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