuçlar›, Bursa-Orhaneli si-yenitinin zenginlefltirilmesinde, sukkinamat

(R845) kullan›ld›¤›nda; sülfonata (R840) oranladaha yüksek bir verimle (%64.49) konsantre el-de edilece¤ini göstermektedir. Ayr›ca sukkina-mat kullan›m›, sülfonattan daha düflük dozajlar-da (1200 g/t) konsantre elde edilmesini sa¤la-maktad›r. Ancak, R840 kullan›lan deneyde eldeedilen konsantrenin Fe2O3 içeri¤i (%0.253) ise,sukkinamat ile elde edilen konsantrenin Fe2O3içeri¤inden (%0.263) daha düflük olmaktad›r.Ayr›ca, hem sukkinamat ile elde edilen konsant-renin veriminin oldukça yüksek olmas›, hem desukkinamat dozaj›n›n sülfonat dozaj›ndan dahadüflük olmas›, ekonomik de¤erlendirmenin ya-p›lmas›nda toplay›c› fiyatlar› ile birlikte de¤er-lendirilmesi gereken konulard›r.

Konsantre kalitesini yükseltmek amac›yla flotas-yon konsantreleri bir aflama yafl manyetik ay›r›-c›dan geçirildi¤inde elde edilen sonuçlar Çizel-ge 19’da sunulmufltur. Çizelge 19’dan görülece-¤i üzere, flotasyon konsantreleri yafl manyetikay›r›c›dan bir aflama geçirildi¤inde her iki kon-santre de birbirine oldukça yak›n Fe2O3 içerikle-rine sahip olmaktad›r. Fe2O3 içeriklerinin%0.20’nin alt›na düflürülememesi ise, cevheriçerisinde bulunan hornblend kapan›mlar›n›n veçatlak dolgusu halinde bulunan hematitin çok in-ce tane boylar›nda serbestleflmesinden kaynak-lanmaktad›r. Cevherden optimum sonuçlar–106 µm’da elde edilmekle birlikte, gerek taneboyunun görece ince (-106 µm) olmas›, gerekbeslemenin en iyi koflulda bile yaklafl›k

Çizelge 17. E¤lence Deresi cevheri flotasyon deneysonuçlar›.

Table 17. Flotation test results of E¤lence Deresi ore.

Bileflen Besleme Konsantre At›k*(%) (%) (%)

SiO2 65.03 66.87 63.59Al2O3 20.11 20.54 19.42Fe2O3 0.33 0.010 1.48TiO2 0.27 0.035 0.93CaO 1.87 1.58 0.72MgO 0.20 0.01 1.65Na2O 10.20 10.73 8.57K2O 0.48 0.19 1.61P2O5 0.20 0.01 0.12K.K. 0.52 0.03 1.87

A¤›rl›k 100.00 87.58 19.5

* -25 µm (fllam) dahil

Çizelge 18. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤i -106 µmfraksiyonuna uygulanan flotasyon deneykoflullar› ve deneyler sonucunda elde edi-len konsantrelerin kimyasal bileflimi.

Table 18. Flotation test conditions and chemical com-positions of the concentrates obtainedfrom -106 µm fraction of Bursa-Orhanelisyenite sample.

Parametre R840 R845

pH 3.5 3.5Toplay›c› dozaj› (g/ton) 2000 1200

Koflul. süresi* (dk) 1+5 1+5Köpürtücü dozaj› (g/ton) 40 40

Bileflen Konsantre kimyasal bileflimi

SiO2 68.96 69.39Al2O3 17.70 17.54Fe2O3 0.253 0.263TiO2 0.016 0.013CaO 0.20 0.24MgO 0.06 0.05Na2O 4.66 4.56K2O 7.79 7.70KK 0.36 0.24

A¤›rl›k (%) 60.83 64.49Fe2O3 Verimi (%) 11.11 12.25

* pH + toplay›c› koflulland›rma süresi

Çizelge 19. Bursa-Orhaneli siyenit örne¤i -106µm flo-tasyon konsantresine uygulanan yafl man-yetik ay›rma deney sonuçlar›.

Table 19. Magnetic separation test results of Bursa-Orhaneli syenite sample’s -106 µm flotati-on concentrate.

Bileflen Konsantre kimyasal bileflimiR840 R845

SiO2 69.51 70.51Al2O3 17.65 17.42Fe2O3 0.216 0.208TiO2 0.019 0.009CaO 0.21 0.20MgO 0.05 0.03Na2O 4.39 4.10K2O 7.69 7.27KK 0.26 0.25

A¤›rl›k (%) 88.27 87.81Tüvenana

göre a¤. (%) 53.69 56.63

Gülsoy vd. 61

KAYNAKLAR

Akar, A., 1994. Evaluation of Gördes Köprübafl› dist-rict feldspar industrial raw material depo-sits. Progress in Mineral Processing Tech-nology. H. Demirel and S. Ersay›n (eds.),Proceedings of the 5th International Mine-ral Processing Symposium, Turkey, 243-249.

Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., and Gülsoy, Ö.Y., 1998.Magnetic separation and flotation of albiteore. Innovations in Mineral and Coal Pro-cessing. S. Atak, G. Önal and M.S. Çelik(eds.), Proceedings of the 7th InternationalMineral Processing Symposium, Turkey,315-318.

Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., Gülsoy, Ö.Y., Ekmekçi, Z.ve Can, M., 1999. Temel seramik ham-maddelerimizdeki (feldispat, kuvars ve ka-olin) kalite sorunlar› ve çözüm önerileri. 3.Endüstriyel Hammaddeler SempozyumuBildiriler Kitab›, TMMOB Maden Mühen-disleri Odas›, ‹zmir, 22-33.

Bayraktar, ‹., Gülsoy, Ö.Y., Can, N. M. ve Orhan,E.C., 2001. Feldispatlar›n zenginlefltirilme-si. 4. Endüstriyel Hammaddeler Sempoz-yumu Bildiriler Kitab›, TMMOB Maden Mü-hendisleri Odas›, ‹zmir, 97-105.

Çak›r, Ü., 2003. Kiflisel görüflme. Hacettepe Üniver-sitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, Beyte-pe-Ankara.

Çelik, M.S., Pehlivano¤lu, B., Aslanbafl, A., and As-matülü, R., 2001. Flotation of colored im-purities from feldspar ores. Minerals andMetallurgical Processing, 18 (2), 101-105.

Erler, A. ve Bayhan, H., 1995. Orta Anadolu granito-idlerinin genel de¤erlendirmesi. Yerbilim-leri, 17, 49-67.

Gülsoy, Ö.Y., Bayraktar, ‹. ve Can, N.M., 2003. Alte-re granitlerden yüksek potasyumlu feldis-pat üretimi. Madencilik, 42 (3), 3-9.

H›zal, M., 1997. Potasyum feldispatlar›n dünü, bugü-nü ve yar›n›. 2. Endüstriyel HammaddelerSempozyumu Bildiriler Kitab›, TMMOBMaden Mühendisleri Odas›, ‹zmir, 31-39.

Madencilik Bülteni, 2003. TMMOB Maden Mühendis-leri Odas›, 66, 70 s.

Seyrankaya, A., 2003. Upgrading low-grade feldsparores for use in the ceramic and glass in-dustries by combination of froth flotationand magnetic separation methods. Yerbi-limleri / Geosound, 42, 223-235.

%43’ünün at›k olarak at›lmas› ve konsantreK2O:Na2O oran›n›n 1.75 düzeylerinde olmas›nedeniyle bölge siyenitlerinden feldispat ürete-cek bir tesisin kurulmas› günümüz pazar koflul-lar›nda geri dönüfl h›z› yüksek bir yat›r›m olma-yacakt›r.

SONUÇLAR VE ÖNER‹LER

Menderes Masifi albit yataklar› mineralojik veteknik aç›dan dünyan›n en kaliteli Na-feldispatrezervlerini bar›nd›rmaktad›r. Yerel de¤iflimlergözlenmekle birlikte, renk verici safs›zl›klar›nserbestleflmesi aç›s›ndan önemli bir sorun bu-lunmamakta ve gerek manyetik ay›rma, gerek-se flotasyonla yüksek kaliteli Na-feldispat üreti-mi mümkün olmaktad›r. Nitekim Çine ve Milasyöresinde Menderes Masifi albit cevherlerindenmanyetik ay›rma ve/veya flotasyon ile Na-feldis-pat üreten birçok tesis bulunmakta ve sürekliyeni yat›r›mlar yap›lmaktad›r.

Ülkemiz, özellikle sodyum feldispat kaynaklar›aç›s›ndan nicelik ve nitelik olarak çok zengindir.Ancak, feldispat içeren masiflerin daha ayr›nt›l›incelenmesi halinde potasyum feldispat üretimiaç›s›ndan da kendine yeterli olman›n çok öte-sinde oldu¤u görülecektir. Özellikle Demirci-Gördes pegmatitleri ve K›rflehir Masifi bu aç›-dan büyük önem tafl›maktad›r. Bursa-Orhanelisiyenit cevheri, günümüz pazar koflullar›ndayüksek kalitede feldispat konsantresi üretimiaç›s›ndan ekonomik görülmemektedir.

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar; mineraloji çal›flmalar› s›ras›ndaki yar-d›mlar›ndan dolay› Yrd. Doç. Dr. Üner Çak›r(Hacettepe Üniversitesi Jeoloji Mühendisli¤i Bö-lümü)’a, örnek temini ve kimyasal analiz konu-sundaki yard›mlar›ndan dolay› Çine AkmadenMadencilik Tic. A.fi.’ye ve Matel HammaddeSanayi Ticaret A.fi.’ye teflekkür eder.

Gediz ayr›lma zonu: Fay kayac› stratigrafisi ve tektonik önemi

Gediz detachment zone: Fault rock stratigraphy and tectonic significance

Mehmet Akif SARIKAYAHacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Gediz Grabeni’nin güney kenar› boyunca uzanan düflük e¤im aç›l› Gediz ayr›lma fay›, bölgede çeflitli kataklastikkayaçlar ve milonitik doku içeren bir ayr›lma zonu oluflturmufltur. Kal›nl›¤› yer yer 55 ile 140 m aras›nda de¤iflenayr›lma zonunda, temel kayaçlardan itibaren yüzeye do¤ru, kataklastik kayaçlar kendi aralar›nda belirli bir dizilimgösterir. Arazi çal›flmalar› ve petrografik incelemelere göre ayr›lma zonu; (1) geçifl zonu, (2) milonitik zon ve (3)breflik zondan oluflur. Geçifl zonunda, temel kayaçlardan itibaren fiziksel ve kimyasal bozunmaya u¤ram›fl çeflitlimetamorfik kayaçlar ile granodiyoritler ve belli belirsiz milonitik foliasyonlar içeren metagranodiyoritler bulunur.Milonitik zonda, sünümlü deformasyonun izlerini tafl›yan milonitik flist, milonit, kataklazit, ultramilonit ve yer yermikrobrefl gözlenir. Yüzeye yaklafl›ld›kça, k›r›lgan deformasyonun izleri artar. Breflik zon içerisinde, genelliklemikrobrefl ve fay brefli bulunur. Derinlerden itibaren yüzeye do¤ru böylesi bir dizilim gösteren kayaçlar, bafllang›çtasünümlü ve sonras›nda da k›r›lgan ilerleyen bir deformasyon sonucu, Gediz ayr›lma zonunu oluflturmufltur. Buzon, bölgede Miyosen’den beri süregelen k›tasal aç›lmaya neden olan deformasyonun türü ve büyüklü¤ü hakk›ndaönemli ipuçlar›na sahiptir.

Anahtar Kelimeler: Çekirdek kompleks, fay kayac› stratigrafisi, Gediz ayr›lma fay›, Gediz Grabeni, gerilmeli tek-tonizma, Menderes Masifi.

ABSTRACT

Low-angle Gediz detachment fault, which extends along the southern rim of the Gediz Graben, constitutes adetachment zone that including various cataclastic rocks and milonitic fabrics. The depth of the zone changesbetween 55-140 m. Based on the field observations and petrographic studies, the cataclastic rocks exhibit a welldefined succession. The detachment zone can be devided into 3 parts; (1) transition zone, (2) mylonitic zone and(3) breccia zone. The transition zone is composed of physically and chemically altered metamorphic and granodi-oritic rocks, and metagranodiorites which include mylonitic fabrics. Ductile deformed mylonit schist, mylonit, cata-clasite, ultramylonit and microbreccia make-up the mylonitic zone. Breccia zone is composed of microbreccia and fault breccia. The overall succession indicates a ductile deforma-tion, fallowed by a progressive brittle deformation. Therefore, the Gediz detachment zone shows the characteris-tics of the extensional regime that governed the region during Miocene.

Key Words: Core complex, fault rock stratigraphy, Gediz detachment fault, Gediz Graben, extensional tectonics,Menderes Massif.

Yerbilimleri, 30 (2004), 63-79Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. A. Sar›kayaE-mail: sarikaya@hacettepe.edu.tr

flehir ile Salihli ilçeleri aras›nda bulunmaktad›r(fiekil 1). Bat› Anadolu’nun tektonik aç›danönemli yap›sal unsurlar›ndan olan Gediz Grabe-

G‹R‹fi

Çal›flma alan›, Bat› Anadolu Aç›lma Bölgesi(fiengör, 1987)’ndeki Gediz Grabeni’nin güneykenar›nda, Manisa ilinin güneydo¤usunda Ala-

64 Yerbilimleri

fiekil 1. Çal›flma bölgesinin yerbulduru haritas› (Bozkurt, 2001’den) (KAFZ: Kuzey Anadolu Fay Zonu,DAFZ: Do¤u Anadolu Fay Zonu, ÖDFZ: Ölü Deniz Fay Zonu, BZYZ: Bitlis-Zagros Yitim Zo-nu).

Figure 1. Location map of the studied area (after Bozkurt, 2001) (KAFZ: North Anatolian Fault Zone,DAFZ: East Anatolian Fault Zone, ÖDFZ: Dead Sea Fault Zone, BZYZ: Bitlis-Zagros SutureZone).

Güncel göller

Alüvyon

Neojen çökelleri

Neojen öncesi temel

Sar›kaya 65

ran D-B gidiflli grabenler (Büyük Menderes veGediz grabenleri) ve bu yap›lar aras›ndaki iliflki,bölgenin özellikle neotektonik gelifliminin anla-fl›lmas›nda önemli bilgiler içermektedir. Bu ne-denle Ege Bölgesi aç›lmal› tektonik evrimineiliflkin çal›flmalar bu bölgelerde yo¤unlaflm›flt›r(Evirgen, 1979; Öztürk ve Koçyi¤it 1983; Doravd., 1992; Ediger vd., 1996; Seyito¤lu ve Scott,1996; Seyito¤lu vd., 2000; Y›lmaz vd., 2000;Bozkurt, 2001a ve 2001b; Bozkurt ve Ober-hansl›, 2001; Lips vd., 2001; Seyito¤lu vd.,2002; Gürsoy, vd., 2003; Ifl›k vd., 2003; Bozkurtve Sözbilir, 2004). Özellikle, Menderes Masi-fi’nin yükselimini sa¤layan düflük aç›l› ayr›lmafaylar›na yönelik çal›flmalar son y›llarda artarakdevam etmektedir (Emre ve Sözbilir, 1995; Het-zel vd., 1995a; Emre, 1996; Koçyi¤it vd., 1999;Bozkurt, 2000 ve 2002; Sözbilir, 2002; Özer,vd., 2004). Bat› Anadolu Bölgesi’ndeki bulunandüflük aç›l› normal fay karakterindeki ayr›lmafaylar›ndan en iyi bilineni ve en çok incelemekonusu olan›, Gediz Grabeni’nin güney kenar›boyunca uzanan, Gediz ayr›lma fay›d›r (Dartvd., 1995; Seyito¤lu ve Scott, 1996; Seyito¤luvd., 2000; Gökten vd., 2001; Sözbilir, 2001; Se-yito¤lu vd., 2002, Bozkurt, 2003; Ifl›k vd., 2003).Daha önce yap›lan ço¤u çal›flmada, Gediz Gra-beni’ndeki stratigrafik birimler ay›rtlanm›fl, buyap›lar›n tektonizma ile iliflkisi ortaya konulmufl

ni’nin güney kenar› boyunca Menderes Masi-fi’ne ait temel kayaçlar ile Neojen yafll› sediman-ter örtü kayaçlar›n› birbirinden ay›ran ve araflt›-r›c›lar taraf›ndan farkl› isimlerle adland›r›lan(Karadut ayr›lma fay›: Emre, 1996; Çamköy ay-r›lma fay›: Koçyi¤it vd., 1999; Kuzey ayr›lma fa-y›: Gessner vd., 2001a) Gediz ayr›lma fay› (Lipsvd., 2001; Sözbilir, 2001 ve 2002) bölgede, ön-cesinde sünümlü, sonras›nda da k›r›lgan flekil-de ilerleyen deformasyon sonucu bir zon tekto-nik oluflturmufltur. Bu çal›flma kapsam›nda Ge-diz ayr›lma fay›n›n en iyi gözlemlendi¤i Karadutköyü ve çevresinde, (bkz. fiekil 1) bu makasla-ma zonuna ait milonitik ve kataklastik kayaçlar,ayr›nt›l› arazi ve laboratuvar çal›flmalar›yla akta-r›lm›flt›r.

Gediz Grabeni ve çevresinde yap›lan daha ön-ceki çal›flmalarda bölgenin stratigrafisi öncekiaraflt›r›c›lar taraf›ndan ayr›nt›l› bir biçimde ince-lenmifltir (Evirgen, 1979; Y›lmaz, 1986; Ya¤mur-lu, 1987; ‹ztan ve Yazman, 1990; Cohen vd.,1995; Ediger vd., 1996; Emre, 1996; Seyito¤luve Scott, 1996; Yazman vd., 1998; Koçyi¤it vd.,1999; Y›lmaz vd., 2000; Sözbilir, 2001). Yukar›-da sözü edilen çal›flmalarda stratigrafik birimleroldukça farkl› isimlerle an›lm›flt›r (fiekil 2).

Bat› Anadolu’da oldukça genifl yüzlekler verenMenderes Masifi ile onu kabaca üç parçaya ay›-

fiekil 2. Çal›flma bölgesinde yap›lm›fl baz› çal›flmalara göre genellefltirilmifl stratigrafik kesitler (Bozkurt,2003’den).

Figure 2. Generalized stratigraphic sections of the investigated area from previous investigations (afterBozkurt, 2003).

66 Yerbilimleri

ve bölgede hüküm süren tektonik rejim yap›salolarak ele al›nm›flt›r. Bölgedeki faylar ve faylaraba¤l› geliflen yap›lar ayr›nt›l› arazi verileriyle yu-karda sözü edilen yay›nlarda sunulmufltur.

Ancak Menderes Masifi’ne ait metamorfik temelkayaçlar› ile Neojen yafll› sedimanter örtü ka-yaçlar›n› birbirinden ay›ran Gediz ayr›lma fay›-n›n oluflturdu¤u ayr›lma zonuna yönelik ayr›nt›l›saha çal›flmalar› bulunmamaktad›r. Ayr›lma zo-nunda yüzeylenen milonitik özellikteki kataklas-tik kayaçlar ve temel kayaçlar›ndan itibaren ay-r›lma fay›n›n bulundu¤u yüzeye do¤ru kendiiçinde bir dizilim göstermektedir. Gediz ayr›lmafay› ve taban blo¤unda geliflen böylesi bir de-formasyon, özellikle Menderes Masifi’nin k›takabu¤unun derinlerinden yüzeye ç›k›fl mekaniz-mas›n›n anlafl›lmas›nda önemli bir yer tutmak-tad›r.

Bu çal›flmada, bölgede bulunan Gediz ayr›lmazonuna iliflkin arazi gözlemleri ve bu zondan al›-nan örneklerin petrografik incelemeleri ile eldeedilen sonuçlar sunulmufltur. Bu kapsamda,arazi ve petrografik verilerden yararlan›larak,Gediz ayr›lma fay›na ba¤l› olarak oluflan sü-nümlü ve k›r›lgan deformasyona u¤ram›fl ka-yaçlar›n stratigrafisi ve sonuçlar› aktar›lm›flt›r.

STRAT‹GRAF‹

Bölgede yap›lan daha önceki çal›flmalar (bkz.fiekil 2) esas al›narak inceleme alan›nda yüzey-lenen kayaçlar bafll›ca iki grupta toplanabilir; (1)temel kayaçlar› ve (2) sedimanter örtü kayaçla-r›. Bu iki kayaç grubu aras›nda ise, inceleme ko-nusunu oluflturan temel kayaçlar›n›n dinamikmetamorfizmas› sonucu oluflan kataklastik ka-yaçlar bulunmaktad›r.

Temel Kayaçlar

Bu çal›flmada; (a) Menderes Masifi’ne ait çeflitlimetamorfik kayaçlar ve (b) bu kayaç toplulukla-r› içine sokulum yapm›fl granodiyorit, temel ka-yaçlar olarak nitelendirilmifltir. Temel kayaçlar,çal›flma bölgesinin güneybat›s›ndaki yüksekkotlu topo¤rafik seviyelerde yüzeylenmifller veGediz ayr›lma fay›n›n etkisiyle tamamen katak-lazmaya u¤ram›fllard›r. Kataklazma etkileriningörülmedi¤i, ana kayaç özelliklerini yans›tan te-mel kayaçlar›na ancak çal›flma alan›n›n güney

ve güneybat›s›nda bulunan Dar›yeri dere veKaymaktutan dere gibi derin kaz›lm›fl vadi ta-banlar›nda rastlanmaktad›r (fiekil 3).

Temel içinde incelenen metamorfik kayaçlarMenderes Masifi’ne ait birimlerden oluflmakta-d›r. Ege bölgesinde Menderes Masifi’ne ait ka-yaçlar D-B do¤rultulu grabenler taraf›ndan üçadet alt masife ayr›lm›flt›r (fiengör vd., 1984;Sat›r ve Friedrichsen, 1986). Genel olarak Men-deres Masifi kayaçlar›, granitik gözlü gnays,yüksek dereceli metamorfizma koflullar›na ifla-ret eden flistler ve migmatitler ile metavolkanikkayaçlardan oluflan çekirdek (Dora vd., 1990)ve çekirdek kayaçlar›n› çevreleyen Paleozoyik-Tersiyer zaman aral›¤›nda çökelmifl sedimanterkayaçlar›n metamorfizmas› ile oluflmufl çeflitliflistler, fillit, kuvarsit ve mermerlerden (Dürr,1975; fiengör vd., 1984) oluflan k›l›f kayaçlar›olmak üzere, iki k›s›ma ayr›labilir (Hetzel vd.,1995b). Çal›flma bölgesinde yo¤un maki bitkiörtüsüyle kapl› metamorfik kayaçlar örtü kayaç-lar› içerisinde de¤erlendirilmektedir (Cohen vd.,1995; Hetzel vd., 1995b). Bunlar bafll›ca; mikaflist, ince taneli gnayslar, granat-mika flist, mus-kovit-kuvars flist, metakuvarsit ve mermerlerdir(Hetzel vd., 1995b; Emre, 1996).

Çal›flma bölgesinde yaklafl›k 13 km2’lik bir alankaplayan granodiyorit, Menderes Masifi meta-morfitleri içine sokulum yapm›flt›r (Hetzel vd.,1995a; Y›lmaz, 2000). Erken Miyosen yafll›(Hetzel vd., 1995a) granodiyoritik kayaçlar dametamorfik kayaçlar gibi faylanmalarla katak-lastik etkiye maruz kalm›fllard›r. Bu nedenle,bölgedeki Gediz ayr›lma fay›n›n granodiyorit so-kulumundan daha genç oldu¤u düflünülmekte-dir. Ana kayaç özelli¤i gösteren, kataklazma et-kilerinden yoksun, granodiyoritik sokulum ka-yaçlar›n› ancak bölgedeki derin kaz›lm›fl vadi ta-banlar›nda görmek mümkündür. Vadi tabanla-r›ndan yukar›ya, vadi yamaçlar›na do¤ru gidil-dikçe ana kayaç özelli¤i gösteren birimlerden,dinamik metamorfizma özelli¤i gösteren miloni-tik kayaçlara do¤ru göreceli bir geçifl gözlenir.Genellikle beyaz, bej ve grimsi bir renk sunangranodiyoritik temel kayaçlar›, tipik granitik dokusergilerler. Arazi gözlemlerine göre ince taneli,yer yer anklav içeren bu kayaçlar, bol çatlakl› veileri derecede bozunmufltur. Saha çal›flmalar›s›ras›nda kolayca fark edilebilen granodiyorit te-mel kayaçlar›n›n metamorfik kayaçlarla olan s›-n›r iliflkisi, bölgede bulunan bitki örtüsünden veözellikle kataklazma etkisinin yo¤un oluflundandolay› kesin olarak belirlenememifltir.

Sar›kaya 67

fiekil 3. Karadut ve çevresinin jeoloji haritas› ve kesiti.Figure 3. Geological map and cross-section of the Karadut region.

68 Yerbilimleri

Bölgede kataklastik kayaçlara yönelik arazi ça-l›flmalar› da bulunmaktad›r (Evirgen, 1979; Ifl›kvd., 2003). Evirgen (1979), Turgutlu çevresindeyapt›¤› çal›flmada, Gediz Grabeni’nin güney ke-nar› boyunca yer yer 10 km genifllikte bir zonboyunca kataklastik kayaçlar›n varl›¤›n› ilk kezbelirlemifltir. Ifl›k vd. (2003) ise, Gediz Grabe-ni’nde sünümlü-k›r›lgan geçiflini ve bölgedeki di-¤er grabenlerle iliflkisini ortaya koymufltur. Ça-l›flma bölgesinde Gediz ayr›lma fay› yüzeyi bo-yunca 55-140 m aras›nda de¤iflen kal›nl›kta birzon içinde gözlenen kataklastik kayaçlar, uzak-tan bak›ld›¤›nda, fazla engebeli olmayan ancakyak›ndan dar ve derin vadilerle kesilmifl enge-beli bir topo¤rafya sunarlar. Genellikle sar›ms›kahverengi, grimsi ve mavimsi renklere sahipkataklastik kayaçlar, belirgin milonitik foliasyongösterirler. Derinlerde sünümlü deformasyona,sonras›nda da k›r›lgan bir deformasyona u¤ra-yarak yüzeylenen kataklastik kayaçlardan bafll›-calar›, bolluk s›ras›na göre; mikrobrefl, milonit,kataklazit, milonit flist, ultramilonit ve kataklaz-ma izlerinin belirgin oldu¤u ve kataklazman›n birgeçifl zonu oluflturdu¤unun aç›k bir göstergesiolan metagranodiyoritlerdir.

Sedimanter Örtü Kayaçlar›

Çal›flma bölgesinde Gediz Grabeni’nin hem gü-ney hem de kuzey kenar›nda genifl alanlardayüzeylenen sedimanter örtü kayaçlar›, temel vekataklastik kayaçlar üzerine gelmektedir (bkz.fiekil 2 ve 3). Bat› Anadolu’da etkili olan aç›lma-l› tektoni¤e ba¤l› olarak geliflen ayr›lma faylar›önünde çökelen k›r›nt›l› kayaçlar, çal›flma alan›içerisinde iki farkl› stratigrafik birimde bulun-maktad›rlar. Bunlar, Gediz formasyonu ve Kale-tepe formasyonlar›d›r (Yazman vd., 1998).

Gediz formasyonu

Çal›flma bölgesinde, temel ile örtü kayaçlar›aras›ndaki dokunak boyunca gözlemlenen Ge-diz formasyonu (Yazman vd., 1998), ayr›ca, te-melde ayr›lma fay› üzerinde yamalar fleklindebulunur (fiekil 4). Temel birimlerinden sonra ge-len ilk sedimanter birim olan ve çal›flma alan›n›ndo¤usunda yüzeylenen Alaflehir formasyonu(‹ztan ve Yazman, 1990; Ediger vd., 1996; Y›l-maz vd., 2000) ile uyumlu dokana¤a sahip(Yazman vd., 1998) Gediz formasyonu, çal›flmabölgesinde Gediz Grabeni’ne paralel bir flekildeuzan›r ve yaklafl›k 40 km2’lik bir alanda yüzeyle-nir (bkz. fiekil 3).

Sahada k›rm›z› - bordo rengiyle kolayl›kla farkedilen Gediz formasyonu bafll›ca; çak›ltafl›, ça-k›ll› kumtafl›, kumtafl› ve kiltafl› ardalanmalar›n-dan oluflmaktad›r. Tabanda iri taneli çak›ltafllar›içinde mercekler halinde killi kireçtafl› seviyeleribulunmaktad›r. Alüvyal yelpaze ve örgülü akar-su ortamlar›nda çökelmifl (Emre, 1996; Koçyi¤itvd., 1999; Y›lmaz vd., 2000) Gediz formasyonuiçerisinde, üste do¤ru gidildikçe, tamamen ça-k›ltafl›, kumtafl› ve çamurtafl› ardalanmas›nageçilir. Alaflehir formasyonundan elde edilenYeni Eskihisar polinomorf topluluklar›na göreverilen Geç Serravaliyen-Erken Tortoniyen(Benda ve Meulenkamp, 1979) yafl›na göre Ge-diz formasyonuna stratigrafik iliflkiye uygun ola-rak Geç Miyosen-Erken Pliyosen yafl› verilmifltir(Koçyi¤it vd., 1999; Sözbilir, 2001).

Kaletepe formasyonu

Çal›flma bölgesinde, graben ve ayr›lma fay›n›nuzan›m›na paralel konumda yüzeylenen Kalete-pe formasyonu (Yazman vd., 1998), arazide çokengebeli bir topo¤rafya sunar. K›rg› bay›r (badlands) tipi yüzlekler veren formasyon seyrek bit-ki örtüsüne ve kolay erozyona u¤rayan bir özel-li¤e sahiptir. Çal›flma alan›nda yaklafl›k 80km2Ôlik bir alanda yüzeylenen Kaletepe for-masyonu, üzerledi¤i Gediz formasyonu ile tek-tonostratigrafik bir dokuna¤a sahiptir (Koçyi¤itvd., 1999; Sözbilir, 2001) (bkz. fiekil 3). GedizGrabeni’ne ait güncel çökeller ise bu formasyo-nu Alaflehir Ovas›’nda yatay bir flekilde örter.

Arazide tipik sar›ms› rengi ile kolayca ay›rt edi-len Kaletepe formasyonu az pekiflmifl katman-

fiekil 4. Gediz ayr›lma fay› yüzeyi ve Gediz for-masyonuna ait yamalar.

Figure 4. Gediz detachment fault surface and apatch of Gediz formation.

Sar›kaya 69

de dört yerde ölçülebilen fay çiziklerinden belir-lenen, Gediz ayr›lma fay›n›n ortalama hareketdo¤rultusu ise, yaklafl›k K21D’dur (bkz. fiekil 5).

Yüksek Aç›l› Normal Faylar

Gediz Grabeni’nin güney kenar› boyunca uza-nan Gediz ayr›lma fay›n›n tavan ve taban blok-lar›nda pek çok say›da yüksek aç›l› normal faygeliflmifltir. Bu faylar, ço¤unlukla Gediz Grabe-ni’ne ve ayr›lma fay›na paraleldir. Çal›flma böl-gesinde sedimanter örtü kayaçlar›nda ölçülebi-len 52 adet yüksek aç›l› normal faya ait stereog-rafik izdüflümler ve bunlardan 5 tanesine ait fayçizi¤i fiekil 5a’da sunulmufltur. Buna göre; sedi-manter birimlerdeki yüksek aç›l› normal faylarayr›lma fay›na göre genelde sintetik olup, orta-lama do¤rultusu yaklafl›k BKB-DGD ve e¤imyönleri KKD’ya do¤rudur (bkz. fiekil 5a). Gedizayr›lma fay›n›n taban blo¤unda bulunan temelkayaçlarda ise 43 adet yüksek aç›l› normal fayölçülmüfltür. Bu faylardan 28 tanesinde fay çizi-¤i saptanm›flt›r (Çizelge 1 ve fiekil 5b). Bu veri-lere göre; temel kayaçlar›ndaki faylar ayr›lmafay›na göre antitetik olup, ortalama do¤rultusuyaklafl›k DKD-BGB ve e¤im yönleri GGD’yado¤rudur (bkz. fiekil 5b). Elde edilen fay çizikle-rinden ise, her iki bloktaki faylar›n ortalama ha-reket do¤rultusunun yaklafl›k K-G oldu¤u düflü-nülebilir.

Neojen Tabakalanmalar›

Alaflehir - Salihli aras›nda kalan kesiminde Ge-diz Grabeni’nin kuzey ve güney kenarlar› belir-gin farkl›l›klar gösterirler. Güney kenar grabenovas›na kadar 4-10 km aras›nda geniflli¤e sa-hipken, kuzey kenar çal›flma bölgesinde 1-4 kmgeniflliktedir. Ayr›ca güney kenar, kuzey kenaragöre daha engebeli bir topo¤rafya sunar. Gra-ben ovas›, çal›flma alan›nda kuzeybat›dan gü-neydo¤uya do¤ru, geniflli¤i 3 km ile 7 km ara-s›nda de¤iflen flekilde uzanmaktad›r. Genellikledar (50-80 m) ve derin (450-550 m) vadilerin bu-lundu¤u güney kenar›n aksine, kuzey kenarda-ki vadiler ço¤u zaman belli belirsiz, yayvan(550-700 m) ve s›¤d›r (40-50 m). Güney kenar-daki en yüksek nokta ile en alçak nokta aras›n-daki yükseklik fark› 1360 m iken, kuzeyde buyükseklik fark› sadece 150 m’dir. Grabenin ikikenar› aras›nda tabaka konumlar›nda da büyükfarkl›l›klar vard›r. Güney kenarda tabaka e¤im-leri genellikle GB, G ve GD yönlerinde olup, ku-

lanmalar halinde çak›ltafl›, kumtafl›, çamurtafl›ardalanmal›d›r. Kolay afl›nan çamurtafllar› ilenispeten daha sert kumtafl› ve çak›ltafl› seviye-lerinin afl›nma özelliklerinden dolay› peri baca-s›na benzer ayr›flma sunarlar. Kaletepe formas-yonu alüvyal yelpaze çökellerinden oluflmufltur(Emre, 1996; Koçyi¤it vd., 1999; Sözbilir, 2001).Büyük Menderes Grabeni’nde Kaletepe formas-yonunun eflleni¤i birimlerde yap›lan çal›flmalar-da (Ünay vd., 1995) elde edilen yafl verilerinegöre formasyonun Geç Pliyosen-Pleyistosen’deçökeldi¤i belirtilmektedir (Sar›ca, 2000; Sözbilir,2001).

Alüvyon

Gediz Grabeni’ni s›n›rland›ran faylar›n, yüksel-mifl taban bloklar›ndan itibaren geliflen alüvyalyelpaze çökelleri ve graben vadisi boyunca Ala-flehir Çay›’n›n menderesli akarsu çökelleri gün-cel çökelmenin birer örne¤idir (bkz. fiekil 3).

YAPISAL JEOLOJ‹

Bu bölümde, Gediz ayr›lma zonuna de¤inilme-den önce, bu zonu oluflturan Gediz ayr›lma fay›ile Neojen birimleri içinde geliflmifl yaklafl›k D-Buzan›ml› yüksek aç›l› normal faylar ve sediman-ter örtü kayaçlar›ndaki tabakalanmalarla ilgiliarazi gözlemleri verilmifltir. Arazide elde edilenfay konumlar› ve fay çizikleri, StereoNett v.2.40program›nda de¤erlendirilmifltir.

Gediz Ayr›lma Fay›

Düflük e¤im aç›l› normal fay karakterinde olanGediz ayr›lma fay›, Gediz Grabeni’nin güney ke-nar› boyunca yaklafl›k D-B do¤rultusunda uza-n›r. Daha önceki pekçok çal›flmada Gediz ayr›l-ma fay›na ait arazi gözlemleri kinematik veriler-le desteklenerek ayr›nt›l› biçimde sunulmufltur(Hetzel vd., 1995b; Emre, 1996; Koçyi¤it vd.,1999; Bozkurt, 2001a ve 2002; Gessner vd.,2001b; Lips vd., 2001; Sözbilir, 2001 ve 2002).Menderes Masifi’ne ait temel kayaçlar› ile sedi-manter örtü kayaçlar›n› birbirinden ay›ran yap›-sal bir s›n›r oluflturan Gediz ayr›lma fay›, bölge-de kataklastik kayaçlarla birlikte bulunur. Fayaynas›n›n uzaktan bak›ld›¤›nda kolayca tan›m-lanabilen Gediz ayr›lma fay› üzerinde ölçülenfay konumlar› Çizelge 1 ve fiekil 5’de gösteril-mifltir. Buna göre, Gediz ayr›lma fay›n›n ortala-ma konumu K80B/28KD’dur. Çal›flma bölgesin-

70 Yerbilimleri

zey kenara göre daha yüksek aç›l›d›r. Güneykenarda tabaka konumlar› genellikle temeldenovaya do¤ru ilerledikçe de¤ifliklik arz etmektedir(fiekil 6). Temel kayaçlar›na, dolay›s›yla ayr›lmafay›na yak›n olan tabaka konumlar› daha yük-sek aç›l›yken (ortalama 440), ayr›lma fay›ndanuzaklaflt›kça tabakalar›n e¤im aç›lar› düflmekte-dir (ortalama 200) (bkz. fiekil 6). Kuzey kenardaise, sedimanter kayaçlardaki tabakalar genel-likle yatay veya yataya yak›nd›r.

GED‹Z AYRILMA ZONU

Bozunmam›fl ve kataklastik metamorfizma etki-sinde deformasyona u¤ramam›fl temel kayaçla-r› ile sedimanter örtü kayaçlar› aras›nda kalan,bozunmaya ve yeryüzünün derinliklerinde ayr›l-ma fay› etkisiyle kataklazmaya u¤ram›fl, ortala-ma kal›nl›¤› 50-140 m aras›nda de¤iflen, ma-kaslama zonuna, bu çal›flma kapsam›nda temelile örtü kayaçlar› aras›ndaki “ayr›lma zonu” ad›

Çizelge 1. Fay çiziklerinin belirlenebildi¤i sedimanter örtü birimleri ve temel kayaçlar içindeki yüksek aç›l› normalfaylar ile düflük aç››k Gediz ayr›lma fay›na ait konumlar.

Table 1. Measurements of slickensides and slickenlines of the high-angle normal faults in sedimentary and ba-sement units and low-angle Gediz detachment fault.

No. E¤im yönü (oN) E¤im (o) Sapma (o) Tür

Sedimanter örtü kayaçlar›nda ölçülen yüksek aç›l› normal faylar1 020 60 9 Normal2 010 55 90 Normal3 175 85 90 Normal4 348 20 90 Normal5 340 85 80 NormalTemel kayaçlarda ölçülen yüksek aç›l› normal faylar1 295 75 85 Normal2 150 30 90 Normal3 340 40 80 Normal4 175 20 85 Normal5 165 30 125 Normal6 165 40 105 Normal7 020 48 90 Normal8 035 48 117 Normal9 185 68 105 Normal10 012 35 98 Normal11 190 40 102 Normal12 155 65 100 Normal13 130 68 130 Normal14 170 40 100 Normal15 145 45 125 Normal16 162 76 93 Normal17 150 48 92 Normal18 180 60 100 Normal19 180 65 110 Normal20 182 60 98 Normal21 180 40 90 Normal22 165 50 85 Normal23 200 45 90 Normal24 155 45 95 Normal25 165 50 95 Normal26 163 48 102 Normal27 160 50 100 Normal28 140 78 100 NormalDüflük aç›l› Gediz ayr›lma fay›1 020 50 100 Normal2 020 18 100 Normal3 332 20 98 Normal4 005 35 85 Normal

Sar›kaya 71

Çal›flma bölgesinde yaklafl›k 30 km2’lik biralanda yüzeylenen ayr›lma zonu, Gediz Grabe-ni’nin yükselmesini sa¤layan ana fay olan Gedizayr›lma fay›na ba¤l› olarak geliflmifl ve Davis ve

verilmifltir. Bu zon, Coney (1980) taraf›ndan ta-n›mlanan tipik Cordilleran metamorfik çekirdekkomplekslerdeki ayr›lma zonuna benzerlik gös-termektedir.

n=52, (5L: fay çizikleri )

K

(a)

ort.=K80B/28KDn=6, (4L: fay çizikleri )

K

(c)

n=43, (28L: fay çizikleri )

K

(b)

fiekil 5. Fay ve fay çiziklerinin Schmidt a¤›, eflalan izdüflümü alt yar›m kürede gösterimi: (a) sediman-ter örtü birimlerindeki yüksek aç›l› normal faylar, (b) temel kayaçlardaki yüksek aç›l› normalfaylar ve (c) düflük aç›l› Gediz ayr›lma fay›na ait çeflitli yerlerde ölçülen düzlem konumlar› vedört yerdeki fay çizikleri (ayr›nt›l› bilgi için Çizelge 1’e bak›n›z).

Figure 5. Schmidt lower hemisphere equal-area projections of fault slip data from (a) high-angle nor-mal faults in sedimentary units, (b) high-angle normal faults in basement units and (c) Gedizdetachment fault planes from different locations and four slickenlines of the fault (see table1 for details).

72 Yerbilimleri

fiekil 6. Çal›flma bölgesinde ölçülen tabaka konumlar›n›n ayr›lma fay›na uzakl›klar›na göre de¤erlendi-rilmesi, Schmidt a¤›, eflalan projeksiyonu, alt yar›m küre: (a) ayr›lma fay›na yak›n olan taba-kalara ait stereografik görüntü, (b) ayr›lma fay›na orta uzakl›kta olan tabakalara ait stereog-rafik görüntü, (c) ayr›lma fay›na uzak olan tabakalara ait stereografik görüntü ve (d) ayr›lmafay› ile tabaka konumlar› aras›ndaki iliflkinin flematik kesiti.

Figure 6. Stereographic projections of attitudes of bedding planes of the studied area: evaluation of thebedding planes according to distances from the detachment fault, Schmidt net, equal areaprojection, lower hemisphere: (a) stereographic representation of bedding planes which areclosed to the detachment fault, (b) stereographic representation of bedding planes which arenot closed to the detachment fault, (c) stereographic representation of bedding planes whichare far from the detachment fault and (d) schematic cross section of the relationship betwe-en the detachment fault and the attitudes of bedding planes.

Sar›kaya 73

yaçlar ise, breflik zon içerisinde k›r›lgan bir de-formasyonun izlerini tafl›rlar.

Çal›flma bölgesinde ayr›lma fay›na ba¤l› olarakgeliflmifl ayr›lma zonu, ana kayaçtan itibaren,fay aynas›na kadar belirli bir zonlanma göster-mektedir (bkz. fiekil 7). Dar›yeri ve Kaymaktu-tan dereleri gibi derin vadilerde yap›lan gözlem-lere göre, bu zonun kal›nl›¤› 50-140 m aras›ndade¤iflmektedir. Ayr›lma fay›na ba¤l› herhangi birdeformasyona u¤ram›fl ana kayaç zonu özelli¤igösteren birimler metamorfik kayaçlar ve grano-diyoritik sokulumundan oluflmaktad›r (bkz. fiekil3).

Geçifl Zonu

Ana kayaç özelli¤i gösteren birimlerin üzerindeayr›lma fay›na do¤ru sünümlü deformasyon et-kilerinin gözlendi¤i milonitik zona geçmeden ön-

Lister (1988)’in Cordillera (ABD) bölgesinde ta-n›mlad›¤› gibi, çeflitli kataklastik kayaçlardanoluflan bir zon olarak ortaya ç›kmaktad›r (fiekil7).

Temel olarak adland›r›lan Menderes Masifi ka-yaçlar›, düflük aç›l› bir makaslama zonu ile yer-yüzünün derinliklerinde sünümlü deformasyonau¤ram›fllar ve milonitik foliasyonlar ile milonitikkayaçlar› oluflturmufllard›r. Mason (1978)’a göreherhangi bir bileflime sahip masif kayaçlardanitibaren geliflen fay zonu; yerkabu¤unda yüzeyeyak›n kesimlerde fay brefli olarak gözlenirken,yerkabu¤unun derinliklerinde milonitik zon ola-rak bulunmaktad›r. Bölgede aç›lmal› tektoniz-man›n devam etmesiyle ve ayr›lma fay›n›n yar-d›m›yla derinlerde geliflen milonitik zon, yüzeyeç›km›flt›r. Bu deformasyonun en önemli kan›tla-r›, çal›flma bölgesinde gözlemlenen milonitik ka-yaçlard›r. Yüzeye yak›n k›s›mlarda bulunan ka-

fiekil 7. Gediz ayr›lma fay›na ba¤l› olarak oluflmufl ayr›lma zonunu gösteren flematik kesit (ölçeksiz).Figure 7. Schematic cross-section of detachment zone developed on the Gediz detachment fault (not-

to- scale).

74 Yerbilimleri

ce, bu zondan ve ana kayaçtan farkl› özellikleresahip ve kal›nl›¤› 15-60 m aras›nda de¤iflen birgeçifl zonu bulunmaktad›r. Geçifl zonunun anakayaca yak›n olan 5-20 m’lik k›s›m›nda ana ka-yaç fiziksel ve kimyasal bozunmaya u¤ram›flt›r.Kayaçlar fiziksel olarak ayr›flm›fl, temelde gös-terdi¤i masif yap› geçifl zonunda kaybolmufltur.Bu ilk zonda özellikle granodiyoritlerdeki feldis-

patlardan itibaren belirgin bir ayr›flman›n oldu¤ugözlenmifltir. Ayr›ca geçifl zonu içerisinde feldis-patlarda belirgin serisitleflmeler görülmektedir(fiekil 8a). Bu zonun üzerinde belli belirsiz milo-nitik bir foliasyonun bulundu¤u, ancak ana ka-yaç özelliklerini henüz yitirmemifl ve kal›nl›¤›10-40 m aras›nda de¤iflen ikinci bir zon bulun-maktad›r. Bu zondaki kayaçlar, ana kayaçtan

fiekil 8. Ayr›lma zonunda deformasyon flekillerinin ince kesit görüntüleri: (a) metagranodiyorit, (b) mi-lonit flist, (c) milonit, (d) kataklazit, (e) ultramilonit, (f) mikrobrefl.

Figure 8. Thin section views of deformation structures in the detachment zone: (a) metagranodiorite,(b) mylonite schist, (c) mylonite, (d) cataclasite, (e) ultramylonite, (f) microbreccia.

Sar›kaya 75

plajiyoklaz, biyotit ve ender olarak opak mineral-ler içerir. Kayaçta yönlü doku belirgin olup, ayr›-ca milonitlerde mikro faylanmalar da bulunmak-tad›r (fiekil 8c).

Kataklazit

Ayr›lma zonunda milonitlerden sonra deformas-yonun artt›¤›n› gösteren kataklazitlere geçilir.Kataklazitlerde mikroskop alt›nda çok ince tane-li porfiroklastlar belli belirsiz çok ince taneli birmatriks içinde yüzer durumda bulunmaktad›rlar(fiekil 8d). Porfiroklastlar gözle görülmez ve ka-yac›n %10’undan daha azd›r. Kataklazitler milo-nit doku sergilemektedirler. Kayaç büyük oran-larda kuvars ve daha az serisit minerallerindenoluflmaktad›r. Yer yer ikincil kalsit oluflumlar›çatlaklarda dolgular fleklinde kuvars ve serisiteefllik ederler.

Ultramilonit

Milonitik zondaki kataklazitlerden sonra ultrami-lonitler yer al›r. Ultramilonitler el örne¤inde; ta-neleri belli olmayan, ancak ince kesitte çok incetaneli yönlü kayaçlard›r. Birincil ba¤lant›ya sa-hip, kataklaz›n yeni mineral oluflumu ve yenidenkristalleflme süreçlerinden daha bask›n oldu¤uultramilonitlerin, ince kesit alt›nda bazen k›vr›m-lanmaya u¤rad›klar› gözlenmektedir (fiekil 8e).Milonit dokusu sergileyen ultramilonitler genel-likle kuvars, serisit, klorit ve ikincil kalsit içer-mektedir. Serisit minerallerinde belirgin yönlen-menin oldu¤u ultramilonitlerde porfiroklastlarçok küçük taneli ve kayac›n %10’undan daha azoranlarda bulunur.

Breflik Zon

Yukar›da petrografik özellikleri sunulun milonitikzondan sonra yüzeye do¤ru gidildikçe, fay ay-nas›n›n alt›nda yaklafl›k 50 cm’lik bir kal›nl›¤asahip k›r›lgan deformasyon izlerini yans›tan bre-flik zon yer almaktad›r. Breflik zon ile milonitikzon aras›ndaki geçifl çok belirgin de¤ildir. Milo-nitik zonun üst k›s›mlar›nda mikrobrefller bulun-maktad›r. Arazi gözlemlerine göre, ayr›lma zo-nunun en üst k›sm›n›nda ise yer yer fay breflinerastlan›lm›flt›r. Breflik zondaki fay breflinin bile-flenleri köfleli (tane boyu yaklafl›k 3-6 mm) olup,silisli bir matriksle tutturulmufltur. Bu silis matrik-sin, fay zonu boyunca derinlerden gelen ve böl-gedeki magmatik sokulumlardan itibaren oluflan

farkl› olarak, çok hafif geliflmifl bir foliasyon gös-termektedir.

Milonitik Zon

Ana kayaçtan itibaren geçifl zonundan sonra40-80 m aras›nda de¤iflen kal›nl›¤a sahip milo-nitik zon bulunmaktad›r (bkz. fiekil 7). Ana ka-yaç özelli¤ini tamamen yitirmifl ve dinamik me-tamorfizma etkisi alt›nda yeryüzünün derinlikle-rinde sünümlü deformasyon sonucu oluflmufl buzonda, belirgin milonitik foliasyon gösteren ka-yaçlar bulunur. Milonitik zon içerisinde yüzeyedo¤ru gidildikçe sünümlü deformasyonun izleriartmaktad›r. Alt seviyerde granitlerden itibarengeliflmifl metagranodiyoritlerden, yüzeye do¤rus›ras›yla milonit flist, milonit, kataklazit, ultrami-lonit ve yer yer mikrobrefl litolojisinde kayaçlararastlan›lmaktad›r.

Milonit flist

Arazi çal›flmalar›nda, milonit flistlere daha çokmetamorfik kayaçlardan itibaren oluflmufl katak-lastik kayaçlar›n bulundu¤u bölgelere de rastla-n›lm›flt›r. Milonit flistler sahada ve el örne¤indeçok belirgin bir yönlü doku sergilerler. Kayaç in-ce kesitlerinde, yönlü dokunun yan› s›ra, birincilba¤lant›ya sahip ve daha da önemlisi yeni mine-ral oluflumu ve yeniden kristalleflme süreçleri-nin, kataklazdan daha bask›n oldu¤u bir dokugözlenmifltir. Ayr›ca, milonit flistlerde tipik flistdokusuna benzer klorit ve çeflitli mika mineralle-rinde yönlenmeler bulunmaktad›r (fiekil 8b). Ka-yaçta, biyotitlerden itibaren yeniden oluflan pe-nin grubu klorit mineralleri, epidotlar, feldispat-lardan oluflmufl kalsit gibi mineraller ile kuvars-larda yeniden kristalleflme, kayaçtaki kataklazizlerini silmifltir. Porfiroklastlar› genellikle yeni-den kristalleflmifl kuvarslardan oluflan milonitflistlerde, klorit ve muskovit gibi mika mineralle-ri bu porfiroklastlar›n etraf›n› sarm›fllar ve milo-nitik gözlü dokuya benzer bir görünüm olufltur-mufllard›r (bkz. fiekil 8b).

Milonit

Milonitik zonda, milonit flistlerden sonra milonit-ler yeralmaktad›r. Saha gözlemlerinde belirginbir yönlenmeyle dikkati çeken milonitler içerisin-de porfiroklastlar %30 civar›ndad›r ve porfirok-lastlar› ç›plak gözle görülebilmektedir. Kayaçgenellikle kuvars, serisit, muskovit, klorit, bazen

76 Yerbilimleri

silisli çözeltilerden meydana geldi¤i düflünül-mektedir.

Mikrobrefl

Breflik zonun bask›n kayac› mikrobrefllerdir. Elörne¤inde genellikle sar›ms› kahverengi olanmikrobrefller, yönlenme göstermemeleriyleay›rtlan›rlar. Porfiroklastlar›, el örne¤inde bazenaç›k bir flekilde gözlenebilen mikrobrefllerde, k›-r›lma ve parçalanma sonucu oluflan bir matriksbulunmaktad›r. ‹nce kesit örneklerinde birincilba¤lant›ya sahip kataklaz›n belirgin bir flekildeyeni mineral oluflumu ve yeniden kristallenmesüreçlerinden daha bask›n oldu¤u, yönsüz ka-yaçlar olarak ortaya ç›kmaktad›r. ‹lk bak›flta ko-layca fark edilebilen k›r›lma ve ufalanma kayacabelirgin bir görünüfl sunmaktad›r (fiekil 8f). Ka-yaç içindeki porfiroklast oran› tüm kayac›n%30’undan fazla ve porfiroklastlar› ç›plak gözlegörülebilecek boyuttad›r. Genellikle bol oranlar-da kuvars, serisit, daha az klorit gibi mika mine-ralleri, bazen art›k plajiyoklaz ve seyrek orandaikincil kalsit dolgular› içeren mikrobrefller, ço-¤unlukla porfiroklastik dokuya sahiptir.

Breflik zonun üzerinde, baz› yerlerde çok aç›kbir flekilde gözlemlenen fay aynas› bulunmakta-d›r. Günefl ›fl›¤›nda parlayan, fay çiziklerinin bu-lundu¤u, bazen demirli çözeltilerle kahveren-gimsi bir görünüfl alan fay aynas›, yaklafl›k KKDyönüne e¤imlidir.

SONUÇLAR VE TARTIfiMA

Bat› Anadolu Bölgesi’nde aç›lmal› tektonizmaetkisiyle oluflan yaklafl›k D-B uzan›ml› GedizGrabeni’nin güney kenar› düflük e¤im aç›l› Ge-diz ayr›lma fay› ile s›n›rland›r›lm›flt›r. Bu ayr›lmafay› bölgede Menderes Masifi’ne ait metamorfikkayaçlar ile sedimanter örtü kayaçlar› aras›ndayap›sal bir s›n›r oluflturmaktad›r. Bölgede bulu-nan Neojen yafll› sedimanter kayaçlar ile Gedizayr›lma fay›n›n iliflkisi hala tart›flma konusudur.Bu çal›flma kapsam›nda elde edilen veriler ›fl›-¤›nda Gediz ayr›lma fay›n›n ortalama konumu-nun K80B/28KD oldu¤u belirlenmifltir.

Bölgede bulunan yüksek aç›l› normal faylar›nortalama do¤rultusu Gediz ayr›lma fay› ileuyumluluk göstermektedir. Temel kayaçlar›nda-ki yüksek aç›l› normal faylar›n genel e¤imlerininayr›lma fay›na do¤ru olmas›na karfl›n, Neojen

birimlerindeki yüksek aç›l› normal faylar›n ayr›l-ma fay›yla uyumlu olmas› kayda de¤er veriler-dendir.

Çal›flma bölgesinde ölçülen tabaka konumlar›-n›n de¤erlendirilmesi sonucunda Neojen birim-lerine ait katmanlanmalar›n graben basenindenGediz ayr›lma fay›na do¤ru ilerledikçe çok belir-gin olarak de¤iflir (bkz. fiekil 6). Bölgede tabakae¤im yönleri genelde ayr›lma fay›na do¤rudur.Gediz ayr›lma fay›ndan uzak olan graben kena-r›nda tabakalar genelde yatay veya yataya ya-k›nken, ayr›lma fay›na yak›nlaflt›kça tabakalar›ne¤im aç›lar› artmaktad›r (bkz. fiekil 6d). Bu tipbir de¤iflim, Neojen tabakalar›ndaki Gediz ayr›l-ma fay›na ba¤l› geliflmifl bir rollover k›vr›mlan-may› iflaret eder.

Gediz ayr›lma fay›na ba¤l› olarak oluflan ve te-melin üzerini kataklastik kayaçlar›n örttü¤ü ay-r›lma zonu, Gediz Grabeni’nin güney kenar› bo-yunca, ayr›lma fay›na paralel olarak uzanmak-tad›r. Bozunmam›fl ve dinamik metamorfizmaetkisi ile kataklazmaya u¤ramam›fl ana kayaçözelliklerin yans›tan temel birimlerinden sonrayüzeye do¤ru 50-140 m aras›nda de¤iflen kal›n-l›¤a sahip makaslama zonuna, Gediz ayr›lmazonu ad› verilmifltir. Bu zon ana kayaçtan sonra,fiziksel ve kimyasal bozunmaya u¤ram›fl anakayaçlar ile belli belirsiz milonitik foliasyonlariçeren bir geçifl zonuna sahiptir. Yüzeye ç›k›l-d›kça önce sünümlü deformasyon özelliklerigösteren milonitik zon, daha sonra ise k›r›lgandeformasyon gösteren breflik zon yer almakta-d›r. Milonitik zon alt seviyerinden itibaren s›ra-s›yla; milonit flist, milonit, kataklazit, ultramilonitve yer yer mikro breflten oluflur. Breflik zondaise, genelde mikrobrefl ve fay brefli bulunur.Arazi ve petrografik çal›flmalar ile belirlenen ay-r›lma zonu stratigrafisi bölgede öncesinde sü-nümlü ve daha sonras›nda da k›r›lgan flekildegerçekleflen bir dinamik metamorfizman›n varl›-¤›n› belirtmektedir. Herhangi bir de¤iflime u¤ra-mam›fl ana kayaçtan itibaren geliflen bu flekildebir zon, Gediz ayr›lma fay›n›n öncelerde derin-lerde sünümlü bir deformasyon gerçeklefltirdi¤i-nin kan›t›d›r. ‹lerleyen aç›lmal› tektonizma etki-siyle derinlerde geliflen sünümlü deformasyongösteren temel kayaçlar› ayr›lma fay› ile birlikteyüzeylenmifllerdir. K›r›lgan deformasyon ise,bundan sonra daha s›¤ derinliklerde geliflmifltir.

Ege Bölgesi gibi k›tasal aç›lmaya maruz kalm›flbölgeler için tipik özelliklerden olan ayr›lma fay-

Sar›kaya 77

Bozkurt, E., 2001a. Late Alpine evolution of the cent-ral Menderes Massif, western Anatolia,Turkey. International Journal of Earth Sci-ences, 89, 728-744.

Bozkurt, E., 2001b. Neotectonics of Turkey - asynthesis. Geodinamica Acta, 14, 3-30.

Bozkurt, E., 2002. Discussion on the extensional fol-ding in the Alaflehir (Gediz) Graben, wes-tern Turkey. Journal of the Geological So-ciety, London, 159, 105-109.

Bozkurt, E., 2003. Origin of NE-trending basins inwestern Turkey. Geodinamica Acta, 16,61-81.

Bozkurt, E., and Oberhansl›, R. 2001. MenderesMassif (western Turkey): structural, meta-morphic and magmatic evolution - asynthesis, International Journal of EarthSciences, 89, 679-708.

Bozkurt, E., and Sözbilir, H. 2004. Geology of the Ge-diz Graben: new field evidence and tecto-nic significance. Geological Magazine,141, 63-79.

Cohen, H.A., Dart, C., Akyüz, H.S., and Barka, A.,1995. Syn-rift sedimantation and structuraldevolopment of the Gediz and BüyükMenderes grabens, Western Turkey. Ge-ological Society of London, 152, 629-638.

Coney, P.J., 1980. Cordilleran metamorphic corecomplexes: An overwiew. In: M.D., Crit-tenden, P.J., Coney and G.H., Davis,(eds.), Cordilleran Metamorphic CoreComplexes, Geological Society of Ameri-ca Memoir, 153, 7-34.

Dart, C.J., Cohen, H.A., Akyüz, S.H., and Barka, A.A.1995. Basinward migration of rift-borderfaults: implications for facies distributionsand preservation potential. Geology, 23,69-72.

Davis, G.A., and Lister, G.S., 1988. Detachment faul-ting in continental extension; perspectivesfrom the Southeastern U.S. Cordillera.Geological Society of America, SpecialPaper 218, 133-159.

Davis, G.H., 1977. Characteristics of metamorphiccore complexes, Southern Arizona: Geolo-gical Society of America Abstract withPrograms, 9, 944.

Dora, Ö., Kun, N., and Candan, O. 1990. Metamorp-hic history and geotectonic evolution of theMenderes Massif. In: M.Y., Savaflc›n, andA.H., Eronat, (eds.) Proceedings of the In-ternational Earth Sciences Congress onAegean Regions, 102-115.

Dora, Ö., Kun, N. ve Candan, O., 1992. MenderesMasifi metamorfik tarihçesi ve jeotektonikkonumu. Türkiye Jeoloji Bülteni, 35, 1-14.

lar› ve bu faylanmalara ba¤l› olarak a盤a ç›kanmetamorfik çekirdek kompleksler çal›flma yap›-lan bölgede de yeralmaktad›r. Davis (1977) veConey (1980)’e göre, tipik bir metamorfik çekir-dek kompleks üç ana k›s›mdan oluflmaktad›r.Bunlar; (a) metamorfize olmufl alt kabuk kayaç-lar› ile çeflitli magmatik sokulum kayaçlar›ndanoluflan çekirdek kayaçlar›, (b) k›r›lgan olarak de-forme olmufl listrik ve üst üste binmifl normal faysistemleriyle karakteristik örtü kayaçlar› ve (c)bu iki kayaç grubu aras›nda ayr›lmal› faylanma-ya ba¤l› oluflmufl milonitik fabriklerle kataklastikkayaçlardan oluflan bir ayr›lma zonudur. Bunagöre, çal›flma bölgesindeki Menderes Masifi’neait metamorfitler ve granodiyorit olarak tan›mla-nan kayaçlar, metamorfik çekirdek kompleksle-rin çekirdek kayaçlar›n›, Senozoyik yafll› k›r›nt›l›kayaçlardan oluflan ve normal fay sistemleri ilek›r›lm›fl sedimanter kayaç gruplar›, örtü kayaç-lar›n› ve bu iki kayaç grubu aras›nda yukar›daayr›nt›lar› belirtilen zon ise ayr›lma zonunu tem-sil etmektedir.

KATKI BEL‹RTME

Yazar, yüksek lisans tezinin bir bölümünü içe-ren bu çal›flman›n haz›rlanmas› s›ras›nda katk›-lar›ndan dolay›, Sezai Görmüfl’e, HacettepeÜniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü’ndenDoç. Dr. Attila Çiner’e, Arfl. Gör. Bülent Ak›l’a,Devlet Su ‹flleri Genel Müdürlü¤ü’nden Yük.Müh. Zafer ‹çten’e ve çok de¤erli görüfl ve öne-rilerinden yararland›¤› Ortado¤u Teknik Üniver-sitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü’ndenProf. Dr. Erdin Bozkurt’a teflekkürlerini sunar.

KAYNAKLAR

Benda, L., and Meulenkamp, J.E., 1979. Biostratig-raphic corelations in the Eastern Mediter-rannean Neogene-5: Calibration of sporo-morph associationas, marine microfossilsand mammal zones, marine and continen-tal stages and the radiometric scale. An-nales Geologique Des Pays Helleniques,1, 61-70.

Bozkurt, E., 2000. Timing of extension on the BüyükMenderes Graben, western Turkey and itstectonic implications. In: E., Bozkurt, J.A.,Winchester, and J.A.D., Piper, (eds.) Tec-tonics and Magmatism in Turkey and theSurrounding Area. Geological Society,London, Special Publications, 173, 385-403.

78 Yerbilimleri

Dürr, S., 1975. Über das Alter und geotektonischeStellung des Menderes-Kristallins / SW-Anatolien und seine Aquivalente in dermittleren Agais. Habilitationsschrift, Mar-burg/Lahn, 62-74.

Ediger, V. fi., Bat›, Z., and Yazman, M., 1996. Pale-opalynnology of possible hydrocarbon so-urce rocks of Alaflehir-Turgutlu area in theGediz Graben (western Anatolia). TurkishAssociation of Petroleum Geologists Bul-letin, 9, 11-23.

Emre. T., 1996. Gediz Grabeni’nin jeolojisi ve tekto-ni¤i. Turkish Journal of Earth Science, 5,171-185.

Emre, T., and Sözbilir, H., 1995. Field evidence formetamorphic core complex, detachmentfaulting and accomondation faults in theGediz and B. Menderes Grabens, Wes-tern Anatolia. Proceedings of the Internati-onal Earth Sciences Colloquium on theAegean Region, Proceedings, V1, 73-93.

Evirgen, M. M., 1979. Menderes masifi metamorfiz-mas›na petroloji, petrokimya ve jenez aç›-s›ndan yaklafl›mlar (Ödemifl-Tire-Bay›n-d›r-Turgutlu yöresi). Doktora Tezi, Hacet-tepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bö-lümü, Ankara, 179 s (yay›mlanmam›fl).

Gessner, K., Piazolo, S., Güngör, T., Ring, U., Krö-ner, A., and Passchier, C.W. 2001a. Tec-tonic significance of deformation patternsin granitoid rocks of the menderes nappes,Anatolide belt, southwest Turkey. Interna-tional Journal of Earth Sciences, 89, 766-780.

Gessner, K., Ring, U., Christopher, J., Hetzel, R.,Passchier, C.W., and Güngör, T. 2001b.An active bivergent rolling-hinge detach-ment system: Central Menderes meta-morphic core complex in western Turkey.Geology, 29, 611-614.

Gökten, E., Havzo¤lu, T., and fian, Ö., 2001. Tertiaryevolution of the central Menderes Massifbased on structural investigation of meta-morphics and sedimentary rocks betweenSalihli and Kiraz (western Turkey). Inter-national Journal of Earth Sciences, 89,745-756.

Gürsoy, H., Piper, J.D.A., and Tatar, O., 2003. Ne-otectonic deformation in the western sec-tor of tectonic escape in Anatolia: pale-omagnetic study of the Afyon region, cent-ral Turkey. Tectonophysisc, 374, 57-79.

Hetzel, R., Passchier, C.W., Ring, U., and Dora, O.Ö.1995a. Bivergent extension in orogenizbelts: the Menderes Massif (southwesternTurkey). Geology, 23, 455-458.

Hetzel, R., Ring, U., Akal, C., and Troesch, M.,1995b. Miocene NNE-directed extensionalunroofing in the Menderes massif, south-

western Turkey. Journal of Geological So-ciety of London, 152, 639-654.

Ifl›k, V., Seyitoglu, G., and Çemen, ‹., 2003. Ductile-brittle transition along the Alasehir detach-ment fault and its structural relationshipwith the Simav detachment fault, Mende-res massif, western Turkey. Tectonophy-sics, 374, 1-18.

‹ztan, H., and Yazman, M., 1990. Geology and hydro-carbon potential of the Alaflehir (Manisa)area. In: M.Y. Savaflç›n, A.H. Eronat(eds.) Proceeding of the InternationalEarth Sciences Colloquium on AegeanRegion, ‹zmir, 327-338.

Koçyi¤it, A., Yusufo¤lu, H., and Bozkurt, E., 1999.Evidence from the Gediz graben for episo-dic two-stage extension in western Tur-key. Journal of the Geological Society,London, 156, 605-616.

Lips, A., Cassard, D., Sözbilir, H., Y›lmaz, H., andWijbrans, J., 2001. Multistage exhumationof the Menderes Massif, western Anatolia(Turkey). International Journal of EarthSciences, 89, 781-792.

Mason, R., 1978. Petrology of the MetamorphicRocks. Alleen and Unwin, London, 492 pp.

Özer, E., Koç, H., and Özsayar, T.Y., 2004. Stratig-raphical evidence for the depression of thenorthern margin of the Menderes-TaurideBlock (Turkey) during the Late Cretace-ous, Journal of Asian Earth Sciences, 22,401-412.

Öztürk, A. ve Koçyi¤it, A., 1983. Menderes grubu ka-yalar›n›n temel-örtü iliflkisine yap›sal biryaklafl›m (Selimiye-Mu¤la). Türkiye Jeolo-ji Kurumu Bülteni, 26, 99-106.

Sar›ca, N., 2000. The Plio-Pleistocene age of BüyükMenderes and Gediz Grabens and theirtectonic signifiance on N-S extensionaltectonics in west Anatolia: Mammalian evi-dence from the continental deposits. Ge-ological Journal, 35, 1-24.

Sat›r, M., and Friedrichsen, H., 1986. The origin andevolution of the Menderes Massif, W-Tur-key: A rubidium / strontium and oxygenisotope study. Geologische Rundschau,75, 703-714.

Seyito¤lu, G., and Scott, B.C., 1996. Age of the Ala-flehir graben (west Turkey) and its tectonicimplications. Geological Journal, 31, 1-11.

Seyito¤lu, G., Çemen, ‹., and Tekeli, O., 2000. Exten-sional folding in the Alaflehir (Gediz gra-ben, western Turkey. Journal of the Ge-ological Society of London, 157, 1097-1100.

Seyito¤lu, G., Tekeli, O., Çemen, ‹., fien, fi., and Ifl›k,V., 2002. The role of the flexural rotati-on/roling hinge model in the tectonic evo-lution of the Alaflehir graben ,western Tur-key. Geological Magazine, 139, 15-26.

Sar›kaya 79

Ya¤murlu, F. 1987. Salihli güneyinde üste do¤ru ka-balaflan Neojen yafll› alüvyon yelpaze çö-kelleri ve Gediz grabeninin tektono-sedi-manter geliflimi, Türkiye Jeoloji Bülteni,30, 33-40.

Yazman, M.K., Güven, A., Ermifl, Y., Y›lmaz, M., Öz-demir, ‹., Akçay, Y., Gönülalan, U., Tekeli,Ö., Aydemir, V., Say›l›, A., Bat›, Z., ‹ztan,H., Korucu, Ö. ve Grunnaleite, ‹., 1998.Alaflehir grabeni ve Alaflehir - 1 prospekti-nin de¤erlendirme raporu. TPAO RaporNo. 3864, 146 s (yay›mlanmam›fl).

Y›lmaz, H., 1986. Yeflilyurt (Alaflehir) sahas›ndakiuranyum belirtilerinin kökeni ve bunlar›ndepolanma sonras› alterasyonlarla tahribi,Türkiye Jeoloji Bülteni, 29, 43-42.

Y›lmaz, Y., 2000. Ege bölgesinin aktif tektoni¤i, Bat›Anadolu’nun Depremselli¤i Sempozyumu.Bildiriler Kitab›, 3-14.

Y›lmaz, Y., Genç, fi.C., Gürer, F., Bozcu, M., Y›lmaz,K., Karac›k, Z., Altunkaynak, fi., and El-mas, A., 2000. When did the western Ana-tolia grabens begin to devolop? In: E.,Bozkurt, J.A., Winchester and J.A.D., Pi-per, (eds.) Tectonics and Magmatism inTurkey and the Surrounding Area, Geolo-gical Society of London, Special Publicati-ons, 173, 131-162.

Sözbilir, H., 2001. Extensional tectonics and ge-ometry of related macroskopic structures :Field evidence from the Gediz detach-ment, Western Turkey. Turkish Journal ofEarth Sciences, 10, 51-67.

Sözbilir, H., 2002. Geometry and origin of folding inthe Neogene sediments of the Gediz Gra-ben, western Anatolia, Turkey. Geodina-mica Acta, 15, 277-288.

fiengör, A. M. C., 1987. Cross-faults and differantialstretching of hanging walls in regions oflow angle normal faulting: Examples ofwestern Turkey. In: M.P., Coward, J.F.,Dewey, and P., Hancock, (eds.), Conti-nantal Extensional Tectonics, The Geolo-gical Society Special Puplication, 28, 575 -589.

fiengör, A.M.C., Sat›r, M., and Akkök, R. 1984. Ti-ming of tectonic events in the MenderesMassif, Western Turkey: Implications fortectonic evolution and evidence for Pan-African basement in Turkey. Tectonics, 3,693-707.

Ünay, E., Göktafl, F., Hakyemez, H.Y., Avflar, M.,and fian, Ö. 1995. Büyük Menderes gra-beninin kuzey kenar›ndaki çökellerin Arvi-colidae (Rodentia, Mammalia) faunas›nadayal› olarak yaflland›r›lmas›. Türkiye Je-oloji Bülteni, 38, 75-80.

Feldispat cevherinden mikan›n spiral zenginlefltirici ile uzaklaflt›r›lmas›

Removal of mica from feldspar ore by spiral concentrator

Murat KADEML‹ Hacettepe Üniversitesi, Hacettepe Meslek Yüksekokulu Müdürlü¤ü, 06532 Beytepe, ANKARA

Özcan Y. GÜLSOYHacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Maden Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Bu çal›flmada, feldispat cevherleri içindeki mika minerallerinin spiral zenginlefltirici ile ayr›labilirli¤i araflt›r›lm›flt›r.Mika, bu tür cevherlerde en önemli demir kayna¤›d›r. Böylece mikan›n cevherden uzaklaflt›r›lmas› ve demir içeri-¤i düflük konsantre elde edilmesi amaçlanm›flt›r. Bu amaçla bir sodyum feldispat cevheri kullan›larak ifllem de¤ifl-kenlerinin mikan›n spiral ile ay›r›m› üzerine etkisi ortaya konulmufltur. Buna göre, incelenen de¤iflkenlerden taneboyu ve kat› içeri¤inin ay›r›m üzerinde önemli etkisi oldu¤u belirlenmifltir. Yap›lan çal›flmada en iyi sonuçlar -212µm +74 µm tane boyu için a¤›rl›kça %15 kat› içeri¤inde elde edilmifltir. Buna göre, beslemede % 0.71 olan Fe2O3içeri¤i %0,07 de¤erine düflürülebilmektedir.

Anahtar Kelimeler: Feldispat, mika, spiral zenginlefltirici.

ABSTRACT

In this study, separability of mica minerals in the feldspar ores through the use of spiral concentrator was investi-gated. Mica is the primary source of iron in these kinds of ores. The objective behind this practise is to remove themica from the ore and to obtain low concentration with small amount of iron. For this purpose, a sodium feldsparore was used and the effects of process variables on the separation of mica by using spiral were investigated. Ac-cordingly, it was found out that particle size and solid content had significant effect on the separation. In the study,best results were obtained with the solid content of 15% by weight for the particle size of -212 µm +74 µm. In linewith this value, Fe2O3 content, which was 0.71% could decrease down to 0,07%.

Key Words: Feldspar, mica, spiral concentrator.

Yerbilimleri, 30 (2004), 81-90Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. KademliE-mail: kademli@hacettepe.edu.tr

laflt›r›lmas› gerekmektedir (Bayraktar vd., 1999,2002).

Feldispat minerali, genel olarak seramik ve camsanayinin ana hammaddesini oluflturmaktad›r.Ancak, feldispat cevherleri genellikle demir vetitan gibi cam ve seramikte renklenmeye nedenolan safs›zl›klar içermektedir. Feldispat cevher-

G‹R‹fi

Feldispatlar; yerkabu¤unun %60-65’ini olufltu-ran, yap›lar› ve özellikleri birbirine oldukça ben-zeyen susuz alüminasilikatlar olup, birçok ma-¤matik kayac›n temel bileflenini oluflturmakta-d›r. Feldispatlar, genellikle kil, mika, demir oksit-ler, turmalin, rutil, sfen gibi renk verici, istenme-yen mineraller ve kuvars ile birlikte bulunmakta-d›rlar. Kaliteli feldispat üretimi için, piflme s›ra-s›nda renk verici, istenmeyen minerallerin uzak-

82 Yerbilimleri

leri içinde demir kayna¤›n› genellikle mika mine-ralleri oluflturmaktad›r. Titan›n kayna¤› ise; rutil,sfen, ilmenit olabildi¤i gibi, baz› durumlarda dakristal kafesindeki yer de¤iflimine ba¤l› olarakmika mineralleri olabilmektedir (Bayraktar vd.,1998).

Seramik ve cam hammaddesi olan feldispatlariçindeki bu safs›zl›klar›n uzaklaflt›r›lmas› ama-c›yla genel olarak flotasyon yöntemi kullan›l-maktad›r. Flotasyon, baz› kimyasallar›n kullan›-m› nedeniyle çevresel aç›dan sorunlar yaratabil-mektedir. Di¤er taraftan, mika ve oksit ayr› flo-tasyon aflamalar›n› gerektirmektedir. Her ikiaflama aras›nda cevher üzerinden reaktifin y›-kanmas› ve yeniden koflulland›rma yap›lmas›gibi ilave ifllemler gerekmektedir (Bayraktar vd.,1999, 2002; Çelik vd., 1998, 2001; Akar, 1994).

Yerçekimi ile feldispat mineralinin zenginlefltir-me çal›flmalar› ilk olarak 1932’de bafllam›flt›r.Sallant›l› masa kullan›larak yap›lan bu çal›flma-da, feldispat minerali içerisindeki demir kayna-¤›n› oluflturan mika minerallerinin feldispat vekuvars minerallerinden ayr›lmas› sa¤lanm›fl, an-cak endüstride kullan›m alan› bulamam›flt›r(Iverson, 1932). 1951 y›l›nda yap›lan di¤er birçal›flmada ise, spiral zenginlefltirici kullan›larakmika minerallerinin feldispat, kuvars ve kaolinminerallerinden etkili bir biçimde ayr›lmas› sa-¤lanm›fl ve mika minerallerinin zenginlefltirmeyöntemi olarak endüstride kullan›m alan› bul-mufltur (Adair vd., 1951).

Bu çal›flmada, mika minerallerinin feldispattanuzaklaflt›r›lmas› amac›yla yerçekimiyle zengin-lefltirme yönteminin uygulanabilirli¤i araflt›r›l-m›flt›r. Böylece feldispat üretimi yap›lan zengin-lefltirme tesislerinde cam sektörüne sat›lanhammaddenin kalitesini art›racak ve ham cev-herden kaynaklanabilecek, sat›fl› etkileyen mikagibi istenmeyen safs›zl›klar›n uzaklaflt›r›lmas›n›sa¤layacak bir yöntemin gelifltirilmesine çal›fl›l-m›flt›r. Ayr›ca mika ve oksit ayr›m› için gerekli ikikademe flotasyon yerine, flotasyon aflamalar›-n›n birini ortadan kald›racak bir yöntem belirle-nerek ak›m flemalar›n›n basitlefltirilmesi deamaçlanm›flt›r.

Bu çal›flmadan elde edilen sonuçlarla; önemlibir feldispat üreticisi olan ülkemizde kaliteli ürünüretecek bir yöntemin ve iflletme koflullar›n›n or-

taya konulmas›n›n, bu konudaki önemli bir a盤›tamamlayaca¤› düflünülmektedir.

MALZEME VE YÖNTEM

Çal›flmada, Çine Akmaden A.fi.’den temin edi-len Na-Feldispat (albit) örne¤i kullan›lm›flt›r. De-neylerde kullan›lan feldispat örne¤inin X – ›fl›n-lar› floresan spektrofotometrisi (XRF) ile yap›lananaliz sonuçlar›, Çizelge 1’de verilmifltir. Deneyörnekleri, çeneli k›r›c› ile k›r›larak -2 cm’ye ka-dar indirilmifl daha sonra ince boylar›n elde edi-lebilmesi için kademeli bir flekilde merdaneli k›-r›c›dan geçirilmifltir. Deneylerde kullan›lmaküzere haz›rlanan örneklerde spiral zenginlefltiri-ci için uygun olmayan -74 µm fraksiyon kurueleme yap›larak ay›r›m› etkilememesi için uzak-laflt›r›lm›flt›r. Daha önceden belirlenen tane bo-yu fraksiyonlar›na uygun olacak flekilde Çizelge2’de gösterilen tane boyutlar›nda befl ayr› frak-siyon haz›rlanm›flt›r.

Deneyler, Reichert spirali kullan›larak yap›lm›fl-t›r. Deneylerde endüstriyel ölçekte Reichert spi-ral kullan›lm›fl olup, düzenek bir tank ve pompaile kapal› devre halinde çal›flt›r›lm›flt›r. Deneylers›ras›nda birincil konsantre, ikincil konsantre veat›k kollar›ndan örnekler efl zamanl› olarak al›n-m›flt›r. Her bir deney için düzenek durdurulmufl,boflalt›lm›fl, temizlenmifl ve taze besleme, kat›içeriklerine uygun flekilde düzene¤in tekrar ça-l›flmas› sa¤lanm›flt›r. Bu flekilde, 135 farkl› ko-flul test edilmifltir. Yap›lan testlerde tane boyu,cam sanayinde kullan›lan tane boylar› da dikka-te al›narak (-850 µm + 74 µm, -600 µm + 74 µm,-425 µm + 74 µm, -300 µm + 74 µm ve -212 µm

Çizelge 1. Feldispat örne¤ine ait kimyasal analiz(XRF) sonuçlar›.

Table 1. Results of chemical analysis of feldsparsample (XRF).

Bileflen ‹çerik (%)

SiO2 65.01Al2O3 20.09Fe2O3 0.73MgO 0.20CaO 1.82Na2O 10.20K2O 0.48TiO2 0.25K.K * 0.42Toplam 99.40

* K›zd›rma kayb›

Kademli ve Gülsoy 83

+ 74 µm), b›çak aral›klar›, (maksimum aç›kl›kolan 16 cm mesafenin 1/4, 1/2 ve 3/4’ü ), ak›flh›zlar›, literatür araflt›rmalar› ve spiral zengin-lefltiricinin çal›flma koflullar› göz önünde bulun-durularak (1 lt/s, 1.5 lt/s ve 2 lt/s) ve kat› içerik-leri (%15, %20 ve %25) olarak incelenmifltir.

SONUÇLARIN DE⁄ERLEND‹R‹LMES‹

Deneylerde s›ras›yla; b›çak aral›¤›n›n, ak›fl h›z›-n›n, kat› içeriklerinin ve tane boyunun uzaklafl-t›rma verimine ve Fe2O3 tenörüne etkisi incelen-mifltir.

B›çak Aral›¤›n›n Fe2O3 Tenörüne Etkisi

Yap›lan deneylerde iki kalite konsantre eldeedilmifltir. Elde edilen birincil ve ikincil konsant-re örneklerinin Fe2O3 tenörleri tayin edilmifltir.Böylece di¤er de¤iflkenler (ak›fl h›z›, % kat› ora-n› ve tane boyu) sabit tutularak, yap›lan deney-ler sonucunda bölücü b›çak konumunun, eldeedilen konsantrelerin Fe2O3 tenörü üzerindekietkisi belirlenmifltir.

fiekil 1a’da 1 lt/s ak›fl h›z› ve %15 kat› içeri¤i,fiekil 1b’ de 1 lt/s ak›fl h›z› ve % 20 kat› içeri¤i,fiekil 1c’ de ise 1 lt/s ak›fl h›z› ve %25 kat› içeri-¤i olmak üzere, tüm tane boyu fraksiyonlar› içindenenen bölücü b›çak konumunun konsantreFe2O3 tenörü üzerine etkisi görülmektedir. fie-killerden de anlafl›laca¤› üzere, her bir tane bo-yu fraksiyonu için farkl› %Fe2O3 de¤erleri eldeedilmektedir. Ancak, ayn› ve/veya farkl› b›çakaral›klar›nda birincil konsantre ve ikincil kon-santre örneklerinin Fe2O3 tenörleri aras›nda bö-lücü b›çak konumuna ba¤l› olarak anlaml› birfark olmad›¤› görülmektedir. B›çak aral›¤›n›n te-nör üzerindeki etkisi, tane boyu ve kat› içeri¤isabit tutulup ak›fl h›z› 1.5 lt/s ve 2 lt/s olarak de-

Çizelge 2. – 74 µm fraksiyonunun ve besleme frak-siyonunun kimyasal analiz sonuçlar›.

Table 2. Results of chemical analysis of – 74 µm frac-tion and feed fraction.

T.Boyu %-74µm -74µm, Besleme(µm) (filam) %Fe2O3 %Fe2O3

-850 +74 4.2 0.03 0.74-600 +74 5.28 0.06 0.74-425 +74 7.1 0.07 0.76-300 +74 8.54 0.08 0.77-212 +74 10.25 0.12 0.78

¤ifltirilerek test edilmifl, ancak farkl› sonuçlar el-de edilememifltir. Dolay›s›yla konsantrenin birin-cil ve ikincil olarak ayr›lmas›n›n bir anlam tafl›-mad›¤› görülmektedir. Bunun nedeni de, geniflbir konsantre aral›¤› ve dar bir art›k aral›¤› olma-s›d›r.

Dolay›s›yla, bundan sonra sonuçlar›n de¤erlen-dirilmesi s›ras›nda bir at›k ve iki konsantreninortalama özelli¤ini veren tek bir konsantre verisikullan›lm›flt›r. Sonuçlar de¤erlendirildi¤inde,at›k ile konsantrenin oldukça keskin bir s›n›r ileayr›ld›¤›n› söylemek mümkündür. Dolay›s›yla,ay›r›mda ikinci bir b›çak kullan›larak ara ürünal›nmas› zorunlulu¤u do¤mamaktad›r. Bu da, ifl-lemin tesis ölçe¤inde kolay uygulanmas›na vekontrol edilebilmesine olanak sa¤layacakt›r.

Ak›fl H›z›n›n Fe2O3 Tenörüne Etkisi

Önemli de¤iflkenlerden biri olan ak›fl h›zlar›n›nbelirlenmesinde, deneylerde kullan›lan Reichertspiralinin özelliklerine ba¤l› olarak en düflük veen yüksek çal›flma ak›fl h›zlar› göz önünde bu-lundurulmufltur. Buna göre, tüm kat› içeriklerin-de sabit kalmak kofluluyla 1 lt/s , 1.5 lt/s ve 2 lt/solmak üzere 3 farkl› ak›fl h›z› belirlenmifltir. Bu-nun sonucunda de¤iflik kat› içeriklerinde ak›flh›zlar›n›n sabit kalmas› sa¤land›¤›ndan, spiralinkapasitesi kat› içeriklerine göre de¤iflmektedir.Ak›fl h›zlar› ve kat› içeriklerine göre de¤ifliklikgösteren kapasiteler Çizelge 3’de verilmifltir.

Çizelge 3’den de görüldü¤ü gibi, de¤iflik kat›içeriklerinde ak›fl h›zlar›n›n sabit tutulmas› 9 ay-r› kapasitenin ay›r›m etkinli¤i üzerine etkisinin

Çizelge 3. Ak›fl h›z› ve kat› içeriklerine göre kapa-siteler.

Table 3. Capasities at various flow rate and solid con-tents.

Ak›fl h›z› Kat› oran› Kapasite (lt/s) (%) (ton/saat)

15 0.5961 20 0.822

25 1.065

15 0.8941.5 20 1.233

25 1.598

15 1.1922 20 1.644

25 2.130

84 Yerbilimleri

araflt›r›lmas›na olanak tan›maktad›r. Tenör –verim e¤rileri incelenirken, kapasite farkl›l›klar›-n›n göz önünde bulundurulmas› son dereceönemlidir.

Bu aflamada elde edilen konsantrelerin Fe2O3tenörleri belirlenmifl ve di¤er de¤iflkenler (kat›

içerikleri ve tane boyu) sabit tutularak yap›landeneyler sonucunda elde edilen konsantrelerinFe2O3 tenörü ve uzaklaflt›rma verimi üzerindeak›fl h›z›n›n etkisi araflt›r›lm›flt›r (fiekil 2).

fiekil 2’den de görüldü¤ü gibi, ak›fl h›z›n›n Fe-

2O3 tenörüne etkisi her tane boyuna ba¤l› olarak

B›çak aral›¤› (cm)B›çak aral›¤› (cm)

%F

e 2O3

tenö

rü

(a)

(c)

(b)

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

B›çak aral›¤› (cm)

fiekil 1. (a) 1 lt/s ak›fl h›z› ve % 15 kat› içeri¤inde, (b) 1 lt/s ak›fl h›z› ve % 20 kat› içeri¤inde, (c) 1 lt/s ak›fl h›z› ve%25 kat› içeri¤inde “b›çak aral›¤› – tenör” iliflkisi.

Figure 1. Relationship between “divider position and grade” at (a) 1 lt/s flow rate and 15 % solids content, (b) 1lt/s flow rate and 20 % solids content, and (c) 1 lt/s flow rate and 25 % solids content.

212 µm-K1

300 µm-K2

600 µm-K1

850 µm-K2

212 µm-K2

425 µm-K1

600 µm-K1

300 µm-K1

425 µm-K2

850 µm-K1

Kademli ve Gülsoy 85

Kat› ‹çeri¤inin Fe2O3 Tenörüne Etkisi

Önemli de¤iflkenlerden biri olan besleme kat›içeriklerinin s›nama aral›klar›n›n belirlenmesin-de, deneylerde kullan›lan Reichert spiralin endüflük ve en yüksek çal›flma kat› içerikleri gözönünde bulundurularak %15 , % 20 ve % 25 ka-t› olmak üzere 3 farkl› de¤er belirlenmifltir (fiekil3). fiekil 3’ ten de anlafl›laca¤› gibi, kat› içeri¤i-

çok fazla de¤iflmemekle birlikte, ak›fl h›z›n›n art-mas› durumunda konsantrenin Fe2O3 tenörünü,çok az da olsa olumsuz yönde etkiledi¤i anlafl›l-maktad›r. Ayr›ca kat› içeri¤inin % 15’den % 20’ye ve daha sonra da % 25’ e ç›kmas›yla ak›fl h›-z›n›n ayr›m› bozucu yöndeki etkisinin azald›¤›görülmektedir. Buna göre kat› içerikleri ve ak›flh›zlar› aras›nda etkileflim oldu¤unu söylemekmümkündür.

(a)

(c)

(b)

Ak›fl h›z› (lt/s) Ak›fl h›z› (lt/s)

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

Ak›fl h›z› (lt/s)

fiekil 2. (a) % 15, (b) % 20 ve (c) % 25 kat› içeri¤inde “ak›fl h›z› – tenör” iliflkisi.Figure 2. Relationship between “flow rate and grade” at (a) 15, (b) 20, and (c) 25 % solids content.

86 Yerbilimleri

nin Fe2O3 tenörüne etkisi her tane boyu fraksi-yonu için çok fazla de¤iflmemekle birlikte, kat›içeri¤indeki art›fl›n Fe2O3 tenörü’nü olumsuzyönde etkiledi¤i aç›kça görülmektedir. S›nananüç ayr› koflulda da özellikle – 850 µm + 74 µmfraksiyonunda beslemenin kat› içeri¤inin hiçbiretkisi olmamaktad›r. Ayr›ca bu fraksiyon içinay›r›m son derece baflar›s›z olmaktad›r.

Tane Boyunun Fe2O3 Tenörüne ve Fe2O3Uzaklaflt›rma Verimine Etkisi

Spiral zenginlefltirici ile yap›lan deneylerin enönemli de¤iflkenlerinden biri olan tane boyufraksiyonlar›n›n belirlenmesinde, elde edilecekkonsantrenin do¤rudan cam sanayinde kullan›-labilece¤i de düflünülmüfltür. Bu nedenle, -850µm+74 µm, -600 µm+74 µm, -425 µm + 74 µm,

fiekil 3. (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s ve (c) 2 lt/s ak›fl h›z›ndaki “kat› içeri¤i – tenör” iliflkisi.Figure 3. Relationship between solids content and grade at (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s, and (c) 2 lt/s flow rate.

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

% Kat›

% Kat›

% Kat›

(a)(b)

(c)

Kademli ve Gülsoy 87

lafl›laca¤› gibi, konsantrenin Fe2O3 tenörü veuzaklaflt›rma verimi, tane boyunda ki de¤iflim iledo¤rudan iliflkilidir. Ancak, özellikle -212 µm +74 µm ve -300 µm + 74 µm tane boyu fraksiyon-lar›nda kat› içeriklerindeki de¤ifliminin de kon-santrenin Fe2O3 tenörü ve uzaklaflt›rma verimiüzerinde etkisinin oldu¤u görülmektedir. Taneboyundaki art›fl uzaklaflt›rma verimini düflürür-ken, konsantrenin Fe2O3 tenörünü artt›rd›¤› gö-

-300 µm + 74 µm, -212 µm + 74µm olmak üze-re 5 ayr› fraksiyon haz›rlanarak tane boyununayr›ma etkisi genifl bir aral›kta incelenmifltir.Ay›r›m üzerindeki olumsuz etkisi çok iyi bilinen -74 µm fraksiyonunun ayr›lmas› amac›yla haz›r-lanm›fl olan bütün örnekler kuru olarak elenmiflve ayr›lm›flt›r. 1lt/s, 1.5 lt/s ve 2 lt/s ak›fl h›zlar›n-da tüm kat› içerikleri için tane boyunun Fe2O3uzaklaflt›rma verimi ve Fe2O3 tenörü’ne etkisi s›-ras›yla fiekil 4’te verilmifltir. Bu flekilden de an-

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

(a(b

(c)

fiekil 4.(a)1 lt/s, (b) 1.5 lt/s ve (c) 2 lt/s ak›fl h›z›ndaki tane boyunun Fe2O3 tenörü ile uzaklaflt›rma verimine etkisi.Figure 4. The effect of particle size to Fe2O3 grade and removing recovery at (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s, and (c) 2 lt/s

flow rate.

%F

e 2O3

uzak

laflt

›rm

a v

erim

%F

e 2O3

uzak

laflt

›rm

a v

erim

%F

e 2O3

uzak

laflt

›rm

a v

erim

Tane boyu (µm) Tane boyu (µm)

Tane boyu (µm)%15 kat› tenör

%25 kat› tenör

%20 kat› verim

%20 kat› tenör

%15 kat› verim

%25 kat› verim

88 Yerbilimleri

rülmektedir. Ayn› zamanda kat› içeri¤indeki art›-fl›n, yine tane boyunun art›fl›na koflut olarakuzaklaflt›rma verimini düflürürken, konsantreninFe2O3 tenörünü art›rd›¤› belirlenmifltir. Ancakak›fl h›z›ndaki art›fl›n ay›r›m üzerindeki etkisinin,di¤er de¤iflkenler göz önüne al›nd›¤›nda, çokanlaml› olmad›¤› görülmektedir.

Tane Boyunun A¤›rl›k Verimine ve Fe2O3Tenörüne Etkisi

Spiral deneylerinde tane boyunun Fe2O3 tenö-rüne etkisi ile birlikte a¤›rl›k verimine etkisinin

beraber incelenmesi, optimum koflullar›n belir-lenmesi aç›s›ndan son derece önemlidir. Böyle-likle, Fe2O3 tenör de¤erlerine karfl›l›k gelen bes-lemenin a¤›rl›kça ne kadar›n›n konsantreye gel-di¤i, de¤erlendirilerek en iyi ay›r›m koflullar› be-lirlenebilir.

1 lt/s, 1.5 lt/s ve 2 lt/s ak›fl h›zlar›nda tüm kat›içerikleri için tane boyunun Fe2O3 tenör ve a¤›r-l›k verimine etkisi s›ras›yla fiekil 5’te verilmifltir.Buna göre, ince tane boyu fraksiyonlar›nda üç

%F

e 2O3

tenö

rü

%F

e 2O3

tenö

rü

% A

¤›rl›

k ve

rimi

% A

¤›rl›

k ve

rimi

% A

¤›rl›

k ve

rimi

%F

e 2O3

tenö

rü

(a)(b)

(c)

fiekil 5. (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s ve (c) 2 lt/s ak›fl h›z›ndaki tane boyunun a¤›rl›k verimi ile Fe2O3 tenörüne etkisi.Figure 5. The effect of particle size to Fe2O3 grade and weight recovery at (a) 1 lt/s, (b) 1.5 lt/s, and (c) 2 lt/s flow

rate.

Tane boyu (µm) Tane boyu (µm)

Tane boyu (µm)

Kademli ve Gülsoy 89

Bölücü b›ça¤›n konumu, çok genifl bir s›namaaral›¤›nda etkili de¤ildir. Spiral üzerinde geniflbir feldispat ve d›fl k›s›ma yak›n bir mika aral›¤›oluflmaktad›r. Feldispat ve mika mineralleri ara-s›ndaki ay›r›m oldukça keskin olup, bir ara ürünoluflmamas› ay›r›m s›ras›nda b›çak konumununayarlanmas›, dolay›s›yla kontrol aç›s›ndanönemli avantajlar sa¤lamaktad›r.

En iyi koflullarda elde edilen örnekler piflme de-neylerine tabii tutulmufl, demirden kaynaklanangrili¤in azald›¤›, ancak titandan gelen pemberengin korundu¤u gözlenmifltir. Elde edilen ör-neklerin tamam›nda demir analizi yap›lm›fl, an-cak titan analizleri yap›lmam›flt›r. Cevherdeki ti-tan kayna¤›n›n genel olarak rutil ve sfen oldu¤ugöz önüne al›n›rsa, titan içeriklerinde bir azal-man›n beklenmedi¤i, ancak baz› durumlardaözellikle biyotit mineralinin kristal kafeslerindebulunan titan›n mikan›n ayr›lmas›yla uzaklaflt›-rabilece¤i de göz önünde bulundurulmad›r.Ayr›ca, Çizelge 2 incelendi¤inde, -74 µm alt›fraksiyonunun demir içeri¤inin önemli ölçüdedüfltü¤ü görülmektedir. Bunun nedeni, mikan›ntabakal› yap›s›ndan dolay› iri boylarda kalma-s›ndan kaynaklanmaktad›r.Elde edilen konsantrenin demir içeri¤inin camsanayii için gerekli s›n›rlar içinde bulunmas›n-dan dolay›, flotasyon yöntemi kullan›larak titanmineralinin uzaklaflt›r›lmas›yla seramik sanayiiçin gerekli olan demir ve titan tenörleri sa¤lana-bilir. Böylece standart iki aflama flotasyondanbir aflama kald›r›lm›fl olur.

farkl› kat› içeri¤inde % 0.10 – 0.25 aras›ndaFe2O3 tenör de¤erleri elde edilmesine ra¤men,%70’ler seviyesinde düflük a¤›rl›k verimleri eldeedilmektedir. ‹nce tane boyu fraksiyonlar›ndaa¤›rl›k veriminin % 70’ler seviyesinde kalmas›-n›n bafll›ca nedeni, kademeli boyut küçültmeçal›flmalar›na ra¤men iri besleme örneklerinegöre -74 µm malzeme miktar›n›n yüksek orandaoluflmas›ndan kaynaklanmaktad›r. Çizelge 2 in-celendi¤inde, -74 µm malzeme olarak ayr›lan in-ce tanelerin düflük mika içeri¤inden dolay› de-mir içeri¤i de düflüktür. Dolay›s›yla, bu k›s›mdanihai ürüne kat›larak a¤›rl›k veriminin belli oran-da artt›r›lmas› mümkün olabilir.

SONUÇLAR VE TARTIfiMA

Bu çal›flmada, mika minerallerinin feldispattanuzaklaflt›r›lmas› amac›yla yerçekimiyle zengin-lefltirme yönteminin uygulanabilirli¤i araflt›r›l-m›fl, ayr›ca tane boyu, kat› içeri¤i, b›çak aral›¤›ve ak›fl h›z› gibi ifllem de¤iflkenlerinin ay›r›müzerine etkileri incelenmifltir. Buna göre, taneboyunun ay›r›m üzerinde son derece etkili oldu-¤unu söylemek mümkündür. -850 µm +74 µmve -600 µm + 74 µm tane boyu fraksiyonlar›ndaay›r›m etkisiz olmaktad›r. Bu durum, serbestlefl-meden kaynaklanan bir sorun de¤ildir. fiekil 6’-dan da görülece¤i gibi, en iri fraksiyonda dahiserbestleflme gerçekleflmektedir. Ancak iri taneboylar›nda, mika minerallerinin ince pulsu yap›-s›n›n ortaya ç›kmamas›, flekil farkl›l›¤›n›n olufl-mas›na engel olmaktad›r. Dolay›s›yla, iri taneboylar›nda flekil farkl›l›¤›na dayal› bir ay›r›m ger-çekleflememektedir. -425 µm +74 µm tane boyufraksiyonunda ise, ay›r›m etkinli¤i artmakta ve– 300 µm +74 µm ve -212 µm + 74 µm tane bo-yu fraksiyonlar›nda son derece baflar›l› sonuçlarelde edilmektedir. Elde edilen demir tenörlericam sanayii için gerekli olan s›n›rlar içerisindekalmaktad›r.

Beslemenin a¤›rl›kça kat› içeri¤inin tane boyunagöre ay›r›m üzerinde daha az etkili olmas›na ra-¤men, kat› içeri¤inin artmas›n›n ay›r›m› olumsuzyönde etkiledi¤i özellikle iri tane boylar›nda taneboyu ile kat› içeri¤i aras›nda bir etkileflimin oldu-¤u sonucuna var›lm›flt›r.

Ak›fl h›z›ndaki art›fl›n ay›r›m üzerindeki etkisi,az da olsa, düflük kat› içeriklerinde olumsuzyönde iken, kat› içerikleri artt›kça anlaml› bir et-kisinin kalmad›¤› sonucuna var›lm›flt›r.

fiekil 6. - 850 µm + 74 µm fraksiyonu. Figure 6. Fraction of -850 µm + 74 µm.

90 Yerbilimleri

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar, bu çal›flmada kullan›lan örneklerin te-mininde yard›mc› olan Çine Akmaden A.fi.’yeteflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Adair, R., McDaniel, W.T., and Hudspeth, W.R. 1951.A new method for recovery of flake mica.Mining Engineering, 3, 252-254.

Akar, A., 1994. Evaluation of Gördes Köprübafl› dist-rict feldspar industrial raw material depo-sits. Progress in Mineral Processing Tech-nology. H. Demirel and S. Ersay›n (eds.),Proceedings of 5th International MineralProcessing Symposium, Turkey, 243-249.

Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., and Gülsoy, Ö., 1998. Mag-netic separation and flotation of albite ore.Innovations in Mineral and Coal Proces-sing, S. Atak, G.Önal and M.S. Çelik(eds.), 315-318.

Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., Gülsoy, Ö.Y., Ekmekçi, Z.ve Can, N.M., 1999. Temel seramik vecam hammaddelerimizdeki (feldispat, ku-vars ve kaolin) kalite sorunlar› ve çözümönerileri. 3. Endüstriyel HammaddelerSempozyumu Bildiriler Kitab›, ‹zmir, 22-33.

Bayraktar, ‹., Gülsoy, Ö.Y., Can, N.M. ve Orhan,E.C., 2002. Feldispatlar›n zenginlefltirilme-si. 4. Endüstriyel Hammaddeler Sempoz-yumu Bildiriler Kitab›, ‹zmir, 97-105.

Çelik, M.S., Can, I., and Eren, R.H., 1998. Removalof titanium impurities from feldspar ores bynew flotation collectors. Minerals Engine-ering, 11(12), 1201-1208.

Çelik, M.S., Pehlivano¤lu, B., Aslanbafl, A., and As-matülü, R., 2001. Flotation of colored im-purities from feldspar ores. Minerals andMetallurgical Processing, 18(2), 101-105.

Iverson, H.G., 1932. Separation of feldspar from qu-artz. Engineering and Mining Journal, 4,227-229.

Implications of GPS-derived displacement, strain and stress rateson the 2003 Miyagi-Hokubu earthquakes

2003 Miyagi-Hokubu (Japonya) depremleri için GPS’ten elde edilen yerde¤ifltirme, birim deformasyon ve gerilme h›zlar›n›n de¤erlendirilmesi

Ömer AYDANTokai University, Department of Marine Civil Engineering, Shizuoka, JAPAN

ABSTRACT

Earthquake prediction has been an important field of research for years and some earthquake prediction projectssuch as the Tokai Earthquake Prediction Project in Japan and the Parkfield Earthquake Prediction Project in USAhave been recently undertaken to progress on short-term prediction. As also shown by the author, the stress ra-tes derived from the GPS deformation rates can be effectively used to locate the areas with high seismic risk. Furt-hermore, daily variations of derived strain-stress rates from dense GPS networks in Japan and USA may providea high quality data to understand the behaviour of the earth’s crust preceding earthquakes and also to predict theoccurrence time of earthquakes. In this study, the method proposed by Aydan (2000) is applied to the daily GPSmeasurements in the northern part of Miyagi prefecture during the period between 1998 and 2003. Although theresponses of deformation velocities of stations obtained from the GPS are not generally consistent with the platetectonics model of the region, the regional strain and stress rates are in accordance with those expected from thefaulting mechanism of the earthquakes. It is shown that the mean, maximum shear and disturbing stress rates canbe quite useful for identifying the areas with high seismic risk in addition to tilting strains and associated stressesobtained in this article. They may be further useful for near future (in the order of months) earthquake prediction.However, they can not be used for the very near future (of the order of several hours to days) predictions unlessthe precision of measurements is substantially improved.

Key Words: Earthquake prediction, faulting mechanism, finite element method, global positioning system, Miya-gi-Hokubu earthquakes.

ÖZ

Deprem tahmini uzun y›llardan beri çok önemli bir araflt›rma alan› olup, Japonya’da Tokai Deprem Tahmini Proje-si ve ABD’de Parkfield Deprem Tahmin Projesi bu amaç için yürütülen projelerin belli bafll›lar›d›r. Yazar›n daha ön-ceki bir makalesinde (Aydan, 2000) gösterildi¤i gibi, GPS yerkabu¤u deformasyon ölçümlerinden elde edilen birimdeformasyon ve gerilme h›zlar›n› kullanarak deprem riskinin çok yüksek olabilece¤i alanlar›n saptanabilece¤i ka-n›tlanm›flt›r. Japonya ve ABD’de yo¤un GPS a¤lar›ndan elde edilen günlük ölçümlerden birim deformasyon ve ge-rilim h›zlar› deprem öncesi yerkabu¤unun davran›fl›n›n anlafl›lmas› ve deprem olufl zaman›n›n kestirimi aç›s›ndanoldukça yararl› olacakt›r. Bu çal›flmada ise, Aydan (2000) taraf›ndan önerilen yöntem Japonya’da Miyagi vilayeti-nin kuzey k›sm›nda 1998-2003 y›llar› aras›nda al›nan günlük ölçümlere uygulanm›flt›r. GPS ölçümlerinden eldeedilen deformasyonlar, bölgesel tektonik hareketlerle uyum içerisinde olmamakla birlikte, elde edilen birim defor-masyon h›zlar› ile gerilim h›zlar› faylanma mekanizmas›ndan beklenenlerle uyum içerisindedir. Özellikle tan›mla-nan ortalama, en büyük makaslama ve k›r›labilirlik gerilim h›zlar›n›n deprem riskinin yüksek oldu¤u alanlar›n sap-tanmas›nda oldukça yararl› oldu¤u bir kez daha kan›tlanm›flt›r. GPS yönteminin yak›n gelecekte örne¤in hafta veay mertebesinde deprem tahmininde kullan›labilir oldu¤una flüphe yoktur. Bununla birlikte, çok yak›n gelecektebaflka bir deyiflle saat mertebesinde deprem tahminine uygulanabilir olabilmesi için ölçüm hassasiyetinin oldukçaartt›r›lmas› gerekmektedir.

Anahtar Kelimeler: Deprem tahmini, faylanma mekanizmas›, sonlu elemanlar yöntemi, küresel konumlama siste-mi, Miyagi-Hokubu depremleri.

Yerbilimleri, 30 (2004), 91-102Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

Ö. AydanE-mail: aydan@scc.u-tokai.ac.jp

92 Yerbilimleri

INTRODUCTION

Earthquake prediction has been an important fi-eld of research for years, that resulted somesuccess on long-term and intermediate predicti-on but short-time prediction is still unpredictab-le. Thus, some earthquake prediction projectssuch as the Tokai Earthquake Project in Japanand the Parkfield Earthquake Project in USAhave been recently undertaken to progress onshort-term prediction. The recent Parkfieldearthquake on September 28, 2004 validatedthe prediction methodology based on the recur-rence concept.

If the stress state and the yielding characteris-tics of the earth’s crust are known at a given ti-me, one may be able to predict earthquakeswith the help of some mechanical, numericaland instrumental tools. The stress rates derivedfrom the GPS deformation rates can be effecti-vely used to locate the areas with high seismicrisk as proposed by Aydan et al. (2000). Thus,daily variations of derived strain-stress ratesfrom dense continuously operating GPS net-works in Japan and USA may provide a high qu-ality data to understand the behaviour of theearth’s crust preceding earthquakes.

In this study, an interpolation technique of finiteelement method proposed by Aydan (2000;2003), which is briefly presented, is used tocompute the strain rates and consequentlystress rates in the plane tangent to the surfaceof the earth’s crust from crustal deformations.This method is then applied to the GPS measu-rements in the Northern part of Miyagi Prefectu-re, where recently large earthquakes with amagnitude of 7.0 (May 26, 2003) and 6.2 (July26, 2003) occurred. The stress rates for thearea in the close vicinity of the epicenter of M6.2earthquake are computed and compared withseismic activity, and their implications are dis-cussed. In addition, the general tendency of de-formation pattern obtained from the GPS me-asurements are discussed with that expectedfrom the tectonic model of the prefecture.

THE METHOD FOR COMPUTINGTANGENTIAL STRAIN AND STRESS RATES

The crustal strain rate components can be rela-ted to the deformation rates at an observation

point (x, y, z) through the geometrical relations(i.e. Eringen, 1980) as given below:

(1)

Where u., v

.and w

.are displacement rates in the

direction of x, y and z respectively. ε.xx, ε

.yy and

ε.zz are strain rates normal to the x, y and z pla-

nes and γ.xy, γ

.yz, γ

.zxare shear strain rates. The

GPS measurements can only provide the defor-mation rates on the earth’s surface (x (EW) andy (NS) directions) and it does not give any infor-mation on deformation rates in the z direction(radial direction). Therefore, it is impossible tocompute normal and shear strain rate compo-nents in the vertical (radial) direction near theearth’s surface. The strain rate components inthe plane tangential to the earth’s surface wouldbe ε

.xx, ε

.yy and γ

.xy. Additional strain rate compo-

nents γ.yz and γ

.zx, which would be interpreted as

tilting strain rate in this study, are defined byneglecting some components in order to makethe utilization of the third component of defor-mation rates measured by GPS as follows:

(2)

Let us assume that the GPS stations re-arran-ged in a manner so that a mesh is constitutedsimilar to the ones used in the finite elementmethod. Figure 1 illustrates a simple case for tri-angular elements. Using the interpolation tech-nique in the finite element method, the displace-ment in a typical element may be given in thefollowing form for any chosen order of interpola-tion function:

{u.}=[N]{U

.} (3)

Where {u.}, [N] and {U

.} are the deformation ra-

te vector of a given point in the element, shapefunction and nodal displacement vector, respec-tively. The order of shape function [N] can bechosen depending upon the density of observa-tion points. The use of linear interpolation func-tions has been already presented elsewhere(Aydan, 2000 and 2003). From equations (1),(2) and (3), one can easily show that the follo-

γ zx =

∂w∂x

;γ zy =∂w∂y

∂u∂y

;γ yz =∂w∂y

+∂v∂z

;γ zx =∂w∂x

+∂u∂z

xxε =∂u∂x

; yyε =∂v∂y

; zzε =∂w∂y

;γ xy =∂v∂x

+.

..

..

. .

. ..

..

.

..

...

.

Aydan 93

stress at the start of GPS measurement and theincrement from GPS-derived stress rate givenas:

(6)

If the previous stress {σ}0 is not known, a com-parison for the identification of location of theearthquake can not be done. The previousstress state of the earth’s crust is generally unk-nown. Therefore, Aydan et al. (2000) proposedthe use of maximum shear stress rate, meanstress rate and disturbing stress for identifyingthe potential locations of earthquakes. The ma-ximum shear stress rate, mean stress rate anddisturbing stress rate are defined below:

(7)

Where β may be regarded as a friction coeffici-ent. It should be noted that one (vertical) of theprincipal stress rates is neglected in the aboveequation since it can not be determined fromGPS measurements. The concentration locati-ons of these quantities may be interpreted asthe likely locations of the earthquakes as theyimply the increase in disturbing stress. If themean stress has a tensile character and its va-lue increases, it simply implies the reduction ofresistance of the crust.

GPS NETWORK

The GPS network of Japan, called GEONET, isprobably the most extensive network in theworld and is run by Japan Geographical SurveyInstitute. In this study, the number of stationswas chosen as 6 and the area was divided into5 elements as shown in Figure 2. The elementsare denoted as MIY_WAK_YAM, WAK_ONA_YAM, ONA_OSH_YAM, OSH_RIF_YAMand RIF_MIY_YAM with the use of first threeletters of the GPS stations in clock-wise. Yamo-to station is the nearest station to the epicenterof the July 26, 2003 earthquake. The area cho-sen may be of great interest to understand thenear field displacement and stress rate variati-ons in the close vicinity of the epicentres ofearthquakes.

τmax =

σ1 − σ3

2;σm =

σ1 + σ3

2;τd = τmax +βσm

σ{ } = σ{ }0 + σ{ }

T0

t

∫ dt

wing relation holds among the components ofthe strain rate tensor of a given element anddisplacement rates at nodal points.

{ε.}=[B]{U

.} (4)

Using the strain rate tensor determined from theEq. 4, the stress rate tensor can be computedwith use of a constitutive law such as Hooke’slaw for elastic materials, Newton’s law for visco-us materials and Kelvin’s law for visco-elasticmaterials (Aydan, 1997; Aydan and Nawrocki,1998). In this particular study, Hooke’s law ischosen and is written in the following form:

(5)

Where λ and µ are Lame’s constants, which aregenerally assumed to be λ = µ = 30 GPa (Fow-ler, 1990). It should be noted that the stress andstrain rates in Eq. (5) are for the plane tangenti-al to the earth’s surface. From the computedstrain rate and stress rates, principal strain andstress rates and their orientations may be easilycomputed as an eigen value problem.

To identify the locations of earthquakes, onehas to compare the stress state in the earth’scrust at a given time with the yield criterion ofthe crust. The stress state is the sum of the

σ xx

σ yy

σ xy

=

λ + 2µ λ

λ λ + 2µ

0 0

ε xx

ε yy

γ xy

Figure 1. Coordinate system and the definition ofdisplacement rates for a triangular element.

fiekil 1. Koordinat sistemi ve bir üçgen eleman içinyer de¤ifltirme h›zlar›n›n tan›m›.

.

.

. .

.

.

.

.. . . .

. .

0

0

µ

94 Yerbilimleri

Figure 2. Seismicity map of the Nahanni fault zone for aftershocks with M>1.7 between July 26, 2003 and Sep-tember 22, 2003 (GPS stations and configuration of GPS mesh and a cross-section for aftershocks thro-ugh the A-B) (after Öncel and Aydan, 2003).

fiekil 2. Eylül 22, 2002 ile Temmuz 26, 2003 tarihleri aras›nda M>1.7’den büyük artç› depremlerin da¤›l›m› (GPSistasyonlar› ve kullan›lan GPS a¤› ve A-B dorultusu boyunca artç›lar›n izdüflümü) (Öncel ve Aydan 2003’-ten).

Aydan 95

as noted in the figure. When rock approaches tofailure, the axial strain starts to increase very ra-pidly.

Next, an experimental result for the response ofa tuff sample subjected to a uniaxial compressi-

CHARACTERISTICS OF THE MIYAGIEARTHQUAKE OF JULY 26, 2003

A series of earthquakes occurred in the nort-hern part of Miyagi Prefecture of Japan on July26, 2003 and these are officially named as Mi-yagi-Hokubu earthquakes. Table 1 gives the pa-rameters of fault planes for largest foreshockand aftershock of the July 26 event. Figure 3shows the faulting mechanism obtained by NI-ED and the normalised principal stresses asso-ciated with the earthquake inferred from the fo-cal plane solutions using the author’s method(Aydan et al., 2002). The faulting mechanism ofthe earthquake was caused mainly by a blindthrust fault with an almost NS strike and dippingtowards west with an inclination of 30o- 45o Themaximum horizontal stress acts in the directionof N83W and the least principal stress is almostvertical. The earthquakes with magnitudes of7.0 and 5.5 occurred on May 26 and July 26,2003, respectively, had quite similar faultingmechanisms. Fault planes for largest foreshock,aftershock and mainshock are also shown in Fi-gure 3.

PHYSICAL BACKGROUND FORINTERPRETATION OF MEASURED GPSRESPONSES

Some rock mechanics laboratory tests and anumerical simulation of thrust faulting are desc-ribed in this section in order to have somephysical background for the interpretation of va-riables obtained from GPS measurements.Firstly, axial stress and axial strain responsesmeasured during a compression test on a gyp-sum sample from Turkey is shown in Figure 4(Aydan et al. 2003). The sample was subjectedto a very complex loading history. The rock be-haves elastically when the response is linear.However, if some fracturing starts to take placein the sample, the behaviour is no longer linearand some plastic strains occur upon unloading

Table 1. Orientation of fault planes and model rupture parameters.Çizelge 1. Fay düzlemlerinin e¤imi, e¤im yönü ve deprem parametreleri.

Event Strike Dip Rake L WM0

Fault model Location(xE17)reference degree(km) (km)

N-m

7/25/2003 197 49 86 18 12 1.2 ERI 38.43N/141.17E7/26/2003 201 42 102 18 15 14 ERI 38.40N/141.20E7/26/2003 126 27 112 12 15 0.71 ERI 38.50N/141.20E

Figure 3. (a) Focal plane solution of July 26 Mj6.2earthquake and (b) its associated stress fi-eld.

fiekil 3. (a) Temmuz 26 Mj6.2 depreminin faylanmamekanizmas› ve (b) iliflkin gerilme ortam›.

96 Yerbilimleri

ve creep loading is shown in Figure 5 (Aydan etal., 1999). As seen in the figure, the axial strainshows an accelerating creep response and therock sample fails following the linear creep sta-ge. As noted in the results of the previous andthis experiments, the failure is always associ-ated with an accelerating strain or deformationresponse.

It is also known that the stick-slip tests have so-me relevance to the behaviour of earthquake fa-ults (Jaeger and Cook, 1979). Figure 6a showsan example of a stick-slip experiment on a saw-cut surface of Ryukyu limestone blocks from Ja-pan (Tokashiki and Aydan, 2003). It is of greatinterest that the stick-phase of deformation ex-hibits a linear deformation response and the slipbehaviour is distinguished with a sharp offset ofdeformation. Figure 6b shows a close-up viewof the response during the second slip event. As

noted from the figure, the linear deformationresponse in stick phase tends to deviate fromthe linear behaviour before the slip. In otherwords, the velocity was no longer constant andit fluctuated before the slip took place.

As the faulting mechanisms of the Miyagi earth-quakes were mainly thrust faulting, numericalsimulations carried out by Aydan (2002) on thedeformation responses of the faults duringthrust faulting using Discrete Finite ElementMethod (DFEM) are referred herein to have so-me ideas on the expected ground deformationsbefore, during and after the earthquake. Figure7 shows the boundary conditions imposed on

Figure 4. Mechanical responses of gypsum rocksample during uniaxial compression.

fiekil 4. Türkiye’den bir jips örne¤inin tek eksenli s›-k›flma deneyi s›ras›ndaki mekanik davran›-fl›.

Figure 5. Creep response of Ürgüp (Turkey) tuff.fiekil 5. Ürgüp (Türkiye) tüfünün krip davran›fl›.

Figure 6. Stick-slip response of saw-cut Ryukyu (Ja-pan) limestone blocks.

fiekil 6. Ryukyu (Japonya) kireçtafl› bloklar›n›n kesikarayüzeyinin yap›flma-kayma davran›fl›.

Figure 7. Finite element mesh used in DFEM analy-sis.

fiekil 7. DFEM analizinde kullan›lan sonlu elemanlara¤› ve s›n›r koflullar›.

(a)

(b)

Aydan 97

tic displacement is subtracted from the displa-cement responses, and the resulting displace-ment is normalised by the forced displacementat the boundary. The normalised horizontaldisplacements of control points on the footwalldecrease, while those of control points on thehanging wall increase as the fracture propagati-on progresses. Similar responses are also ob-served for the normalised vertical displacementof control points. The variation in displacementsof the control points far from the fault plane isgradual while those of control points nearby thefault plane are sharp during the propagation ofthe fault. The tilting strain perpendicular to thestrike of the fault decreases gradually as thecompressed body is released from the forceddisplacement field.

the numerical faulting model. The numerical fa-ult model was subjected to forced displace-ments of 100 mm horizontally and verticallyalong the vertical and horizontal boundaries ofhanging wall side of the fault plane. In the samefigure, four control points on the ground surfaceare selected. Figure 8 shows deformed configu-rations for different steps of the computation,which may be viewed as a fictious time step.The first step corresponds the elastic responseof the model. As noted from the figure, the gro-und surface is tilted and the whole body iscompressed horizontally. However, once the fa-ult starts to rupture near the lower boundary, thecompressed footwall of the fault is relaxed andrelative sliding starts to take place along the fa-ult. Figure 9 shows the displacement responsesof points on the hanging wall and footwalls fol-lowing the initial elastic displacement. The elas-

Figure 8. Deformed configurations during variouscomputation steps.

fiekil 8. De¤iflik hesaplama aflamalar›nda yerde¤ifltir-me durumlar›.

Figure 9. Responses of control points on the footwall,hanging wall and tilting strain.

fiekil 9. Taban ve tavan bloklar›ndaki kontrol noktala-r›n›n yerde¤ifltirme davran›fl› ve e¤ilme birimdeformasyonu.

98 Yerbilimleri

GPS MEASUREMENTS AND THEIREVALUATION

Displacement Rates

The expected deformation pattern for the faul-ting mechanism from the previous two-dimensi-onal analysis implies that there should be cont-raction along perpendicular (EW direction) tothe strike of the fault and the extension parallelto the fault strike (NS direction) due to Poissoneffect. As for the vertical motion, the east side ofthe fault (denoted B in Figure 2) should be mo-ving downward while the motion of its west sideshould be upward.

Figure 10 shows the displacement rates for Os-hika GPS station versus time. The displacementrates presented in this study are obtained bysubtracting the global coordinates of GPS stati-ons with respect to those on the 1st january of1998. The right vertical axis is defined as MRI=M x 100 / R, in which M is magnitude, R ishypocenter distance (km). The index MRI maybe an indicator of the effect of earthquakes onthe region. In Figure 10, there are two time se-ries plots of the deformation rates; one is for anuncorrected plot and the other is an correctedplot. The offsets in displacement rates of all sta-tions were observed in December 2002. Nevert-heless, there was no significant earthquake inthe region within a radius of 500 km or worldwi-de during that period. If the measured GPS da-ta are reliable, these should be correspondingto some silent crustal movements. However, theauthor have recently found out that these off-sets were due to the antenna replacement ofthe GPS stations in the region in December2002. Therefore, some corrections were doneon the time series plot of the displacement ratesfor all GPS stations by taking into account thegeneral trend of before and after the antennareplacement.

Figure 11 shows the time series plots of the cor-rected displacement rates for all GPS stations.Rifu and Miyagi-Taiwa stations on the hanging-wall of the causative fault while Oshika andOnagawa GPS stations are on its foot-wallblock. Wakuya GPS station is almost at thenorth tip of the causative fault, while YamotoGPS station is just on the fault. It is noted thatthere are some sinusoidal year-long fluctuationsof the displacement rates. These fluctuationsare due to the deformation of the earth due to itsmotion around the sun. The displacement ratesof Yamoto and Oshika stations are the most stri-king ones and these stations move in the direc-tion of SE after the beginning of 2003 while theysubside as expected from the fault deformationbefore the release of stored mechanical energyby the earthquake. On the other hand, the restof other GPS stations moves NW while they areuplifted. The deformation responses after thebeginning of 2003 are similar to those in the ac-celerating stage of creep tests as discussed inthe previous section.

Figure 10. Uncorrected and corrected time series ofdisplacement rates of Oshika GPS station.

fiekil 10. Oshika GPS istasyonunda düzeltilmemifl vedüzeltilmifl yerde¤ifltirme miktar›n›n zamanaba¤l› de¤iflimi.

Aydan 99

sappeared in the computed strain rates. In otherwords, if the strain rate concept is used, there isno need to consider the displacement compo-nent of the earth’s crust due to the year-longmotion of the earth around the sun.

The strain rate components of Yamoto-Rifu-Os-hika element indicates a visible linear strain ra-te variation with time while strain variations ofother GPS elements are not distinct at all. Thestrain rate high strain variations of Yamoto-Rifu-Oshika element become more apparent in Oc-tober 2002. The epicenter of the main shockwas located within this element. However, thestrain rate components of the elements of Ya-moto-Oshika-Onagawa, Yamoto-Onagawa-Wa-kuya and Yamoto–Wakuya-Miyagi-Taiwa star-ted to change remarkably at the beginning of

Strain Rates

The interpretation of deformation velocity com-ponents of GPS stations becomes meaninglesswhen they are considered individually. Therefo-re, the utilization of strain and stress rates ismore meaningful as they are the indicators ofthe distribution of regional straining. The signconvention for strain rate tensor follows that ofthe continuum mechanics. Therefore, maximumprincipal stress rate has either an extensionalcharacter or the least compressive strain whileminimum principal strain rate is vice versa. Fi-gure 12 shows the maximum (tensile), minimum(compression) and maximum shear strains ofeach GPS element with time. It is of great inte-rest that the year-long sinusoidal fluctuationsobserved in displacement responses almost di-

Figure 11. Corrected time series of displacement ra-tes of all GPS stations.

fiekil 11. Bütün GPS istasyonunda düzeltilmifl yerde-¤ifltirme miktar›n›n zamana ba¤l› de¤iflimi.

Figure 12. Time series of minimum, maximum princi-pal and maximum shear strain rates of GPSelements.

fiekil 12. Bütün GPS elemanlar›n›n en büyük, en kü-çük asal ve en büyük makaslama birim de-formasyonlar›n›n zamana ba¤l› de¤iflimi.

100 Yerbilimleri

May, 2003 and after M7.0 of Kinkazan earthqu-ake on May 26, 2003, the strain rates of theseelement became greater with time. The high ra-te of variations after the M7.0 earthquake resul-ted in a series of earthquakes on July 26, 2003,called Miyagi-Hokubu earthquakes. As notedfrom the figure, extensional strain rates are lar-ger than compressive strain rates. It is also no-ted that the maximum shear strain rates may bea good indicator of regional straining.

Figure 13 shows the tilting strain rates for allGPS elements. Since the element of Yamoto-Rifu-Oshika spans over both sides of the fault,the tilting strain components of this element aresmaller than those of other elements. The tiltingstrain components of Yamoto-Onagawa-Waku-ya and Yamoto-Wakuya-Miyagi-Taiwa are gre-ater than those of other GPS elements. All stra-in rate components resemble accelerating cre-ep strain responses particularly after the begin-ning of 2003. The strain rates are particularlyaccelerated following the M7.0 Kinkazan earth-quake.

Stress Rates

First maximum and minimum principal stress ra-tes and shear stress rate associated with tilting

strains are shown in Figure 14. The sign con-vention for stress rate tensor follows that of thecontinuum mechanics. Therefore, maximumprincipal stress rate has either a tensile charac-ter or the least compressive stress while mini-mum principal stress rate is vice versa. The lar-gest compressive stress rates occur almost inEW direction while the least compressive or ten-sile stress rates are aligned along NS direction.It is of great interest that a regional unloadingoccur before the earthquake since the maxi-mum principal stress rate, which is of tensilecharacter, increases while the minimum princi-pal stress rate is almost constant. The time ofremarkable variations are the same those sta-ted for strain rates. The shear stress rates asso-ciated with tilting strains also indicate remarkab-le changes after the beginning of 2003.

Figure 13. Time series of tilting strain rates of GPSelements.

fiekil 13. E¤ilme birim deformasyonlar›n›n zamanaba¤l› de¤iflimi.

Figure 14. Time series of maximum, minimum princi-pal stresses and shear stress associatedwith tilting strain rates of GPS elements.

fiekil 14. En büyük, en küçük asal ve e¤ilme makas-lama gerilmelerinin zamana ba¤l› de¤iflimi.

Aydan 101

2003. The high rate of variations continued afterthe M7.0 earthquake and resulted in July 26,2003 Miyagi-Hokubu earthquakes. As notedfrom the figure, the variations of disturbingstress rates are greater than those of mean andmaximum shear stress rates. This may indicatethat the disturbing stress rate may be a good in-dicator of regional stress variations and precur-sors of following earthquakes.

As noted from Figure 15, large changes in me-an, maximum shear and disturbing stress ratesare observed following the M7.0 earthquake.Very large variations observed in computedstress rate components stations of all elementswas first observed on February 26, May 26 andJune 26. These events almost correspond tothe moon phase and moon distance relative tothe Earth as seen in Figure 16.

CONCLUSIONS

In this study, the principles of a method for thecomputation of strain and stress rates in a pla-ne tangential to the earth’s surface from GPSmeasurements are briefly presented. This met-hod is then applied to the GPS measurementsin the northern part of Miyagi Prefecture betwe-en 1998 and 2003. Although the response ofdeformation rates of the stations obtained fromGPS measurements are not generally consis-tent with the plate tectonics model of the region,the regional strain and stress rates are in accor-dance with those expected from the faultingmechanism of the earthquakes.

As seen in the previous applications to the GPSmeasurement in Turkey (Aydan et al. 2000, Ay-dan 2003), the mean, maximum shear and dis-turbing stress rates can be quite useful for iden-

Aydan et al. (2000) found better correlationsamong the stress rates given by Eq. (7) andearthquake occurrences. The characters of me-an, maximum shear and disturbing stress rateshave certain meanings for the interpretation offaulting mechanism and seismic risk of the regi-ons. The mean, maximum and disturbing stressrates are computed and results are shown in Fi-gure 15, using the stress rate definitions givenby Eq. (7).

The stress rate components of Yamoto-Rifu-Oshika element indicates that remarkablestress variations started in October 2002 as no-ted in the previous sub-sections. However, thestrain rate components of the elements of Ya-moto-Oshika-Onagawa, Yamoto-Onagawa-Wakuya and Yamoto-Wakuya-Miyagi-Taiwastarted to change remarkably at the beginningof May, 2003 about 1 month before the M7.0Kinkazan earthquake that occurred on May 26,

Figure 15. Time series of mean, maximum shear anddisturbing stress rates of GPS elements.

fiekil 15. Ortalama, en büyük ve e¤ilme makaslamagerilmelerinin zamana ba¤l› de¤iflimi.

Figure 16. The variation of moon-distance and moon-phase between April 20 and August 7, 2003.

fiekil 16. 2003 y›l›nda Nisan 20 ile A¤ustos 7 aras›n-da ay›n uzakl›¤› ve durum de¤iflimi.

102 Yerbilimleri

tifying the areas with a high seismic risk. Theymay be further useful for near future (in the or-der of months) earthquake prediction. However,they can not be used for very near future predic-tions, say, in the order of several hours to daysunless their sensitivity of measurements issubstantially improved. Furthermore, the chan-ging antenna and some artificial causes such asthe releasing correct information on the exactpositions of satellites operated by USA (i.e. off-sets during Iraq war) may cause some undesi-rable offsets. If the earthquake predictions utili-ze GPS measurements, such offsets may resultin false alerts.

ACKNOWLEDGEMENT

The author thanks Dr. Tetsuro Imakiire fromGSI and Dr. Ali Öncel from JGS of Japan to helphim with GPS data.

REFERENCES

Aydan, Ö., 1997. Dynamic uniaxial response of rockspecimens with rate-dependent characte-ristics. Proceedings of the South AfricanRock Engineering Symposium, Johannes-burg, SARES’97, 322-331.

Aydan, Ö., 2000. Annual strain rate and stress ratedistributions of Turkey from GPS Measu-rements, Yerbilimleri, 22, 21-32.

Aydan, Ö., 2002. Actual observations and numericalsimulations of surface fault ruptures andtheir effects on engineering structures. 8thWorkshop on Earthquake Resistant De-sign of Lifeline Facilities and Counterme-asures against Liquefaction, Tokyo, Ja-pan.

Aydan, Ö., 2003. The earthquake prediction andearthquake risk in Turkey and the applica-bility of global positioning system (GPS)for these purposes. Turkish EarthquakeFoundation, TDV/KT 024-87, 1-73 (in Tur-kish).

Aydan, Ö., and Nawrocki, P., 1998. Rate-dependentdeformability and strength characteristicsof rocks. Proceeding of the Inernational

Symposium on the Geotechnics of HardSoils-Soft Rocks, Napoli, 1, 403-411.

Aydan, Ö., Ulusay, R Yüzer, E., Erdo¤an, M., andKawamoto, T., 1999. A research on the li-ving environment of Derinkuyu Undergro-und City, Central Turkey. (MONBUSHOResearch Project No: 09044154) (in Japa-nese).

Aydan, Ö., Kumsar, H., and Ulusay, R., 2000. Theimplications of crustal strain-stress ratevariations computed from GPS measure-ments on the earthquake potential of Tur-key. International Conference of GIS onEarth Science and Applications. ICGESA-’2000, Menemen (on CD).

Aydan, Ö., Kumsar, H and Ulusay, R., 2002. How toinfer the possible mechanism and charac-teristics of earthquakes from the striationsand ground surface traces of existing fa-ults, JSCE, Earthquake and Structural En-gineering/Earthquake Engineering, 19 (2),199-208.

Aydan, Ö., Tokashiki, N., Ito, T., Akagi, T., Ulusay,R., and Bilgin, H. A., 2003. An experimen-tal study on the electrical potential of non-piezoelevtrik geomaterials during fractu-ring and sliding, Proceeding of the 9thISRM Congress, South Africa, 73-78.

Eringen, A.C., 1980. Mechanics of Continua, R.E.Krieger Pub. Co., New York.

Fowler, C.M.R., 1990. The solid earth - An introducti-on to Global Geophysics, Cambridge Uni-versity Press, Cambridge.

Jaeger, J.C and Cook, N.G.W., 1979. Fundamentalsof Rock Mechanics, 3rd Edition, 593 pp.Chapman and Hall, London.

Öncel, A., and Aydan, Ö., 2003. Variations in GPS-derived displacement and stresses duringthe 2003 Miyagi earthquakes. Proceedingof the International Colloquium on Instru-mentation and Monitoring of Landslidesand earthquakes in Japan and Turkey, Ko-riyama, (H. Tano and Ö. Aydan (eds.)),81-90.

Tokashiki, N., and Aydan, Ö., 2003. Characteristicsof Ryukyu Limestone and its utilization asa building stone in historical and modernstructures. Proceeding of the InternationalSymposium on Industrial Minerals and Bu-ilding Stones, ‹stanbul, 311-318.

Güncel bir foraminifer; Amphicoryna scalaris (Batsch)

A Recent foraminifer; Amphicoryna scalaris (Batsch)

Engin MER‹Ç1, Niyazi AVfiAR2, Fulya BERG‹N3

1 ‹stanbul Üniversitesi Deniz Bilimleri ve ‹flletmecili¤i Enstitüsü,34470 Vefa, ‹STANBUL2 Çukurova Üniversitesi, Mühendislik-Mimarl›k Fakültesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 01330 Balcal›,

ADANA3 Bo¤aziçi Üniversitesi, Kültür Miras› Müzesi, 34342 Bebek, ‹STANBUL

ÖZ

Bu çal›flmada; Do¤u Ege Denizi’nde, Saros Körfezi ile Marmaris Körfezi aras›nda kalan alanda 40 noktada bulun-mufl olan Amphicoryna scalaris (Batsch) mikrosferik ve makrosferik fertlerinin özellikleri sunulmufl, ayr›ca kavk› ge-liflmesinde gözlenen özellikler ortaya konulmufltur. Çal›flman›n amac›; ender olarak rastlan›lan Amphicoryna sca-laris (Batsch) mikrosferik fertlerinin Korsika Adas› çevresi, Napoli Körfezi ve Adriyatik Denizi’nde oldu¤u gibi, Do-¤u Ege Denizi’nde de nadiren bulundu¤unu, üst ve alt sirkalitoral ile üst ve alt epibatyal zonlarda yaflad›¤›n› orta-ya koymakt›r.

Anahtar Kelimeler: Amphicoryna scalaris (Batsch), Do¤u Ege Denizi, foraminifer, makrosferik birey, mikrosferikbirey.

ABSTRACT

In this study microsferic and macrosferic individuals of Amphicoryna scalaris (Batsch) collected from 40 stationslocated between the Gulf of Saros and Marmaris Bay in the Eastern Aegean Sea. Some differences in the test de-velopment were observed. The purpose of this study is to prove that the presence of the microspheric individualsof the Amphicoryna scalaris (Batsch) is also rare in the Eastern Aegean Sea, as is around the Corsica Island, Gulfof Naples and Adriatic Sea.

Key Words: Amphicoryna scalaris (Batsch), Eastern Aegean Sea, foraminifer, macrospheric individual, microsp-heric individual.

Yerbilimleri, 30 (2004), 103-114Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

E. MeriçE-mail: barutif@istanbul.edu.tr

Barker, 1960; Hofker, 1960; Daniels, 1970; LeCalvez, 1974; Bizon ve Bizon, 1984; Loeblichve Tappan, 1988; Cimerman ve Langer, 1991;Hatta ve Ujiie, 1992; Sgarrella ve Monchar-mont-Zei, 1993; Yassini ve Jones, 1995; Avflar,2002; Meriç vd., 2004a ve 2004b). Söz konusuforaminifer, Do¤u Ege Denizi’nde kuzeyde Sa-ros Körfezi ile güneyde Marmaris Körfezi ara-s›nda kalan alanda farkl› derinliklerden derlen-

G‹R‹fi

Amphicoryna scalaris, ilk kez Batsch taraf›ndan1791’de Nautilus (Ortoceras) scalaria olarak ad-land›r›lm›fl, daha sonra 1881’de bu cinsin ad›Schlumberger taraf›ndan Amphicoryna olarakde¤ifltirilmifltir. Bu cins ve tür ile ilgili olarak gü-nümüze de¤in çeflitli araflt›r›c›lar taraf›ndan çoksay›da çal›flma yap›lm›flt›r (Parker ve Jones,1865; Brady, 1884; Cushman, 1913 ve 1921;Asano, 1938; Buchner, 1940; Parker, 1958;

104 Yerbilimleri

Amphicoryna scalaris (Batsch), 1791

(Levha 1, flekil 1-13; Levha 2, flekil 1-10; Levha3, flekil 1-11)

1791 Nautilus (Ortoceras) scalaria, Batsch, s.91, Levha 2, flek. 4 a-b.1865 Nodosaria scalaris (Batsch), Parker ve Jo-nes, s. 340, Levha 16, flek. 2.1884 Nodosaria scalaris (Batsch), Brady, s.510, Levha 63, flek. 28-31.1913 Nodosaria scalaris (Batsch), Cushman, s.58, Levha 24, flek. 7.

mifl olan 40 örnekte gözlenmifltir (fiekil 1 ve 2).Örneklerin al›nm›fl oldu¤u derinlikler Çizelge1’de verilmifltir.

S‹STEMAT‹K ÖZELL‹KLER

Ordo LAGENIDA Lankester, 1885Üstfamilya NODOSARIACEA Ehrenberg, 1838Familya Vaginulinidae Reuss, 1860Altfamilya Marginulininae Wedekind, 1937Cins Amphicoryna Schlumberger, 1881 (Milne-Edwards, 1881’den)

fiekil 1. Saros Körfezi, Gökçeada, Gökçeada-Bozcaada-Çanakkale Üçgeni örnekleme noktalar› bulduru haritas›.Figure 1. Map of sampling locations (Gulf of Saros, Gökçeada, Gökçeada-Bozcaada-Çanakkale Triangle).

Meriç vd. 105

ve Moncharmont-Zei, s. 191, Levha 11, flek. 2-3.

1995 Amphicoryna scalaris (Batsch), Yassini veJones, no. 290, s. 228, flek. 598.2002 Amphicoryna scalaris (Batsch), Avflar, s.64, Levha 2, flek. 8-9.2004 a Amphicoryna scalaris (Batsch), Meriçvd., s. 10, Levha 5, flek. 2. 2004 b Amphicoryna scalaris (Batsch), Meriçvd., s. 125, Levha 19, flek. 2-7.

Kavk› ince ve uzun bir flekildedir. Makrosferikbireylerde kavk›n›n alt k›sm›nda ince bir dikenbulunur (Levha 3, fiekil 6a, 7a ve 7b). ‹lk locay›tek s›ra halinde s›ralanm›fl ve fliflkin görünümsunan localar izler. Bu localar›n say›s›, bireyleregöre 3-5 aras›nda de¤iflir (Levha 1, fiekil 6-13;Levha 2, fiekil 1-8; Levha 3, fiekil 1-11). Mikros-ferik bireylerde ise, kavk›n›n bafllang›c›nda ka-ma gibi k›vr›k ve kal›n bir uzant› yeral›r (Levha1, fiekil 1-5) (Bizon ve Bizon, 1984; Levha 8,fiekil 1 ve 4; Cimerman ve Langer, 1991; Levha54, fiekil 1-4; Sgarrella ve Moncharmont-Zei,1993; Levha 11, fiekil 3; Meriç vd., 2004 b; Lev-ha 19, fiekil 6 ve 7). Bunu astakolus döngüdes›ralanm›fl olan localar izler. Bu localar›n flekil-leri makrosferik bireylerinki ile benzerlik tafl›r.Her iki tipte localar üzerinde düzgün s›ralanm›flboyuna kal›n kotlar bulunmaktad›r. A¤›z uzun

1921 Nodosaria scalaris (Batsch), Cushman, s.199, Levha 35, flek. 61938 Lagenonodosaria scalaris (Batsch), Asa-no, s. 210, Levha 25, flek. 28; Levha 27, flek. 11-13.

1940 Nodosaria scalaris (Batsch), Buchner,Levha 1, flek. 1-19.1958 Lagenonodosaria scalaris (Batsch), Par-ker, s. 258, Levha 1, flek. 32-33.1960 Amphicoryna scalaris (Batsch), Barker,Levha 63, flek. 28-31.1960 Nodogenerina scalaris (Batsch), Hofker,s. 244, flek. 63-65.1970 Amphicoryna scalaris (Batsch), v. Daniels,s. 78, Levha 4, flek. 4.1974 Nodosaria striaticollis (d’Orbigny), Le Cal-vez, Y., s. 32, Levha 8, flek. 1-5.1984 Amhicoryna scalaris (Batsch), Bizon veBizon, Levha 8, flek. 1-4.1988 Amphicoryna scalaris (Batsch), Loeblichve Tappan, s. 410, Levha 450, flek. 11-14.1990 Amphicoryna scalaris (Batsch), Meriç veSak›nç, s. 14, Levha 3, flek. 9 a-b.1991 Amphicoryna scalaris (Batsch), Cimermanve Langer, s. 52,Levha 54, flek.1-9.1992 Amphicoryna scalaris (Batsch), Hatta veUjiie, s.166, Levha 21, flek. 8 a-b.1993 Amphicoryna scalaris (Batsch), Sgarrella

Çizelge 1. Örnek noktalar›n›n derinlikleri ve koordinatlar›.Table 1. Depths and coordinates of the sampling locations.

Örnek No. Derinlik (m) ENLEM BOYLAM Örnek No. Derinlik (m) ENLEM BOYLAM

Saros 10 68.50 40° 35′ 76″ 26° 34′ 00″ G.B.Ç. 8 58.00 40° 03′ 80″ 26° 16′ 60″Saros 12 214.70 40° 31′ 13″ 26° 35′ 50″ G.B.Ç. 9 72.00 40° 02′ 20″ 26° 16′ 80″Saros 13 156.00 40° 28′ 90″ 26° 31′ 85″ G.B.Ç. 10 57.00 40° 02′ 20″ 26° 17′ 00″Saros 14 84.00 40° 32′ 77″ 26° 30′ 44″ G.B.Ç. 15 47.00 40° 00′ 80″ 26° 14′ 50″Saros 20 92.00 40° 32′ 52″ 26° 23′ 64″ G.B.Ç. 22 45.00 39° 57′ 00″ 26° 02′ 00″Saros 22 118.50 40° 31′ 23″ 26° 33′ 01″ G.B.Ç. 24 56.00 40° 04′ 70″ 25° 56′ 60″Saros 25 188.00 40° 23′ 00″ 26° 19′ 70″ G.B.Ç. 26 72.00 39° 57′ 80″ 25° 56′ 80″Saros 27 144.80 40° 30′ 85″ 26° 18′ 63″ Kufladas› 3 113.00 38° 09′ 25″ 26° 18′ 06″Saros 28 115.50 40° 31′ 41″ 26° 19′ 70″ Kufladas› 4 226.00 38° 04′ 78″ 26° 27′ 39″Saros 29 92.00 40° 32′ 33″ 26° 19′ 63″ Kufladas› 5 137.00 38° 06′ 52″ 26° 34′ 28″Saros 30 90.50 40° 32′ 19″ 26° 18′ 32″ Kufladas› 8 29.00 37° 27′ 11″ 27° 12′ 24″Saros 34 82.00 40° 32′ 00″ 26° 15′ 47″ Gökova 5 34.50 36° 48′ 71″ 27° 51′ 62″Saros 36 74.00 40° 31′ 50″ 26° 13′ 59″ Gökova 7 198.00 36° 46′ 37″ 27° 24′ 55″Saros 40 77.30 40° 30′ 06″ 26° 09′ 04″ Datça 1 252.30 36° 40′ 25″ 27° 42′ 78″Saros 72 500.00 40° 26′ 40″ 26° 09′ 15″ Datça 3 139.50 36° 43′ 21″ 27° 46′ 68″Saros 80 98.00 40° 20′ 30″ 26° 13′ 00″ Datça 9 147.00 36° 38′ 39″ 28° 02′ 31″Gökçeada 25 25.00 40° 11′ 00″ 25° 42′ 15″ Marmaris 1 106.40 36° 32′ 98″ 28° 00′ 20″Gökçeada 29 11.00 40° 10′ 23″ 25° 58′ 44″ Marmaris 2 79.10 36° 35′ 13″ 28° 04′ 40″G.B.Ç. 5 49.50 39° 39′ 11″ 26° 05′ 57″ Marmaris 4 71.80 36° 40′ 89″ 28° 11′ 87″G.B.Ç. 7 18.00 40° 02′ 00″ 26° 19′ 90″ Marmaris 5 128.80 36° 38′ 39″ 28° 13′ 80″

G.B.Ç.: Gökçeada-Bozcaada-Çanakkale.

106 Yerbilimleri

bir boynun üzerinde yer al›r ve ›fl›nsal özellikte-dir. Ayr›ca, boyun üzerinde birbirine paralel veard›fl›k yatay süsler bulunur (Levha 1,fiekil 6b,10b, 12b; Levha 2, fiekil 1b, 4b, 6b, 9,10; Lev-ha 3, fiekil 6b).

Amphicoryna scalaris (Batsch) Tirhen Denizigüneyinde, Vulcano Adas›’n›n kuzeybat›s›nda130-210 m (Cimerman ve Langer, 1991), Napo-li Körfezi’nde 13-60 m (Sgarrella ve Monchar-mont-Zei, 1993), Orta Adriyatik Denizi’nde

fiekil 2b. Kufladas› Körfezi, Gökova Körfezi, Datça Körfezi ve Marmaris Körfezi örnekleme noktalar› bulduru hari-tas›

Figure 2b. Map of sampling locations (Gulf of Kufladas› Gulf of Gökova, Gulf of Datça and Marmaris Bay).

Meriç vd. 107

Barker, R. W., 1960. Taxonomic notes on the speci-es figured by H. B. Brady in his r e p o r ton the foraminifera dredged by H. M. S. Chal-lenger during the years 1873-1876. Accompa-nied by a reproduction of Brday’s plates. Soc.Econom. Paleont. Miner., Spec. Publ. 9, 1-238, pls. 1-115.

Batsch, A. I. G. C., 1791. Sechs Kupfertafeln mitConchylien des Seesandes, gezeichnet undgestochen von A. J. G. K. Batsch, pls. 1-6.

Bizon, G., et Bizon, J. J., 1984. Foraminiferes des sé-diments profonds. In: Ecologie des microorga-nismes en Méditerranée Occidentale. “ECO-MED” J. J. Bizon, et P. F. Burollet, (eds.) 104-139.

Brady, H. B., 1884. Report on the foraminifera dred-ged by H. M. S. Challenger, during the years1873-1876. Report on the Scientific Results ofthe Voyage of the H. M. S. Challenger duringthe years 1873-1876. 9, 819 pp., 115 pls.

Buchner, P., 1940. Die Lagenen des Golfes von Ne-apel und der marinen Ablagerungen auf Isc-hia (Beitrage zur Naturgeschichte der InselIschia 1). Nova Acta Leopoldina, Neue Folge,9 (62), 363-560.

Cimerman, F., and Langer, M. R., 1991. Mediterrane-an foraminifera. Slovenska Akademija Zna-nosti in Umetnosti. Academia Sciertiarum etArtium Slovenca, 118 pp.

Cushman, J. A., 1913. A monograph of the foramini-fera of the North Pacific Ocean.

Pt. 3, Lagenidae. U. S. National Museum Bulletin, 71(3), 125 p., 47 pls.

Cushman, J. A., 1921. Foraminifera of the Philippinesand adjacent seas. U. S.

National Museum Bulletin, 100 (4), 608 p., 100 pls.

Daniels, V. H. v., 1970. Quantitative ökologischeAnalyse der zeitlichen und raumlichen Ver-teilung rezenter Foraminiferen in Limski-Kanalbei Rovinj (nördliche Adria). Göttingen Arbe-itum der Geologische und Paleontologische.8, 1-109, pls. 1-8.

Ehrenberg, C. G., 1838. Über dem blossen Auge un-sichtbare Kalkthierchen als Hauptbestandthe-ile der Kreidegebirge, Bericht über die zu Be-kanntmachung geeigneten Verhandlungender Königlichen Preussischen Akademie derWissenschaften zu Berlin 1838: 192-200.

Hatta, A., and Ujiie, H., 1992. Benthic foraminiferafrom Coral Sea between Ishigaki and IriomoteIslands: Southern Ryuukyu Island Arc, North-western Pasific. Bulletin College of Science,University of the Ryukyus, 54, 163-287.

Hofker, J., 1960. Foraminiferen aus dem Golg vonNeapel. Paleontologie Zeitung, 34 (3/4), 233-262.

Lankester, E. R., 1885. Protozoa, in EncyclopaediaBritannica, V. 19, 9th ed., 830-866 pp.

180 m (Cimerman ve Langer, 1991), Kuzeybat›Akdeniz’de 320-480 m ve en fazla 600 m’dendaha derinde (Bizon ve Bizon, 1984), Do¤u Ak-deniz’de 995 m alt›ndaki derinlikler de (Parker,1958), Do¤u Ege Denizi’nde 11-500 m aras› de-rinliklerde (Meriç vd., 2004 a ve 2004 b), kuzey-bat› Pasifik’deki Iriomote Adas›’n›n güneydo¤u-sunda 250 m (Hatta ve Ujiie, 1992) gibi infralito-ral, alt ve üst sirkalitoral ile ender olarak alt-üstepibatiyal zonlarda yaflam›n› sürdürür.

SONUÇLAR

Akdeniz’deki farkl› yerlerde ve farkl› derinlikler-de s›kça gözlenen Amphicoryna scalaris(Batsch) türü, mikrosferik ve makrosferik birey-ler ile temsil edilir. Çeflitli bölgelerde gözlendi¤iüzere, Do¤u Ege Denizi’nde Türkiye k›y›lar›ndada bu türe ait mikrosferik bireylere ender olarakrastlan›lm›flt›r. Makrosferik bireylerde kavk›y›oluflturan localar bafllang›çtan itibaren düzenlibir geliflme sunmaz. Ancak genelde, ilk locay›izleyen 2. veya 3. loca yüksekli¤i az olup, bunuizleyen localar ve özellikle son loca en fazlayüksekli¤e sahiptir (Levha 1, fiekil 7, 8, 9, 10a,12a, 13a ve b; Levha 2, fiekil 1a, 2a ve b, 5, 6a,8 a ve b; Levha 3, fiekil 2a ve b, 3, 4, 5a ve b,7 a ve b, 8, 9, 10, 11). Bu tür, genel olarak, üstve alt sirkalitoral ile üst ve alt epibatiyal zonlar-da yaflamaktad›r.

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar; bu çal›flmada incelenen Amphicorynascalaris (Batsch) örneklerinin elektron mikros-kobunda (Jeol JSM 5600) foto¤raflar›n›n çeki-mini sa¤layan ASSAN A.fi. Araflt›rma-Gelifltir-me Merkezi Baflkanl›¤›’na, foto¤raflar› çekenTeknisyen Hüsnü Öztürk’e, foto¤raflar›n bilgisa-yar ortam›nda bas›m›n› gerçeklefltiren ‹stanbulÜniversitesi’nden Dr. Müfit Özulu¤ ile flekillerihaz›rlayan Dr. ‹pek Barut’a teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Asano, K., 1938. Japanese fossil Nodosariidae, withnotes on the Frondiculariidae.

Science Reports Thoku Imperial University, 2nd se-rie, 19 (2), 179-220, pls.24-31.

Avflar, N., 2002. Gökçeada, Bozcaada ve Çanakkaleüçgeni k›ta sahanl›¤› (KD Ege Denizi) bentikforaminifer da¤›l›m› ve taksonomisi. Yerbilim-leri, 26, 53-75.

108 Yerbilimleri

Le Calvez, Y., 1974. Révision des Foraminiferes dela collection d’Orbigny. I. Foraminiferes desiles Canaries. Cahiers de Micropaléontologie,1974 (2), 1-108, pls. 1-28.

Loeblich, Jr. A. R., and Tappan, H., 1988. Foramini-feral genera and their classification. Van Nost-rand Reinhold Company, 970 pp., 842 pls.

Meriç, E. ve Sak›nç, M., 1990. Foraminifera, ‹stanbulBo¤az› Güneyi ve Haliç’in Geç Kuvaterner(Holosen) dip tortullar›. E. Meriç (ed.), 15-41.

Meriç, E., Avflar, N., Nazik, A., Ery›lmaz, M. ve Yüce-soy-Ery›lmaz, F., 2004 a. Saros Körfezi’nin(Kuzey Ege Denizi) güncel bentik ve planktikforaminifer topluluklar› ile çökel da¤›l›m›. Çu-kurova Üniversitesi Yerbilimleri/GeosoundDergisi, 45 (bask›da).

Meriç, E., Avflar, N. and Bergin, F., 2004 b. Benthicforaminifera of Eastern Aegean Sea (Turkey)systematics and autoecology. Turkish MarineReseach Foundation and Chamber of Geolo-gical Engineers of Turkey, Publication No: 18,306 pp.

Milne-Edwards, A., 1881. Compte rendue sommaired’une exploration zoologique, faite dans leMéditerranée, à bord nu navire de l’Etad “leTravailleur”. Compte Rendu Hebdomadairedes Séances de le’ Académie des Sciences,Paris 93, 876-882.

Parker, F. L., 1958. Eastern Mediterranean Foramini-fera. Reports of the Swedish Deep-Sea Expe-dition, 3, 219-285, 6 pls.

Parker, W. K., and Jones, T. R., 1865. On some fora-minifera from the North Atlantic and ArcticOceans, including Davis Straits and Baffin’sBay. Philosophical Transactions of the RoyalSociety, 155, 325-441, pl. 12-19.

Reuss, A.E., 1860. Die foraminiferen der Westpha-lischen Kreideformation. Sitzungbreichte derK. Akademie der Wissenschaften in Wien,Mathematisch-Naturwissenschaftliche Classe40, 147-238.

Sgarrella, F., and Moncharmont-Zei, M., 1993. Bent-hic foraminifera of the Gulf of Naples (Italy),systematic and autoecology. Bulletino dellaSocieta Paleontologica Italiana, 32 (2), 145-264.

Wedekind, P. R., 1937. Einfuhrung in die Grundlagender historischen Geologie. Band II. Mikrobi-ostratigraphie die Korallen und Foraminiferen-zeit. Stuttgard: Ferdinand Enke, 136 pp.

Yassini, I. and Jones, B. G., 1995. Foraminiferida andostracoda from estuarine and shelf environ-ments on the southeastern coast of Australia.University of Wollongong Press, 484 pp.

Meriç vd. 109

PLATE 1

1-13. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Microspheric form, external view, x 80, Gulf ofDatça -1.

2. Microspheric form, external view, x 80, Gulf ofDatça -1.

3. Microspheric form, external view, x 70, Gulf ofKufladas› -5.

4. Microspheric form, external view, x 80, Gulf ofGökova -7.

5. Microspheric form, a, external view, x 70; b,detailed view of last two chambers, x 110; c,detailed view of first chamber, x 110, Gulf ofGökova -7.

6. Macrospheric form, a, external view, x 90; b,detailed view of neck and aperture, x 400,Gulf of Datça -1.

7. Macrospheric form, external view, x 90, Gulfof Datça -1.

8. Macrospheric form, external view, x 80, Gulfof Datça -1.

9. Macrospheric form, external view, x 95, Gulfof Datça -1.

10. Macrospheric form, a, external view, x 85; b,last chamber, neck and aperture, x 130, Gulfof Datça -1.

11. Macrospheric form, external view, x 90, Gulfof Gökova -7.

12. Macrospheric form, a, external view, x 80; b,neck and aperture, x 180, Gulf of Gökova -7.

13. Macrospheric form, a, external view, x 65; b,detailed view of first three chambers, x 150,Gulf of Gökova -7.

LEVHA 1

1-13. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Mikrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Datça Kör-fezi-1.

2. Mikrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, Datça Kör-fezi-1.

3. Mikrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Kufladas›Körfezi-5.

4. Mikrosferik fert, d›fl görünüm. x 80, GökovaKörfezi-7.

5. Mikrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, soniki locan›n ayr›nt›l› görünümü, x 110; c, ilk lo-calar›n ayr›nt›l› görünümü, x 110, GökovaKörfezi-7.

6. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 90; b, bo-yun ve a¤›z›n ayr›nt›l› görünümü, x 400, Dat-ça Körfezi-1.

7. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 90, DatçaKörfezi-1.

8. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, DatçaKörfezi-1.

9. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 95, DatçaKörfezi-1.

10. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 85; b, sonloca, boyun ve a¤›z, x 130, Datça Körfezi-1.

11. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 90, DatçaKörfezi-7.

12. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 80; b, bo-yun ve a¤›z, x 180, Gökova Körfezi-7.

13. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 65; b, ilk üçlocan›n ayr›nt›l› görünümü, x 150, GökovaKörfezi-7.

110 Yerbilimleri

LEVHA 1 / PLATE 1

Meriç vd. 111

PLATE 2

1-10. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Macrospheric form, a, external view, x 80; b,detailed view of neck and aperture, x 200,Gulf of Gökova -7.

2. Macrospheric form, a, external view, x 60; b,first three chambers, x 160, Gulf of Gökova -7.

3. Macrospheric form, external view, x 60,Gulf ofKufladas› -4.

4. Macrospheric form, a, external view, x 80; b,last chamber, neck and aperture, x 140, Gulfof Kufladas› -4.

5. Macrospheric form, external view, x 70, Gulfof Kufladas› -4.

6. Macrospheric form, a, external view, x 70; b,last chamber, neck and aperture, x 120, Gulfof Kufladas› -4.

7. Macrospheric form, external view, x 90, Gulfof Kufladas› - 3.

8. Macrospheric form, a, external view, x 90; b,first three chambers, x 160, Gulf of Marmaris– 1.

9. Macrospheric form, neck and aperture, x 140,Gulf of Gökova -5.

10. Macrospheric form, detailed view of aperture,x 140, Gulf of Gökova -5.

LEVHA 2

1-10. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 80; b, bo-yun ve a¤›z›n ayr›nt›l› görünümü, x 200, Gö-kova Körfezi-7.

2. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 60; b, ilk üçloca, x 160, Gökova Körfezi-7.

3. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 60, Kufladas›Körfezi-4.

4. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 80; b, sonloca, boyun ve a¤›z, x 140, Kufladas› Körfezi-4.

5. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, Kufladas›Körfezi-4.

6. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, sonloca, boyun ve a¤›z, x 120, Kufladas› Körfezi-4.

7. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 90, Kufladas›Körfezi-3.

8. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 90; b, ilk üçloca, x 160, Marmaris Körfezi-1.

9. Makrosferik fert, boyun ve a¤›z, x 140, Göko-va Körfezi-5.

10. Makrosferik fert, a¤›z›n ayr›nt›l› görünümü, x140, Gökova Körfezi-5.

112 Yerbilimleri

LEVHA 2 / PLATE 2

Meriç vd. 113

PLATE 3

1-11. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Macrospheric form, external view, x 80, Gulfof Gökova -5.

2. Macrospheric form, a, external view, x 75; b,first three chambers, x 180, Gulf of Gökova -5.

3. Macrospheric form, external view, x 70, Gulfof Gökova -5.

4. Macrospheric form, external view, x 70, Gulfof Gökova -5.

5. Macrospheric form, a, external view, x 70; b,first three chambers, x 130, Gulf of Marmaris-5.

6. Macrospheric form, a, external view, x 50; b,last chamber, neck and aperture, x 100, Gulfof Saros -22.

7. Macrospheric form, a, external view, x 70; b,first three chambers, x 140, Gulf of Saros -28.

8. Macrospheric form, external view, x 70, Gulfof Saros -29.

9. Macrospheric form, external view, x 50, Gulfof Saros -40.

10. Macrospheric form, external view, x 60, Gulfof Saros -60.

11. Macrospheric form, external view, x 80, Gulfof Saros -80.

LEVHA 3

1-11. Amphicoryna scalaris (Batsch)

1. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, GökovaKörfezi-5.

2. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 75; b, ilk üçloca, x 180, Gökova Körfezi-5.

3. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, GökovaKörfezi-5.

4. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, GökovaKörfezi-5.

5. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, ilk üçloca, x 130, Marmaris Körfezi-5.

6. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 50; b, sonloca, boyun ve a¤›z, x 100, Saros Körfezi-22.

7. Makrosferik fert, a, d›fl görünüm, x 70; b, ilk üçloca, x 140, Saros Körfezi-28.

8. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 70, SarosKörfezi-29.

9. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 50, SarosKörfezi-40.

10. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 60, SarosKörfezi-60.

11. Makrosferik fert, d›fl görünüm, x 80, SarosKörfezi-80.

114 Yerbilimleri

LEVHA 3 / PLATE 3

Dört farkl› elektrot dizilimine göre baz› üç-boyutlu s›¤ yeralt›yap›lar›n›n görünür özdirenç modellemesi

Apparent resistivity modelling of some three-dimensional shallow structuresusing by four different electrode configurations

Mahmut G. DRAHOR1,2, Gökhan GÖKTÜRKLER1, Meriç A. BERGE1,T. Özgür KURTULMUfi2

1 Dokuz Eylül Üniversitesi, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü, Kaynaklar Yerleflkesi, 35160 Buca, ‹ZM‹R2 Dokuz Eylül Üniversitesi, S›¤ Jeofizik ve Arkeolojik Prospeksiyon Araflt›rma ve Uygulama Merkezi

(SAMER), Kaynaklar Yerleflkesi, 35160 Buca, ‹ZM‹R

ÖZ

Bu çal›flmada, bir sonlu-farklar algoritmas› yard›m›yla elektrik özdirenç yönteminde yayg›n olarak kullan›lanSchlumberger, Wenner, pol-pol ve dipol-dipol elektrot dizilimlerinin baz› üç-boyutlu s›¤ yeralt› modelleri için bilgi-sayar ortam› benzetimleri yap›lm›flt›r. Bu modeller, s›¤ jeofizik araflt›rmalarda s›kl›kla karfl›lafl›lan çevresel, hidro-jeolojik ve karstik sorunlara göre oluflturulmufltur. Benzetimler, çok kanall› veri toplama tekni¤i temel al›narak, gö-rünür özdirenç kesitleri ve haritalar›n›n hesaplanmas›n› içermifl ve bunlar birbirleriyle karfl›laflt›r›lm›flt›r. Yüzeye ya-k›n iletken veya dirençli yap›lar›n varl›¤›, hedef yap›lar›n derinliklerindeki art›fl ve modellerin karmafl›klaflmas› dizi-limlerin üretti¤i anomalilerdeki ayr›ml›l›¤› önemli oranda etkilemifltir. Anomaliye en büyük katk› s›¤ derinlikte gömü-lü bulunan yap›lardan oluflmaktad›r. Böylece; hedef yap›lar›n yüzeye yak›n oldu¤u durumlarda görünür özdirençharitalar›ndan yorum yapmak ço¤unlukla daha kolay olmaktad›r. Bu nedenle; s›¤ jeofizik araflt›rmalar›n üç-boyut-lu yap›ld›¤› durumda, görünür özdirenç yapma kesit ve haritalar› yard›m›yla da yorumlamada bulunulabilecektir.Ayr›ca, araflt›rman›n amac›na uygun dizilim seçilmesi, araflt›rman›n baflar›s› aç›s›ndan önem tafl›maktad›r.

Anahtar Kelimeler: Elektrik özdirenç, modelleme, s›¤ jeofizik, sonlu farklar.

ABSTRACT

In this study, using a finite-difference algorithm, the responses of the Schlumberger, Wenner, pole-pole and dipo-le-dipole configurations, which are widely used in the resistivity method, to some three-dimensional shallow sub-surface models were simulated. These models are based on environmental, hydrogeological and karstic problemswhich are frequently encountered in near surface geophysics. Based on the multi-channel data acquisition, simu-lations included calculation of the apparent resistivity pseudo-sections and maps for each model by each configu-ration. The presence of the shallow resistive or conductive bodies, increase in the depth of the target structuresand complexity of the models seriously affected the resolution of the anomalies generated by the configurations.The maximum contribution to anomaly is originated by shallow structures. Therefore, the interpretation of the ap-parent resistivity maps is easier when the target structures are present in shallow depths. In case of the three-di-mensional geophysical surveys the interpretations can be achieved using the apparent pseudo-sections andmaps. Considering the success of the survey, choosing the appropriate configuration according to target is impor-tant.

Key Words: Electrical resistivity, modelling, near surface geophysics, finite difference.

Yerbilimleri, 30 (2004), 115-128Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. G. DrahorE-mail: goktug.drahor@deu.edu.tr

116 Yerbilimleri

ortamlar› modellemek için uygulanan iki ve üç-boyutlu ters çözüm ifllemleriyle birçok s›¤ sorunincelenmektedir (Candansayar ve Baflokur,2001; Dahlin vd., 2002; Dahlin ve Zhou, 2004).

S›¤ yap›lar›n araflt›r›lmas›nda genellikle, yanalözdirenç taramas› olarak adland›r›lan profillemeölçüm tekni¤i kullan›l›r. Bu teknikte; seçilenelektrot dizilimine ba¤l› olarak, de¤iflik görünürderinlik düzeyleri için, yeralt›n›n görünür özdi-renç yapma kesitleri elde edilir. Son y›llarda, k›-sa sürede duyarl› veri elde etmeyi sa¤layançok-kanall› ölçüm cihazlar›, s›¤ yap›lar›n araflt›-r›lmas›nda yayg›n olarak kullan›lmaya baflla-m›flt›r (Dahlin, 2001).

Bu çal›flmada; Dey ve Morrison (1979b) taraf›n-dan gelifltirilen ve üç boyutlu yap›lar için uygula-nan bir sonlu farklar hesaplama tekni¤i kullan›l-m›fl olup, dört ayr› elektrot dizilimi (Schlumber-ger, Wenner, pol-pol ve dipol-dipol) için tasarla-nan model yap›lar›n görünür özdirençleriRES3DMOD (Loke, 2001a) bilgisayar program›kullan›larak hesaplanm›flt›r. Model yap›lar, de¤i-flik hidrojeolojik ortamlar› ve çevresel sorunlar›tan›mlayabilecek biçimde oluflturulmufltur. Böy-lece; modellerde kullan›lan yap›lar›n boyutlar›,gömülü derinlikleri ve özdirençlerine ba¤l› ola-rak oluflturacaklar› görünür özdirenç anomalilerihesaplanm›flt›r.

ÇOK- KANALLI VER‹ TOPLAMA

Özdirenç yönteminde bilgisayar denetimli veritoplama sistemleri son 15 y›l içinde oldukça ge-liflmifltir. Bu tür sistemler; özdirenç aleti, bilgisa-yar, elektrotlar› denetleyen bir anahtar devresi,elektrot kablolar›, bunlar›n ba¤lant›lar› ve elekt-rotlardan oluflur (Van Overmeeren ve Ritsema,1988; Griffiths vd., 1990; Griffiths ve Barker,1993; Dahlin, 2001). Bu tür bir cihaz ve gerekliyaz›l›m yard›m›yla; dizilim türleri, ak›m ve po-tansiyel elektrotlar› ile ölçülecek noktalar aras›uzakl›klar adreslenebilmektedir. Bu sistemlerinen önemli ifllevsel bölümlerinden biri de, elekt-rotlar› denetleyen anahtar devresidir. Baz› ci-hazlarda bunlar do¤rudan her bir elektrotta bu-lunurken, genelde merkezi bir anahtar devreyledenetlenen cihazlar daha yayg›nd›r. Bu tür ci-hazlarda elektrot kanal say›s› 25, ya da dahafazlad›r ve genelde 32 ya da 64 kanall› cihazlaryayg›n olarak kullan›lmaktad›r. Elektrot aral›kla-r› da araflt›rmac›n›n gereksinimine ba¤l› olarak

G‹R‹fi

Elektrik özdirenç yönteminde; anomalinin belir-lenmesinde gömülü yap›n›n fiziksel özelliklerininyan› s›ra, kullan›lan elektrot dizilimlerinin de bü-yük önemi vard›r. Herhangi bir yer modeli içinhesaplanan, ya da ölçülen görünür özdirenç de-¤erleri farkl› elektrot dizilimlerine göre de¤ifliksonuçlar verir. Bu nedenle, çal›flman›n amac›nauygun elektrot diziliminin seçimi araflt›rman›nbaflar›s› aç›s›ndan önem tafl›maktad›r. De¤iflikelektrot dizilimlerinin karmafl›k yeralt› yap›lar›için verece¤i anomalilerin analitik yöntemlerlehesaplanmas› olanakl› de¤ildir. Analitik hesap-lama, genelde, basit geometrik cisimler ve yer-yüzünden bafllayan modeller üzerinde yap›l-maktad›r (Parasnis, 1965; Van Nostrand ve Co-ok, 1966; Telford vd., 1976). Yüzey alt›nda priz-matik biçimli gömülü cisimlerin görünür özdirençde¤erlerinin belirlenmesinde ise, 1970’li y›llardayap›lan deneysel tank çal›flmalar› büyük önemtafl›r (Apparao, 1979; Brizzolari ve Bernabini,1979). Ancak daha h›zl› ifllemcilerin ortaya ç›k›-fl› ile bafllayan bilgisayar teknolojisindeki gelifl-me; sonlu elemanlar (Coggon, 1971; Rijo, 1977;Pridmore vd., 1981), sonlu farklar (Jepsen,1969; Mufti, 1976; Dey ve Morrison, 1979 a ve1979 b; Scriba, 1981) ve integral denklemi (Di-eter vd., 1969; Hohmann, 1975; Meyer, 1977;Okabe, 1981; Das ve Parasnis, 1987) gibi say›-sal yöntemleri kullanarak daha gerçekçi model-lerin kurulmas›na ve etkili hesap yapabilmeyeolanak sa¤lam›flt›r. Son y›llarda yüksek duyar-l›kl› ve h›zl› veri toplayabilen elektrik özdirençaletlerinin gelifltirilmesi, daha ayr›nt›l› yorumyapma olana¤›n› da vermifltir. Bu geliflimdesonlu farklar ve sonlu elemanlar gibi say›sal he-saplama tekniklerinin önemi büyüktür. Çözümtekniklerindeki bu geliflme, birçok farkl› elektrotdizilimi için karmafl›k yeralt› yap›lar›n›n iki- veüç-boyutlu düz ve ters-çözüm (Candansayar veBaflokur, 2001; Berge, 2002; Kurtulmufl, 2003;Dahlin ve Zhou, 2004) modellemesinin etkili birbiçimde yap›lmas›n› olanakl› k›lm›flt›r. Düz çö-züm çal›flmalar›nda elde edilen de¤er, görünürözdirençtir. Bu de¤er, ortam›n özdirenç z›tl›¤›-na, dizilim geometrisine ve derinli¤e ba¤l› olarakde¤iflir ve do¤al olarak ortam›n gerçek elektrik-sel yeralt› modelini yans›tmaz. Di¤er bir deyiflle,belirtilen parametrelere ba¤l› olarak oluflan gö-rünür de¤iflimi yans›t›r. Bu nedenle, gerçek ye-ralt› modelini elde etmek için mutlaka ters çö-züm çal›flmalar› yap›lmal›d›r. Son y›llarda, s›¤

Drahor vd. 117

ri ifllem her bir elektrotun bir kez ötelenmesiyleoluflan yeni adreslemeler s›ras›nda da yap›la-rak, ifllem profil sonuna de¤in sürdürülür ve n=1düzeyi için görünür özdirenç verileri elde edilir.Daha sonra elektrot aral›klar›n›n “2a” oldu¤u du-rum için adreslemeler yeniden de¤ifltirilir ve biröncekine benzer ifllem yinelenerek, bu düzeyeiliflkin görünür özdirenç verileri toplan›r. Ölçüm-ler, tasarlan “n” düzeylerine göre sürdürülür veböylece ilk ölçüm hatt›ndaki veri toplama ifllemitamamlan›r. Daha sonra sistem ölçülecek di¤erölçüm hatt›na kayd›r›l›r ve benzer ifllemler sür-dürülür. Böylece tasarlanan “m” adet ölçüm hat-t› üzerinde “n” düzeyine de¤in yap›lan ölçümler-le, ortam›n üç boyutlu görünür özdirenç haritala-r› ve hacimsel görüntüleri elde edilir.

KURAMSAL MODELLER VEUYGULAMALAR

Bu çal›flma; hidrojeolojik ve çevresel amaçl› s›¤jeofizik araflt›rmalarda karfl›lafl›lan baz› temelsorunlarda, yayg›n olarak kullan›lan dört elekt-rot dizilimiyle (Schlumberger, Wenner, pol-polve dipol-dipol) elde edilmesi olas› görünür özdi-

istenilen aral›klarda düzenlenebilmektedir. Ge-nelde 1 ile 25 m aral›klar birçok araflt›rmada ye-terliyken, daha genifl aral›kl› düzen kurma ola-na¤› da vard›r. Çal›flmalar s›ras›nda elektrotla-r›n ba¤land›¤› kablolar çal›flma alan›na serildik-ten sonra, elektrotlar yere çak›l›r ve kablolarelektrotlara ba¤lanarak sistem ölçüme haz›r du-ruma getirilir. Veri toplamadan önce her birelektrotun temas durumlar› ve di¤er taramalar›otomatik olarak yap›l›r. Bunlarda bir sorun ç›k-mazsa, ölçümler istenilen dizilim türleri için k›sasüre içinde gerçeklefltirilir ve ölçüm hatt› bir son-raki hatta kayd›r›l›r. Böyle bir sistemi oluflturanana elemanlar ve ölçüm sistemi fiekil 1’de veril-mifltir.

fiekil 1’de 32 elektrot, çoklu iletken bir kablo, de-netim modülü ve tafl›nabilir bir bilgisayardanoluflan bir sistem ile Wenner dizilimine göre ya-p›lan bir ölçüm gösterilmektedir. Öncelikle istas-yon 1’de elektrot aral›klar›n›n “a” oldu¤u durum-da, ak›m elektrotlar› olarak 1 ve 4, potansiyelelektrot olarak da 2 ve 3 adreslenmekte ve böy-lece bu noktan›n ölçümü 2 ile 3 noktas›n›n orta-s›na atanarak, ifllem tamamlanmaktad›r. Benze-

fiekil 1. Çok kanall› özdirenç ölçü sistemi ve ölçüm aflamalar› (Griffiths ve Barker, 1993).Figure 1. Multi-electrode resistivity measuring system and measurement stages (Griffiths and Barker, 1993).

118 Yerbilimleri

renç yan›tlar›n›n bilgisayar ortam›ndaki benzeti-mine dayanmaktad›r. Modeller oluflturulurken;bunlar›n sorunu en iyi yans›tacak biçimde olma-s›na özen gösterilmifltir. Hesaplamalar mümkünolan en yüksek duyarl›kta yap›lm›fl olup, dizilimtürü ve model boyutlar›na göre incelebilecek enderin düzeyler irdelenmifltir. Her dizilim için eldeedilen yapma görünür özdirenç kesitleri birbirle-riyle karfl›laflt›r›larak, dizilimlerin modellere kar-fl› yan›tlar› incelenmifltir (Göktürkler ve Drahor,2004).

Karmafl›k Modeller

S›¤ amaçl› aramalarda s›kça karmafl›k yeralt›durumlar› ile karfl›lafl›lmakta, dolay›s›yla sorun-lar›n çözümü de karmafl›kl›k ölçüsünde zorlafl-maktad›r. Karmafl›k bir yeralt› benzeflim modelikurulurken, oluflturulan modelin hedeflenen ya-p›lara benzer olmas›na özen gösterilmelidir.Böylece olas› yeralt› durumuna en yak›n benze-flim modeli elde edilebilecek ve yorumlamayaönemli bir katk› sa¤lanacakt›r. Bu çal›flmada;modeller karmafl›klaflt›r›larak hidrojeolojik veçevresel sorunlara uygun olacak biçimde tasa-r›mlanm›fllard›r. Bu sorunlar üzerinde yukar›dade¤inilen dört ayr› elektrot dizilimi kullan›larakyap›lan üç-boyutlu sonlu farklar hesaplamalar›y-la, yap›lar›n oluflturaca¤› görünür özdirenç hari-talar› ve yapma kesitleri elde edilmifltir. Bulunanözdirenç yapma kesitlerine ait görünür derinlikde¤erleri ise, Loke (2001b) taraf›ndan verilenkatsay›lar çizelgesinden hesaplanm›flt›r. Bu çi-zelgenin oluflturulmas›nda, dizilime ait duyarl›l›kfonksiyonu kullan›lmaktad›r. Homojen yer mo-deli için araflt›rma derinli¤i ve dizilimin yeralt›n-daki yatay ve düfley özdirenç de¤iflimlerine du-yarl›l›¤›, dizilim duyarl›k fonksiyonu taraf›ndantan›mlanabilir (Mc Gillivray ve Oldenburg,1990).Temelde duyarl›k fonksiyonu, potansiyeli etkile-yecek olan yüzey alt› özdirencindeki de¤ifliminderecesini vermektedir. Ölçümde, duyarl›k de-¤erinin yüksekli¤i, yeralt›na daha fazla nüfuzanlam›na gelmektedir. Duyarl›l›k fonksiyonu,matematiksel olarak, Frechet türevleri yard›m›y-la hesaplanmakta ve böylece etki derinli¤i, dizi-limin toplam uzunlu¤una ve elektrotlar aras›uzakl›¤a göre hesaplanarak, de¤iflik dizilimleriçin katsay›lar biçiminde verilebilmektedir (Ed-wards, 1977). Böylece ortaya ç›kan etki derinli-¤i (ze) kavram›, görünür özdirenç kesitlerininaraflt›rma derinli¤inin hesaplanmas›n› sa¤la-maktad›r. Hesaplanm›fl bu etki derinliklerine gö-

re elde edilen yapay görünür özdirenç haritalar›,yoruma katk› sa¤layacakt›r. Bu nedenle; üç-bo-yutlu bir yeralt› modelini en iyi tan›mlayabilecekseviyelerden hesaplanan etki derinliklerine göreelde edilen görünür özdirenç haritalar›yla; or-tamdaki de¤iflimler, yap› boyutlar› ve derinlikleriçin yorum yap›labilecektir.

Çevresel ve S›z›nt› Amaçl› Tasar›mlananModeller

S›v› at›klar›n yeralt›ndaki yay›l›m›n›n izlenmesi,s›¤ jeofizi¤in önemli uygulama alanlar›ndan biri-dir. Bu tür alanlar, özellikle s›¤ ölçekli özdirençyöntemi ile etkili bir biçimde incelenebilmekte vebelirlenebilirlikleri üzerine son y›llarda yayg›nmodelleme çal›flmalar› yap›lmaktad›r. Bu çal›fl-mada, böylesi bir sorunun irdelenmesi aç›s›n-dan oluflturulan iki ayr› model, sonlu farklar yön-temiyle üç-boyutlu olarak incelenmifltir. Buamaçla (150 x 45) m boyutlar›ndaki bir alan içi-ne yap›lm›fl (30 x 30 x 7) m boyutlar›nda bir at›khavuzu, alt›n üretiminde kullan›lan bir siyanürhavuzu olabilece¤i düflünülerek tasar›mlanm›fl-t›r (çevresel model-1). Modelleme çal›flmas›n-da, havuzda oluflabilecek herhangi bir defor-masyonun (havuz çeperlerinde oluflabilecekçatlama gibi) ortamda yarataca¤› özdirenç de¤i-flimlerinin etkisini görebilmek amac›yla, tasar›m-lanan ikinci model (çevresel model-2) ile de s›-z›nt› öncesi ve sonras› durumu karfl›laflt›rmaolana¤› ortaya ç›km›flt›r. Hesaplamalarda, ala-n›n x ve y yönlerinde 3 m aral›klarla ölçüldü¤üdüflünülmüfltür. (fiekil 3e ve 4e). Kullan›lan dörtayr› dizilim için yap›lan hesaplamalardan sonra;dizilimlere göre de¤iflik etki derinliklerinden eldeedilmifl görünür özdirenç haritalar› karfl›laflt›r›l-m›flt›r. Böylece, yorumlamaya katk› sa¤layaca¤›düflünülmüfl ve dizilimlerin böylesi bir yap›yakarfl› duyarl›l›¤› araflt›r›lm›flt›r. fiekil 2’de, tan›m-lanan at›k havuzu için Schlumberger diziliminegöre befl ayr› etki derinli¤ine (ze=2, 4, 6, 10 ve14 m için) göre elde edilen görünür özdirenç ha-ritalar› verilmifltir. Bu flekilden de görüldü¤ü gibi,model yap› ile görünür özdirenç anomalisi 0-2 maral›¤›nda birbirine çok benzerdir. Ancak derinedo¤ru gittikçe, ayr›ml›l›k azalmakta ve dizilimgeometrisinin önemi ortaya ç›kmaktad›r. Ölçümhatt› oldu¤u varsay›lan “x” do¤rultusu boyuncahatt›n yap›y› dik kesmesi nedeniyle, yap›n›n d›flve iç s›n›rlar› 6 ile 10 m aras›nda iyice belirgin-leflmekte ve model yap›n›n üzerinde görünürözdirençler gerçek özdirenç de¤erlerine yaklafl-

Drahor vd. 119

edilen ve etki derinlikleri ile tan›mlanan görünürözdirenç haritalar› yorumda kolayl›k sa¤layabi-lecektir.

fiekil 3 ve 4 birlikte incelendi¤inde; tüm dizilim-lerde yap›dan kaynaklanan görünür özdirençanomalileri aç›kça görülmektedir. Wenner dizili-

maktad›r. Ayr›ca, derine do¤ru indikçe, anoma-lilerin uzan›mlar› havuz geometrisine uygun ola-rak daralmaktad›r. Böylece; bu tür modellemeçal›flmalar›nda, yüzeyden derine do¤ru elde

fiekil 2. Çevresel model-1’in Schlumberger dizilimiiçin de¤iflik derinliklerdeki görünür özdirençharitalar›: (a) ze=2m, (b) ze=4m, (c) ze=6m,(d) ze=10m, (e) ze=14m ve (f) modelinz=1m’deki yatay kesiti.

Figure 2. Apparent resistivity maps for Schlumbergerarray in different depths of the environmen-tal model-1: (a) ze=2m, (b) ze=4m, (c)ze=6m, (d) ze=10m and (e) ze=14m, (f) hori-zontal resistivity model at the depth ofz=1 m.

fiekil 3. Çevresel model-1’in görünür özdirenç harita-lar›: (a) Schlumberger, ze=7.5 m, (b) Wen-ner, ze=8 m, (c) pol-pol, ze=8 m, (d) dipol-di-pol, ze=8 m ve (e) modelin z=1 m’deki yataykesiti.

Figure 3. Apparent resistivity maps of the environ-mental model-1: (a) Schlumberger, ze=7.5m, (b) Wenner, ze=8 m, (c) pole-pole ze=8m, (d) dipole-dipole, ze=8 m and (e) horizon-tal resistivity model at the depth of z=1 m.

120 Yerbilimleri

minden elde edilen görünür özdirenç yapma ke-sitinde, havuzun flekli belirgin olarak ortaya ç›k-maktad›r. Havuz içi ve çevreleyen ortam›n görü-nür özdirenç de¤erleri model özdirenç de¤erle-

rine oldukça yak›nd›r. Ancak havuz içindeki ilet-ken yap›n›n etkisiyle havuzun alt›ndaki ortam›ngörünür özdirenç de¤erleri düflüfl göstermekte-dir (fiekil 4b). ze=8 m’den elde edilen yatay gö-rünür özdirenç haritas›na göre, havuzun olufl-turdu¤u anomaliyi ve havuz s›n›rlar›n› belirle-mek oldukça zordur. Burada “M” ve “W” biçimin-de anomaliler üreten Wenner diziliminin böylesibir yap›y› tan›mlamaktan ne derece uzak oldu-¤u görülmektedir (fiekil 3b ve 4b). Havuz kena-r›ndaki süreksizliklere en duyarl› dizilim Schlum-berger’dir ve havuz içindeki görünür özdirençde¤erleri model özdirenç de¤erlerine yak›nd›r.Havuzun kenarlar›ndan itibaren, derine do¤rudik yönde uzanan ve yüksek görünür özdirençde¤erlerine sahip iki ayr› anomali grubu bulun-maktad›r ve bunlar›n havuz çeperlerinden kay-nakland›¤› düflünülmektedir (fiekil 4a). Bu dizili-min ze=7.5 m’den elde edilen görünür özdirençharitas› ise, havuz s›n›rlar› ile havuz içi görünürözdirenç de¤erlerini tan›mlamada modele ol-dukça yaklaflm›flt›r (fiekil 3a). Dipol-dipol dizili-minin yapma kesitinde; havuz içi ve çevresindemodel özdirence yak›n görünür özdirenç de¤er-leri gözlenmesine karfl›n, dipol kollar›n›n hiper-bolik anomaliler ortaya ç›karmas› ayr›ml›l›¤›azaltmaktad›r (fiekil 4d). Bu dizilimin ze=8m’denelde edilen görünür özdirenç haritas›nda da ay-r›ml›l›k çok düflüktür (fiekil 3d). Pol-pol dizilimi-nin yapma kesitinde ise, at›k havuzunun içinde-ki görünür özdirenç de¤erlerinin yükselmesinekarfl›n, havuzu çevreleyen ortam›n görünür öz-dirençleri model de¤erlere oldukça yak›nsam›fl-t›r. Ancak anomali biçimi; dizilimin bir ak›m vebir potansiyel kolu içermesinden dolay›, tersyönde bir uzan›ma sahip olmakta ve derindeyüksek özdirençli görünür bir anomalinin olufl-mas›na neden olmaktad›r. Dizilim duyarl›l›¤›n›nderinli¤e ba¤l› olarak h›zla azalmas›, at›k havu-zunun üst yüzünü tan›mlamas›na karfl›n, alt yü-zünün tan›mlanmas›n› engellemektedir (fiekil4c). Bu dizilimin ze=8 m’den oluflturulan görünürözdirenç haritas›nda, at›k havuzunun bulundu-¤u yerdeki anomali flekil aç›s›ndan model yap›-ya çok benzemektedir. Ancak, görünür özdirençde¤erleri model yap›dan oldukça farkl›d›r ve ge-nel olarak Schlumberger’den sonra böylesi birmodele uyum sa¤layan ikinci dizilimin pol-pol ol-du¤u belirtilmelidir (fiekil 3c). Böylece bu dizi-limle at›k havuzu gibi yüzeye yak›n yap›lardanelde edilecek görünür özdirenç haritalar›yla ol-dukça iyi bir yorumlama yap›labilece¤i belirtile-bilir.

fiekil 4. Çevresel model-1’in y=21 m’deki görünür öz-direnç yapma kesitleri: (a) Schlumberger,(b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e)modelin y=21 m’deki düfley kesiti.

Figure 4. Apparent resistivity pseudo-sections of theenvironmental model-1 at the y- horizontaldistance of 21 m: (a) Schlumberger, (b)Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e)vertical resistivity model at the y- horizontaldistance of 21 m.

Drahor vd. 121

‹lk model, yüzeye çok yak›n yeralt›sular›n›n etki-siyle akifer özelli¤i tafl›yabilecek gömülü bir pa-leo nehir yata¤›n›n belirlenebilirli¤ini araflt›rmakamac›yla tasar›mlanm›flt›r (hidrojeolojik model).

Tasar›mlanan ilk modelin zaman içinde çeflitlietkiler nedeniyle (deprem, heyelan, zemin so-runlar› vb.) s›zd›rd›¤›n› ve havuzu çevreleyenbirime kimyasal içerikli bir ak›flkan s›z›nt›s› oldu-¤u düflünülerek, ikinci model tasar›mlanm›flt›r.Burada amaç; böylesi alanlar üzerinde periyo-dik olarak yap›lacak özdirenç izleme ölçümleri-nin, bir ölçüde de olsa, bilgisayar ortam›ndabenzetiminin yap›lmas›d›r. Modelden s›zan at›k;ak›flkan havuzun alt›ndan bafllayarak, yeralt›nado¤ru gözenek iletimiyle hareket ederek, orta-m›n özdirenç de¤erlerini, içindeki kimyasalmaddenin türüne ba¤l› olarak, azaltacak ya daart›racakt›r. Bu örnekte özdirenç de¤erini azal-tan bir model seçilmifltir. Bu durumun ortam›nözdirencini at›k içeren bölümlerde 200ohm.m’den 50 ohm.m’ye düflürdü¤ü varsay›l-m›flt›r (fiekil 5e ve 6e). Hesaplamalar sonucun-da elde edilen görünür özdirenç yapma kesitleriincelendi¤inde; anomali biçimlerinin bir öncekiörnektekine (pol-pol dizilimi hariç) oldukça ben-zedi¤i, ancak havuzun alt›ndaki görünür özdi-renç de¤erlerinin s›zan ak›flkan etkisiyle azald›-¤› görülmektedir (fiekil 6a, b, d). Pol-pol dizili-minde ise, at›k ak›flkan›n ortama yay›lmas› ha-vuzun alt›ndaki görünür özdirenç de¤erlerinindi¤er dizilimlere göre daha fazla azalmas›na ne-den olmufltur (fiekil 6c). Görünür özdirenç hari-talar›nda da, s›z›nt› etkisi net biçimde ortayaç›kmaktad›r (fiekil 5a, b, c, d). Bu haritalar için-de en iyi sonuç, yine Schlumberger dizilimiyleelde edilmifl ve bu dizilimi pol-pol diziliminin iz-ledi¤i görülmüfltür. Böylece bu iki dizilimin böy-lesi ortamlar› tan›mlamada daha iyi oldu¤u, gö-rünür özdirenç anlam›nda ve bu tür çal›flmalar-da öncelikli seçilmesi gerekli dizilimler olabile-ce¤i ortaya ç›km›flt›r. Bu benzetim, çevre kirlili¤ive s›z›nt› izleme çal›flmalar›nda, özdirenç yön-teminin ortamdaki de¤iflimlerin izlenmesindeyararl› bir yöntem olaca¤›n› göstermektedir.

Gömülü Bir Paleo-kanal Modeli

Yeralt›suyu tablas›n›n belirlenmesi, jeofizi¤inyayg›n uygulama alanlar›ndan biridir. Özellikleözdirenç yöntemi; bu tür ortamlar› belirlemedekiuygunlu¤u, uygulan›fl kolayl›¤› ve maliyeti dik-kate al›nd›¤›nda, uygulamada oldukça s›k kulla-n›lmaktad›r. Son y›llarda modelleme çal›flmala-r›nda ortaya ç›kan geliflim, bu tür ortamlar›n da-ha yorumlanabilir olmas›n› sa¤layarak, yeralt›-suyu araflt›rmalar›nda jeofizik özdirenç uygula-malar›n›n önemini daha da art›rm›flt›r.

fiekil 5. Çevresel model-2’nin görünür özdirenç hari-talar›: (a) Schlumberger, ze=7.5 m, (b) Wen-ner, ze=8 m, (c) pol-pol, ze=8 m, (d) dipol-di-pol, ze=8 m ve (e) modelin z=1 m’deki yataykesiti.

Figure 5. Apparent resistivity maps of the environ-mental model-2: (a) Schlumberger, ze=7.5m, (b) Wenner, ze=8 m, (c) pole-pole ze=8m, (d) dipole-dipole, ze=8 m and (e) horizon-tal resistivity model at the depth of z=1 m.

122 Yerbilimleri

Bu amaçla (250 x 75) m boyutlar›ndaki yapaybir model oluflturulmufltur (fiekil 7e ve 8e). He-saplamalar, alan›n x ve y yönlerinde 5 m aral›k-

larla ölçüldü¤ü düflünülerek yap›lm›flt›r. Dahaönce belirtilen dizilim türlerine göre yap›lan he-saplamalarla elde edilen görünür özdirenç yap-ma kesitleri incelendi¤inde; bu model için en ta-n›msal anomaliyi dipol-dipol dizilimi vermektedir(fiekil 8d). Modelde tasar›mlanan tüm yap›lar›nyatay ve düfley yönlerdeki görüntüleri en belir-gin flekilde bu dizilimde ortaya ç›kmaktad›r. Gö-rünür özdirenç de¤erleri için de ayn› tan›msall›kdevam etmektedir. Özellikle yaklafl›k 10 m etkiderinli¤indeki görünür özdirenç kesitleri al›nd›-¤›nda, tüm dizilimlerin yap› s›n›rlar›n› oldukça iyitan›mlamas›na karfl›n, pol-pol ve dipol-dipol’ündüflük özdirençli paleo kanal› gerçek özdirençde¤erlerine daha yak›n olarak tan›mlad›¤› görül-mektedir (fiekil 7). Görünür özdirenç de¤erleri-nin dipol-dipol diziliminde ze=10 m kesitinden el-de edilen haritada, paleo kanal yap›s›n›n belir-gin biçimde ortaya ç›kt›¤› görülmektedir (fiekil7d). Schlumberger dizilimi yapma kesitinde ise,örtü tabakas› gömülü kanal›n oldu¤u yerin d›-fl›nda kalmaktad›r. Ayr›ca, gömülü kanal›n etki-sini gösteren anomali, alttaki yatay katman etki-sini de bozmaktad›r ve oluflan bu anomali, or-tamdaki yap›y› tan›mlamaktan uzakt›r. Gömülükanal›n alt›nda bulunan yatay katman›n oldu¤uyerdeki görünür özdirenç de¤erleri ise, model-deki özdirenç de¤erine oldukça yak›nd›r (fiekil8a). ze=10.5 m kesitinden elde edilen yatay gö-rünür özdirenç haritas›nda da varsay›lan yap›etkisinin modele uygun biçimde sürdü¤ü görül-mektedir. Ancak varsay›lan kanal›n s›n›rlar› netolarak belirlenememekte ve görünür özdirençde¤erleri de modele dipol-dipol ve pol-pol so-nuçlar›ndan daha uzakt›r (fiekil 7a). ze=10m’den elde edilen Wenner görünür özdirenç ha-ritas›nda, yap› s›n›rlar›n›n belirginli¤i oldukçadüflüktür (fiekil 7b). Yapma kesitte ise; örtü ta-bakas›, kanal›n üzeri hariç, aç›kça gözlenmek-tedir. Gömülü kanal ve çevre birimlerin etkisi iseaç›kça tan›mlanamamaktad›r. Ancak, en alttakiyatay katman› simgeleyecek biçimde görünürözdirenç de¤erinin model ile uyumlu ve görünürde¤erlerinde model özdirenç de¤erine yak›n ol-du¤u görülmektedir (fiekil 8b). Pol-pol dizilimin-de örtü katman› modele benzer bir anomali ver-mesine karfl›n, tasarlanan kanal biçimli yap›üzerinde anomali bozulmas› gözlenmektedir.Üstteki örtü katman› için görünür özdirenç de¤e-ri, model özdirenç de¤erine çok yak›n bir de¤eralmaktad›r. Ancak bu dizilimin duyarl›l›¤›n›n za-y›f olmas› nedeniyle, derine do¤ru çevre ortam-lar›n etkisi aç›kça gözlenememekte ve görünür

fiekil 6. Çevresel model-2’nin y=21 m’deki görünürözdirenç yapma kesitleri: (a) Schlumberger,(b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e)modelin y=21 m’deki düfley kesiti.

Figure 6. Apparent resistivity pseudo-sections of theenvironmental model-2 at the y- horizontaldistance of 21 m: (a) Schlumberger, (b)Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e)vertical resistivity model at the y- horizontaldistance of 21 m.

Drahor vd. 123

gözlenememesine ra¤men, anomalilerde yukar›do¤ru bir uzan›m gözlenmektedir (fiekil 8c). Budizilimin ze=13 m’den elde edilen görünür özdi-renç haritas› ise, yap› hakk›nda Wenner ve

özdirenç de¤erleri de yumuflat›lm›fl bir anomaligörüntüsü vermektedir. Varsay›lan paleo-kanaltürü yap›n›n etkisi, and›ran kesitte net flekilde

fiekil 7. Hidrojeolojik modelin görünür özdirenç hari-talar›: (a) Schlumberger, ze=10.5 m, (b)Wenner, ze=10 m, (c) pol-pol, ze=13 m, (d)dipol-dipol, ze=10 m ve (e) modelin z=10m’deki yatay kesiti.

Figure 7. Apparent resistivity maps of the hydroge-ological model: (a) Schlumberger, ze=10.5m, (b) Wenner, ze=10 m, (c) pole-pole ze=13m, (d) dipole-dipole, ze=10 m and (e) hori-zontal resistivity model at the depth ofz=10 m.

fiekil 8. Hidrojeolojik modelin y=35 m’deki görünürözdirenç yapma kesitleri: (a) Schlumberger,(b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e)modelin y=35 m’deki düfley kesiti.

Figure 8. Apparent resistivity pseudo-sections of thehydrogeological model at the y-horizontaldistance of 35 m: (a) Schlumberger, (b)Wenner, (c) pole-pole, (d) dipole-dipole, (e)vertical resistivity model at the y- horizontaldistance of 35 m.

124 Yerbilimleri

Schlumberger diziliminden daha iyi bir yorumolana¤› sunmaktad›r (fiekil 7c).

Karstik Boflluk Modelleri

Karstik yap›lar, mühendislik uygulamalardaönemli bir sorun olarak ortaya ç›kar ve bunlar›nsaptanmas› s›¤ jeofizi¤in yayg›n uygulamaalanlar›ndan birini oluflturur. Özellikle özdirençyöntemi, bu tür yap›lar›n yerlerinin belirlenme-sinde önemli bir araflt›rma tekni¤idir. Bu amaç-la, bu tür yap›lar›n üç-boyutlu özdirenç çal›flma-lar› sonucunda belirlenebilirli¤ini göstermek için,karstik yap›lara uygun de¤iflik benzetim model-leri kurulmufltur. Bu modellerden ikisi, ayr›nt›l›olarak tart›fl›lm›flt›r. Oluflturulan ilk yapay mo-del, (250 x 70) m boyutlar›ndaki bir alanda,1500 ohm.m özdirenç de¤erine sahip bir kireç-tafl›, ya da dolomit içerisinde, ve 30 m geniflli-¤inde, yüzeyden 10 m derindeki bir bofllu¤ugöstermektedir (karstik model-1) (fiekil 9e ve10e). Hesaplamalar, alan›n x ve y yönlerinde 5m aral›klarla ölçüldü¤ü düflünülerek yap›lm›flt›r.Görünür özdirenç haritalar›, yap›y› en iyi tan›m-layan ze=17 ve 18 m’den elde edilmifltir. Dörtayr› dizilim için elde edilen yapma kesitler ve gö-rünür özdirenç haritalar› incelendi¤inde, mode-lin tüm dizilimlerde bir anomali oluflturdu¤u göz-lenmektedir (fiekil 9 ve 10). Schlumberger dizi-limi için elde edilen görünür özdirenç haritas›n-da (ze=18 m) böylesi bir yap› ve çevreleyen or-tam aç›kça belirlenirken (fiekil 9a), yapma kesit-te anomali biçimi yüzeyden derine do¤ru artangörünür özdirenç de¤erlerine sahiptir ve tan›m-sall›¤› engellemektedir (fiekil 10a). Pol-pol dizi-liminin yapma kesitinde boflluk ve çevreleyenortam aç›kça belirlenirken, bofllu¤un alt›nda gö-rünür özdirenç de¤erleri azalmakta ve anomaliderine do¤ru hiperbolik bir biçim almaktad›r (fie-kil 10c). Bu dizilimin ze=17 m’den elde edilengörünür özdirenç haritas›nda, Schlumberger veWenner’den daha iyi bir belirlenebilirlik mevcut-tur (fiekil 9c). Dipol-dipol, yapma kesitleri hiper-bolik bir anomali oluflturmas›na karfl›n, bofllu-¤un bulundu¤u yerde yüksek özdirenç de¤erlerigörülmektedir (fiekil 10d). Bu dizilimin ze=17 m’deki görünür özdirenç haritas›, modeli di¤er tümdizilimlerden daha kötü tan›mlamaktad›r (fiekil9d). Wenner dizilimde ise, karstik yap› belirlen-mekle birlikte, hem ze=18 m’den elde edilen gö-rünür özdirenç haritas›ndan, hem de yapma ke-sitten yap›n›n s›n›rlar› hakk›nda yorum yapmakoldukça zordur (fiekil 9b ve 10b). Böylesi bir ya-

p› için en iyi dizilimin s›ras›yla; pol-pol, Schlum-berger, Wenner ve dipol-dipol oldu¤u ortayaç›km›flt›r.

‹kinci model ise, birinci modelin yüzeye yak›nbölümlerinin çeflitli iklimsel etkiler nedeniyle bo-

fiekil 9. Karstik model-1’in görünür özdirenç haritala-r›: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b) Wenner,ze=18 m, (c) pol-pol, ze=17 m, (d) dipol-di-pol, ze=17 m ve (e) modelin z=20 m’deki ya-tay kesiti.

Figure 9. Apparent resistivity maps of the karstic mo-del-1: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b) Wen-ner, ze=18 m, (c) pole-pole ze=17 m, (d) di-pole-dipole, ze=17 m and (e) horizontal re-sistivity model at the depth of z=20 m

Drahor vd. 125

hesaplamalar sonucu elde edilen haritalar veyapma kesitler incelendi¤inde, tüm dizilimlerdeyüzeydeki bozunma ve burada bulunan düflüközdirençli katmandan dolay› gömülü yap›n›n

zunmufl ve bunun sonucu oluflan oyuklar›nda80 ohm.m’lik özdirenç de¤erine sahip toprak iledoldu¤u düflünülerek oluflturulmufltur (karstikmodel-2) (fiekil 11e ve 12e). Bu modelle yap›lan

fiekil 10. Karstik model-1’in y=35 m’deki görünür öz-direnç yapma kesitleri: (a) Schlumberger,(b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e)modelin y=35 m’deki düfley kesiti.

Figure 10. Apparent resistivity pseudo-sections of thekarstic model-1 at the y-horizontal distanceof 35 m: (a) Schlumberger, (b) Wenner, (c)pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) vertical re-sistivity model at the y- horizontal distanceof 35 m.

fiekil 11. Karstik model-2’nin görünür özdirenç harita-lar›: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b) Wen-ner, ze=18 m, (c) pol-pol, ze=17 m, (d) dipol-dipol, ze=17 m ve (e) modelin z=20 m’dekiyatay kesiti.

Figure 11. Apparent resistivity maps of the karsticmodel-2: (a) Schlumberger, ze=18 m, (b)Wenner, ze=18 m, (c) pole-pole ze=17 m, (d)dipole-dipole, ze=17 m and (e) horizontal re-sistivity model at the depth of z=20 m.

126 Yerbilimleri

anomalisi önemli oranda maskelenmekte ve ay-r›ca yüzey örtüsünden kaynaklanan birçok ikin-cil anomali grubu ortaya ç›kmaktad›r (fiekil 11ve 12). Elde edilen görünür özdirenç haritalar›n-

dan (ze=17 ve 18 m için) afla¤›da bulunan kars-tik yap›y› hemen hemen hiçbir dizilimle belirle-me olana¤› olmamas›na karfl›n, yine de en iyisonucu, s›ras›yla, Wenner ve Schlumberger di-zilimi vermektedir (fiekil 11a,b,c,d). Benzer bi-çimde yapma kesitlerden de gömülü karstik ya-p›y› belirleme olana¤› yoktur. Karstik yap›n›n et-kisi Schlumberger ve Wenner dizilimlerinde, di-¤er anomalilerle kar›flmas›na karfl›n, bir ölçüdeolsa görülmektedir (fiekil 12a ve b). Ancak pol-pol ve dipol-dipol dizilimlerinden böylesi bir ya-p›y› tan›mlama olana¤› bulunmamaktad›r (fiekil12c ve d).

SONUÇLAR

Bu çal›flmada; s›¤ ölçekli özdirenç çal›flmalar›n-da karfl›lafl›lan sorunlar›n bilgisayar ortam›nda-ki benzetimi, sonlu farklar yöntemiyle elde edil-mifltir. Üç boyutlu olarak yap›lan bu modellemeçal›flmas›nda dört farkl› dizilim (Schlumberger,Wenner, pol-pol, dipol-dipol) kullan›lm›fl ve bun-lar›n yan›tlar› elde edilmifltir. Çal›flmalar; sorun-lar›n genel özellikleri bilindi¤inde, do¤aya uygunkarmafl›k modellerin ve kullan›lan yöntem yard›-m›yla da bu yap›lar üzerindeki özdirenç yan›tla-r›n›n k›sa sürede oluflturulabilece¤ini ortayakoymufltur. Model yap›n›n karmafl›klaflmas› veözellikle aranan hedef yap›n›n üzerinde direnç-li, ya da iletken baflka yap›lar›n bulunmas› duru-munda oldukça farkl› sonuçlar›n elde edildi¤igörülmüfltür. Böylece yap›n›n karmafl›klaflma-s›yla aranan hedef yap›n›n belirlenmesi zorlafl-maktad›r. Bu sonuç, benzeri yeralt› durumlar›-n›n araflt›r›lmas›nda elde edilen görünür özdi-renç and›ran kesitlerinden yorum yapman›n nedenli önemli sak›ncalar do¤uraca¤›n› aç›kça or-taya koymaktad›r. Bu gibi durumlarda; kullan›-lan dizilim say›s›n›n fazlal›¤›, sahada farkl› jeofi-zik yöntemlerin uygulanmas›, ters-çözüm mo-dellemesi ve iyi bir jeoloji bilgisi yorumlamay› ar-t›racakt›r. Çal›flmalar s›ras›nda; anomaliye enbüyük katk›y› genelde s›¤ derinlikte gömülü bu-lunanlar yap›lar vermektedir. Böylece yeralt›n-daki hedef yap›lar›n s›¤laflmas›yla görünür özdi-renç haritalar›ndan yorum yapman›n, dizilimeba¤l› olarak de¤iflmekle birlikte, genelde kolay-laflt›¤›; yap›lar›n derinleflti¤i durumda ise, hemyapma kesitlerin, hem de görünür özdirenç hari-talar›n›n daha da karmafl›k bir durum ald›¤› sap-tanm›flt›r. Ayr›ca; modellerin karmafl›klaflmas›,özdirenç de¤erleri aras›ndaki z›tl›¤›n artmas› veyap›lar›n farkl› derinliklerde gömülü olma duru-

fiekil 12. Karstik model-2’nin y=35 m’deki görünür öz-direnç yapma kesitleri: (a) Schlumberger,(b) Wenner, (c) pol-pol, (d) dipol-dipol, (e)modelin y=35 m’deki düfley kesiti.

Figure 12. Apparent resistivity pseudo-sections of thekarstic model-2 at the y-horizontal distanceof 35 m: (a) Schlumberger, (b) Wenner, (c)pole-pole, (d) dipole-dipole, (e) vertical re-sistivity model at the y- horizontal distanceof 35 m.

Drahor vd. 127

Dahlin, T., 2001. The development of dc resistivityimaging techniques. Computer and Geos-ciences, 27, 1019 -1029.

Dahlin, T., and Zhou, B., 2004. A numerical compari-son of 2-D resistivity imaging with 10 elect-rode arrays. Geophysical Prospecting, 52,379 -398.

Dahlin, T., Bernstone, C., and Loke, M. H., 2002. Ca-se History: A 3-D resistivity investigation ofa contaminated site at Lernacken, Swe-den. Geophysics, 67, 1692-1700.

Das, U.C., and Parasnis, D.S., 1987. Resistivity andinduced polarization responses of arbitra-rily shaped three-dimensional bodies in atwo-layered earth. Geophysical Prospec-ting, 35, 98 -109.

Dey, A., and Morrison, H.F., 1979a. Resistivity mode-ling for arbitrarily shaped two-dimensionalstructures. Geophysical Prospecting, 27,106 -136.

Dey, A., and Morrison, H.F., 1979b. Resistivity mode-ling for arbitrarily shaped three-dimensi-onal structures. Geophysics, 44, 753 -780.

Dieter, K., Paterson, N.R., and Grant, F.S., 1969. IPand resistivity type curves for three-dimen-sional bodies. Geophysics, 34, 615 - 632.

Edwards, L.S., 1977. A modified pseudosection forresistivity and IP. Geophysics, 42, 1020-1036.

Göktürkler, G. ve Drahor, M. G., 2004. Yinelemeliyöntemle üç boyutlu özdirenç modelleme-si. Dokuz Eylül Üniversitesi, Fen ve Mü-hendislik Dergisi (bask›da).

Griffiths, D.H., and Barker, R.D., 1993. Two-dimensi-onal resistivity imaging and modelling inareas of complex geology. Journal of App-lied Geophysics, 29, 211-226.

Griffiths, D.H., Turnbul, J., and Olayinka, A.I., 1990.Two-dimensional resistivity mapping witha computer-controlled array. First Break,8(4), 121 -129.

Hohmann, G.W., 1975. Three-dimensional inducedpolarization and electromagnetic Model-ling. Geophysics, 40, 309 - 324.

Jepsen, A.F., 1969. Numerical modeling in resistivityprospecting. Ph. D. Thesis, University ofCalifornia, Berkeley, USA (unpublished).

Kurtulmufl, T.Ö., 2003. S›¤ aramac›l›kta sonlu farklaryöntemi ile üç-boyutlu özdirenç modelle-mesi. Lisans Tezi, Dokuz Eylül Üniversite-si, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü, 69s (ya-y›mlanmam›fl).

Loke, M.H., 2001a. Res3dmod ver. 2.1, Three-di-mensional resistivity and IP forward mode-ling using the finite difference and finiteelement methods. User’s manual,www.geoelectrical.com.

mu yap›lar›n belirlenebilirli¤ini do¤rudan etkile-mektedir. Bu nedenle; bu çal›flma s›¤ jeofizikaraflt›rmalarda, üç boyutlu çal›flma yap›lmazise, görünür özdirenç de¤erleri yard›m›yla yo-rum yapman›n önemli sak›ncalar içerece¤ini or-taya ç›karm›flt›r.

Bu çal›flmada oldu¤u gibi, k›sa sürede ve kolay-ca elde edilebilen yapma kesitler ve haritalar;arkeoloji, çevre sorunlar›, mühendislik ve hidro-jeoloji ile ilgili s›¤ ölçekli sorunlar›n çözümündeyorumlamaya önemli oranda katk› sa¤layacak-t›r. Ayr›ca, yeralt›ndaki cisimlerin de¤iflik dizilim-lere göre farkl› yan›tlar vermesi de, araflt›rman›namac›na uygun dizilimin seçilmesi aç›s›ndan butür çal›flmalar›n önemini ortaya koymaktad›r.Böylece araflt›r›lacak alanda, elde edilmesi ola-s› anomalilerin bilgisayar ortam›nda benzetimiile araflt›rma sorunu hakk›nda çal›flma öncesibaz› yorumlar yap›labilir ve arazi ölçümleri dahaiyi planlanabilir.

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar, yay›n›n son flekline gelmesinde gös-terdi¤i önemli katk›lardan dolay› dergi editörüProf. Dr. Reflat Ulusay’a ve isim belirtilmeyenhakeme teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Apparao, A., 1979. Model tank experiments on reso-lution of resistivity anomalies obtainedover buried conducting dikes-inline andbroadside profiling. Geophysical Prospec-ting, 27, 835 - 847.

Berge, M.A., 2002. S›¤ aramac›l›kta sonlu farklaryöntemi ile iki-boyutlu düz çözüm özdirençmodellemesi. Lisans tezi, Dokuz Eylül Üni-versitesi, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü,77 s (yay›mlanmam›fl).

Brizzolari, E., and Bernabini, M., 1979. Comparisonbetween Schlumberger electrode arrange-ment and some focused electrode arran-gements in resistivity profiles. GeophysicalProspecting, 27, 233 - 244.

Candansayar, M.E., and Baflokur, A.T., 2001. Detec-ting small-scale targets by the 2D inversi-on of two-sided three-electrode data: app-lication to an archaeological survey. Ge-ophysical Prospecting, 49, 13 -25.

Coggon, J.H., 1971. Electromagnetic and electricalmodeling by the finite element method.Geophysics, 36, 132 -155.

128 Yerbilimleri

Loke, M.H., 2001b. Tutorial: 2-D and 3-D electricalimaging surveys. Penang, Malaysia, Uni-versiti Sains Malaysia, unpublished coursenotes, 121 pp, www.geoelectrical.com.

McGillivray, P.R., and Oldenburg, D.W., 1990. Met-hods for calculating Frechet derivativesand sensitivities for the non-linear inverseproblem, a comparative study. Geophysi-cal Prospecting, 38, 499-524.

Meyer, W.H., 1977. Computer modelling of electro-magnetic prospecting methods. Ph.D.Thesis, University of California, Berkeley,USA (unpublished).

Mufti, I.R., 1976. Finite difference resistivity model-ling for arbitrarily shaped two-dimensionalstructures. Geophysics, 41, 62 -78.

Okabe, M., 1981. Boundary element method for thearbitrarily inhomogeneities problem ine-lectrical prospecting. Geophysical Pros-pecting, 29, 39 - 59.

Parasnis, D.S., 1965. Theory and practice of electricpotential and resistivity prospectingusing linear current electrodes. Geoexplo-ration, 3(1), 3 - 69.

Pridmore, D.F., Hohmann, G.W., Ward, S.H., andSill, W.R., 1981. An investigation of finiteelement modeling for electrical and elect-romagnetic data in three dimensions. Ge-ophysics, 46, 1009 -1024.

Rijo, L., 1977. Modeling of electric and electromagne-tic data. Ph.D. Thesis, University of Utah,USA (unpublished).

Scriba, H., 1981. Computation of the electric potenti-al in three-dimensional structures. Ge-ophysical Prospecting, 29, 790 - 802.

Telford, W.M., Geldart, L.P., Sheriff, R.E., and Keys,D.A., 1976. Applied Geophysics, Cambrid-ge University Press, Cambridge, 860 pp.

Van Nostrand, R.G., and Cook, K.L., 1966. Interpre-tation of resistivity data. USGS Prof. Pa-per, Printing Office, Washington, USA,449 pp.

Van Overmeeren, R.A., and Ritsema, I.L., 1988.Continuous vertical electrical sounding.First Break, 6(10), 313 - 324.

Arazide bir fay yüzeyinin kayma yönünü saptamada kullan›lan “elledokunma” yönteminin geçerlili¤i

Validity of the “rubbing” method for the field determination of the shear senseof a fault surface

M. Tekin YÜRÜRHacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 06532, Ankara

ÖZ

Bir fay yüzeyinin incelenmesi ile fay hareketinin saptanmas›nda ülkemiz yerbilimcilerinin kulland›klar› bir yöntem,fay yüzeyinde fay çiziklerine paralel olarak elle dokunmada en az sürtünmeyi sa¤layan yönün fay hareket yönüolarak saptanmas› esas›na dayan›r. Bu yaz›da, arazi gözlemleri yard›m› ile bu yöntemin hatalara yol açt›¤› göste-rilerek, arazide bir fay yüzeyindeki kayma yönünün ikincil Riedel k›r›klar›n›n ve di¤er yap›lar›n incelenmesine da-yanan yöntemlerle saptanmas› gerekti¤i önerilmektedir.

Anahtar Kelimeler: Fay kinemati¤i, ikincil yap›lar, kayma yönü.

ABSTRACT

To determine the shear sense on a fault surface, Turkish earthscientists widely use and teach a method that con-sists to rub the surface and to decide for the sense that presents the least resistance to the touch in the directionof the slickenlines. With examples of fault surfaces observed in the field, it is shown that this method induces er-rors and that more reliable methods based on the observation of minor fractures like Riedel shears and other struc-tures should be used to better determine the shear sense of a fault surface in the field.

Key Words: Fault kinematics, minor structures, shear sense.

Yerbilimleri, 30 (2004), 129-134Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi BülteniBulletin of Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

M. T. YürürE-mail: tyurur@hacettepe.edu.tr

G‹R‹fi

Yazar, bu makalede meslektafllar›n›n ülkemizdekulland›klar› ve halen ö¤retilmekte olan bir yön-temi ele almaktad›r. Bu yöntem, sahada izlenenfay yüzeylerinin incelenmesi sonucu hareket yö-nünü belirlemeye yöneliktir. Bu yöntemle, yerbi-limci fay çizikleri do¤rultusunda fay yüzeyine eli-ni sürtmekte ve kayman›n en kolay oldu¤u hare-ket yönünü fay hareketi olarak saptamaktad›r.Bu makalede; Ankara kuzeyinde (fiekil 1) yap›-lan arazi gözlemleriyle bu yöntemin do¤ru so-nuçlar vermedi¤i gösterilerek, fay yüzeyinde bu-lunan çeflitli ikincil yap›lar yard›m› ile bu yönünsaptanmas› önerilmektedir.

Fay yüzeyi yap›lar›

fiekil 2a’da bir fay yüzeyinde gözlemlenebilecekikincil yap›lar gösterilmifltir. S›kl›kla rastlanan butür yap›lar, fay› oluflturan ve yüzeyde hareketeneden olan gerilmelerle oluflan tansiyon çatlak-lar› ve Riedel (Riedel, 1929) k›r›klar›d›r. Riedelk›r›klar›, ana fay düzlemi ile yapt›klar› aç› ve ha-reket yönü itibariyle ana fay hareket yönündeveya bu yönün tersinde bir fay mekanizmas›nasahip olmalar›na göre ikiye ayr›l›rlar (fiekil 2b).Faylanman›n geliflti¤i malzemenin içsel sürtün-me aç›s› (φ) ise, Riedel k›r›klar›ndan R fayla

Teknik Not/Technical Note

130 Yerbilimleri

p›lar, analog kil veya kum modellerinde ve/veyabunlardan elde edilen sonuçlarla arazi gözlem-lerinin incelendi¤i durumlarda görülece¤i gibi(Riedel, 1929; Tchalenko, 1970; Tchalenko veAmbraseys, 1970; Wilcox vd., 1973), ana fayagöre daima ayn› konumdad›rlar. Arazide ise,özellikle eski k›r›klar› kesen veya birden fazlahareketi üzerine alm›fl faylarda bu yap›lar kar-mafl›k bir hal alabilirler. Bu takdirde fay aynas›-n›n bu anlamda dikkatle incelenmesi gerekir. Bukonuyla ilgili bafll›ca yay›nlar aras›nda Hancock(1985), Ramsay ve Huber (1987), Hancock vd.(1987) ve Petit (1987) ile sonuncu makaleninyay›mland›¤› cillte yeralan di¤er makaleler say›-labilir.

Faylanma mekanizmas›na benzer yapay birörnek

Yazar, Ankara’n›n kuzeyinde yeralan Orhaniyeve Lezgi köylerine (bkz. fiekil 1) ulaflan toprakyollar›n kuzey k›s›mlar›nda yürütülmüfl olan yoldüzeltme çal›flmalar› s›ras›nda ifl makinas›n›nmadeni düzeltme b›ça¤›n›n toprak üzerinde b›-rakt›¤› izleri incelemifltir (fiekil 3). Kirli kremrenkli ve killi toprak üzerinde, yatay veya aze¤imli yol yüzeyini düzelten b›ça¤›n oluflturdu¤ubu izler aras›nda, fay aynas›na benzeyen ve yeryer cilalanm›fl bir yüzey üzerinde çok belirginçizgiler ile birbirine paralel ve toprak içine gömü-

“45°- φ/2” aç›l› ve efl yönde hareketlidir (sinte-tik). R’ ise, “45°+ φ/2” aç›l› ve ters yönde hare-ketlidir (antitetik) (Ahlgren, 2001). Bu ikincil ya-

Güvenç

Lezgi(Sarıbeyler)

Kazan

Orhaniye

D 750

0 5 km

K

İmrendi

fiekil 1. Yer bulduru haritas› (www.maps.com sitesin-den yararlan›larak çizilmifltir).

Figure 1. Location map (compiled with maps fromwww.maps.com).

fiekil 2. (a) Bir fay yüzeyinde kayma yönünü veren yap›lar (orta üstteki ok tavan blo¤unun hareketini göstermek-tedir) (Choukroune, 1995’den de¤ifltirilerek), (b) bir fay yüzeyinde oluflabilecek ikincil yap›lar›n ana faylailiflkileri (Ahlgren, 2001’den de¤ifltirilerek al›nm›flt›r).

Figure 2. Structures used to determine the shear sense on a fault surface (the arrow on the central upper part in-dicates the movement of the hanging-wall block) (modified from Choukroune, 1995), (b) relationship bet-ween a fault and minor structures that may form on the fault surface (modified from Ahlgren, 2001).

Yürür 131

Arazi gözlemleri

Bu bölümde Ankara‘n›n Kazan ilçesi güneydo-¤usunda yeralan Güvenç ve Lezgi (Sar›beyler)köyleri civar›nda (bkz. fiekil 1) yürütülen araziçal›flmalar› s›ras›nda gözlemlenen ve belirgink›r›lma ölçütleri içeren iki fay yüzeyi “elle sürt-me” yöntemi ile fay yüzeyinde gözlemlenen ikin-cil yap›lar›n kullan›ld›¤› yöntem aç›s›ndan eleal›nm›flt›r. Ölçülen faylar›n konumlar›; fay›ndo¤rultusu, e¤im aç›s› ile yönü ve fay çizi¤ininsapma aç›s› fleklinde verilmifltir.

Bu faylardan biri (K10°B/88°KD/20°K), Lezgi kö-yü güneydo¤usunda yeralmakta ve Eosen yafll›karasal k›r›nt›l› birimleri (Koçyi¤it, 1991) kes-mektedir (GPS UTM X=470.780, Y=4443.200).E¤imi düfleye yak›n olan fay yüzeyinde (fiekil 4)

len k›r›klar bulunmaktad›r (fiekil 3a, b). K›r›klardaima ayn› yönde e¤ime sahiptir ve analog mo-deller örnek al›nd›¤›nda veya faylanma meka-nizmas› düflünüldü¤ünde, k›r›klar›n e¤im yönü-nün yüzey üzerindeki izdüflüm vektörü b›ça¤›nzemin üzerinde ilerleme yönünü vermektedir(fiekil 3c). Bu ilerleme yönünü veren bir baflkagözlem de, yüzeydeki blok ve çak›llar›n b›ça¤›nitmesi ile yapt›klar› hareketlerdir (fiekil 3d, e, f).Toprak içine gömülü bu kayaç parçalar› b›ça¤›nhareketine uyarak toprak içinde yer yer birkaçsantimetre kadar yerde¤ifltirmifllerdir. K›r›k e¤i-minden hareketle saptanan b›çak hareket yönü,çak›l/blok ilerleme yönü ile ayn›d›r (fiekil 3f, g).Böyle bir yüzeye elle dokunuldu¤unda, “en ko-lay” kayma yüzeyi k›r›klar›n e¤im yönünün tersi,di¤er bir ifadeyle, elle dokunularak saptananyön hareketin yönünün tersi olacakt›r.

fiekil 3. Orhaniye köyü kuzeyindeki düzeltilmifl bir yolun yüzeyinde gözlemlenen yap›lar: (a) düzeltme b›ça¤›n›nyolda b›rakt›¤› sistematik çatlaklar, (b) Riedel k›r›klar› (RK) ve A-B kesitinin yeri, (c) A-B kesiti, (d) ve (e)yol yüzeyinde görülen Riedel k›r›klar› ve C-D kesitinin yeri (kesitin yan›ndaki kal›n ok kayma yönündedir),(f) C-D kesiti, (g) (d)‘de verilen foto¤raf›n üstten görünümü (Ç: çizikler; RK: Riedel k›r›klar›).

Figure 3. Structures observed on the rectified road surface at the north of Orhaniye village: (a) systematic fractu-res left on the road surface by the blade of the rectifying machine, (b) Riedel shears (RK) and location ofthe cross-section A-B, (c) cross-section A-B, (d) and (e) Riedel shears (RK) and location of the cross-sec-tion C-D, (f) cross-section C-D, (g) upview of the photograph given in (d), (Ç: lineations; RK: Riedel she-ars).

132 Yerbilimleri

çizikler çok belirgindir ve fay›n az bir e¤im at›mbilefleni olan bir do¤rultu at›ml› fay oldu¤u anla-fl›lmaktad›r. Elle dokunma ile fay›n sa¤ yönlühareketler yapt›¤› saptanmaktad›r. Buna karfl›n,yüksek aç›l› R’ k›r›klar› (K80°B/düfley) ile aras›santimetre düzeyinde olas›l›kla aragonitik irikristallerle dolmufl bir tansiyon çatla¤›n›n(K40°B/düfley) konumlar› gözönüne al›nd›¤›n-

da, fay›n hareketinin sol yönlü oldu¤u anlafl›l-maktad›r (fiekil 4b). Ayr›ca fay yüzeyinde yakla-fl›k 3 cm eninde ve bir ucu gözlenemeyen, di¤erucu ise yar›m küre fleklinde biten bir kanal yap›-s› bulunmaktad›r. Kanal geometrisi, kanal›n sertbir çak›l taraf›ndan fay hareketi/hareketleri ileaç›lm›fl oldu¤una iflaret etmektedir. Yine fiekil4a’daki foto¤rafta yeralan ve ana kaya ile iliflkisi

σ1σ3

fiekil 4. (a) Lezgi köyü güneydo¤usunda yeralan bir fay yüzeyi, (b) fay yüzeyinde incelenen yap›lardan itibarensaptanan fay mekanizmas›n›n plan görünümü. (σ1 ve σ3 s›ras› ile en büyük ve en küçük asal gerilme ek-senlerine karfl›l›k gelmektedir).

Figure 4. (a) A fault surface cropping out at the south-east of the Lezgi village, (b) map view of the faulting mec-hanism as deduced from the observation of the structures studied on the fault surface. (σ1 and σ3 are thegreatest and the least principal stress axes, respectively).

Tansiyon çatla¤›

Yürür 133

boyutunda ve yuvarla¤a yak›n bu çak›llar›n üçüde çok belirgin bir flekilde birkaç santimetre ka-dar sola kaym›fllard›r (fiekil 5b, c). Bu kaymalar,çak›llar›n sa¤›nda yeralan kanallardan anlafl›l-maktad›r. Çak›llar, bu hareketlerin sonunda fayblo¤una saplanm›fl ve kalm›fllard›r. Di¤er baz›kanallarda ise; çak›llar gözlenememekte olup,sapland›klar› yerden düflmüfl olmalar› gerekir.Böyle bir yüzeyde elle dokunularak saptanacakkayma yönü, saplanm›fl çak›ldan sa¤a, yani ça-k›ldan sürtünme izine veya kanala do¤ru ola-cakt›r. Di¤er yön veya kanaldan çak›la do¤ruyap›lacak hareket özellikle çak›l s›n›r›nda eledaha fazla sürtünme verecektir. Sonuçta, buyöntemi kullanan bir yerbilimci hatal› olarak solyön saptayacakt›r. Sa¤ yönlü hareketler yapm›fl

dolgunun sol taraf›n›n kaybolmufl olmas› nede-niyle belirli olmayan kalsit dolgu da, sol yöndebir basit makaslama deformasyonuyla oluflmuflgibi görünmektedir. Tüm bu gözlemler fay›n, el-le yap›lan saptaman›n aksine, sol yönlü yerde-¤ifltirmelere yol açt›¤›n› göstermektedir.

Daha bat›da ve Güvenç köyünün do¤u-güney-do¤usunda (GPS UTM X=481.330,Y=4440.740), pembe-k›rm›z› Eosen’e ait k›r›nt›-l› kayaçlar› (Koçyi¤it, 1991) kesen do¤rultuat›ml› bir fay (K17°B/83°GB/10°G) ile bu faylayüksek aç› (62°) yapan daha küçük ve ikincil birfayda (K45°D/85°GD/10°GB) üç adet çak›l›nfaylanmaya ba¤l› olarak maruz kald›klar› hare-ketler saptanm›flt›r (fiekil 5). Birkaç milimetre

fiekil 5. (a) Güvenç köyünün do¤u-güneydo¤usunda yeralan bir fay zonu, (b) ve (c) ikincil fay yüzeyinde gözlem-lenen çak›l kaymalar› ile geliflen kanallar.

Figure 5. (a) A fault surface cropping out at the east-south-east of the Güvenç village, (b) and (c) grooves formeddue to pebble displacements on the secondary fault surface.

134 Yerbilimleri

bu fay›n ana fayla yapt›¤› yüksek aç› bu sürek-sizli¤in ana fay›n bir R’ Riedel k›r›¤› oldu¤unudüflündürmektedir. Bu taktirde ana fay›n hare-keti antitetik, yani ters yönde ve sol yönlü ola-cakt›r. Ana fay yüzeyi, bu yönü belirten belirginRiedel k›r›klar› tafl›maktad›r.

Sonuçlar

Analog modellerden elde edilen sonuçlarla ara-zide incelenen fay yüzeylerinde ulafl›lan kaymaölçütleri dikkate al›nd›¤›nda, halen kullan›lmak-ta olan ve “elle dokunma” fleklinde fay kaymayönünü saptamaya yarayan yöntemin yanl›fl so-nuçlara yol açt›¤› ortaya ç›kmaktad›r. Yazar;uluslararas› literatürde yeralmayan ancak ülke-mizde halen ö¤retilmekte olan bu yöntemin ye-rine, bu makalede belirtilen ve fay yüzeyindebulunan ikincil fay yap›lar›n gözlemine dayananyöntemin kullan›lmas›n› önermektedir.

KATKI BEL‹RTME

Yazar, makaleye yap›c› elefltirileri ile katk› sa¤-layan Prof. Dr. Okan TÜYSÜZ ile di¤er hakemeteflekkür eder.

KAYNAKLAR

Ahlgren, S. G., 2001. The nucleation and evolution ofRiedel shear zones as deformation bandsin porous sandstone. Journal of StructuralGeology, 23(8), 1203-1214.

Choukroune, P., 1995. Déformations et Déplace-ments Dans La Croûte Terrestre. Masson,Paris, 226 pp.

Hancock, P.L., 1985. Brittle microtectonics: principlesand practice. Journal of Structural Ge-ology, 7 (3/4), 437-457.

Hancock, P.L., Al-Kahdi, A., Barka, A.A., and Bevan,T.G., 1987. Aspects of analysing brittlestructures. Annales Tectonicae, 1(1), 5-19.

Koçyi¤it, A., 1991. An example of an accretionary fo-re-arc basin from northern Central Anato-lia and its implications for the history ofsubduction of Neo-Tethys in Turkey. Ge-ological Society of America Bulletin, 103,22-36.

Petit, J.-P., 1987. Criteria for the sense of movementon fault surfaces in brittle rocks. Journal ofStructural Geology, 9(5/6), 597-608.

Ramsay, J.G., and Huber, M.I., 1987. The techniqu-es of modern structural geology, (2): Foldsand fractures. London, Academic Press,392 pp.

Riedel, W., 1929. Zur mechanik geologischer Bruc-herscheinungen. Zentralblatt fuer Minera-logie, Geologie und Palaeontologie, 1929B, 354-368.

Tchalenko, J.S., 1970. Similarities between shear zo-nes of different magnitudes. GeologicalSociety of America Bulletin, 81,1625–1640.

Tchalenko, J.S., and Ambraseys, N.N., 1970. Struc-tural analysis of the Dasht-e Bayaz (Iran)earthquake fractures. Geological Societyof America Bulletin, 81, 41–60.

Wilcox, R.E., Harding, T.P., and Seely, D.R., 1973.Basic wrench tectonics. The American As-sociation of Petroleum Geologists Bulletin,57, 74–96.