POZANTI-KARSANTI OFøYOLøTøK MA

ÇUKUROVA ÜNøVERSøTESø
FEN BøLøMLERø ENSTøTÜSÜ
DOKTORA TEZø
Ali TÜMÜKLÜ
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OFøYOLøTøK MASøFø) YÖRESøNDEKø
KROMøT
CEVHERLEùMELERøNøN
JEOLOJøK-METALOJENøK
JEOKøMYASAL øNCELENMESø
MADEN MÜHENDøSLøöø ANABøLøM DALI
ADANA, 2005
VE
ÇUKUROVA ÜNøVERSøTESø
FEN BøLøMLERø ENSTøTÜSÜ
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OFøYOLøTøK MASøFø)
YÖRESøNDEKø KROMøT CEVHERLEùMELERøNøN JEOLOJøKMETALOJENøK VE JEOKøMYASAL øNCELENMESø
ALø TÜMÜKLÜ
DOKTORA TEZø
MADEN MÜHENDøSLøöø ANABøLøM DALI
Bu Tez ... /.../2005 Tarihinde Aúa÷ıdaki Jüri Üyeleri Tarafından Oybirli÷i/Oyçoklu÷u
ile Kabul Edilmiútir.
ømza
ømza
ømza
Prof. Dr. Mesut ANIL
Prof. Dr. Feyzi BøNGÖL
Doç. Dr. Osman PARLAK
Juri Baúkanı
Üye
Üye
(Danıúman)
ømza
ømza
Yrd. Doç. Dr. Ergül YAùAR
Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ.
Üye
Üye
Bu Tez Enstitümüz Maden Mühendisli÷i Anabilim Dalı’nda Hazırlanmıútır.
Kod No:
Prof. Dr. Aziz ERTUNÇ
Enstitü Müdürü
Bu Çalıúma Ni÷de Üniversitesi Araútırma Fonu Tarafından Desteklenmiútir.
Proje No:FBE. 2001/021
Not: Bu tezde kullanılan özgün ve baúka kaynaktan yapılan bildiriúlerin, çizelge, úekil ve foto÷rafların
kaynak gösterilmeden kullanımı 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki Hükümlere tabidir.
ÖZ
DOKTORA TEZø
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OFøYOLøTøK MASøFø)
YÖRESøNDEKø KROMøT CEVHERLEùMELERøNøN JEOLOJøKMETALOJENøK VE JEOKøMYASAL øNCELENMESø
Ali TÜMÜKLÜ
ÇUKUROVA ÜNøVERSøTESø
FEN BøLøMLERø ENSTøTÜSÜ
MADEN MÜHENDøSLøöø ANABøLøM DALI
Danıúman: Prof. Dr. Mesut ANIL
Yıl: 2005 Sayfa:151
Jüri: Prof. Dr. Mesut ANIL
: Prof. Dr. Feyzi BøNGÖL
: Doç. Dr. Osman PARLAK
: Yrd. Doç. Dr. Ergül YAùAR
: Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ.
Do÷u Toros da÷ları içerisinde bulunan Pozantı-Karsantı Ofiyoliti, Türkiye’deki önemli
ofiyolit masiflerden birisidir. Çalıúma alanı olan masifin batı kesimindeki Mazmılı bölgesinde
harzburjitler içerisinde dunitik kılıfla çevrili kromit yatakları ve masifin derin deniz sedimanları olan
radyolaritler içerisinde nabit bakır cevherleúmesi bulunmaktadır. Kromit cevheri masif, saçınımlı,
noduler ve bantlı yapıdadır. Mineral kimyası analizlerinde kromitlerin Cr2O3 içeri÷i % 44.07-60.82
Cr/Fe oranı 2.59-4.03 arasındadır. Mineral kimyasındaki analizlerin Cr2O3 ve Al2O3 de÷erleri ve
kromit birim hücre boyutu (Å) arasında pozitif bir korelasyon bulunmaktadır. Kromit kristalleri
etrafında manyetitleúmeler görülür. Bazı kesitlerde kristallerin kırıklarına ikincil oluúan stiktit
minerali bulunmaktadır. Kesitlerde kromit dıúındaki cevher mineralleri, kristallerin ve matriks
içerisinde pentlantit, millerit, avaruit ve nabit gümüú mineralleri ve Cu-Zn alaúımlarından meydana
gelmektedir. Nabit gümüú, mineral kimyası analizlerinde % 96.83-98.21 arasında Ag elementinden
oluúmaktadır.
Kromit cevher örneklerinin iz elementlerinden Zn, V, Ti ve Co elementleri ile Cr2O3
içerikleri arasında pozitif ve Ni elementi ile arasında negatif korelasyon bulunmaktadır.
Bakır cevherleúmesi, radyolaritlerin genel tabakalanma yapısına uyumlu olarak de÷iúken
boyutta bant ve mercek úeklindedir. Cevherin içerisindeki Cu oranı % 5.40 oranına çıkabilmektedir.
Nabit bakır kristallari mineral kimyası analizlerinde, kristaller % 97.03-97.01 arasında Cu elementi
içermektedir.
Anahtar Kelimeler:Pozantı-Karsantı, Ofiyolit, Mineral Kimyası. Kromit, Nabit Bakır
I
ABSTRACT
Ph.D. THESIS
GEOLOGICAL METHALLOGICAL AND GEOCHEMICAL
INVESTIGATIONS OF CHROMITE ORE DEPOSISTS IN THE
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OPHIOLITE MASSIVE)
Ali TÜMÜKLÜ
DEPARTMENT OF MINING ENGINEERING
INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES
UNIVERSITY OF ÇUKUROVA
Supervisor: Prof. Dr. Mesut ANIL
Year: 2005 Pages: 151
Jury: Prof. Dr. Mesut ANIL
: Prof. Dr. Feyzi BøNGÖL
: Asistant Prof. Dr. Osman PARLAK
: Associated Prof. Dr. Ergül YAùAR
: Associated Prof. Dr. Mustafa AKYILDIZ
The Pozantı-Karsantı ophiolite located in the eastern Tauride mountains is one of the
important ophiolitic massives in Turkey. The study area is situated around the Mazmılı region in the
western part of the ophiolite body. The first location is represented by chromite mineralization within
the dunites hosted by harzburgites whereas the second location is characterized by native copper
mineralization within the radiolarites. The chromite ore includes massive, disseminate, nodular and
banded structures. Based on the microprobe analysis, the Cr2O3 contents range from 44.07 to 60.82 %
and the Cr/Fe ratio is between 2.59 and 4.03. The mineral chemistry shows that the cell size (Å) is
possitively correlated with the Cr2O3 and Al2O3 contents of the analysed chromites. Magnetite
mineralization is observed around the chromites. The secondary stichtite occurences are seen within
cracks of some of the chromites. Other ore minerals are characterized by pentlandite, millerite,
awaruite, native silver and Cu-Zn alloy. The native silver comprises 97.83 to 98.21 % Ag.
The Cr2O3 contents of the chromite are possitively correlated with some trace elements such
as Zn, V, Ti and Co whereas the Ni is negatively correlated.
The native copper mineralization is concordant with the layering of the radiolarites and
exhibits banded and lenticular forms. The Cu content reachs up to 5.4 %. The mineral chemistry
analysis shows that the native copper consists of 97.03 to 97.01 % Cu element.
Key words: Pozantı-Karsantı, Ophiolite, Microprobe, Chromite, Native Copper.
II
TEùEKKÜR
Bu Doktora Tez çalıúması Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü
Maden Mühendisli÷i Anabilim Dalında Prof. Dr. Mesut ANIL yönetiminde
hazırlanmıútır.
Tez izleme komitesi olarak görev alan Prof. Dr. Mesut ANIL, Yrd. Doç.
Dr. Ergül YAùAR ve Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ baúta olmak üzere
tezimin hazırlanıúında sürekli yardımlarını gördü÷üm Doç. Dr. Osman PARLAK
ve Fırat Üniversitesi ö÷retim üyesi Prof. Dr. A. Feyzi BøNGÖL’e en içten
teúekkürlerimi sunarım.
Tezimin mineral kimyası analizleri yapılması için davet eden ve
analizlerin yapımını gerçekleútiren ve de÷erli görüúleri ile katkıda bulunan
Hamburg (Almanya) Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü ö÷retim üyesi
Prof. Dr. Mahmud TARKAIN ve XR-D analizlerinin yapımını sa÷layan østanbul
Üniversitesi Müh. Fak. Jeo. Böl. Ö÷retim üyesi Prof. Dr. Sinan Öngen ile
analizleri yapan Araú. Gör. Namık AYSAL’ a ayrıca cevher mikroskopisindeki
katkılarından dolayı Dr. Ahmet ÇAöATAY’a çok teúekkür ederim.
Arazi çalıúmasında araç ve barınma ihtiyaçlarını sa÷layan Mikro Maden
Ltd. ùti.’de görevli Maden Yük. Müh. Sabahattin SAKATOöLU’na teúekkür
ederim.
AAS analizlerini yapan bölümümüz araútırma görevlilerinden Kimya Yük.
Müh. Mehmet TÜRKMENOöLU’na ve parlak ve ince kesitleri yapan Teknisyen
Nuri BULUT’a teúekkür ederim.
III
Sayfa No
øÇøNDEKøLER
ÖZ…………………………………………………………………………………….. I
ABSTRACT…………………………………………………………………………..II
TEùEKKÜR…………………………………………………………………………III
øÇøNDEKøLER ……………………………………………………………………. IV
ùEKøLLER DøZøNø……………………………………………………………....VIII
TABLOLAR DøZøNø………………………………………………………………...X
RESøMLER DøZøNø………………………………………………………...……..XII
1. GøRøù……………………………………………………………………………….1
1.1. Co÷rafik Konum……………………………………………………………….4
1.2. Bölgesel Jeoloji………………………………………………………………...6
1.2.1. Otokton Birimler ………………………………………………………... 6
1.2.2.1.Ni÷de Masifi………………………………………………………….6
1.2.1.2. Alada÷ Birli÷i…..……………………………………………………8
1.2.1.3. Adana Baseni……………………………………………………….10
1.2.1.4. Ecemiú Koridoru Kayaçları………………………………………...11
1.2.2. Allokton Birimler………………………………………………………..13
1.2.2.1. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti……………………………….………….13
1.2.2.1.(1). Tektonitler………………………………………………………14
1.2.2.1.(2). Kümülatlar……………………………………………………...17
1.2.2.1.(3). Dayklar……………………………………………………..…. .18
1.2.2.1.(4). Volkanik kayaçlar………………………………...……….……18
1.2.2.1.(5). Kromit yatakları……………...…………………………………19
1.2.2.2.Metamorfik Dilim ve Ofiylitik Melanj……………………………..20
1.3. Yapısal Jeoloji………………………………………………………………...21
2. ÖNCEKø ÇALIùMALAR………………………………………………………..23
3. METARYAL VE METOD………………………………………………………32
3.1. Saha Çalıúmaları……………………………………………………………...32
3.2. Laboratuar Çalıúmaları………………………………………………………..32
3.2.1. Mineralojik ve Petrografik Çalıúmalar…………………………………..33
3.2.2. Mineral Kimyası (Micoprop) Analizleri… ……………………………..33
IV
3.2.2.1.østanbul ùiúe-Cam Araútırma Merkezi Lab. Çalıúması……………..34
3.2.2.2. TÜBøTAK Araútırma Merkezi (MAM) Lab. Çalıúması……………34
3.2.2.3.Hamburg Ün. Mineraloji-Petrografi Ens. Lab. Çalıúması………......35
3.2.3. XR-D Analizleri ………………………………………………………...36
3.2.4. XR-F Analizleri…………………………………………………………36
3.3. Büro Çalıúmaları……………………………………………………………...36
4.OFøYOLøT TANIMI VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI….40
4.1. Ofiyolit Tanımı……………………………………………………………….39
4.1.1. Metamorfik Taban……………………………………………………….41
4.1.2. Ofiyolitik Melanj………………………………………………………...42
4.2. Ofiyolit Tipleri………………………………………………………………..42
4.3. Ofiyolitlere Ba÷lı Kromit Yatakları…………………………………………..45
4.3.1. Kromit Minerali………………………………………………………….45
4.3.2. Kromit Yatakları………………………………………………………...46
4.3.3. Podiform Kromit Yataklarının Oluúumu………………………………...48
4.3.3.1.Tektonitler øçerisindeki Kromit Kütlelerinin Oluúumu……………..48
4.3.3.2.Üst Kabuk Podiform Kromit Yataklarının Oluúumu ve Genel
Özellikleri…………………………………………………………………….55
5. ARAùTIRMA BULGULARI….……………………………………………….. 57
5.1. Toros Karbonat Platformu……………………………………………………57
5.1.1. Beyaz Alada÷ Kireçtaúı ……………..…………………………………57
5.1.2. Karanfilda÷ Kireçtaúı ………………..………………………………...59
5.2. Ofiyolitik Birim……………………………………………………………….59
5.2.1. Ofiyolitik Melanj……………………………………………………….. 59
5.2.2. Metamorfik Dilim…………..……………………………………………58
5.2.3. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti……………………………………………… 61
5.2.3.1. Tektonitler………………………………………………………….61
5.2.3.1.(1). Harzburjit……………………………………………………….64
5.2.3.1.(2). Dunit……………………………………………………………69
5.2.3.2.Damar Kayaçları…………………………………………………….70
5.2.3.3. Kümülat Kayaçları………………………………………………….70
V
5.2.3.4. Dolerit-Diyabaz Daykları…………………………………………..72
5.2.3.5.Radyoloritler………………………………………………………...72
5.2.3.6.Alüvyon……………………………………………………………..72
5.3. Cevherleúmeler………………………………………………………………..74
5.3.1. Kromit Cevherleúmesi…………………………………………………...74
5.3.1.1. Masif-Kompakt Kromitler………………………………………….75
5.3.1.2.Saçınımlı-Dissemine Kromitler……………………………………..77
5.3.1.3. Noduler Kromitler………………………………………………….80
5.3.1.4. Bantlı Kromitler…………………………………………………….80
5.3.1.5. Karıúık Cevher……………………………………………………...81
5.3.2. Kromit Yatakları……………………………………………………….. 81
5.3.2.1. Koparan Ocakları…………………………………………………...84
5.3.2.2.Ortaseki Oca÷ı………………………………………………………84
5.3.2.3.Mahmut Oca÷ı (Yeni Yayla II)……. ………………………………87
5.3.2.3. Çemberatan Oca÷ı………………………………………………….87
5.3.2.4. Hakverdi Ocakları………………………………………………….87
5.3.3. Kromit Cevheri Mikroskop Çalıúması…………………………………..89
5.3.3.1. Kromit………………………………………………………………89
5.3.3.2. Pentlantit……………………………………………………………90
5.3.3.3. Manyetit…………………………………………………………….90
5.3.3.4.Millerit……………………………………………………………... 92
5.3.3.5. Avaruit……………………………………………………………...92
5.3.3.6. Nabit Gümüú ……………………………………………………….95
5.3.3.7.Cu-Zn Alaúımı……………….…………………………...…………95
5.3.3.8. Stiktit ……………………………………………………………... 95
5.3.4. Bakır Cevherleúmesi……………………………………………………..98
5.4. Kromit Cevheri XR-D Analizleri……………………………………………100
5.5. Kromit Cevheri XR-F Analizleri……………………………………………107
5.5.1.Kromit Cevheri XR-F analizleri Ana Oksit De÷erleri………………….108
5.5.2.Kromit Cevheri XR-F Analizleri øz Element De÷erleri ………………..108
5.6. Bakır Cevheri AAS Analizleri………………………………………………111
VI
5.7. Kromit Cevheri Mineral Kimyası Analizleri……………………………......112
5.7.1. Millerit………………………………………………………………….112
5.7.2. Avaruit……………………………………………………………….....112
5.7.3. Cu-Zn Alaúımları……………………………………………………….112
5.7.4. Nabit Ag………………………………………………………………..113
5.7.5 Kromit…………………………………………………………………..114
5.7.5.1.Mineral Kimyası % Oksit Histogramları………………………..…125
5.7.5.2. Mineral Kimyası Analizlerinin Cr2O3 ile Fe2O3, FeO, MgO ve
TiO2 Karúılaútırma Diyagramları…………..………………….…..125
5.7.5.3. Mineral Kimyası Analizleri % Oksit De÷erleri øle Birim Hücre
Boyutlarının Karúılaútırma Diyagramları…………………………125
5.7.5.4.Mineral
Kimyası
100Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe+2)
Diyagramı………………………………………………………….129
5.7.5.5. Mineral Kimyası Cr-Al-Fe+3 Stevens Üçgen Diyagramı………….129
5.7.5.6. Cr2O3-Al2O3 ve FeO-MgO Diyagramları…………………………129
5.8. Bakır Cevheri Mineral Kimyası Analizleri………………….……….……...133
6. SONUÇLAR VE ÖNERøLER………………………………………………….134
KAYNAKLAR……………………………………………………………….136
ÖZGEÇMøù………………………………………………………………….149
EK……………………………………………………………………….……150
VII
Sayfa No
ùEKøLLER DøZøNø
ùekil 1.1. Alp Orejenez Kuúa÷ındaki Ofiyolitlerin Da÷ılımı……………………...3
ùekil 1.2. Çalıúma Alanı Yer Bulduru Haritası………………………….. ……….5
ùekil 1.3. Çalıúma Alanı ve Civarı Sadeleútirilmiú Genel Jeoloji Haritası………..7
ùekil 1.4. Toros Kuúa÷ı øçerisindeki Ofiyolitlerin Co÷rafik Konumları………...15
ùekil 1.5. Pozantı-Karsantı Ofiyolitø ve Taban Kayaçları Dikme Kesiti………..16
ùekil 4.1. ødeal Ofiyolit østifi ve Okyanusal Kabu÷un Karúılaútırılması………...41
ùekil 4.2. Harzburjit (Semail-Umman Ofiyoliti) ve Lerzolit (Trinity A.B.D.)
Tipi Ofiyolitlerin Karúılaútırılması………………………………………43
ùekil 4.3. Peridotit øçinde Bazik Magmanın Dayk ùeklinde Sokulum Yaptı÷ı
Kırıklar Boyunca Oluúturma Modeli …………………………………….50
ùekil 4.4. Tektonit Harzburjit øçinde bazik Magma sokulum kanallarında Oluúan
Boúluklar içinde Kromit Kütlesinin Oluúum Modeli…………………….51
ùekil 4.5. Hareket Halindeki Yayılma Sırtı Altında Üst Okyanus Mantosu øçinde
Kromit Kütlelerinin Oluúumu ve Geliúimi……………………………….53
ùekil 4.6. Podiform Kromit yataklarının Oluúumunu Tektonit Ortamlarla Olan
øliúkisini Gösteren ùekil……………………………………………… . 54
ùekil 4.7. Oman Ofiyolit øçerisindeki Üst Kabuk Podiform Tipi Kromitlerin
Konumunu Gösteren Dikme Kesit…………………………………….....56
ùekil 5.1.Çalıúma Alanı Genel Jeoloji Haritası…………………………………..58
ùekil 5.2. Koparan Oca÷ı Maden Haritası……………………………………….85
ùekil 5.3. Koparan Oca÷ı 1’nolu Merce÷e Ait A-A′ Kesiti……………………...86
ùekil 5.4. Mahmut Oca÷ı Maden Haritası………………………………………..88
ùekil 5.5. Saçınımlı Cevher Örne÷ine Ait XR-D Difraktogramı……………….101
ùekil 5.6. Masif Cevher Örne÷ine ait XR-D Difraktogramı …………………...102
ùekil 5.7. Masif Cevher Örne÷ine Ait XR-D Difraktogramı…………………...103
ùekil 5.8. Nodüler Cevher Örne÷ine Ait XR-D Difraktogramı………………...104
ùekil 5.9. Saçınmılı Cevher Örne÷ine Ait XR-D Difraktogramı……………….105
ùekil 5.10. Kromit Cevheri XR-F analizleri % Oksit Oranlarının Karúılaútırma
Diyagramları…………………………………………………………….109
ùekil 5.11. Kromit Cevherinden Yapılan XR-F Analiz Sonuçlarının % Cr2O3 øle
øz Element Karúılaútırma Diyagramları…………………………………110
VIII
ùekil 5.12. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin % Oksit Histogram
Diyagram Da÷ılımları…………………………………………………...126
ùekil 5.13. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin % Oksit De÷erlerinin
Karúılaútırma Diyagramları……………………………………………..127
ùekil 5.14. Kromit Mineral Analizi % Oksit De÷erleri Ve Birim Hücre
Boyutlarının Karúılaútırma Diyagramları……………………………….128
ùekil 5.15. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin 100 Cr/(Cr+Al) –
Mg/(Mg+Fe2+ Diyagramı. ……………………………………………...130
ùekil 5.16. Cr-Al-Fe3+ Stevens Üçgen Diyagramı...…………………………...131
ùekil 5.17. Kromit Mineral Kimyası Analizleri Oksit De÷erleri Diyagramları...132
IX
Sayfa No
TABLOLAR DøZøNø
Tablo 1.1. Dünya’daki Önemli Kromit cevheri Çıkaran Ülkeler ve Rezerv
Durumları………………………………………………………………...2
Tablo 3.1. Kromit Kristali 1 Nolu Mineral Kimyası Analiz Sonucu…………….37
Tablo 4.1. Harzburjit tipi ofiyolit ve Lerzolit Tipi Ofiyolitleri Karúılaútırılmalı
Genel Özellikleri…………………………………………………………44
Tablo 4.2. Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri (MORB) ve Dalma Batma Zon
Ofiyolitlerin (SSZ) Genel Kimyasal Özelliklerinin Karúılaútırılması……45
Tablo 4.3. Kromit Cevherinin Kullanım Alanlarına Göre østenilen Cr/Fe Rasyo
De÷eri ve % Oksit Bileúim De÷erleri………………………………….. . 46
Tablo 5.1.Kromit Cevherlerinden Yapılan XR-D Analiz Sonucunda Tespit Edilen
2θ Derleri ve Bunlara karúılık Gelen Mineraller………………………..106
Tablo 5.2.Kromit Cevherinden Yapılan XR-F analiz sonuçlarında % Oksit ve øz
Element De÷erleri………………………………………………….……107
Tablo 5.3. Kromit Cevheri XR-F Analiz Sonuçları øz Element (ppm)
Da÷ılımlarının Korelasyon Matriks Tablosu……………………………111
Tablo 5.4. Radyoloritler øçerisindeki Bakır Cevherleúmelerinin Atomik
Absorpsiyon Spektro-Fotometri (AAS) Yöntemi ile yapılan % Element
Analiz Sonuçları………………………………………………………...111
Tablo 5.5. Kromit Parlak Kesiti øçerisindeki Millerit kristali Mineral Kimyası
Analiz Sonucu…………………………………………………………..112
Tablo 5.6. øki Adet Kromit Parkla Kesit içerisinde yapılan Avaruit Kristali
Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...113
Tablo 5.7. Bir Adet Kromit Parlak Kesitinde Analizi Yapılan CU-Zn Alaúımı
Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...113
Tablo 5.8. Kromit Parlak Kesitlerinde Yapılan Nabit Ag Mineralleri Mineral
Kimyası Analiz Sonuçları………………………………………………113
Tablo 5.9. ønceleme Alanı øçerisindeki Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde
Yapılan Kromit Mineral Kimyası Analizleri……………………………116
Tablo 5.10. Kromit Mineral Kimyasal Analizlerinde Oksit De÷erleri Ve Bu
De÷erlerden Hesaplanan Katyonik, Rasyo Ve Birim Hücre Boyutları,
Ortalama Maksimum Minumum Ve Standart Sapma De÷erler………..124
X
Tablo 5.11. Nabit Cu içeren Resim 5.34’deki Örnekte Üç ayrı Noktada Yapılan
Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...133
XI
Sayfa No
RESøMLER DøZøNø
Resim 3.1. JEO-JSM-6335 F SEM Elektron Mikroskobu……………………….34
Resim 3.2.Cameca SX Mikroprop Aleti…………………………………………35
Resim 5.1. Beyaz Alada÷ Kireçtaúı Ofiyolit Sınırı ve Ofiyolit øçerisinde Kireçtaúı
Blokları……………………………………………
60
Resim 5.2. Ofiyolitin Tabanında Bulunan Karanfil Da÷ Kireçtaúına Ait Antiklinal
Yapı………………………………………………….…………………..60
Resim 5.3.Ofiyolitik Melanj øçerisinde Tamamen Serpantinleúmiú Kayaç
øçerisinde Kromit Da÷ılımı………………………………………………61
Resim. 5.4. Tektonitlerin Tabanındaki Metamorfik Taban Kayaçlardan Yeúil
ùistlerin Arazide Görünümü……………………………………………...62
Resim 5.5. Metamorfik Taban Kayaçlardan Amfibolitlerin Arazide Görünümü..62
Resim 5.6. Harzburjitlerin Arazideki Görünümü………………………………...66
Resim 5.7. Harzburjitlerin Ayrıúma Yüzeyi……………………………………..66
Resim 5.8. Harzburjitik Kayaç øçerisinde Olivin, Ortoproksen ve Serpantin
Mineralleri………… ……………………………………………………67
Resim 5.9. Harzburjit Kayaç øçinde Ortoproksen ve Kapanım ùeklinde ve
Etrafında Olivin Kristali………………………………………………….67
Resim 5.10. Harzburjit Kayaç Mikroskop Görüntüsü…………………………...68
Resim 5.11. Harzburjit øçerisinde Birbirinden Oldukça Farklı Yapıda ve Kırıkları
ve Kenarları Boyunca Manyetitleúmiú Kromit Kristalleri……………….69
Resim 5.12. Harzburjit Kayaç Mikroskop Görüntüsü…………………….……..70
Resim 5.13. Harzburjitleri Kesen Damar Kayaçları……………………………..71
Resim 5.14.Harzburjitleri Kesen Dolerit-Diyabaz Dayklarının Arazi Görünümü …73
Resim 5.15. Radyoloritk Kayaçların Arazi Genel Görünümü…………………...73
Resim5.16.Tektonizma Sonucu Kromit Cevherinde Görülen Sucuklu Yapı……75
Resim 5.17. Masif Kromit Cevheri Arazi ve El Örneklerindeki Resimleri……...76
Resim 5.18. Deformasyon øzi Görülmeyen Masif Kromit Cevheri……………...78
Resim 5.19. Deformasyon Sonucunda Dunitik Matriks Kromit Cevheri øçerisinde
Belirgin Bir Yönelim Kazanmıútır……………………………………….78
Resim 5.20. Saçınımlı Kromit Cevher Örnekleri………………………………...79
Resim 5.21. Nodüler Kromit Cevher Örnekleri …………………………………82
XII
Resim 5.22. Bantlı Tip Kromit Cevherinde Masif Yapıda Bir Bantdan Sonra Bunu
Takip Eden Saçınımlı Bir Bantın Gelmesi……………………………….83
Resim 5.23. Bantlı Tip Kromit Cevherinde Dunit Blok ve Damarı……………...83
Resim 5.24. Gavurgeri Tepe’de Bulunan Koparan Oca÷ı Genel Görünümü……86
Resim 5.25.Mahmut Oca÷ı Harzburjitleri Kesen 40cm Kalınlı÷ında Gabro Damarı88
Resim 5.26. Koparan Da÷ Batı Kesiminde Yer Alan Hakverdi Oca÷ı
Mostralarında Nodüler ve Masif Yapıdan Oluúan Karıúık Tip Kromit
Cevheri…………………………………………………………………...89
Resim 5.27. Kromit Cevheri Parlak Kesitleri Elektron ve Maden Mikroskop
Resimleri……………………………………………………………… ...91
Resim 5.28 Kromit Kristalleri øçerisinde Pentlantit Minerali……………………93
Resim 5.29. Kromit Kristali øçerisinde Uzun Eksenleri Aynı Do÷rultuda Millerit
Mineralleri………………………………………………………………..93
Resim 5.30. Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde Avaruit Mineraline Ait Elektron
Mikroskop Resimleri……………………………………………………..94
Resim 5.31. Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde Kromit Kristalleri Ve Matriks
øçerisinde Nabit Gümüú Kristal Kümeleri………………………………..96
Resim 5.32. Tablo Kromit Parlak Kesitinde Kromit kristali kenarında bulunan CuZn alaúımı………………………………………………………………...97
Resim 5.33.Tektonizma Sonucu Parçalanarak Küçük Tanelere Ayrılan Kromit
Kristalleri øçerisinde Ve Kenarlarında Tanelerin Bozuúması øle Oluúan
Stiktit Minerali…………………………………………………………...98
Resim 5.34. Bakır Cevheri Mostra ve El Örnek Resimleri………………………99
Resim 5.35. Mineral Kimyası Analiz Yapılan Bakır Cevheri Örne÷i………….133
XIII
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
1.GøRøù
Geliúmekte olan ülkeler grubunda yer alan Türkiye’nin var olan do÷al
kaynaklarını verimli bir biçimde kullanması kaçınılmaz bir gerçektir. Kromit
cevherleúmesi ve üretimi bakımından ülkemiz Dünya’da önemli bir yere sahiptir.
Dünya da bilinen 7.6 x109 ton’luk kromit cevherinin % 95’i G. Afrika, Zimbabve,
Rusya ve Kazakistan’da bulunmaktadır. Sadece G. Afrika rezervlerin % 73’ine
sahiptir (Tablo 1.1). Rezerv bakımından Dünya’daki kromit cevherinin % 1’inden
daha azına sahip olmasına ra÷men Türkiye, cevher üretimi bakımından 1996-2001
arasında 6 yıllık dönem içerisinde Dünya’da üretilen toplam 76,99 milyon ton kromit
cevherinin 8,75 milyon ton cevher üretimi ile Dünya üretimin yaklaúık olarak % 11,5
oranını karúılamıútır.
Türkiye’deki kromit yataklarının tamamı Alp Orejenez kuúa÷ı (ùekil 1.1)
içerisinde yer alan ofiyolitler içerisindedir. Ofiyolitler içerisindeki kromit
yataklarının boyutlarını ve rezervlerini stratiform yataklar ile karúılaútırıldıklarında
oldukça küçük boyutlu ve düzensiz bir da÷ılıma sahip olmalarına ra÷men, yatakların
iúletmeci÷inin kolay olması ve buna ba÷lı olarak üretim maliyetinin düúük
olmasından dolayı Dünya’daki önemlerini uzun yıllardan beri korumaktadır.
Türkiye’deki ilk kromit cevheri 1848 yılında Harmancık (Bursa)’da øngiliz
Jeolog Lawrence Smith tarafından bulunmuútur. ølk kromit cevherin bulunmasından
sonra 1850’li yıllardan itibaren kromit madencilik çalıúmaları baúlamıútır.
Türkiye’deki kromit madencili÷i 1950’den önceki yıllarda daha ziyade
iúletmelerin kıyı úeridine yakın ve büyük mostraların oldu÷u yerlerde açık iúletmeler
úeklinde, krom cevherinde istenilen özelliklere sahip mostralar bulunması amacıyla
yapılmıútır. Bu döneme ait krom madencili÷i, yüzeyde belirgin mostrası olan kromit
yataklarının rastlama ve onları tanıma úeklinde tarif edilebilmektedir. 1960’lı
yıllardan baúlayarak krom yataklarının iúletmesinde yer altı madencili÷i artmaya
baúlamıú ve iúletilebilir boyutlarda krom mostrası çabasına indirgenmiú bir
aramacılık hakim olmuútur. Bu úekildeki bir aramacılık jeoloji biliminin pek yardımı
olmaksızın yürütülmüútür. 1970’lı yılların sonlarına do÷ru jeoloji biliminin
madencilik çalıúmalarına katkısının artmasıyla birlikte krom madencili÷inde de
önemli aúamalar olmuútur. Krom yataklarının aranmasında peridotitlerin harzburjit
1
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
ve dunit olarak alt birimlere ayrılması, bu birimler arasındaki sınır iliúkileri,
lineasyon, foliasyon ve faylanma gibi yapısal etkiler yardımıyla iç yapının açıklı÷a
kavuúturulması, arama ve üretim çalıúmalarında sa÷lam ve gerekli bir temel
oluúturmuútur. Mostra veren veya yer altında izlenmiú bulunan merceklerden
hareketle krom yatakları do÷rultu ve e÷im yönlerinde geliútirilebilmekte; mostrası
olamayan merceklerin nerelerde olabilece÷i saptanabilmektedir.
Tablo.1.1. Dünya’daki önemli kromit cevheri çıkaran ülkeler ve rezerv durumları
(U.S.G.S, Mineral Commodity Summaries, 1996-2001). (Toplam rezerv;
günün koúullarında ekonomik rezervi, ekonomik sınırın biraz üstünde ve
biraz altında olan kaynakları içermektedir.).
Yıllık üretim ve Rezervler (Bin ton.)
Ülkeler/Yıl
1996
1997 1998
1999
2000
2001 Top.Rez.
Cezayir
235
-
100
86
90
90
6.100
Brezilya
450
330
330
360
350
-
17.000
Finlandiya
582
611
611
611
610
-
120.000
Hindistan
1.363 1.360 1.363 1.310 1.400 1.500
57.000
øran
129 200
200
212
200
1.190 1.000 1.600 1.600 1.600 2.300
2.400
320.000
Kazakistan
Rusya
97
150
130
130
130
-
460.000
Güney Afrika 5.018 5.780 5.500 6.480 6.500 5.400 5.500.000
Türkiye
2.000 1.750 1.600 1.400 1.500
Zimbabve
428
680
Di÷er Ülkeler
428
639 600
Toplam
660
660
701
650
700
500
20.000
-
930.000
2.300
99.000
11.920 12.500 12.094 12.849 13.030 11.520 7.531.500
Doktora tez konusu, Pozantı-Karsantı Ofiyolitik Masifinin batı kesimini
oluúturan Mazmılı-Koparan bölgesi seçilmiútir. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti kromit
potansiyeli 1940’lı yıllardan beri bilinmektedir ve kromit madencilik çalıúmaları
bakımından önemli bir yere sahiptir. Bu ofiyolitik masif üzerinde dönem dönem
iúletilen kromit oca÷ı 200 adet civarında oldu÷u bilinmektedir. Pozantı-Karsantı
Ofiyolitik masifi ile ilgili bugüne kadar birçok araútırma yapılmasına ra÷men,
çalıúma alanı ile ilgili batı kesiminde metalojenik çalıúma oldukça sınırlıdır. Ni÷de
Üniversitesi Araútırma Fonu deste÷i ile çalıúma alanındaki kromit cevherleúmelerinin
jeolojik-metalojenik ve jeokimyasal incelemeleri doktora tezi olarak incelenmiútir.
2
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
K
ùekil.1.1. Alp Orejenez kuúa÷ındaki ofiyolitlerin da÷ılımı (Juteau, 2004’den
sadeleútirilmiútir).
Doktora tez çalıúması arazi, labroratuvar ve büro çalıúmalarını kapsayan bir
program çerçevesinde gerçekleútirilmiútir.
Kromit cevherleúmelerinin jeolojik konumlarını belirlemek amacıyla
doktora tez çalıúmasının kapsadı÷ı yaklaúık 160 Km2’lik bir alanın 1/25 000 ölçekli
jeoloji haritası önceki çalıúmaların revizyonları yapılarak yeniden çıkarılmıútır.
Bölgenin kromit maden imtiyaz sahibi olan Çeltik Madencilik yer altı ve yer üstü
maden harita arúiv verileri kullanılarak kromit maden ocakların maden haritaları
yapılmıútır. Bölgedeki kromit ocak ve mostralarından temsili kromit cevher ve kayaç
örnekleri toplanmıútır. Kromit cevher örneklerinden parlak ve kayaç örneklerinden
ince kesitler yapılarak mineralojik ve petrografik incelemeler yapılmıútır.
Mineralojik ve petrografik inceleme sonucu kromit parlak kesitlerinde belirlenen
minerallerde kromit, nikel-sülfür ve nabit Ag mineralleri ve radyolaritik kayaçlar
içerisindeki bakır cevheri içeren kayaçlardan nabit Cu minerallerinde mineral
kimyası (microprop) analizleri gerçekleútirilmiútir. Kromit cevher örneklerinden
XRF ve XRD analizleri gerçekleútirilmiútir.
Yapılan saha ve laboratuar çalıúmalarından elde sonuçlar büro çalıúmaları
ile bilgisayar ortamında grafiklere konularak ve çizimleri yapılarak bölgedeki
cevherleúmelerin metalojenik ve gang minerallerine iliúkin sorunlar aydınlı÷a
kavuúturulmaya çalıúılmıútır
3
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
1.1. Co÷rafik Konum
Çalıúma alanı Orta Toros’lar içerisinde içerisinde, Adana ve Ni÷de il
sınırları içerisinde, 1/25000 ölçekli topo÷rafik M34 d1-d2 paftalarında yaklaúık 160
km2’lik bir alanda yüzeylemektedir (ùekil 1.2.). Çalıúma alanının kara yolu ba÷lantısı
ile, Adana’ya 140 ve Ni÷de’ye 110 km uzaklıktadır. Ulaúım, Adana ili Karaisalı
ilçesi Gerdibi köyü ve Ni÷de ili Çamardı ilçesinde toprak yol ile sa÷lanmaktadır.
Yerleúim alanı içerisinde
Da÷dibi (Pozantı-Adana) Köyü ve Mazmılı
Yaylası (Çamardı-Ni÷de) ile çalıúma alanın KB’sında Çamardı (Ni÷de) ilçesi,
güneyinde Gerdibi ve Büyüksofulu (Karaisalı-Adana) köyleri bulunmaktadır.
Topa÷rafya oldukça engebeli olup, çalıúma alanının önemli yükseltilerini
2790 m (Koparan Da÷ı) ve Gökziyaret Tepe (2200 m) oluúturmaktadır. Ayrıca
Mazmılı Yayla (1800 m) platosu bulunmaktadır. Çalıúma alanın düúük rakımlı
yerlerini ise daha ziyade derin vadiler (Karanlık Dere, Köpüklü Dere) oluúturmakta
olup buralarda rakım 1000 - 1100m arasında de÷iúmektedir.
Çalıúma alanın kuzeyinde Orta Toros’ ların Demirkazık Tepe’den (3800 m)
sonra ikinci yüksekli÷i olan Lorut Da÷’ı (3700 m), güney kesiminin de Karanfil Da÷
(3200 m) bulunmaktadır.
Akarsu olarak çalıúma alanı içerisinde Köpüklü Dere, do÷u kesimini
sınırlandıran Tahtalı Dere ve batı’da ise Ecemiú Fayı üzerinde özellikle ofiyolitik
kayaçlarla kireçtaúlarının kontaklarında çıkan bir çok kaynaktan beslenen Çamardı
Deresi bulunmaktadır.
Bölgenin önemli bir kesimi çam, ardıç ve katran a÷açlarından oluúan
ormanlar ile kaplıdır. øklim karasal iklim etkileri ve Akdeniz iklim etkileri altındadır.
Bölgede, KB kesimi oluúturan Ni÷de-Çamardı ilçesi çıvarında bahçecilik ve tarım,
güney do÷u kesimini oluúturan Adana-Karaisalı ilçesinde ise tarım, hayvancılık ve
ormancılık çalıúmaları görülür. Yaylacık turizmini Adana ve çevre ilçe ve köylerinde
gelenler oluúturmaktadır. Bölgenin kuzeyini oluúturan Alada÷lar’da özellikle yabancı
turist grupları tarafından da÷cılık faaliyetleri yapılmaktadır.
4
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 1.2. Çalıúma alanı yer bulduru haritası
5
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
1.2. Bölgesel Jeoloji
Orta Toros sırada÷ları içerisinde yer alan çalıúma alanı ve civarındaki
kayaçlar; Ni÷de Masifi, Alada÷ Birli÷ine ait Karbonatlar ve Ecemiú Fay Koridoru
kayaçlarından oluúan otoktan kısım ve bunların üzerinde allokton bölüm olarak
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tektonitleri ve kümülat kayaçları, ofiyoliti her seviyede
kesen dolerit-diyabaz dayk kümeleri, metamorfik dilim, ofiyolitik melanj ofiyolitik
masife ait volkanik ve derin deniz sedimanter kayaçları bulunmaktadır (ùekil 1.3).
1.2.1. Otokton Birimler
Çalıúma alanı ve çevresindeki otokton birimleri Ni÷de masif, Alada÷ Birli÷i
Karbonat kayaçları, Ecemiú Fay Koridoru çökelleri ve Adana Baseni çökelleri
oluúturmaktadır.
1.2.1.1. Ni÷de Masifi
Çalıúma alanının KB’sında yer alan Ni÷de masifi, Yetiú (1978a) ‘e göre
Paleosen-Alt Eosen yaúlı Ulukıúla Grubu kayaçları ile çevrilidir. Bu masif,
Jeotektonik konum itibariyle Toridler ile Anatolidler arasında yer alan Ni÷de Masifi,
geniú anlamda Orta Anadolu Kristalin Masifi veya Kızılırmak Masifi Olarak
tanımlanan metamorfik kütlenin güneydo÷u uçunu oluúturmaktadır (Ketin, 1956.,
Göncüo÷lu, 1981, 1982, 1986). Göncüo÷lu (1986), Ni÷de Grubu kayaçlarını alttan
üstte do÷ru; gnaysların hakim oldu÷u Gümüúler formasyonu, mermer-amfibolitkuvarsit-gnays ardalanmasından oluúan Kaleboynu formasyonu, masif mermer ve
ofiyolitk kayaçları içeren Aúıgedi÷i formasyonu, gabroyik kayaçlardan oluúan
Sineksizyayla Metagabrosu ve bütün birimi kesen Üçkapılı Granadiyorit’i olmak
üzere beú litolojik birime ayırmıútır. Ni÷de Grubu üzerine ofiyolitlerin yerleúmesi,
metamorfizma ve deformasyonun Senomaniyen öncesi gerçekleúmiú olması
gerekti÷ini bildirmektedir.
6
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Çalıúma alanı
X
ùekil 1.3.Çalıúma alanı ve civarının sadeleútirilmiú genel jeoloji haritası (Bingöl,
1978).
7
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Yetiú (1978a), birime; Alada÷lar’da çalıúmıú olan Blumenthal’in (1952)
Paleozoyik, Okay’ın (1955) Eosen Öncesi, Kleyn’in (1966) Hersiniyen Öncesi
yaúlarını verdiklerini ifade ederek, bölgesel ölçekte düúünüldü÷ünde, Ecemiú fay
Kuúa÷ının do÷usunda mostra veren Devoniyem ve Karbonifer kayaçlarının
metamorfizmaya u÷ramadı÷ını, dolayısıyla Ni÷de Metamorfitlerinin Devoniyen ve
hatta Silüriyen Öncesi yaúta oldu÷unu bildirmektedir.
1.2.1.2. Alada÷ Birli÷i
Özgül (1976), Anadolu’nun güney ve do÷u kesiminin Toroslar Alp orejenik
kuúa÷ını kapsayan çalıúmasında, Toros’ları ayırtman stratigrafi özellikleri ve
kapsadıkları kaya birimleri açısından Bolkarda÷ı Birli÷i, Alada÷ Birli÷i, Geyik da÷ı
Birli÷i, Alanya Birli÷i, Bozkır Birli÷i ve Antalya Birli÷i olarak ayırmıútır.
Çalıúma alanı civarında Özgül (1976) tarafından belirlenen Alada÷ Birli÷ine
ait Siyah Alada÷, Beyaz Alada÷ ve Karanfilda÷ kireçtaúı bulunmaktadır.
Siyah Alada÷lar Kireçtaúı, çalıúma alanının kuzeyinde yaygın olarak
bulunmaktadır. Blumenthal (1952) “Kara Alada÷ Kireçtaúı” adını vermiútir. Birimi,
Yetiú (1978a) “Maden Kireçtaúı”, Tekeli ve ark. (1984) “Siyah Alada÷ Kireçtaúı”
adıyla incelemiútir.
Alt seviyelerinde farklı litolojik özelliklere sahip gri-yeúil-kahverengi sarırenkli bir bölümü, üst seviyelerinde koyu-gri-siyah renkli uniform bir bölümü içeren
ve terrejenik kırıntılarla ara tabakalı kireçtaúlarından oluúan Siyah Alada÷ kireçtaúı
düzenli ince-orta-kalın tabakalıdır (Tekeli ve ark. 1984). Üzerine Lütesiyen yaúlı
Kaleboynu Formasyonu açılı diskordansla gelir ve birimin kalınlı÷ı 1000 m’nin
üzerindedir (Yetiú, 1984a). Tabakalanma ve kıvrım eksenlerinin farklı yönde
oluúundan, Maden Bo÷azı’ında , Siyah Alada÷ kireçtaúı üzerindeki Beyaz Alada÷
kireçtaúı’nın açısal diskordanslı bulundu÷u kanaati vardır (Yetiú, 1978a). Tekeli ve
ark. (1984)’na göre, kireçtaúı Triyas yaúlı Küçüksu formasyonu uyumlu olarak
örtmektedir.
Yetiú (1978a), birimden derledi÷i örneklere göre, birimin yaúını PermiyenAlt Triyas olarak belirlemiútir. Tekeli ve ark. (1984) bölgede yaptıkları çalıúmada alt
8
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
seviyelerdeki fosillerin Üst Devoniyen yaúını verdi÷ini, takip eden Alt-Orta
Karbonifer, Üst Karbonifer, Alt Permiyen, Üst Permiyen yaúının foraminifer ve
alglerle temsil edildi÷ini bildirmektedirler. Tekeli ve ark. (1984), Siyah Alada÷
kireçtaúının açık platform ortamında çökelen bir istif olarak yorumlamıúlar ve
birimin epeirik bir deniz ortamında çökeldi÷ini ara sıra de÷iúen deniz seviyesinin
düzensiz de÷iúimlerinin sedimantasyonu etkiledi÷ini ifade etmiúlerdir.
Beyaz Alada÷ Kireçtaúı; ølk kez Blumenthal (1952) tarafından “Beyaz
Alada÷ Kireçtaúı” olarak adlandırılan birim için Okay (1955) ve Metz (1955) “Ak
Alada÷ Kireçtaúı adını kullanmıúlardır (Yetiú, 1978b). Tekeli ve ark. (1984) aynı
birime “Beyaz Alada÷ Formasyonu” adı altında incelemiúlerdir. Yetiú (1978) ise
Maden Bo÷azı ile Karanfil Da÷ı arasında yaygın olarak bulunan açık-koyu boz, orta
kalın tabakalı ço÷unlukla masif görünümlü, makro fosil içermeyen, az mikro fosilli
istifi “Demirkazık Kireçtaúı” olarak tanımlamıútır.
Beyaz Alada÷ kireçtaúı, beyaz-bej renkli, orta-kalın tabakalı, masif dolomit
ve dolomitik kireçtaúından oluúur ve birim, Senoniyen istiflerini tektonik olarak
üzerleyip, yukarı do÷ru dereceli olarak Sırçak Kireçtaúı’na geçer (Tekeli ve ark.,
1984). Bu birimin alt kenarı Ecemiú ve Cevizlik fayları nedeniyle sarp yamaçlar
oluúturmuútur. Maden Bo÷azı’nda birim Siyah Alada÷ kireçtaúı üzerinde açılı
diskordanslıdır. Beyaz Alada÷ kireçtaúının, batı kenarındaki Pozantı-Karsantı
Ofiyoliti ile dike yakın konumlu dokuna÷ı Cevizlik fayı nedeniyledir. øki birim
arasındaki dokanak boyunca ezilme ola÷andır. Maden Bo÷azı’nda Beyaz Alada÷
kireçtaúını, üzerindeki Lütesiyen yaúlı Kaleboynu formasyonu ve Oligosen yaúlı
Çukurba÷ formasyonu ile açılı diskordanslıdır. Birimin kalınlı÷ı ise 900-1500 m.
arasındadır (Yetiú, 1978b).
Yetiú (1978b), Beyaz Alada÷ kireçtaúından derledi÷i örneklerde Üst TriyasJura yaúını saptamıútır. Tekeli ve ark. (1984), birime Üst Triyas-Alt Jura yaúını
vermiúlerdir. Bu istifin platform kıyısı yakınındaki veya kıyıdan biraz uzaktaki açık
veya sınırlı úelf lagünü ortamında çökelmiútir (Tekeli ve ark., 1984).
Karanfil Da÷ Kireçtaúı, ilk kez Blumenthal (1946) tarafından adlandırılan
bu birim, Karanfil da÷ı civarında en iyi mostraları verir ve Beyaz Alada÷ kireçtaúı ile
yanal geçiúlidir. øki bölümün bulundu÷u istifin alt bölümünde açık gri, masif
9
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
kireçtaúı ve dolomitler; üst bölümde ise, ince-kalın tabakalı ve gri renkli
kireçtaúı bulunur. Her iki bölümde çört yumruları içerir. Senoniyen istifleri
tarafından uyumsuz olarak örtülen istifin kalınlı÷ı yaklaúık 1500 m.’dir (Tekeli ve
ark., 1984).
Alt kesimlerinde Üst Triyas yaúını veren fosilleri içeren birimin, bu kesim
üzerinde yer alan kireçtaúlarının kalınlı÷ı dikkate alınarak Alt Jura’ yı da temsil
etmektedir. Birimin alt kesimi resifal fasiyes özelliklerini, üst kesimi ise resif gerisi
platform fasiyesi özelliklerini göstermektedir (Tekeli ve ark., 1984).
1.2.1.3. Adana Baseni
Adana Baseni; batıda Ecemiú Fay kuúa÷ı, kuzeyde Toros Da÷ Kuúa÷ı ve
do÷uda Amanos Da÷ları ile sınırlanmıútır. Güneyde ise muhtemelen Akdeniz’in
altından Kıbrıs’a kadar uzanmaktadır (Ünlügenç ve ark., 1990). Tersiyer yaúlı Adana
baseni, Paleozoyik ve Mesozoyik yaúlı temel kayaçlar üzerine uyumsuz olarak gelir.
Tersiyer, basende Oligosen-Pliyosen zaman aralı÷ında çökelen sedimanter kayaçlar
ile temsil edilmekte ve Toros orojenik kuúa÷ını oluúturan Paleozoyik-Mesozoyik
yaúlı temel kayaçların oluúturdu÷u engebeli bir topo÷rafya üzerine uyumsuz olarak
gelmektedir. Bu topo÷rafya Miyosen’deki sedimantasyonu etkilemiú olup, havza
kenarındaki vadi ve çukurluklara Oligosen-Erken Miyosen evresinde, tamamiyle
karasal akarsu ve göl ortamlarını karakterize eden Gildirli ve Karsantı formasyonları
çökelmiútir (Ö÷rünç ve ark., 2000). Paleotopo÷rafik yükseltilerde ve basenin kenar
kesimlerinde Erken-Orta Miyosen zaman aralı÷ında Kaplankaya ile Karaisali
formasyonları, daha derin kesimlerde ise Cingöz ve Güvenç formasyonları
çökelmiútir (Schmidt, 1961). Kaplankaya formasyonu, alttaki Gildirli formasyonu ile
uyumlu olup, üzerine gelen resifal nitelikli Karaisalı Formasyonu ile yanal ve düúey
geçiúlidir (Görür, 1979., Özer ve ark., 1974). Türbiditik çökelleri temsil eden Cingöz
formasyonunun iki adet denizaltı yelpazesi ile temsil edilmekte ve yukarı do÷ru
incelen istifler sunmaktadır (Gürbüz, 1993). Güvenç formasyonu, Cingöz
formasyonuna ait denizaltı yelpazelerinin derin kesiminde baúlar ve istifin üst
kesimlerine do÷ru sı÷laúarak Kuzgun formasyonuna aúınmalı bir dokanakla geçer.
10
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Güvenç formasyonu türbiditlerin oluúmadı÷ı alanlarda: resifal karbonatlardan oluúan
Karaisalı formasyonundan baúlayarak güneye do÷ru önce derinleúen sonrada sı÷laúan
bir istif ile temsil edilir. Tortoniyen yaúlı karasal, sı÷ denizel ve deltayik sediman
ardalanmasından oluúan Kuzgun formasyonu, Kuzgun, Memiúli ve Salbaú tüf
üyelerine ayrılmıútır (Yetiú ve Demirkol, 1986, Yetiú, 1988). Kuzgun formasyonu
üzerinde Handere formasyonuna ait sı÷ denizel kırıntılar ve evaporitik çökeller ile
akarsu sedimanları yer alır. Bütün bu Miyosen sedimanları Kuvaterner yaúlı taraça,
kaliçi oluúumları ve alüvyon tarafından örtülmektedir (Ö÷rünç ve ark., 2000).
1.2.1.4. Ecemiú Koridoru Kayaçları
Çalıúma alanı batısında bulunan Ecemiú Koridoru içerisinde farklı litolojik
özelliklere sahip Çamardı formasyonu, Karada÷ Volkanitleri, Mavraú Kireçtaúı
Üyesi, Kaleboynu Formasyonu ve Çukurba÷ Formasyonu yer almaktadır.
Çamardı formasyonu; ilk Olarak Kleyn (1966) tarafından “Çamardı
Formasyonu” adıyla tanımlanan birim Tekeli ve ark. (1984) ve Yetiú (1978b)
tarafından aynı adla fliú fasiyesindeki Orta-Üst Paleosen yaúlı bir birim olarak
tanımlanmıútır. Birime Kuúcu (2001), Çamardı Çakıltaúı olarak adlandırmıútır.
Ecemiú Fay Koridorunun batısında yüzeyleyen formasyon, Karada÷ Volkanitleri ve
Mavraú kireçtaúı ile birlikte Ulukıúla Grubunu oluúturur. Birim yaklaúık kuzey-güney
uzanımlı olup, ince orta tabakalıdır (Yetiú ve Demirkol, 1984). Çamardı Formasyonu
tabandaki metamorfik kayaçları uyumsuz olarak üzerler ve çakıllarını ço÷unlukla
alttaki gnays, meta-ofiyolit parçaları ve granodiyoritten alan bir taban çakıltaúı ile
baúlar. Hem çakıl hem de kumtaúlarının malzemesi ve hamuru metamorfik
kayaçlardan türedi÷i için el örne÷inde birime ait kayaçları metamorfitlerden ayırt
etmek oldukça güçtür (Kuúçu, 2001). Keskin (1997), Çamaradı formasyonunu
sedimanter özelliklerine göre 9 litofasiyese ayırmıútır. Yanal olarak litoloji ve
kalınlık de÷iúimleri gösteren Çamardı formasyonu 200-650 m. kalınlı÷a sahip olup
birimler birbiriyle yanal ve düúey geçiúli ve çok yerde ardalanmalıdır (Korkanç,
1998). Ni÷de Metamorfitleir ile diskordanslı olan birim üzerine Evliya Tepesi’nde
Lütesiyen yaúlı Kaleboynu formasyonu; Bademdere güneyinde ve Mahmatlı Köyü
11
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
kuzeyinde ise Oligosen yaúlı Çukurba÷ formasyonu açılı diskordansla gelir (Yetiú ve
Demirkol, 1984). Atabey ve Ayhan (1986) birime Paleosen-Lütesiyen, Yetiú (1978b)
ise Orta Üst Paleosen yaúını vermiútir.
Karada÷ Spiliti; Yetiú (1978b) birime Karada÷ Spiliti, Atabay ve Ayhan
(1986) “Ulukıúla Volkanitleri” Tekeli ve ark. (1984) Ulukıúla Formasyonu, Baú ve
ark. (1986) “Ulukıúla-Çamardı Volkanitleri” adını vermiútir. Volkanitler bazaltik lav,
yastık lav, aglomera ve andezitler ile olivinli bazalt, bazalt spilit melafir (ayrıúmıú
bazalt) den oluúmuútur (Yetiú, 1978b). Petrografik özellikleri, trakit, dasit, andezit ve
bazalt bileúimlidir ve açık renkli minerallerden plajioklaslar ço÷unlukta olup
karsbald ve periklin ikizleri yaygındır. Feldispatlar bozuúmuú olup, bozuúma
ürünlerini kil mineralleri, serizit ve klorit oluúturur (Korkanç, 1998). Birim bir çok
yerde Çamardı formasyonu ile düúey ve yanal yönde geçiúlidir, üzerine ise taban
çakıl taúı düzeyi ile Çukurba÷ formasyonu diskordanslıdır. Birim içinde merceksel,
çokça agli Mavraú Kireçtaúı üyesi ayırtlanmıútır (Yetiú, 1978b).
Mavraú Kireçtaúı Üyesi: Blumenthal (1946) tarafından ilk defa “Baúmakçı
Kireçtaúı” olarak adlandırılan birim, Yetiú, (1978a) tarafından Karada÷ Volkaniti
içerisinde
üye
mertebesinde
“Mavraú
Kireçtaúı”
olarak
adlandırılmıútır.
Abdülselamo÷lu (1962), birime Baúmakçı Kireçtaúı adını vermiútir. Genelde açık gri
açık gri beyazımsı dıú görünüúlü, taze yüzeyi grimsi beyazdır. Dayanımı iyi birbirini
kesen sık ve düzensiz çatlaklı, güncel çatlaklar açık, eski çatlaklar ise kalsit
dolguludur. Birimde karstik erimeler görülür. Yer yer kompakt, yer yer de iyi ve
kalın katmanlıdır (Korkanç, 1998). Birim Yetiú (1978) e göre Orta-Üst Paleosen
yaúlıdır.
Kaleboynu Formasyonu; ilk olarak Blumenthal (1952) in “Paleosen
Kireçtaúı” olarak adlandırdı÷ı birime “Kaleboynu Formasyonu” adını Yetiú (1978)
vermiútir. Ecemiú fay Koridoru do÷usunda kalın tabakalı kireçtaúı ile gevúek
tutturulmuú çakıltaúı ve kumtaúıyla Siyah Alada÷ ve Beyaz Alada÷ kireçtaúları
üzerine uyumsuzlukla gelen birim, fayın batısında açılı uyumsuzlukla Ni÷de
Metamorfitlerini ve Çamardı Formasyonu üzerinde miltaúı, çakıltaúı ardalanması ile
gelir ve kireçtaúları ile son bulur. Formasyona Demirtaúlı ve ark., (1973) Üst
Lütesiyen; Yetiú (1978) ise Lütesiyen yaúını vermiútir.
12
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Çukurba÷
Formasyonu:
Ecemiú
Fay
Koridoru
boyunca,
KD-GB
do÷rultusunda bir úerit halinde uzanan birime Yetiú (1978), “Çukurba÷ Formasyonu”
adını vermiútir. Çukurba÷ formasyonu çakıltaúı, kumtaúı, siltaúı ve çamurtaúı ile
nadiren marn nöbetleúmesinden oluúur. Birim farklı bölgelerdeki, farklı bileúimli
taneleri bünyesinde bulundurmasından dolayı farklı renklerde gözlenmektedir. Genel
olarak kahverengimsi-bordo kırmızımsı açık kahve yeúilimsi gri, yer yer kırmızımsısarımsı-boz renkli olan birim, olgunlaúmıú, sert, orta dayanımlı, sa÷lam, küt köúeli
kırıklı ve yer yer orta gözeneklidir (Uçar, 2001). Bu birim Siyah Alada÷ kireçtaúı,
Kaleboynu formasyonu, Karada÷ Volkaniti üzerine uyumlu olarak gelir (Yetiú ve
Demirkol, 1984). Çukurba÷ Formasyonun alt kesimini oluúturan ince çamurtaúı, kaba
kumtaúı, ve konglomeralarda yapılan fasiyes analizlerinde örgülü ve menderesli
nehir çökellerinin varlı÷ı tespit edilmiútir ve bununla birlikte formasyonanun üst
seviyelerinde ince taneli kumtaúı, beyaz marn ve jipsler ile kömür damarları, playa
ve laküstrin ortamlarını vermiútir (Yetiú, 1978a).
1.2.2. Allokton Birimler
Çalıúma alanı çevresindeki allokton kayaç birimlerini, tabandan tavana
do÷ru, Ofiyolitik melanj, metamorfik dilim ve Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içersinde
bulunan kayaçlar oluúturmaktadır.
1.2.2.1. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti
Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin de içerisinde bulundu÷u Do÷u Akdeniz’deki
Tetis Okyanusu ofiyolitleri iki gruba ayrılmaktadır. Bitlis-Zagros çarpıúma zonunda
yer alan birinci grup ofiyolitleri, Troodos (Kıbrıs), Bear-Bassit (Suriye) ve Kızılda÷
(Hatay) ofiyolitleri oluúturmaktadır (Dilek ve Moores, 1990). økinci grubu ise Toros
kuúa÷ı Ofiyolitleri (Juteau, 1980) olan Antalya, Beyúehir, Ali Hoca, Mersin ve
Pozantı-Karsantı ofiyolitleri oluúturmaktadır (Dilek ve Moores, 1990; Parlak ve
Delolaye, 1999). Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve Mersin ofiyoliti aynı orijinli olup
bölgeye yerleútikten sonra Orta Eosen’den itibaren (Lütesiyen), Ecemiú Fayı ile bir
13
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
bölümü güneye kaymıútır (Çakır, 1978., Yetiú, 1984). Pozantı-Karsantı Ofiyoliti,
Adana Baseni kuzeyinde Orta Toros sırada÷ları içerisinde GB-KD yönünde yer
almaktadır (ùekil. 1.4. ). Ofiyolit, KG yönünde 80 km uzunlu÷unda ve DB yönünde
olup, en geniú yerinde 25 km eninde ve yaklaúık 1300 Km2’lik bir alanda
yüzeylemektedir. Üst Kretase yaúlı Pozantı-Karsantı Ofiyolitin (Juteau, 1980; Dilek
ve Moores, 1990; Polat ve Casey, 1995) sınırlarını, batıda do÷rultu atımlı sol yönlü
Ecemiú Fay koridoru içerisinde bulunan Oligosen ve Neojen çökelleri ve Tersiyer
volkanızmasına ait andezit akıntıları ile kuzey ve do÷uda Paleozoyik yaúlı Toros
kireçtaúı kayaçları ile bindirme sınırlı ve güneyde Neojen yaúlı Adana Baseni
sedimanları ile kaplıdır (Ovalıo÷lu, 1963; Bingöl, 1978 Çakır, 1978; Çataklı; 1978,
Polat ve Casey, 1995).
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti; ofiyolitik olmayan sedimanter ve volkanik
kayaçlardan oluúan bir tabanla Paleozoyik ve Mesozoyik kireçtaúları üzerine tektonik
olarak oturmuútur. Alt üniteyi porfiroklastik ve onun üstündeki granoblastik
harzburjitler oluúturur. Bu ünite üzerine ço÷u kez tektonik dokanaklı dünit,
piroksenit ve gabrolardan oluúan kümülatik seri gelir. Gerek tektonitler ve gerekse
kümülatlar sayıları binleri bulan izole ve nadiren gruplar halindeki dolerit-diyabaz
daykları ile kesilmiúlerdir. Bu iki ünitenin içinde ve ço÷u kez üstünde yer yer
ekaylanmalarla yerleúmiú metamorfik kayaçlar ve nihayet çok yerde aúınmasına
ra÷men en üstte bazaltik lavlar görülür (ùekil 1.5) (Anıl, 1990).
1.2.2.1. (1)Tektonitler
Harzburjit
Pozantı-Karsantı Ofiyolitinde birbirini tamamlayan bölgeler úeklinde
doktora çalıúması yapan Bingöl (1978), Çakır (1978) ve Çataklı (1978) tarafından
yapılan çalıúmalarda harzburjitlerin porfiroklastik ve granoblastik olarak 2 farklı
dokuda oldu÷u belirtilmektedir.
Harzburjitler; olivin (%70-80), ortopiroksen (%15-25), klinopiroksen (%1)
ve kromit (maksimum % 5)’ten oluúmaktadır.
14
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
DENøZ
KARA
A
B
ùekil 1.4. Toros Kuúa÷ı içerisindeki ofiyolitlerin co÷rafik konumları.
A-Toros sırada÷ları içerisindeki ofiyolitler (Dilek ve Moores, 1990).
B-Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve çevresi uydu foto÷rafı (www.nasa.org.).
15
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil. 1.5. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve taban kayaçları dikme kesiti (Bingöl, 1978;
Parlak ve ark., 2002).
16
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Porfiroklastik Harzburjitler: Arazide kırmızımsı sarı rengiyle karakteristik
ve kalınlıkları yaklaúık 2000m olan porfiroklastik harzburjitlerde lineasyon ve
deformasyon
yaygın
olarak
görülür.
Harzburjitler
içerisindeki
kristallerde
deformasyondan dolayı uzama ve e÷ilme yapıları görülür ve granoblastik
harzburjitlere göre daha az deforme olmuúlardır.
Granoblastik Harzburjitler; yaklaúık kalınlıkları 4000 m olan granoblastik
harzburjitler ile porfiroklastik harzburjitler birbirine geçiúli fakat kümülat kayaçlarla
olan dokanakları belirgindir. Serpantinleúmenin artması ve deformasyon yapılarının
ço÷alması granoblastik harzburjitler için sahada ayırtman özelliktir (Billor, 1999).
Dunit
Çataklı (1983), Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki dunitleri kökenleri ve
harzburjitlerle olan köken ve konumlarına göre üç farklı yapıda oldu÷unu
bildirmektedir.
øzole dunitler; kalınlıkları 2-70 cm ve uzunlukları birkaç 10 m’dir.
øçerisinde maksimum % 5’e kadar klinopiroksen içermektedir.
Uyumlu dunitler; 20-30 m kalınlı÷ında ve 1m’den daha kalın harzburjitlerin
tüm seviyelerinde görülmektedir.
Uyumsuz dunitler; baúlıca iki çeúittir. Birinci tipteki cepler úeklinde, küçük
boyutlu (cm-dm) olup, granoblastik harzburjitler içinde görülür. Boyutsal olarak 300
metre çapa kadar ulaúır ve porfiroklastik harzburjitler içinde daha yaygın olarak
görülüler (Anıl, 1986).
1.2.2.1. (2) Kümülatlar
Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki ultramafik kümülat kayaçların toplam
kalınlı÷ı 2200-3300m arasında de÷iúmektedir (Bingöl, 1978; Çataklı, 1983). Kümülat
kayaçlar dunit, verlit, olivinli klinopiroksen, klinopiroksenit ve olivinli vebsterittir.
Kümülatların mineral kimyası analizlerine göre Mg# (Mg/(Mg+Fe)) de÷erleri bir
gruptan di÷er gruba sistematik olmayan de÷iúiklikler göstermektedir. Tüm ultramafik
kümülat kayaç grupları adkümülat tekstür özelli÷inde ve farklı oranlarda serpantinleúme
17
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
göstermektedir. Dünitler, % 95 olivin ve %5 oranında krom spinel ile
ortopiroksenden (enstatit)’ten meydana gelmiútir. Krom spinel kayaç içerisinde
saçınımlı ve mm-cm boyutunda kromit bantlarından oluúmaktadır. Verlit, 3-5 mm
tane boyutunda ∼%70 olivin, 2-6 mm tane boyutunda ∼%25 klinopiroksen ile
ortopiroksen (% 5>)’den oluúmaktadır. Olivinli piroksen, 2-10 mm tane boyutunda
∼%85 klinopiroksen, ∼%12 olivin ve ∼%3 oranında ortopiroksenden oluúmaktadır.
Klinopiroksenit, 2-9 mm tane boyutunda ∼%95 klinopiroksen, ∼%2 olivin ve ∼%1
ortopiroksenden oluúmaktadır. Olivinli vebsterit, 2-6 mm tane boyutunda ∼%50
klinopiroksen, 1-5 mm tane boyutunda ∼%25 olivin ve 2-6 mm tane boyutunda
ortopiroksenden oluúmaktadır (Parlak ve ark., 2002).
1.2.2.1.(3) Dayklar
Pozantı-Karsantı Ofiyolitini oluúturan tektonit ve kümülat kayaçları KD-GB
yönünde yönelime sahip ve kalınlıkları 1-10 m arasında de÷iúen kalınlıktaki diyabaz
daykları tarafından kesilmiútir (Çataklı, 1983).
Daykların birincil mineralleri hidrotermal alterasyon sonuçu de÷iúerek
hornblend ile albit, klorit, serizit ve epidottan meydana gelmiútir. Dayklar genellikle
intergranüler ve ofitik doku yapısında ve plajioklas (%60-65), klinopiroksen (%3035), amfibol (%3-5) ve Fe-Ti oksitler (≅ %1)’den oluúmaktadır. Diyabaz daykların
kenarında zayıf bir so÷uma kenarı ve holokristalin doku olmasından dolayı, ofiyolitin
içerisine yerleúimi sırasında daykların so÷umamıú oldu÷unu göstermektedir
(Dilek ve ark., 1999). Dayklar jeokimyasal özellikleri bakımından subalkalin/toleyitk
özellikte ve subalkalin bazaltik ve bazaltic-andezitik bileúimindedir (Parlak, 2000).
1.2.2.1.(4) Volkanik Kayaçlar
Pozantı-Karsantı ofiyolitin batı kesiminde bulunan volkanik kayaçları ilk
defa Blumenthal (1952) ve Çataklı (1983) tarafından varlı÷ı bildirilmiútir. Volkanik
kayaçlar petrografik özelliklerine göre bazik lavlar, alkalin bazaltlar, ara bileúimli ve
18
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
asit bileúimli lavlardan meydana gelmiútir. Bazik lavlar mineralojik olarak
klinopiroksen, olivin ve 1/3 oranında plajioklas (mikrokristalin)’den oluúmaktadır.
Alkalin bazaltlar, bazik lavlardan klinopiroksen ve olivinin yüzde olarak azalması,
plajioklas yüzdesinin 1/3’ün üstüne çıkması ve plajioklas kristallerinde feno ve
mikrofeno kristallerinin ortaya çıkması gibi farklılıklarla ayrılır. Ara bileúimli lavlar,
makroskopik olarak bazaltik bir görünüúte olup, bazik lavlardan en farklı özelli÷i
plajioklas yüzdesinin artmasıdır. Asit lavlar, çok nadiren görülen bu çeúit daha çok
albitli trakit bileúimindedir (Anıl, 1986). Petrolojik ve jeokimyasal özelliklerine göre
iki tip bazaltik kayaç bulunmaktadır. Birinci grup, kuvars-hipersten içeriklerine göre
kuvars-toleyitik, ikinci grup ise olivin içeriklerine göre olivinli toleyittir.
Teknomagmatik diyagramlara göre, birinci grup kayaçlar dalma batma zonunda
(SSZ) ikinci grup kayaçlar ise yay gerisi basende oluúmuútur (Parlak ve ark., 2001).
1.2.2.1.(5) Kromit Yatakları
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde bulunan kromit yatakları co÷rafik
konumları itibariyle beú bölgeye ayrılır (Ovalıo÷lu, 1963). Bu yataklar içerisinde
dönem dönem açılıp kapanan
farklı boyutta ve özellikte kromit cevheri içeren
yüzlerce ocak oldu÷u bilinmektedir.
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki kromit yatakları, seyrek olarak
50.000-60.000 tonu aúan fakat ço÷u 10.000 ton’un altında yataklar úeklinde
görülmektedir.
Ancak,
yanal
devamlılı÷ı
olan
tenörleri
oldukça
düúük
(% 9-22 Cr2O3) fakat rezervleri ofiyolitik kromitler için oldukça büyük (1 milyon
ton’un üstünde) dunitik kümülatların tabanında kromit yatakları (Akinek da÷,
Tekneli ve Sarı çoban) bulunmuútur (Anıl, 2001).
Kromit yatakları iki farklı ortamda bulunurlar. Birincisi tektonik
harzburjitler içerisinde düzensiz yapıda podiform kromitler, ikincisi ise kümülat
dunitlerle birlikte bulunan stratiform kromitlerdir (Çakır, 1978., Bingöl, 1978).
Podiform kromitler; harzburjitler içerisinde yer alan podiform kromitler genellikle
foliasyona uyumlu bir konumdadır. Podiform kromitler masif, saçınımlı ve nodüler
yapıdadır (Çakır, 1978). Anıl (1990) tarafından kromit cevhere ait çeúitli ocaklardan
19
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
alınan örneklerde yapılan kromit mineral kimyası analizlerinde Cr2O3 % % 46.5560.65, Al2O3 % 8.44-22.20, Fe2O3 % 1.13-5.06, FeO % 8.35-13.63, MgO % 12.4716.09 ve TiO2 % 0.00-0.24 arasında bulundu÷unu tespit etmiútir.
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde düzensiz yapıda bulunan kromitlerin
harzburjitik tektonitler veya dunitler içinde bulundu÷u, hemen hepsinin kalınlıkları
10-200 cm dunitik zarflarla çevrelendi÷i görülmüútür (Anıl, 2001).
Stratiform kromitler; Kümülat dünitler içerisinde yer alırlar ve saçılmıú ve
masif yapıdadırlar, bu tür kromitler genellikle birkaç dm kalınlıkta tabakalardan
yapılmıú masif kromit, sacınımlı kromit ve dunit ardalanması úeklinde geliúmiú
kümülatif istif sunarlar (Çakır, 1978., Bingöl, 1978). Parlak ve Ark.(2002) kümülat
ultramafik kayaçların içerisindeki kromit bantlarının içerisindeki kromit kristallerinin
mineral kimyası analiz sonuçlarının Cr2O3 % 57.5-59.1, Al2O3 % 10.1-10.8, Fe2O3
% 2.79-3.88, FeO % 13.8-17.63, MgO % 10.4-12.9 ve TiO2 % 0.13-0.2 arasında
de÷iúti÷ini bildirmektedir.
1.2.2.2. Metamorfik Dilim ve Ofiyolitk Melanj
Metamorfik dilim; Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin tabanında yer yer ince
úeritler halinde uzanan yeúilúistlerin ve amfibolitlerin hakim oldu÷u, meta çört ve
mermer ara tabakalı metamorfik istifler bulunur (Tekeli ve ark., 1984). Metamorfik
dilim kayaçlarının kalınlı÷ı 400-500 m arasında ve mineral parajenezlerini ise
amfibolit-yeúilúist fasiyesinde ters metamorfik zonlanma görülür (Çelik ve Delaloye,
2001).
Ofiyolitik Melanj; Bölgeye Üst Kretase (Maestrihyen)’de yerleúen PozantıKarsantı Ofiyoliti ile daha önce çökelmiú olan kireçtaúları ile olan donakların da
melanj karakterine sahip birimler oluúturmuútur (Çataklı, 1983). Ofiyolitk melanj
ultramafik-mafik bileúimli, üzerinde metamorfik istifler taúıyan nap karakterlidir ve
Senoniyen’ de güneyden kuzeye do÷ru ilerleyen ofiyolit naplarının oluúturdu÷u ani
alçalma ve yükselmelerde, platfrom temel üzerinde geliúen tava úekilli Senoniyen
havzasında bol ofiyolitk malzemelerin ve melenj karakterli olistrosromal’dan
meydana gelir (Tekeli ve ark., 1984).
20
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Litolojik, karakter, blokların kökeni ve bunları çevreleyen matriks,
deformasyon úekli ve arazi iliúkilerine göre melanj;
Üst tektonik dilim,
Orta tektonik Dilim
Alt tektonik dilim,
úeklinde üç tektonik dilimden meydana gelir (Polat ve ark. 1996).
1.3. Yapısal Jeoloji
Çalıúma alanı bölgesinde en önemli jeolojik yapısal unsur Ecemiú Fay
Koridoru olup, bu fay koridorunun önemli faylarından Cevizlik Fayı çalıúma alanının
batı sınırını oluúturmaktadır. Ecemiú Fay Zonu, Kuzey Anadolu Fayı ve Do÷u
Anadolu faylarından sonra ülkemizin önemli do÷rultu atımlı faylarından birisidir.
ùaro÷lu ve ark., (2001)’na göre genel özellikleri açısından bir rift vadisi ve
Jaffey ve Robertson (2001)’e göre ise güney bölümleri graben ve kuzey bölümleri
yarı graben yapısındadır. Ecemiú Fay Koridoru, Orta Toroslar ve Güney Orta
Anadolu’daki neotektonik dönem olayları ve Anadolu’nun genelindeki olaylar ile
uyumludur. Yapısal ve morfolojik özellikleri göz önüne alınarak Demirkazık,
Kamıúlı ve Pozantı segmenti olmak üzere üç alt bölüme ayrılır (ùaro÷lu ve ark.,
2001).
Yetiú (1978b)’e göre Ecemiú Fayı, bölgede bulunan Lütesiyen yaúlı
Kaleboynu Formasyonun fayın do÷u ve batı bloklarında yaklaúık karúı karúıya
bulunmasını baz alarak fayın bölgede yaklaúık 80±10 km.’lik sol yönlü bir do÷rultu
atıma sahip oldu÷unu bildirmektedir. Araútırmacı fayın Paleosen sonrası ve
Lütesiyen öncesi oldu÷unu açıklamıútır. Bölgede çalıúmalar yapan Koçyi÷it (2001)
Ecemiú Fayı’nın atımının 74 km oldu÷unu bildirmektedir. Westaway, (1999) ise
fayın Eosen’de toplam 62 km atım kazandı÷ını bildirmektedir.
Ecemiú Fay Zonu’nun batı blo÷undaki Ni÷de masifi, Kaledoniyen ve
Hersiniyen Orojenezlerinden kıvrımlanma ve Alpin Orejenezinden kırılma úeklinde
etkilenmiúlerdir. Do÷u blokta temeli oluúturan üst Palazoyik yaúlı kireçtaúları
Laramik Fazı ile kıvrımlanmıúlardır. Bunun üzerindeki Alt Triyas-Alt Kretase yaúlı
21
1.GøRøù
Ali TÜMÜKLÜ
Alada÷ birimleri Austrik veya Laramik fazında geniúçe kıvrımlanmıúlardır. Ofiyolit
yerleúmesi Subhersinik Fazı ile iliúkilidir. Alpin ortası fazlar, daha önceden oluúmuú
kimi fayları yeniden hareket geçirmiútir. Bölge Pliyosen sonrası yükselme ve
açılmalar geçirmiútir. Kuvaterner’e ait birikme ve yıpranma úekilleri, Pasadenik
Fazı’nın düúey hareketiyle iliúkili geliúmiúlerdir. Bölge bu÷ün yükselmekte
oldu÷undan akarsu a÷ı güçlü bir çentilme evresindedir. Ecemiú Fay Zonu boyunca
yakın tarihteki depremler özellikle ‘levha arası do÷rultu atımlı faylanmayı’ belirtir
(Yetiú, 1978b)
22
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
2. ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Blumenthal (1946), Pozantı (Adana)-Çamardı (Ni÷de) arasında yer alan
Karanfilda÷’ın genel jeoloji çalıúmasında, Karanfilda÷’ın 1000 m’den fazla bir
kalınlı÷ında
kireçtaúından
oluútu÷unu
ve
yer
radyolitlerin
görüldü÷ünü
bildirmektedir. Ayrıca Karanfilda÷’ın altdan üstte do÷ru Masif kireçtaúı, tabakalı
kireçtaúı ve en üstte ise kireçtaúları birlikte radyolarit serisinden meydana geldi÷ini
bildirmektedir.
Heissleintner (1955), Pozantı-Karsantı bölgesindeki kromit yataklarını
incelemiútir. Bu incelemeler genelde kromit ocak ve mostralarına yapılan kısa teknik
geziler úeklinde olmuú, yapılan gözlemler ile genel sonuçlar çıkarılmaya çalıúılmıútır.
Yazara göre kromitin içerisinde bulundu÷u masifin yaúının Paleozoyik olarak
belirlemiútir.
Metz (1955), Alada÷lar ve Karanfilda÷’ın yapısında ve Pozantı-Karsantı
Ofiyoliti’nin batı kesimini oluúturan ve yazar tarafından Mazmılı peridoti olarak
adlandırdı÷ı bölgenin genel jeolojisini çalıúmıútır. Yazar, Alada÷ların güneye bakan
kesimleri ile Karanfilda÷ do÷usunda yaklaúık G-K yönünde bir çok tektonik
hareketin oldu÷unu ve buna ba÷lı olarak makaslanmaların bulundu÷unu ve Solaklı
Köyü civarında Mazmılı Peridotitinin temeli oluúturdu÷unu bildirmektedir.
Borchert (1961), Bölgedeki kromit yatakları hakkında genel jeolojik
incelemeler yapmıútır. Bölgedeki masifin bugünkü konumlarına intrüzyonla
yerleúti÷ini ve masifin yaúını Üst Kretase-Eosen oldu÷unu kabul etmiútir.
Ovalıo÷lu (1963), Pozantı-Karsantı Ofiyolitini Almanya’da yaptı÷ı doktora
tezinde ofiyolit içerisindeki kromit cevherini co÷rafik konumlarından dolayı beú
önemli bölgeye ayırmıútır. Bunlar;
-Kavasak-Akinekda÷,
-Çeú-Cehennem,
-Fındıklı- Çatalardıç,
-Koparan-Uzundamar,
-Mercelida÷-Sofulu gruplarıdır.
23
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
Yazar tarafından yapılan bu co÷rafik gruplama günümüzde hala geçerlili÷ini
devam ettirmektedir.
Akın ve Ark. (1974), Çanakpınarı, Kızılyüksek, Dorucalı Ocaklarını ve
Akinekda÷ Da÷ içerisine alan 40 km2’lik bir alanda kromit cevherleúmesi ile ilgili
ekonomik amaçlı ve ayrıntılı harita alımı yapmıúlardır.
Çabuk ve Ark. (1977), Çanakpınarı, Kızılyüksek, Kavasak, Dorucalı
Ocakları ve çevresindeki kromit cevherlerinin ekonomiklili÷ini incelemiúler ve
cevherleúmenin rezerv hesaplama çalıúmasını yapmıúlardır. Masif içerisinde bulunan
kayaçları kökenlerine göre, magmasal tabakalı kayaçlar (kümülatlar) ve tektonitler
olmak üzere iki gruba ayırmıúlardır. Kümalatlar ve tektonitler arasındaki dokana÷ın
faylı oldu÷unu ileri sürmüúlerdir. Kromit yataklarının, dunitik zonlarla ba÷lı olarak
geliúti÷ini gözlemiúlerdir. Ayrıca bölgenin 1/10 000 ölçekli jeoloji haritasını
yapmıúlardır.
Bingöl (1978), Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin do÷u kesiminde 300 km2 ‘lik
bir alanın ayrıntılı jeoloji haritasını yaparak, masifin bu kesiminin petrografik ve
mineralojik incelemesini yapmıútır. Yazara göre, çalıúma alanı Pozantı-Karsantı
Ofiyolitinin tamamında oldu÷u gibi iki gruba ayrılmıútır. Birincisi, primer birlik;
Litosferin büyüme zonunda meydana gelmiú olup, tektonit kümülat ve bunların
tabanında tektonik mercek ve kamalar úeklinde bulunan volkona-sedimanlardan
meydana gelmiú ve normal bir ofiyolitin içerisinde bulunan dayk komplekse
rastlanmamıútır. økincisi ise, ofiyolitik birli÷in okyanus periyodu esnasında meydana
gelen kayaçlar olarak ise; metamorfitler ve diyabaz dayklarından oluútu÷unu
belirtmiútir.
Çakır (1978), Pozantı-Karsantı ofiyolitinin, Bingöl’e ait çalıúma alanın
kuzeyini oluúturan bölgede ayrıntılı petrografik ve mineralojik incelemesini
yapmıútır. Ayrıca bölgedeki kromit ocaklarının ayrıntılı jeolojik çalıúmasını
yapmıútır.
Yetiú (1978 a), Yaptı÷ı doktora tezinde, Ecemiú Kuúa÷ının içerisindeki
birimlerin stratigrafisini ve Ecemiú Fayının özelliklerini araútırmıútır. Bölgedeki en
yaúlı birimin Alt Paleozoyik yaúlı Ni÷de Metamorfitleri oldu÷unu belirtmiútir. Ni÷de
Metamorfitleri üzerinde Orta Paleosen-Alt Eosen yaúlı Ulukıúla grubunun
24
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
bulundu÷unu ve Çamardı formasyonu, Karada÷ Spiliti ve Mavraú Kireçtaúı üyesini
ayırtlamıútır. Fay Kuúa÷ının Do÷u Blokun da Permiyen-Erken Triyas yaúlı Maden
kireçtaúı’nın temeli oluúturdu÷unu belirlemiútir. Üst Triyas-Kretase yaúlı Demirkazık
Kireçtaúı üzerine Kampaniyen sonrası Üst Mestrihyen öncesi Mazmılı Ofiyolitinin
bindirmeli olarak bulundu÷unu saptamıútır. Ecemiú Fayı boyunca Lütesiyen yaúlı
Kaleboynu Formasyonu, Oligosen yaúlı Çukurba÷ ve Miyosen yaúlı Burç
Formasyonu yer aldı÷ını ve Kuvaterner’de ise taraçaların oluútu÷unu belirlemiútir.
Tekeli (1980), Alada÷’ların yapısal evrimi ile yaptı÷ı çalıúmada, bölgeyi
yapısal evrim olarak üç farklı dönemin etkin oldu÷unu, bu dönemleri; Üst Triyas-Alt
Kretase zaman aralı÷ını kapsayan duraylı kıta kenarı, ikincisi ise Senoniyen’de, kıta
kenarının bozulmasını ve ilk ofiyolit yerleúmesini kapsayan dönem de kıta kenarı
blok faylanmasına u÷rayarak çökmüú ve úelf ortamına ait platform tipi karbonatlar
üzerinde geliúen Senoniyen havzasına çökelme yoluyla ilk ofiyolit malzemesi
yerleúerek ofiyolitli melanjı oluúturdu÷unu ve üçünçü dönemde ise Maestrihyen’de
gerçekleúen kıta kenarı naplanması ve peridotit napının yerleúmesi olaylarını
kapsadı÷ını bildirmektedir.
Çapan (1981), Toros Kuúa÷ı içerisinde bulunan Marmaris, Mersin, Pozantı,
Pınarbaúı ve Divri÷i Ofiyolitlerindeki 100 peridotit, 15 piroksenit, 25 gabro 22
dolerit 19 yastık yapılı bazalt ve 16 amfibolit olmak üzere 197 adet örnekteki majör
element analizlerini “ortalamalar farkı testi” (Schaffe testi) ile istatiksel olarak
yorumlamıútır. Test sonucu peridotitler için, Marmaris ile Pozantı, Marmaris ile
Mersin, Mersin ile Pınarbaúı ve daha ileri derecede Marmaris ile Divri÷i masifleri
arasında % 95 güvenirlik sınırında önemli farklılıklar bulundu÷unu savunmuútur.
Tekeli (1981), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tabanında bulunan melanjı,
Alada÷ Ofiyolitli Melanjı olarak adlandıran yazar, melanjı üç bölüme ayırmıútır.
Bunlar alttan üstte do÷ru: düzgün taban istifi, olistosrom bölüm ve kaotik bölümdür.
Melanjın oluúum ortamı için duraylı bir kıta kenarının bozulması aúamasında Üst
Triyas-Alt Kretase yaútaki kıta úelfine ait karbonat platformunun üzerinde geliúmiú
olan Senoniyen havzası oldu÷unu ileri sürmektedir. Ayrıca melanjın temelini
oluúturan karbonatlarla çökelme dokanaklı oldu÷unu ve bu nedenle melanj kaya
25
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
stratigrafi birimi özelliklerini bugün bulundu÷u ortamda kazanmıú, otokton bir birim
olarak de÷erlendirmektedir.
Akın (1983), Çanakpınarı, Kavasak ve Dorucalı kromit ocaklarının görünür,
muhtemel ve mümkün rezervlerinin tespit edilmesi için bir çok sondaj, galeri ve
yarma çalıúması yapmıútır. Ayrıca bölgedeki tektonik olaylar ayrıntılı olarak
incelenmiú, faylanmalar ve cevher yatakları arasında iliúkileri incelemiútir.
Çataklı (1983), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti üzerinde araútırmalar yapmıú ve
bu birimin bölgeye Üst Maestrihtiyen de allokton olarak yerleúti÷ini saptamıútır.
Yazar bölgedeki masif üzerindeki en kapsamlı çalıúmayı gerçekleútirmiú olup, birli÷e
ait tüm kayaçları ayrıntılarıyla incelemiú ve mineral kimyası analizleri yapmıútır.
Juteau ve Ark., (1985), Toros kuúa÷ı içerisinde yer alan ofiyolitlerin
üzerlemesi hakkında jeolojik ve kronolojik çalıúmalar yapmıútır. Araútırmacılara
göre ofiyolitlerden elde edilen yapısal ve jeokronolojik veriler ile platform istifinden
bazen ofiyolit altı pencerelerden, bazen de tektonik birimlerdeki istiflerden
teleskoplama ile sa÷lanan stratigrafik ve yapısal veriler, Toros kuúa÷ındaki ofiyolit
üzerlemesi
ve
onu
izleyen
bindirmeler
hakkında
jeolojik
sınırlamaları
belirlemektedir. Bu bulguları sonucunda üç farklı ortama koymuútur. Birincisi,
ofiyolitlerde Senoniyen öncesi devirde K-G do÷rultulu transform faylarla ötelenen
D-B uzanımlı yı÷ıúım sonunda ofiyolitler oluúmuúlardır. økincisi, Tetis Okyanus
kabu÷unun okyanus içi dilimlenmsi 104-90 M.Y(Milyon Yıl). aralı÷ında oluúmuú,
böylelikle gelecekteki metamorfik temel ile harzbujitlerdeki düúük sıcaklık
foliasyonu gerçekleúmiútir. Kuvarsitlerdeki mikro-strüktürel analizler bindirmenin
kuzeyden güneye do÷ru oldu÷unu belirtmektedir. Üçüncüsü ise, tüm ofiyolit
istiflerini ve lokal olarak bazen metamorfik temelinde kesen fakat platfrom istifini
kesmeyen izole, toleyitik yay tipi dayklar Kampaniyen sırasında (80-75 M.Y.)
sokulum yapmıúlardır.
Anıl
(1986),
Pozantı-Karsantı
Ofiyoliti
içerisindeki
bantlı
kromit
cevherleúmesini incelemiútir. Bölgedeki ofiyolit içerisindeki kayaçların, baúlıca
tektonit ve kümülatlardan oluútu÷unu ve genel uzanımlarının KB-GD olan bir çok
izole dolerit-diyabaz daykları ile kesildi÷ini belirtmiútir. Bölgede görülen kromit
bantlarının oluúumunda, magma odası tabanının stabil olmadı÷ını ve magmatik
26
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
konveksiyon akımlarının aktif oldu÷unu savunmuútur. Çalıúma alanı (Tekneli ve
Sarıçoban Dere kromit yatakları) çevresindeki düúük tenörlü ve önemli rezervlere
sahip stratiform kromit yataklarıyla iliúkili oldu÷undan söz etmiútir. økisinin de aynı
dunitik birime ait oldu÷unu söylemiútir.
Anıl ve Ark. (1987), tarafından yapılan çalıúma da Pozantı-Karsantı
ofiyolitindeki
Gerdibi
Grubu
içerisindeki
kromit
yataklarının
jeoloji
ve
metalojenisinin incelenmesi úeklinde gerçekleútirilmiútir. Bölgedeki Ofiyolitik
serinin etkili deformasyona u÷raması sonucunda fazlaca serpantinleúmeden
bahsedilmektedir. Çalıúma alanı ve çevresinde iki tip kromit yataklarının görüldü÷ü
sonucuna varılmıútır. Bunlardan birincisi olan podiform kromit yataklarındaki
cevherin tenörü, ikinci tip olan stratiform cevher yataklarındakinden yüksek
oldu÷unu belirlemiútir. Podiform cevher yatakları, harzburjitler içerisinde dunitik
bantlarla çevrili úekilde, stratiform tipi cevher yatakları ise kümülatlar içerisindeki
dunitler içerisinde geliútiklerini belirtmektedir.
Akay ve Uysal, (1988), orta Toroslar post-Eosen dönemde, muhtemelen Üst
Eosen-Alt Oligosen, Langiniye, Üst Tortoniyen ve Üst Pliyosenden günümüze olmak
üzere dört ayrı sıkıúma döneminin etkisinde kaldı÷ını, Üst Eosen-Alt Oligosen
sıkıúma döneminde yanal ve normal atımları olan eúlenik iki fay karakterindeki
Ecemiú ve Beyúehir faylarının geliúmiú oldu÷unu, bunların K-G do÷rultuda bir
sıkıúmaya neden oldu÷unu bildirmektedir.
Demirkol (1989), Pozantı-Karsantı-Karaisalı arasında yer alan karbonat
platformunun stratigrafisi ve jeolojisini incelemiútir. Yazarın çalıúma alanının kuzeykuzeybatısında iki ayrı mostrası bulunan ofiyolitik kayaçları, serpantinleúmiú
ultramafik ve mafik bileúimli bir kayaç toplulu÷undan oluútu÷unu bildirmektedir.
Yaygın kaya türlerini; harzburjit, dunit, piroksenit, gabro ve diyabaz dayk
kümelerinden oluútu÷unu ve harzburjitlerin genelde iyi geliúmiú foliasyon ve
lineasyon sınırları içerisinde yer yer dunit ara katmanları ile izoklinal kıvrımlanma
gözlendi÷ini bildirmektedir. Ayrıca çalıúma alanındaki ofiyolitik kayaçların Kızılda÷
melanjı üzerine bindirmeli oldu÷unu, üzerine Adana Baseni Tersiyer istifinin gölsel
nitelikli kırıntılı-karbonatlardan oluúan Karsantı formasyonu heterolitik diskordanslı
olarak geldi÷ini bildirmektedir.
27
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
Anıl (1990), Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda÷ (Hatay) ofiyolitlerindeki
kromit yataklarının morfolojik-yapısal ve jenetik özellikleri ile incelemiú ve Akdeniz
bölgesindeki benzer kromit yatakları karúılaútırmasını yapmıútır. Bazı bölgesel
farklıklara ra÷men, Pozantı-Karsantı ve Mersin Ofiyolit komplekslerindeki kromit
yataklarında, Hatay Bölgesi’ndeki bir çok yataktan daha fazla Cr2O3 içeri÷i
saptamıútır. Bu özelli÷i ile bu iki masifi Türkiye’deki di÷er bazı kromit
bölgelerindeki (Fethiye, Marmaris, Antalya gibi) yataklardan Cr2O3 içeri÷i
bakımından daha zengin oldu÷unu belirlemiútir. Bu üç masifteki tüm ocakların bir
bütün olarak ele alındı÷ında ise, di÷er Akdeniz tipi yataklarla global ölçekte büyük
benzerlikler gösterdi÷ini belirlemiútir.
Ünlü÷enç ve Demirkol 1991, Karsantı, Akdam ve E÷ner (KKD Adana)
dolaylarının stratigrafik incelenmesinde çalıúma alanı içerisinde kalan ofiyolitik
melanj ve ofiyolitik kayaçlarında genel jeoloji çalıúması yapmıúlardır. Ofiyolitik
melanjın; kireçtaúı olistolitleri, serpantinleúmiú ultrabazikler, derin deniz ve volkanik
kökenli kırıntılılar, radyolarit ve ayrıúmıú ofiyolitik kayaçlardan oluútu÷unu, birimin
üzerine gelen Jura-Üst Kretase yaúlı Demirkazık formasyonundan daha genç
oldu÷unu bildirmiúlerdir. Ayrıca Açık Yayla do÷usunda boksit oluúumlarının
bulundu÷unu bildirmektedirler. Ofiyolitik kayaçların harzburjit, dunitten ve
piroksenitik kümülatlardan oluútu÷unu, diyabaz dayklarının bunları kesti÷ini ve
bölgede zengin kromit yataklarının bulundu÷unu bildirmektedirler.
Anıl (1995), Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda÷ (Hatay) Ofiyolitlerinin
içerisinde bulunan kromit yataklarından alınan masif, nodüler, saçınımlı ve bantlı
kromit cevher örneklerinin incelemesinde, 5-10 µm büyüklü÷ünde platin grubu
mineral (PGM) Os, Ru ve Ir’ca zengin kristalleri belirlemiú ve bunların ekonomik
açıdan olmasa da bilimsel açıdan önem taúıdı÷ını bildirmektedir. øncelenen kesitlerde
kromit mineralinin cevheri oluúturdu÷unu ve belirlenen PGM ile birlikte pentlandit,
millerit, heazlevodit, avaruit ve manyetit minerallerinin minerallerin varlı÷ını
belirlemiú fakat ekonomik olarak önem taúımadı÷ını belirlemiútir.
Lytwyn ve Casey (1995), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde bulunan
doleritik ve gabroyik dayk kümelerinin kapsayan jeokimyasal incelemede
bulunmuúlardır. Araútırma sonucu, doleritik ve gabroyik dayk kümelerinin masifi ve
28
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
altında bulunan metamorfik taban kayaçlarını kesti÷ini fakat ofiyolitik melanj
bunların altında bulunan kireçtaúlarını kesmedi÷ini bildirmektedir. Yapısal ve yaú
iliúkilerine göre ise dayk kümelerinin yerleúiminin, ofiyolit masifin ve bunun
altındaki metamorfik tabanın oluúumundan sonra fakat masifin en son yerleúim
zamanından önce oldu÷unu bildirmektedir.
Polat ve Casey (1995),. Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin tabanında yer alan
metamorfik taban kayaçları ve bunun altındaki melanjı Alada÷ Karmaúı÷ı olarak
yorumladıkları ve ofiyolitik melanj üzerinde makroskopik ve mikroskopik yapısal
çalıúmalar yapmıúlardır. Ofiyolitik melanjı Alt, Orta, Üst dilim olarak üç tektonik
dilime ayırmıúlardır. Tektonik dilimlerin altında bulunan Üst Jura-Alt Kretase yaúlı
karbonat kayaçları kendi iç dilinim yapılarında tektonik dokanaklı oldu÷unu
belirlemiúlerdir. Ofiyolitik melanjın üstünde yer alan metamorfik taban kayaçlarını
ise tabanda yeúilúist fasiyesinde metamorfizması tektonitlerle olan üstte ise amfibolit
fasiyesindeki kayaçlardan meydana geldi÷ini belirlemiúlerdir.
Polat ve Ark. (1996),. Alada÷ Kompleksi olarak yorumlanan bu birimdeki
kayaçları jeolojik, jeokimyasal ve yapısal olarak araútırmalar sonucu, Neo Tethis
Okyanusu içerisinde Orta-Üst Kretase de oluútu÷unu belirlemiúlerdir.
Billor, (1999), Doktora tezi olarak; Pozantı-Karsantı, Mersin, Kızılda÷,
Orhaneli ve Kop Da÷ı ofiyolitleri içerisinde bulunan çok sayıdaki kromit
ocaklarındaki cevherlerinin mineral kimyası analizleri ile karúılaútırmalı olarak
incelemiútir. ønceleme sonucu kromit yataklarının birbiriyle olan kimyasal benzerlik
ve farklılıklarını belirlemiútir.
Parlak
(2000),
Pozantı-Karsantı
ofiyolitini
kesen
mafik
daykları
jeokimyasal yöntemle incelemiútir. Araútırma sonucu; kümülat kayaçları kesen
dayklar subalken karakterde olup kimyasal olarak ada yayı toleyitik bazalt ve
bazaltik andezitlere benzerlik gösterdi÷ini, iz element içeriklerine göre hazırladı÷ı
tektonoma÷matik diskriminasyon diyagramları daykların okyanus içi dalma-batma
zonu (Supra Subduction Zone) üzerinde oluútu÷unu belirlemiútir.
Çelik ve Delaloye, (2001), Pozantı-Karsantı Ofiyolitin KD bölgesinde yer
alan Küçükçakır, Ulupınar ve Delialiuúa÷ı köyleri civarındaki ofiyolitin tabanında
yer alan metamorfik taban kayaçlarıda ve bunları kesen dayk kümelerinde
29
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
jeokimyasal incelemeler yapmıúlardır. Metamorfik taban kayaçlarını kalınlı÷ının
400-500 m arasında de÷iúti÷ini ve mineral parajenezlerini ise amfibolit-yeúilúist
fasiyesinde
ters
metamorfik
zonlanma
gösteren
kayaçlardan
oluútu÷unu
bildirmektedir. Metamorfik taban kayaçların tavanda orto-amfibolit ve tabanda ise
meta-sedimanter’ler den meydana geldi÷ini belirlemiútir. Amfibolitler KB-GD ve DB yönünde kıvrılmanmıú ve K50D ve D-B yönündeki dayklarla kesilmiú oldu÷unu
belirlemiútir. Piroksenit ve albitten oluúan dayk kümeleri 10-30 cm kalınlı÷ında
oldu÷unu bildirmiú ve piroksenit dayklarının ma÷matik yapılı ‘statik’ magmatik
ayrımlaúmayla oluútu÷unu bildirmektedirler.
Parlak ve Ark. (2001), Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki bazaltik volkanik
kayaçları jeokimyasal analiz sonuçlarına göre iki gruba ayırmıúlardır. Bu gruplar:
kuvars ve hiperstenden oluúan kuvars-toleyitik kayaçlar ve olivinden meydana gelen
olivin-toleyitik kayaçlar olarak ayırtlamıútırayırtlamıútır. Kuvars-toleyitik olan
birinci tip volkanik kayaçları düúük Cr (32-62 ppm), Ni (10-32 ppm), Nb (1-7 ppm),
Ba (9-76 ppm), Sr (21-45 ppm) ve yüksek TiO2 (% 1.65-1.88) ve V (432-540 ppm)
ile karakteristik oldu÷unu ve olivin-toleyitik olan ikinci tip kayaçların yüksek Cr (39199 ppm), Ni (32-86 ppm) Nb (5-18 ppm), Ba (39-444 ppm), Sr (149-410 ppm) ve
düúük TiO2 (% 1.13-1.63) ve V (254-337 ppm) ile karakteristik oldu÷unu
belirtmektedirler. Birinci grubu oluúturan kayaçların normalize nadir toprak
elementlerinin
de÷erlerinin,
Do÷u
Akdenizdeki
ofiyolitlerin
dalan
kısımla
(Subduction-related) ilgili volkanik kayaçlarla aynı özellikte iken ikinci grubu
oluúturan daha çok manto kökenli oldu÷unu bildirmektedir.
Billor ve Gibb (2002), Kızılda÷ (Hatay), øslahiye (G. Antep) ve PozantıKarsantı Ofiyoliti içerisinde yer alan kromit cevherini mineral kimyası analiz
sonuçları
bakımından
karúılaútırmalı
olarak
incelemiúlerdir.
Buna
göre;
Pozantı-Karsantı Ofiyolitindeki kromitlerinin Cr# [Cr=Cr/(Cr+Al)] bakımından
77-81 ve 72-75 olmak üzere iki farklı de÷erde oldu÷unu ve TiO2 de÷erinin ortalama
% 0.21 olarak belirlemiútir. Kızılda÷ ve Islahiye Ofiyolitlerindeki kromit
minerallerinin Cr2O3, Al2O3, Fe2O3, FeO ve MnO de÷erlerinin geniú bir da÷ılım
aralı÷ına sahip oldu÷unu ve Kızılda÷ ofiyolitindeki cevherin Islahiye Ofiyolitindeki
cevhere göre yüksek Cr2O3, ve düúük Al2O3 içeri÷ine sahip oldu÷unu
30
2.ÖNCEKø ÇALIùMALAR
Ali TÜMÜKLÜ
belirlemiúlerdir.
Parlak ve Ark. (2002), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki ultramafik
kümülat kayaçlarda tüm kayaç analizleri ve mineral kimyası ve masifin içerisinde
bulunan bantlı kromit cevherindeki kromit mineral kimyası analizleri yapmıúlardır.
Analiz
sonuçlarını
farklı
diya÷ramlarda
de÷erlendirerek
Pozantı-Karsantı
Ofiyolitinin bir Dalma Batma Zonu (Supra-Subduction Zone) tipi ofiyolit oldu÷unu
belirlemiúlerdir.
31
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
3. MATERYAL VE METOD
Çalıúma alanı Orta Toros’lardaki Pozantı-Karsantı Ofiyolitik Masifi’nin batı
bölgesinde yer alan Mazmılı-Koparan bölgesidir. 1/25 000 ölçekli Kozan M34 d1-d2
topografik paftaları içerisinde 160 km2’ lik bir alanı kaplamaktadır. Tez ile ilgili
çalıúmalar saha, laboratuar ve büro çalıúmaları úeklinde üç ana bölümden
oluúmaktadır.
3.1. Saha Çalıúmaları
2001-2003 yılları arasında yaz aylarında doktora tez çalıúması için saha
çalıúması yapılmıútır. Bölgenin daha önce yapılmıú olan 1/25 000 ölçekli jeoloji
haritaları baz alınarak jeoloji haritası revize edilmiú, kromit maden ocakları ve
cevher mostraları
haritaya iúlenerek maden haritaları yapılmıútır. Ocaklarda,
mostralarda ve yarmalarda kromit cevheri ve içerisinde bulundu÷u tektonitlerin
konumları belirlenmeye çalıúılarak kromit cevheri ile yan kayaçları arasındaki iliúki
araútırılmıútır. Radyolaritler içerisinde bulunan nabit bakır cevheri içeren bant ve
merceklerin radyolaritlerle olan yapısal iliúkisi araútırılmıútır. Çalıúma alanı
içerisindeki ofiyolitik kayaçlardan kayaç ve cevherleúmeyi temsil eden kromit
cevheri ve nabit bakır içeren kayaçlardan örneklerin alımı yapılmıútır. Kayaç ve
cevher örneklemesi maden ocaklarından, stok sahalarından ve mostralardan serbest
olarak ve örnek alımında alınan yeri temsil etmesine özen gösterilerek alınmıútır.
Arazideki kayaçları ve cevherleúmeyi temsil eden alanların, yapıların ve örneklerin
foto÷raf çekimi yapılmıútır.
3.2. Laboratuar Çalıúmaları
Çalıúma alanı içerisinde alınan kayaçlardan ve cevherlerden alınan
numuneler bölümümüz laboratuarlarında parlak ve ince kesitleri hazırlanmıútır.
Hazırlanan bu kesitlerin mineralojik ve petrografik incelemesi yapılmıútır.
Mineralojik inceleme sonucu seçilen parlak kromit cevheri ve nabit bakır cevheri
32
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
içeren örnek kesitlerde mineral kimyası (microprop) çalıúmaları yapılmıútır. Kromit
cevherleúmesini temsil eden beú adet örnekte XR-D ve on adet örnekte XR-F
analizleri yapılmıútır.
3.2.1. Mineralojik ve Petrografik Çalıúmalar
Çalıúma alanı içerisinden alınan kayaçlardan ince kesitler yapılarak,
bunların polarizan mikroskopta mineralojik ve petrografik incelenmesi yapılmıútır.
ønce kesitlerde gözlenen minerallerin konumları, ayrıúmaları di÷er mineraller ile olan
konumları araútırılmıú ve yapısal ve dokusal konumları belirlenerek bunların
mikroskopik resimleri çekilmiútir.
Bölgedeki
cevherleúmeyi
oluúturan
kromitler
ve
nabit
bakır
cevherleúmelerinden yapılan parlak kesitler üzerinde maden mikroskobunda
mineralojik incelenmesi yapılarak, cevher minerallerinin tayini, di÷er minerallere
dönüúümü ve mineral kimyası analizinde kullanılacak örnek seçimi yapılarak
bunların mikroskopik resimleri çekilmiútir.
3.2.2. Mineral Kimyası (Microprop) Analizleri
Çalıúma alanı içerisinde masif, saçınımlı, bantlı ve nodüler kromit
cevherinde yapılan parlak kesitler de, østanbul ùiúe-Cam Araútırma Merkezinde ve
Almanya, Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsinde (MineralogischPetrographisches
Institut
Universitat
Hamburg-Germany)
kromit
ve
nikel
mineralleri, alaúımlar (Alloys) ve nabit Ag minerallerinde mineral kimyası analizleri
yapılmıútır. Radyolaritler içerisinde bant ve mercek úeklinde bulunan bakır
cevherleúmesindeki nabit Cu mineralleri içeren örnekler üzerinde mineral kimyası
analizleri yapılmıútır. TÜBøTAK Marmara Araútırma Merkezinde (M.A.M.) Elektron
Mikroskopunda çalıúma yapılmıútır.
33
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
3.2.2.1. østanbul ùiúe-Cam Araútırma Merkezi Laboratuarı
Kromit cevherlerinden hazırlanan parlak kesitler üzerinde østanbul
ùiúe-Cam Araútırma merkezinde JEO JCXA-733 tip Süperprop aleti ile, 51 adet
kromit kristali ve 4 adet nikel-sülfür minerali ve 3 adet Cu-Zn alaúımı (alloys)
üzerinde mineral kimyası analizi gerçekleútirilmiútir .
3.2.2.2. TÜBøTAK Marmara Araútırma Merkezi (MAM) Laboratuarı
Hazırlanan kromit cevheri yapılan parlak kesitlerde kromit kristalleri,
dönüúüm mineralleri ve inklüzyonlarda JEO-JSM-6335 F SEM (Field Emission
Scanning Electron Microscope-Taramalı Elektron Mikroskop) aleti (resim 3.1) ile
EDS (Electron Diffusion Spectrum-Elektron Yayma Yöntemi) yöntemi kullanılarak
mineral kimyası analizleri yapılarak ve küçük mikron bazında büyüklü÷e sahip
minerallerin elektron mikroskop resimleri çekilmiútir.
Resim 3.1. JEO-JSM-6335 F SEM (Field Emission Scanning Electron Microscope)
elektron mikroskopu. (Tübitak-MAM)
34
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
3.2.2.3. Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü Laboratuarı
Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü’de Prof. Dr. Mahmud
Tarkain yönetiminde, Cameca SX-100 Mikroprop aletinde (resim 3.2.) kromit
cevheri parlak kesitlerinde mineral kimyası analizleri yapılmıútır. Analiz koúulları
15.0 kV, 20.0 nA elektrik úartlarında 20 sn zaman sürecinde yapılmıútır. Kromit
mineral kimyası analizlerinde Cr2O3, Al2O3, FeO, MgO, MnTiO3 ve NiO standartları
ile mikroprop aleti kalibre edilmiútir. Mineral kimyası analizlerinde kromit
kristallerin de yaklaúık 175 adet ayrı nokta içerisindeki Cr2O3, Al2O3, FeO(t), MgO,
TiO2, NiO ve MnO de÷erleri analizleri gerçekleútirilmiútir. Yapılan bu analizlerde
Prof. Dr. Mahmud Tarkain tarafından yapılan incelemede 118 tanesi seçilmiútir.
Resim 3.2. Cameca Sx Mikroprop aleti (Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi
Enstitüsü).
Kromit parlak kesitlerindeki nabit Ag minerallerinde mineral kimyası
analizleri yapılmıútır. Nabit Ag minerallerinin mineral kimyası analizlerinde
mikroprop aleti Ag standart’ı kullanılarak kalibre edilmiútir.
Bölgedeki nabit Cu cevherleúmesini temsil eden bir adet örnek üzerinde
mineral kimyası analizleri yapılmıútır. Mineral kimyası analizlerinde mikroprop aleti
Cu ve GaAs standartları kullanılarak kalibre edilmiútir.
35
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
3.2.3. XR-D Analizleri
Çalıúma alanı içerisindeki cevher numunelerinin
mineral tespitlerinin
incelenmesi amacıyla, XR-D analizleri yapılmıútır. XR-D analizleri iki farklı
laboratuarda yapılmıútır . Bunlar;
østanbul Ün. Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mh. Fak. Laboratuarı
Kromit cevherinden hazırlanan üç adet örnek üzerinde PHILIPS cihazı Cu
X ıúını tüpü (Ȝ=1.5405 Å) kullanılarak XR-D analizi yapılmıútır.
TÜBøTAK Marmara Araútırma Merkezi (MAM) Laboratuarı
Üç adet kromit cevheri ve bir adet bakır cevheri içeren örnek de
SHIMADZU XR-D-6000 cihazı ile Cu X-ıúını tüpü (Ȝ=1.5405 Å) kullanılarak XR-D
analizi yapılmıútır.
Yapılan XR-D analizlerinden elde edilen 2 theta (θ) de÷erleri Uluslararası
Difraksiyon Veri Merkezinin (International Centre For Diffraction Data) JCPDS
tabloları kullanılarak bunlara karúılık gelen d Å (± 0.02) de÷erleri ile mineral tespiti
yapılmıútır.
3.2.4. XR-F Analizleri
Tübitak Marmara Araútırma Merkezinde, kromit cevherinden hazırlanan on
adet örnek üzerinde Philips PW-2404 model ve dalga boyu da÷ılımlı X-Iúını Floresan
Spektrometre (XR-F) cihazı ile yarı kantitatif element analizi yapılmıútır.
3.3. Büro Çalıúmaları
Mineral kimyası analizlerinde elde kromit kristali içerisindeki % oksit
de÷erleri Stiometrik yöntem (Droop, 1987) kullanılarak Fe+2 ve Fe+3 de÷erleri
hesaplanmıútır. Analiz de÷erleri çok düúük olan Ti, Ni ve Mn elementinin de÷erleri
bu hesaplamada ihmal edilmiútir. Ayrıca örneklerdeki de÷erler kullanılarak 32
36
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
oksijen ve 24 katyon bazına göre kromit kristali içerisindeki elementlerin katyonik
de÷erleri hesaplanmıútır. Analizlerde elde edilen 1’nolu örne÷in (tablo 3.1)
hesaplanma úekli aúa÷ıda verilmiútir.
Tablo 3.1. Kromit kristali 1 nolu mineral kimyası analiz sonucu.
Cr2O3 Al2O3 FeOt MgO TiO2 NiO MnO Toplam
49,88 20,95 15,42 15,07 0,16 0,10 0,13 101,71
Element Atom A÷ırlıkları:
O:16.00
Cr:52.00
Al:26.97
Ti:47.90
Ni:58.70
Mn:54.90
Oksit Moleküller a÷ırlıkları:
Cr2O3:(2x52)+(3x16)=152
Al2O3:(2x26.97)+(3x16)=101.94
MgO :24.32+16=40.32
FeO
:55.85+16=71.85
Fe2O3 :(2x55.85)+(3x16)=159.7
TiO2 :47.90+(2x16)=79.90
NiO
:58.70+16=74.70
MnO :54.90+16=70.90
Molarite.Oranı =
%Oksit
Molekuler. Ag
3+ de÷erli katyonlar için:
% Cr2O3 =
49.88
X 100 =% 32.82
152
% Al2O3 =
20.95
X 100 = %20.55
101.94
Toplam=53.37
+
2 de÷erli katyonlar için:
% MgO =
% FeO =
15.07
X 100 = %37.37
40.32
15.42
X 100 = %21.46
71.85
Toplam=58.83
37
Fe:55.85
Mg:24.32
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
Katyonik fark =Katyon 2+ - Katyon 3+
Katyonik fark =58.83-53.37
Katyonik fark =5.46
Fe2O3 =
Katyonik . fark 5.46
=
= 1.82
3
3
% Fe 2 O3 =
1 .82 X 159 .7
= % Fe 2 O 3 = 2 .91
100
FeO ham de÷eri =
Fe2O3
2.91
=
=2.61
3
Fe − Fe sabiti 1.1113
2
FeO=FeOt-FeO ham de÷eri=15.42-2.61
FeO=12.81
Kromit mineral kimyası bir nolu analiz de÷erinin 32 oksijen ve 24 katyonik
bazına göre kromit kristalinde bulunan elementlerin katyonlarının hesaplanması:
Cr2O3 molarite oranı:
%Oksit 49.88
=
= 32.82
At. Ag . 152.00
Al2O3 molarite oranı:
%Oksit 20.95
=
= 0.2055
At. Ag 101.94
Fe2O3 molarite oranı:
%Oksit
2.91
=
= 0.0182
At. Ag 159.70
FeO molarite oranı :
%Oksit 12.81
=
= 0.2146
71.85
At. Ag
MgO molarite oranı :
%Oksit 15.07
=
= 0.3737
40.32
At. Ag
TiO2 molarite oranı:
%oksit 0.16
=
= 0.0020
At. Ag 79.90
NiO molarite oranı :
%Oksit 0.10
=
= 0.0013
74.70
At. Ag
MnO molarite oranı:
%Oksit
0.13
=
= 0.0018
70.90
At. Ag
Katyon Oranları=Molarite Oranı X Atom Sayısı
Cr2O3 katyon oranı=32.82 X 2=0.6562
38
3.MATERYAL VE METOD
Ali TÜMÜKLÜ
Al2O3 katyon oranı=0.2055 X 2=0.4110
Fe2O3 katyon oranı=0.0182 X 2=0.0364
FeO katyon oranı =0.2146 X 1=0.2146
MgO katyon oranı =0.3737 X 1=0.3737
TiO2 katyon oranı=0.0020 X 1=0.0020
NiO katyon oranı =0.0013 X 1=0.0013
MnO katyon oranı=0.0018 X 1=0.0018
Toplam = 1.6970
Analiz katyonik de÷er sabiti=
24
24
=
= 14.1426
Toplam.Katyon 1.6970
Element katyon de÷eri=Analiz katyonik de÷er sabiti X Oksit katyon.oranı
Cr elementi =14.1426 X 0.6565=9.2846
Al elementi =14.1426 X 0.4110=5.8126
Fe +3 elementi=14.1426 X 0.0364=0.5162
Fe +2 elementi=14.1426 X 0.2146=3.0350
Mg elementi =14.1426 X 0.3737=5.2850
Ti elementi =14.1426 X 0.0020=0.0282
Ni elementi =14.1426 X 0.0013=0.0183
Mn elementi =14.1426 X 0.0018=0.0254
Toplam =24 ± 0.0050
Kromit mineral kimyası sonucu elde edilen % oksit de÷erleri kullanılarak
kromit kristali birim hücre boyutları Å cinsinden SPINELLO (Universita Delgi Studi
Di Padova Dipartimento Di Mineralogia E Petrologia) bilgisayar paket programı
kullanılarak hesaplanmıútır.
Elde edilen analiz sonuçları ve saha verileri bilgisayar ortamına aktarılmıútır.
Verilerin matematiksel de÷erlendirilmesi için Microsoft Excel, grafik çizimleri için
Minpet 2.02 ve Grapher 1.32 ve çizimler ise CorelDRAW 11. bilgisayar programları
kullanılarak yapılmıútır.
Tüm elde edilen veriler Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü yüksek
lisans ve doktora tez yazım kurallarına göre tez yazımı Microsoft Word programı ile
yazılmıútır.
39
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
4. OFøYOLøT TANIMI VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
4.1. Ofiyolit Tanımı
Yunan’ca da yılan anlamına gelen ‘Ofics’ kelimesinden kaynaklanan
ofiyolit terimi, yeúilimsi rengi, benekli yapısı ve parlak görünümünden dolayı yılana
benzetilen serpantinitler için ilk defa Brongniart (1827) tarafından serpantinitleri tarif
etmek için kullanılmıútır. Bundan dolayı baúlangıçta ofiyolit terimi serpantinler için
alternatif terim olarak yer almıútır. Daha sonra Fouque ve Michel-levy (1879)
“Ophitic” terimini diyabaz’ların yapısal (textural) tarifini yapmak için kullanmıútır.
Steinman (1927), peridotit (serpantinit), gabro, diyabaz, spilit ve yastık lavlar,
radyolarit ve bazı derin deniz çökelleri gibi iliúkili kayaçlar için ofiyolit kelimesini
kullanmıútır. Bu úekilde, Steinman, ofiyoliti bir kayaç ismi olarak de÷il de bir kayaç
grubunun ismi olarak kullanmıútır. Daha sonraları serpantinit, diyabaz-spilit,
radyolaritten
oluúan kayaç
grubuna
‘Steinman
Üçlüsü’
olarak literatürde
tanımlanmıútır. Dana (1946) yaptı÷ı sınıflamasında karbonat mineralleri ile karıúmıú
serpantiniter için “Verd Antique”, “Ophite”, “Ophiolite” ve “Ophicalcite” olarak
de÷iúik isimler kullanmıútır. Bu durum anlam karmaúasına yol açmıútır (Nicolas,
1989).
1972’de Amerika Jeoloji Toplulu÷u (Geology Society of Amarica - GSA)
tarafından düzenlenen Penrose’de yapılan ofiyolit konferansında, ofiyolit kavramına
yeni bir tanımlama getirilmiútir. Buna göre ofiyolit; bir kaya ismi de÷il ultramafik ve
mafik kayaçlardan oluúan bir kayaç grubu ismidir ve harita alımında bir litoloji
birimi olarak kabul edilmemesi konferansta kabul edilmiútir. Penrose Ofiyolit
Konferansında kabul edilen eksiksiz bir ofiyolit dizisi alttan üstte do÷ru baúlıca úu
kayaçlardan oluúur (ùekil 4.1):
*Harzburjit, lerzolit ve dunit’in de÷iúik oranlarda karıúmasından ve
genellikle tektonik kökenli metamorfik yapıya sahip, az yada çok serpantinleúmiú
ultramafik kayaçlara tektonitler denilmektedir.
*Kümülat özelli÷indeki gabro zonu. Bu zon genellikle ultramafik
komplekslere göre daha az deforme olmuútur. Bu kayaçlara kısaca kümülatlar
40
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
denilmektedir.
*Mafik damar kompleksi. Bunlar diyabaz, dolerit, trondjenit ve kuvars
porfir gibi dayklardan oluúur. øzole ve gruplar halinde bulunurlar.
*Yastık yapılı bazalt ve spilit karmaúıgı.
*Derin deniz sedimanları. Bunlar radyolarit, ince úeyl ara tabakaları ve az
miktarda kireçtaúından oluúmaktadır.
ùekil
4.1. ødeal ofiyolit
(Greenbaum,1972)
istifi
ve
okyanusal
kabu÷un
karúılaútırılması
Ofiyolitlter yapısal ve kimyasal özellikleri bakımından incelendi÷inde ideal
ofiyoliti oluúturan (tektonitler, kümülatlar, dayk kompleksleri, bazaltik yastık lavlar,
derin deinz sedimanları) birimler her zaman bir arada bulunmayabilir. E÷er bir
ofiyolitte tüm bu kayaçların hepsi bir arada bulunmuyorsa kısmi, parçalanmıú veya
eksik ofiyolitten söz edilir.
Ofiyolit terimi ile aynı anlamda kullanılan di÷er terimler; yeúil kayaçlar,
ofiyolit toplulu÷u, ofiyolit birli÷i ve ofiyolit kompleksidir.
4.1.1. Metamorfik Dilim
Ofiyolitlerin tabanında, genelde birkaç metre ile 500 m arasında de÷iúen
41
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
kalınlıklarda metamorfik taban bulunmaktadır (MacKenzie, 1960).
Metamorfik
kayaçlar ofiyolitlerin alt kesimlerini oluúturan peridotitlerin (tektonitlerin) tabanında
ince dilimler oluúturacak úekilde uyumlu bir seri teúkil ederler. Fakat bu uyumluluk
daha sonraki tektonizma ve metamorfizma etkileri ile kaybolmaktadır (Spray, 1984).
4.1.2. Ofiyolitik Melanj
Ofiyolitlerin kıtaların üzerine bindirmesi sırasında tektonizmanın etkisiyle
tamamen karıúması ve tabandaki yapının kısmen veya tamamen bozulması ile
ofiyolitik melanj terimi ortaya çıkmaktadır. Dünya’daki bir çok (örn. Alpler, Urallar,
v.b.) ofiyolit içerisinde tekrarlanan deformasyon ve metamorfizma etkileri görülen
dilimler úeklinde melanj veya tektonik karıúımlar görülür (Coleman, 1977).
4.2. Ofiyolit Tipleri
Boudier ve Nicolas (1985) tarafından toplam 15 adet ofiyolitik masif
üzerinde yapılan incelemeyi kapsayan araútırmada, ofiyolitleri Harzburjitik Tipi
Ofiyolit (HOT) ve Lerzollitik Tipi Ofiyolit (LOT). olmak üzere iki farklı grupta
oldu÷unu savunmuútur. Yazarlar tarafından kabul edilen Harzbirjit Tipi ofiyolit ve
Lerzolit Tip Ofiyolite örnek dikme kesitler ùekil 4.2 de ve genel karakteristik
özellikleri Tablo 4.1 de görülmektedir.
Tablo 4.1. görüldü÷ü gibi Harzburjit tipi ofiyolitler lerzolit tipe göre daha
kalın bir istif sunarlar. Harzburjit tipi ofiyolitlerin iç yapıları düzenli ve uyumludur.
Ofiyolitlerin genel kabuk bölümlerinin modellemesi ile ve özellikle gabro dizilimi
tam geliúmiútir (Coleman. 1977) Kalınlıkları 3-7.5 km (Semail- Oman) arasında
de÷iúmektedir. Lerzolit tipi ofiyolitler harzburjit tiplerine göre daha ince ve daha az
düzenlidir.
42
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil. 4.2. Harzburjit (Semail-Umman Ofiyoliti) ve Lerzolit (Trinity Amerika B.D.)
tipi Ofiyolitlerin Karúılaútırılması (Boudier ve Nicolas 1985).
Ofiyolit kavramı için günümüzde ise, Moores ve ark (2000). tarafından iki
farkı oluúum ortamı önerilmektedir. Bunlardan birincisi; ada yayı olamayan
ortamlarda deniz tabanı yayılması ile oluúan yapısal ve stratigrafik kanıtlara dayanan
okyanus ortası sırt ofiyolitleri (MORB-Mid-Ocean Ridge Basalts)’ dir. økincisi ise
oldukça fazla tüketilen mantodan itibaren türeyen magmaların kimyasal verileri ile
desteklenen dalma-batma zonu (Supra-Subduction Zone SSZ) üstü ofiyolitleridir.
Dalma zonu etkisi gösteren bu tür ofiyolitler ilk defa Pearce ve ark. (1984) tarafından
SSZ ofiyolitleri olarak adlandırılmıúlardır. SSZ ofiyolitleri dalan levha üzerinde
kamalanmıú olan üst manto ± okyanusal litosferin kısmi erimesi sonucu oluúmaktadır
43
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 4.1. Harzburjit tipi ofiyolit (HOT) ve Lerzolit Tipi Ofiyolitleri (LOT)
karúılaútırılmalı genel özellikleri. Rakamlar ofiyolit numarasını
göstermektedir. (Boudier ve Nicolas, 1985).
Ofiyolit Tipleri
øncelenen Masifler
Yan kayaçlar
Kabuk Bölümü
Maksimum Kalınlık
Kümülat Gabrolar
Tabakalı Gabrolar
øntrüsiflerin oluúumu
Direk olarak ofiyolit toplulu÷u
ile ilgili bazaltları kökeni
Manto Bölümü
Manto kayaçların kökeni
øç yapıları
Hp Plastik yönelim
Yeniden büyüme(neoblast)
tane boyutu
Kromit Yatakları
Diyabaz Oluúumları
Serpantinleúme
Harzburjit Tipi Ofiyolit
(HOT)
(1)Semail (Oman), (2)Bay
Adaları
(Newfpunland)
(3)Zambaler
(Filipinler),
(4)Troodos
(Kıbrıs),
(5)Antalya,(6)PozantıKarsantı(Türkiye),(7)Sud
Masifi (New Kaledonya),
(8)Kanyon Da÷ları (Oregon)
Deniz
sedimanları
ve
volkaniker:
12,3,4,5,6,7,8Metamorfik Okyanusal taban:
1,2,5,6
2-3 Km: 3,4,8
∼7 Km: 1,2,5,6
2-3 km-7 Km: 1,2,3,5,6
Kalın ve genellikle devamlı
Dayk:1,2,3,4,5,8
Toleyitik: 1,2,4,5,6
Harzburjit ve dunit: Manto
kayaçlarının üsten itibaren
10 Km aúa÷ısına kadar
dunitler
görülür.
1,2,3,4,5,6,7,8
Düz foliasyonlu: 1,2,5,6,7
Dikey
lineasyonla
ve
bölgesel dikey lineasyon:
3,4,5,8
Yaygın (∼4 mm): 1,2,3,4,7,8
Var: 1,2,3,4,5,6,7,8
Yaygın de÷il
Lizardit: 1,2,3,4,5,6,7,8
Lerzolit Tipi Ofiyolit
(LOT)
(9)Trinity
(Kalifornya),
(10)Piemont-Ligurya (Do÷u
øtalya) ve Monte Maggirya
(Korsika), (11)Lanzo (Batı
øtalya),
(12)Othris
(Yunanistan), (13)Zabargad
(Mısır)
Deniz sedimanlar ve
volkaniker: 9,10,11,12,13
Breúler: 9,10
Metamorfik kıtasal
kabuk:11,12,13
Metamorfik kabuk taban:9
1 Km: 10
2-3 Km: 9,12
0-1 km-2-3 km
ønce, yok veya sınırlı
Dayklar ve siller úeklinde:
9,10,12
Toleyitik: 9,10,12
Alkali: 12,13
Plajıoklaslı lerzolit: Manto
kayaçlarının üsten itibaren≤2
Km. kalınlık içerisinde.9,11
Genellikle dereceli foliasyon
ve
e÷imli
lineasyonlu:
9,10,11,13
Yaygın de÷il(∼0,5 mm):9,11
Yok: 9,10,11,12,13
Üst bölüm içerisinde yaygın:
9,10,11,13
Lizardit
ve
antigorit:
9,10,11,12 Ofikalsit: 10
Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri ve Dalma Batma Zonu ofiyolitlerin tüm
kayaç analizlerindeki genel kimyasal özellikleri ve mineral kimyası analizlerindeki
44
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
sonuçlar itibariyle farklı karakterdedir (Yumul ve Balce, 1994). Bu farklılıklar tablo
4.2 de görülmektedir.
Tablo 4.2. Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri (MORB) ve Dalma Batma Zon
Ofiyolitlerinin (SSZ) genel kimyasal özelliklerinin karúılaútırılması (Yumul
ve Balce, 1994).
Özellikleri
MORB Tipi Ofiyolit
SSZ Tipi Ofiyolit
Toplam TiO2
Yüksek: > % 0.60
Düúük: < % 0.60
Toplam Al2O3/TiO2
< 20
> 20
Toplam CaO/TiO2
< 17
> 17
Toplam Ce/Ta
Düúük
Yüksek
Toplam Ce/Nb
Yüksek
Düúük
Toplam Ti/Cr
Yüksek
Düúük
Toplam Ti/V
20-50
< /=20
Toplam Zr ve Y
Yüksek
Düúük
Krom Spinel Cr/(Cr+Al)
< 0.60
> 0.60
< 92
> 92
Olivin Mg/(Mg+Fe )
Yüksek
Düúük
Klinoproksen Al2O3/TiO2
Düúük
Yüksek
Hornblend TiO2/K2O
Yüksek
Düúük
Plajioklas Ca/(Ca+Na+K)
+2
4.3. Ofiyolitlere Ba÷lı Kromit Yatakları
Ofiyolitik kayaç grubu içerisinde oluúan metalik maden yatakları önem
sırasına göre krom, bakır, nikel platin grubu mineraller (Pt, Pd, Rh, Ir, Ru ve Os) ve
altın (listveniúmelere ba÷lı olarak) sıralanabilmektedir. Metalik maden yataklarını
dıúında endüstriyel ham madde olarak da manyezit, olivin (forsterit), krizotil, talk ve
mermer (serpantinit, diyabaz) ofiyolit grubu kayaçlarla köken iliúkisi olan ve
ekonomik olarak iúletilebilenlerdir.
4.3.1. Kromit Minerali
Krom, periyodik cetvelde VI A grubunda yer alan ve atom numarası 24 olan
bir metalik elementtir. Do÷ada bilinen mineraller içerisinde krom elementi 82 adet
mineralin içerisinde yer alabilmektedir (EK 1) ve bu mineralden sadece bir spinel
45
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
(AB2O4) grubu mineral olan kromit (FeCr2O4) minerali ekonomik olarak önem
taúımaktadır, fakat bu ideal bileúimde kromite do÷ada rastlanmaz. Bundan dolayı
krom yatakları yerine kromit yatakları terimi kullanılmaktadır. Krom spinelin
yapısında A+2 , (Fe+2, Mg+2) ve B+3; (Cr+3, Al+3, Fe+3) de÷erli elementleri yer alır.
Hemen her zaman Fe+2 bir miktar Mg+2 ile Cr+3 ise Al+3 ve Fe+3 ile yer de÷iútirir.
Buna ba÷lı olarak kromitin formülünü (Fe,Mg) (Cr,Fe,Al)2O4 olarak belirtmek daha
do÷ru olur. Bileúimindeki farklılıklar kromitin rengini, kristolografik yapısını ve
görünümünü de÷iútirmedi÷inden kimyasal analizi yapılmadan kromitlerin tenörünü
(% Cr2O3) tahmin etmek mümkün olmaz. Kromit içerisinde kirlilik olarak bulunan
Ni, Mn, Co, V ve Ti elementlerinin varlı÷ı cevherin de÷erlendirilmesinde önem arz
etmezken, S ve P elementleri oldukça düúük de÷erlerde veya olmaması istenir.
Cevher içerisindeki Si içeri÷i % 10’dan düúük olması gerekmektedir
Ultrabazik kayaçlar içerisinde kromit mineralinin toplanımlarının ekonomik
olarak iúletilebilecek boyutta oldu÷u yer kromit yata÷ı olarak nitelendirilmektedir.
Kromit
cevherinin
kimyasal
bileúimi
endüstrideki
kullanım
alanlarını
belirlemektedir. Kimyasal analizlerdeki % Cr2O3-Al2O3 ve SiO2 miktarı ile Cr/Fe
rasyo de÷eri göre metalürjik, kimyasal ve refrakter olarak üç grupta toplanır.
Cevherin kimyasal özellikleri ve rasyo de÷erlerine göre kullanım alanları ve
kullanım oranları tablo 4.3 de görülmektedir.
Tablo 4.3 Kromit cevherinin kullanım alanlarına göre istenilen Cr/Fe rasyo de÷eri ve
% oksit bileúim de÷erleri (Tathavadkar ve ark., 2004)
Kromit Cevheri
Kullanım Alanı
Yataklanma
Tipi
Metalürjik/Yüksek-Cr Podiform ve
stratiform
Kimya/Yüksek-Fe
Stratiform
Refrakter/Yüksek-Al Podiform
Cevher Bileúimi
Cr/Fe
% SiO2
%Cr2O3
%
Kullanım
Oranı
46-55
>2:1
<3
80
40-46
33-38 ve
% Al2O322-34
1.5-2:1
<1
15
2-2.5:1
<1
5
4.3.2. Kromit Yatakları
Köken, jeolojik konum, mineraloji, doku ve kimyasal özellikleri bakımından
kromit yatakları üç tipe ayrılır (Thayer 1960, Jackson ve Thayer 1972).
*Kıtalar içerisinde bazik introzyonlara ba÷lı startiform kromit yatakları,
46
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
*Alpin Da÷ Kuúakları boyunca ultrabazik-bazik kaya topluluklarına
(Ofiyolitlere) ba÷lı Alpin veya Podiform tip kromit yatakları,
*Eú merkezli iç düzene sahip ultrabazik kayaç topluluklarına ba÷lı kromit
yatakları.
Stratiform Tip Kromit Yataklar, küçük ve öz úekilli kristal boyutu, kümülat
(çökel) dokulu, Fe içeri÷i yüksek, Cr/Fe rasyo de÷eri düúük, ma÷matik tabaklanmaya
paralel birkaç km. yanal devamlılık gösteren, kalınlıkları 1.5 m.ye kadar çıkabilen
deformasyona u÷ramamıú bantlar úeklindedir. Bu tip kromit yataklarında nodüler ve
orbiküler yapıda kromit cevherleúmesi görülmez. En tipik örnekleri Bushveld
(Güney Afrika) ve Stilwater komplekslerindeki kromit yataklarıdır.
Podiform Kromit Yatakları, ilk kez Thayer (1960, 1964) tarafından
ultrabazik komplekslerin içinde küçük kütleler olarak ve diú diú kütleler halindeki ve
düzensiz da÷ılımlarıyla geniú tabakalı stariform yataklardan ayrılabilen oluúuklar için
ifade edilmiútir (In Anıl, 2001).
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti’nin içerisinde Kızılyüksek bölgesinde stratiform
kromit yataklarına yapısal açıdan benzer bantlı kromitler bulunmaktadır. Bölgede
serpantinleúme göstermeyen dunitler içerisinde yaklaúık K-B yönünde ve 1 km kadar
yanal uzunlu÷u bulunan dunitler yaklaúık 1500 m kalınlı÷a sahiptir. Bu dunitler
üzerindeki kümülat kayaçlara taban oluúturmaktadır. (Çabuk ve Ark. 1977,
Rahgoshay ve Juteau, 1980, Engin ve Ark. 1986). Dunitler sacınımlı kromit ve bantlı
kromitler içermektedir. Bu kromitli zonun uzunlu÷u yaklaúık 3 km olup kromitce
zengin bantlar ve kromitsiz dunit bantlarının ardalanmasından oluúmaktadır. Kromit
kristalleri genelde özúekilli
yapıdadır. Rahgoshay ve Juteau, (1980) buradaki
cevherleúmeyi stratiform olarak kabul etmektedir (Engin ve Ark. 1986).
Düzensiz ve iri kristal úekilli, Cr içeri÷i geniú bir aralık içerisinde de÷iúiklik
gösteren, Cr/Fe oranı yüksek, do÷rultu ve e÷im yönünde devamlılıklar sınırlı, mercek
veya düzensiz úekilli kromit kütlelerinden oluúan rezervi birkaç yüz bin tonu nadir
olarak geçen yataklardır.
Eú merkezli kromit yataklarının ekonomik bakımından önemi yoktur. Bu tip
yataklara en tipik örnek Alaska’daki cevherleúmeler verilebilir.
47
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
4.3.3. Podiform Kromit Yataklarının Oluúumu
Ofiyolitler içerisindeki kromit kütlelerinin oluúumu ve ofiyolit içerisindeki
konumları ile ilgili bir çok görüú bulunmaktadır (Ör., Thayer, 1964, 1969; Dickey,
1975; Cassard ve ark. 1981; Lago ve ark., 1982; Paktunç, 1990; Leblanc ve Nicolas,
1992, Stowe, 1994; Ballhaus, 1998). Bu görüúlerin tamamında podiform kromit
kütlelerinin MOHO zonu altında tektonitler içersinde oluúabilece÷i, teorilerin ana
ortak noktası yönünde idi. Fakat Dünyada üzerinde en çok çalıúma yapılan ofiyolit
olarak tanınan Oman Ofiyolitinde, Arai ve ark. (2004) de yapılan bir çalıúmada,
levha dayklarının tabanı ile üst gabro zonu arasındaki bölge içerisinde podiform
kromit kütleleri bulundu÷u
bildirilmektedir. Yazarlar burada bulunan kromitleri
“Üst Kabuk Podiform Kromitleri (Upper Crustal Podiform Chromitite) olarak
adlamaktadırlar.
4.3.3.1.Tektonitler øçerisindeki Kromit Kütlelerinin Oluúumu
Tektonitler içerisindeki podiform kromit kütlelerinin oluúumlarıyla ilgili
farklı görüúler bulunmaktadır. Stratiform tip kromit yataklarının oluúumu ile ilgili
olan kümülat süreçler ve jeosenklinal teorisi podiform tip kromit yataklarına
uyarlandı÷ında; podiform kromit yatakları süper kompleksler içinde üst mantonun
kısmi ergimesi sonucu oluúan bazik magmanın, mantonun üst kısmında meydana
gelen magma odasında stratiform intrüzyonlarda oldu÷u gibi yo÷unluk farklılaúması
sonucu bantlar úeklinde oluúur (Engin, 2001). Moutte (1982), kromit bantlarının
oluúumunu bazik magmanın farklılaúarak kristallenmesi sırasında, ani basınç
düúmesi sonucu eriyigin Cr bakımından çok doygun hale gelmesiyle açıklamaktadır.
Farklılaúarak oluúan bu birimlerin kabuk içine sıcak lapalar úeklinde sokuldukları
düúünülmektedir (Thayer, 1969).
Yeniden
yerleúim
sırasında
katı
haldeki
kromit
bantları
kopup
parçalanmakta, oluúan yapılar içinde kendi yeni konumlarını kazanmaktadır. Olivin,
piroksen gibi silikat mineralleri yeniden kristallenmeye u÷rarlar ve böylece mozayik
48
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
dokusu geliúir. Olivinlerde deformasyon úeritleri (deformation lamellae) ve
piroksenlerde bükülme bantları (Kink bands) meydana gelir. Kromitler kataklazmaya
u÷rarlar (Raleigh, 1967).
Bu oluúum modeli, okyanus tabanı yayılma modeline uyarlandı÷ında;
okyanus tabanı yayılma merkezleri altında üst mantonun kısmi ergimesi sonucu
oluúan magma odalarında kromit kütleleri, kromit kristallerinin magma odası
tabanında kümülat süreçlerle (kristal çökelimi) birikimleri meydana geldi÷i sonucuna
ulaúılabilir. Burada kromit kütleleri eú zamanlı dunitlerle beraber bulunur. Bu
modelde kısmi e÷rime sonucu geride kalan ço÷unlukla harzburjit mineralojisindeki
tektonitler içinde büyük kromit kütlelerinin ilksel iliúkili olarak bulunuúları teorik
olarak açıklanmaktadır.
George (1978)’e göre tektonit harzburjitler içindeki kromit yataklarının
bulunuúunu dunit bant ve mercekleri ve bunların içinde yer alan kromit kütleleri
üstteki kümülatlar içinde oluúmuúlardır. Magma odası tabanındaki düzensizliklere
ba÷lı olarak dunit ve kromitler kristal çökelmesi ile eúzamanlı deformasyona
u÷rarlar. Magma odasında bu plastik deformasyon sürecinde kümülat istifin
tabanının ve kalıntı üst manto harzburjitlerini etkileyen kapalı derin kıvrımların
geliúti÷i ve bu kapalı derin kıvrımlar, üstte kümülatlar içinde geliúmiú olan dunit ve
kromit yataklarını harzburjitler içine taúımıútır (Greenbaum, 1972).
Dickey (1975)’e göre; podiform kromitler, kuramsal olarak tektonit-kümülat
sınırı boyunca dunitler içinde magma ayrılma kuúa÷ında kümülat süreçlerle teúekkül
etmiúlerdir. Daha alt kesimlerde harzburjitler içinde bulunan kromit yataklarının
varlı÷ı, üstte tektonit-kümülat sınırında oluúan kromit bant ve merceklerinin
a÷ırlıkları nedeniyle altta harzburjitler içine batmıú olmalarıyla açıklanmıútır.
Peridotit diyapiri içindeki boúlu÷u dolduran bazaltik magma ile boúlu÷un
duvarları arasındaki, ısı farkı nedeniyle burada konveksiyon akımı geliúmektedir.
Kristallenen tanelerin geliúen konveksiyon akımı üzerine izleyecekleri güzergah
a÷ırlık farkı nedeniyle farklı olacaktır. Bu da tanelerin birbirleriyle karıúmasına,
çarpıúmasına neden olmaktadır. Böylece birbirleriyle temas eden kromit taneleri
uygun kristal köúe ve kenarından baúlayarak büyümekte ve taneler toplulu÷u veya
nodüller meydana gelmektedir. Burada biriken kromit taneleri, içinde bulundukları
49
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
boúlu÷un úekline uygun olarak (úekil 4.3. ) kromit kütlesini meydana getirmektedir
(Lago ve ark., 1982).
ùekil 4.3. Peridotit içinde bazik magmanın dayk úeklinde sokulum yaptı÷ı kırıklar
boyunca boúluk oluúturma modeli. A) Tansiyon kırı÷ında makaslanmayla eú
zamanlı boúlu÷un meydana gelmesi. B)Tamamen kristalleúmiú olan eski
boúlu÷a yeni magma getirimi (Lago ve ark. 1982).
Yan kayaç-ergiyik tepkimesindeki de÷iúimler, kromit kristallenmesi,
magma karıúımı ve ergiyik bileúiminde bir çok de÷iúimlere ve dalgalanmalara sebep
olmakta ve bunun sonucunda da bir kromit kütlesinde masif ve saçınımlı kromit
bantları ve faz bantlanmaları meydana gelmektedir. Magma ve yan kayaç denge
durumuna ulaúıp, kayaç-ergiyik reaksiyonun durması sonucunda, kromit ve olivin
kotektik olarak kristallenmekte ve sacınımlı kromitler meydana gelmektedir.
Farklılaúmıú magma ile ilksel yeni magmanın karıúması, eriyi÷i
tekrar kromit
kristallenme ortamına taúıyacaktır (Zhou ve ark., 1996).
Podiform kromit kütlelerinin etrafında bulunan dunit kılıfı, boúlu÷u
dolduran bazik magmanın, boúlu÷un cidarları boyunca kimyasal tepkimeye girmesi
ve harzburjitin ortopiroksenlerin olivine dönüúmesi sonucu geliúmektedir. Dunit
50
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
kılıfın kalınlı÷ı bazik ma÷manın ve harzburjitin ortopiroksenlerin bileúimi ve
tepkimenin süresiyle ba÷lantılı olarak de÷iúmektedir (Lago ve ark., 1982)
(ùekil 4.4).
ùekil 4.4. Tektonik harzburjit içinde bazik magma
sokulum kanallarında oluúan boúluklar
içinde kromit kütlesinin oluúum modeli
(Lago ve ark., 1982).
Bazaltik magmanın harzburjitin ortopirokseniyle reaksiyonu sonucu, krom
spinel kristallenmesinin yo÷un úekilde geliúti÷i, ancak piroksenitin ortopiroksenitin
bazalt magmasıyla tepkimesi sonucunda ise, hemen hemen hiç veya çok az krom
spinel meydana gelmektedir. Alkali bazalt magması aynı oldu÷una göre, gözlenen
farklılık ortopiroksenlerin farklılı÷ında kaynaklanmaktadır. Bu durum, harzburjitlerin
ortopiroksenlerin
(Cr)
içeri÷inin
fazla
(Al)
içeri÷inin
az,
lerzolitlerin
ortopiroksenlerin (Cr) içeri÷inin az (Al) içeri÷inin fazla oluúuyla izah edilmektedir
(Arai, 1997).
Yan kayaç peridotitinin (Cr+Al) içeri÷i kısmen de olsa bazaltik magma
tepkimesi sonucu oluúabilecek kromit kütlesinin boyutunu kontrol eden etmendir.
Podiform kromit kütlelerinin boyutu, bazik magma ile tepkimeye giren harzburjitin
mineralojisi ve ortoprioksenlerin bileúimi ile do÷rudan ilgilidir. Harzburjitin (Cr)
içeri÷i de önemlidir. (Cr) oranı % 0.4-0.6 olanların kromit oluúumu için en uygun
51
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
oldu÷u düúünülmektedir (Arai, 1997).
Peridotit içinde yükselen bazik magmanın derinlerdeki yükseliú hızı
nispeten fazla oldu÷undan bazik magma-peridotit tepkimesi için yeterli süre
olmamakta ve yeterli kromit kristallenmesi meydana gelmemektedir. Derinlerde
düúey konumlu magma ceplerinde genelde dunit mercekleri ve bu mercekler içinde
ancak kromit segregasyonları geliúmektedir. Tektonitler içinde kanallar boyunca
yükselen bazik magmanın yükselme hızı üst kesimlere do÷ru giderek azalmakta ve
kendi itici gücüyle yan taúı parçalayıp yükselece÷i yolu artık açmamaktadır. Bu
kesim ço÷unlukla manto-kabuk geçiú kuúa÷ına denk gelmektedir (Nicolas, 1989). Bu
nedenle kromit kütlelerinin daha çok manto-kabuk geçiú kuúa÷ına yakın kesimlerde
harzburjitler içinde geliútikleri düúünülmektedir. Bu yaklaúım daha önceden ileri
sürülen ve podiform kromit kütlelerinin kümülat-tektonit sınırından itibaren ilk 100
m içinde tektonit harzburjitler içinde bulunduklarını ifade eden arazi gözlemlerine
dayanan görüúle de uyumludur (Thayer, 1969., Moutte, 1982., Stowe, 1987). Dik ve
dike yakın konumdaki kanal ve boúluklarda oluúmuú kromit kütleleri, dunit damarları
oluúumlarını takiben yukarı do÷ru hareketleri sırasında konveksiyon akımları ve
okyanus tabanı yayılması sonucu giderek çıkıú kanallarının oldu÷u yerden
uzaklaúırlar. Uzaklaútıkça da yavaú yavaú dikten yatay konuma geçerler (ùekil 4.5)
ve içlerinde yer aldıkları peridotitin iç yapısıyla uyumlu konum kazanırlar (Lago ve
ark., 1982, Stowe, 1987).
Kromitlerin genelde meydana geldi÷i üst manto ve kabuk-manto geçiú
kuúa÷ında kromitler oluútuktan sonra kalıntı eriyikler hala sıcak ve hareket
kabiliyetine sahiptirler. Bunlar, kromititi ve etrafındaki dunit kılıfını ve tüketilmiú
harzburjiti bırakarak süzülüp daha yukarılara hareket ederler. Bazik magmanın
türedi÷i kaynak ile üst kesimlerde tepkimeye girdi÷i kısmi ergimeye u÷ramıú manto
malzemesinin farklı oldu÷u durumlarda, bazik magma ile peridotit arasındaki
tepkime daha úiddetli olacaktır. Buna ba÷lı olarak da kromit oluúumu ve birikimi
daha fazla olacaktır (Zhou ve Robinson, 1997).
Dalma Batma zonu (Supra-subduction Zone SSZ), farklı ada yayı
jeokimyasına ve okyanus kabu÷una sahiptir. Okyanus tabanı yayılması sonucu alta
dalan okyanus litosferin üstünde geliúmektedir (ùekil 4.6 ). Bunlar okyanus ortası
52
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 4.5. Hareket halindeki yayılma sırtı altında üst okyanus mantosu içinde kromit
kütlelerinin oluúumu ve geliúimi (Lago ve ark., 1982)
sırtı ofiyolitlerinde yalnızca jeokimyası yönüyle de÷il, manto kesimlerinin daha fazla
tüketilmiú olması, içlerinde podiform krom yataklarının daha çok bulunması,
kümülat kesimde verlitlerin oranının trokitlerden daha fazla olması
ile dikkat
çekerler (Arai, 1997). Dalma batma zonu ofiyolitleri, manto diliminin alta dalma
aúamasının baúlangıç safhasında ve ada yayı oluúumunda önce meydana gelmiúlerdir.
Okyanus içi dalma sonucunda oluúan magma boninitik bileúimlidir (camsı, modal
feldispat içermeyen, olivin, bronzit andezit). Bu magma manto dilimi içinde
bileúimine H2O almıú (hydrated) okyanus litosferin kısmi ergimesi sonucu
oluúmuútur. Manto diliminin alta dalması devam etti÷i sürece magmanın bileúimi ada
yayı toleyitine de÷iúim gösterir (Pearce ve ark., 1984).
53
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 4.6. Podiform kromit yataklarının oluúumunun tektonik ortamlarla olan iliúkisini gösteren úekil.
Olgunlaúmıú eski yayılma sırtlarında eski litosfer mantosu yoktur. Yükselen eriyikler
içinden ÷eçtikleri tüketilmiú peridotitlerle kimyasal denge durumundadır, bu nedenle
buralarda kromit oluúumu yoktur. Ada yayları altındaki kalın eski litosfer mantosu ergiyinyan kayaç tepkimesi sonucu kromitlerin oluúumu için uygun ortamı sa÷lamaktadır.
Okyanus taban yayılması eski litosfer mantosunun incelmesi veya yok olması durumunda
yükselen ergiyikler içinde yer aldıkları yan kayaçdan daha refrakter olan yükselen
astenosferle kimyasal tepkimeye girerler. Refrakter eriyikler, yo÷un uçucu içerikleri
dolayısıyla ileri aúamada kismi ergimeyi iúaret ederler ve bunlar yüksek oranda kromit
oluúumuna imkan sa÷larlar. Yay arkası havzaları gibi yeni oluúan yayılma merkezlerinde,
yayılma nedeniyle eski litosfer mantosu incelmiú ve yok olmuútur. Yükselen eriyikler ada
yayı altındakilerden daha az refrakterdir. Bu ortamda eriyik-yan kayaç arasındaki kimyasal
tepkime yayılmanın baúlangıç aúamasında kuvvetli olacak az refrakter nitelikli toleyitik
bileúimli ergiyikler yüksek Al’lu kromitleri oluúturacaktır (Zhou ve Robinson, 1997).
Levha tektoni÷i kavramından hareketle yukarıdaki bilgilerin ıúı÷ında,
podiform kromitlerin boninitik bileúimli bazik eriyiklerin tektonit harzburjitlerle
tepkimesi sonucu oluútukları görüúü a÷ırlık kazanmaktadır. Kromit kütleleri,
boninitik magmanın yukarı do÷ru hareketi ve daha önceki okyanus ortası sırtı tipi
peridoititle daha sı÷ derinlerde tepkimesi sonucu meydana gelmiúlerdir. Kromit
kütlelerini oluúturan kromit taneleri içlerinde sıvı kapanımlarının bollu÷u ve su
içeren minerallerin fazlalı÷ı ile dikkat çekerler. Bu da ana magmanın su oranının
fazla oldu÷unu ve oluúumların dalma batma zonu’nda geliúti÷ini göstermektedir.
Podiform kromitler, ada yayı ve yeni oluúan yay gerisi yayılım merkezleri gibi
baúlıca iki tektonik ortamda meydana gelmektedirler. Okyanus ortası sırtlar gibi eski
yayılma merkezlerinde podiform kromitlerin oluúması pek beklenmez. Di÷er bir
ifadeyle, okyanus ortası sırtı ofiyolitlerinin manto kesiminde bulunan kromitler
54
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
küçük boyutludur. Ekonomik boyuttaki kromit yatakları Dalma Batma Zonu
ofiyolitler ile iliúkili olarak bulunmaktadır (Zhou ve Robinson, 1997) (ùekil 4.5 ).
4.3.3.2. Üst Kabuk Podiform Kromit Yataklarının Genel Özellikleri ve Oluúumu
Arai ve ark.,(2004)., Oman Ofiyolitindeki yaptıkları araútırmada yeni bir tip
olarak Üst Kabuk Podiform tipi kromit kütleleri bulundu÷unu bildirmektedirler.
Yazarlara göre bu kromit kütlelerin genel özellikleri:
* Levha dayk sistemi ve gabroların üst zonu arasında (ùekil 4.7),
*Podiform kromit kütleleri 30 cm den küçük düzensiz yuvarlı÷ımsı yapılar
úeklinde,
* Kromit kütleleri, gabroyik kayaçların a÷sı yapısıyla çevrili dunitik kayaç
içerisndedir,
* Kromit kütleleri içerisinde tabakalanma ve derecelenme benzeri yapılar
gözlenmez,
* MOHO zonu altında bulunan di÷er podiform kütlelerine nazaran
ofiyolitlerin tavanına çok yakın konumlu bulunurlar,
* Kromit kütlesi, küçük feslik ve gabroyik kayaç oluúturan mineraller ile
dunit içerisindedir,
* Stratiform kromit kütlelerinde matriksi plajioklas ve klinoproksen
oluútururken podiform kromitin matriksini oluúturan dunit aynı zamanda
kromit kristalleri içinde inklüzyonlar halinde bulunur. Üst kabuk kromitleri
bu yönüyle stratiform tipi kromitlere benzemekte,
* Kromit minerallinin (Ortalama, Cr2O3+Al2O3 = 58.08) de÷erlerinin manto
normal kromitler içerisindeki de÷erlerle (Manto Kromitleri ortalama
Cr2O3+Al2O3 = 69.01) karúılaútıklarında oldukça düúük oldu÷unu,
*Cr/(Cr+Al) oransal de÷erinin ortalama 0.6 oldu÷unu,
* Kromit kristali içerisindeki TiO2 de÷erinin % 1-3 arasında de÷iúti÷ini,
bildirmektedirler.
55
4.OFøYOLøT VE OFøYOLøTLERE BAöLI KROMøT YATAKLARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 4.7. Oman Ofiyoliti içerisindeki Üst Kabuk Podiform Tipi kromitlerin
konumunu gösteren dikme kesit.Oman Ofiyoliti MOR (Mid-Ocean RidgeOkyanus ortası açılım) ve SSZ (Supra-Subduction Zone-Dalma-Batma
Zonu) bileúeninden meydana gelmektedir. Üst Kabuk Bölümü kromit
kütleleri üst intrüzyon dünitleri içerisinde SSZ kayaçları bölümündedir
(Arai ve ark. 2004).
56
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Doktora tez çalıúması olarak seçilen alan, Toros Da÷ Kuúa÷ı içerisindeki
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti batı kesimini oluúturan Mazmılı-Koparan bölgesidir.
Çalıúma alanın sınırlarını kuzeyde Orta Toros’ların ikinci yükseltisi olan Lorut Da÷ı
güneyi kuzey sınırını, Karanfil Da÷ kuzeyi güney sınırını, batı kesimini Cevizlik Fayı
do÷uda ise Tahtalı deresi oluúturmaktadır.
Çalıúma alanı içerisindeki kayaçlar; Toros Karbonat platformuna ait Beyaz
Alada÷ Kireçtaúı, Karanfil Da÷ Kireçtaúı ile Ofiyolitik Melanj, taban metamorfik
kayaçları ve Pozantı-Karsantı Ofiyolitine ait kayaç grupları ve tüm bu kayaçların
üzerine gelen vadilerde ve çukur alanlarda görülen alüvyonlar
oluúturmaktadır
(ùekil 5.1).
Bölgedeki cevherleúme ise ofiyolitin tektonitleri içerisinde bulunan
podiform kromit yatakları ve ofiyolitlerin derin sedimanter kayaçları olan
radyolaritler içerisinde bulunan bakır cevheri oluúturmaktadır.
5.1. Toros Karbonat Platformu
5.1.1. Beyaz Alada÷ Kireçtaúı
Beyaz Alada÷ kireçtaúı, çalıúma alanının kuzeyinde yayılım göstermektedir.
Üst Triyas-Alt Jura yaúlı (Tekeli ve ark., 1984) olan Beyaz Alada÷ kireçtaúları Lorut
da÷ı güneyinde ofiyolitik kayaçlarla olan bindirme sınırı net olarak izlenebilmektedir
(Resim 5.1). Bindirme boyunca Beyaz Alada÷ kireçtaúı blokları, özellikle Solaklı
Köyü KD’daki mostralarda yaygın olarak görülür. Kireçtaúı blokları yer yer
100-150m boyutundadır. Çalıúma alanı içerisindeki Beyaz Alada÷ kireçtaúı, beyazgri renkli, orta kalın tabakalı veya masif görünümlü dolomit ve dolomitik
kireçtaúlarından oluúmaktadır.
57
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.1. çalıúma alanı genel jeoloji haritası (Çataklı, 1983’den revize edilmiútir.)
58
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.1.2. Karanfil Da÷ Kireçtaúı
Karanfil Da÷ Kireçtaúı, çalıúma alanın güney-batı kesiminde, Solaklı köyü
güneyi, Kargedi÷i Tepe güneyi ve Karanlık Dere içerisinde yayılım göstermektedir.
Çalıúma alanı içerisinde ofiyolitik kayaçların tabanında, yer yer antiklinal kıvrımlı
yapıda görülen, orta, kalın tabakalı içerisinde çört yumruları bulunduran dolomitik
kireçtaúı ve dolomitten oluúmaktadır (Resim 5.2).
5.2. Ofiyolitik Birim
Çalıúma alanı içerisinde ofiyolitik birli÷i, Pozantı-Karsantı Ofiyoliti
içerisindeki tektonitler, kümülatlar, dolerit-diyabaz daykları, damar kayaçları ile
ofiyolitik melanj ve metamorfik dilim kayaçları oluúturmaktadır.
5.2.1. Ofiyolitik Melanj
Çalıúma alanı içerisinde, Tozlu Tepe alt kesimleri, Karanlık Dere, Köpüklü
Dere ve Mazmılı Yayla civarında, ço÷unlu÷unu ofiyolitik birimden türemiú
kayaçların oluúturdu÷u tektonik dilimler úeklinde çok karmaúık bir iç yapıya sahip
melanj karakterli birimler görülmektedir. Melanjı oluúturan kayaçlar, geniú kapsamlı
bir kayaç toplulu÷u içermektedir. Bunlar; ofiyolitin tabanına ait bulunan kireçtaúı,
serpantinleúmiú ultrabazik kayaçlar, serpantinitler, gabro, dolerit-diyabaz dayk,
yastık lav, radyolarit ve benzeri kayaç parçalarından oluúmaktadır. Ayrıca melanj
içersindeki serpantinize ultrabazikler ve serpantinler arasında yer yer görülen kromit
cevheri bulunmaktadır (Resim 5.3). Buradaki kromit cevheri tamamen ilksel yapısını
kaybetmiú olarak melanj içerisinde da÷ınık olarak görülür.
5.2.2. Metamorfik Dilim
Çalıúma alanı içerisinde Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tabanında yer alan
metamorfik dilime ait kayaçlar yer yer 300-400m uzunlu÷unda ince úeritler úeklinde
59
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.1. Beyaz Alada÷ Kireçtaúı Ofiyolit sınırı ve ofiyolit içerisinde kireçtaúı
blokları (Mazmılı Yayla do÷usu).
Resim 5.2. Ofiyolitin tabanında bulunan Karanfil Da÷ Kireçtaúı ait antiklinal yapı.
(Karanlık Dere içi).
60
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.3. Ofiyolitik melanj içerisinde tamamen serpantinleúmiú kayaç içerisinde
kromit da÷ılımı (serpantinitler yeúilimsi renkte ve kromit cevheri ise siyah.
Tozlu Tepe batısı- Karanlık Dere øçi).
dolerit-diyabaz daykları tarafından kesilmiú olarak görülürler. Kalınlıklar ise 100
m’ye (Kargedi÷i KD) çıkabilmektedir. Metamorfik kayaçlar da, arazi gözlemlerinde
yeúimsi-gri renkli úistlerden ve sarımsı-siyah renkli amfibolitlerden oluúan iki farklı
yapıdadır (Resim 5.4 ve 5.5). Metamorfik kayaçları kesen dayklar ise farklı kalınlıkta
olup 20-25m kalınlı÷ında olanlarda (Kargedi÷i Tepe do÷usu) bulunmaktadır.
Metamorfik kayaçlardan peridotitik kayaçlara olan dokana÷ına do÷ru artan bir
metamorfizma izi makro olarak gözlenmektedir. Düúük metamorfizma izi görülen
kesimde ilksel kaya türü özellikleri daha iyi korunmuú olarak görülür.
5.2.3. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti
5.2.3.1. Tektonitler
Ultramafik kayaç olan tektonitlerin sınıflandırılması kayaç içerisindeki
olivin miktarı ve piroksen türü minerallerin oran ve çeúidine göre yapılmaktadır.
61
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.4. Tektonitlerin tabanındaki metamorfik taban kayaçlardan yeúil úistlerin
arazide görünümü (Kargedi÷i Tepe güney do÷usu).
Resim 5.5. Metamorfik taban kayaçlarından amfibolitik kayaçların arazide görünümü
(Kargedi÷i Tepe güney do÷usu)
62
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Olivin miktarı % 90 dan fazla olan kayaça dunit adı verilir. Piroksen türü de÷iúen
olivin % miktarı ile birlikte harzburjit ve verliti ayırır. Olivin miktarı % 90-40
arasında olan ultramafik kayaçlarda piroksenin türü ortopiroksen ise harzburjit,
piroksen türü klinopiroksen ise verlit olarak adlandırılır. Kayaç içerisindeki
ortopiroksen ve klinopiroksen türü yüzdesi yaklaúık eúit olan ve % 90-40 arasında
olivin içeren kayaça lerzolit adı verilir. Kayaç tamamen ortopiroksenden oluúuyorsa
ortopiroksenit veya tamamen klinopiroksenden meydana gelmiúse klinopiroksenit
denir. Çok az oranda olivin ço÷unlukla piroksen türünden meydana gelmiú kayaca
ise vebsterit denir. Bir di÷er anlamda % 40 üzerinde olivin içeren ultramafik
kayaçlara peridotitler, % 40 dan daha az olivinden meydana gelen ultramafik
kayaçlarda piroksenit adı verilir.
Tektonitler, bakiye ultrabazik kayaçlardan olup, magmanın büyüme zonu
altında yükselmesi sırasında katı halde deformasyon geçirmiú kayaçlardır (Coleman,
1971; Juteau, 1975). Tektonit kayaçlar içerisnde yer yer üst mantoya ait parçalar
bulunmakta ve kısmi ergime nedeniyle bazaltik farklılaúma açısından oldukça kısır
görülmektedir (Juteau, 1975).
Boudier ve ark.(1982), ultramafik tektonitlerin oluúumu esnasında mantoda
meydana gelen deformasyonları iki kısma ayırmıútır. Bunlar;
a-Birinci tip deformasyon ultramafik tektonitlerin hemen hemen tamamında
hakim olan deformasyon olup 200-400 bar basınçta ve yaklaúık 1000-1200 oCde
mantoda meydana gelen plastik akma sonucu oluúan deformasyondur. Bu
deformasyonlar peridotitlerin katılaúma sınırına yakın oldu÷u ve okyanus ortası
sırtlarda mantonun yukarıya do÷ru yükselip her iki tarafa do÷ru simetrik bir úekilde
yayılması esnasında oluúmaktadır. Ultramafik tektonitler içerisinde iki tip doku
gözlenmektedir. Bunlardan birincisi kaba taneli porfiroklastik doku olup üst
sevilerde gözlenir. Ultramafik tektonitlerin daha alt seviyelerinde gözlenen ikinci tip
doku ise daha çok taneli granoblastik veya mozayik doku úeklinde kendini gösterir
(Nicolas ve ark., 1980).
b-økinci tip deformasyon ise tektonitlerin taban seviyelerindeki 1-2 km’lik
kısımda gözlenmektedir. Bu deformasyon, 700-900 oC’de ve 1-2 kbar basınçta
63
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
meydana gelmekte ve oldukça yaygın bir úekilde milonitleúme ile kendini
göstermektedir.
Çalıúma alanı içerisinde tektonitler en yaygın kayaç türü olup ço÷unlukla
harzburjit ve daha az oranda dunit band ve paketlerinden oluúmaktadır.
5.2.3.1.(1).Harzburjit
Harzbujitler çalıúma alanı içerisinde en yaygın da÷ılama sahiptir. PozantıKarsantı Ofiyolitindeki harzburjitler porfiroklastik ve granoblastik olmak üzere iki
farklı dokusal yapıda (Bingöl, 1978; Çakır, 1978; Çataklı, 1978) olmasına ra÷men
çalıúma alanı içerisindeki harzburjiterin tamamı porfiroklastik yapıdadır.
Harzburjitlerin serpantinize yüzeyi sarı-kahve ve yeúilimsi renkte olup, taze
yüzey rengi yeúilimsi siyah renklidir (Resim 5.6). Serpantin yüzeylerinde piroksen
kristalleri çıplak gözle ayırt edilebilmektedir (Resim 5.7).
Harzburjitlerin Mineralojik ve Petrografik Özellikleri
Harzburjit kayaçlarında yapılan ince kesitlerin mikroskopta incelemesinde,
% 70-80 olivin, % 15-25 arasında ortopiroksen, % 1-2 klinopiroksen ve % 2-5 kromit
ile de÷iúen oranda serpantin minerallerinden meydana geldi÷i görülmüútür.
Olivin
Harzburjitlerin ana bileúen minerali olan olivinler polarizan mikroskopta,
tek nikolde renksiz, çift nikolde sarı, mavi ve eflatun gibi canlı renklerde
deformasyon sonucu di÷er minerallere göre daha az elastikiyet göstererek
parçalanarak tane boyları küçülmüútür (Resim 5.8 ). Olivin, piroksen tane
sınırlarında daha küçük boyutlara ayrılmıú ve bu küçük taneler piroksen tanelerinin
etrafını mikro milonitik zona benzer yapılar ile çevrelemiúlerdir. Kırılmıú olivin
kristalleri piroksen sınırlarını aúındırmıútır. Olivin bazı kesitlerde piroksen
mineralleri içerisinde kapanımlar halinde görülür (Resim 5.9).
64
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Ortopiroksen
Ortopiroksenler, parçalanan ve küçük taneli olivin kristalleri ile çevrelenmiú
olan kristalleri, çift nikolde gri-sarı renklerde, tek nikolde renksiz olup e÷ilme ve
bükülme yapıları gösterirler (Resim 5.8). Paralel sönme gösteren ortopiroksenler
kayaç içerisinde %15-25 arasında de÷iúen oranda hacme sahiptir. Ayrıca dilinimleri
boyunca bastitleúmeler görülür
Klinopiroksen
Harzburjit içerisinde birincil mineral olarak en az da÷ılıma sahip olan
klinopiroksenler, tek nikolde rensiz, çift nikolde gri tonlarda, e÷ik sönme gösterirler
ve ayrıca 3 yönde belirgin dilinimleri vardır (Resim 5.9). Kayaç içerisindeki ortalama
da÷ılımları %1-2 civarındadır.
Kromit
Harzburjitler içerisinde 1-9 mm arasında kristal boyutlarında
kromitin
varlı÷ı % 5 kadar çıkabilmektedir. Kromit kristalleri polarizan mikroskopta, çift
nikolde opak, tek nikolde kırmızımsı turunçu rengiyle karakteristiktir. Kristallerinin
etrafında farklı kalınlıklarda manyetitleúmeler oldukça sık görülür Deformasyon
sonuçu parçalanmıú ve iki yönde geliúmiú kırık sistemi vardır ve kırıkların arası
serpantin mineralleri ile doldurulmuútur. Kristaller oldukça düzensiz bir kristal
boyutu ve yapısına sahiptir. Kristal boyutu büyük olan kristaller oldukça farklı kristal
yapısına sahip olup tamamen birbirinden farklı úekillerde ve boyutlardadır (Resim
5.10. A-B.). Kristal boyutu küçük olanlar özúekilli olup, bir arada olanlarında
çizgisel bir dizilim görülür (Resim 5.11).
Serpantin Mineralleri
Harzburjitlerde yapılan tüm ince kesitlerde serpantinleúme yaygın olarak
görülmektedir. Kesitlerde, serpantin minerallerin da÷ılımı kesitler içerisinde %10-40
arasında de÷iúmektedir.
65
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.6. Harzburjitlerin arazideki görünümü. Ayrıúım yüzeyleri sarımsı kırmızı
renkte, taze yüzeyleri mavimsi siyah renklidir (Koparan Ocakları).
Resim 5.7. Hazburjitlerin ayrıúma yüzeyi. Beyaz renkli piroksen kristalleri çıplak
gözle ayırt edilmektedir.
66
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Opx
Sp
Sp
0
0,2mm
Resim 5.8.Harzburjitik kayaç içerisinde Olivin, Ortopiroksen ve serpantin
mineralleri. (Ol: Olivin, Opx:ortopiroksen, Sp: Serpantin. Pol mik. çift nikol).
Cpx
0
0,2mm
Resim 5.9. Harzburjit kayaç içinde ortopiroksen kristali ve kapanım úeklinde ve
etrafında olivin kristali (Ol: Olivin, Cpx: Klinopiroksen-Polarizan
mikroskop, çift nikol).
67
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
0
0,2mm
B
0
0,2mm
Resim 5.10. Harzburjit içerisinde birbirinden oldukça farklı yapıda, kırık ve
kenarları boyunca manyetitleúmiú kromit kristalleri (Pol. mik. tek nikol).
A-Olivinler içersinde kromit kristali ve kromitin içinde kapanım halinde
olivin.
B- Olivinler içerisinde tamamen özúekilsiz yapıda, kenar ve kırıkları
boyunca manyetitleúmiú kromit kristali.
68
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Sp
0
0,2mm
Resim 5.11. Harzburjit kayaç mikroskop görüntüsü. Kromit taneleri uzun eksenleri
boyunca dizilim göstermektedir. Serpantin minerali krizotil ise lifsi
yapıdadır. (Polarizan mikroskop tek nikol, Cr: kromit- Sp:serpantin)
5.2.3.1.(2). Dunit
Arazide, harzburjitlerden piroksen kristallerinin % 10 dan az olması ile
ayrılırlar. Ayrıúım yüzeyleri kırmızımsı-sarımsı renkte, taze yüzeyleri zeytin yeúili
renkte olup, bandlar, uyumlu veya uyumsuz cepler úeklinde gözlenmektedir.
Bandların kalınlıkları birkaç cm ile birkaç on cm kalınlı÷ındadır. Cepler úeklinde
görülen dunitler ise oldukça de÷iúken boyutlara sahip olup, bazen 40-50 m
uzunlu÷unda olmasına ra÷men yaygın olarak daha küçük boyutlarda görülmektedir.
Tektonit kayaçlar içerisinde bulunan kromit cevheri dıú kısmını dunitler bir zarf gibi
sarmasından dolayı cevher için klavuz kayaç özelli÷indedir. Kromit cevherinin dıúını
saran dunitler ile kromit yata÷ının boyutu arasında bir ba÷ıntı kurulamamıútır.
Boyutlarının küçük ölçekli olmasından dolayı 1/25 000 ölçekli jeoloji haritasında
gösterilmesi mümkün olmamıútır.
Dunitlerde yer yer % 80-85 oranında serpantiúleúmeler görülür. Serpantinize
bir dunit, %90-95 olivin, %5-10 ortopiroksen ve tali olarak kromit kristallerinden
69
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
oluúur. Bazı kesitlerde kromit kristalleri özúekilli olarak görülür (Resim 5.12).
0
0,2mm
Resim 5.12. Dunit kayaç mikroskop görüntüsü. Olivinler mavi, sarı canlı renklerinde,
özúekilli kromitler ise opaktır. (Cr: kromit. Polarizan mik. çift nikol)
5.2.3.2. Damar Kayaçları
Tektonit harzburjit ve dunitler yer yer farklı kalınlıkta iki tip damarlarla
kesilmiúlerdir (Resim 5.13). Bunlar piroksenit ve gabro bileúimli damarlardır.
Piroksenit damarları genelde KD-GB yönünde dike yakın e÷imli olarak
bulunurlar.
Gabro damarları, piroksenitler ile karúılaútırıldıklarında daha ince bir
kalınlı÷a sahiptirler. Gri beyaz renkli olup bazen pegmatitik özellik gösterirler .
Her iki damar tipinin de etrafında yaklaúık olarak damarın kalınlı÷ı kadar
so÷uma izi bulunmaktadır.
5.2.3.3. Kümülat Kayaçlar
Çalıúma alanının kuzey do÷u bölgesinde çok az bir alanda mostraları
bulunan kümülat kayaçları piroksenitik kümülat ve gabroyik kayaçlardan
oluúmaktadır.
70
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
Resim 5.13. Harzburjitleri kesen damar kayaçları
71
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Arazideki görünümleri pegmatitik özellikte yeúilimsi gümüú renginde
tabakalı bir yapıda olan piroksenitik kümülatlar, makro olarak orta ve ince taneli
özelliktedir.
Tektonik olarak piroksenitik kümülatlar üzerine gelen gabroyik kümülatlar
çalıúma alanı içerisinde oldukça az mostrası bulunmaktadır. Tabakalı yapıda olan
gabroyik kümülatlar birkaç cm kalınlı÷ında vebsterit tabakaları üzerine oturmuú
durumdadır.
5.2.3.4. Dolerit-Diyabaz Daykları
Arazide di÷er ofiyolitik kayaçlardan aúınma dirençlerine ba÷lı olarak daha
yüksek mostra vermeleri ile kolayca gözlenebilmektedir (Resim 5.14). Çok belirgin
olmamakla birlikte daykların KD-GB yönünde bir yönelimleri vardır. Kalınlıkları yer
yer 25-30 m ye çıkabilmektedir. Kalın olan dayklar da, daykın çevresindeki kayaçları
bir miktar metamorfizma etti÷i gözlenmiútir ve daykın dıú kesiminden merkezine
do÷ru bir kristal büyümesi gözlenebilmektedir.
5.2.3.5. Radyoloritler
Ofiyolitik kayaçların derin deniz sedimanter kayaçı olan radyoloritler,
çalıúma alanı içerisinde; kırmızı rengi, kendi içinde kıvrımlanarak oluúturdu÷u
antiklinal ve senklinal yapıları ve di÷er ofiyolitik kayaçlara göre daha yumuúak
morfolojileri ile karakteristiktir (Resim 5.15). Radyolaritlerin içerisinde band ve
mercek úeklinde nabit bakır içeren cevherleúmeler bulunmaktadır.
5.2.3.6. Alüvyon
Çalıúma alanının içerisindeki vadilerde ve çukur alanlarda kötü boylanmıú
alüvyonlar bulunmaktadır. Özellikle ofiyolit-kireçtaúı bindirme sınırını oluúturan
çalıúma alanı kuzeyindeki vadilerde kireçtaúlarından kopmuú ve vadileri dolduran
blok boyutuna varan alüvyonlar yaygın olarak görülür.
72
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.14. Harzburjitleri kesen dolerit diyabaz dayklarının arazı görünümü.
Resim 5.15. Radyoloritik kayaçların arazi genel görünümü (Mazmılı Yayla güneyi).
73
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.3. Cevherleúmeler
Çalıúma alanı içerisindeki cevherleúmeyi dunitik kılıfla harzburjiler
içerisindeki podiform kromitler ile ofiyolitlerin derin sedimanter kayaçı olan
radyolaritler içerisindeki nabit bakır cevherleúmesi oluúturmaktadır.
5.3.1. Kromit Cevherleúmesi
Çalıúma alanı içerisinde kromit cevherlerin tamamına yakın bölümü
podiform tipte yataklanmıú olup çok düzensiz ve küçük rezervli yataklardır.
Podiform tipte yataklanan kromit cevherin yanında küçük ölçekte
mostralarda bantlı tip cevherleúmelerde görülür, fakat yanal devamlılıkları oldukça
sınırlıdır. Kromit cevheri; mercek, kama veya filon úeklinde masif, sacınımlı, bantlı
ve nodüler tiptedir.
Kromit cevheri ile cevherin içerisinde bulundu÷u harzburjitler arasındaki
kontakt ilksel veya tektonik konumlu olup, tektonik dokanaklarda, cevher ile
harzburjitler arasında breúleúmiú bir geçiú zonu bulunmaktadır. ølksel konumlu
kontaklarda cevher kütlesinin genel konumu ile harzburjitlerin konumu uyumlu, yarı
uyumlu ve uyumsuzdur. Tektonizmanın yo÷un oldu÷u bölgelerde cevher kütlelerinde
parçalanarak kopmalar ve deformasyonlar meydana gelmiútir (Resim 5.16).
ønceleme alanı içerisindeki ocak ve mostralarda; masif, saçınımlı, nodüler
ve bantlı tip kromit cevherler oldukça düzensiz da÷ılıma sahiptir. Kromit ocak veya
mostralarında belirtilen cevher tiplerinin hepsini birlikte görmek oldukça güçtür.
Ocak veya mostranın tabanında baúlayan bir cevher tipi daha sonra geçiúli veya
tedrici olarak baúka bir tip cevherleúmeye geçebilmektedir. Bu geçiúin sebebi, büyük
bir kısmı magma odasında kromit çökelmesi sırasında hüküm süren fiziko-kimyasal
koúulların de÷iúmesinden kaynaklanırken, bir kısmı da ofiyolitik masiflerin kıta
üzerine
bindirmesi sırasında
ve
bindirmeden
kaynaklanmıútır (Anıl, 1990).
74
sonraki tektonik olaylardan
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.16.Tektonizmanın sonucu kromit cevherinde görülen sucuklu (Budinaj) yapı
(Gökziyaret Tepe güneyi).
5. 3.1.1. Masif-Kompakt Kromitler
Masif tip kromit cevheri, en yaygın cevher tipidir. Mercek veya filon
úeklinde cevherleúen masif kromitlerde merceklerin ve filonların boyutları oldukça
de÷iúkendir. Mercek ve filonların uzun eksenleri birkaç 10’cm den (Resim 17 A-B,
mercek yapısında masif kromit) baúlayarak 70-80 m boyutuna ulaúabilmektedir
(Koparan Oca÷ı). Kromit merceklerinin etrafı farklı kalınlıkta dunitik kuúak ile
çevrilidir (Resim 17. C-D ). Arazide küçük ölçekli merceklerde yapılan makro
gözlemlerde kromit merce÷inin merkezi kesimlerinde, kromit kristalleri kenar
kısımlara göre daha iri kristallerden meydana gelmiútir ve merce÷in merkezinden
uzaklaútıkça kristal boyutlarında gözle görülür bir küçülme görülür. Bazı mostra ve
el örneklerinde kromit merce÷inin merkezi kesimleri daha düúük tenörlü masif
75
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
C
D
Resim 5.17. Masif kromit cevheri arazi ve el örneklerindeki resimleri.
76
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
cevher ve sacınımlı cevher ile kuúatılmıútır. Masif kromit cevherlerinin merkezi
kısımlarında, kromit kristalleri hacimsel olarak % 90-95’e ulaúabilmekte ve makro
olarak kristaller ayırt edilebilmektedir.
Masif kromit cevherinde makroskopik olarak iki tür yapısal doku görülür;
* Tektonizmanın çok az oldu÷u mostra ve ocaklarda, kromit cevherini
oluúturan kristaller ile bunların arasını dolduran olivinlerin arasındaki dokanak
iliúkisi ilksel yapıdadır (Resim 5.18 ).
* Tektonizmanın yo÷un olarak görüldü÷ü bölgelerdeki ocak ve mostralarda,
kromit kristallerinde ve serpantinize olivinler ilksel konumlarını kaybederek,
içerisinde bulundukları merçek veya filonun genel uzanım do÷rultusunda uzama ve
gerilmeler görülür (Resim 5.19 ).
5.3.1.2. Saçınımlı (Dissemine) Kromitler
Saçınımlı kromit cevher, masif cevherden sonra en yaygın da÷ılıma sahip
cevher tipi olup, tüm ocak ve mostralarda görülür. Yan kayaç dunite göre daha fazla,
masif cevhere göre ise çok az kromit cevheri bulundurur. Sacınımlı cevher tipi
kromit merce÷inin etrafını kuúatır konumda veya kromit merce÷inden ba÷ımsız
cevher olarak dunitler içerisinde görülürler. Kromit merce÷inin etrafındaki sacınımlı
kromit cevheri ile merce÷inin büyüklü÷ü arasında bir ba÷ıntı kurulamamıútır.
Merce÷in boyutu ister 5-10 cm olsun (Resim 5. 20. A) veya daha büyük olsun her iki
tipte de saçınımlı kromitler görülebilmektedir. Bazı örneklerde kromit kristallerin de
yönelim görülebilmektedir (Resim 5. 20. B)
Saçınımlı kromit cevherleri makroskopik kristal boyutları bakımından iki
farklı yapıdadır;
* Nispeten küçük kristal boyutlu saçınım cevher; kromit kristalleri 0.1-0.5
mm arası kristallerinden oluúur ve kristallerin birbiriyle dokanakları yoktur.
Ortalama % 10-15 kromit cevheri içermektedir (Resim 5.20. C ).
* Nispeten büyük kristal boyutlu saçınımlı cevher; kromit kristalleri, 0.5 1
mm arasında ve kristallerin yaklaúık % 50’ si birbiriyle dokanak iliúkilidir. Ortalama
% 20-25 cevher içermektedir.
77
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.18. Deformasyona izi görülmeyen masif kromit cevheri
Resim 5.19 Deformasyon sonucu dunitik matriks kromit cevheri içerisinde belirgin
bir yönelim kazanmıútır.
78
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
C
Resim 5. 20. Saçınımlı kromit cevher örnekleri.
79
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.3.1.3. Nodüler Kromit
ønceleme alanı içerisinde nodüler kromit, yaygın olarak Gavurgeri Tepe batı
ve kuzey bölgesindeki ocak ve mostralarda görülür. Nodüler kromiti oluúturan
nodüler; yuvarlak, elipsoidal veya köúeli úekilde dunitik matriks içerisindedir
Nodüllerin uzun eksenleri 5-35 mm arasında de÷iúmektedir (Resim 5. 21-A-F).
Nodüler kromit cevheri nodüllerin úekli yönünde iki farklı tiptedir.
* Birinci tip, nodüller yaklaúık eú boyutlu olup, elipsoidal veya yuvarla÷ımsı
yapıdadır (Resim 5.21 A. ).
* økinci tip, nodüller eúboyutsuz, ve yer yer köúeli nodüller içeren cevher
tipidir (Resim 5.21. B-C.).
Her iki gruba ait nodüllerin uzun eksenleri yata÷ın genel uzanım yönüne
paraleldir (Resim 5. 21. D.)
Nodüllerin içerisindeki kromit cevheri iki farklı yapıdadır.
* Masif yapıda; kromit kristalleri masif cevher yapısında olup kristaller
birbiriyle kenetlidir ve matriks içermezler (Resim 5. 21.A).
*Nodüller masif yapıda olmayıp, yaklaúık olarak % 15-20 arasında
serpantinize dunitik matriks içermektedir (Resim 5.21. E).
Nodüler tip kromit cevherinin sadece podiform tip kromitlerde görülmesi,
staritiform ve podiform tip yatakların en ayırtman özelli÷idir (Thayer, 1969).
Nodüllerin oluúumu, kromitçe zengin nodüllerin tekrar magma içerisine
karıúmadan ve olivince zengin bandlar içinde zamanla sertleúerek, u÷radı÷ı tektonik
olayların úiddetine göre de úekilleri bozulabilmektedir. Yüksek sıcaklıkta ve hızlı
kristalleúmeler sırasında nodüllerin içinde dantritik yapılar geliúebilmektedir
(Dickey, 1975).
5.3.1.4. Bantlı Kromit
Çalıúma alanı içerisinde en az da÷ılıma sahip cevher tipidir. Bantlı
kromitler, kalınlıkları 0.5-20 cm arasında de÷iúen cevherli seviyeler ile dunitlerin
ardalanmasından meydana gelmektedir. Bant kalınlıkları oldukça de÷iúken olan bu
80
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
cevher tipinde, bantların kromit içerikleri oldukça de÷iúkendir. Masif karakterli bir
bantdan sonra saçınımlı bir bant onu takip edebilmektedir (Resim 5. 22). Yada iki
farklı kromit seviyeleri peúpeúe birbirini izleyebilmektedir. Bantlı tip kromitlerdeki,
kromitlerçe daha cevher içeren seviyeler bile dunitlerin ortalama kromit
içeriklerinden fazla kromit bulundururlar. Kromit bantları içerisinde dunit blokları ve
kromitleri kesen damarlar içermektedir (Resim 5.23. ).
Kromit içerisinde dunit blokları bunların aynı anda ve oldukça hızlı
kristalleútiklerini gösteriri (Leblanc, 1980).
Bantlı kromitler, ultrabazik bir magmadan itibaren yan konveksiyon
akımlarının etkili olmadı÷ı bir ortamda, kromit ve olivin kristallerinin magmatik
sedimantasyonla üst üstte birikmesiyle oluúmaktadır. Segragasyon sırasında kromitin
doygun hale ulaútı÷ı sırada zengin cevher bantları, doygunluk sınırında ise olivinin
hakim oldu÷u steril bantlar oluúmaktadır (Anıl, 1990).
5.3.1.5. Karıúık Cevher
Masif, sacınımlı, noduler ve bantlı tip kromit cevherlerin yanında karıúık
tipte cevherleúmeler de çalıúma alanı içerisinde mostra ve ocaklarda görülmektedir.
Karıúık tip cevher olarak , en az iki tip cevherin bir araya gelen ve cevher tiplerinin
her oranda bulunabildi÷i cevher tipidir.
5.3.2. Kromit Yatakları (Ocakları)
Çalıúma alanı içerisinde kromit yata÷ı olarak
Koparan,
Ortaseki (Yeniyayla I),
Mahmut (Yeniyayla II),
Çemberatan ve
Hakverdi (Gavurgeri) ocakları bulunmaktadır.
81
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
B
A
0
1 cm
0
1 cm
D
C
0
1 cm
0
1 cm
E
F
0
Resim 5. 21. Nodüler kromit cevher örnekleri.
82
1 cm
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5. 22. Bantı tip kromit cevherlerinde masif yapıda bir bantdan sonra bunu
takip eden sacınmlı bantın gelmesi.
Resim 5.23. Bantlı tip kromit cevherinde dunit blok ve damarı.
83
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.3.2.1. Koparan Ocakları
Koparan Da÷ bölgesinde Gavurgeri Tepe (2727) ve eteklerinde önceki
yıllarda daha ziyade mostra madencili÷i esasına dayalı olarak çalıúan küçük ocaklar
ve Ana Koparan oca÷ı bölgedeki Koparan Ocakları olarak bilinmektedir. Buradaki
mostra madencilik esasına göre yapılan küçük ocaklar co÷rafik zorluklardan dolayı
terk edilmiútir. Ana Koparan Oca÷ı 1949 yılında Gavurgeri Tepedeki filon úeklinde
iki adet kromit mostrasının iúletilmesi ile baúlanmıú sonraki yıllarda yer altı
iúlemecili÷i yapılarak devam etmiútir. Cevher üretimi geçen süre içerisinde aralıklı
çalıúmalarla yaklaúık 30-35 bin ton kromit cevheri çıkartılmıútır (Maden Müh., Ali
Kara sözlü görüúme, Çeltik Madencilik). Koparan oca÷ı yeri ve konumu tespit
edilmiú olan dört adet mercekten oluúmaktadır (ùekil. 5.2.). Bu merceklere 2430
(resim 5.24) ve 2490 m kotlu K-G yönünde ve 2480 m kotlu KB-GD yönünde
açılmıú üç adet galeri ile imtiyaz sahibi úirket tarafından iúletme planı
oluúturulmuútur. Mercekler yaklaúık 75-80O KB ya dalımlı olup ilgili úirket
tarafından yapılan sondajlarda merce÷in uzun ekseninin 75-100 m civarında oldu÷u
tahmin edilmektedir. 1 nolu merce÷e ait kesit úekil 5.3.’de görülmektedir.
Koparan oca÷ında ana cevher tipi masif yapıda olup maden iúletmecileri
arasında takoz olarak nitelendirilmektedir. Mostralarda özellikle Gavurgeri Tepe batı
bölgesinde nodüler ve saçınımlı cevhere rastlanmıútır.
5.3.2.2. Ortaseki (Yeniyayla I) Oca÷ı
Tozlu Tepe KB’sında derin bir vadi içerisinde bulunan Ortaseki Oca÷ı
bölgenin kromit cevheri üretimi bakımından en zengin oca÷ı olmasına ra÷men son 10
yıl içerisinde ruhsat sahibi úirket politikasından dolayı üretim yapılmamıútır. Bu ocak
1955 yılında mostralardaki cevher üretimi ile baúlanmıú daha sonraki yıllarda yer altı
üretimine geçilmiútir. Çalıútırılan süreler içersinde, önemli bir bölümü masif yapıda
olmak üzere, yaklaúık olarak toplam 100 bin ton kromit cevher üretimi yapılmıútır
(Maden Müh., Ali Kara sözlü görüúme, Çeltik Madencilik ).
84
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.2. Koparan Oca÷ı maden haritası.
85
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
2384m
ùekil. 5.3. Koparan oca÷ı 1 nolu merce÷e ait A-A′ kesiti
Resim. 5.24. Gavurgeri Tepe de bulunan Koparan Oca÷ı genel görünümü (Kuzeye
bakıú).
86
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.3.2.3. Mahmut (Yeniyayla II) Oca÷ı
Tozlu Tepe KD’sun da yer alan ocakta açık iúletme ve yer altı üretimi
birlikte yapılmaktadır. Ocak içerisinde üç adeti yüzeyde mostrası bulunan
merceklerde açık iúletme ve iki adet yüzeyde mostrası bulunmayan mercekte yer altı
üretimi yapılmaktadır (ùekil 5.4.). 2 nolu mercek K45D yönünde sol yönlü do÷rultu
atımlı bir fay ile mercek ikiye bölünmüútür. 5 nolu mercek ise yaklaúık KG
do÷rultulu sa÷ yönlü bir fay ile bölünmüútür. 4 nolu mercek açık iúletme metodu ile
iúletilmiútir. 1 ve 3 nolu mercekler iúletme yapan úirket tarafından yapılan maden
sondajları sonucu yeri tespit edilmiú ve 1648 kotunda giriú yapılan galeri cevhere
ulaúılmıútır. Mahmut Oca÷ındaki mercekler masif yapıda olup merceklerin etrafı
daha düúük tenörlü sacınımlı cevher ile kuúatılmıútır. 1 ve 2 nolu merce÷in arasında
40 cm kalınlı÷ında harzburjit kayaçları kesen gabro damar kayacı bulunmaktadır
(Resim. 5.25.).
5.3.2.3. Çemberatan Oca÷ı
Çalıúma alanı güneyinde Çemberatan bölgesinde bulunan Çemberatan oca÷ı
1990’lı yılların baúında krom fiyatların yükseldi÷i dönemde açılmıú ve daha sonra
terk edilmiútir. Ocak D-B yönünde tahminen 50-60 m giriúi çökmüú olarak bulunan
galeri ile harzburjitler içerisindedir. Mostralarında sacınımlı, nodüler ve nodüllerin
bir araya oluúturdukları bantlı cevher tipleri bulunmaktadır.
5.3.2.4. Hakverdi Ocakları
Hakverdi Ocakları, Koparan Da÷ Batı kesiminde 1990’lı yılların baúında
açılmıú ve daha sonra terk edilmiútir. Ocaklarda 11 adet D-B yönünde açılmıú
a÷ızları kapatılmıú veya çökertilmiú halde galeri bulunmaktadır. Nodüler cevher ve
masif yapıda cevherin bir araya gelmesi ile oluúmuú karıúık cevher tipine sık olarak
rastlanmaktadır (Resim 5.26).
87
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.4.Mahmut Oca÷ı maden haritası.
Resim 5.25. Mahmut oca÷ı harzburjitleri kesen yaklaúık 40 cm kalınlı÷ında gabro
damar kayacı.
88
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.26. Koparan da÷ batı kesiminde yer alan Hakverdi Ocak mostralarında
nodüler cevher ve masif yapıdan oluúan karıúık tip kromit cevheri.
5.3.3. Kromit Cevheri Mikroskop Çalıúması
Hazırlanan masif, saçınımlı, nodüler ve bantlı kromit cevher örneklerinin
parlak kesitlerinde elektron ve klasik cevher mikroskopunda mineralojik incelemeler
yapılmıútır. Kesitlerde cevheri oluúturan kromit kristalleri ile birlikte bulunan nikel,
nikel-sülfür, alaúımlar, nabit gümüú ve kromitlerin dönüúüm mineralleri olan stiktit
ve manyetit mineralleri gözlenmiútir.
5.3.3.1. Kromit (FeCr2O4)
Masif cevher, bantlı masif ve iç yapısı masif yapıda olan noduler
cevherlerde kromit kristallerinin tamamına yakını yarı özúekilli ve özúekilsiz yapıda
oldu÷u ve çok az bir oranın ise öz úekilli kristal yapısında oldu÷u görülmüútür
(Resim 5.27. A) Nispeten küçük boyutlu kristallerden oluúan saçınımlı cevher ise
daha çok özúekilli kristal yapısındadır.
89
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
*øncelenen tüm kesitlerde kromit kristallerinde yo÷un deformasyonlar
sonucu kristaller kataklastik özellik kazanmıú olup ilksel yapıda korunmuú kromit
kristaline rastlanmamıútır ve bundan dolayı kristallerin kesin sınırları ayırt etmek
oldukça güçtür (Resim5. 27 B).
* Masif yapıda (masif, masif yapılı nodüler veya masif yapılı bantlı cevher)
olan kesitlerde kristaller birbiriyle olan dokanakları genelde kesitlerde kenetli
konumdadır (Resim 5. 27. C).
* Kristaller genelde iki yönde birbirine parelel geliúmiú kırık sistemine
sahiptir. Bu iki kırık sistemine ço÷u zaman dik yönde geliúmiú ikinci bir kırık
sistemi vardır. Kırık sistemleri arasında kayma düzlemleri oluúmuú ve kromit
parçaları küçük bloklara ayrılarak çek-ayır (pull-apart) yapıları oluúmuútur
(Resim 5. 27. D-E).
*Kristaller
içerisinde
kayaç
yapıcı
silikat
mineralleri
sık
olarak
görülmektedir. Görülen bu silikat minerallerinin, kromitin içerisinde yataklandı÷ı
dunitten yapılan ince kesitlerde bunların olivin oldu÷u, daha sonra serpantin
minerallerine dönüútü÷ü gözlenmiútir. Parlak kesitlerde görülen bu serpantinleúmiú
olivinlerin hem yuvarla÷ımsı damlalar úeklinde hem de kaba köúeli úekillerden
oluúmuú olup boyutları oldukça düzensiz yapıdadır. Ayrıca içerisinde bulundu÷u
kromit kristalinin boyutu ile silikat minerallerinin boyutu arasında bir iliúki
kurulamamıútır (Resim.5.27. A-F).
5.3.3.2. Pentlantit [(Fe, Ni)9 S8]
Birincil sülfür minerali olan pentlantit, küçük kristaller úeklinde kromit
kristalleri ve matriks içerisinde bulunur. Di÷er nikel minerallerinden açık beyaz
rengiyle ve anizotrop olması ile ayırt edilir. Tane boyutları ortama 5-10 µm
boyutundadır (Resim 5.28).
5.3.3.3. Manyetit (Fe3O4)
Yapılan kesitlerde kromitten sonra en yaygın da÷ılıma sahip olan
90
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
Cr
Cr
Ol
0
0,1mm
0
C
D
Cr
Cr
E
F
Ol
Cr
0
Cr
0,1mm
0
0,1mm
Resim 5.27. Kromit cevheri parlak kesitleri elektron ve maden mikroskop resimleri
(Cr: kromit, Ol: Olivin).
91
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
manyetittir. Manyetit, kromit kristallerinin etrafında bunları sarar konumdadır. Dunit
kayaç örneklerinde yapılan ince kesitlerde kromit’in etrafındaki manyetit
mineralleúmesi daha belirgin olarak görülmektedir (Resim 5.11. B-C ).
Manyetitleúme,
iki úekilde meydana gelmiútir. Birincisi; olivinlerin
serpantinleúmesi sonucu açı÷a çıkan FeO’in kromit kristallerinin arasında meydana
gelmiútir. Bu úekilde oluúan manyetit, bazı kesitlerde martitleúerek hematite
dönüúmüútür. økincisi ise; kromit kristallerinin kenar ve kırıkları boyunca altare
olarak açı÷a çıkan FeO daha sonra manyetite dönüúmüútür.
Serpantinleúme sırasında ortamda bulunan Fe+3 de÷erli katyonların bir
bölümü lizardit, klorit ve antigoritn yapısında toplanır, fakat önemli bir bölümü
manyetiti oluúturur (Hanley, 1996).
Serpantinleúme olayların hüküm sürdü÷ü úartlarda kromit kristalleri Fe
bakımından zenginleúirken, Al ve Mg ortamdan uzaklaúır ve manyetit kromitin
etrafında onu saran kuúak úeklinde meydana gelir (Leblanc ve Nicolas, 1992).
5.3.3.4. Millerit (NiS)
Çok küçük, taneler ve çubuklar úeklinde kromit kristalleri içerisinde ve
martiks mineralleri içerisinde gözlenmiútir. Di÷er nikel minerallerinden anizotrop
olması, úekillerinin çubuk ve i÷nemsi ve olması ile ayrılır. Bazı kesitlerde millerit
mineralleri eksenleri aydı do÷rultuda 2-3 mineral birbirini takip eder konumludur
(Resim 5.29). Mineral kimyası olarak bir adet millerit mineralinde analiz yapılmıútır.
5.3.3.5. Avaruit (Awaruite) (Ni2Fe-Ni3Fe)
Avaruit,
kromit
kristalleri
parlak
kesitlerin
maden
mikroskopu
incelenmesinde di÷er nikel minerallerinden yüksek iç yansıması ile ayrılır. Kromit
parlak kesitlerinde üç adet avaruit minerali analizi yapılmıútır. Elektron
mikroskopunda çekilen resimlerde kristallerin yüzeylerinin homojen bir yapıya sahip
olmadıkları görülmüútür. Kristal boyutu oldukça de÷iúken olup, elektron mikroskop
incelemelerinde 10-50 µm arasında oldu÷u görülür (Resim 5.30 A-B).
92
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.28. Kromit kristalleri içerisinde pentlandit minerali
Resim.5.29. Kromit kristali içerisinde uzun eksenleri aynı do÷rultuda millerit
mineralleri.
93
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
Resim 5.30 Kromit cevheri parlak kesitlerinde avaruit mineraline ait elektron
mikroskop resimleri. A-Masif görünümlü avaruit minerali. B.-Kromit
kristalinin kenarında oluúmuú öz úekilsiz avaruit minerali.
94
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.3.3.6. Nabit Gümüú (Ag) Kristalleúmesi
Nabit gümüú, çalıúma alanı içerisinde kromit cevherinde yapılan parlak
kesitlerde, cevher mikroskopunda kuvvetli aniztrop özelli÷inde ve 10-20 µm boyut
aralı÷ında de÷iúen kümemsi yapıda kristallerden oluúmaktadır. Mineral kimyası
analizlerinde yapılan beú adet analiz sonuçunda nabit gümüú kristallerinin %96.83998.821 Ag elementi içerdi÷i görülmüútür (Bölüm 5.7.4). Kristal kümeleri; kromit
minerallerinin kenarlarında,
tektonizma sonucu meydana
gelmiú kırık
ve
çatlaklardaki çek-ayır (pull-apart) boúluklarında ve aynı zamanda serpantinize
matriks içerisinde görülür. Boúluklarda görülen nabit gümüú kristalleri içerisinde
bulundukları boúlukları tamamen doldurmazlar, bunlar muhtemelen boúlukları tam
olarak doldurmuúlardır fakat parlak kesitlerin yapımı aúamasında bu küçük
kristallerin bir kısmı ortamdan uzaklaúmıútır. Elektron mikroskop görüntülerinde
kristallerin kısa eksenlerinin ortalama 1-2 µm uzun eksenlerinin ise 10 µm kadar
çıkmaktadır. Elektron mikroskopunda yapılan çalıúmada bunların her zaman
kümemsi yapıda oldu÷u görülmüú olup, tek baúına bir kristal tespit edilememiútir.
(Resim 31).
5.3.3.7. Cu-Zn Alaúımı
Parlak kesit incelemelerinde ayırt edilmesi pek mümkün olmayan fakat
elektron mikroskobunda ve mineral kimyası analizlerinde varlı÷ı tespit edilen Cu-Zn
alaúımları kesitlerde nadir olarak görülmektedir. Kromit kristallerinin kenarlarında
beyaz renkli ve yüksek anizotrop özelli÷inde, ince sıvanımlar úeklindedirler (Resim
5.32). Bu alaúımların belirli bir sistematik yapı taúımadıkları görülmüútür.
5.3.3.8. Stiktit (Stichtite) [Mg6Cr2(OH)16CO34H2O]
Genelde ofiyolitlerin Cr’ca zengin serpatinleúmiú kayaçları içinde bulunan
stiktit minerali, pyorarit [Mg6R2(OH)16CO34H2O, R3+=Fe, Cr] (pyroaurite) grubu
mineralinden Mg ve Cr içeren sulu karbonat-hidroksit’tir. Manyetit’den sonra oluúur.
95
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
Cr
Ag
Ag
B
Cr
C
D
Ag
Ag
E
F
Ag
Ag
Resim 5.31 Kromit cevheri parlak kesitlerinde kromit kristalleri ve matriks içerisinde
nabit gümüú kristal kümeleri (Cr: Kromit, Ag: Nabit Gümüú).
A-Matriks içerisinde gümüú kristal kümeleri (cevher mikroskopu).
B-Kromit kristali içerisinde gümüú kristal kümeleri (cevher mikroskopu).
C-D-E-F-Farkı boyut ve yapıdaki gümüú kristal kümelerinin yakın plan
görünümü (elektron mikroskop).
96
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.32. Kromit parlak kesitinde kromit kristali kenarında Cu-Zn alaúımları
(elektron mikroskop).
ve bu mineralin oluúması için, önemli miktarda akıúkan maddenin hem H2O ve CO2
olarak ayrılması ve hem de buhar fazında karıúması gerekmektedir. Ortamdaki
serpantinleúme
olaylarından
Serpantinleúme
sırasında
etkilenmez
yüksek
Al’lu
(Ashwal
kromit
ve
Cairncross,
1997).
[55-60<Cr=100XCr/(Cr+Al)]
kristalleri bozuúmaya u÷rayarak klorit veya/ve manyetit oluúturur, fakat düúük Al’lu
[55-60>Cr=100XCr/(Cr+Al)] kromitlerde ise manyetit oluúturur klorit oluúturmazlar
(Pinset ve Hirst, 1977., Whittaker ve Watkinson, 1984, Hanley, 1996).
Tektonizma sonucu kataklastik yapı gösteren kromit parlak kesitlerinde
kristallerinin kenarları kırık ve çatlaklarında psödomorf yapıda stiktit mineralleúmesi
görülür. Stiktit mineralleúmesin görüldü÷ü kesitlerde, kromit kristal parçaları relikt
yapıdadır. Stiktit oluúumu yer yer kromit kristallerinin etrafında 0.5 mm’ye
çıkabilmesine, ra÷men genelde 25-30 µm arasındadır (Resim 5.32). Yapılan 5 adet
kromit cevheri XR-D analizlerin 4 adetinde 5 ayrı noktada 2 theta (θ) de÷eri elde
edilmiútir.
Barnes (2000), tarafından Do÷u Avusturya’daki kromitlerde yaptı÷ı
araútırmada, kromitlerin düúük yeúil úist fasiyesinde metamorfizması sonucu stiktit’e
dönüútü÷ünü belirtmektedir.
97
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Resim 5.33. Tektonizma sonucu parçalanarak küçük taneler ayrılan kromit kristalleri
içerisinde ve kenarlarında tanelerinin bozuúması ile oluúan stiktit minerali
(Saçınımlı kromit, cevher mikroskopu)
5.3.4 Bakır Cevherleúmesi
Çalıúma alanı içerisinde ofiyolitik kayaçların üzerinde bulunan, derin deniz
sedimanter kayacı olan kırmızı renkli radyolaritler içerisinde bakır cevherleúmesi
bulunmaktadır (Resim 5.34. A). Bakır cevherleúmesi, radyoloritik kayaçların tabakalı
yapısı ile uyumlu olarak süreksiz bant ve mercekler úeklindedir. Mostralarda
bantların uzunlukları 10 m’yi, kalınlıkları ortalama 30-40 cm’yi ve merceklerin uzun
eksenleri 1.5-2m’yi ve kısa eksenleri ise 50-70 cm’ yi bulmaktadır. Mercek úeklinde
cevherleúmede, bir çok mercek birbirini takip edebilmekte ve merceklerin uzun
eksenlerinde çizgisel bir yapı bulunmaktadır. Bantların do÷rultuları ile merceklerin
uzun eksenleri birbirine paraleldir. Bantların ve merceklerin dıú kesimleri,
radyolaritlerden beyaza çalan grimsi rengi ile ayrılmakta ve iç kesimleri siyah-kahve
rengi arasında olup nabit bakır cevheri çıplak gözle görülebilmektedir (Resim 5. 34
B). Bezeda÷ güneyinde vadi içerisindeki kayaç parçaları arasında, 15X3 cm ebadında
masif yapıda bakır kütlesi bulunmuútur (Resim 5.34. C). Bu masif yapıdaki bakır
kütlesi, dıú yüzeyi oksitlenerek yeúilimsi renkte olup, kesme sonucu görülen iç rengi
tipik bakır kırmızısı renkte ve tamamen nabit bakırdan oluúmaktadır.
98
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
C
Resim 5.34. Bakır cevheri mostra ve el örnek resimleri.
A- Radyoloritlerle uyumlu olarak bant ve mercek úeklinde bakır
cevherleúmesi .
B-Kayaç içerisinde bakır kırmızısı renginde ve 2-3 mm boyutlarında nabit
bakır taneleri.
C-Arazide alüvyon kayaçlar içerisinde bulunan bakır kütlesi.
99
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.4. Kromit Cevheri XR-D Analizleri
Çalıúma alanı içerisinde alınan kromit cevher örneklerinde, cevher
numunelerin
içerdi÷i
minerallerin
belirlenmesi
amacıyla,
5
adet
örnekte
XR-D analizleri yapılmıútır (ùekil.5.5, 5.6, 5.7, 5.8, 5.9). XR-D analizleri sunucunda
elde edilen 2 θ de÷erleri, ICPDS (Internatial Centre For Diffraction Data)’nın 2θ
de÷erleri ile karúılaútırılarak örnek içerisinde bulunan mineraller tespit edilmiútir.
Analiz sonuçlarında tespit edilen minerallerin tamamı tablo 5.1.de görülmektedir
100
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil.5 5. Saçınımlı cevher örne÷ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1–1 nolu örnek)
101
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.6. Masif cevher örne÷ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 2 nolu örnek)
102
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.7. Masif cevher örne÷ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 3 nolu örnek)
103
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.8. Nodüler cevher örne÷ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 4 nolu örnek)
104
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.9.Saçınımlı cevher örne÷ine ait XR-Difraktogramı (Tablo 5.1.- 5 nolu örnek)
105
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.1. Kromit cevherlerinden yapılan XR-D analiz sonuçunda tespit edilen 2θ
de÷erleri ve bunlara karúılık gelen mineraller.
1
2
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
2θ
1.46
1.54
1.59
1.60
1.69
1.70
1.75
2.03
2.07
2.08
2.26
2.37
2.39
2.45
2.46
2.49
2.50
2.51
2.52
2.76
2.77
2.93
2.94
2.95
3.00
3.65
3.66
3.68
3.88
3.89
3.92
4.78
4.79
4.80
5.10
5.11
7.29
7.30
7.33
7.37
7.76
1
Analiz Numarası
2
3
4
Kr
5
Kr
Kr
Kr
Kr
Kr
Kl-Kr
Kr-Kl
Kl
Kr
Kr
Kr
Kr
Kl-F-Av
Ag-Av
Kr-Kl
Kr-Kl
F
Ag - F
Kr
F-Kl
Kl-F
Kr
Kr
Kr
Kr
Kr
F-Ml
Ml-F
Ml-Kr
Ml-Kr
Kr
Kl
Kl
M-Kr
Kr
F
Kl
Kl
Kl
F
F
St
Ml
Ml-Kr
Kr
Ml-Kr
Ml-Kr
F
F
Kl
Kl
Kl
St
1.Sacınımlı cevher2.Masif cevher
3.Masif cevher
4.Nodüler cevher
5.Sacınımlı cevher
Kl
Kl
Kl
St
(østanbul Ün. Jeo. Bl. Lab)
(østanbul. Ün. Jeo. Bl. Lab).
(østanbul Ün. Jeo. Bl. Lab)
(TÜBøTAK-MAM. Lab)
(TÜBøTAK-MAM. Lab)
106
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.1’in devamı
Ag : Nabit Gümüú
Ag
Kr :Kromit:
:FeCr2O3
Ml :Millerit
:NiS
Av :Avaruit
:Ni2Fe-Ni3Fe:
F :Forsterit
:Mg2SiO4
Kl :Klinokrizotil
:Mg3Si2O5(OH)4
St :Stiktit
:[Mg6Cr2(OH)16CO34H2O]
5.5. Kromit Cevheri XRF Analizleri
ønceleme alanı içersindeki ocak ve mostralardan alınan masif, nodüler,
saçınımlı ve bantlı kromit cevherinden hazırlanan 10 adet örnek de XRF (X Ray
Fluorencence) analizleri yarı kantitatif (semi quantitative) yöntem ile yapılmıútır.
XRF analiz sonuçu cevherin içerdi÷i ana oksit ve iz element da÷ılımları Tablo 5.2.de
görülmektedir.
Tablo 5.2. Kromit cevherinden yapılan XRF analiz sonuçlarında % oksit ve iz
element (ppm) de÷erleri. (B: Bantlı, M:Masif, S:Saçınımlı, N:Noduler).
Cevher tipi
1
2
3
4
5
6
7
8
9
109
B
B
M
M
N
N
N
S
S
S
Orta
SiO2
45,91 42,33 12,45
3,81 34,70 31,64 23,87 38,75 30,61 41,58 30,57
Cr2O3
11,26 14,24 40,88 50,84 16,67 26,53 34,91 14,96 20,80
MgO
33,57 33,85 23,36 15,10 37,03 28,99 25,40 35,22 35,11 40,09 30,77
7,05 23,81
Al2O3
1,18
1,77 11,44 12,08
3,27
4,25
5,46 1,934
4,61
1,81
4,78
FeO(t)
6,73
7,18 11,34 17,37
7,56
8,10
9,79 7,011
8,19
8,65
9,19
Toplam
98,65 99,37 99,47 99,28 99,23 99,51 99,43 97,87 99,32 99,18 99,13
øz Element ppm
Ni
2840 2590 1710 1140
Ti
220
300
S
100
150
80
Ca
5880
280
Co
80
V
2810 2380 2780 2251
370
560
600
300
540
150
530
-
110
90
60
160
120
130
100
90
110
1540
190
180 10790
390
840 2029
110
200
280
110
110
130
90
110
130
135
120
170
700
990
210
290
400
190
290
90
345
Zn
50
70
200
270
80
110
160
60
110
60
117
Ga
-
850
20
20
-
-
-
-
-
-
296
490
-
-
230
760
230
50
980
870
840
556
Cl
520 1740
2630 1740 1890
107
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.5.1. Kromit Cevheri XR-F Analizi Ana Oksit De÷erleri.
Cevher örneklerinde yapılan analizlerde en yüksek (% 50.84) Cr2O3 oranı
masif cevherde, en düúük (% 14.24) Cr2O3 oranı ise bantlı cevherde elde edilmiútir.
XRF analiz sonuçlarının % oksit de÷erlerinde Cr2O3-Al2O3 ve Cr2O3-FeOt olan
diyagramlarında pozitif (ùekil 5.10.-A-B) ve Cr2O3-MgO arasında ise negatif bir
korelasyon vardır (ùekil 5.10 –C). Cevherin içerdi÷i Cr2O3 miktarı artıkça buna ba÷lı
olarak Al2O3 ve FeOt miktarı da artmakta ve cevherin içerdi÷i Cr2O3 miktarı artıkça
MgO içeri÷i azalmaktadır.
5.5.2. Kromit Cevheri XRF Analizi iz Element De÷erleri
Cevher örne÷inin içerdi÷i % Cr2O3 de÷eri ile iz element (ppm) de÷erleri
arasında oksit de÷erlerin karúılaútırılmasında oksit de÷erlerinkine benzer iliúkiler
bulunmaktadır.
Cevherin içerisinde bulunan % Cr2O3 oranı ile iz elementlerden Zn, V, Ti ve
Co elementleri ppm de÷erleri arasında (ùekil 5.11.A-B-C-D) pozitif Ni elementi ile
negatif bir korelasyon vardır (ùekil 5.11. E).
Ni elementi ma÷matik eriyik içerisinde pentlandit mineralini oluúturmasının
yanı sıra di÷er mineraller içerisinde Fe ve Mg’in yerini alarak özellikle olivin,
kromit, az oranda piroksen ve manyetit’in yapısına girer. Co elementi, iyonik yarı
çapı ve elektronegatiflik de÷erlerinin benzerli÷i nedeniyle Ni’in yer aldı÷ı tüm
minerallerin yapılarına girer (Baú ve Terzio÷lu, 1986). Podiform kromitlerin ana
bileúeni kromit ve olivindir. V ve Zn elementi kromit minerali için uyumlu ve olivin
minerali için ise uyumsuz element’tir. Bundan dolayı Cr2O3 ile V ve Zn elementi
arasındaki
pozitif
korelasyon
kromit’in
modal
mineralojik
özelli÷inden
kaynaklanmaktadır (Zhou ve ark., 1998). øz elementlerin kendi içerisinde de
korelasyon iliúkileri bulunmaktadır (Tablo 5.3.) Burada pozitif korelasyon da en
yüksek de÷er Zn-V elementleri arasında olup 0,983 de÷erinde en az korelasyon
de÷eri ise Ca-S arasında olup 0,493 de÷erindedir. Negatif korelasyon ise en yüksek
de÷er Zn-Ni elementleri arasında olup -0,938 de÷erinde ve en düúük de÷er ise -0,331
108
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
% Al2O3
15
10
5
0
0
10
20
0
10
20
0
10
20
30
40
50
60
30
40
50
60
30
40
50
60
% Cr2O3
A
20
% FeO(t)
15
10
5
0
B
% Cr2O3
50
% MgO
40
30
20
10
0
% Cr2O3
C
ùekil.5.10.Kromit cevheri XR-F analizleri % oksit oranlarının karúılaútırma
diyagramları.
A-Cr2O3-Al2O3 arasında görülen pozitif korelasyonB-Cr2O3- FeOt arasında pozitif korelasyon.
C- Cr2O3-MgO arasında negatif korelasyon.
109
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
1000
V ppm
Zn ppm
1000
100
10
10
0
A
10 20 30 40 50 60
%Cr2O3
0
B
10000
10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
1000
Co ppm
Ti ppm
100
1000
100
10
100
0
C
0 10 20 30 40 50 60
10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
D
% Cr2O3
3000
Ni ppm
2500
2000
1500
1000
500
0
E
10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
ùekil 5.11. Kromit cevherlerinden yapılan XRF analiz sonuçlarının % Cr2O3 ile iz
element (ppm) karúılaútırma diyagramları
A- % Cr2O3-Zn -B- % Cr2O3-V -C- % Cr2O3 -Ti -D- % Cr2O3-Co
diyagramlarındaki pozitif korelasyon.
E- % Cr2O3–Ni arasında bulunan negatif korelasyon diyagramı.
110
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
de÷erindedir. Di÷er iz elementler arasındaki korelasyon de÷erleri bu de÷erler
arasında da÷ılmaktadır. Korelasyon de÷erleri hesaplanırken 3 örnek içerisinde
görülen Ga ve 8 örnek içerisinde görülen Cl elementleri dikkate alınmamıútır.
Tablo 5. 3. Kromit cevheri XRF analiz sonuçları iz element (ppm) da÷ılımlarının
korelasyon matriks tablosu
Ni
Ti
S
Ca
Co
V
Zn
Ni
1,000
Ti
-,845
1,000
S
,742
-,645
1,000
Ca
,549
-,331
,493
1,000
Co
-,820
,864
-,456
-,442
1,000
V
-,901
,893
-,613
-,370
,946
1,000
Zn
-,938
,883
-,722
-,477
,927
,983
1,000
5.6. Bakır Cevheri AAS Analizleri
Radyolaritler içerisinde bulunan bakır cevheri içeren kayaçlardan 5 adetinde
kayacın içerdi÷i Cu, Ni, Co, Zn ve Fe elementleri, Atomik Absorpsiyon SpektroFotometri (AAS) yöntemi ile analizi yapılmıútır. Analiz sonuçları Tablo 5.4. de
görülmektedir. øki örnekte elde edilen % 5.54-4.70 sonuçları oldukça yüksek
de÷erdedir.
Tablo 5.4. Radyolaritler içerisindeki bakır cevherleúmelerinin Atomik Absorpsiyon
Spektro-Fotometri (AAS) yöntemi ile yapılan % element analiz sonuçları.
Örnek
no
C1
C2
C3
C4
C5
0.050
0.090
0.008
0.005
0.730
0.240
0.080
0.008
0.005
0.870
% Element
Cu
Ni
Co
Zn
Fe
5.540
0.050
0.009
0.007
0.630
4.700
0.070
0.012
0.006
0.720
0.480
0.120
0.008
0.005
0.850
Okyanus ortası sırtlarda yapılan sıcaklık ölçümleri ve sırt kayalarında
gözlenen alterasyonlar, deniz suyunun kırık ve çatlaklardaki dolaúımı sonucu sırtın
altındaki kayalardan elementleri çözdü÷ü ve bunları yatak oluúturacak úekilde uygun
111
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
yerlerde biriktirdi÷ini göstermiútir. Yapılan çalıúmalarda, siyah renkli çözeltilerin Fe,
Zn, Cu ve sülfitleri beyaz renkli çözeltilerin ise çok az sülfit minerali, fakat
ço÷unlukla barit birikimine sebep oldukları gözlenmiútir (Hutchinson, 1973).
5.7. Kromit Cevheri Mineral Kimyası Analizleri
5.7.1. Millerit (NiS)
Kromit parlak kesiti içerisinde Ni-S minerali olan millerit kristalinde bir
adet mineral kimyası analizi yapılmıútır (Tablo 5.5). Millerit kristali içerisinde,
kristalin Ni ve S elementleri ile birlikte Cr, Fe, Au ve Ag elementi içerdi÷i de
görülmüútür.
Tablo 5.5. Kromit parlak kesiti içerindeki millerit kristali mineral kimyası analiz
sonucu.
% Element
Ni
S
Cr
Fe
Au
Ag
Toplam
63.122
30.775
2.508
2.215
1.163
0.215
99.998
Örnek no
7/1
5.7.2. Avaruit (Ni2Fe-Ni3Fe)
Kromit parlak kesitlerinde Ni-Fe minerali olan avaruit mineralinde iki farklı
kesitte 3 adet mineral kimyası analizi gerçekleútirilmiútir (Tablo 5.6). Kristallerde Ni
ve Fe ile birlikte Cr ve S elementleri içerdi÷i görülmüútür. Aynı örnekte yapılan iki
farklı mineralde (3/1ve 3/2) Cr elementi birbirine yakın iken di÷er örnekteki (5/1) Cr
elementi bu de÷erlerden oldukça düúük kalmıútır. S elementi ise üç mineraldeki
de÷erleri birbirine yakındır.
5.7.3. Cu-Zn Alaúımları
Bazı kromit kristallerinin kenarlarında bulunan Cu-Zn alaúımlarından 6/1
nolu kromit parlak kesitinde 3 adet mineral kimyası analizi yapılmıútır (Tablo.5.7).
112
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Analizlerde Cu-Zn elementleri ile birlikte alaúımın Ni, Fe ve Cr elementi de içerdi÷i
görülmüútür. Bu elementlerin yapılan noktalardaki de÷erleri birbirine yakın
de÷erdedir.
Tablo 5.6. øki adet kromit parlak kesiti içerinde yapılan avaruit kristali mineral
kimyası analiz sonuçları.
Örnek No
3/1
3/2
5/1
Ni
74.793
75.191
75.781
Fe
22.939
23.072
23.910
Cr
1.983
1.263
0.135
S
0.268
0.372
0.173
99.983
99.989
99.999
% Element
Toplam
Tablo 5.7. Bir adet kromit parlak kesitinde analizi yapılan Cu-Zn alaúımı mineral
kimyası analiz sonuçları
Örnek No
6/1
6/2
6/1
Cu
59.126
63.844
62.180
Zn
19.563
18.387
18.746
Ni
16.278
14.088
13.130
Fe
2.315
1.315
1.997
Cr
2.297
2.296
3.917
99.579
99.93
99.970
% Element
Toplam
5.7.4. Nabit Ag
Kromit kristallerinin içerisinde ve gang mineralleri içerisinde bulunan nabit
Ag kristallerinde 4 adet kesitte 5 adet mineral kimyası analizi yapılmıútır (Tablo 5.8).
Analiz sonuçlarında kristallerinin nabit yapıda oldu÷u ve sadece Ag elementinden
oluútu÷u görülmüútür.
Tablo 5.8. Kromit parlak kesitlerinde yapılan nabit Ag mineralleri mineral kimyası
analiz sonuçları.
Örnek No
117/1
118/1
118/6
9/6
9/2
96.839
98.821
97.663
97.543
97.324
% Element
Ag
113
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Kromit cevheri içerisinde görülen gümüú kristallerinin oluúumu hakkında
iki farklı yorumlama yapılmaktadır. Bunlar;
Leblanc ve Lbouabi (1998)’ın Bou Azzer (Anti-Atlas, MoroccoCezayir)’deki ofiyolitik masif de yaptı÷ı çalıúmada, kuvars diyorit-serpantin tektonik
dokana÷ı boyunca nabit Ag mineralleúmesi oldu÷unu bildirmektedir. Buradaki nabit
Ag mineralleúmesi genellikle K-Na metazomatik zonunuyla sınırlı oldu÷unu,
rodinjitleúmeyi takiben oluútu÷unu ve rodinjit mineralleri ile birlikte bulundu÷unu
bildirmektedir.
Malitich ve ark. (2001) Kraubath Ofiyolit Masifi’ndeki (Avusturya)
podiform kromitlerdeki altere olmuú kromit kristallerinde yaptı÷ı mineral kimyası
çalıúmasında, nabit altın (Au94Ag6) ve Au-Ag alaúımları (Au-Ag alloys)’nın
Au20-Ag80 ile Au30-Ag70 arasındaki de÷erlerde oldu÷unu ve içerisinde kirlenme
olarak Hg, Pd ve Cu elementi içerdi÷ini bildirmektedirler. Yazarlar tespit ettikleri
Au-Ag nabit minerallerinin ve alaúımların ortama hidrotermal olarak geldi÷ini
bildirmektedirler.
5.7.5. Kromit (FeCr2O4)
Çalıúma alanı içerisindeki ocak ve mostralardan alınan kromit cevherinden
hazırlanan parlak kesitlerde kromit kristallerinde mineral kimyası analizleri
yapılmıútır. Analiz noktasının seçiminde kristalin olabildi÷ince kataklastik özellik
göstermemesi, içerisinde silikat, nikel, nabit gümüú ve dönüúüm mineralleri
içermemesine dikkat edilmiú ve buna ba÷lı olarak analiz yapılacak nokta seçilmiútir.
Analizlerde kristalin içerdi÷i % Cr2O3, Al2O3, FeO(t), MgO, TiO2, NiO ve MnO
de÷erleri analizi yapılmıútır. Elde edilen oksit de÷erleri ve bu de÷erlerler kullanılarak
hesaplanan Cr, Al, Fe2+, Fe3+, Mg, Ti, Ni ve Mn elementlerinin katyonik ve rasyo
de÷erleri ile birim hücre boyutları (Å) Tablo 5.9 ‘de ve bunlardan hesaplanan
minimum, maksimum, ortalama ve standart sapma de÷erleri Tablo 5.10.’de
görülmektedir.
Kromit mineral kimyası
analizlerinde; Cr2O3 içeri÷i % 44.07-60.82,
ortalama % 52.87 ve standart sapma 4.09, Al2O3 içeri÷i % 10.96-23.93, ortalama %
114
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
17.24 ve standart sapma 3.50 FeOt % 12.16-19.33 ve standart sapma 1.25 Fe2O3 %
0.66-4.99, ortalama % 2.94 ve standart sapma 0.84, FeO % 10.21-16.67, ortalama %
12.69, MgO % 10.58-16.25, ortalama % 14.45 ve standart sapma 0.98, NiO % 0.010.21, ortalama % 0.11 ve standart sapma 0.04, MnO % 0.01-0.22, ortalama 0.11 ve
standart sapma 0.05 ve TiO2 % 0.03-0.26, ortalama % 0.16 ve standart sapma 0.08.
de÷erindedir.
Kromitlerin bileúimi, oksijen fugasitesi, basınç, sıcaklık (Barnes, 1986;
Murck ve Campbell, 1986; Roeder ve Reynolds, 1991) ve eriyik içerisindeki iyon
de÷iúimi (Irvine, 1967; Lehmann, 1983) ile kontrol edilirken, Cr/Al oranı eriyik
içerisindeki Cr2O3 ve Al2O3’in konsantrasyonuna ba÷lıdır (Zhou ve ark, 2001).
Podiform kromitlerin bileúimleri geniú bir aralıkta da÷ılım gösterirler, fakat tipik
olarak yüksek Al (Al2O3 >%25 ) veya yüksek Cr (Cr2O3= % 45-60) olarak ayrılırlar
(Leblanc ve Violete, 1983). Yüksek Al kromitler genelde trokit daykları ile birlikte
bulunurlar (Thayer, 1969; Hock ve ark. 1986) ve muhtemelen düúük dereceli kısmi
ergime gösteren magmalardan türemiúlerdir (Zhou ve Robinson, 1994). Yüksek Al
kromit yatakları, düúük Mg’lu toleyitk eriyiklerden meydana gelirken, yüksek Cr
kromit yatakları daha yüksek Mg içeri÷ine sahip (boninitik eriyiklere benzer úekilde)
magmalardan türemiúlerdir (Zhou ve ark., 2001). Çalıúma alanı içerisindeki
kromitlerin mineral kimyası analizlerinde elde edilen ortalama Cr2O3=52,87 ve
Al2O3=17,24 de÷eri ile düúük Al ve yüksek Cr’lu kromit özelli÷indedir.
Podiform kromitler manto içerisindeki kısmi ergimenin oranının yükselmesi
ile Cr#=(Cr/(Cr+Al) oranı yükselmektedir. Podiform kromit Cr# oranına göre üç
gruba ayrılmaktadır. Birinci grup, Cr#<0,60, ikinci grup Cr#>0,60 ve üçüncü grup
olarak birinci ve ikinci grup arasındaki geçiú grubunu oluúturmaktadır. Birinci grubu
oluúturan kromitler volkanik yay, stratiform kompleksler ve okyanusal bazaltlar
içerisinde, ikinci grubu oluúturan kromitler ise okyanusal kabu÷a ait kromitlerdir
(Dick ve Bullen, 1984).
Çalıúma alanı içerisindeki kromitler ortalama Cr#0,67 de÷erinde olup, Dick
ve Bullen (1984), tarafından yapılan sınıflamada okyanusal kabu÷a ait kromit
özelli÷indedir.
115
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9. ønceleme alanı içerisindeki kromit cevheri parlak kesitlerinden
yapılan kromit mineral kimyası analizleri ile bunlardan hesaplanan
katyonik ve rasyo de÷erler ile birim hücre boyutları (Å).
1
2
49,88 57,53
Cr2O3
Al2O3
20,95 13,64
Fe2O3
2,91
3,15
FeO
12,81 12,77
15,42 15,61
FeOt
MgO
15,07 14,40
TiO2
0,16
0,24
NiO
0,10
0,08
MnO
0,13
0,13
Toplam
102,01 101,94
Cr
9,2846 11,3194
Al
5,8126 4,0003
Fet
3,5564 3,2489
0,5162 0,5905
Fe+3
Fe+2
3,0350 2,6584
Mg
5,2850 5,3441
Ti
0,0282 0,0449
Ni
0,0183 0,0152
Mn
0,0254 0,0272
Top. Katyon
24
24
0,6769 0,6678
Mg/(Mg+Fe+2)
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr)0,0327 0,0371
Cr/(Cr+Al)
0,6149 0,7389
0,2022 0,2221
Fe+3/Fe+2
Cr/Fe
3,0594 3,4840
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2636 8,2929
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
56,91 57,27 47,46 47,47 47,15 47,32 47,24 47,49 55,62 53,16 53,45 57,10 57,62
13,53 13,63 22,53 22,50 22,66 22,60 22,53 22,25 13,41 14,20 13,18 13,34 13,54
3,96
4,99
3,13
3,18
3,58
3,58 3,04 3,02 2,77 2,63 2,98 2,98 4,53
12,75 12,39 12,55 12,50 12,39 12,83 12,32 12,45 13,94 15,37 13,42 12,62 12,72
15,97 15,61 15,29 15,21 14,88 15,20 15,00 15,13 18,02 19,33 17,91 15,43 15,58
14,24 14,61 15,19 15,27 15,22 14,99 15,29 15,12 13,41 14,20 13,18 14,27 14,42
0,21
0,20
0,22
0,21
0,21
0,24 0,10 0,15 0,14 0,14 0,13 0,12 0,21
0,12
0,07 0,15 0,07 0,10 0,09 0,11 0,13 0,16
0,07
0,06
0,05
0,09
0,17
0,20 0,09 0,13 0,13 0,09 0,10 0,15 0,16
0,20
0,20
0,11
0,07
101,51 101,99101,11101,11100,56100,69100,70100,69 101,44 101,37 98,68 100,84 101,85
11,2566 11,25219,02519,02378,99869,03759,00919,075911,079210,455210,931511,363711,3501
3,9901 3,99156,38766,37496,44716,43376,40396,3385 3,9813 4,1617 4,0175 3,9585 3,9767
3,3418 3,24383,07603,05893,00423,07013,02593,0591 3,7962 4,0222 3,8743 3,2489 3,2458
0,6735 0,66860,55120,54610,50230,47800,54160,5412 0,8585 1,3030 0,9720 0,5930 0,5956
2,6683 2,57522,52492,51282,50192,59212,48432,5179 2,9377 2,7192 2,9023 2,6559 2,6501
5,3126 5,41185,44495,47395,47835,39715,49725,4499 5,0358 5,2641 5,0818 5,3546 5,3558
0,0399 0,04390,01810,02770,02600,02540,02270,0222 0,0406 0,0400 0,0395 0,0424 0,0388
0,0233 0,01460,02920,01410,01980,01810,02060,0245 0,0320 0,0148 0,0119 0,0095 0,0176
0,0356 0,04230,01920,02690,02600,01820,02060,0299 0,0350 0,0419 0,0436 0,0224 0,0152
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
0,6657 0,67760,68320,68540,68650,67550,68870,6840 0,6316 0,6594 0,6365 0,6684 0,6690
0,0423 0,04200,03450,03420,03150,03000,03390,0339 0,0539 0,0818 0,0611 0,0373 0,0374
0,7383 0,73820,58560,58600,58260,58410,58450,5888 0,7356 0,7153 0,7313 0,7416 0,7405
0,2524 0,25960,21830,21730,20080,18440,21800,2149 0,2922 0,4792 0,3349 0,2233 0,2248
3,3684 3,46882,93402,95002,99542,94372,97732,9669 2,9185 2,5994 2,8215 3,4978 3,4969
8,2937 8,29328,25688,25698,25568,25608,25638,1578 8,2963 8,2947 8,2962 8,2934 8,2931
116
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
16
Cr2O3
57,53
Al2O3
13,59
Fe2O3
3,26
FeO
12,56
FeOt
15,50
MgO
14,50
TiO 2
0,24
NiO
0,18
MnO
0,08
Toplam
101,94
Cr
11,3156
Al
3,9844
Fet
3,2249
Fe+3
0,6112
Fe+2
2,6136
Mg
5,3770
Ti
0,0443
Ni
0,0366
Mn
0,0171
Top. Katyon
24
Mg/(Mg+Fe+2)
0,6729
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr 0,0384
Cr/(Cr+Al)
0,7396
Fe+3/Fe+2
0,2339
Cr/Fe
3,5089
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2930
17
57,15
13,73
3,47
12,37
15,49
14,61
0,26
0,17
0,14
101,90
11,2307
4,0231
3,2205
0,6490
2,5715
5,4145
0,0486
0,0336
0,0291
24
0,6780
0,0408
0,7363
0,2524
3,4872
8,2927
18
57,35
13,62
3,34
12,39
15,39
14,67
0,25
0,08
0,04
101,74
11,2860
3,9967
3,2040
0,6256
2,5784
5,4442
0,0459
0,0150
0,0082
24
0,6786
0,0393
0,7385
0,2426
3,5225
8,2925
19
57,72
13,88
3,33
12,51
15,51
14,70
0,21
0,09
0,13
102,57
11,2660
4,0374
3,2014
0,6186
2,5828
5,4101
0,0390
0,0183
0,0278
24
0,6769
0,0389
0,7362
0,2395
3,5191
8,2922
20
57,87
13,74
4,27
11,55
15,39
15,42
0,19
0,14
0,14
103,32
11,1856
3,9582
3,1462
0,7852
2,3610
5,6179
0,0355
0,0269
0,0296
24
0,7041
0,0493
0,7386
0,3326
3,5553
8,2931
21
59,05
11,40
3,71
11,02
14,36
14,93
0,18
0,18
0,13
100,60
11,8216
3,4009
3,0411
0,7078
2,3333
5,6377
0,0349
0,0371
0,0268
24
0,7073
0,0444
0,7766
0,3034
3,8873
8,3008
22
58,72
11,41
3,32
11,42
14,41
14,54
0,19
0,14
0,17
99,91
11,8556
3,4328
3,0766
0,6375
2,4391
5,5342
0,0371
0,0277
0,0361
24
0,6941
0,0400
0,7755
0,2614
3,8535
8,3006
117
23
60,82
11,28
2,49
11,40
13,64
14,87
0,17
0,11
0,09
101,23
12,1158
3,3487
2,8750
0,4718
2,4032
5,5870
0,0318
0,0227
0,0190
24
0,6992
0,0296
0,7835
0,1963
4,2142
8,3005
24
57,39
13,80
2,31
12,26
14,33
14,35
0,06
0,08
0,09
100,34
11,4384
4,1004
3,0209
0,4373
2,5836
5,3940
0,0119
0,0158
0,0186
24
0,6761
0,0274
0,7361
0,1693
3,7865
8,2901
25
57,40
13,09
3,14
12,82
15,65
13,97
0,08
0,06
0,13
100,69
11,4728
3,8998
3,3084
0,5981
2,7103
5,2649
0,0146
0,0116
0,0278
24
0,6602
0,0374
0,7463
0,2207
3,4677
8,2946
26
56,93
13,73
2,42
12,05
14,23
14,34
0,09
0,13
0,09
99,78
11,4055
4,0990
3,0145
0,4612
2,5533
5,4174
0,0172
0,0263
0,0202
24
0,6797
0,0289
0,7356
0,1806
3,7836
8,2903
27
55,55
15,41
3,41
11,48
14,54
15,27
0,13
0,17
0,03
101,45
10,8375
4,4806
3,0011
0,6325
2,3686
5,6171
0,0247
0,0332
0,0059
24
0,7034
0,0397
0,7075
0,2670
3,6112
8,2844
28
55,03
15,19
3,47
10,95
14,07
15,33
0,10
0,08
0,11
100,26
10,8473
4,4634
2,9340
0,6507
2,2834
5,6977
0,0193
0,0160
0,0222
24
0,7139
0,0408
0,7085
0,2850
3,6971
8,2843
29
54,99
15,47
3,28
11,22
14,16
15,22
0,12
0,23
0,01
100,54
10,8096
4,5335
2,9449
0,6129
2,3320
5,6428
0,0221
0,0460
0,0013
24
0,7076
0,0384
0,7045
0,2628
3,6706
8,2834
30
47,55
22,60
3,01
12,98
15,69
15,07
0,16
0,05
0,15
101,57
9,0127
6,3863
3,1458
0,5433
2,6025
5,3854
0,0288
0,0096
0,0313
24
0,6742
0,0341
0,5853
0,2088
2,8650
8,2571
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
33
34
35
36
37
38
39
40
Cr2O3
47,02 45,61
31
32
59,61
59,66
59,06
58,47
58,75
57,39
57,53
58,45 47,73 46,58 46,92 46,35 47,41
41
42
43
44
45
Al2O3
22,72 23,93
11,17 22,93 22,78 22,99 23,06 22,92
10,96
12,83
11,31
11,09
11,24
11,32
11,93
3,22
1,19
1,28
3,56
3,09
3,51
3,82
3,49
FeO
12,46 12,29
16,15
13,76
11,11
11,33
11,23
11,02
11,49
10,70 12,26 12,12 12,13 12,41 12,32
FeOt
15,41 15,18
17,24
15,04
14,31
14,11
14,39
14,46
14,63
14,38 15,14 15,18 15,27 15,35 15,09
MgO
15,31 15,47
10,58
11,77
14,85
14,32
14,70
14,61
14,54
14,97 15,61 15,43 15,70 15,30 15,47
Fe2O3
3,28
4,09
3,21
3,40
3,49
3,27
3,07
TiO2
0,12
0,14
0,14
0,07
0,16
0,19
0,19
0,24
0,24
0,17
0,13
0,15
0,16
0,16
0,16
NiO
0,06
0,14
0,15
0,07
0,14
0,20
0,18
0,11
0,10
0,20
0,16
0,10
0,06
0,13
0,16
MnO
0,11
0,12
0,17
0,08
0,06
0,13
0,02
0,09
0,08
0,06
0,16
0,15
0,07
0,10
0,19
101,08 100,92
98,95
99,52 100,25
98,82
99,82
98,60
99,40
Toplam
99,81 102,19 100,71 101,52 100,78 101,70
Cr
8,9308 8,6246 12,4853 12,2277 11,8695 11,9474 11,8658 11,7192 11,6376 11,7928 8,9634 8,8664 8,8518 8,8147 8,9436
Al
6,4325 6,7453 3,4206 3,9189 3,3871 3,3777 3,3852 3,4444 3,5983 3,3577 6,4180 6,4633 6,4647 6,5380 6,4463
Fet
3,0958 3,0369 3,8192 3,2595 3,0426 3,0499 3,0746 3,1240 3,1310 3,0691 3,0076 3,0561 3,0460 3,0868 3,0101
Fe+3
0,5923 0,5787 0,0384 0,4782 0,6815 0,6002 0,6749 0,7433 0,6718 0,7854 0,5732 0,6159 0,6262 0,5912 0,5520
Fe+2
2,5035 2,4582 3,7809 3,2595 2,3611 2,4497 2,3997 2,3807 2,4592 2,2837 2,4343 2,4402 2,4198 2,4956 2,4581
Mg
5,4842 5,5165 4,1774 4,5489 5,6273 5,5161 5,5961 5,6242 5,5474 5,6950 5,5256 5,5372 5,5841 5,4864 5,5021
Ti
0,0222 0,0257 0,0279 0,0137 0,0310 0,0373 0,0371 0,0466 0,0462 0,0321 0,0227 0,0272 0,0287 0,0280 0,0291
Ni
0,0120 0,0277 0,0318 0,0144 0,0292 0,0424 0,0366 0,0224 0,0214 0,0402 0,0304 0,0198 0,0115 0,0259 0,0313
Mn
0,0226 0,0233 0,0379 0,0169 0,0134 0,0291 0,0048 0,0193 0,0182 0,0132 0,0324 0,0300 0,0133 0,0202 0,0376
Top. Katyon
Mg/(Mg+Fe+2)
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
0,6866 0,6918 0,5249 0,5826 0,7044 0,6925 0,6999 0,7026 0,6929 0,7138 0,6942 0,6941 0,6977 0,6873 0,6912
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0371 0,0363 0,0024 0,0287 0,0428 0,0377 0,0424 0,0467 0,0422 0,0493 0,0359 0,0386 0,0393 0,0371 0,0346
Cr/(Cr+Al)
0,5813 0,5611 0,7849 0,7573 0,7780 0,7796 0,7780 0,7729 0,7638 0,7784 0,5827 0,5784 0,5779 0,5741 0,5811
Fe+3/Fe+2
0,2366 0,2354 0,0102 0,1719 0,2886 0,2450 0,2812 0,3122 0,2732 0,3439 0,2355 0,2524 0,2588 0,2369 0,2246
Cr/Fe
2,8848 2,8400 3,2691 3,7514 3,9011 3,9173 3,8593 3,7514 3,7169 3,8424 2,9803 2,9012 2,9061 2,8556 2,9712
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2562 8,2514 8,3049 8,4056 8,3008 8,3013 8,3010 8,3004 8,2982 8,3014 8,2562 8,2557 8,2553 8,2547 8,2559
118
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
49
50
54
55
56
58
59
60
Cr2O3
44,42 44,07 49,75
46
53,13
53,95 52,35 56,26 49,88
54,46
51,25
51,49 53,12
55,01
52,32
58,13
Al2O3
22,65 22,61 19,75
18,25
17,35 16,55 16,57 18,80
18,45 14,25
15,25
Fe2O3
FeO
3,97
47
4,34
48
3,33
2,17
11,92 11,73 13,55
15,18
51
52
53
16,55
16,25
2,79
2,04
3,29
13,37 12,58 11,52 12,74
14,71
12,52
2,14
2,97
2,62
57
1 ,25
19,55
3,96
2,88
2,05
0,66
13,91 13,93
11,67
10,40
15,30
1,34
FeOt
15,50 15,63 16,55
17,13
15,29 15,25 13,88 15,25
16,55
15,48
15,11 17,49
14,25
12,25
15,90
MgO
15,13 15,12 14,27
13,25
14,27 14,12 15,65 14,26
13,27
13,84
13,55 12,85
14,87
16,25
13,12
TiO2
0,15
0,16
0,18
0,12
0,14
0,19
0,13
0,09
0,15
0,14
0,13
0,14
0,21
0,03
0,19
NiO
0,01
0,13
0,16
0,15
0,14
0,15
0,13
0,10
0,14
0,06
0,11
0,19
0,13
0,11
0,16
MnO
0,12
0,19
0,12
0,22
0,01
0,18
0,14
0,08
0,08
0,15
0,01
0,18
0,14
0,01
0,01
98,37 98,35 101,11 102,47 101,37 99,09 103,02 98,74 101,40
97,50
Toplam
98,99 98,62 100,16 100,72 102,82
Cr
8,6401 8,5777 9,6243 10,2883 10,511910,444710,7555 9,8865 10,7116 10,3970 10,231110,8406 10,8817 10,0302 11,3644
Al
6,5676 6,5608 5,6953 5,2668 5,0409 4,9212 4,7211 5,5537 4,8517 4,9137 5,4659 4,3359 4,4961 5,5862 4,4439
Fet
3,1883 3,2180 3,3859 3,5078 3,1508 3,2177 2,8058 3,1964 3,4428 3,3221 3,1765 3,7745 2,9823 2,4830 3,2873
Fe+3
0,7357 0,8034 0,6127 0,3992 0,3961 0,5639 0,4769 0,5259 0,3825 0,6345 0,2535 0,7684 0,5417 0,3746 0,1229
Fe+2
2,4526 2,4147 2,7733 3,1086 2,7548 2,6538 2,3290 2,6706 3,0603 2,6876 2,9230 3,0061 2,4407 2,1084 3,1644
Mg
5,5481 5,5489 5,2030 4,8395 5,2412 5,3122 5,6408 5,3056 4,9230 5,2950 5,0763 4,9431 5,5442 5,8734 4,8355
Ti
0,0283 0,0291 0,0339 0,0228 0,0256 0,0351 0,0233 0,0170 0,0271 0,0274 0,0248 0,0276 0,0403 0,0046 0,0344
Ni
0,0018 0,0259 0,0319 0,0301 0,0280 0,0307 0,0249 0,0238 0,0270 0,0120 0,0224 0,0390 0,0258 0,0205 0,0326
Mn
0,0258 0,0396 0,0257 0,0446 0,0017 0,0385 0,0287 0,0170 0,0169 0,0328 0,0030 0,0394 0,0297 0,0023 0,0019
Top. Katyon
Mg/(Mg+Fe+2)
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
0,6935 0,6968 0,6523 0,6089 0,6555 0,6669 0,7078 0,6662 0,6167 0,6633 0,6346 0,6218 0,6943 0,7358 0,6044
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0461 0,0504 0,0385 0,0250 0,0248 0,0354 0,0299 0,0329 0,0240 0,0398 0,0159 0,0482 0,0340 0,0234 0,0077
Cr/(Cr+Al)
0,5681 0,5666 0,6282 0,6614 0,6759 0,6797 0,6950 0,6403 0,6883 0,6791 0,6518 0,7143 0,7076 0,6423 0,7189
Fe+3/Fe+2
0,3000 0,3327 0,2209 0,1284 0,1438 0,2125 0,2048 0,1969 0,1250 0,2361 0,0867 0,2556 0,2219 0,1777 0,0388
Cr/Fe
2,7099 2,6655 2,8424 2,9330 3,3362 3,2461 3,8333 3,0930 3,1113 3,1297 3,2209 2,8721 3,6487 4,0396 3,4571
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2546 8,2552 8,2688 8,2760 8,2769 8,2795 8,2801 8,2695 8,2815 8,2799 8,2707 8,2912 8,2844 8,2652 8,2865
119
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
64
65
66
69
70
71
72
73
74
75
Cr2O3
61
53,45
48,46
58,28
52,18
53,25
54,87
51,29
53,25
55,28
54,25
50,25
48,25
46,21
54,22
56,44
Al2O3
17,46
21,45
15,25
15,65
18,87
17,28
20,11
17,59
16,28
16,25
17,91
20,12
21,22
18,68
15,28
Fe2O3
2,83
3,08
1,85
3,37
2,32
0,97
2,50
1,50
1,98
2,87
4,43
1,89
3,87
1,65
2,36
11,71
13,51
15,30
10,21
13,16
14,98
12,86
14,54
16,67
14,90
11,86
12,55
10,73
13,33
13,16
FeO
62
63
67
68
FeOt
14,26
16,28
17,15
13,25
15,25
15,85
15,12
15,89
18,46
17,48
15,85
14,26
14,21
14,81
15,28
MgO
15,25
14,52
11,32
15,24
14,86
13,24
14,98
13,29
12,25
13,24
15,05
14,21
15,65
14,72
14,21
TiO2
0,18
0,14
0,14
0,25
0,21
0,15
0,15
0,14
0,18
0,20
0,21
0,13
0,16
0,11
0,16
NiO
0,16
0,13
0,15
0,13
0,14
0,13
0,12
0,13
0,15
0,11
0,03
0,09
0,08
0,11
0,14
MnO
0,13
0,15
0,06
0,14
0,11
0,11
0,12
0,15
0,18
0,13
0,01
0,11
0,12
0,08
0,17
101,17
101,44
102,35
97,17
102,92
101,73
102,13 100,59
102,97
101,95
99,75
97,35
98,04
102,90
101,92
Cr
10,3646 9,2698 11,5742
10,5435
10,1432
10,7280
9,7771 10,4966
10,8142
10,6398
9,8582
9,6131
9,0344
10,3458
11,0427
Al
5,0462
6,1171
4,5138
4,7137
5,3592
5,0368
5,7160 5,1678
4,7480
4,7499
5,2381
5,9769
6,1853
5,3139
4,4578
Fet
2,9243
3,2949
3,6037
2,8317
3,0719
3,2770
3,0483 3,3137
3,8189
3,6264
3,2881
3,0046
2,9394
2,9896
3,1629
Fe+3
0,5225
0,5614
0,5223
0,6487
0,4201
0,1798
0,4544 0,2823
0,3693
0,5353
0,8272
0,3592
0,7204
0,2996
0,4393
Fe+2
2,4019
2,7335
3,0814
2,1830
2,6518
3,0972
2,5939 3,0314
3,4495
3,0911
2,4609
2,6455
2,2189
2,6900
2,7237
Mg
5,5738
5,2375
4,2407
5,8072
5,3366
4,8810
5,3850 4,9387
4,5167
4,8962
5,5688
5,3388
5,7694
5,2946
5,2428
Ti
0,0334
0,0258
0,0255
0,0471
0,0388
0,0277
0,0263 0,0266
0,0342
0,0375
0,0383
0,0254
0,0299
0,0203
0,0302
Ni
0,0312
0,0245
0,0297
0,0263
0,0275
0,0261
0,0227 0,0253
0,0301
0,0227
0,0056
0,0172
0,0167
0,0204
0,0281
Mn
0,0266
0,0303
0,0123
0,0305
0,0229
0,0235
0,0247 0,0313
0,0379
0,0275
0,0029
0,0239
0,0249
0,0154
0,0356
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
Mg/(Mg+Fe+2)
0,6988
0,6571
0,5406
0,7268
0,6680
0,6118
0,6749 0,6197
0,5670
0,6130
0,6935
0,6687
0,7222
0,6631
0,6581
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr)
0,0328
0,0352
0,0314
0,0408
0,0264
0,0113
0,0285 0,0177
0,0232
0,0336
0,0519
0,0225
0,0452
0,0188
0,0276
Cr/(Cr+Al)
0,6726
0,6024
0,7194
0,6911
0,6543
0,6805
0,6311 0,6701
0,6949
0,6914
0,6530
0,6166
0,5936
0,6607
0,7124
Fe+3/Fe+2
0,2175
0,2054
0,0000
0,2971
0,1584
0,0581
0,1752 0,0931
0,1071
0,1732
0,3361
0,1358
0,3247
0,1114
0,1613
Cr/Fe
3,5443
2,8134
3,2117
3,7233
3,3020
3,2737
3,2074 3,1676
2,8318
2,9340
2,9981
3,1994
3,0736
3,4606
3,4913
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2760
8,2621
8,2974
8,2803
8,2721
8,2779
8,2577 8,2763
8,2852
8,2840
8,2744
8,2625
8,2590
8,2721
8,2860
Toplam
Top. Katyon
24
120
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
77
78
79
80
81
82
86
87
88
Cr2O3
50,88
76
54,19
57,27
54,26
53,22
57,29
53,27 50,98 49,82 51,12
53,29
53,30
54,20 52,01
58,78
Al2O3
19,54
15,42
15,55
17,85
18,65
12,38
15,85 19,85 18,25 19,84
16,48 19,88
13,89
Fe2O3
3,35
2,39
1,96
2,04
1,65
3,25
11,01
14,10
13,59
14,01
13,84
12,31
FeO
83
84
85
18,96
18,96
2,32
2,51
1,52
12,15 13,50 11,67 12,79
12,05
12,68
2,70
1,99
3,58
89
2,36
90
2,64
2,10
12,67 12,61
13,75
FeOt
14,02
16,25
15,35
15,85
15,33
15,24
14,58 15,28 14,89 14,88
14,31
14,05
14,79 14,98
15,64
MgO
15,88
13,29
14,22
14,12
14,16
14,03
14,26 14,31 14,85 14,81
15,05
14,87
14,39 15,22
14,03
TiO2
0,15
0,20
0,14
0,15
0,13
0,08
0,18
0,10
0,19
0,13
0,11
0,06
0,14
0,11
0,17
NiO
0,13
0,05
0,08
0,09
0,13
0,02
0,15
0,09
0,07
0,09
0,14
0,09
0,13
0,08
0,07
MnO
0,16
0,08
0,15
0,14
0,07
0,09
0,18
0,07
0,15
0,17
0,15
0,08
0,11
0,16
0,01
99,72 102,96 102,66 101,85
99,45
Toplam
101,10
98,74 100,89 98,58 101,27 102,26 101,56 100,48 102,71 102,80
Cr
9,7516 10,8603 11,0957 10,4484 10,2783 11,6019 10,6786 9,8693 9,8667 9,8350 10,1319 10,2600 10,6698 9,8626 11,4958
Al
5,5841
4,6072 4,4900 5,1239 5,3703 3,7387 4,7353 5,7287 5,3874 5,6912 5,3732 5,4395 4,8363 5,6212 4,0484
Fet
2,8426
3,4447 3,1466 3,2273 3,1315 3,2642 3,0926 3,1291 3,1187 3,0277 2,8781 2,8610 3,0790 3,0058 3,2363
Fe+3
0,6114
0,4558 0,3620 0,3746 0,3040 0,6271 0,5160 0,3659 0,6747 0,4255 0,4544 0,2789 0,4416 0,4757 0,3918
Fe+2
2,2312
2,9889 2,7846 2,8527 2,8275 2,6372 2,5766 2,7632 2,4441 2,6022 2,4238 2,5821 2,6374 2,5301 2,8445
Mg
5,7372
5,0216 5,1953 5,1270 5,1561 5,3556 5,3901 5,2234 5,5456 5,3707 5,3969 5,3958 5,3416 5,4432 5,1720
Ti
0,0264
0,0383 0,0262 0,0266 0,0237 0,0162 0,0351 0,0180 0,0356 0,0242 0,0203 0,0108 0,0262 0,0202 0,0320
Ni
0,0250
0,0104 0,0160 0,0184 0,0252 0,0049 0,0298 0,0167 0,0143 0,0170 0,0275 0,0170 0,0250 0,0149 0,0129
Mn
0,0331
0,0174 0,0303 0,0285 0,0149 0,0184 0,0387 0,0147 0,0316 0,0342 0,1721 0,0159 0,0221 0,0321 0,0025
Top. Katyon
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
0,7200
0,6269 0,6510 0,6425 0,6458 0,6701 0,6766 0,6540 0,6941 0,6736 0,6901 0,6763 0,6695 0,6827 0,6452
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0383
0,0286 0,0227 0,0235 0,0191 0,0393 0,0324 0,0229 0,0424 0,0267 0,0285 0,0175 0,0277 0,0298 0,0246
Mg/(Mg+Fe+2)
Cr/(Cr+Al)
0,6359
0,7021 0,7119 0,6710 0,6568 0,7563 0,6928 0,6327 0,6468 0,6334 0,6535 0,6535 0,6881 0,6370 0,7396
Fe+3/Fe+2
0,2740
0,1525 0,1300 0,1313 0,1075 0,2378 0,2003 0,1324 0,2760 0,1635 0,1875 0,1080 0,1674 0,1880 0,1377
Cr/Fe
3,4305
3,1527 3,5262 3,2375 3,2822 3,5542 3,4529 3,1541 3,1637 3,2483 3,5203 3,5862 3,4653 3,2812 3,5521
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2676
8,2848 8,2853 8,2764 8,2721 8,2966 8,2816 8,2667 8,2718 8,2669 8,2726 8,2695 8,2797 8,2678 8,2918
121
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
91
92
93
94
96
97
98
101
102
103
104
105
Cr2O3
56,12
54,22
51,99
52,98 50,91
56,89
55,99
52,98 49,88 50,67
53,42
58,53
56,78
54,22
52,89
Al2O 3
13,25
14,86
15,88
15,86 18,93
14,56
14,03
17,22 18,99 18,79
15,88
13,25
15,32
15,45
14,55
Fe2O3
4,71
3,02
3,37
3,17
3,40
3,11
3,29
3,45
3,16
2,90
2,83
3,63
FeO
12,15
11,87
11,52
11,13 12,04
11,92
12,66
13,16 13,19 11,92
11,25
13,05
12,50
12,34
12,29
FeO t
16,39
14,59
14,56
14,24 14,89
14,99
15,46
15,04 15,88 14,88
14,36
15,89
15,11
14,89
15,56
MgO
14,56
14,03
14,47
14,88 15,01
15,11
14,09
14,11 14,07 15,11
15,03
14,24
14,78
14,34
13,89
TiO2
0,16
0,19
0,08
0,10
0,15
0,18
0,12
0,18
0,08
0,19
0,13
0,17
0,05
0,22
0,11
NiO
0,08
0,11
0,08
0,10
0,10
0,10
0,10
0,09
0,08
0,13
0,12
0,15
0,09
0,14
0,03
MnO
0,09
0,08
0,05
0,20
0,21
0,05
0,10
0,05
0,10
0,02
0,09
0,14
0,11
0,15
0,02
101,12
98,38
97,44
99,37 102,69 102,53
99,69
97,40
Toplam
Cr
95
3,45
98,70 100,52 102,21 100,20
99
2,10
2,99
100
99,89 99,38 100,12
11,1336 10,8992 10,5250 10,5835 9,8823 11,0761 11,1853 10,4673 9,8311 9,8668 10,5998 11,4765 11,0140 10,7957 10,8143
Al
3,9179 4,4515 4,7936 4,7238 5,4785 4,2253 4,1767 5,0720 5,5786 5,4538 4,6977 3,8716 4,4306 4,5842 4,4351
Fet
3,4392 3,1019 3,1170 3,0077 3,0569 3,0865 3,2659 3,1437 3,3109 3,0656 3,0127 3,2951 3,1010 3,1349 3,3642
Fe+3
0,8900 0,5774 0,6491 0,6555 0,5856 0,6308 0,5916 0,3941 0,5615 0,6097 0,6519 0,5892 0,5355 0,5357 0,7070
Fe+2
2,5492 2,5245 2,4679 2,3522 2,4713 2,4557 2,6743 2,7495 2,7495 2,4558 2,3608 2,7059 2,5654 2,5992 2,6572
Mg
5,4450 5,3160 5,5220 5,6033 5,4920 5,5475 5,3072 5,2563 5,2272 5,5488 5,6211 5,2661 5,4041 5,3829 5,3547
Ti
0,0293 0,0360 0,0162 0,0186 0,0268 0,0339 0,0232 0,0333 0,0144 0,0348 0,0253 0,0313 0,0100 0,0422 0,0218
Ni
0,0164 0,0227 0,0165 0,0205 0,0196 0,0194 0,0201 0,0179 0,0162 0,0264 0,0246 0,0307 0,0174 0,0286 0,0052
Mn
0,0187 0,1727 0,0098 0,0426 0,0439 0,0113 0,0216 0,0095 0,0215 0,0039 0,0187 0,0286 0,0231 0,0316 0,0046
Top. Katyon
Mg/(Mg+Fe+2)
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
24
0,6811 0,6780 0,6911 0,7043 0,6897 0,6932 0,6649 0,6566 0,6553 0,6932 0,7042 0,6606 0,6781 0,6744 0,6683
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0558 0,0363 0,0407 0,0411 0,0367 0,0396 0,0371 0,0247 0,0352 0,0383 0,0409 0,0370 0,0335 0,0337 0,0443
Cr/(Cr+Al)
0,7397 0,7100 0,6871 0,6914 0,6433 0,7239 0,7281 0,6736 0,6380 0,6440 0,6929 0,7477 0,7131 0,7019 0,7092
Fe+3/Fe+2
0,3491 0,2287 0,2630 0,2787 0,2370 0,2569 0,2212 0,1433 0,2042 0,2483 0,2761 0,2177 0,2088 0,2061 0,2661
Cr/Fe
3,2373 3,5137 3,3766 3,5188 3,2328 3,5886 3,4249 3,3297 2,9693 3,2186 3,5183 3,4829 3,5518 3,4437 3,2145
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2950 8,2874 8,2803 8,2812 8,2704 8,2886 8,2903 8,2764 8,2699 8,2703 8,2813 8,2952 8,2858 8,2840 8,2867
122
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.9’ın devamı
106
107
108
109
110
111
112
113
114
115
116
117
Cr2O3
58,77
47,45
49,89
51,34
52,66
53,81
55,31
45,88
46,77
49,39
48,78
50,77
52,89
Al2O3
14,12
19,67
18,47
17,67
18,03
15,89
16,22
22,66
20,64
19,39
19,90
18,05
17,45
Fe2O3
118
2,62
3,17
2,21
3,09
2,19
3,74
2,77
3,08
3,03
2,93
3,65
3,40
3,30
FeO
11,41
10,68
12,90
11,99
13,37
12,70
13,18
12,56
12,61
11,69
12,61
12,71
12,80
FeOt
13,77
12,16
14,89
14,78
15,34
16,44
15,66
15,33
15,34
14,33
15,90
15,77
15,77
MgO
15,44
15,66
13,89
14,67
14,23
14,89
14,03
14,88
14,33
14,90
14,67
14,34
14,67
TiO 2
0,12
0,12
0,12
0,12
0,22
0,17
0,20
0,20
0,21
0,12
0,14
0,19
0,21
NiO
0,11
0,11
0,05
0,08
0,11
0,19
0,21
0,19
0,13
0,13
0,10
0,13
0,17
Mn
Toplam
Cr
0,08
0,11
0,09
0,10
0,14
0,17
0,08
0,13
0,10
0,16
0,12
0,19
0,05
102,67
96,98
97,61
99,06
100,94
101,55
102,00
99,59
97,83
98,71
99,98
99,77
101,54
11,3931 9,2678 10,0102 10,1610 10,2703 10,4578 10,7254 8,8470 9,2585 9,7191 9,4950 9,9954 10,2653
Al
4,0797 5,7270
5,5234
5,2118
5,2425
4,6035
4,6899 6,5136 6,0918 5,6875 5,7749 5,2962
5,0476
Fet
2,8237 3,1677
3,1597
3,0932
3,1643
3,3806
3,2132 3,1275 3,2116 2,9831 3,2740 3,2845
3,2380
Fe+3
0,4841 0,9613
0,4225
0,5824
0,4070
0,8774
0,5105 0,5652 0,5702 0,5496 0,6767 0,6380
0,6092
Fe+2
2,3396 2,2063
2,7372
2,5108
2,7572
2,5033
2,7026 2,5623 2,6414 2,4335 2,5972 2,6464
2,6288
Mg
5,6443 5,7693
5,2548
5,4743
5,2309
5,4557
5,1314 5,4104 5,3495 5,5291 5,3840 5,3229
5,3669
Ti
0,0216 0,0219
0,0219
0,0224
0,0401
0,0307
0,0371 0,0370 0,0397 0,0219 0,0267 0,0352
0,0390
Ni
0,0217 0,0227
0,0110
0,0156
0,0220
0,0372
0,0416 0,0369 0,0268 0,0266 0,0200 0,0262
0,0338
MnO
0,0160 0,0236
0,0189
0,0216
0,0299
0,0346
0,1614 0,0275 0,0221 0,0327 0,0254 0,0397
0,0095
24
24
24
24
24
0,7070 0,7234
0,6575
0,6856
0,6548
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0303 0,0602
0,0265
0,0365
Cr/(Cr+Al)
0,7363 0,6181
0,6444
0,6610
Fe+3/Fe+2
0,2069 0,4357
0,1544
0,2319
Top. Katyon
Mg/(Mg+Fe+2)
24
24
24
24
24
24
24
24
0,6855
0,6550 0,6786 0,6694 0,6944 0,6746 0,6679
0,6712
0,0256
0,0550
0,0321 0,0355 0,0358 0,0344 0,0424 0,0401
0,0383
0,6621
0,6943
0,6958 0,5760 0,6031 0,6308 0,6218 0,6537
0,6704
0,1476
0,3505
0,1889 0,2206 0,2159 0,2258 0,2606 0,2411
0,2317
Cr/Fe
4,0348 2,9258
3,1681
3,2850
3,2457
3,0934
3,3380 2,8288 2,8828 3,2581 2,9001 3,0432
3,1703
Bir.Hc Byt.(Å)
8,2894 8,2670
8,2698
8,2741
8,2743
8,2851
8,2845 8,2554 8,2619 8,2668 8,2669 8,2743
8,2774
123
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
Tablo 5.10. Kromit mineral kimyası analizlerindeki oksit de÷erleri ve bu de÷erlerden
hesaplanan katyonik, rasyo ve birim hücre boyutları ortalama, maksimum,
minumum ve standart sapma de÷erleri.
stn
sapma
Min
max
ort
Cr2O3
44,07
60,82
52,87
4,09
Al2O3
10,96
23,93
17,24
3,50
Fe2O3
0,66
4,99
2,94
0,84
FeO
10,21
16,67
12,69
1,25
FeOt
12,16
19,33
15,33
1,16
MgO
10,58
16,25
14,45
0,98
TiO2
0,03
0,26
0,16
0,05
NiO
0,01
0,21
0,11
0,04
MnO
0,01
0,22
0,11
0,05
Cr
8,5777 12,4853 10,3773 0,9462
Al
3,3577
6,7453
5,0154 0,9336
Fet
2,4830
4,0222
3,1884 0,2538
Fe+3
0,0384
1,3030
0,5625 0,1938
+2
Fe
2,1084
3,7809
2,6325 0,2807
Mg
4,1774
5,8734
5,3374 0,3057
Ti
0,0046
0,0486
0,0297 0,0092
Ni
0,0018
0,0424
0,0228 0,0085
Mn
0,0017
0,1727
0,0291 0,0293
Top. Katyon
+2
24,0000 24,0000 24,0000 0,0000
Mg/(Mg+Fe )
0,5249
0,7358
0,6693 0,0376
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr)
0,0024
0,1719
0,0374 0,0215
Cr/(Cr+Al)
0,5611
0,7849
0,6741 0,0606
Fe /Fe
0,0102
0,4792
0,2175 0,0818
Cr/Fe
2,5994
4,0396
3,2712 0,3270
Bir.Hc Byt.(Å)
8,1578
8,3056
8,2761 0,0215
+3
+2
124
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.7.5.1. Mineral Kimyası % Oksit Histogramları
Kromit mineral kimyası analizlerinde analizi yapılan % Cr2O3, Al2O3,
Fe2O3, FeO, MgO, TiO2, NiO ve MnO de÷erleri histogram da÷ılımları ùekil 5.12’de
görülmektedir. Oksit de÷erlerinin histogram da÷ılımlarında MgO ve FeO hariç di÷er
altı adet oksit de÷erlerinde belirgin bir kümelenme görülmemektedir. MgO
histogramında analiz de÷erlerinden dokuz adeti hariç di÷erlerinin tamamı % 14-16
FeO’in ço÷unlu÷unu ise % 12-14 aralı÷ında kümelenmektedir. Fe2O3 analizleri %
2-3 ve TiO2 de÷erlerinde ise de÷erlerinde analizler % 0.1-0.2 aralı÷ında genel
kümelenmeleri vardır.
5.7.5.2. Mineral Kimyası Analizlerinin Cr2O3, ile Fe2O3, FeO, MgO ve TiO2
Karúılaútırma Diyagramları
Kromit mineral kimyası analizlerinin ana oksit de÷erlerinden Cr2O3, ile
Fe2O3, FeO, MgO ve TiO2
de÷erleri karúılaútırıldı÷ında aralarında bir ba÷ıntı
bulunmamaktadır (ùekil 5.13). Karúılaútırma diyagramlarında Fe2O3 ve TiO2 ile
Cr2O3 diyagramlarında (ùekil 5.13. A-D) de÷erler geniú bir aralıkta da÷ılırken di÷er
iki diyagramda (ùekil 5.13. B-C) da÷ılımlar daha düz bir çizgisel yapıdadır.
5.7.5.3. Mineral Kimyası Analizleri % Oksit De÷erleri ile Birim Hücre
Boyutlarının Karúılaútırma Diyagramları
Kromitlerin mineral kimyasında elde edilen % Cr2O3, Al2O3, MgO ve FeOt
de÷erinden hesaplanan FeO ve Fe2O3 de÷erleri kromit kristalinin birim hücre boyutu
arasındaki ba÷ıntılar úekil 5.14 de görülmektedir. Kromit mineralinin ideal kristal
birim hücre boyutu 8.378 Å’dur (Deer ve ark. 1992). Analizi yapılan kristallerden
hesaplanan birim hücre boyutlarında ideal yapıda kristalin olmadı÷ı görülmüútür.
Birim hücre boyutları ile analizlerdeki Cr2O3 arasısında pozitif bir ba÷ıntı vardır.
Kristalin birim hücre boyutu artıkça Cr2O3 de÷erinde önemli bir artıú görülmektedir
(ùekil 5.14. A). Birim hücre boyutu ile kristalin Al2O3 arasında negatif bir ba÷ıntı
125
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.12. Kromit mineral kimyası analizlerinin % oksit de÷erleri histogram
da÷ılımları.
126
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5
Fe2O3
4
3
2
1
0
40
45
50
40
45
50
40
45
50
40
45
50
A
% Cr2O3
55
60
65
55
60
65
55
60
65
55
60
65
20
FeO
15
10
5
B
% Cr2O3
20
MgO
15
10
5
C
% Cr2O3
0.5
TiO2
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
D
% Cr2O3
ùekil. 5.13. Kromit mineral kimyası analizlerinin % oksit de÷erlerinin karúılaútırma
diyagramları.
127
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
65
% Cr2O3
60
55
50
45
40
8.24
A
8.26
8.28
8.30
8.32
8.28
8.30
8.32
8.28
8.30
% Al2O3
25
20
15
10
5
8.24
B
8.26
5
% Fe2O3
4
3
2
1
0
8.24
C
8.26
8.32
% FeO
20
15
10
5
D
8.24
8.26
8.28
8.30
8.32
8.24
8.26
8.28
8.30
8.32
% MgO
20
15
10
5
E
Birim Hücre Boyutu (Å)
ùekil 5.14. Kromit mineral analizi % oksit de÷erleri ile birim hücre boyutlarının
karúılaútırma diyagramları.
128
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
vardır. Kristalin birim hücre boyutu artması ile Al2O3 de÷eri azalmaktadır (ùekil.
5.14. B). Di÷er oksit de÷erler (Fe2O3-FeO-MgO) ile birim hücre boyutu arasında bir
ba÷ıntı kurulamamıútır (ùekil 5.14.C-D-E).
Greenbaum, (1972) Troodos Ofiyoliti’ndeki (Kıbrıs) kromitlerdeki ve di÷er
ofiyolitlerdeki benzer ba÷ıntının Alpin (podiform) tip kromitlerin tipik özelli÷i
oldu÷unu belirtmektedir.
5.7.5.4. Mineral Kimyası 100 Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+) Diyagramı
Elde edilen kromit minerali analizlerinden hesaplanan 3+ de÷erli
katyonlardan Cr ve Al ile +2 katyonlardan Mg ve Fe+2 de÷erlerinden hesaplanan
100 Cr/(Cr+Al) (56-78 aralı÷ında), Mg/(Mg+Fe2) (52-73 aralı÷ında) 100 Cr/(Cr+Al)Mg/(Mg+Fe2) diyagramında de÷erlerin tamamı podiform ve üç tanesi podiformstratiform ortak alanına düúmektedir (ùekil 5.15). MAR bölgesine düúen analiz
yoktur.
5.7.5.5. Mineral Kimyası Cr-Al-Fe+3 Stevens Üçgen Diyagramı
Kromit mineral kimyası analizlerindeki oksit de÷erlerinden hesaplanan
katyonik Cr, Al ve Fe3+ de÷erleri ile kromitleri podiform-stratiform ayrımı ve Alkromit, Cr-spinel, Fe-spinel, Al-manyetit, Cr-manyetit ve Fe-kromit ayırımı yapan
Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramında, podiform kromit ve Al-kromit alanı olan 1 no’lu
bölgede yer almaktadır (ùekil 5.16).
5.7.5.6. Cr2O3-Al2O3 ve FeO-MgO Diyagramları
Kromit mineral kimyası analiz sonuçlarında elde edilen oksit de÷erlerinden
Cr2O3-Al2O3 ve FeO ve MgO arasında negatif bir korelasyon vardır. Bu oksit
de÷erlerinde Cr2O3 de÷eri artarken Al2O3 de÷eri azalmaktadır. Benzer iliúki FeO ile
MgO
arasında
da
görülmektedir.
Bu
de÷erler
Bridges
ve
ark.
(1995)
diyagramlarında dalma batma zonu ofiyolitleri bölgesinde yer almaktadır (ùekil
5.17A-B).
129
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
ùekil 5.15. Kromit mineral kimyası analizlerinin 100 Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+)
diyagramı. Podiform ve stratiform alanları Irvine (1967) ve M.A.R. (Mid
Atlantic Ridge-Atlantik Ortası Rifti) alanı Aumente ve Loubat (1971) den
alınmıútır.
130
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5
ùekil 5.16. Cr-Al-Fe+3 Stevens (1944) üçgen diyagramı. Podiform-stratiform alanları
Dickey (1975)’den alınmıútır.
131
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
A
B
ùekil 5.17. Kromit mineral kimyası analizleri oksit de÷erleri diyagramları (Bridges
ve ark. 1995).
A-FeO-MgO diyagramı
B- Cr2O3-Al2O3 Diyagramı.
132
5. ARAùTIRMA BULGULARI
Ali TÜMÜKLÜ
5.8. Bakır Cevheri Mineral Kimyası Analizleri
Nabit bakır kristallerini içeren kayaçlardan bir adet örnek (Resim 5.35)
üzerinde üç ayrı noktada mineral kimyası analizi yapılmıútır (Tablo 5.11.). Analiz
sonuçunda bakır minerallerin nabit oldu÷u ve Cu elementi ile birlikte As
elementinden oluútu÷u görülmüútür.
Tablo 5.11. Nabit Cu içeren resim 5.34’deki örnekte üç ayrı noktada yapılan mineral
kimyası analiz sonuçları.
% element
Cu
As
Toplam
1
97.033
2.731
99.764
2
97.904
2.789
100.693
3
97.016
2.805
99.821
Resim 5.35. Mineral kimyası analizi yapılan bakır cevheri örne÷i.
133
6.SONUÇLAR VE ÖNERøLER
Ali TÜMÜKLÜ
6. SONUÇLAR VE ÖNERøLER
Çalıúma alanı olan Pozantı-Karsantı Ofiyoliti’nin batı kesimini oluúturan
Mazmılı-Koparan bölgesindeki kromit ve bakır cevherleúmesi ile kayaçlarda yapılan
incelemelerde aúa÷ıdaki sonuçlar elde edilmiútir.
1. Çalıúma alanı içerisinde kromit cevheri ocak iúletmecili÷i ve arazide
mostralarda bulunum önem sırasına göre masif, saçınımlı, noduler ve bantlı tip
cevherden oluúmaktadır. Bu dört tip cevherin en az ikisinin bir araya gelmesi ile
karıúık tipte kromit cevheri de yer yer görülmektedir.
2. Deformasyon sonucu cevher içerisindeki serpantinize olivinler belirgin
bir yönelim kazanmıútır. Masif yapıdaki cevherin etrafı saçınımlı cevher ile
kuúatılmıútır. Noduler tip cevherlerin 0,5-35mm arasında de÷iúen boyutlarda eú
boyutlu, eú boyutsuz, yuvarlı÷ımsı ve köúeli tipte nodullerden oluútu÷u görülmüútür.
Bantlı tip cevher bölgede en az da÷ılıma sahiptir.
3.
Kromitlerde
mikroskop
çalıúması
sonucu,
kromit
kristallerinin
kataklazma sonucu tamamen parçalandı÷ı ve ilksel yapıda kristalin korunmada÷ı
görülmüútür. Kromit kristallerin içerisinde serpantinize olivin kapanımlarının
bulundu÷u görülmüútür.
4. Kromit cevherinde yapılan kromit mineral kimyası analizlerinin podiform
ve stratiform tip kromitleri ayıran Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+) ikili diyagrama ve
Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramına konulması sonucu analiz de÷erlerinin podiform
kromit özelli÷inde oldu÷u ve Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramında Al kromit oldu÷u
görülmüútür.
5. Kromit mineral kimyası % oksit analizlerinden MgO-FeO ve
Al2O3-Cr2O3 diyagramlarında kromitlerin dalma batma zonu (Supra-Subduction
Zone SSZ) ofiyolitleri kromit özelli÷inde oldu÷u görülmüútür.
6. Kromit cevheri parlak kesitlerinde birincil nikel-demir-sülfür minerali
olan pentlantit (Fe,Ni)9S8) minerali optik olarak tespit edilmiútir.
7. Cevher içerisindeki pentlantit minerallerin bozuúması ile ikincil olarak
oluúan millerit (NiS) ve avaruit (Ni2Fe-Ni3Fe) mineralleri mineral kimyası
analizlerinde tespit edilmiútir.
134
6.SONUÇLAR VE ÖNERøLER
Ali TÜMÜKLÜ
8. Mineral kimyası analizlerinde kromit kristallerin etrafında Cu-Zn
alaúımları görülmüútür.
9. Bazı kromitlerin düúük yeúil úist fasiyesinde metamorfizması sonucu
kromit kristallerinin etrafında ve kataklazma sonucu bölünen parçalarının içerisinde
stiktit [Mg6Cr2(OH)16CO34H2O] minerali oluúmuútur.
10. Kromitlerin bozuúması ile kristallerin etrafında, kırık ve çatlaklarda
manyetitleúmeler tespit edilmiútir.
11. Kataklazma sonucu oluúmuú kromit kristallerinin içerisindeki çek-ayır
dokularında ve kenarlarında hidrotermal olarak gelmiú yerleúmiú ve mineral kimyası
analiz sonuçlarına göre % 96.839-98.821 Ag elementinden oluúan nabit gümüú
mineralleri tespit edilmiútir.
Sistematik numune alım yöntemi ile Nabit Ag kayna÷ı ve muhtemelen
bulunan rezervi tespit edilebilir.
12. Kromit cevherinde yapılan XR-F analizleri sonucunda cevherin içerdi÷i
% Cr2O3 ile FeOt ve Al2O3 arasında pozitif bir korelasyonun MgO ile arasında
negatif bir korelasyonu oldu÷u tespit edilmiútir.
Kromit cevheri içerisindeki Cr2O3 ile iz elementlerin karúılaútırılmalarında,
Cr2O3 ile Zn, V, Ti, ve Co arasında pozitif ve Ni elementi ile negatif bir korelasyon
oldu÷u tespit edilmiútir.
13. Bölgedeki radyoloritik kayaçların yapısıyla uyumlu olarak önemli
ölçüde bakır cevherleúmesi bulunmaktadır. Bakır cevherinden yapılan mineral
kimyası sonucu analizlerine göre bunların nabit bakır oldu÷u ve içerisinde
%2,73-2,80 oranında As elementi içerdi÷i görülmüútür. Bakır cevheri içeren
kayaçlarda yapılan AAS analizlerde bakır içeri÷inin % 5’leri aútı÷ı tespit edilmiútir.
Bölgede yapılacak bakır cevherleúmesi rezerv çalıúması olumlu sonuçlar verebilir.
14. Yapılan mineral kimyası analizlerinde platin grubu (PGM) minerale
rastlanmamıútır. Yapılacak çalıúmalarda PGM’i tespit edilebilir.
135
KAYNAKLAR
ABDÜLSELAMOöLU, ù., 1962. Kayseri-Adana Arasındaki Do÷u Toroslar
Bölgesinin Jeolojisi Hakkında Rapor. MTA. Enst. Derleme No: 3264.
(Yayınlanmamıú).
AKAY, E. VE UYSAL, ù. 1988. Orta Toroslar’ın Post-Eosen Tektoni÷i. MTA.
Dergisi, 108, 57-68.
AKIN, A. K., ARTAN, Ü., ASUTAY, H., 1974. Çanakpınarı, Kızılyüksek, Dorucalı
Ocakları Dolayları, 1/10 000 ölçekli Jeoloji Haritası.
AKIN, A. K., 1983. Çanakpınarı-Kızılyüksek-Dorucalı
Krom Ocakları Raporu.
MTA. Enst. Ankara (Yayınlanmamıú).
ANIL, M., 1986. Gerdibi-Gertepe-Çataltepe-Çeútepe (Pozantı-Karsantı-Adana)
Kromit Yataklarının Jeolojik, Metalojenik ve ekonomik øncelenmesi.
TUBøTAK Projesi TBAG. 667 (Yayınlanmamıú)
ANIL, M., Billor, Z., ÖZÜù, S., l987. Gerdibi Grubu (Pozantı-Karsantı-Adana)
Kromit Yataklarının Jeolojisi ve Metalojenisi, Do÷a, ll:2, l75-205, Ankara.
ANIL, M., l990. Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda÷ (Hatay) Ofiyolitlerindeki Bazı
Kromit Yataklarının Morfolojik Yapısal ve Jenetik Özellikleri ile Akdeniz
Bölgesindeki Benzer Kromit Yataklarının Karúılaútırılması. Do÷a, l4, 645675, Ankara.
ANIL. M., 1995., Kromit Cevherleúmelerinde Görülen Sülfid, Dönüúüm ve Platin
Grubu Minerallerin Da÷ılımı. Çu Ün. Araú. Fonu. Proje No. MMF-94-1.
ANIL, M., 2001. Ecemiú Fay Kuúa÷ının Batı ve Do÷u Bloklarında Yer Alan
Ofiyolitik Kromitlerin Karúılaútırılmalı Olarak øncelenmesi. Ni÷de Ün.
Müh: møm. Fak. Ecemiú Fay Kuúa÷ı Çalıúma Grubu WORKSHOP-I.
Bildiriler 32-49.
ANONYMOUS, 1972. Penrose Field Conference on Ophiolites. Geotimes, 17, p. 2425.
ARAI, S., 1997. Control Of Wall-Rock Composition on The Formation Of Podiform
Chromitites As a Result Of Magma/Peridotite Interaction. Resource Geol.
47. 177-187.
136
ARAI, S., J. UESUGI and AHMED, H. A., 2004. Upper Crustal Podiform
Chromitite From The Northern Ophiolite As The Stratigraphically
Shallowest Chromite In Ophiolite And Its Implication For Cr Concentration.
Contrib Mineral Petrol. 47: 145-154.
ASHWAL, D. L. And CAøRNCROSS, B., 1997. Mineralogy And Origin Of Stichtite
In Chromite-Bearing Serpentinites. Contrib Mineral Petrol, 127- pp. 75-86.
ATABAY, A. ve AYHAN, A. 1986. Ni÷de-Ulukıúla-Çamardı- Çiftehan Yöresinin
Jeolojisi. MTA. Rap. No. 8064. (yayınlanmamıú). Ankara.
AUMENTO, F. And LOUBAT, H., 1971. thE Mid-Atlantic Ridge Near 45o N XVI
Serpantinized Ultramafic Intrusions Can. J. Earth SCøENCES. 8. 634-663.
BALLHAUS, C., (1998) Origin Of Podiform Chromite Deposits By Magma
Mingling. Earth Planet Sci Lett 156:185–193.
BARNES, S. J., 1986. The Distribution of Chromium Among Ortopyroxene, spinel
and Silicate Liquid at Atmospheric Pressure. Geochimica et Cosmochimica
Acta 50, 1889-1909.
BARNES, S.J., 2000. Chromite in Komatiites, II. Modification During Greenschist
to Mid-Amphibolite Facies Metamorphism. Journal of Petrology |V. 41
Number 3 P. 387-409.
BAù, H. Ve TERZøOöLU, N. 1986. Jeokimya Ortamlr. Türkiye jeoloji Kurumu
Yerbilimleri E÷itim Dizisi. Editör. A. ERLE. 1-61. Ankra
BAù, H., AYHAN, A. Ve ATABEY, E. 1986. Ulukıúla-Çamardı (Ni÷de)
Volkanitlerinin Bazı Petrolojik ve Jeokimyasal Özellikleri. Türkiye Jeoloji
Bülteni. Ocak. 27-34.
BøLLOR, Z., 1999. Geochemical Features of Podiform Chromite Deposits In Turkey.
Çukurova Ün. Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji A.B.D. Doktora Tezi.
(Yayımlanmamıú).
BøLLOR, M. Z. And GIBB, F., 2002. The Mineralogy and Chemistry of The
Chromite Deposits Of Southern (Kızılda÷, Hatay and Islahiye, Antep) and
Tauric Ophiolite belt (Pozantı-Karsantı, Adana), Turkey. 9.th. Internaional
Platinum Sypmposium (Abstract). 21-25 July, Montona USA.
BøNGÖL, A.F. 1978. Petrologie du Masif Ophiolitique de Pozantı-Karsantı (Taurus
137
Cilicien, Turquie): Etude de la Orientale. These 3’e Cycle, Universite
Strasbourg.
BLUMENTHAL, M., 1946, Kilikya Toros’larının Çok Dikkate De÷er Bir Parçası:
Karanfilda÷. M. T. A. Mecmuası. No. 2. S. 257, 263.
BLUMENTHAL, M., 1952., Das taurische Hochgebirge des Alada÷, Neuere
Forschungen zu Seiner Geographic, Stratigraphie und Tektonik. Jeolojik
Harita Materyalleri. M.T.A. Yayınları. Seri D. No. 6, 1952.
BORCHERT, H., 1961. Türkiye Krom Cevheri Yataklarında Yapılan Etüdlerden
Ö÷rendiklerimiz. MTA. Dergisi. Sayı. 56. s.1-14.
BOUDIER, F., NICOLAS, A. and BOUCHEZ, J.L., 1982. Kinematics of Oceanic
Thrusting and Subduction From Basal Section of Ophiolites. Nature, 296.
825-828.
BOUIDER, F. AND NICOLAS, F. 1985. Harzburgite and Lherolite Subtypes In
Ophiolitic and Oceanic Environments. Earth and Planetary Science Letters,
76. 84-92.
BRIDGES, J. C., PRICHARD, H. M. and MEIRELES, C. A., 1995. Podiform
Chromitite-Bearing Ultrabasic Rocks From The Bragança Massif, Northern
Portugal: Fragments Of Island Arc Mantle?. Geo. Mag. 132(1). pp.39-49.
BRONGNIART, A., 1827. Classification et Caracteres Minerralogiques Des Roches
Homogenes et Heterogenes. F.G. Levrault edd. Paris.(In: Nicolas, A. 1989.,
Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer
Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands ISBN 0-7923-0255-9).
CASSARD D, NøCOLAS A, RABøNOWøCZ M, MOUTTE M, LEBLANC M. and
PRøNZHOFER A., 1981. Structural Classification Of Chromite Pods in
Southern New Caledonia. Econ. Geol. 76:805–831
COLEMAN, R. G., 1971. Plate Tectonic Emplacement Of Upper Mantle Peridotites
Along Continental Edges. Jurnal Of Geophys. Res. 76. 1212-1222.
COLEMAN, R. G. 1977. Ophiolites: Ancient Oceanic Lithosphere? Berlin, SpringerVerlag, Berlin, 229 p.
138
ÇABUK, I., AKIN, K. ve AÇAN, S., 1977. Çnakpınarı-Kızılyüksek-KavasakDorucalı Krom Ocakları (Karsantı-Adana) ve Çevresine ait rapor: MTA.
Rapor. (Yayınlanmamıú).
ÇAKIR, Ü., 1978. Petrologie Du Masisf De Pozantı-Karsantı (Taurus Cilicien,
Turquie): Etude La Partie Centralla. These De Doctorat d’Ing. Univ.
Satrasbourg. p. 251.
ÇAPAN. Z. U., 1981. Toros Kuúa÷ına ait Beú Ofiyolit Masifinde (Marmaris, Mersin,
Pozantı, Pınarbaúı, Divri÷i) Major Element Analizlerinin østatistiksel
Yorumu:I. Ortalama De÷erlerin Karúılaútırılması. Yerbilimleri, 7, 105-114.
ÇATAKLI, A. S., 1978. Petrographie et Geochimie des Filons de la partie
Occidentale du Masif Ophiolitique de Pozantı-Karsantı (Turqie). 6 eme
R.A.S.T. Orsay, Paris. P. 94.
ÇATAKLI, A. S., 1983. Assemblage Ophiolitique et Roches Associees de la Partie
Occidentale du Masif de Pozantı-Karsantı. These d’etat, Univ. NancyI
ÇELøK, Ö. F.and DELALOYE, M. (2001). Geochemical Character and Tectonic
Environment of the Ophiolite Related Metamorphic Rocks and Their Mafic
Dike Swarms in the Pozanti-Karsanti Ophiolite: New Age Constraints on
the Metamorphic Sole Rocks and Dike Swarms. Fourth International
Turkish Geology Symposium, (ITGS IV) September 2001, Adana/Turkey.
p. 238.
DEER, W.A.,HOWIE, R.A., VE ZUSSMAN, J., 1992. The Rock Forming Minerals.
Pearsen Education Limited, Edinburg-ISBN 0-582-30094-0
DEMøRKOL, C., 1989. Pozantı-Karsantı-Karaisalı (Do÷u Toros) Arasında Yer Alan
Karbonat Platformunun Stratigrafisi ve Jeolojik Geliúimi. M.T.A. Dergisi,
109, 33-44.
DEMøRTAùLI, E., BøLGøN, A.Z., ERENLER, F., IùIKLAR, S., SANLI, D.Y.,
SELøM, M., TURHAN, N., 1973. Bolkarda÷larının Jeolojisi. Cumhuriyetin
50. Yılı Yer Bilimleri Kongresi, Tebli÷ler. MTA. Yayını.
DICK, H.J.B. and BULLEN, T., 1984. Chromian Spinels as a Petrogenetic Indicator
in Abyssal and Alpine Type Pridotites and spatially Associated lavas.
Contributions to Mineralog and petrology. 86, 54-76.
139
DICKEY, J.S., 1975. A Hypotesis of Origine For Podiform Chromit Deposits,
Geochim. Cosmo, Chim. Acta 39
DøLEK, Y., and MOORES, E. M., 1990. Regional Tectonics of The Eastern
Mediterrannean Ophiolites.
DøLEK, Y., THY, P., HACKER, B., and GRUNDVIG, S., 1999. Structure and
Petrology of Tauride Ophiolites and Mafic Dike Intrusions (Turkey):
Implications for The Neotethyan Ocean. Bulletion of The Geological
Society Of America , 111, 1192-1216.
DROOP, G.T.R., 1987. A General Equation For Estimating Fe3+ Concentrations In
Ferromagnessian Silicates And Oxides From Microprobe Analyses, Using
Stoichiometric Criteria. Mineralogical Magazine, V.51, p.431-435.
ENGøN, T., OZKOÇAK, O., and ARTAN, U., 1986. General Geological Setting and
Character of Chromite Deposits In Turkey. Chromites, Unesco’s IGCP-197
Project Metallogeny Of Ophiolites. p. 199-228. Athens.
ENGøN, T. 2001. Ofiyolitler ve Ofiyolitlere Ba÷lı Maden Yatakları. Magmatik
Petrojenez, TÜBøTAK Lisanasüstü Yaz Okulu. 7-12. Akcakoca-Düzce.
FOUQUE And MICHEL, L. 1879. (In: Nicolas, A. 1989., Structures of Ophiolites
and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer Academic Publishers.
Dordrecht. The Netherlands ISBN 0-7923-0255-9).
GEORGE, R. P., 1978. Structual Petrology Of The Olympus Ultramafic Complex øn
The Troodos Ophiolitic Coplexç Geo. Soc. Am. Bull. 89. 845-865.
GÖNCÜOöLU, M.C., 1981. Ni÷de Masifinin Jeolojisi, øç Anadolu’nun Jeoloji
Sempozyomu. TJK. 19-19.
GÖNCÜOöLU, M.C., 1982. Ni÷de Paragnayslarında Zirkon U/Pb yaúları. TJK.
Bült. 25/1. 61-66.
GÖNCÜOöLU, 1986. Orta Anadolu Masifinin Güney Ucundan Jeokronolojik Yaú
Bulguları. MTA Dergisi 105/106, 83-96.
GÖRÜR, N., 1979. Karaisalı Kireçtaúının Sedimantolojisi.Türkiye Jeoloji Kurumu
Bülteni, 22(2), 227-235.
140
GREENBAUM, D., 1972. The Chromitiferous Rocks of the Troodos Ophiolite
Complex, Cyprus. Economic Geology and the Bulletion of the Society Of
Economic Geologists. v. 72. No. 7. p.1175-1194.
GÜRBÜZ, K., 1993. Identification and Evolution of Miocene Submarine Fans In
The Adana Basin, Turkey. Ph.D Thesis, University of Keele. 327 p.
HANLEY, D. S. O., 1996. Serpentinitler, Record of Tectonic and Petrological
Histroy. Newyork . Oxford University Press. S. 100.
HOCK, M., FRIENDRøCH, G., PLUGER, W. and WICHOWSKI, a. 1986.
Refractory and Metallurgic-Type Chromite Ores, Zambales Ophiolite,
Luzan, Philippines: Mineralium Deposita, 21. 190-199.
HIESSLEITNER,
G.,
1955.,
Güney
Anadolu
Torosu
Kromitli
Peridotit
Serpantinlerin Jeolojisine Yeni ølaveler. M. T. A. Mecmuası, No. 46/47.
HUTCHINSON, R.W., 1973. Volcanogenic Sulfide Depositsand Their Metallogenic
Significance: Econ. Geology. Vol. 68. No. 8.
IRVINE, T. N., 1967. Chromian Spinels As A Petrogenic Indicator, Part II,
Petrologic Applications. Canadian Jurnal Of Earth Sciences 4. 71-103.
JACKSON, E.D. and THAYER, T.P., 1972. Some Criteria-Gabbro Complexes :
Internat. Geol. Cong. 24. Montreal , Proc., 2. 280-296.
JAFFEY, N.and H.F., ROBERTSON, 2001. New Sedimantological and Structural
Data From The Ecemiú Fault zone, Southern Turkey: Implications For Its
Timing and Offset and The Cenozoic Tectonic Escape Of Anatolia. Jurnal
Of Geological Society, Vol. 158, pp..367-378.
JUTEAU, T., 1975. Les Ophiolites Des Nappes d’Antalya (Tauride Occidentales
Turquie) Petrologie d’un Fargment De I’ancieenne Croute Oceanique
Tethysi Enne Sc de La Terra, Mem. Nancy, No. 32., 692.
JUTEAU, T. 1980. Ophiolites of Turkey. Ofioliti 2, 199-237.
JUTEAU, T., MARCOUX, J., REUBER, I., LAGABRøELLE, Y. ve MONTIGNY,
R., 1985. Terra Cognita Vol. 5 no. 2-3. p. 127 (Abstaract)
JUTEAU, T., 2004.The Ophiolites of Khoy (NW Iran): Their Significance in The
Tethyan Ophiolite Belts of The Middle-East. C.R. Geoscience 336 105-108
141
KESKøN, ù., 1997. Ulukıúla-Çamardı Tersiyer Havzası Kuzeydo÷u Kesiminin
Jeolojisi ve Sedimanter Özellikleri. østanbul. Ün. Fen. Bil. Ens. Master T.
(Yayınlanmamıú).
KETøN, 1956. Yozgat Bölgesinin Jeolojisi ve Orta Anadolu Masifinin Tektonik
Durumu TJK. Bulteni., 6, 1-40. (In: Gönçüo÷lu, M.C. 1986. Orta Anadolu
Masifinin Güney Ucundan Jeokronolojik Yaú Bulguları. MTA Dergisi
105/106, 83-96).
KLEYN, V. P.H. 1966., Geologie Reconnaissance Maping in the Alada÷lar: MTA.
Rap. (M. Etüd. Rap. Yayınlanmamıú).
KOÇYøöøT, A., 2001. Kıta øçi Yeni Bir Do÷rultu Atımlı Yapı; Orta Anadolu Fay
Zonuu. Ecemiú Fay kuúa÷ı Çalıúma Grubu, Workshop-I, 8, Ni÷de.
KORKANÇ, M., 1998. Ecemiú Koridoru ve Eynelli-Bademdere (Çamardı-Ni÷de)
Yöresinin Sedimantolojik ve Tektonik øncelenmesi Ni÷de Ün. Fen Bil.
Master T. (Yayınlanmamıú).
KUùÇU, ø., 2001. Çamardı (Ni÷de) Dolayındaki Yapısal Elemanların Sınıflaması.
Ni÷de Ün. Müh. Mim. Fak. Çalıúma Grubu Workshop-I Bildiriler, 138149.s
LAGO BL, RABINOWøCZ, M. And NICOLAS, A., 1982. Podiform Chromite Ore
Bodies: A Genetic Model. J Petrol 23:103–125
LEBLANC, M., 1980. Chromite Growth Dissolution and Deformatin From A
Morphological
Viev
Point,
Sem
Investigation
Deposita,
Mineral
deposita,15, pp: 201-210.
LEBLANC, M. and VIOLETTE, J. F., 1983. Distribution of Al-Rich and Cr-Rich
Chromite Pods in Ophiolites. Economic Geology. 78, 123-132.
LEBLANC, M. And LBOUABI, M., 1998. Native Silver Minerallization Along a
Rodingite Tectonic Contact Between Serpentinite and Quartz Diorite (Bou
Azzer, Morpcco). Economic. Geology. 83, 1379-1391.
LEBLANC, M. And NICOLAS, A., 1992. Ophiolitic Chromitites. Int. Geology Rev.
34, 653-686.
LEHMANN, J. 1983. Diffusion Between Olivine and Spinel: Application to
Geothermometry. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 64, p. 123-138
142
LYTWYN, J. N. And CASEY, J.F., 1995. Geochemistry of Postkinematic Mafic
dike and Subophiolitic metabasites, Pozantı-Karsantı Ophiolite, Turkey:
Evidence for Ridge Subduction. GSA Bulletion; v:107; no: 7. P: 830-850.
MACKENZøE, I. D., 1960. High Temperature Alpine Type Peridotite From
Venezuela. Geol.Soc. America Bull.., V. 71, p. 303-318.
MALITCH, K., MELCHERÃ, N. F. AND MUÈHLHANS, H., 2001. Palladium and
Gold Mineralization in Podiform Chromitite at Kraubath, Austria.
Mineralogy and Petrology, Springer-Verlag: 73: 247-277
METZ, K. 1955., Alada÷ ve Karanfil Da÷ının Yapısı ve Bunların Kilikya Torosu
Tesmiye Edilen Batı Kenarları Hakkında Malümat Husulu øçin Yapılan
Jeolojik Etüt. MTA. Yayınları. Sayı 48- Sayfa 63-76 .
MOORES, E.M., LOUISE , H.K., DøLEK, Y., 2000. Tethyan Ophiolites, Mantle
Convection and Tectonic ‘Historical Contingency’ . A Resolution of The
‘Ophiolite Conundrum’. Special Paper 349: Ophiolites and Oceanic Crust:
New Iinsights From Field Studies and the Ocean Drilling Program:pp. 3–12.
MOUTTE, J., 1982. Chromite Deposits of The Tiebaghi Ultramafic Massif, New
Caledonia. Econ. Geo. 77. 576-591.
MURCK, B. W and CAMPBELL,I. H. 1986. The Effects Of Temperature, Oxygen
Fugacity And Melt Composition On The Behaviour Of Chromium In Basic
And Ultrabasic Melts. Geochimica et Cosmochimica Acta V. 50, Issue 9 , P.
1871-1887.
NICOLAS, A., BOUDIER, F., AND BOUCHEZ, J.L., 1980. Interpretation of
Peridotite Structures From Ophiolitic and oceanic Environments. American
Journal of Science, 280. 192-210.
NICOLAS, A. 1989., Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere.
Kluwer Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands. IBNN 0-79230255-9.
OKAY, A.C, 1955, Ni÷de-Çamardı (Maden) ve Ulukıúla Arasındaki Bölgenin
Jeolojisi: MTA Enstitüsü Rapor No: 2383 (Yayınlanmamıú).
OVALIOöLU, P., 1963. Die Chromerzlagerristatten Von Pozantı Reviers und ihre
Ophiolitissche Muttergeisteine: MTA. 114. 86.
143
ÖöRÜNÇ, G., GÜRBÜZ, K. ve NAZøK, A., 2000. Adana Baseni Üst MiyosenPliyosen østifinde “Messiniyen Tuzluluk Krizine” Ait Bulgular. Hacettepe
Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araútırma Merkezi Bülteni.
Yerbilimleri, 22, 183-192.
ÖZER, B., DUVAL, B., COURRøER, P. and LETOUZEY, J. 1974.Antalya-MutAdana Neojen Havzaları Jeolojisi. Turkiye II. Petrol Kongresi, Ankara,57-84.
ÖZGÜL, N., 1976. Toroslar’ın Bazı Temel Jeoloji Özellikleri. Türkiye Jeoloji
Kurumu Bülteni, c, 19. 65-78.
PAKTUNÇ, A.D., 1990. Origin Of Podiform Chromite Deposits By Multistage
Melting, Melt Segregation And Magma Mixing In The Upper Mantle. Ore
Geol Rev 5:211-222
PARLAK, O., 2000. Geochemistry and Significance of Mafic Dyke Swarms In The
Pozantı-Karsantı Ophiolite. Turkish J. of Earth Science. Vol. 24.pp. 29-38.
PARLAK, O., DELALOYE, M., 1999. Precise 40Ar/39Ar Ages From The
Metamorphic
Sole
of
The
Mersin
Ophiolite
(Southern
Turkey).
Tectonophysics 301, 145–158.
PARLAK, O., ÇELøK, Ö.F. and DELALOYE, M. (2001) Geochemistry of The
Volcanic Rocks From The Pozantı-Karsantı Ophiolite (S. Turkey). 4th
International Turkish Geology Symposium (ITGS-IV), 24-28 September
2001 Adana-Turkey, p. 239.
PARLAK, O., HÖCK, V., DELALOYE. M., 2002. The Supra-Subduction Zone
Pozantı-Karsantı-Ophiolite Southern Turkey: Evidence For High-Pressure
Crystal Fractionation of Ultramafic Cumulates. Lithos 65, 205-224.
PEARCE, J. A., LIPPARD, S.J. ve ROBERTS, S. 1984. Characteristics and Tectonic
Significance of Supra-Subduction Zone Ophiolites (In YALINIZ, M. K.
2001. Dalma Batma Zonu (Supra-Subduction Zone SSZ) Ofiyolitlerin
Petrojenezi. Magmatik Petrojenez TÜBøTAK. Lisans Üstü Yaz Okulu. 7-12.
377-400.)
PINSET,R.H. AND HIRST, D.M 1977. The Metamorphism of The Blue River
Ultramafic Body Cassiar, British Columbia. Canada Jurnal of Petrology 18,
567-594.
144
POLAT, A., CASEY, J.F., 1995 A Stuructural Record of The Emplacement of the
Pozantı-Karsantı Ophiolite Onto the Menderes-Taurus Block in Tthe Late
Cretaceus, Eastren Taurides, Turkey. J. Structu. Geology 17. 1673-1688.
POLAT, A., CASEY, J.F., KERRICH, R., 1996. Geochemical characteristics of
Accreted Material Beneath The Pozantı-Karsantı Ophiolite, Turkey: IntraOceanic detachment, Assembly and Obduction. Tectonopysics 263. pp. 249276.
RAHGOSHAY, M. And JUTEAU, T., 1980. Chromites from the ophiolitic masif of
Pozantı-Karsantı, Cilicain Taurus, Turkey: New Observation About their
Structural Setting and Geochemistry: Unesco, An Int, Symp. On
Metallogeny of Mafic and Ultramafic Complexes. Vol., Athens (IGGP), P.
114-126.
RALEIGH, C. B., 1967. Experimental Deformation Of Ultramafic Rocks and
Minerals. (In Engin, 2001 Ofiyolitler ve Ofiyolitlere Ba÷lı Maden Yatakları.
Magmatik Petrojenez, TÜBøTAK Lisanasüstü Yaz Okulu. 7-12. AkcakocaDüzce.
ROEDER, P.L. and REYNOLDS, I., 1991. Crystallization of
chromite and
Chromium Solubility in Basaltic Melts. Jurnal of Petrology v. 32. 909-934.
SCHMIDT, G.C., 1961. Stratigraphic Nomenclature For the Adana Region
Petroleum Dist.. VII: Petrol Dairesi Neúriyetı, No. 6.
SPRAY, J.G., 1984. Possible Causes and Consequences of Upper Mantle Decoupling
and Ophiolite Displacement.
STEINMANN, G. (1927). Die Ophiolithischen Zonen in Den Mediterranen
Kettengebirgen. XlVe Congr. Intern.Geol. (Madrid), C.R., fasc. 2, pp. 637668.( In: Nicolas, A. 1989., Structures of ophiolites and dynamics of oceanic
lithosphere. Kluwer Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands).
STEVENS, R. E., 1944. Composition Of
Some Chromites Of The Western
Hemisphere Am. Mineralogist V. 29/1-2. 1-34. øllus Incl. Index Map, Jan.Feb. Econ. Geology.
STOWE, C. W., 1987. Chromite Deposits of The Shurugwi Greenstone Belt
Zimbabwe. Geological Society of South Africa Transactions, V.7.p. 303-314.
145
STOWE, C. W., 1994. Compositions and Tectonic Settings Of Chromite Deposits
Through Time. Econ. Geol. 89. 528-546.
ùAROöLU, F. EMRE, Ö ve KUùCU, I., 2001. Ecemiú Fayı ve Depram Potansiyeli.
Ni÷de Üniversitesi Müh. Mim. Fak. Ecemiú Fay Kuúa÷ı Çalıúma Grubu
Worshop-I Bildiriler, 20-30.
TATHAVADKAR V.D.; ANTONY M.P. and JHA A., 2004. An Investigation of the
Mineralogical
Properties
of
Chemical
Grade
Chromite
Minerals
Scandinavian Journal of Metallurgy , vol. 33, no. 2, pp. 65-75(11).
TEKELø, O., 1980. Toros’larda Alada÷ların yapısal Evrimi. TJK. Bülteni 19. 65-78.
TEKELø, O., 1981. Toros’larda Alada÷ Ofiyolitli Melanjının Özellikleri. Türkiye
Jeoloji Bülteni. C. 24.. s.57-64.
TEKELø, O., AKSAY, A., ÜRGÜN, B.M. IùIK, A., 1984. Geolgoy of the Alada÷
Mountains. Geology Of The Taurus Belt: Procedings Int. Sym., 26-29.
September., 143-149. Ankara. Turkey.
THAYER, T. P., 1960. Some Critical Differences Between Alpine Type and
Startiform Peridotite Gabro Complexes: 21. St. Inter Geol. Congr.,
Copenhagen, Reports., 13. 247-259.
THAYER, T.P., 1964. Principal Features and Origin Of Podiform Chromite Deposits
and Some Observations On The Guleman-Sorida÷ District, Turkey: Econ.
Geol., 59. 1497-1524.
THAYER, T.P., 1969. Gravity
Differentiation and Magmatic Replacement Of
Podiform Chromite Deposits
UÇAR, L. 2001. Ecemiú Fay Kuúa÷ı Boyunca Gülek-Kamıúlı Alanının Startigrafisi.
N.Ü. Müh. Mim. Fak. Ecemiú Fay Kuúa÷ı Çalıúma Grubu Workshop-I
Bildiriler, 91-112.
USGS. 1996-2001. Geological Survey Mineral Commodity Summaries. P. 46-47.
(Yayınlanmamıú)
ÜNLÜGENÇ, U.,C., KELLøNG, G. and DEMøRKOL, C., 1990. Aspecets Of Basin
Evolution In The Neogene Adana Basin, SE Turkey. International Earth
Science Congress On Aegean Regions. 1-6 Octeber, øzmir-Turkey, p. 353369.
146
ÜNLÜöENÇ, Ü. ve DEMøRKOL, C., 1991. Karsantı, Akdam ve E÷ner (KKD
Adana) Dolaylarının Sratigrafik øncelenmesi. Ahmet Acar Sempozyomu,
Bildiriler, 239-254. Adana.
YETøù, C., 1978 (a) Çamardı (Ni÷de) Yakın ve Uzak Dolayının Jeoloji øncelenmesi
ve Ecemiú Yarılım Kuú÷ı’nın Maden Bo÷azı-kamıúlı Arasındaki Özellikleri.
ø:Ü. Fen Fakültesi, Doktora Tezi. (Yayımlanmamıú).
YETøù, C., 1978. (b) Geology of the Çamardı (Ni÷de) Region and the Characterics
of the Ecemiú Fault Zone Between Maden Bogazı and Kamıúlı. østanbul
Ünv. Fen Fak. Mecm. Seri E. 43, 41-61.
YETøù, C., 1984. New Observation on The Age of The Ecemiú Fault: Internatıonal
Symposium On The Geology of Taurus Belt, Proceeding, Ankara, 159-164.
YETøù, C. ve DEMøRKOL, 1984., Adana Baseni Kuzey-Kuzeybatı Kesiminin
Temel Stratigrafisine øliúkin Bazı Gözlemler: TJK. 38. Bilimsel ve Teknik
Kurultayı Bil. Özetleri, 59-61.
YETøù, C. ve DEMøRKOL, C., 1986. Adana Baseni Batı Kesiminin Detay Etüdü.
MTA Rapor No: 8037, 187 s., (Yayımlanmamıú).
YETøù, C.,1988. Reorganisation of The Tertiary Stratigraphy In The Adana Basin,
Southern Turkey. Newsletter Stratigraphy, 20(1), 43-58.
YUMUL, G.P., BALCE, G. R., 1994. Supra-Subduction Zone Ophiolites as
Favorable Host For Chromitite, Platinum and Massive Sulfide Deposits.
Jurnal of Southeast Asian Earth Sciences. Vol. 10. no. ½. pp. 65-79.
ZHOU, M. F. and ROBINSON, P. T., 1994. High-Cr and High-Al podiform
Chromitites From Western China: Relations to Partial Melting and
Melt/Rock Interaction in The Upper Mantle: International geology Rewiew.
36, 678-686.
ZHOU, M. F., ROBINSON, P, T., MALPAS, J. And LIZ. 1996. Podiform
Chromitites in The Lobusa Ophiolite (Southern Tibet). Implications For
Melt-Rock Interactıon and Chromite Segration in The Upper Mantle.
Journal Of Petrografi 37/1. 3-21.
ZHOU, M. F. AND ROBINSON, P. T. 1997. Origin and Tectonic Enviroment of
Podiform Chromite Deposits. Economic Geology 92. 259-262.
147
ZHOU, M.F., SUN, M., KEAYS, R. R., and KERRICH,W. 1998. Controls On
Platinum-Group Elemental Distributions of Podiform Chromites: A Case
Study Of High-Cr-And High Al Chromitites from Chinese Orogenic Belts.
Geochimica et Cosmochimica Acta Vol. 4. 677-688.
ZHOU, M. F., ROBøNSON, P. T., MALPAS, J., AITCHISON, J., SUN, M., BAI,
W. J., HU, Xf., F., and YANG, J.S. 2001. Melt/Mantle Interactıon and Melt
Evolution In the High-Al Chromite Deposits Of The DAlabute Ophilite
(NW Chine). Jurnal Of Asain Earth Sciences. 19., 517-534
WESTAWAY, R., 1999. Comment on ‘‘A New Intracontinental Transcurrent
Structure: the Central Anatolian Fault Zone, Turkey’’. by A. Koçyigit and
A. Beyhan. Tectonophysics 314 469–479
WHITTAKER, P.J. and WATKINSON, D.H. (1984). Genesis of Chromitite From
The Mitchell Range, Central British Columbia. Canadian . Mineral. 22, 161172.
148
ÖZGEÇMøù
ølk ve orta ö÷renimimi Adana ili Sarıçam ilk okulu, Yavuzlar orta okulu ve
Merkez Endüstri Meslek Lise’sinde tamamladım. Lisans e÷itimimi 1990 yılında
Çukurova Üniversitesi Mühendislik Mimarlık Fak. Jeoloji mühendisli÷i bölümünde
tamamladım. 1996 yılında Çukurova Ün. Fen Bilimleri Ens. Jeoloji Ana Bilim
Dalında jeoloji yüksek mühendisi olarak mezun oldum ve aynı yıl Ni÷de Üniversitesi
Mühendislik Fak. Jeoloji bölümünde maden yatakları-jeokimya anabilim dalında
araútırma görevlisi olarak göreve baúladım. 1997 yılında Çukurova Ü. Fen Bilimleri
Enstitüsü Maden Ana Bilim Dalında doktora e÷itimime baúladım ve 1998 yılında
2547 sayılı YÖK kanunu 35. maddesi gere÷ince doktora sürem boyunca araútırma
görevlisi kadrom Ç. Ü. Fen. Bilimleri Enstitüsü Maden A. B. D.’na aktarıldı.
149
EKLER
Ali TÜMÜKLÜ
EK 1. Do÷ada bilinen krom mineralleri
%Cr
içeri÷i
87.47% Cr
86.66% Cr
78.78% Cr
68.42% Cr
67.41% Cr
61.17% Cr
61.17% Cr
61.17% Cr
54.88% Cr
54.08% Cr
46.46% Cr
44.56% Cr
43.80% Cr
41.15% Cr
37.38% Cr
36.87% Cr
36.10% Cr
35.35% Cr
35.24% Cr
35.04% Cr
35.00% Cr
34.94% Cr
33.32% Cr
32.10% Cr
30.65% Cr
29.19% Cr
26.78% Cr
23.59% Cr
22.95% Cr
22.89% Cr
20.99% Cr
20.78% Cr
19.99% Cr
19.94% Cr
18.54% Cr
17.69% Cr
16.09% Cr
15.90% Cr
15.90% Cr
15.70% Cr
15.29% Cr
14.14% Cr
13.34% Cr
13.12% Cr
12.96% Cr
12.91% Cr
12.33% Cr
11.73% Cr
11.04% Cr
10.22% Cr
10.21% Cr
9.52% Cr
9.52% Cr
9.47% Cr
Mineral ismi
Ferchromide
Tongbaite
Carlsbergite
Eskolaite
Isovite
Bracewellite
Grimaldiite
Guyanaite
Brezinaite
Magnesiochromite
Chromite
Zincochromite
Manganochromite
Rilandite
Caswellsilverite
Schollhornite
Daubreelite
Lopezite
Mcconnellite
Donathite
Cochromite
Kalininite
Chromatite
Cronusite
Nichromite
Yimengite
Tarapacaite
Florensovite
Knorringite
Kosmochlor
Chromdravite
Uvarovite
Hawthorneite
Olkhonskite
Mathiasite
Lindsleyite
Crocoite
Barbertonite
Stichtite
Hashemite
Petterdite
Krinovite
Shuiskite
Volkonskoite
Redledgeite
Carmichaelite
Chromceladonite
Vuorelainenite
Chromferide
Iranite
Hemihedrite
Dietzeite
Phoenicochroite
Wattersite
Kimyasal Formülü
Cr3Fe1-x(x=0,6)
Cr3C2
CrN
Cr2O3
(Cr,Fe)23C6
Cr+++O(OH)
+++
Cr O(OH)
CrO(OH)
Cr3S4
MgCr2O4
Fe++Cr2O4
ZnCr2O4
(Mn,Fe++)(Cr,V)2O4
(Cr,Al)6SiO11·5(H2O)(?)
NaCrS2
Na0.3CrS2·(H2O)
++
Fe Cr2S4
K2Cr2O7
CuCrO2
(Fe++,Mg)(Cr,Fe+++)2O4
++
(Co,Ni,Fe )(Cr,Al)2O4
ZnCr2S4
CaCrO4
Ca0.2(H2O)2CrS2
(Ni,Co,Fe++)(Cr,Fe+++,Al)2O4
K(Cr,Ti,Fe,Mg)12O19
K2CrO4
Cu(Cr1.5Sb0.5)S4
Mg3Cr2(SiO4)3
+++
NaCr Si2O6
+++
NaMg3(Cr,Fe )6(BO3)3Si6O18(OH)4
Ca3Cr2(SiO4)3
Ba[Ti3Cr4Fe4Mg]O19
(Cr+++,V+++)2Ti3O9
(K,Ca,Sr)(Ti,Cr,Fe,Mg)21O38
(Ba,Sr)(Ti,Cr,Fe,Mg)21O38
PbCrO4
Mg6Cr2(CO3)(OH)16·4(H2O)
Mg6Cr2(CO3)(OH)16·4(H2O)
Ba(Cr,S)O4
PbCr+++2(CO3)2(OH)4·H2O
NaMg2CrSi3O10
Ca2(Mg,Al)(Cr,Al)2(SiO4)(Si2O7)(OH)2·(H2O)
+++
+++
Ca0.3(Cr ,Mg,Fe )2(Si,Al)4O10(OH)2·4(H2O)
+++
BaTi6Cr 2O16·(H2O)
(Ti,Cr,Fe)[O2-x(OH)x],x~0.5
KCrMg(Si4O10)(OH)2
(Mn++,Fe++)(V+++,Cr+++)2O
Fe3Cr1-x(x=0,6)
Pb10Cu(CrO4)6(SiO4)2(F,OH)2
Pb10Zn(CrO4)6(SiO4)2F2
Ca2(IO3)2(CrO4)
Pb2(CrO4)O
+
++
++++++
Hg 4Hg Cr
O6
150
Mol
A÷ırlı÷ı
178.33
180.01
66.00
151.99
1,249.48
85.00
85.00
85.00
284.25
192.29
223.84
233.38
225.53
568.61
139.12
141.04
288.10
294.18
147.54
222.61
207.97
297.65
156.07
161.98
220.53
837.35
194.19
330.68
453.16
227.15
1,114.61
500.48
1,040.63
391.10
1,682.56
1,763.22
323.19
654.01
654.01
248.34
510.01
367.85
506.85
475.69
802.60
76.54
421.75
221.57
188.34
3,052.68
3,055.52
545.96
546.39
549.17
EKLER
9.46% Cr
9.38% Cr
8.49% Cr
7.37% Cr
7.05% Cr
6.93% Cr
6.86% Cr
6.82% Cr
6.65% Cr
6.40% Cr
6.12% Cr
6.03% Cr
5.74% Cr
5.30% Cr
5.24% Cr
4.97% Cr
4.34% Cr
4.28% Cr
3.55% Cr
3.55% Cr
3.34% Cr
3.17% Cr
2.01% Cr
1.36% Cr
1.32% Cr
1.29% Cr
0.85% Cr
Ali TÜMÜKLÜ
Woodallite
Chromphyllite
Redingtonite
Vauquelinite
Embreyite
Fornacite
Cassedanneite
Loveringite
Edoylerite
Dukeite
Georgeericksenite
Bentorite
Natalyite
Macquartite
Mongshanite
Polyakovite-(Ce)
Deanesmithite
Zhanghengite
Heideite
Iquiqueite
Mountkeithite
Yedlinite
Santanaite
Chrombismite
Molybdofornacite
Ankangite
Khristovite-(Ce)
Mg6Cr2(OH)16Cl2·4H2O
(K,Ba)(Cr,Al)2[AlSi3O10](OH,F)2
++
(Fe ,Mg,Ni)(Cr,Al)2(SO4)4·22(H2O)
Pb2Cu(CrO4)(PO4)(OH)
Pb5(CrO4)2(PO4)2·(H2O)
Pb2Cu(CrO4)(AsO4)(OH)
Pb5(VO4)2(CrO4)2·(H2O)
+++
(Ca,Ce)(Ti,Fe ,Cr,Mg)21O
++
++++++
Hg 3Cr
O4S2
++++++
Bi+++24Cr
8O57(OH)6(H2O)3
Na6CaMg(IO3)6(CrO4)2·12(H2O)
Ca6(Cr,Al)2(SO4)3(OH)12·26(H2O)
+++
+++
Na(V ,Cr )Si2O6
Pb3Cu(CrO4)(SiO3)(OH)4·2(H2O)
++
(Mg,Cr,Fe )2(Ti,Zr)5O12
++
+++
(Ce,La,Nd,Pr,Ca)4(Mg,Fe )(Cr,Fe )2(Ti,Nb)2Si4O22
+
++
Hg 2Hg 3Cr++++++O5S2
(Cu,Zn,Fe,Al,Cr)
(Fe,Cr)1+x(Ti,Fe)2S4
++++++
K3Na4Mg(Cr
O4)B24O39(OH)·12(H2O)
(Mg,Ni)11(Fe+++,Cr)3(SO4,CO3)3.5(OH)24·11(H2O)
Pb6CrCl6(O,OH)8
++
++++
Pb 9Pb
2CrO16
Bi16CrO27
Pb2Cu[(As,P)O4][(Mo,Cr)O4](OH)
Ba(Ti,V+++,Cr+++)8O16
(Ca,REE)(Ce,REE)(Mg,Fe,Cr,Ti,V,Al)Mn++Al(SiO4)
(Si2O7)(OH)(F,O)
151
659.31
415.64
918.74
705.92
1,475.95
749.87
1,515.88
1,678.43
781.90
6,499.55
1,699.91
1,292.63
226.36
981.28
595.20
1,255.42
1,199.08
60.74
292.66
1,466.16
1,558.37
1,637.92
2,587.19
3,827.67
790.12
803.05
610.88