ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK

advertisement
ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
YÜKSEK LİSANS TEZİ
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
REFAHİYE OFİYOLİTİNİN KÖKENİ (KD ERZİNCAN)
JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI
ADANA, 2010
ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
REFAHİYE OFİYOLİTİNİN KÖKENİ (KD ERZİNCAN)
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
YÜKSEK LİSANS TEZİ
JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI
Bu Tez 03/02/2010 Tarihinde Aşağıdaki
Oybirliği/Oyçokluğu ile Kabul Edilmiştir.
............………………......
Prof. Dr. Osman PARLAK
DANIŞMAN
................………......
Prof. Dr. Fikret İŞLER
ÜYE
Jüri
Üyeleri
Tarafından
………………..........................
Yrd. Doç. Dr. Tamer RIZAOĞLU
ÜYE
Bu tez Enstitümüz Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalında hazırlanmıştır.
Kod No:
Prof. Dr. İlhami YEĞİNGİL
Enstitü Müdürü
Bu Çalışma Ç. Ü. Araştırma Projeleri Birimi Tarafından Desteklenmiştir.
Proje No: MMF2008YL13
Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirişlerin, çizelge ve fotoğrafların
kaynak gösterilmeden kullanımı, 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere
tabidir.
ÖZ
YÜKSEK LİSANS TEZİ
REFAHİYE OFİYOLİTİNİN KÖKENİ (KD ERZİNCAN)
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ
FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ
JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI
Danışman : Prof.Dr. Osman PARLAK
Yıl: 2010, Sayfa :65
Jüri
: Prof. Dr. Osman PARLAK
Prof. Dr. Fikret İŞLER
Yrd. Doç. Dr. Tamer RIZAOĞLU
Üzümlü-Çayırlı (Erzincan) bölgesinde yer alan inceleme alanı; Permiyen
öncesi bir yaşa sahip Yoncayolu Formasyonu, Permiyen yaşlı Çayderesi Kireçtaşı,
Jura-Kretase yaşlı Hozbirikyayla Formasyonu, bu birimleri tektonik olarak üzerleyen
Refahiye Ofiyolitli Karışığı, tüm birimleri uyumsuz olarak örten Alt-Orta Eosen yaşlı
Gülandere Formasyonu ve Miyosen yaşlı Kemah Formasyonu ile temsil
edilmektedir. İnceleme alanında yer alan Refahiye ofiyoliti tabandan tavana doğru
volkanikler hariç tam bir ofiyolit dizisi sunar. Volkanik kayaçlar ise daha ziyade
melanj birimi içinde yer alırlar. Refahiye ofiyolitinin tabanı değişik oranlarda
serpantinleşmiş harzburjit ve dunitler ile temsil edilmektedirler. Bunların üzerine iyi
gelişmiş ultramafik (dunit, verlit, klinopiroksenit) ve mafik (gabro) kümülat
kayaçları yer alırlar. İzotrop gabrolar (gabro, diyorit), levha daykları (diyabaz) ve
plajiyogranitler ise istifin üst kesimlerini meydana getirmektedirler. Volkanikler ise
bazalt bileşimli olup, değişik oranlarda alterasyona maruz kalmışlardır. Yapılan
jeokimyasal çalışmalar sonucunda; izotrop gabro ve levha dayklarına ait kayaçların
toleyitik ve boninitik magmadan itibaren oluştukları ve volkaniklerin ise hem
toleyitik hem de alkalen magmadan itibaren oluştukları ortaya çıkmaktadır. Toleyitik
ve boninitik magmadan türeyen Refahiye ofiyolitine ait kayaçların Neotetis’in kuzey
kolunun Üst Kretase’den itibaren kuzeye doğru dalmaya başlaması ile okyanus içi
yitim zonu üzerinde yay-önü ortamda oluştuğu sonucu ortaya çıkmaktadır. Alkalen
magmadan türeyen volkaniklerin ise ofiyolit oluşumu ile ilgili olmadığı ve okyanus
adası volkanikleri olduğu düşünülmektedir.
Anahtar Kelimeler: Ofiyolit, toleyit, boninit, yay-önü, okyanus adası
I
ABSTRACT
MSc. THESIS
ORIGIN OF REFAHİYE OPHIOLITE (NE ERZİNCAN)
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
DEPARTMENT OF GEOLOGICAL ENGINEERING
INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES
UNIVERSITY OF ÇUKUROVA
Supervisor : Prof.Dr. Osman PARLAK
Year: 2010, Pages:65
Jury
: Prof Dr. Osman PARLAK
Prof. Dr. Fikret İŞLER
Asst. Prof. Dr. Tamer RIZAOĞLU
The study area, situated in Üzümlü-Çayırlı (Erzincan) region, is characterized
by pre-Permian Yoncayolu formation, Permian Çayderesi limestone, JurassicCretaceous Hozbirikyayla formation, tectonically overlying Refahiye ophiolitic
melange and unconformably overlying cover sediments, namely Lower-Middle
Eocene Gülandere formation and Miocene Kemah formation. Except volcanics, the
Refahiye ophiolite in the study area displays an intact ophiolite stratigraphy from
bottom to top. Whereas the volcanics are found in melange unit. The base of the
Refahiye ophiolite is represented by variably serpentinized harzburgite and dunite.
Well preserved ultramafic (dunite, wehrlite, clinopyroxenite) to mafic (gabbro)
cumulate rocks rest tectonically on the tectonites. Isotropic gabbros (gabbro, diorite),
sheeted dikes (diabase) and plagiogranites constitute the upper part of the Refahiye
ophiolite. The volcanic rocks are basaltic in composition and variably altered. On the
basis of geochemical analysis, the isotropic gabbros and sheeted dikes were derived
from both tholeiitic and boninitic magmas whereas the volcanic were derived from
tholeiitic and alkaline magmas. The rocks, derived from tholeiitic and boninitic
magmas, were formed in a fore-arc (suprasubduction zone) setting as a result of
north deeping intraoceanic subduction zone in the northern branch of Neotethys since
late Cretaceous. The alkaline volcanic rocks are not related to the ophiolite
formation. But they are more seamount type in origin.
Key Words: Ophiolite, tholeiite, boninite, fore-arc, seamount
II
TEŞEKKÜR
Bu çalışma Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji
Mühendisliği Anabilim Dalında Yüksek Lisans çalışması olarak yapılmış ve
Çukurova
Üniversitesi
Bilimsel
Araştırma
Projeleri
Birimi
tarafından
MMF2007YL13 nolu proje kapsamında desteklenmiştir. Bu projeyi destekleyen
Çukurova Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Birimine teşekkür ederim.
Çalışmanın her aşamasında yardımlarını esirgemeyen ve çalışmanın
tamamlanmasında büyük pay sahibi olan hocam Prof.Dr. Osman PARLAK’a
teşekkürü bir borç bilirim.
Tez jürisinde yer alarak tezimi okuyan ve yapıcı eleştirileri ile katkı sağlayan
Prof. Dr. Fikret İŞLER ve Yrd. Doç. Dr.Tamer RIZAOĞLU’na teşekkür ederim.
Arazi çalışmaları sırasında mesleki deneyimlerini benimle paylaşan
meslektaşım ve mesai arkadaşım Jeoloji Mühendisi Hüseyin SAYAK’a, çizim ve
rapor yazımı aşamalarında yardımını gördüğüm Jeoloji Yüksek Mühendisi Cahit
DÖNMEZ, Jeoloji Mühendisi Aytekin TÜRKEL ve Nusret NURLU’ya teşekkür
ederim.
İnce kesitlerimin hazırlanmasında ve tezin çeşitli aşamalarında desteklerini
gördüğüm MTA Maden Etüt ve Arama Dairesinde görevli Jeoloji Yüksek
Mühendisleri Hayrettin ÖZEN ve İlhan ODABAŞI’na teşekkür ederim.
III
İÇİNDEKİLER
ÖZ
SAYFA
................................................................................................................I
ABSTRACT ............................................................................................................ II
TEŞEKKÜR ........................................................................................................... III
İÇİNDEKİLER ....................................................................................................... IV
ÇİZELGELER DİZİNİ ............................................................................................ V
ŞEKİLLER DİZİNİ ................................................................................................ VI
1. GİRİŞ
............................................................................................................... 1
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR ..................................................................................... 3
3. MATERYAL VE METOD ................................................................................... 9
3.1. Arazi Çalışmaları ........................................................................................... 9
3.2. Laboratuvar Çalışmaları ................................................................................. 9
3.3. Büro Çalışmaları ............................................................................................ 9
4. ARAŞTIRMA BULGULARI ............................................................................. 11
4.1. Bölgesel Jeoloji ............................................................................................ 11
4.2. Stratigrafi ve Petrografi ................................................................................ 15
4.2.1. Paleozoyik ......................................................................................... 16
4.2.1.1. Yoncayolu Formasyonu ......................................................... 16
4.2.1.2. Çayderesi Kireçtaşı ................................................................ 16
4.2.2. Mesozoyik ......................................................................................... 17
4.2.2.1. Hozbirikyayla Formasyonu .................................................... 17
4.2.2.2. Ofiyolitik Melanj ................................................................... 18
4.2.2.3. Refahiye Ofiyoliti .................................................................. 18
4.2.3. Senozoyik .......................................................................................... 39
4.2.3.1. Gülandere Formasyonu .......................................................... 39
4.2.3.2. Kemah Formasyonu ............................................................... 40
4.3. Jeokimya ...................................................................................................... 41
5. SONUÇLAR ...................................................................................................... 56
KAYNAKLAR ....................................................................................................... 58
ÖZGEÇMİŞ ........................................................................................................... 65
IV
ÇİZELGELER DİZİNİ
SAYFA
Çizelge 4.1. Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve
izotrop gabrolara ait kayaçların ana oksit içerikleri ……………………… 43
Çizelge 4.2. Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve
izotrop gabrolara ait kayaçların eser element içerikleri ……………….….44
Çizelge 4.3. Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve
izotrop gabrolara ait kayaçların nadir toprak element içerikleri ...………..45
V
SAYFA
ŞEKİLLER DİZİNİ
Şekil 1.1. Çalışma alanı yerbulduru haritası .............................................................. 2
Şekil 4.1. Türkiye’nin tektonik birlikleri (Ketin, 1966) ........................................... 11
Şekil 4.2. Türkiye ve yakın çevresinin tektonik birlikleri (Okay ve Tüysüz, 1999) .. 12
Şekil 4.3. Erzincan çevresi genelleştirilmiş stratigrafi kesiti (Aktimur ve ark., 1995)13
Şekil 4.4. Refahiye Ofiyolitine ait tektonitlerle-Çayderesi Kireçtaşları’na ait
metamorfik kayaçların tektonik dokanağı (Üzümlü Kuzeydoğusu) ....... 17
Şekil 4.5. Çalışma alanının Jeoloji Haritası (Özen ve ark., 2008) ............................ 20
Şekil 4.6. Refahiye Ofiyolitinin sahada izlenen istifi ............................................... 21
Şekil 4.7. Harzburjitlerin mikroskop görüntüsü Ç.N., 2,5 X, Opx: ortopiroksen, Olv:
olivin .................................................................................................... 23
Şekil 4.8. Serpantileşmiş harzburjitlerde bastitleşmiş ortopiroksen Ç.N., 2,5X, Opx:
ortopiroksen ......................................................................................... 24
Şekil 4.9. Ultramafik kümülatlardan görünüm dunit-verlit ardalanması (Yedigöller
mevkii) ................................................................................................. 26
Şekil 4.10. Ultramafik kümülatların içindeki dunitlerden mikroskop görüntüsü
(Ç.N., 2,5X, Cr: Kromit, Olv: Olivin) ................................................... 27
Şekil 4.11. Ultramafik kümülatların içindeki verlitlerden mikroskop görüntüsü (Ç.N.,
2,5X, Cpx: Klinopiroksen, Olv: Olivin) ................................................ 28
Şekil 4.12. Ultramafik kümülatların üst kesimlerinde verlit-piroksenit- gabro
ardalanması Tunaçayırı Köyü güneyi .................................................... 29
Şekil 4.13. Piroksenitlerden mikroskop görüntüsü (Ç.N., 2,5X, Cpx: klinopiroksen,
Opx: Ortopiroksen) ............................................................................... 30
Şekil 4.14. Tabakalı gabrolardan görünüm .............................................................. 31
Şekil 4.15. Tabakalı gabrolara ait mikroskobik görüntü (Ç.N. 2,5X, Plj:Plajiyoklas,
U Cpx: Uralitleşmiş Klinopiroksen) ...................................................... 32
Şekil 4.16. Mafik kümülatlara ait izotrop gabrolardan mikroskop görüntüsü (Ç.N.
2,5X, Plj:Plajiyoklas, Cpx: Klinopiroksen, Tr-Ak: Tremolit- Aktinolit) 33
Şekil 4.17. Levha-dayk Karmaşığı içerisindeki plajiyogranit sokulumları,
Kureyşlisarıkaya Köyü kuzeydoğusu .................................................... 34
VI
Şekil 4.18. Plajiyogranitlere ait mikroskop görüntüsü Ç.N. 2,5X10 Plj:Plajiyoklas, Q:
Kuvars, Amf: Amfibol, Ep: Epidot damarı) .......................................... 35
Şekil 4.19. Levha dayklarında görülen mikrodiyoritlerin mikroskop görünümü (Ç.N.
4.10 Plj: Plajiyoklas, Horn: Hornblend) ................................................ 36
Şekil 4.20. Levha dayklarına ait diyabazların mikroskop görünümü (Ç.N. 4X10 Plj:
Plajiyoklas, Cpx: Klinopiroksen) .......................................................... 37
Şekil 4. 21. Yastık Lavlara ait ince kesit görüntüsü ( Ç.N: 4X10)............................ 38
Şekil 4. 22. Yastık Lavlara ait spilitleşmiş bazaltlardan ince kesit görüntüsü ( Ç.N.
4X10) ................................................................................................... 39
Şekil 4.23. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde gözlenen volkanik, levha dayk ve
izotrop gabro kayaç örneklerinin Zr/Ti-Nb/Y oranlarına göre sınıflaması
(Pearce, 1996). ..................................................................................... 46
Şekil 4.24. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitine ait kayaçların ana ve iz element
içeriklerinin değişimi. ........................................................................... 48
Şekil 4.25. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanik kayaçların
kondirite göre normalize edilmiş Nadir Toprak Element diyagramı
(Kondrit değerleri Sun ve Mc Donough, 1989’dan alınmıştır). .............. 49
Şekil 4.26. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan levha dayklarının kondirite
göre normalize edilmiş Nadir Toprak Element diyagramı (Kondrit
değerleri Sun ve Mc Donough, 1989’dan alınmıştır). ............................ 50
Şekil 4.27. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan izotrop gabrolara ait
kayaçların kondirite göre normalize edilmiş Nadir Toprak Element
diyagramı (Kondrit değerleri Sun ve Mc Donough, 1989’dan alınmıştır).51
Şekil 4.28. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki volkaniklerin örümcek diyagramı
(N-MORB değerleri Sun ve McDonough, 1989’dan alınmıştır). ........... 52
Şekil 4.29. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki levha dayklarına ait kayaçların
örümcek diyagramı (N-MORB değerleri Sun ve McDonough, 1989’dan
alınmıştır). ............................................................................................ 53
Şekil 4.30. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki izotrop gabrolara ait kayaçların
örümcek diyagramı (N-MORB değerleri Sun ve McDonough, 1989’dan
alınmıştır). ............................................................................................ 54
VII
Şekil 4.31. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları
ve izotrop gabrolara ait kayaçların Th/Yb-Ta/Yb diyagramı (Pearce,
1982). ................................................................................................... 55
VIII
1. GİRİŞ
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
1. GİRİŞ
İnceleme alanı, Doğu Anadolu Bölgesinde, Erzincan iline bağlı Üzümlü ve
Çayırlı ilçeleri sınırları içerisinde yaklaşık 170 km2’lik bir alan kapsamakta olup,
Erzincan I 42- b2, b3, I 43-a1, a3, a4, b4, c1, c3, c4 paftaları içerisinde yer almaktadır
(Şekil 1.1).
İnceleme alanında önemli yerleşim birimi olarak irili ufaklı birçok yerleşim
yeri bulunmaktadır. Bunlar; Mecidiye, Deveyurdu, Tunaçayırı, Kavaklık, Esendoruk,
Yaylaköy, Tanyeri, Sarıkaya, Çardaklı, Pınarkaya, Ocakbaşı, Derebük, Darıbük,
Pelitli, Mutu ve Sansa köyleridir. İnceleme alanının güneyinden Erzincan-Erzurum
karayolu geçmektedir. Bu ana yoldan Üzümlü ve Çayırlı ilçelerine kadar ulaşım
asfalt yol ile sağlanmaktadır. Diğer yerleşim yerleri arasındaki yollar stabilize veya
toprak yol şeklindedir. Bu nedenle ulaşımda kış mevsimi nedeniyle kısa süreli
aksaklıklar olabilmektedir.
İnceleme alanında Doğu Anadolu Bölgesi genelinde hüküm süren karasal
iklim görülmektedir. Yazları sıcak ve kurak, kışları soğuk ve yağışlı geçmektedir.
Başlıca geçim kaynağı tarım ve hayvancılıktır. Arpa, buğday gibi susuz tarım
ürünleri yanı sıra sebzecilik de yapılmaktadır. Küçük ve büyükbaş hayvancılık
önemli yer tutmaktadır.
İnceleme alanında ofiyolitlerin yüzeylemiş olduğu alanlar yüksek ve dağlık,
diğer birimlerin olduğu kesimler ise daha yayvan topografya sunmaktadırlar.
İnceleme alanındaki başlıca yükseltiler; Ahıdağ (2934m), Dağınıkdağ (3463m),
Yedigöller Tepe (3521m), Soğanlıdağı (3064m), Çiçeklidağı (3118m), Kapılıdağ
(2905m) ve Mirpet Dağı (3115m)’dır.
İnceleme alanının güneyinde Türkiye’nin en büyük fay sistemi olan Kuzey
Anadolu Fayı yer almaktadır.
Yüksek lisans tezi olarak hazırlanan bu çalışma ile inceleme alanında
yüzeyleyen ofiyolitik kayaçların petrografik ve jeokimyasal özelliklerinin ortaya
konması amaçlanmıştır.
1
1. GİRİŞ
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 1.1. Çalışma alanı yerbulduru haritası
2
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Bilindiği gibi Türkiye arazisi Alpin Orojenik Kuşağı içinde yer alır ve bir
takım tektonik birliklere bölünür (Ketin, 1966). Pontid ve Torid tektonik birliklerinin
arasında ve bu birliklerin en çok yakınlaşmış olduğu bir bölgede kalan çalışma alanı,
gerek jeolojik, gerekse sismik yönden birçok araştırıcı tarafından incelenmiştir.
Ayrıca, Türkiye’nin önemli tektonik yapılarından biri olan Kuzey Anadolu
Fay Zonu’nun çalışma alanını boydan boya katetmesi ve bu tür fayların plaka
tektoniği
açısından
önem
kazanması,
fay
zonu
üzerinde
araştırmaların
yoğunlaşmasına neden olmuştur.
Bölge jeolojik çalışmalarına katkıları olan araştırıcıları şöyle sıralayabiliriz:
Stechepinsky (1941), Ketin (1950), Baykal (1953), Holzer (1955), Nebert (1961),
Tatar (1973, 1978), Ataman ve ark.(1975), Arpat ve Şaroğlu (1975), Bergougnan
(1976), Özgül (1978), Bektaş (1981, 1982), Buket ve Ataman (1982), Buket (1982),
Aktimur (1986), Koçyiğit (1990), Tüysüz (1993), Aktimur ve ark. (1995).
Bu araştırıcıların rapor ve yayınlarının incelenmesinden çıkarılan önemli
sonuçlar aşağıda özetlenmiştir.
Bütün araştırıcılar inceleme alanı ve çevresinin tabanını metamorfik
kayaçların oluşturduğunu kabul etmektedirler. Önemli yayılımlarını Erzincan’ın
doğusunda Üzümlü İlçesi ve Tanyeri Bucağı civarında KB-GD doğrultulu bir zon
boyunca verirler. Yeşilşist, kalkşist, metadiyabaz ve mermerlerden oluşan bu birim
ayırtman fosil içermediğinden yaşı oldukça tartışmalıdır.
Stechepinsky (1941) Kovenko tarafından metamorfik seriye ait mermerler
içerisinde Neoschwagerina bulunduğunu ve bu nedenle metamorfik birimin
Paleozoyik yaşlı olabileceğini belirtir. Ayrıca Erzincan, Tercan ve Bayburt
yörelerinde yaptığı gözlemler sonucunda, Miyosen’den sonra oluşmuş yeni
alüvyonlar hariç herhangi bir çökel birimin olmadığını belirtmiştir.
Ketin (1950), Erzincan’ın doğusunda Üzümlü ve kuzeyinde Elmalı
yöresindeki çalışmalarına göre, magmatik kökenli çoğunca mezo ve epizon
metamorfitlerin serpantinit intrüzyonları ile kesilmiş, Liyas, Kretase, Eosen ve
Miyosen çökelleri tarafından da aşmalı olarak örtülmüş olduğunu vurgular. Yörede
3
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
geniş alanlar kaplayan, serpantinit-diyabaz kütleleri içerisinde gelişigüzel serpilmiş
durumda ve çeşitli büyüklüklerdeki kristalize kireçtaşlarının çoğunun Kretase, bir
kısmının da Jura ve daha yaşlı olduğunu belirtir. Erzincan doğusunda Sülümür ve
Bulanık köylerindeki çoğunlukla çakıltaşı, kumtaşı ve marndan oluşmuş fliş serisine,
tanıtman fosil içermediğinden, olasılı olarak Üst Kretase yaşını vermiştir.
Baykal (1953), ayırtman fosil içermeyen masif kireçtaşlarının, serpantinit
intrüzyonları ile kesildiğini ve kontak metamorfizma etkisinin yaygın olarak
görüldüğünü belirtir. Ayrıca alt seviyeleri Orbitolina fosilleri içeren Munzur Dağı
Kireçtaşları’nın litolojik ve yapısal özelliklerinin benzerliğinden dolayı bunların
Jura-Kretase yaşlarında olabileceğini vurgular.
Holzer (1955), inceleme alanının güneydoğusunda Şeteri civarında Üst
Kretase flişinin kireçli seviyelerinde Maestrihtiyen yaşlı fosiller saptamıştır. Yine
aynı bölgede, Baykal (1953) tarafından büyük bir Oligosen birimi gösterilmiş
olmasına karşın, Holzer (1955) aynı yörede Oligosene işaret sayılabilecek hiçbir
bulgunun saptanamadığını vurgular.
Nebert (1961) Erzincan’ın güneydoğusunda Cencige, Tilek ve Pülümür
yörelerinde; batısında Refahiye çevresinde oldukça geniş yayılımlı olan Eosen flişin
açılı uyumsuzlukla ofiyolitli karmaşık üzerine oturmuş olup, çoğunlukla kum ve
konglomeratik fasiyeste geliştiğini belirtir.
Tatar (1973), Refahiye’nin güneydoğusunda, Conur Köyü yöresinde Üst
Kretase sedimetitlerini kesen ve Pliyosen konglomerası ile örtülü olan genç dasitik
volkanitlerin, Oligosen’deki olasılı bir yükselme safhasına bağlı volkanizmanın
ürünü olabileceğini düşünür.
Tatar (1978), bölgede geniş yer tutan serpantinitlerin, şimdiye dek Hersiniyen
yaşında ve genellikle bölgenin en yaşlı kayaçları olarak kabul edilen metamorfik
şistlere göre daha yaşlı; dolayısıyle, belki de Paleozoyik yaşında olabileceğini
gösteren bazı verilerin elde edildiğinden bahseder.
Tatar (1973, 1978), Erzincan-Refahiye ofiyolitik zonuna ait yapısal
gözlemlerinde şu sonuçlara varmıştır
4
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
1-Kuzey Anadolu Fayı ile Doğu Anadolu Fayı’nın eşlenik doğrultu atımlı
faylar meydana getirdiği kabul edilmiş, bunların oluşturduğu bütüne, Kuzey Anadolu
Fay Sistemi adı verilmesi benimsenmiştir.
2-LANDSAT fotografı üzerinde, Erzincan’ın 20 km kadar kuzeybatısından
itibaren 70 derece yönünde uzanan ve Kuzey Anadolu Fay Sistemi içinde büyük bir
kırık zonu olabileceği düşünülen bir çizgiselliğe, geçici olarak Kuzeydoğu Anadolu
Fayı adı verilmesi önerilmiştir.
3-Kuzey Anadolu Fayı boyunca kuzey bloğun değil, güney bloğun düşmüş
olduğu ve ana fay yakınlarındaki yan kırıkların analizi ile de, Kuzey Anadolu Fay
Sistemi’ndeki
yapıları
oluşturan
ana
basınç
gerilmesinin,
yaklaşık
K-G
doğrultusunda olduğu saptanmıştır.
4-Bölgede, ofiyolitlerin Miyosen ve Pliyosen üzerine 15-25 derecelik bir açı
ile güneye doğru bindirmiş olduğu; Steirik ve Atik fazında gelişmiş Miyosen içindeki
kıvrımların, doğuya veya doğu-güneydoğuya yönelecek şekilde bükülmüş olduğu
belirtilmiştir. Eksenlerdeki bükülmelerin Pliyosen sonrası bindirme hareketleri ile
meydana geldiği kabul edilmiştir.
5-Çalışma alanındaki yapılar, Doğu Türkiye’deki diğer genç ve büyük
yapılarla karşılaştırılmış; Kuzey Anadolu Fay Sistemi’ndeki yapılarla, güneyde
Kenar Kıvrımları Bölgesi’ndeki kıvrım eksenleri ve Bitlis bindirmesi; kuzeyde Doğu
Pontid kırık sistemleri arasında yaş ve oluşum mekaniği açısından ilişkiler
bulunduğu kabul edilmiştir.
Arpat
ve
Şaroğlu
(1975),
Erzincan
Ovası’ndaki
Kuvaterner
yaşlı
volkanitlerde ( Ketin (1950) tarafından ovayı takip eden büyük bir fay zonu boyunca
gelişmiş andezitik, bazaltik volkanizma olarak tanımlanan) egemen türün trakitler
olduğunu, andezitlerin ise, çok daha dar alanlar kapsadığını belirtirler.
Ataman ve ark. (1975), Kuzey Anadolu Fay Zonu’nun eski bir Benioff Zonu
olabileceğini ve Anadolu Plakası ile Doğu Pontid Ada Yayı’nın çarpışmasıyla
bügünkü şeklini kazanmış olduğunu iddia ederler.
Ancak Bergougnan (1976), Erzincan-Sivas ofiyolit zonunun K.A.F. Zonu
tarafından kesildiğini vurgulayarak, Ataman ve arkadaşlarının (1975) görüşüne karşı
çıkmıştır.
5
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Özgül (1978), Erzincan’ın güneybatısında yer alan Munzurların Mesozoyik
(Triyas,
Jura,
Kretase)
yaşta olduğunu; Paleozoyik
ve
Mesozoyik
yaşlı
metamorfitlerin ise, ofiyolitli karmaşıklarla tektonik dokanaklar oluşturduklarını
belirtir.
Bektaş (1981), Erzincan çevresinde yüzeyleyen, yeşilşist-metadiyabazkalkşist-kumtaşı-radyolarit ve kuvars damarlarından oluşmuş metamorfik seride,
düşük dereceli yeşilşist fasiyesinden orta dereceli amfibolit fasiyesine doğru
ilerleyici, zeolit fasiyesine doğru da gerileyici metamorfizmaların varlığını tanıtman
mineral birlikleri ile kanıtlar. Kimyasal analiz sonuçlarına göre, çoğu orto kökenli
yeşilşist ve metadiyabazların ada yaylarına özgü düşük potasyumlu toloyitler ve
kalk-alkali bazaltlardan türemiş olduğunu belirtir. Ofiyolitli karmaşık serinin
karbonatlı seviyelerinden alınan tanıtman fosillere göre, yörede ofiyolit oluşum
yaşının Üst Kretase’den önce; Üst Kretase’nin de Paleosen’e geçişli olduğunu
belirtir. Paleosen sonunda Anadolu orojenez fazı ile Pontid ve Anatolid’lerdeki
yerlerini alan ofiyolitlerin, Miyashiro (1975)
sınıflamasına göre ada yayı-kenar
denizi jeotektonik sisteminde gelişmiş olduğunu ve iz element analiz sonuçlarına
göre plütonik ve volkanik kayaçları arasında kökensel bir ilişkinin varlığı saptanan
Tanyeri ofiyolitlerinin ultramafik ve mafik kayaçlarının tüketilmiş bir mantonun
ürünleri olduğunu vurgular. Ayrıca Fırat Vadisi çöküntüsüne (Erzincan Ovası) bağlı
olarak gelişmiş Pliyo-Kuvaterner yaşlı kalk-alkalen volkanizmanın kökeninin, ana ve
iz element sonuçlarına göre, Pontid-Anatolid/Torid ada yayı-kıta çarpışmasından
sonra litosfer içerisinde depolanmış kalk-alkalen magma odaları olabileceği şeklinde
yorumlar.
Buket ve Ataman (1982), Erzincan-Refahiye utramafik ve mafik kayaçlarını,
kaynaklandıkları magma türü, birbirleri ve ayrıca üst manto ile olan kökensel
ilişkilerinin belirlenmesi amacı ile petrografik ve petrolojik olarak incelemişlerdir.
Erzincan-Refahiye ultramafik kayaçlarının, çoğunlukla harzburjit, yer yer lerzolit ve
dunit bileşimli kütleler ile, diyopsitit, vebsterit ve olivinvebsterit damarlarından
oluştuğunu ve aşırı serpantinleşmiş ultramafititlerin mikrodiyorit-diyorit, gabroolivingabro-mikrogabro, diyabaz ve granofir-mikrogranit daykları tarafından
kesildiğini belitirler. Erzincan-Refahiye Ofiyoliti’nin diğer birimlerinin ofiyolitli
6
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
karışık halinde olduğu ve ofiyolitin içinde kümülüs yapılı peridotit-gabro ve levha
dayk kompleksinin yer almadığını gözlemlemişlerdir. Yapılan incelemelerde
stilpnomelan, antigorit gibi basınç etkilemesi ile oluşabilen minerallere sık sık
rastlanılması nedeniyle Erzincan-Refahiye peridotitinin ‘‘metamofik peridotit ’’
olarak tanımlanabileceğine değinirler. Kimyasal verilere dayanarak, peridotitlerin üst
mantoda kısmi erime ile oluşan refrakter, artık bir malzemeyi temsil ettiği, mafik
kayaçların, daha bazaltik bir bileşime sahip olan kalıntı sıvı fazın giderek ilerleyen
farklılaşmasından kaynaklanmış, granofir ve mikrogranitlerin ise bu magmanın en
son farklılaşma ürünleri olabileceği şeklinde yorumlamışlardır.
Buket (1982), Erzincan-Refahiye Ofiyoliti’nin kökeni, oluşumu ve yerleşmesi
sorunlarının çözümü için topluluğun ultramafik ve mafik birimlerinin petrolojik ve
jeokimyasal karakterlerini bazı diyagramlar kullanılarak belirlemiş ve kayaçları bu
açıdan yeryüzündeki çeşitli ofiyolit toplulukları ile karşılaştırmıştır. ErzincanRefahiye Ofiyoliti’nin Tetis Okyanusu Sırtı’ndan kaynaklanan Üst Manto ve
Okyanus Kabuğu parçaları olduğu sanıldığını ve ofiyolitin mafik birimlerinin abisal
toleyit karekterinde olduğunu belirtir. Sırt malzemesinin, Üst Kretase’den itibaren
Pliyosen’in sonuna dek, Anadolu Levhası’nın Doğu Pontid Adayayı’na çarpması
sırasındaki üzerlemeler sonucunda bölgeye yerleşmesini tamamladığı görüşünün, bu
çalışma ile desteklendiğini ifade eder.
Aktimur (1986), ofiyolitlerin bölgeye Alt Kampaniyen-Alt Maestrihtiyen
aralığında yerleştiğini, ancak ofiyolitlerin kuzeyden güneye ilerlemesinin Eosen’de,
hatta Miyosen’de de devam ettiğini belirtir. Çalışma alanındaki Eosen havzasının çok
hareketli olduğunu, Eosen’in kendi üzerine birkaç kez katlandığı ve bir olistostrom
havzası olduğunu vurgulamıştır. Çok daha geniş olan Eosen havzasının kendi
içerisine kayması ve bir kısmının da ofiyolitler tarafından yok edilmesi sonucu
bugünkü görünümünü aldığı şeklinde yorumlamıştır.
Koçyiğit (1990), Erzincan ile Refahiye arasında yaygın olarak yüzeyleyen
mafit-ultramafit kaya topluluğu ve onlarla tektonik dokanak ilişkisi sunan düşük
dereceli metamorfitlerinin, Erzincan İli’nin yaklaşık 7-8 km kuzeybatısında Geç
Liyas-Apsiyen yaşlı sedimanter bir istifle (Kazdağı Grubu) transgresif olarak
örtüldüğünü ve örtünün taban çakıltaşının hemen tümüyle ultramafitlerden
7
2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
oluştuğunu belirtir. Bu bulgunun da, Erzincan İli çevresinde yüzeyleyen ofiyolitik
birimlerin, daha önce bazı araştırmacıların öne sürmüş olduğu gibi, tek bir okyanusal
havza ve dağoluşumunun ürünü olmayıp, birden çok okyanusal havzanın (Karakaya
havzası, Kuzey Neo-Tetis’in kuzey ve güney kolları) ve dağoluşumunun (Erken
Kimmeriyen ve Alpin dağoluşumları) ürünü olduğunu kanıtladığını vurgular.
Tüysüz (1993), Bölgenin paleotektonik evrimini, Liyas öncesinde PaleoTetis ve onun yayardı havzası olan Karakaya Okyanusu’nun, Kretase sonunda ise
Neo-Tetis Okyanusu’nun farklı kollarının kapanması ile kazandığını ve Neo-Tetis’in
kapanmasının ardından büyük ölçüde kara haline gelen bölgenin Eosen’de ve Alt
Miyosen’de sığ denizlerle kaplandığını, ancak her iki denizel ortamın da bölgenin
kuzey-güney sıkışmalarla bindirmeli yapı kazanması ve yükselmesi yüzünden uzun
ömürlü olmadıklarını belirtir. Alt Miyosen sonundan itibaren başlayan neo-tektonik
dönemde bölgede kaçma tektoniğinin etkin olduğunu, farklı atım ve uzanıma sahip
fayların geliştiğini, Erzincan Ovası’nın da bu tektonik rejim altında Üst Pliyosen(?)
den itibaren oluşmaya başlayan ve evrimini günümüzde de sürdüren bir çek-ayır
havza olduğuna değinir.
Aktimur
ve
ark.(1995),
ofiyolitli
karışığın,
Alt
Kampaniyen-Alt
Maestrihtiyen zaman aralığında bölgeye yerleştiğini, ancak kesintili olarak
aktarılmasının Alt Miyosen sonlarına kadar devam ettiğini, ofiyolitli karışığın ikinci
kez aktarılması sonucu Senek Ofiyolitli Karışığı’nın oluştuğunu belirtirler.
Özen ve ark. (2008), öncelikle krom-nikel cevherleşmeleri olmak üzere,
ofiyolitlere bağlı cevherleşmelerin araştırılmasına yönelik olarak yapmış oldukları
çalışmalar sırasında, ofiyolitleri as birimlerine ayırarak haritalamışlar ve çalışma
alanında eksiksiz bir ofiyolit istifinin varlığını belirtmişlerdir.
8
3. MATERYAL VE METOD
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
3. MATERYAL VE METOD
İnceleme alanı, Doğu Anadolu bölgesinde Erzincan İline bağlı Üzümlü ve
Çayırlı ilçeleri sınırları içinde I 42-b2, b3, I 43 a1, a3, a4, b4, c1, c3, c4 paftalarında
yaklaşık 170 km2 lik bir alanı kapsamaktadır. Çalışma 2007-2008 yılları arasında
arazi çalışmaları, laboratuvar çalışmaları ve büro çalışmaları olmak üzere birbirini
takip eden üç aşamada gerçekleşmiştir.
3.1. Arazi Çalışmaları
Arazi çalışmaları 2007 yılı Haziran-Temmuz aylarında yapılmıştır. Bu
çalışmalar sırasında Brunton tipi jeolog pusulası, jeolog çekici, lup, GPS v.b.
araçlardan yararlanılmıştır. Arazi çalışmaları sırasında sistematik olarak petrografik
ve jeokimyasal örnekler alınmış, gerekli görülen yerlerde ölçeksiz jeolojik enine
kesitler çıkarılmıştır. Çalışma alanında yüzeyleyen jeolojik birimlerin karakteristik
özellikleri resimlenmiştir.
3.2. Laboratuvar Çalışmaları
Araziden derlenen el örneklerinden incekesitler hazırlanmış ve polarizan
mikroskopta ayrıntılı olarak petrografik determinasyonları yapılmıştır. Gerekli
görülenlerden fotograflar çekilmiştir. İnceleme alanında yüzeyleyen ofiyolitlere ait
gabro, levha dayk ve volkanitlerinden toplam 35 adet örnek kırma-öğütme
işleminden geçirilerek, Kanada ACME laboratuarında ana oksit, iz ve nadir toprak
element analizleri yapılmıştır.
3.3. Büro Çalışmaları
Arazi çalışmaları öncesinde literatür derlemesi yapılmıştır. Arazi ve
laboratuvarda yapılan çalışmalar neticesinde bölgenin jeolojik haritası ve stratigrafik
9
3. MATERYAL VE METOD
kesitleri
tamamlanmış
kimyasal
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
analiz
değerlendirilerek rapor yazımına başlanmıştır.
10
sonuçları
çeşitli
diyagramlarda
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
4.1. Bölgesel Jeoloji
Bu bölümde inceleme alanında yeralan bu birimlerle ilgili kısa bilgiler
verilecektir.
İnceleme alanı, Avrasya Plakası (Pontidler) ile Anadolu Plakası’nın kenet
kuşağında (Şekil 4.1), Brinkman (1966) tarafından tanımlanan ‘‘İzmir-AnkaraErzincan Sütur Zonu’’ üzerinde bulunmaktadır. Yine Okay ve Tüysüz (1999)’ün
Türkiye ve yakın çevresinin tektonik birliklerini irdeleyen çalışmasına göre AnatolidTorid bloğu içerisinde, İzmir-Ankara-Erzincan Kenet Zonu üzerinde bulunmaktadır
(Şekil 4.2)
Şekil 4.1. Türkiye’nin tektonik birlikleri (Ketin, 1966)
Aktimur ve diğ. (1992) tarafından, Erzincan çevresinde yüzeyleyen Tersiyer
öncesi birimler; litoloji, çökel ortamı, fasiyes özellikleri ve fosil topluluğu
bakımından farklılıklar sunmalarından dolayı, Tersiyer öncesi stratigrafi ‘‘Güney
Blok ve Kuzey Blok’’ olmak üzere ikiye ayrılarak kurulmuştur (Şekil 4.3).
Kuzey Blokta: Permo-Triyas yaşlı Pulur Metamorfitleri, Liyas yaşlı
volkanosedimanter Hamurkesen Formasyonu ve Üst Jura-Alt Kretase yaşlı
Hozbirikyayla Formasyonu; Güney Blokta ise: Paleozoyik yaşlı metamorfitlerden
11
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
oluşan Yoncayolu Formasyonu, Permiyen yaşlı Çayderesi Kireçtaşı ve Triyas-JuraKretase yaşlı Munzur Kireçtaşı yer almaktadır. Bölgeye Alt Kampaniyen-Alt
Maestrihtiyen zaman aralığında ofiyolitli karışık yerleşmiştir. Refahiye Ofiyolitli
Karışığı Üst Maestrihtiyen-Paleosen yaşlı Çerpaçindere Formasyonu tarafından
uyumsuzlukla örtülmektedir. Çerpaçindere Formasyonu üstte uyumlu olarak
olistostromal ve türbiditik filiş karakterli Eosen yaşlı Gülandere Formasyonuna
geçmektedir. Alt Miyosen yaşlı Kemah Formasyonu, alttaki yaşlı birimleri
uyumsuzlukla örtmektedir. Kemah Formasyonu da Üst Miyosen yaşlı İslamkenti
Formasyonu tarafından uyumsuzlukla örtülmektedir (Aktimur ve ark., 1995).
Kuzey Anadolu Fayı’nın (KAF) oluşumuna bağlı olarak meydana gelen
çukurluklarda Pliyo-Kuvaterner yaşlı Yalnızbağ Formasyonu çökelmiştir. Erzincan
Havzası’nda Pliyo-Kuvaterner yaşlı Karatepe Andeziti ve Ağlı Tüfü yer almaktadır.
Şekil 4.2. Türkiye ve yakın çevresinin tektonik birlikleri (Okay ve Tüysüz, 1999)
Erzincan dolayında, Aktimur ve ark. (1990) tarafından da açıklanan Üst
Maestrihtiyen öncesi, Üst Lütesiyen öncesi, Tortoniyen öncesi ve Üst MiyosenGünümüz olmak üzere dört önemli yapısal evre gözlenmiştir.
12
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.3. Erzincan çevresi genelleştirilmiş stratigrafi kesiti (Aktimur ve ark.,
1995).
13
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Üst Maestrihtiyen öncesi evrede, güneyde Yoncayolu Formasyonu, Çayderesi
Kireçtaşı ve Munzur Kireçtaşı çökelmiştir. Kuzeyde ise Pulur Metamorfitleri,
Hamurkesen Formasyonu ve Hozbirikyayla Kireçtaşı çökelmiştir. Üst Jura-Alt
Kretase aralığında ğüneye bakan Atlantik türü bir kıta kenarı Yılmaz (1981)
tarafından tanımlanmıştır. Pontitlerle Toridler arasında yer alan havzanın genellikle
Apsiyen-Senomaniyen aralığında kapanmaya başladığı savunulmaktadır (Yılmaz,
1981; Şengör ve Yılmaz, 1983; Görür, 1984). Senomaniyen-Alt Senoniyen
aralığında Refahiye Ofiyolitli Karışığı oluşumunu sürdürmüştür (Yılmaz, 1985).
Refahiye Ofiyolitli Karışığı Alt Kampaniyen-Alt Maestrihtiyen alığında alttaki
birimleri üzerler (Özgül, 1981; Aktimur, 1986). Bölgeye ofiyolit yerleştikten sonra
posttektonik olaylarla oluşan havzada Üst Maestrihtiyen ile başlayan çökelme
dönemine ait kırıntılılar alttaki birimler üzerine açısal uyumsuzlukla gelmektedir
(Aktimur ve ark., 1995).
Üst Lütesiyen öncesi evrede, bölgeye ofiyolit yerleştikten sonra ilk önceleri
sığ bir havza oluşmuştur. Bu havza sonraları fliş çökelmesine elverişli derin deniz
fasiyesine geçmiş olup muhtemelen kuzeyden güneye ilerleyen bir ofiyolit napının
önündeki çukurluktan ibarettir (Aktimur ve ark., 1990).
Sözkonusu havzanın meydana gelmesiyle birlikte, önemli gravite kaymaları
nedeniyle her çeşit olistolit taşıyan olistostrom gelişmeye başlamış, civarda daha
evvel çökelmiş olan kayaların irili ufaklı parçaları ve bizzat kendisi, gravite
kaymaları ile taşınmaya başlamıştır. Sonuçta Refahiye Ofiyolitli Karışığı bölgede
İllerdiyen sonu ile Lütesiyen başlarında ikinci kez aktarılmış ve Senek Ofiyolitlli
Karışığı oluşmuştur. Aynı zamanda Gülandere ve Çerpaçindere formasyonlarının
büyük bir bölümleri kuzey-güney yönde kayarak kendi içerisine yerleşmiş ve bir
bölümleri de bindirme sonucu yaşlı birimlerin altında yok olmuştur (Aktimur ve ark.,
1995).
Tortoniyen öncesi evrede, yöredeki kıvrımlı dağlar Oligosen boyunca
aşınmışlardır. Alt Miyosen başlarında bir taraftan aşınma nedeniyle peneplenleşme
oluşurken diğer taraftan bu peneplenin parçalanması sonucu Miyosen denizi yöreye
sokularak alttaki yaşlı birimler üzeine uyumsuz olarak Alt Miyosen yaşlı denizel,
lagüner ve karasal kırıntılılar ile karbonatların çökelmesine neden olmuştur. Gene bu
14
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
evrede Üst Lütesiyen öncesi evredeki olaylara benzer özellikteki olaylar gelişmiştir.
Muhtemelen Akitaniyen-Burdigaliyen zaman aralığında Refahiye Ofiyolitli Karışığı
bölgede üçüncü kez aktarılmaya başlayarak çökel havzasına olistolit olarak
katılmıştır (Arpat ve Tütüncü, 1973). Havzada çökelen kaya toplulukları kendi
üzerlerinde sürüklenerek tekrarlanmışlardır. Sonuçta yaşlı kaya birimleri Alt
Miyosen çökelleri üzerine doğu-batı gidişli hatlar boyunca bindirmiş ve Miyosen
senklinallerinin kuzey kanatlarının devrilmesine neden olmuştur (Aktimur ve
ark.,1995).
Üst Miyosen-Günümüz evresinde ise alttaki yaşlı birimler üzerine uyumsuz
olarak Üst Miyosen ve Pliyo-Kuvaterner yaşlı akarsu çökellerinden oluşmuş
İslamkenti ve Yalnızbağ Formasyonları çökelmiştir. Muhtemelen Pliyosen öncesi
kuzey-güney sıkışma sonucu KAF ve DAF dönüşüm fayları oluşarak Anadolu kıtası
batıya hareket etmeye başlamıştır (Şengör, 1980; Şengör ve ark., 1985; Şaroğlu ve
ark.,1987). Yine bu evrede kuzey-güney sıkışmanın devamı sonucu altaki yaşlı
birimler (Refahiye Ofiyolitli Karışığı) İslamkenti ve Yalnızbağ formasyonlarına
bindirmiştir(Aktimur ve ark., 1995). KAF’ın sonraki hareketleri ile Erzincan havzası
çek-ayır havza olarak oluşmuştur (Barka ve Gülen, 1988). Yine bu evrede
Kuzeydoğu Anadolu Fayı oluşmuştur (Tatar, 1978).
4.2. Stratigrafi ve Petrografi
İnceleme alanında Paleozoyik, Mesozoyik ve Senezoyik yaşlı 7 litostratigrafi
birimi ayırtlanmıştır. Bunlar sırayla Permiyen öncesi yaşlı Yoncayolu Formasyonu,
Permiyen yaşlı Çayderesi Kireçtaşı, Jura-Kretase yaşlı Hozbirikyayla Formasyonu,
ofiyolitik melanj, bu birimleri tektonik olarak üzerleyen Refahiye Ofiyoliti ve bunlar
üzerinde uyumsuz olarak gelen Alt-Orta Eosen yaşlı Gülandere Formasyonu ve
Miyosen yaşlı Kemah Formasyonu’dur.
15
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
4.2.1. Paleozoyik
4.2.1.1. Yoncayolu Formasyonu
Yoncayolu Formasyonu, Erzincan’ın kuzeybatısında yer alan Dereyurt Köyü,
Erzincan doğusunda bulunan Başpınar ve Küçük Çakırman köyleri ile Üzümlü İlçesi
yakınlarında yüzeylemektedir. Özgül (1981) tarafından tanımlanan birim, boz, kül
renkli, sarımsı, parlak yüzeyli olup, yeşilşist fasiyesinde metamorfitleri, ileri
derecede kristalleşmiş kireçtaşı ve dolomit arakatkılarını kapsar. Başlıca kalkşist,
serizit-kalkşist, muskovit-kuvars kalkşist, serizit-kuvars-kalkşist ile kuvarsit, gnays
ve orto gnays gibi kayalardan oluşmuştur (Aktimur ve ark., 1995).
Alt dokanağı bilinmeyen formasyon, Refahiye Ofiyoliti tarafından tektonik
olarak üzerlenmektedir. İçerisinde herhangi bir fosil bulgusuna rastlanılmayan birim
üzerine Permiyen yaşlı Çayderesi Kireçtaşı uyumlu olarak gelmektedir. Buna göre,
Yoncayolu Formasyonu’nun Permiyen veya daha yaşlı olduğu belirtilmiştir (Aktimur
ve ark., 1995).
Özgül (1981)’e göre metamorfizma nedeniyle Yoncayolu Formasyonu’nu
oluşturan kayalar ilksel özelliklerini önemli ölçüde yitirmişlerdir. Bu nedenle
çökelme ortamı koşllarına ilişkin veriler kıttır. Ancak neritik fasiyeste karbonat
arakatkı ve merceklerini kapsayan kum-mil-kil boyu kırıntıların metamorfizmasından
oluşan bu formasyon kıta şelfi koşullarını yansıtmaktadır.
4.2.1.2. Çayderesi Kireçtaşı
Çayderesi Kireçtaşı, rekristalize kireçtaşı ve yer yer dolomitleri kapsamakta
olup, Özgül (1981) tarafından tanımlanmıştır. Birim inceleme alanında, Üzümlü
İlçesi’nin 7-8 km kuzeydoğusunda yüzeylemektedir. Yoncayolu Formasyonu üzerine
uyumlu olarak gelen birim, Refahiye Ofiyoliti tarafından tektonik olarak
üzerlenmektedir.
Metamorfizma nedeniyle çoğunlukla ileri derecede kristalleşmiş olan
Çayderesi Kireçtaşı kıt fosillidir. Ancak metamorfizmadan az etkilenmiş kimi
16
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
yüzeylerinde az çok korunmuş alg, foraminifer ve kavkı izlerini kapsar. Özellikle
kristalleşmiş Mizzia izleri çoğu kez çıplak gözle tanınabilmektedir (Özgül, 1981).
Çayderesi Kireçtaşı’ndan alınan örneklerden elde edilen fosillere göre birime Özgül
(1981) tarafından Orta-Üst Permiyen yaşı verilmiştir.
Çayderesi Kireçtaşı tümüyle şelf türü neritik karbonat kayalarından
oluşmuştur. Metamorfizma nedeniyle ilksel özelliğini önemli ölçüde yitirmiş olan
formasyonun kimi yüzeylemelerinden alnan örnekler bol algli (Mizzia’lı) ve
bentonik foraminiferli biyomikrit özelliği göstermektedir. Formasyon, sığ, sıcak ve
dalga enerjisinin düşük olduğu ortam koşullarını yansıtmaktadır (Özgül, 1981).
Şekil 4.4. Refahiye Ofiyolitine ait tektonitlerle-Çayderesi Kireçtaşları’na ait
metamorfik kayaçların tektonik dokanağı (Üzümlü Kuzeydoğusu)
4.2.2. Mesozoyik
4.2.2.1. Hozbirikyayla Formasyonu
Ağar (1977) ve Akdeniz (1988) tarafından tanımlanan Hozbirikyayla
Formasyonu, kumtaşı, kiltaşı, marn, kumlu kireçtaşı, oolitli kireçtaşı ve mikritten
oluşmaktadır.
Birim,
inceleme
alanının
yüzeylemektedir.
17
kuzeyinde
Akdağ
dolaylarında
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Hozbirikyayla Formasyonu, Refahiye Ofiyoliti tarafından tektonik olarak
üzerlenmekte olup, alt dokanağı inceleme alanında gözlenmemiştir. Ancak Aktimur
ve ark. (1995) formasyonun alt dokanağının, Hamurkesen Formasyonu ile uyumlu
olduğunu belirtirler.
Birimden derlenen örneklerden elde edilen fosil kapsamına göre Aktimur ve
ark. (1995) tarafından Üst Jura-Kretase yaşı verilmiştir.
Hozbirikyayla Formasyonu, önceleri duraylı neritik, sonraları derinleşen
pelajik, daha sonraları ise tekrar sığlaşan ortam koşullarında çökelmiştir (Aktimur ve
ark., 1995).
4.2.2.2. Ofiyolitik Melanj
İnceleme alanının güney ve güneydoğu kesimlerinde yüzeyleyen birim,
başlıca spilitik lav akıntıları (yer yer yastık yapısı sunan), kırmızı renkli çamurtaşları,
yer yer diyabaz dayk blokları, kireçtaşı blokları, serpantinit blokları ile grovak türü
kumtaşları içermektedir. Bölgedeki ofiyolitik melanj, daha çok çalışma alanı dışında
kalan, Fırat Irmağı’nın güneyinde yüzeylemektedir. İnceleme alanında, Tanyeri
Beldesi’nden itibaren, Erzincan-Erzurum Karayolu boyunca, yastık lavlar, pelajikler,
kireçtaşlarının ve peridotit bloklarının serpantinleşmiş, ezik, milonitik bir matriks
içerisinde yer aldığı ofiyolitli melanj izlenmektedir.
Ofiyolitik
melanj,
ultramafik
tektonitler
tarafından
tektonik
olarak
üzerlenmektedir.
4.2.2.3. Refahiye Ofiyoliti
Bu bölümde çalışmanın ana konusunu oluşturan Refahiye Ofiyoliti ele
alınacaktır. Birim Yılmaz (1985) tarafından Refahiye Ofiyolitli Karışığı olarak
adlanmış, Aktimur ve ark. (1990) tarafından tanımlanmış ve Özen ve ark. (2008)
(Şekil 4.5) tarafından da as birimlerine ayrılarak haritalanmıştır.
Refahiye Ofiyoliti, çalışma alanında, Erzincan kuzeyinden başlayarak doğuya
doğru Ahmetli, Dereyurt, Mecidiye, Handere, Deveyurdu, Tunaçayırı, Kavaklık,
18
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Bulanık, Sansa, Esenyurt, Ortaköy, Çayönü ve Akyurt köyleri ve çevresini kapsayan
geniş bir alanda yüzeylemektedir. Birim inceleme alanında yeşilimsi ve sarımsı kızıl
renkleri ile kolayca ayırt edilebilmektedir.
Birim her nekadar Refahiye Ofiyolitli Karışığı olarak isimlendirilmiş ise de
Özen ve ark. (2008) tarafından as birimlerine ayrılarak haritalanmıştır. Buna göre,
ideal bir istif sunan ofiyolitler Refahiye Ofiyoliti olarak isimlendirilmiş ve ofiyolitik
melanj yukarıda ayrı olarak anlatılmıştır. Bu çalışmanın konusunu oluşturan
ofiyolitik birimlerin, en alt kesiminde ofiyolitik melanj yer almakta olup,
haritalanabilir büyüklükte yüzeylemeler sunan ultramafik tektonitler, ultramafikmafik kümülatlar, levha dayklar ve pilajiyogranitler ile melanj içerisinde bulunan
vokanitler (yastık yapılı bazaltlar) ve epiofiyolitik örtü birimleri inceleme alanında
tam bir ofiyolit istifi sunmaktadır. Refahiye Ofiyolitini oluşturan bu birimler
arasındaki dokanaklar genellikle tektoniktir (Şekil 4.6).
19
Şekil 4.5. Çalışma alanının Jeoloji Haritası (Özen ve ark., 2008)
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
20
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.6. Refahiye Ofiyolitinin sahada izlenen istifi
21
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
4.2.2.3.(1). Tektonitler
‘‘Tektonit’’ terimi, basınç altında yeniden kristallenmeleri ve plastik
deformasyona uğramış olmaları nedeniyle, yapıcı mineralleri tercihli yönelim
kazanmış kayaçlara verilen genel bir addır. Tektonitlerde bu özellikleri yansıtan en
önemli yapılar, foliasyon (yapraklanma), lineasyon (mineral çizgiselliği) ve
bileşimsel katmanlanmaların kıvrımlanmasıdır. Tektonitlerde yapraklanma, uzamış
olivin/ortopiroksen/kromit kristallerinin paralel yönelimi ile belirir. Çizgisellik,
peridotitlerin bileşiminde yer alan minerallerin (kristallerin) uzun eksenleri boyunca
bir dizilim sunmasıdır. Bileşimsel katmanlanma ise tektonitlerde izlenen dunitharzburjit
ardalanmasıdır.
Dunit
düzeyleri
içerisinde
görülen
kromitit
katmanlanmaları da buna katılır. Tektonitlerde izlenen plastik deformasyonun en
çarpıcı kanıtlarından biri de çok seyrek olarak katmanlanma yüzeylerinin
kıvrımlanmış olmasıdır. Bazı yüzeylemelerde magmatik katmanlanmaların da
kıvrımlanmış olduğu gözlenebilmektedir. Tektonitlerde izlenen bu dokusal ve yapısal
özelliklerin katı durumda plastik deformasyonlarla kazanıldığı deneysel çalışmalarla
ortaya konmuştur (Thayer, 1980; Engin, 1986).
İnceleme alanındaki tektonitler, çoğunlukla harzburjit, daha az oranda dunit
ile bunların çeşitli oranlarda serpantinleşmiş türevlerinden oluşmaktadırlar.
Tektonitler, Paleozoik yaşlı metamorfitler ile ofiyolitik melanjı tektonik olarak
üzerlerler. Erzincan batı-kuzeybatısından başlayarak, doğuda Çayırlı İlçesi’ne kadar
doğu-batı doğrultusunda yüzeyleyen birim üzerine tektonik dokanakla kümülatlar
gelir.
4.2.2.3.(1).(a). Harzburjitler
Arazide, dunit katmanlanmaları ile uyumlu olarak gözlenebilen harzburjitler
yer yer bunlarla yanal geçişli olabildiği gibi, dunitler içinde iç yapıya az çok uygun
katmanlanmalar ve düzensiz mercekler halinde bulunurlar. Harzburjitler inceleme
alanında, kuzeybatı-güneydoğu ve doğu-batı doğrultulu ve farklı eğim dereceleri ile
kuzeydoğuya veya kuzeye eğimli olarak izlenirler. Ultramafik tektonitlere ait en
22
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
yaygın litoloji harzburjitlerdir. Arazide, bileşimlerinde yer alan piroksenlerin
aşınmaya karşı dirençli olmalarından dolayı, daha yüksek rölyef sunmaları ve
karakteristik kızıl renkleriyle dunitlerden kolayca ayırt edilirler.
Şekil 4.7. Harzburjitlerin mikroskop görüntüsü Ç.N., 2,5 X, Opx: ortopiroksen,
Olv: olivin
Doku: Serpantinleşme nedeniyle birincil doku özellikleri kısmen veya tamamen
kaybolmuş ve elek dokusu gelişmiştir.
Olivin:
Olivinler,
serpantinleşmeden
ortopiroksenlere
oranla
daha
fazla
etkilenmişlerdir. Olivin kristallerine, ancak elek dokusunun çekirdeklerinde küçük
taneler
halinde
rastlanılmaktadır.
Bütün
örneklerde
olmamakla
birlikte,
serpantinleşmemiş olivin kristallerinde dalgalı sönme ve deformasyon lamelleri
görülmektedir.
Piroksen: Çoğunlukla ortopiroksen ve çok az oranda da klinopiroksen gözlenmiştir.
Ortopiroksenler özşekilsiz taneler halinde ve çoğunlukla bastitleşmiş (Şekil 4.8)
olup, plastik deformasyon etkisiyle kıvrılmış ve bükülmüşlerdir.
İkincil mineraller: Birincil mineraller çoğunlukla serpantinleşmiş ve yer yer de
kloritleşmişlerdir. Bazı örneklerde talk ve kil (?simektit grubu) mineralleri
gözlenmiştir.
23
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Opak ve Tali Mineraller: Çatlaklarda serpantinleşme ile açığa çıkan opak mineraller
izlenir. Bunlar genellikle özşekilsiz, kataklastik ve uzamış taneler şeklinde olan
komit mineralleridir. Ayrıca bunların çatlaklarından itibaren opak mineral dönüşümü
(kromspinel?, manyetit?, hematit?) izlenmiştir (Şekil 4.7-8).
Şekil 4.8. Serpantileşmiş harzburjitlerde bastitleşmiş ortopiroksen Ç.N., 2,5X,
Opx: ortopiroksen
4.2.2.3.(1).(b). Dunitler
İnceleme alanındaki dunitler, harzburjitlerdeki magmatik katmanlanmalara
uyumlu olarak gözlenirler. Bunlar genellikle, harzburjitler içinde birbirine paralel
katmanlanmalar veya mercekler şeklinde bulunurlar. Yer yer harzburjitlerle yanal ya
da düşey geçişli olan dunitlerin kalınlıkları birkaç cm ile birkaç 10 m arasında
değişmektedir. İnceleme alanında çok az da olsa haritalanabilir boyutta dunit bant
veya mercekleri gözlenmiştir. Bunlar genellikle KB-GD ve D-B doğrultulu olup
değişik derecelerle KD ve K’e eğimlidirler. Dunitler, sarımsı, sarımsı kahverengi
günlenme renkleri ve harzburjitlere oranla daha yumuşak, üzerleri düzleşmiş bir
morfoloji sunmaları nedeniyle arazide kolayca ayırt edilebilirler.
Doku: Bazı örneklerde tanesel doku gözlenmekle birlikte, genellikle serpantinleşme
nedeniyle birincil dokusal özellikler kaybolmuş ve elek dokusu gelişmiştir.
24
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Olivin: Çatlaklar boyunca serpantinleşmiş ve az oranda kloritleşmiştir. Olivin
kristallerine elek dokusunun çekirdeklerinde küçük taneler halinde rastlanılmaktadır.
Bunlarda gözlenen dalgalı sönme ve deformasyon lamelleri tektonitleri işaret
etmektedir.
Piroksen: Eser miktarda izlenen ortopiroksenler bastitleşmiştir. Bunlar plastik
deformasyon sonucu oluşmuş bükülme ve eğilmeler göstermektedir.
İkincil mineraller: Birincil mineraller çoğunlukla serpantinleşmiştir. Serpantinleşme
sonucu olivinler kloritleşmiş, piroksenler ise bastitleşmişlerdir.
Opak ve Tali Mineraller: Özşekilsiz, kataklastik ve uzamış taneler şeklinde kromit
kristalleri gözlenmiştir. Bu özellikler, tektonitler içerisindeki kromitler için
karakteristiktir.
4.2.2.3.(2). Kümülatlar
Kümülat terimi, ilk kez Wager ve ark. (1960) tarafından, kristalleri çökelerek
birikmiş magmatik kayaçları tanımlamak için kullanılmıştır. Yaygın görüşe göre, üst
mantonun derin kesimlerinde yer alan Üst Manto malzemesinin kısmi ergimesiyle
(Juteau, 1975) oluşan bazik magmanın adiyabatik yükselimi ile sırt eksenlerinin
yaklaşık 1 km altında eksen boyunca 100 km arayla, 15-20 km çapında magma
odaları meydana gelmektedir. Bu magma odalarındaki fiziko-kimyasal koşullara
bağlı olarak Bowen serilerini takip eden kristallenme süreçleri başlar. Magmadan
fraksiyonel kristallenme ile ayrılarak gravitatif diferansiyasyon sonucu magma
odasının
tabanına
çökelen
mineraller
düzenli
katmanlanmalar
halinde
ultrabaziklerden bazik birimlere doğru geçiş gösteren kümülat bir istiflenme
oluştururlar. Bu sıralanımda altta kalın bir taban duniti ve üste doğru dunit,
piroksenit, verlit ve gabro ardalanması ile en üstte izotrop gabrolar yer alır. İnceleme
alanındaki ofiyolitlerin kümülat birimleri, ekay dilimi halinde ve bütünselliğini az
çok korumuş olarak D-B doğrultulu olarak, tektonitler üzerinde bulunur. İki birimin
dokanağı tektoniktir.
25
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
4.2.2.3.(2).(a).Ultramafik Kümülatlar
4.2.2.3.(2).(a).(1). Dunitler
İnceleme alanında, Tunaçayırı Köyü güneyi ve Yedigöller mevkii ultramafik
kümülatların yüzeylediği kesimler olup, bunların yanal devamlılıkları tektonitlere
oranla oldukça sınırlıdır. Kümülat dunitler haritalanabilir boyutlarda olmayıp, birkaç
cm’den birkaç 10 cm’ye kadar değişen kalınlıklarda ve klinopiroksenit ve verlitlerle
ardalanmalı olarak bulunurlar. Bunlardan alınan magmatik bantlanma ölçülerine
bakıldığında, ofiyolitik birimlerin genel uzanımına uygun olarak D-B doğrultulu ve
değişik derecelerle kuzeye eğimli bir iç yapının varlığı gözlenmiştir. Bazı kesimlerde
verlitlerle yanal ve düşey geçişli olarak izlenen dunitleri, verlitlerden ayırtetmek
ancak dikkatli bir gözlemle mümkün olabilmektedir. Ancak sarı ve sarımsı kızıl
günlenme renkleri önemli bir ayırtmandır. Kümülat dunitler de büyük ölçüde
serpantinleşmişlerdir (Şekil 4.9,10).
Şekil 4.9. Ultramafik kümülatlardan görünüm dunit-verlit ardalanması (Yedigöller
mevkii)
26
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Doku: Serpantinleşme nedeniyle birncil dokusal özellikler tamamen kaybolmuş, elek
dokusu
gelişmiştir.
Bu
kayaçlar
için
karakteristik
olan kümülat
dokusu
izlenmemiştir.
Olivin: Olivin kayacın çatlakları boyunca serpantinleşmiş, az oranda kloritleşmiş,
relikt olarak kalmıştır.
Piroksen: Kayaçta hiç piroksen minerali ve kalıntıları izlenmemiştir.
İkincil mineraller: Birincil mineraller tamamen serpantinleşmiş ve az oranda da
kloritleşmiştir.
Opak ve Tali Mineraller: Az oranda gözlenen kromitler özşekilli ve özşekilsiz taneler
halindedir.
Olv
Cr
Şekil 4.10. Ultramafik kümülatların içindeki dunitlerden mikroskop görüntüsü
(Ç.N., 2,5X, Cr: Kromit, Olv: Olivin)
4.2.2.3.(2).(b).(2). Verlitler
Dunitler ve klinopiroksenitlerle ardalanmalı olarak bulunan verlitler, istifin
üst kesimlerine doğru klinopiroksenit ve gabrolarla dereceli geçişli olarak izlenirler.
Bazı kesimlerde dunitler içerisinde bir seviye olarak gözlenen verlitler, yer yer
içlerine dunit katmanlanmaları almış olarak gözlenirler. Dunitlerde olduğu gibi
27
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
birkaç cm ile birkaç 10 cm arası kalınlıklarda bantlar şeklindedirler. Bantların
nispeten kalın olduğu kesimlerde kahverengi ayrışma yüzeyleri ile diğer kümülat
birimlerden ayırtedilebilirler. Ancak ardalanmanın ince bantlar halinde ve geçişli
olduğu kesimlerde bunları diğer birimlerden ayımak oldukça güçtür (Şekil 4.9).
Doku: Serpantinleşme nedeniyle birincil dokusal özelliklerin kaybolduğu örneklerde
elek dokusu izlenmiştir (Şekil 4.11).
Olivin: Olivin çatlaklar boyunca serpantinleşmiş, relikt olarak kalmıştır.
Piroksen: Örneklerdeki piroksenler klinopiroksenlerle temsil edilir. Klinopiroksenler
özşekilsizdir.
İkincil mineraller: Kayaçta olivinlerin serpantinleştiği gözlenmiştir.
Opak ve Tali Mineraller: Eser miktarda özşekilsiz kromit minerali gözlenmiştir.
Cpx
Ol
Şekil 4.11. Ultramafik kümülatların içindeki verlitlerden mikroskop görüntüsü
(Ç.N., 2,5X, Cpx: Klinopiroksen, Olv: Olivin)
4.2.2.3.(2).(b).(3). Klinopiroksenitler
Dunit ve verlitlerle birlikte ardalanmalı olarak bulunan klinopiroksenitler
yeşilimsi renkleriyle ve piroksenlerin aşınmaya karşı dirençli olmalarından dolayı
daha yüksek rölyef sunmalarıyla kolayca ayırtedilirler. İstifin üst kesimlerine doğru,
gabro bantlarının da ardalanmaya katıldığı kesimlerde gabrolarla geçişlidirler. 10-15
28
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
cm kalınlıklarda klinopiroksen-plajiyoklaz ardalanması şeklinde gözlenen birim,
daha sonra bantlı gabrolara geçer. Mineralojik-petrografik incelemeler sonucunda bir
örnek olivin klinopiroksenit şeklinde tanımlanmış olup, özşekilsiz taneler halinde
klinopiroksen, olivin ve eser miktarda ortopiroksen içerdiği gözlenmiştir (Şekil
4.12).
Şekil 4.12. Ultramafik kümülatların üst kesimlerinde verlit-piroksenit- gabro
ardalanması Tunaçayırı Köyü güneyi
Doku: Klinopiroksenitlerde, tanesel doku gözlenmekle birlikte, yoğun deformasyona
maruz kalmış örneklerde birincil dokusal özellikler kaybolmuştur.
Piroksen: Piroksenlerin büyük bir kısmı klinopiroksenlerden oluşur. Az miktarda
ortopiroksen mineralleri de gözlenmiştir. Yoğun deformasyon ve alterasyona maruz
kalan örneklerde piroksenler ufalanmış, kırılmış, iskeletimsi-levhamsı şekiller
kazanmıştır.
Kloritleşme
ve
killeşmenin
yaygın
olduğu
bazı
kesimler
submikroskobik olup öğütülmüş ve ufalanmıştır.
Olivin: Olivin özşekilsiz taneler halinde ve çatlaklarından itibaren serpantinleşmiştir.
İkincil mineraller: Az miktarda gözlenen ortopiroksenler yer yer bastitleşmiş, olivin
içeren örnekler ise çatlaklarından itibaren serpantinleşmiştir. Deformasyon ve
29
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
alterasyona maruz kalmış örneklerde kloritleşme ve killeşme yaygın olup, boşluk ve
çatlaklar ikincil plajiyoklaz ile doldurulmuştur. Yer yer de karbonatlaşma izlenmiştir.
Opak ve Tali Mineraller: Opak mineral olarak özşekilsiz taneler halinde kromit
mineralleri gözlenmiştir (Şekil 4.13).
Şekil
4.13.
Piroksenitlerden mikroskop görüntüsü
klinopiroksen, Opx: Ortopiroksen)
(Ç.N.,
2,5X,
Cpx:
4.2.2.3.(2).(b). Mafik Kümülatlar
4.2.2.3.(2).(b).(1). Tabakalı Gabrolar
İnceleme alanında, tabakalı gabrolar iki farklı alanda gözlenirler. Erzincan
kuzeydoğusunda bulunan Handere Köyü’nden başlayarak Doğu-Batı doğrultulu
uzanan gabroların, istifsel olarak alt kesimlerinde tabakalı gabrolar, üst kesimlerinde
ise izotrop gabrolar yeralır. Bunlar, güneyde yeralan ultramafik tektonitler ve
Paleozoyik yaşlı metamorfitleri tektonik olarak üzerler. Tabakalı gabroların
yüzeylediği diğer kesim ise, Erzincan doğusunda yeralan Tunaçayırı Köyü çevresi,
Yedi Göller mevkii ve Ağır Gölü çevresidir. Bu kesimlerde, dunit, verlit,
klinopiroksenit ardalanmasından oluşan ultramafik kümülatların üst kesimlerine
30
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
doğru gabroların da bu ardalanmaya katıldığı ve birimin daha üst kesimlerde tabakalı
gabrolara geçtiği gözlenmiştir (Şekil 4.14).
Şekil 4.14. Tabakalı gabrolardan görünüm
Doku: Holokristalin hipidiyomorf tanesel doku, holokristalin allotriyomorf tanesel
doku ve ofitik doku.
Piroksen: Piroksenler özşekilsiz olup, bazıları tamamen uralitleşmiş, tremolit içinde
relikt olarak kalmıştır. Bazı piroksenlerde deformasyon etkisiyle eğilme, bükülme
kırılma ve dalgalı sönme izlenmektedir.
Plajiyoklaz: Plajiyoklazlar öz-yarıözşekilli olup polisentetik, karlspad+polisentetik
ikizlidir. Bazı plajiyoklaz kristallerinin ikizlerinde basınç etkisiyle kaymalar
meydana gelmiştir. Bunlar yer yer serizitleşmiş ve kloritleşmiştir. Kimi örneklerde
gözlenen tamamen kloritleşen alanların plajiyoklaz olduğu düşünülmektedir.
Killeşmenin de yer yer izlendiği bu alanların bazılarında plajiyoklaz ikiz izleri
bulunmaktadır.
İkincil mineraller: En yaygın gözlenen ikincil mineraller uralit ve klorittir.
Uralitleşme piroksenlerin, kloritleşme ise plajiyoklazların alterasyonu sonucunda
gelişmiştir. Bununla birlikte daha az oranda yine plajiyoklazların alterasyonuna bağlı
olarak oluşan serizitleşme, killeşme, prehnit ve epidot mineralleri izlenmiştir.
31
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Opak ve Tali Mineraller: Opak mineraller özşekilsiz, ince, dissemine taneler
halindedir. Tali mineral olarak sfen minerali izlenmiştir (Şekil 4.15).
Şekil
4.15.
Tabakalı gabrolara ait mikroskobik görüntü
Plj:Plajiyoklas, U Cpx: Uralitleşmiş Klinopiroksen)
(Ç.N.
2,5X,
4.2.2.3.(2).(b).(2). İzotrop Gabrolar
İnceleme alanında yüzeyleyen mafik kayalar. içirisinde en yaygın litoloji
izotrop gabrolardır. Bunlar, Erzincan kuzey-kuzeydoğusunda, Handere ve Mecidiye
köyleri çevresi ile Üzümlü İlçesi kuzey-kuzeydoğusunda yeralan Kureyşli Sarıkaya
Köyü çevresinde geniş alanlarda yüzeyler. Bunların ultramafik tektonitlerle ve birçok
kesimde de Tersiyer yaşlı birimlerle dokanakları tektoniktir. Arazide ofiyolitlerin
ultramafik birimlerinden, açık gri, beyazımsı alterasyon rekleriyle kolayca ayırt
edilirler. Genellikle üzerleri düzleşmiş bir morfoloji sunarlar ve yoğun olarak
arenalaşmışlardır.
32
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.16. Mafik kümülatlara ait izotrop gabrolardan mikroskop görüntüsü (Ç.N.
2,5X, Plj:Plajiyoklas, Cpx: Klinopiroksen, Tr-Ak: TremolitAktinolit)
Doku: Holokristalin allotriyomorf tanesel doku ve holokristalin hipidiyomorf tanesel
doku.
Piroksen: Proksenler özşekilsiz olup, tamamen uralitleşmişlerdir. Bazı örneklerde
piroksenlerde, kloritleşme, az oranda karbonatlaşma ve epidotlaşma da izlenmiştir.
Plajiyoklaz: Plajiyoklazlar, özşekilsiz-yarı özşekilli olup, polisentetik ikizlidir. Bazı
örneklerde, mekanik etkiyle öğütülmüş, ikizlerinde yer yer kaymalar olmuş,
killeşmiş, kloritleşmiş ve eser oranda karbonatlaşmıştır. Ayrıca plajiyoklazlarda,
serizitleşme, epidotlaşma ve prehnitleşme de izlenmiştir.
İkincil mineraller: Gabrolarda gözlenen uralitleşme (tremolit, aktinonit), kloritleşme,
karbonatlaşma, epidotlaşma, serizitleşme ve prehnitleşme ikincil olarak gelişmiştir.
Opak ve Tali Mineraller: Opak mineraller genellikle ince, dissemine taneler halinde
izlenirken, bir kısım opak mineraller de iri taneli olup, mineral sınırlarında
bulunmaktadır. Aksesuar mineral olarak sfen gözlenmiştir (Şekil 4.16).
33
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
4.2.2.3.(3). Plajiyogranitler
Plajiyogranitlerin en iyi gözlendiği yer, Üzümlü İlçesine bağlı Kureyşli
Sarıkaya Köyü kuzeydoğusunda bulunan Çam Dere’dir. İzotrop gabrolar ile levha
daykların dokanağına yakın kesimlerde ve her iki birimi de keser konumda yer
alırlar. Kalınlıkları birkaç 10 cm ile yaklaşık 1 m arasında olup, doğrultuda birkaç m
izlenebilmektedirler (Şekil 4.17).
Şekil 4.17. Levha-dayk Karmaşığı içerisindeki plajiyogranit sokulumları,
Kureyşlisarıkaya Köyü kuzeydoğusu
Doku: Holokristalin allotriyomorf tanesel doku. Ayrıca plajiyoklaz ve kuvars
arasında yer yer mirmekitik doku gelişmiştir.
34
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Plajiyoklaz: Plajiyoklazlar, özşekilsiz-yarı özşekilli, polisentetik ikizli olup, orta
kesimlerinden itibaren killeşmiş, serizitleşmiş ve az epidotlaşmışlardır. Bazı
plajiyoklazların ikizlerinde basınç etkisiyle gelişen kaymalar izlenmiştir.
Kuvars: Kuvarslar özşekilsiz olup yer yer rekristalizasyon göstermektedirler.
Piroksen: Piroksenler öz-yarı özşekilli olup, uralitleşmiş ve daha az oranda
kloritleşmiştir.
Amfibol: Amfiboller yarı özşekilli olup, yeşil renklidir.
İkincil mineraller: Killeşme, serizitleşme, epidotlaşma, kloritleşme ve uralitleşme
ikincil olarak gelişmiştir.
Opak ve Tali Mineraller: Opak mineraller özşekilsiz taneler halindedirler. Bazı opak
minerallerin etrafı amfibol ve klorit ile sarılmıştır. Aksesuar mineral olarak apatit,
sfen, zirkon ve rutil gözlenmiştir (Şekil 4.18).
Şekil 4.18. Plajiyogranitlere ait mikroskop görüntüsü Ç.N. 2,5X10 Plj:Plajiyoklas,
Q: Kuvars, Amf: Amfibol, Ep: Epidot damarı)
4.2.2.3.(4). Mafik Kayalar
4.2.2.3.(4).(a). Levha Dayklar
Levha dayklar, Üzümlü İlçesi bağlı Kureyşli Sarıkaya Köyü çevresi ile
Babasadık Mezra kuzeybatısında yüzeyler. Yeşilimsi gri renkli, sert, eklemli ve yer
35
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
yer blok görüntüsündeki birim izotrop gabrolar üzerinde yeralır. Levha daykların
tipik olarak gözlendiği yer, Kureyşli Sarıkaya Köyü kuzeyinde, Ağır Dere ile Sor
Dere’nin birleştiği kesimdir (Şekil 4.17).
Doku: Subofitik doku, Mikrogranüler, Entergranüler
Plajiyoklaz: Plajiyoklazlar, yarı özşekilli-özşekilsiz olup, killeşmiş, serizitleşmiş ve
kloritleşmiştir. Bazı örneklerde öz-yarı öz şekilli plajiyoklaz latalarının arası
uralitleşmiş piroksen ile doldurulmuştur.
Piroksen: Piroksenler tamamen uralitleşmiş (amfibole dönüşüm), bu amfiboller de az
oranda, yer yer kloritleşmiştir. Uralitleşmiş piroksenler, plajiyoklaz ve plajiyoklaz
çubuklarının arasını doldurur şekildedir.
İkincil mineraller: Plajiyoklazlar genellikle killeşmiş, serizitleşmiş ve kloritleşmiş,
proksenler ise uralitleşme sonucunda tremolit ve aktinolite dönüşmüştür.
Opak ve Tali Mineraller: Bol miktarda özşekilsiz opak mineral izlenmiştir. Aksesuar
mineral olarak epidot gözlenmiştir (Şekil 4.19,20).
Şekil 4.19. Levha dayklarında görülen mikrodiyoritlerin mikroskop görünümü
(Ç.N. 4.10 Plj: Plajiyoklas, Horn: Hornblend)
36
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.20. Levha dayklarına ait diyabazların mikroskop görünümü (Ç.N. 4X10
Plj: Plajiyoklas, Cpx: Klinopiroksen)
4.2.2.3.(4).(b). Volkanitler (Yastık Lavlar)
Yastık lavlar, Erzincan doğusunda bulunan Tanyeri Beldesi civarından
itibaren Erzincan-Erzurum karayolu boyunca yüzeylemektedirler. Bunlar, ofiyolitik
melanj içerisinde bloklar şeklinde olup, melanj içerisindeki diğer birimlerle tektonik
ilişkili olarak bulunurlar. Yastık lavların çapları 30-40 cm’den 1 m’ye kadar
değişmektedir. İleri derecede altere olmuş olan birimde kimi yerlerde yastık yapısı
bozulmuştur.
Bazı
Pelajiklerden
alınan
kesimlerde
pelajiklerle
paleontolojik
amaçlı
ardalanmalı
numunelerde
olarak
bulunurlar.
fosil
bulgusuna
rastlanılmamıştır. Makroskobik olarak bakıldığında amigdaloidal dokulu ve
gözenekleri ikincil kalsit ve silis mineralleri ile doldurulmuştur.
37
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4. 21. Yastık Lavlara ait ince kesit görüntüsü ( Ç.N: 4X10)
Doku: İntersertal, intergranüler, mikrolitik porfirik, fluidal ve amigdaloidal doku.
Plajiyoklaz: Plajiyoklaz çubuklarının arasında klorit, opak mineraller ve az piroksen
(ojit) gözlenmiştir. Plajiyoklazlarda, killeşme, serizitleşme, bazılarında ise albitleşme
izlenmiştir.
Piroksen: Piroksenler yarı özşekilli olup, ojitle temsil edilmektedirler.
İkincil mineraller: Plajiyoklazlardaki, killeşme, serizitleşme ve albitleşme ile
piroksenlerdeki kloritleşme ikincil olarak gelişmiştir. Kloritler volkan camından
dönüşmüşlerdir. Ayrıca kayaç içerisindeki boşluklar ikincil kalsit ile doldurulmuş ve
çatlaklar boyunca karbonatlaşma izlenmiştir.
Opak ve Tali Mineraller: Opak mineraller özşekilsiz-yarı özşekilli dissemine taneler
halindedir (Şekil 4.21,22).
38
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4. 22. Yastık Lavlara ait spilitleşmiş bazaltlardan ince kesit görüntüsü ( Ç.N.
4X10)
4.2.3. Senozoyik
4.2.3.1. Gülandere Formasyonu
Olistostromal fliş karakterinde olan Gülandere Formasyonu Aktimur (1986),
Aktimur ve ark. (1988a ve b), Aktimur ve Tütüncü (1988), Aktimur ve ark. (1990)
tarafından tanımlanmıştır.
İnceleme alanının kezeyinde, Akdağ ve Güzyurdu köyleri; doğusunda
Tanyeri Beldesi ile Bulanık, Esenyurt, Ortaköy ve Akyurt köyleri çevresinde olmak
üzere geniş bir alanda yüzeyleyen Gülandere Formasyonu, kumtaşı, kiltaşı,
konglomera, miltaşı, tüf ve aglomera ardalanmasından ibaret olup, andezitik ve
bazaltik lav seviyeleri de içermektedir. Ayrıca birim içerisinde olistostromal düzeyler
de bulunur.
Gülandere Formasyonu’ndan Aktimur (1986), Aktimur ve ark. (1988) ve
Aktimur ve ark. (1995) tarafından derlenen örneklerde bulunan fosillere göre birime
Alt-Orta Eosen yaşı verilmiştir.
39
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Çerpaçindere Formasyonu ile dereceli geçişli olan birim, Kemah Formasyonu
tarafından uyumsuzlukla örtülmektedir. İnceleme alanında Refahiye Ofiyoliti ile
Gülandere Formasyonu’nun ilişkisi genellikle diskordans olup, bazı kesimlerde ise
tektoniktir.
Gülandere Formasyonu, fliş çökelmesine uygun derin deniz ortamında
çökelmiştir. İstifte tekrarlanmalara neden olan kaymalar şeklindeki yatay hareketler
ve andezitik-bazaltik volkanizma çökelmeyle eşzamanlıdır. Bu yatay hareketler aynı
zamanda Refahiye Ofiyolitinden kopardığı büyük parçaları da (olistolitler) çökelme
havzasına sürüklemiştir (Aktimur ve ark., 1995).
4.2.3.2. Kemah Formasyonu
Başlıca kireçtaşı, kumtaşı, miltaşı ve kiltaşı gibi çökel kayalardan oluşan
Kemah Formasyonu Özgül (1981) tarafından tanımlanmıştır. Formasyon Aktimur ve
ark. (1988) tarafından Perçenç Çakıltaşı Üyesi, Kömür Krıntılı Üyesi veYoğurtdağı
Kireçtaşı Üyesi olmak üzere üç üyeye ayırtlanmıştır.
4.2.3.2.(1). Perçenç Çakıltaşı Üyesi
Aktimur ve ark. (1990) tarafından tanımlanan birim inceleme alanının
kuzeyinde Kapılıdağ ve Sipikördağı çevresinde yüzeylemektedir.
Genellikle kırmızımsı, yer yer grimsi, yeşil, orta-kalın tabakalı, kil ve
karbonat çimentolu iyi boylanmalı çakıltaşı ve kumtaşından oluşur.
Alttaki yaşlı birimler üzerine uyumsuz olarak gelen birim, yanal ve düşey
yönde Kömür Kırntılı Üyesine geçmektedir.
4.2.3.2.(2). Kömür Kırıntılı Üyesi
İnceleme alanında Deliktaş ve Çilhoroz köyleri çevresinde yüzeyleyen birim
Aktimur (1986), Aktimur ve ark. (1988) ve Aktimur ve ark. (1990) tarafından
tanımlanmıştır.
40
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Genellikle kumtaşı, kiltaşı, çamurtaşı, killi kireçtaşı, silttaşı ardalanmasından
oluşmuş olup, yer yer ince karbonatlı, yer yer kömür, yer yer de jips düzeyleri
içermektedir.
Birim, Perçenç Çakıltaşı Üyesi üzerine uyumlu, bazı kesimlerde de alttaki
yaşlı birimler üzerine uyumsuz olarak gelmektedir. Birimin üstüne çoğunlukla
Yoğurtdağı Kireçtaşı Üyesi gelmektedir. Kömür Kırıntılı Üyesi karasal, lagüner ve
sığ denizel ortam koşullarında çökelmiştir (Aktimur ve ark.,1995).
4.2.3.2.(3). Yoğurtdağı Kireçtaşı Üyesi
Aktimur ve ark. (1990) tarafından tanımlanan birim, inceleme alanının
kuzeyinde Kapılıdağ, Ahıdağı ve Sipikördağı çevresinde yüzeylemektedir.
Beyaz, kirli beyaz, sarımsı, orta-kalın tabakalı, kalsit damarlı, eklemli,
kıvrımlı, konkoidal kırılmalı kireçtaşlarından oluşan birim, yer yer kumlu ve killi
kireçtaşı özelliğinde olup, algli biyomikrit-intrasparitten ibarettir. Çimentosu
genellikle sparikalsittir. Yer yer bol lamellibranch az ekinit kavkı içeren birimin
kalınlığı 700 m’ye ulaşmaktadır (Aktimur ve ark., 1995).
Yoğurtdağı Kireçtaşı Üyesi, formasyonun Perçenç Çakıltaşı Üyesi ile yer yer
düşey geçişli yer yer de Kömür Kırıntılı Üyesi ile düşey ve yanal geçişlidir.
Kemah Formasyonu’nun yaşı, özellikle karbonatlı seviyelerinden alınan
örneklerden elde edilen fosillere göre Akitaniyen-Burdigaliyen (Alt Miyosen)’dir
(Aktimur ve ark., 1995).
4.3. Jeokimya
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve
izotrop gabrolara ait kayaçların jeokimyasal ve petrolojik özelliklerini belirlemek
amacıyla toplam 35 adet örneğin (15 adet volkanik, 15 adet levha dayk ve 5 adet
izotrop gabro) anaoksit, iz ve nadir toprak element analizleri Acme Analytical
Laboratories Ltd (Kanada)’de yaptırılmıştır. Ana element analizleri ICP-ES
(Inductively Coupled Plasma-Emission Spectrometry), iz ve nadir toprak element
41
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
analizleri ise ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry) yöntemiyle
yapılmıştır. Analiz sonuçları Çizelge 4.1, 4.2 ve 4.3’te verilmektedir.
Çizelge 4.1 ve 4.2’de verilen analizlerin Ateşte Kayıp (LOI=Loss On
Ignition) değerleri incelendiğinde, bu değerlerin volkanikler için % 3,1-9,4 arasında,
levha daykları için % 0,4-2,3 arasında ve izotrop gabrolarda ise % 0,2-1,3 arasında
değiştiği görülmektedir. Bu değişken değerler kayaçlarda daha sonra meydana gelen
alterasyonu ve/veya ikincil sulu ya da karbonat fazlarını işaret etmektedir (Rollinson,
1993). Kayaçların oluşumundan sonra meydana gelen alterasyon nedeniyle özellikle
ana ve bazı iz elementlerde (LIL-iri katyonlu litofil) hareketlilik (mobilite)
gözlenebilir (Hart ve ark, 1974; Humphris ve Thompson, 1978; Thompson, 1991).
Bu nedenle kayaçların petrolojik özelliklerinin çalışılması sırasında alterasyona karşı
dayanımlı nadir toprak elementleri (REE) ve HFS elementlerin (Yüksek değerli
katyonlar) kullanımı önerilmektedir (Pearce ve Cann, 1973; Smith ve Smith, 1976;
Floyd ve Winchester, 1978).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve
izotrop gabrolara ait kayaç örneklerinin Zr/Ti ve Nb/Y oranlarına göre yapılan kaya
sınıflandırma diyagramı Pearce (1996) tarafından geliştirilmiştir. Buna göre volkanik
kayaçların Zr/Ti (0.0077-0.012) ve Nb/Y (0.034-1,3214) değerleri bakıldığında;
kayaçların büyük bir kısmının toleyitik bazalt bileşimde, iki örneğin ise alkali bazalt
bileşiminde oldukları görülmektedir (Şekil 4.23).
Levha dayklarının ise Zr/Ti
(0.005-0.0197) ve Nb/Y (0.02-0.089) değerleri bu kayaçların büyük bir kısmının
toleyitik bileşiminde, bir örneğin ise andezit-bazaltik andezit bileşiminde olduğu
görülmektedir (Şekil 4.17). İzotrop gabroların Zr/Ti (0.0018-0.010) ve Nb/Y (0.0470.086) değerleri ise bu kayaçların toleyitik bileşiminde olduğunu göstermektedir.
(Şekil 4.23).
42
Çizelge 4.1. Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve izotrop gabrolara ait kayaçların ana oksit içerikleri
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
43
Çizelge 4.2. Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve izotrop gabrolara ait kayaçların eser element içerikleri
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
44
Çizelge 4.3. Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve izotrop gabrolara ait kayaçların nadir toprak element içerikleri
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
45
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.23. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde gözlenen volkanik, levha dayk ve
izotrop gabro kayaç örneklerinin Zr/Ti-Nb/Y oranlarına göre
sınıflaması (Pearce, 1996).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha daykları ve
izotrop gabrolara ait kayaç örneklerinin jeokimyasal özellikleri bakımından önemli
olan bazı ana ve iz element değişimleri Şekil.4.18’de verilmektedir. Buna göre Zr
element içerikleri volkanik kayaçlarda 30,7-180,1 ppm, levha dayklarında 13,7-129,2
ppm ve izotrop gabrolarda ise 9,6-125,7 ppm’dir (Çizelge 4.2). Y element içeriği
volkanik kayaçlarda 17,5-40,2 ppm, levha dayklarında 9,6-44,1 ppm ve izotrop
gabrolarda ise 6,3-43,7 ppm’dir. V element içeriği volkanik kayaçlarda 194-289
ppm, levha dayklarında 158-603 ppm ve izotrop gabrolarda ise 363-488 ppm’dir.
TiO2 içeriği volkanik kayaçlarda % 0,66-2,69, levha dayklarında % 0,4-2,6 ve
izotrop gabrolarda ise % 0,73-2,08’dir. Şekil 4.24’de gösterilen Zr-Y diyagramında
toleyitik bir magmadan türeyen volkanikler, levha daykları ve izotrop gabroların
pozitif bir değişim gösterdikleri ve aynı kökenden geldikleri görülmektedir. Ancak
46
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
alkalen volkanikler (iki örnek) ise Y içeriğinin düşüklüğü (23,3-25,2 ppm) ve Zr
içeriğinin yüksek (150,1-180,1 ppm) olması ile diğerlerinden farklı bir kökeni işaret
etmektedir. Şekil 4.18.’deki Zr-Ti diyagramında ise tüm kayaçların pozitif bir
korelasyon sunduğu ve aynı magmadan türedikleri söylenebilir. Bu diyagramda da
alkalen bazaltlara ait örneklerin yüksek Ti (14208-16126 ppm) ve Zr ile karakterize
oldukları görülmektedir. Şekil 4.24.’deki TiO2 -V diyagramında da pozitif bir
korelasyon görülmekte ve alkalen bazaltlar hariç, kayaçların aynı kökenli toleyitik
bir magmadan türedikleri anlaşılmaktadır.
47
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.24. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitine ait kayaçların ana ve iz element
içeriklerinin değişimi.
48
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkaniklere ait kayaç
örneklerinin kondrite göre normalize edilmiş nadir toprak element (REE)
diyagramları Şekil 4.25’da verilmektedir.
Şekil 4.25. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanik kayaçların
kondirite göre normalize edilmiş Nadir Toprak Element diyagramı
(Kondrit değerleri Sun ve Mc Donough, 1989’dan alınmıştır).
Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki volkanik kayaçların hafif nadir toprak
elementleri (LREE) bakımından zenginleşme (LaN/YbN=10,95) ve tüketilme
(LaN/YbN=0,41) ve ağır nadir toprak elementleri bakımından ise yatay ve yataya
yakın bir yönelim sundukları görülmektedir (Şekil 4.25). Hafif nadir toprak
elementleri bakımından
zenginleşme sunan örneklerin alkalen bazaltlara ait
oldukları ve tipik olarak okyanus adası bazaltlarına (OIB) benzerlik sunduğu (Sun ve
McDonough, 1989), diğer örneklerin ise tipik olarak ada yayı toleyitlerinde (Papua
New Guinea, Solomon Island, Macquarie Island) ve Türkiye’de okyanus içi dalma
batma zonu üzerinde oluşan ofiyolitlerde görülmektedir (Jakes ve Gill, 1970; Parlak
ve ark, 1995; Lytwyn ve Casey, 1995; Parlak, 1996; Parlak ve Delaloye, 1996;
Parlak ve ark, 2000, 2004; Parlak ve Robertson, 2004; Yalınız ve ark, 1996, 2000;
Çelik ve Delaloye, 2003; Bağcı ve ark., 2008; Bağcı ve Parlak, 2009).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan levha dayklarına ait kayaç
örneklerinin kondrite göre normalize edilmiş nadir toprak element (REE)
49
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
diyagramları Şekil 4.26.’de verilmektedir. Levha dayklarına ait kayaçların iki tip
REE şekli sundukları görülmektedir. Birinci gurubun yatay ve yataya yakın bir
(LaN/YbN=0,64-1,24) şekil sunduğu, ikinci grubun ise kaşık-şekilli bir desen sunduğu
ve diğer levha dayk kayaçlarına göre daha tüketilmiş nadir toprak element
içeriklerine sahip oldukları görülmektedir. Birinci grup levha dayk kayaçları tipik
olarak ada yayı toleyitlerinde (Papua New Guinea, Solomon Island, Macquarie
Island) ve Türkiye’de okyanus içi dalma batma zonu üzerinde oluşan ofiyolitlerde
görülmektedir (Jakes ve Gill, 1970; Parlak ve ark, 1995; Lytwyn ve Casey, 1995;
Parlak, 1996; Parlak ve Delaloye, 1996; Parlak ve ark, 2000, 2004; Parlak ve
Robertson, 2004; Yalınız ve ark, 1996, 2000; Çelik ve Delaloye, 2003; Bağcı ve ark.,
2008; Bağcı ve Parlak, 2009). İkinci grup levha daklarına ait kayaçların ise okyanus
içi yay-önü ortamlarda (Crawford ve ark., 1989; Falloon ve Crawford, 1991) ve
Türkiye’deki bazı ofiyolitlerde (Bağcı ve ark., 2008; Bağcı ve Parlak, 2009)
gözlenen boninitlere benzerlik gösterdikleri görülmektedir.
Şekil 4.26. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan levha dayklarının
kondirite göre normalize edilmiş Nadir Toprak Element diyagramı
(Kondrit değerleri Sun ve Mc Donough, 1989’dan alınmıştır).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan izotrop gabrolara ait kayaç
örneklerinin kondrite göre normalize edilmiş nadir toprak element (REE)
diyagramları Şekil .4.27’de verilmektedir. İzotrop gabrolara ait kayaçların iki tip
50
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
REE şekli sundukları görülmektedir. Birinci gurubun yatay ve yataya yakın bir
(LaN/YbN=0,96-1,18) şekil sunduğu ve diğer gruba göre nadir toprak elementleri
açısından daha zenginleşmiş olduğu, ikinci grubun ise daha tüketilmiş bir desen
(LaN/YbN=0,48-0,62) sunduğu görülmektedir (Şekil 4.27). İzotrop gabrolara ait
kayaçların levha dayklarında olduğu gibi okyanus içi yay ve yay-önü ortamda oluşan
kayaçlara benzediği söylenebilir.
Şekil 4.27. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan izotrop gabrolara ait
kayaçların kondirite göre normalize edilmiş Nadir Toprak Element
diyagramı (Kondrit değerleri Sun ve Mc Donough, 1989’dan
alınmıştır).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkaniklere ait kayaç
örneklerinin okyanus ortası sırtı bazalt’a (N-MORB) göre normalize edilmiş
örümcek (Spider) diyagramları Şekil 4.28’de verilmektedir. Volkanik kayaçların
örümcek diyagramına bakıldığında toleyitik ve alkalen volkaniklerin iki farklı desen
sundukları görülebilir. Birinci gruptakilerin Th, Ba Pb elementleri bakımından
zenginleşme ve Nb elementi bakımından tüketilme sunduğu görülmektedir. İri
katyonlu litofil (LIL-Large Ion Lithophile) elementler içerisinde bulunan Th elementi
oldukça duraylı ve güvenilir bir element olup, diğer uyumsuz elementlere göre
zenginleşme göstermesi bu kayaçların dalma-batma zonu ortamında oluştuğuna
işaret eder (Wood ve ark, 1979; Pearce, 1983). Bunun yanında Nb elementindeki
51
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
tüketilme de birinci grup volkaniklerin dalma-batma zonu ile ilişkili bir ortamda
oluştuğunu göstermektedir (Arculus ve Powel, 1986; Yogodzinski ve ark, 1993;
Wallin ve Metcalf, 1998). İkinci gruptaki alkalen volkaniklerin örümcek diyagramına
bakıldığında ise direk olarak okyanus adası bazaltları ile büyük benzerlikler sunduğu
görülmektedir (Şekil 4.28).
Şekil 4.28. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki volkaniklerin örümcek
diyagramı (N-MORB değerleri Sun ve McDonough, 1989’dan
alınmıştır).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan levha dayklarına ait kayaç
örneklerinin okyanus ortası sırtı bazaltlarına (N-MORB) göre normalize edilmiş
örümcek (Spider) diyagramları Şekil 4.29’de verilmektedir. Birinci grup levha
dayklarına ait kayaçların örümcek diyagramına bakıldığında bazı özelliklerin göze
çarptığı görülmektedir. Bunlar sırasıyla; (a) iri katyonlu litofil (LIL-Large Ion
Lithophile) elementler bakımından zenginleşme (Rb, Ba, Th, K gibi), (b) Pb elementi
bakımından zenginleşme, (c) Nb elementi bakımından tüketilme, (d) yüksek değerli
katyonlar (HFS) bakımından ise yatay bir dağılım sunmasıdır (Şekil 4.29). İkinci
grupta yer alan levha dayklarına ait kayaçların ise tüm elementler bakımından birinci
gruba göre daha fazla tüketilmiş bir desen sunduğu görülmektedir. Her iki grupta yer
52
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
alan kayaçların Nb elementi bakımından tüketilme göstermeleri, okyanus içi yitim
zonu üzerinde yay ve yay-önü ortamda oluştuklarını göstermektedir (Arculus ve
Powel, 1986; Yogodzinski ve ark, 1993; Wallin ve Metcalf, 1998).
Şekil 4.29. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki levha dayklarına ait kayaçların
örümcek diyagramı (N-MORB değerleri Sun ve McDonough,
1989’dan alınmıştır).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan izotrop gabrolara ait kayaç
örneklerinin okyanus ortası sırtı bazalt’a (N-MORB) göre normalize edilmiş
örümcek (Spider) diyagramları Şekil 4.30’de verilmektedir.
İzotrop gabrolara ait kayaçların levha dayklarında olduğu gibi iki farklı desen
sundukları görülmektedir. Birinci gruptaki adayayı toleyitlerinin ikinci gruba göre
tüm elementler bakımından daha zenginleşmiş bir desen sundukları ve Nb
tüketilmesi ve Th zenginleşmesi ile karakterize oldukları görülmektedir. İkinci
gruptaki izotrop gabrolara ait kayaçlar ise (a) tüm elementler açısından oldukça
tüketildiği, (b) boninitik özellik sunduğu ve (c) oldukça fazla Nb tüketilmesi
gösterdiği görülmektedir (Şekil 4.30). Belirtilen özellikleri bakımından levha
dayklarında olduğu gibi okyanus içi yitim zonu üzerinde yay ve yay-önü ortamda
oluştukları görülmektedir.
53
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.30. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitindeki izotrop gabrolara ait kayaçların
örümcek diyagramı (N-MORB değerleri Sun ve McDonough,
1989’dan alınmıştır).
Refahiye (KD, Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanik, levha dayk ve izotrop
gabro kayaçlarının Th/Yb ve Ta/Yb oranları Şekil 4.31’de verilmektedir. Th/Yb ve
Ta/Yb oranları kullanılarak tüketilmiş ve zenginleştirilmiş manto kaynaklarını
birbirinden ayırabilmek mümkündür (Pearce, 1982). Dalma-batma zonlarında dalan
levhadan ayrılan eriyiklerle taşınan elementlerin manto kaynağında zenginleşmeye
neden olması Th/Yb oranının artmasına sebep olmaktadır (Şekil 4.31). Bu diyagrama
göre volkanik kayaçların iki farklı topluluk oluşturdukları görülmektedir. Birinci
grup kayaçların yitim zonu üzerinde oluştuğu, ikinci grup kayaçların ise yitimden
uzak bir ortamda oluştuğu görülmektedir. Levha daykları ve izotrop gabroların ise
yitim zonu üzerinde oluştukları görülmektedir (Şekil 4.31).
54
4. ARAŞTIRMA BULGULARI
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
Şekil 4.31. Refahiye (KD Erzincan) ofiyolitinde yer alan volkanikler, levha
daykları ve izotrop gabrolara ait kayaçların Th/Yb-Ta/Yb
diyagramı (Pearce, 1982).
55
5.SONUÇLAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
5. SONUÇLAR
1. Çalışma alanında yüzeyleyen Üst Kretase yaşlı Refahiye ofiyoliti, tabandan tavana
doğru tam bir ofiyolit istifi sunar. Bu istif tabandan itibaren sırasıyla tektonitler,
kümülatlar, izotrop gabrolar, levha daykları, plajiyogranitler ve volkaniklerden
meydana gelmektedir.
2. Jeokimyasal analizi yapılan izotrop gabro ve levha dayklarının Zr/Ti ve Nb/Y
oranlarına göre bazaltik bileşimde oldukları ve toleyitik bir magmadan türedikleri
görülmüştür.
3. Jeokimyasal analizi yapılan volkanik kayaçların ise Zr/Ti ve Nb/Y oranlarına göre
bazaltik bileşimli olmakla beraber toleyitik ve alkalen olmak üzere iki farklı
magmadan türedikleri anlaşılmaktadır.
4. Refahiye ofiyolitinde gözlenen izotrop gabro ve levha dayklarının kondrite göre
normalize edilmiş nadir toprak element (REE) diyagramlarında; birinci grup
kayaçların yatay ve yataya yakın bir şekil sundukları ve ikinci gruptaki kayaçların ise
birinci gruba göre daha fazla tüketildikleri ve hafif nadir toprak elementleri
bakımından kaşık şekilli bir desen sundukları görülmektedir. Birinci gruptaki
kayaçların tipik olarak ada yayı toleyitlerine benzedikleri ve ikinci gruptakilerin ise
yay-önü ortamda oluşan boninitlere benzerlik gösterdikleri görülmektedir.
5. Refahiye ofiyolitinde gözlenen volkaniklerin kondrite göre normalize edilmiş
nadir toprak element (REE) diyagramlarında; birinci gruptaki toleyitik kayaçların
yatay ve yataya yakın bir şekil sundukları ve ikinci gruptaki alkalen kayaçların ise
birinci gruba göre hafif nadir toprak elementleri bakımından daha fazla zenginleşmiş
bir desen sundukları görülmektedir. Birinci gruptaki kayaçların tipik olarak ada yayı
toleyitlerine benzedikleri ve ikinci gruptakilerin ise okyanus adası bazaltlara
benzerlik gösterdikleri görülmektedir.
6. Refahiye ofiyolitinde yer alan izotrop gabro ve levha dayklara ait kayaç
örneklerinin okyanus ortası sırtı bazalt’a (N-MORB) göre normalize edilmiş
örümcek (spider) diyagramlarında; birinci gruptaki kayaçların iri katyonlu litofil
(LIL-Large Ion Lithophile) elementler bakımından zenginleşme (Rb, Ba, Th, K gibi)
ve Nb-Ta elementlerindeki tüketilme kayaçların dalma-batma zonu ile ilişkili bir
56
5.SONUÇLAR
Aydın Olcay ÇOLAKOĞLU
ortamda oluştuğunu göstermektedir. İkinci gruptakilerin ise birinci gruba göre daha
fazla tüketildikleri ve boninitlere benzerlik gösterdikleri görülmektedir.
7. Refahiye ofiyolitinde gözlenen volkaniklerin okyanus ortası sırtı bazalt’a (NMORB) göre normalize edilmiş örümcek (spider) diyagramlarında; birinci gruptaki
kayaçların iri katyonlu litofil (LIL-Large Ion Lithophile) elementler bakımından
zenginleşme (Rb, Ba, Th, K gibi) ve Nb-Ta elementlerindeki tüketilme kayaçların
dalma-batma zonu ile ilişkili bir ortamda oluştuğunu göstermektedir. İkinci gruptaki
alkalen kayaçların ise birinci gruba göre daha fazla zenginleşmiş bir desen sundukları
görülmektedir. İkinci gruptakilerin ise okyanus adası bazaltlara benzerlik
gösterdikleri görülmektedir.
8. Ta/Yb-Th/Yb diyagramına göre; Refahiye ofiyolitine ait izotrop gabro, levha
daykları ve volkaniklerin bir kısmı tüketilmiş bir magma kaynağından türediklerini
ve yitim zonu üzerinde oluştuklarını işaret etmektedir. Alkalen volkaniklerin ise
okyanus içi yitimden etkilenmedikleri ve yitim zonundan uzakta bir tektonik ortamda
oluştukları görülmektedir.
9. Refahiye ofiyolitine ait kayaçların Neotetis’in kuzey kolunun Üst Kretase’den
itibaren kuzeye doğru dalmaya başlaması ile okyanus içi yay-önü tektonik ortamında
oluştuğu sonucuna varılmıştır.
10. Volkanik kayaçlar içinde yer alan alkali bazaltların ise Neotetis okyanusunun
açılması sırasındaki okyanus adası tektonik ortamında oluştuğu düşünülmektedir.
57
KAYNAKLAR
AĞAR, Ü., 1977. Demirözü (Bayburt) ve Köse (Kelkit) bölgesinin jeolojisi, Doktora
Tezi, KTÜ yayını, 59 s, Trabzon.
AKDENİZ, N., 1988. Permian and Carboniferous of Demirözü and their significanse
in the regional structure. Türkiye Jeoloji Bülteni, 31/1, 71-80.
AKTİMUR, H.T., 1986. Erzincan, Refahiye ve Kemah dolayının jeolojisi. MTA
Raporu, Rapor No:7932.
, H.T., ATALAY, Z., ATEŞ, Ş., TEKİRLİ, M.E. ve YURDAKUL, M.E.,
1988. Munzurdağı ile Çavuşdağı arasının jeolojisi. MTA Raporu, Rapor
No:8320.
, H.T., 1988a. 1/100 000 ölçekli açınsama nitelikli Türkiye Jeoloji
Haritaları serisi, Sivas-F24 paftası. MTA Yayınları, Ankara.
, H.T., 1988b. 1/100 000 ölçekli açınsama nitelikli Türkiye Jeoloji
Haritalar serisi, Divriği-F26 paftası. MTA Yayınları, Ankara.
, H.T. ve TÜTÜNCÜ, K., 1988. 1/100 000 ölçekli açınsama nitelikli
Türkiye Jeoloji Haritaları serisi, Sivas-F25 paftası. MTA Yayınları,
Ankara.
, H.T., TEKİRLİ, M.E. ve YURDAKUL, M.E., 1990. Sivas-Erzincan
Tersiyer havzasının jeolojisi. MTA Dergisi, Sayı No: 111, 25-36,
Ankara.
, H.T., SARIASLAN, M., KEÇER, M., TURŞUCU, A., ÖLÇER, S.,
YURDAKUL, M.E., MUTLU, G., AKTİMUR, A. ve YILDIRIM, T.,
1995. Erzincan dolayının jeolojisi. MTA Raporu, Rapor No: 9792.
ARCULUS , R.J. ve Powel, R., 1986. Source component mixing in the regions of arc
magma generation: Journal of Geophysical Research, v. 91, p. 59135926.
ARPAT, E. ve TÜTÜNCÜ, K., 1978. Gürlevik ve Tecer Dağları yöresinde
serpantinit yerleşim sorunu. Türkiye Jeoloji Kurumu 32. Bilimsel ve
Teknik Kurultayı Bildiri Özleri, 56-57.
58
, E. ve ŞAROĞLU, F., 1975. Türkiye’de bazı genç tektonik
olaylar.Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 18/1, 91-101.
ATAMAN, G., BUKET, E. ve ÇAPAN, U.Z., 1975. Kuzey Anadolu Fay Zonu bir
paleo-Benioff zonu olabilir mi? MTA Enst. Der., 84, 112-117.
BAĞCI, U., PARLAK, O. ve HÖCK, V., 2008. Geochemistry and tectonic
environment of diverse magma generations forming the crustal units of
the Kızıldağ (Hatay) Ophiolite, Southern Turkey. Submitted to Turkish
Journal of Earth Sciences.
, U. ve PARLAK, O., 2009. Petrology of the Tekirova (Antalya)
ophiyolite (southern Turkey): evidence for diverse magma generations
and their tectonic implications during Neotethyan-Subduction. Submitted
to International Journal of Earth Sciences.
BARKA, A. ve GÜLEN, L., 1989.
Complex evolution of the Erzincan Basin
(eastern Türkey). Jurnal strac. Geol. V.11, No:3, 275-283.
BAYKAL, F.,1953. Çimen ve Munzur Dağları mıntıkasında jeolojik etütler. MTA
Raporu, Rapor No:2058.
BEKTAŞ, O., 1981. Kuzey Anadolu Fay Zonunun Erzincan-Tanyeri Bucağı
yöresindeki jeolojik özellikleri ve yerel ofiyolit sorunları. Doktora Tezi,
KTÜ Yayını, 195 s, Trabzon.
BERGOUGNAN, H., 1976. Doğu Anadoluda Avrupa ve Arabistan bloklarının
çarpışması. Yer Bilimleri, Sayı 1.
BUKET,
E.,
1982.
Erzincan-Refahiye
ultramafik
ve
mafik
kayaçlarının
petrokimyasal karakterleri ve diğer oluşumlarla deneştirilmesi. Hacettepe
Üniv. Yerbil. Enst. Bült. 43-53.
, E. ve ATAMAN, G., 1982. Erzincan-Refahiye ultramafik-mafik
kayaçlarının petrografik ve petrolojik özellikleri. Hacettepe Üniv. Yerbil.
Enst. Bült. 5-17.
CRAWFORD, A.J., FALLOON, T.J., GREEN, D.H., 1989. Classification,
petrogenesis and tectonic setting of boninites. In: Crawford, A.J. (Ed.),
Boninites and Related Rocks. Unwin Hyman, Newyork, pp. 1-49.
59
ÇELİK, Ö. F.ve DELALOY, M., 2003. Origin of Metamorphic soles and their post
kinematic mafic dyke swarms in the Antalya and Lycian ophiolites, SW
TURKEY. GEOLOGİCAL JOURNAL, 38: 235-256.
ENGİN, T., 1986. Petrology of the Peridotite and Structural Setting of the Batı KefDoğu Kef Choromite Deposits, Guleman-Elazığ, Eastern Turkey. İn:
Gallagher, J.M., Ischer, R.A., Neary, C.R., and Prichard, H.M., eds.,
Metallogeny of Basic and Ultrabasic Rocks: British IMM, p. 229-240.
FALLON, T. J. ve CRAWFORD, A. J., 1991. The petrogenesis of high-calcium
boninite lavas dredged from the northern Tonga Ridge. Earth and
Planetary Science Letters, 102, 375-394.
FLOYD, P. A. ve WİNCHESTER, J. A., 1978. Identification and discrimination of
altered and metamorphosed volcanic rocks using inmobile element.
Chemical Geology, 21, 291-306.
GÖRÜR, N., 1984. Türkiye’nin Apsiyen’deki paleocoğrafik evrimi. Türkiye Jeoloji
Kurumu, 38. Bilimsel ve Teknik Kurultayı, Bildiri Özleri, 12-14.
HART, S. R., ERLANT, A. J. ve KABLE, E. J. D., 1974. Sea floor basalt alteration:
some chemical and Sr isotopic effects. Contributions to Mineralogy and
Petrology, 44, 219-230.
HOLZER, H., 1955. 63/2, 64/1 ve 64/2 paftalarında (Doğu Anadoluda) 24.06.1954
tarihlerinde yapılan jeolojik harita çalışmaları hakkında rapor. MTA
Raporu, Rapor No:2367.
HUMPHRİS, S.E. ve THOMPSON, G., 1978. Trace Element Mobility During
Hydrothermal
Alteration
Of
Oceanic
Basalts.
Geochimica
Et
Cosmochimica Acta, 42: 127-36.
JAKES, P. ve GİLL, J., 1970. Rara-eart elements and the Island arcs tholeitic series.
Eart planet.Sci. Lett.,9, 17-28.
JUTEAU, T.H., 1975, Les ophiolites des nappes d’Antalya (Tauride occidentales,
Turquie). Sciences de la Terre, Nancy, 15, 265-288.
KETİN, İ., 1950. Erzincan ve Aşkale arasındaki sahanın (1/100 000’lik 46/4 ve 47/3
paftalarının) jeolojisine ait Memuar. MTA Raporu, Rapor No:1950.
, İ., 1966. Tectonic units of Anatolia (Asia-Minör). MTA Bült., 66, 23-35.
60
KOÇYİĞİT, A., 1990. Üç kenet kuşağının Erzincan batısındaki (KD Türkiye)
yapısal ilişkileri: Karakaya, İç Toros ve Erzincan Kenetleri. Türkiye 8.
Petrol Kongresi Bildiriler, jeoloji, 152-160.
LYTWYN, J. N. ve CASEY, J. F., 1995. The geochemistry of post kinematic mafic
dayke swarms and sub-ophiolitic metabasites, Pozanti-Karsanti ophiolite,
Turkey: evidence for a ridge subduction. Bulletin of Geological Society
of America, 107, 830-850.
MİYASHİRO, A., 1975. Classification, Characteristics and origin of ophiolites: Jour.
Geol.,83, 294-281.
NEBERT, K., 1961. Kelkit Çayı ile Kızılırmak nehirleri (Kuzeydoğu Anadolu)
mecra bölgelerinin jeolojik yapısı: MTA Dergisi, No 57.
OKAY, A. ve TÜYSÜZ, O., 1999. Tethyan sutures of northern Turkey. In The
Mediterranean Basins: Tertiary extension within the Alpine orogen (In B.
Durand, L. Jolivet, F. Horváth and M. Séranne eds), Geological Society
of London, Special Publication no. 156. 475–515
ÖZEN, H., ÇOLAKOĞLU, A.O., SAYAK, H., DÖNMEZ, C., TÜRKEL, A. ve
ODABAŞI, İ., 2008. Erzincan-Tercan-Çayırlı yöresi ofiyolit jeolojisi ve
krom-nikel prospeksiyon raporu. MTA Raporu, Rapor No:11055.
ÖZGÜL, N., 1978. Munzurların temel jeoloji özellikleri. 32. T.J. Bilimsel ve Teknik
Kurultay Tebliği.
, N., 1981. Munzur Dağlarının jeolajisi. MTA Raporu, Rapor No:6995.
PARLAK, O., DELALOYE, M. ve BİNGÖL, E., 1995.Origin of sub-ophiolitic
metamorphic rocks beneath the Mersin ophiolite, Southern Turkey.
Ofioliti 20, 97-110.
, O., 1996. Geochemistry and geochronology of the Mersin Ophiolite
within the easthern Mediterranean tectonic frame (southern Turkey) these
Doctora, section des sciences de la Terre, Universite de Geneve, Terre &
Environnement, 6, 242 pp.
, O. ve DELALOYE, M., 1996. Geochemistry and timing of postmetamorphic dayke emplacement in the Mersin ophiolite (southern
61
Türkey): new age constraints from 40AR/39AR geochronology. Terra
Nova, 8, 585-592.
, O., HOECK, V. Ve DELELOYE, M., 2000. Supra-Subduction zone
origin of the Pozantı-Karsantı ophiolite (S. Turkey) deduced from whole
rock and mineral chemistry of the gabro cumulates. In: Bozkurt, E.,
Winchester, J.A., Piper, J.D. (Eds.), Tectonics and Magmatism in Turkey
and the Surrounding Area. Geol. Soc. London, Spec. Publ., vol.173, pp.
219-234.
, O., HÖCK, V., KOZLU, H. ve DELALOYE, M., 2004. Oceanic Crust
Genaration in an Island Arc Tectonic Setting, SE Anatolian Orogenic
Belt (Turkey). Geological Magazine, 141(5): 583-603
, O. ve ROBERTSON, A.H.F., 2004. The ophiolite-related Mersin
Melange, Southern Turkey: Its role in tectonic-sedimantary setting of the
Tethys in the Easthern Mediterranean Region. Geological Magazine, 141
(3), 257-286.
PEARCE, J.A. ve CANN, J.R., 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks
determined using trace element analyses: Earth Planet. Sci. Lett.,19, 290300.
, J.A., 1982. Trace element characteristics of lavas from destructiveplate
boundaries. In: Thorpe, R.S. (ed.) Andesites, 525-548.
, J.A., 1983. Role Of The Subcontinental Lithosfere In Magma Genesis at
Active Continental Margins. In: C.J. Howkesworth And M.J Norry
(eds.), Continental basalts And Mantle Xenoliths, Shiva Publishing,
Chesire, 230-249.
, J. A.,1996. A user’s guide to basalt discrimination diagrams, in Wyman,
D.A., ed., Trace element geochemistry of volcanic rocks: Applications
for massive sulphide exploration: Geological Association of Canada,
Short Course Notes, no.12, p. 79-113.
ROLLINSON, H., 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation,
Interpretation. Longman Scientific and Technical, Harlow.
62
SMİTH, R. E. ve SMİTH, S. E., 1976. Comments on the use of Ti, Zr, Y, Sr, K, P
and Nb in classification of basaltic magmas. Earth and Planetary Science
Letters, 32,114-120.
STCHEPİNSKY, V., 1941. Erzincan mıntıkasının jeoloji ve maden zenginlikleri:
MTA Yayını, Seri C, Monografiler, 65 s.
SUN, S. S., ve McDONOUGH,W. F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of
Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes, in
Magmatism in the Ocean Basins, (Saunders, A.D., Norry, M. J. eds),
Geological Special Publication, 42: 313-345.
ŞAROĞLU, F., EMRE, Ö. ve BORAY, A., 1987. Türkiye’nin diri fayları ve
depremsellikleri: MTA Raporu, Rapor No: 8174.
ŞENGÖR, A.M.C., 1980. Türkiye’nin neotektoniğinin esasları: Türkiye Jeo. Kur.
Komf. Seri 2 , 40.
, A.M.C. ve YILMAZ, Y., 1983. Türkiye’de Tetis’in evrimi: Levha
tektoniği açısından bir yaklaşım: Türkiye Jeol. Kur. Yerbilimleri Özel
Dizisi, 75 s.
, A.M.C., GÖRÜR, N. ve ŞAROĞLU, F., 1985. Strike-slip faulting and
related basin formation in zones of tectonic espace: Turkey as a case
stady. Copyright. Society of Economic Paleontologists Mineralogists.
TATAR, Y.,1973. Refahiye’nin güneydoğusunda Conur Köyü yöresi ofiyolitleri:
K.T.Ü. Jeoloji Bölümü, 10 s.
, Y., 1978. Kuzey Anadolu Fay Zonunun Erzincan-Refahiye arasındaki
bölümü üzerinde tektonik incelemeler: Yer Bilimleri, cilt 4, No: 1-2, 201236.
THAYER, T. P., 1980 Syn-Crystallization and Subsolidus Deformation in Ophiolitic
Peridotite and Gabbro: Am. Jour. Sci., v. 280-A, p.269-283.
THOMPSON, G., 1991. Metamorphic and hydrothermal processes: basalt-seawater
interactions. In: P.A. Floyd (Ed.), Oceanic basalts. Blackie, p. 148-173.
TÜYSÜZ, O., 1993. Erzincan civarının jeolojisi ve tektonik evrimi. 2. Ulusal
Deprem Simpozyumu, TMMOB İnşaat Mühendisleri Odası, Deprem
63
Müh. Türkiye Milli Komitesi, İTÜ Yapı ve Deprem Uyg-Ar. Mrk., 271280.
WAGER , L.R. ve WADSWORTH, W.J., 1960. Types of igneous cumulates, J.
Petrol., 1, 73-85.
WALLİN, E.T. ve METCALF, R.V., 1998. Supra-Subduction Zone Ophiolite
Formed in an Extensional Forearc: Trinity Terrane, Klamath Mountains,
California. The Journal of Geology, 106, 591-608.
WOOD, D. A., JORON, J. L. ve TREUIL, M., 1979. A reappraisal of the use of trace
elements to classify and discriminate between magma series erupted in
different tectonic settings. Earth Planet. Sci. Lett, 45: 326-336.
YALINIZ, M. K., FLOYD, P.A. ve GÖNCÜOĞLU, C., 1996. Subra-subduction
zone ophiolites of Central Anatolia: geochemical evidence from the
Sarıkaraman Ophiolite, Aksaray, Turkey. Mineralogical Magazine, 60,
697-710.
, M. K., FLOYD, P. A. ve GÖNCÜOĞLU, C., 2000. Geochemistry of
volkanic rocks from the Çiçekdağı Ophiolite, Central Anatolia, Turkey,
and their inferred tectonic setting within the northern branch of the
Neotethyan Ocean.In: Bozkurt, E., Winchester, J.A. ve Piper, J.D.A.,
(eds) Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surrounding Area.
Geological Society, London, Special Publications, 173, 203-218.
YOGODZİNSKİ, G. M., VOLYNETS, O. N., KOLOSKOV, AV., SELİVERSTOV,
NI. ve MATVENKOV, VV., (1993) Magnesian andesites and the
subduction component in strongly calc-alkaline series at Piip volcano, far
western Aleutians. J Petrol 35:163–204
YILMAZ, A., 1981. Tokat-Sivas arasının temel jeoloji özellikleri ve bölgedeki
ofiyolitli karışığın köken ve yerleşmesine değin düşünceler: Türkiye
Jeoloji Kurumu 35. Bilimsel Bildiri Özeti.
, A., 1985. Yukarı Kelkit Çayı ile Munzur dağları arasının temel jeoloji
özellikleri ve yapısal evrimi: Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 28/2, 7992.
64
ÖZGEÇMİŞ
Aydın Olcay Çolakoğlu 1970 yılında Muğla’da doğdu. İlk, orta ve lise
eğitimini Muğla’da tamamladı. 1990 yılında başladığı Süleymen Demirel
Üniversitesi, Mühendislik-Mimarlık Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü’nden
1995 yılında mezun oldu.
2000 yılında Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Jeoloji Etütleri
Dairesinde göreve başladı. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü’nde görev
yaptığı süre içinde “Türkiye Jeolojisi, Altere Kayaçlar Petrografisi, An İnternationol
School On İsotope Geochemistry and Geocchronologi Of Tectonic Processes, Altın
Madenciliği” seminerlerine katıldı. 2001 yılından bu yana “Ofiyolitlere Bağlı Maden
Yatakları Projesi” kapsamında Bursa, Eskişehir, Kütahya Erzincan, Erzurum ve
Osmaniye illerindeki MTA arazi kamplarında çalışmalarda bulundu. Orta derecede
İngilizce bilen yazar evli olup halen Maden Etüt ve Arama Dairesi, Metalik Maden
Aramaları Koordinatörlüğü Demir-Çelik Hammaddeleri servisinde Jeoloji Mühendisi
olarak görev yapmaktadır.
65
Download