yenice (ankara güneyi) volkanitlerinin kökeni ve tektonikle ilişkisi

Transkript

YENİCE (ANKARA GÜNEYİ) VOLKANİTLERİNİN
KÖKENİ VE TEKTONİKLE İLİŞKİSİ
ORIGIN AND TECTONIC SETTING
OF YENICE (SOUTH OF ANKARA) VOLCANICS
SERDAR ÇORMAN
Hacettepe Üniversitesi
Lisansüstü Eğitim – Öğretim ve Sınav Yönetmeliğinin
JEOLOJİ Mühendisliği Anabilim Dalı İçin Öngördüğü
YÜKSEK LİSANS TEZİ
olarak hazırlanmıştır.
2008
eşime ve aileme...
YENİCE (ANKARA GÜNEYİ) VOLKANİTLERİNİN KÖKENİ VE TEKTONİKLE
İLİŞKİSİ
Serdar Çorman
ÖZ
Bu tez çalışması kapsamında, Yenice (Ankara Güneyi) civarında yüzeyleyen
volkanik kayaçların mineralojik-petrografik ve jeokimyasal özellikleri incelenerek
volkanizmanın kökeni araştırılmıştır. Bölgeye ait ASTER uydu görüntülerinden
uzaktan algılama teknikleri (Spectral Angle Mapper) kullanılarak jeoloji haritası
üretilmiştir. ASTER stereo uydu görüntüleri ve sayısal arazi modeli yardımı ile
inceleme alanındaki olası tektonik hatlar ve bunlarla ilişkili olabilecek volkanik çıkış
merkezleri araştırılmış, arazide yapılan fay ölçümleri ile bölgedeki hakim tektonik
kuvvetler KD-GB doğrultulu sıkışma ve KB-GD doğrultulu tansiyon kuvvetleri
olarak belirlenmiştir. Çalışma alanındaki volkanik ürünler, piroklastik çökeller ile
bazaltik, andezitik ve dasitik karakterdeki lav/dom’lardan oluşmaktadır. Tüm
örneklerde plajiyoklaz ve piroksen mineralleri bulunurken, olivin sadece trakibazalt
ve bazaltta, amfibol minerali ise sadece andezitte ve dasitte, kuvars ve biyotit
mineralleri ise sadece dasitte gözlenmiştir. Mineral kimyası çalışmalarında
plajiyoklazlarda görülen ters ve salınımlı zonlanma, yine bu minerallerde görülen iri
elek dokusu ile beraber değerlendirildiğinde, magma karışımı ve/veya magma
odası ve magma çıkış yolu üstündeki ani basınç değişimlerine işaret eder. Yenice
Volkanitleri kalkalkalin karaktere sahiptir ve evrimlerinde magma karışımı ile
birlikte fraksiyonel kristalleşme etkili olmuştur. Yüksek LILE/HFSE ve LREE/HREE
oranları, Nb ve Ta anomalisi volkanizmaya kaynak sağlayan magmanın
oluşumunda, dalma-batma sonucu metasomatize olmuş bir manto kaynağının
düşük dereceli kısmi ergimesi ve/veya kabuksal kirlenmenin
etkili olduğunu
göstermektedir.
Anahtar Kelimeler: Haymana-Yenice, Kulu-Karacadağ, volkanizma, ASTER,
SAM, uzaktan algılama, jeokimya, çarpışma zonu, dalma-batma, kabuksal
kirlenme.
Danışman: Prof. Dr. Abidin TEMEL, Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği
Bölümü, Maden Yatakları-Jeokimya Anabilim Dalı
i
ORIGIN AND TECTONIC SETTING OF YENICE (SOUTH OF ANKARA)
VOLCANICS
Serdar Çorman
ABSTRACT
In this thesis, the origin of the volcanic rocks which outcropped around Yenice
(South
of
Ankara)
were
investigated
by
examining
their
mineralogical-
petrographical and geochemical characteristics. Geological map of the study area
was produced by utilizing remote sensing techniques (Spectral Angle Mapper) on
ASTER satellite imagery. The potential tectonic lineaments and their likely related
volcanic edifices were extracted from ASTER stereo pairs and digital elevation
model of the region. The fault plane analyses showed that the direction of
dominant tectonic stresses in the region are NE-SW oriented compression and
NW-SE oriented extension. Volcanic products in the study area are composed of
pyroclastic
deposits
and
lava/domes
in
basaltic,
andesitic
and
dacitic
compositions. Plagioclase and pyroxene minerals were observed in all the
samples, whereas olivine is present solely in trachybasalt and basalt, amphibole in
andesite and dacite, quartz and biotite in dacite. Sieve texture, together with
reverse and oscillatory zoning in the plagioclases observed during the mineral
chemistry studies indicate magma mixing and/or the rapid pressure fluctuations in
the magma chamber or on the way magma ascends. Yenice Volcanics have
calcalkaline character and magma mixing together with fractional crystallisation
have been effective on their evolution. Their high LILE/HFSE and LREE/HREE
ratios, together with negative Nb and Ta anomaly indicate that low grade partial
melting of a subduction enriched mantle source and/or crustal contamination have
played role in the production of magma, feeding the volcanism.
Keywords: Haymana-Yenice, Kulu-Karacadağ, volcanism, ASTER, SAM, remote
sensing, geochemistry, collision zone, subduction, crustal contamination.
Advisor: Prof. Dr. Abidin TEMEL, Hacettepe University, Department of Geological
Engineering, Ore Deposits-Geochemistry Subdivision
ii
TEŞEKKÜR
Öncelikle, danışmanlığımı üstlenerek tezimin her aşamasında en büyük yardımı,
eleştiri ve desteklerini hiçbir zaman esirgemeyen değerli hocam Sayın Prof. Dr.
Abidin TEMEL’e,
Yapıcı eleştirileriyle tezime katkıda bulunan Sayın Prof. Dr. Hasan BAYHAN’a,
Sayın Prof. Dr. Muazzez ÇELİK KARAKAYA’ya, Sayın Prof. Dr. R. Kadir DİRİK’e,
Sayın Doç. Dr. M. Tekin YÜRÜR’e,
Tezimin oluşturulması sırasında, her türlü soruyu yanıtlayarak beni yönlendiren
Sayın Dr. Biltan KÜRKÇÜOĞLU, Sayın Dr. Elif VAROL, Sayın Araş. Gör. Sevgi
TELSİZ, Sayın Araş. Gör. Deniz DOĞAN ve Sayın Araş. Gör. Tuğçe ŞAHİN’e,
Kimyasal
analizler
için
örnek
hazırlanmasında
ve
örneklerden
incekesit
yapılmasında katkıda bulunan Nahit AKYOL, Gülay KILINÇ, Gönül KARAYİĞİT,
Ethem ERSARI ve Vahdet ATEŞ’e,
Arazi çalışmalarımın bir kısmında yardımcı olan arkadaşlarım Fatih GENÇ ve
Hakan UYAR’a,
Son olarak, bu tezin oluşturulma süresince verdikleri manevi destek ve
gösterdikleri anlayış için eşim Ayla ÇORMAN’a ve aileme teşekkür ederim.
iii
İÇİNDEKİLER DİZİNİ
Sayfa
ÖZ ........................................................................................................................... I
ABSTRACT ............................................................................................................ II
TEŞEKKÜR ........................................................................................................... III
İÇİNDEKİLER DİZİNİ............................................................................................. IV
ŞEKİLLER DİZİNİ .................................................................................................. VI
ÇİZELGELER DİZİNİ............................................................................................. XI
1.
GİRİŞ .............................................................................................................. 1
1.1. Amaç ve Kapsam ..................................................................................... 1
1.2. İnceleme Alanının Tanıtımı ...................................................................... 1
1.3. Önceki Çalışmalar.................................................................................... 3
2. GENEL JEOLOJİ............................................................................................. 7
2.1. Stratigrafi.................................................................................................. 7
2.1.1. Temel Kayaçları..................................................................................... 7
2.1.2. Yenice Volkanitleri............................................................................... 11
2.1.2.1.
Piroklastik Kayaçlar.................................................................. 11
2.1.2.2.
Bazaltik Birimler ....................................................................... 12
2.1.2.3.
Andezitik Birimler ..................................................................... 12
2.1.2.4.
Dasitik Birimler......................................................................... 14
2.1.3. Kömüşini Formasyonu......................................................................... 15
2.1.4. Kuvaterner Çökelleri.............................................................................16
2.2. Uzaktan Algılama ile Jeolojik Haritalama ............................................... 17
2.2.1. Veri....................................................................................................... 18
2.2.2. Görüntü Ön-işleme............................................................................... 19
2.2.3. SAM (Spectral Angle Mapper) Yöntemi ile Jeolojik Haritalama........... 26
2.2.4. Sınıflamanın Doğrulanması ve Sonuçlar............................................. 29
3. TEKTONIK .................................................................................................... 30
3.1. İnceleme Alanının Yer Aldığı Tektonik Ortam ........................................ 30
3.2. İnceleme Alanının Yapısal Jeolojisi........................................................ 32
3.3. Volkanik Çıkış Yerleri ve Tektonik ile İlişkisi........................................... 42
3.4. Sonuç..................................................................................................... 46
4. MINERALOJIK-PETROGRAFIK INCELEMELER ......................................... 47
4.1. Giriş........................................................................................................ 47
4.2. İnceleme Yöntemi ve Optik Mikroskop İncelemeleri............................... 47
4.2.1. Piroklastik Kayaçlar.............................................................................. 47
4.2.2. Bazaltik Birimler................................................................................... 49
4.2.3. Andezitik Birimler................................................................................. 52
4.2.4. Dasitik Birimler..................................................................................... 56
5. MİNERAL KİMYASI....................................................................................... 60
5.1. Giriş........................................................................................................ 60
5.2. Feldispat ................................................................................................ 60
5.3. Mika ....................................................................................................... 66
5.4. Piroksen ................................................................................................. 67
5.5. Amfibol ................................................................................................... 71
5.6. Olivin ...................................................................................................... 75
5.7. Opak Mineraller...................................................................................... 76
5.8. Sonuçlar................................................................................................. 78
iv
İÇİNDEKİLER DİZİNİ (devam ediyor)
Sayfa
6.
JEOKIMYA .................................................................................................... 80
6.1. Giriş........................................................................................................ 80
6.2. Çözümleme Yöntemleri.......................................................................... 80
6.3. Ana Element Jeokimyası........................................................................ 80
6.4. İz Element Jeokimyası ........................................................................... 88
6.5. Nadir Toprak Element Jeokimyası ......................................................... 96
7. TARTIŞMA VE YORUMLAR ......................................................................... 99
8. SONUÇLAR ................................................................................................ 103
KAYNAKLAR...................................................................................................... 105
ÖZGEÇMİŞ
v
ŞEKİLLER DİZİNİ
Sayfa
Şekil 1.1. Çalışma alanının yer bulduru haritası. .................................................... 2
Şekil 1.2. Çalışma alanının ve içinde yer aldığı paftaların Landsat ETM 321 uydu
görüntüsü üzerinde gösterimi. ................................................................................ 3
Şekil 2.1. İnceleme alanının jeoloji haritası (Erkan, 1982; Sarıaslan vd., 1998;
Uğuz vd., 1999’den değiştirilerek alınmıştır)........................................................... 9
Şekil 2.2. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafik istifi (Uğuz vd., 1999’den
değiştirilerek alınmıştır). ....................................................................................... 10
Şekil 2.3. Karacadağ Köyü yakınında yer alan volkanitlerin panoramik görüntüsü,
Batı’ya bakış......................................................................................................... 11
Şekil 2.4. Lav seviyeleri arasında ve en altta yer alan piroklastik seviyeler,
Karacadağ Köyü batısında yer alan Ortadağ Tepe, GB’ya bakış. ........................ 12
Şekil 2.5. Lav seviyeleri. Karacadağ Köyü güneybatısında yer alan Yassıdağ
Tepe, B’ya bakış................................................................................................... 13
Şekil 2.6. Güzelcekale Köyü yakınındaki andezit dom yapısı, GB’ya bakış.......... 13
Şekil 2.7. Ortadağ Tepe’nin doruğunda tespit edilen ve dasitik bloklardan oluşan
çıkış noktası, K’ye bakış. ...................................................................................... 14
Şekil 2.8. Veliçelebi Yaylası yakınında gözlenen dasitik kızgın bulut çökeli, GB’ya
bakış..................................................................................................................... 15
Şekil 2.9. İnceleme alanından alınan farklı iki örneğin ASTER SWIR dalgaboyu
aralığındaki spektral profili.................................................................................... 17
Şekil 2.10. Kullanılan ASTER uydu görüntüleri, 321 bantları yapay renklendirme.
............................................................................................................................. 19
Şekil 2.11. Görüntü işleme akış şeması. .............................................................. 20
Şekil 2.12. Görüntünün kuzeye yönlendirilmesi.................................................... 22
Şekil 2.13. Görüntülerin mozayiklenmesi.............................................................. 22
Şekil 2.14. Çalışma alanını gösteren ASTER uydu görüntüsü, 321 bantları yapay
renklendirme......................................................................................................... 24
Şekil 2.15. MNF dönüşümü ile elde edilen ilk üç bandın yapay renklendirilmiş
görüntüsü. ............................................................................................................ 25
Şekil 2.16. SAM sınıflandırma yönteminin iki boyutlu uzayda gösterimi. .............. 26
Şekil 2.17. SAM sınıflaması sonucu elde edilen jeoloji haritası. ........................... 28
vi
ŞEKİLLER DİZİNİ (devam ediyor)
Sayfa
Şekil 3.1. İnceleme alanının yer aldığı neotektonik ortam (Koçyiğit and Özacar,
2003; Woodside et al., 2002; Zitter et al., 2005; Çiftçi, 2007’den değiştirilerek
alınmıştır). ............................................................................................................ 31
Şekil 3.2. Tektonik ölçüm yapılan lokasyonlar. ..................................................... 33
Şekil 3.3. Fay çizikleri (2. ist.). Çizikler çekiç sapı ile yaklaşık aynı doğrultudadır
(KB yönüne bakış)................................................................................................ 34
Şekil 3.4. Fay düzlemlerinde yapılan ölçümlerin analizi. Schmidt stereogramının
alt yarımküresi kullanılmıştır. ................................................................................ 35
Şekil 3.5. Fay düzlemlerinin kestiği piroklastik kayaçlar. (a) 1. istasyon (GB’ya
bakış); (b) 2. istasyon (D’ya bakış) ....................................................................... 36
Şekil 3.6. İkinci istasyondaki şevde yer alan ana fayların foto üzerinde gösterimi,
D’ya bakış............................................................................................................. 37
Şekil 3.7. İnceleme alanının ayrıntılı yüzey kabartma haritası. 30 m grid aralıklı
sayısal arazi modelinden, kuzeyden gelen düşeyde 45 derecelik aydınlatma ile
oluşturulmuştur..................................................................................................... 38
Şekil 3.8. Çalışma sahasının kuzey kısmını içeren ASTER stereo uydu görüntüsü
çifti. Stereo görüntü anaglyph çift halinde sunulmuştur, lütfen anaglyph gözlük ile
bakınız. Yenice volkanikleri görüntünün sol üst çeyreğinde koyu rengi ile
görülmektedir........................................................................................................ 39
Şekil 3.9. Çalışma sahasının güney kısmını içeren ASTER stereo uydu görüntüsü
bakınız. Yenice volkanikleri görüntünün sağ bölümünde koyu rengi ile
görülmektedir........................................................................................................ 40
Şekil 3.10. Yüzey kabartma haritasında tespit edilen çizgisellikler. ...................... 41
Şekil 3.11. Yüzey kabartma haritası üzerinde faylar ve ilişkili çıkış merkezleri
görülmektedir........................................................................................................ 43
Şekil 3.12. Burunsuz Köyü, volkanik çıkış merkezi (a) Sayısal arazi modeli, (b)
Aynı bölgenin yorumlanmış çizimi (jeoloji haritasındaki gösterim Şekil 2.1’de
olduğu gibidir), (c) Stereo (anaglyph gözlük ile bakınız) ASTER uydu görüntüsü. 44
Şekil 3.13. Karacadağ volkanik merkezi (a) Yüzey kabartma haritası, (b) Aynı
bölgenin yorumlanmış çizimi (jeoloji haritasındaki gösterim Şekil 2.1’de olduğu
gibidir), (c) Stereo (anaglyph gözlük ile bakınız) ASTER uydu görüntüsü. ........... 45
Şekil 4.1. Piroklastik birimlerden alınan tüf örneğinde gözlenen litik parçalar ve
kristaller (a) tek nikol; (b) çift nikol, (lp: litik parça; kr: kristal)................................ 48
vii
Sayfa
Şekil 4.2. Piroklastik birimlerden alınan bir makro örnekte gözlenen pomza
bileşenleri (pmz: pomza). ..................................................................................... 49
Şekil 4.3. Bazaltta hamurda gözlenen intergranuler doku (a) tek nikol; (b) çift nikol,
(px: piroksen; plg: plajiyoklaz; idd: iddingsit)......................................................... 50
Şekil 4.4. Bazaltta gözlenen çevresi iddingsitleşmiş olivin mineralleri (a) tek nikol;
(b) çift nikol, (px: piroksen; olv: olivin; idd: iddingsit)............................................. 51
Şekil 4.5. Andezitten alınan örnekteki hipokristalin porfirik doku (a) tek nikol; (b) çift
nikol, (plg: plajiyoklaz; px: piroksen). .................................................................... 53
Şekil 4.6. Andezitten alınan örnekte gözlenen amfibol, piroksen ve plajiyoklaz
mineralleri (a) tek nikol; (b) çift nikol, (amph: amfibol; plg: plajiyoklaz; px: piroksen).
............................................................................................................................. 54
Şekil 4.7. Andezitte gözlenen mineral kümesi sağ üst köşede yer almaktadır
(a) tek nikol; (b) çift nikol, (px: piroksen; plg: plajiyoklaz)...................................... 55
Şekil 4.8. Andezitte gözlenen elek dokulu plajiyoklaz mineralleri (tek nikol), (plg:
plajiyoklaz; px: piroksen; amph: amfibol). ............................................................. 56
Şekil 4.9. Dasitte gözlenen vitrofirik porfirik doku (a) tek nikol; (b) çift nikol, (px:
piroksen; plg: plajiyoklaz). .................................................................................... 57
Şekil 4.10. Dasitte gözlenen hipokristalin porfirik doku (a) tek nikol; (b) çift nikol,
(px: piroksen; plg: plajiyoklaz; qtz: kuvars; bio: biyotit; amph: amfibol)................. 58
Şekil 5.1. Bazaltik birimlerden alınan trakibazalt örneğine ait plajiyoklaz mikroprob
çözümlemelerinin An-Ab-Or üçlü diyagramında gösterimi.................................... 61
Şekil 5.2. Andezitik birimlerden alınan örneğe ait plajiyoklaz mikroprob
çözümlemelerinin An-Ab-Or üçlü diyagramında gösterimi................................. 64
Şekil 5.3. Dasitik birimlerden seçilen örneğe ait plajiyoklaz mikroprob
çözümlemelerinin An-Ab-Or üçlü diyagramında gösterimi.................................... 65
Şekil 5.4. Andezitte gözlenen salınımlı zonlu doku gösteren plajiyoklaz mineralleri.
............................................................................................................................. 65
Şekil 5.5. Bazaltik birimlerden alınan örnekteki piroksenlerin mikroprob
çözümlemelerinin Wo-En-Fs üçlü diyagramında gösterimi (Morimoto, 1988)....... 67
Şekil 5.6. Andezitik birimlerden alınan örnekteki piroksenlerin mikroprob
çözümlemelerinin Wo-En-Fs üçlü diyagramında gösterimi (Morimoto, 1988)....... 70
Şekil 5.7. Andezitteki amfibolün Leake et al. (1997) göre sınıflandırılması........... 71
Şekil 5.8. Dasitteki amfibolün Leake et al. (1997) göre sınıflandırılması. ............. 74
viii
Sayfa
Şekil 5.9. Opak mineral mikroprob çözümleme sonuçlarının FeO-TiO2-Fe2O3 üçlü
diyagramında gösterimi (Buddington and Lindsley, 1964).................................... 77
Şekil 6.1. Yenice Volkanitlerinin Toplam Alkali- SiO2 diyagramı (Le Bas et al.,
1986). Kesikli çizgi alkalin-subalkalin ayrımını göstermektedir (Irvine and Baragar,
1971). ................................................................................................................... 84
Şekil 6.2. Subalkali örnekler için AFM üçgen diyagramı (Irvine and Baragar, 1971).
............................................................................................................................. 85
Şekil 6.3. K2O - SiO2 diyagramı (Peccerillo and Taylor, 1976). Semboller için Şekil
6.1’e bakınız. ........................................................................................................ 86
Şekil 6.4. Yenice Volkanitlerinin SiO2 – Ana element Harker diyagramları.
Semboller için Şekil 6.1’e bakınız......................................................................... 87
Şekil 6.5. Yenice Volkanitlerinin SiO2 – İz element Harker diyagramları. Semboller
için Şekil 6.1’e bakınız.......................................................................................... 90
Şekil 6.6. Yenice Volkanitlerinin MORB normalize spider diyagramı (Pearce, 1983)
............................................................................................................................. 91
Şekil 6.7. Yenice Volkanitlerinin Kondrit normalize spider diyagramı (Thompson,
1982). ................................................................................................................... 91
Şekil 6.8. Yenice Volkanitlerinin (a) MORB ve (b) Kondrit normalize değerlerinin
Galatya Volkanitleri ile karşılaştırılması. Taralı alan Galatya Volkanitlerine ait
bölgeyi temsil etmektedir. (veriler Wilson et al., 1997; Tankut vd., 1998; Koçyiğit
vd., 2003’den alınmıştır). ...................................................................................... 93
Şekil 6.9. Yenice Volkanitlerinden bazalt örneğinin (a) MORB ve (b) Kondrit
normalize değerlerinin Kitek bazaltı (Erzurum-Horasan) ile karşılaştırılması (veri
Keskin et al., 1998’den alınmıştır). ....................................................................... 94
Cascades Range Volkanitleri ile karşılaştırılması. Taralı alan Cascades Range
Volkanitlerine ait bölgeyi temsil etmektedir. (veriler Smith and Carmichael, 1968;
Condie and Hayslip, 1975; Smith and Leeman, 1987; Bullen and Clynne, 1990;
Leeman et al., 1990; Smith and Leeman, 1993; Stockstill et al., 2003; Kinzler et
al., 2000; Reagan et al., 2003 ’dan alınmıştır)...................................................... 95
Şekil 6.11. Yenice Volkanitlerinin kondrit normalize nadir toprak element diyagramı
(Nakamura,1974). ................................................................................................ 98
Şekil 6.12. Yenice Volkanitlerinin kondrit normalize nadir toprak element
değerlerinin Galatya Volkanitleri ile karşılaştırılması. Taralı alan Galatya
Volkanitlerini temsil etmektedir. ............................................................................ 98
ix
Sayfa
Şekil 7.1. Yenice Volkanitlerinin bazaltik birimlerinin Zr/Y-Ti/Y diyagramı (Pearce
and Gale, 1977).................................................................................................. 100
Şekil 7.2. Yenice Volkanitlerinin SiO2 – Zr/TiO2 diyagramı (Winchester and
Floyd,1977). AB: Alkali bazalt............................................................................. 101
Şekil 7.3. Yenice Volkanitlerinin Th-Zr/117-Nb/16 diyagramı (Wood, 1980)....... 101
Şekil 7.4. Yenice Volkanitlerinin Th/Y – Nb/Y diyagramı (karşılaştırma verileri
Galatya Volkanitleri için Wilson et al., 1997; Andlar için Barragan et al., 1998;
EKPV için Keskin et al., 1998’den alınmıştır). .................................................... 102
x
ÇİZELGELER DİZİNİ
Sayfa
Çizelge 2.1. Bölgenin önceki çalışmalar sonucu elde edilen jeoloji haritasındaki
litolojiler ve toplanan örnek litolojilerinin karşılaştırılması........................................ 8
Çizelge 2.2. ASTER sensör sistemlerinin özellikleri. ............................................ 18
Çizelge 2.3. Kullanılan ASTER uydu görüntüleri. ................................................. 19
Çizelge 5.1. Feldispat mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları (m: merkez, k: kenar, mik: mikrolit). ...................................................... 62
Çizelge 5.2. Mika mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları (m: merkez, k: kenar). ........................................................................... 66
Çizelge 5.3. Piroksen mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
Çizelge 5.4. Amfibol mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
Çizelge 5.5. Olivin mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları............................................................................................................... 75
Çizelge 5.6. Opak mineraller üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları............................................................................................................... 76
Çizelge 5.7. Yenice Volkanitlerinin mikroprob çözümleme sonuçlarının özeti. ..... 78
Çizelge 6.1. Yenice Volkanitlerinin ana element analiz sonuçları (% ağ.). ........... 81
Çizelge 6.2. Yenice Volkanitlerinin iz element analiz sonuçları (Au ppb, diğer
elementler ppm olarak verilmiştir)......................................................................... 89
Çizelge 6.3. Yenice Volkanitlerinin nadir toprak element analiz sonuçları............ 97
xi
1. GİRİŞ
1.1. Amaç ve Kapsam
Bu tez çalışmasında, Ankara’nın güneyinde, Yenice civarında mostra veren
volkanik kayaçların kökeni ve tektonikle ilişkisinin belirlenmesi amaçlanmıştır.
Bölgedeki volkanitlerin
stratigrafik,
mineralojik,
petrografik
ve
jeokimyasal
özellikleri incelenmiştir. Volkanik kayaçlardan alınan örneklerin mineralojik
bileşimleri ve dokusal özellikleri tespit edilip petrografik tanımlamaları yapılmış,
ana ve iz element jeokimyası incelenerek kökenlerine açıklık getirilmeye
çalışılmıştır. Bölgeye ait sayısal arazi modeli ve ASTER uydu görüntüsü uzaktan
algılama-görüntü işleme teknikleri ile işlenerek jeolojik haritalama yapılmış,
volkanik kütlelerin yapısı ve tektonizma ile ilişkisi araştırılmıştır. Tüm bu verilerin
ışığı altında volkanizmanın hangi jeodinamik koşullar altında geliştiği ortaya
konulmuştur.
1.2. İnceleme Alanının Tanıtımı
Çalışma alanının yer bulduru haritası Şekil 1.1’de verilmiştir. Çalışma alanı Ankara
şehir merkezinin ortalama 80 km güneyinde, Tuz Gölünün yaklaşık 70 km
kuzeybatısında yer almaktadır. Çalışma alanına ismini veren Yenice Bucağı,
bölgedeki en büyük yerleşim yeridir. İnceleme alanındaki başlıca yerleşim
merkezleri arasında Yenice, Burunsuz, Kozanlı, Yaraşlı ve Karacadağ sayılabilir.
Çalışma alanının büyük bir bölümü Haymana ilçe sınırları içerisinde bulunmakla
beraber Kulu ve Bala ilçelerinin de bir kısmını içine almaktadır. Bölgeye Ankara –
Gölbaşı – Konya karayolunu kullanarak ve Ankara başlangıç olmak üzere yaklaşık
65 km sonra Yenice sapağından dönülerek ulaşım sağlanabilmektedir. İnceleme
alanındaki yerleşim merkezlerinin arasındaki yolların büyük bir bölümü asfalt olup,
stabilize ve toprak yollar da mevcuttur.
Bölgedeki minimum yükseklik 970 m, maksimum yükseklik 1736 ve ortalama
yükseklik 1139 m dir. Alçak rakımdaki yerlerin büyük bir bölümünü güneydeki
Samsam Gölü ile çalışma alanının kuzeydoğusundaki Çeltik Köyü yakınlarındaki
gölyatağı oluşturmaktadır. Bu iki gölde günümüzde kuru göl yatağı durumundadır.
İnceleme alanındaki yüksek rakımlı tepeler arasında Burunsuz Tepe, Karacadağ
1
yakınındaki Hacıreşit Tepe ve Mantardağı Tepe yer almaktadır. Bölgedeki en
yüksek rakıma ise 1736 m ile Karacadağ sahiptir.
Çalışma sahası 1110 km2 lik bir alan üzerinde J29 paftası içinde yer almaktadır
(Şekil 1.2.).
Şekil 1.1. Çalışma alanının yer bulduru haritası.
2
Şekil 1.2. Çalışma alanının ve içinde yer aldığı paftaların Landsat ETM 321 uydu
görüntüsü üzerinde gösterimi.
1.3. Önceki Çalışmalar
Bölgede yapılan önceki çalışmalar genelde Haymana-Tuzgölü havzasının tümünü
kapsamakta olup sadece birkaçı volkanitler üzerinde yoğunlaşmıştır.
Arıkan (1975), Tuzgölü Havzası’nın Üst Senoniyen-Oligosen süresince geliştiğini,
bu süreçte havzanın en derin yerinde 10000 metre kalınlıklı çökel biriktiğini, Üst
Senoniyen-Orta Eosen boyunca süren çökelimi Orta-Üst Eosen’de başlayan bir
regresyonun izlediğini söylemiştir. Araştırmacıya göre Üst Senoniyen-Orta Eosen
süresince Tuzgölü Havzası ile Haymana yöresi tek ve sürekli bir çöküntü alanı
durumundaydı. Orta Eosen yaşlı kireçtaşlarının çökeliminden sonra Tuzgölü
3
Havzası yükselen Haymana Havzası’ndan ayrılmıştır. Oligosen sonlarında veya
Miyosen süresince gelişen deformasyon sonucu Neojen’de yer yer çökel
havzalarının oluştuğunu ileri süren yazar Tuzgölü Havzası’nın Pliyosen’deki son
Alpin hareketlerden hafif etkilendiğini, Neojen-Pleyistosen aralığında etkili olan
gerilmeli hareketlerin genç volkanik etkinliklere de neden olduğunu belirtmiştir.
Ünalan vd. (1976), Ankara’nın güneybatısında, Haymana-Polatlı yöresinde TriyasJura-Alt Kretase yaşlı kırıntılı ve karbonatlarla Üst Kretase yaşlı ofiyolitli bir melanj
üzerinde Üst Kretase-Alt Tersiyer aralığında toplam 5800 metre kalınlıklı bir
çökelmenin söz konusu olduğunu söylemişlerdir. Haymana-Polatlı Havzası’nın
Mastrihtiyen-Alt Tersiyer boyunca Tuzgölü baseni ile bağlantılı olduğunu, Üst
Kretase’den Eosen’e fliş çökeliminin güneydoğuya doğru ilerlediğini belirtmişlerdir.
Ünalan ve Yüksel (1978), Haymana-Polatlı Havzası’nın iki kenarından kuzeybatıgüneydoğu
uzanımlı
faylarla
sınırlandığını,
kenarlarından
havzaya
doğru
derinleşen ve basamaklar oluşturan normal fayların gözlendiğini belirtmişlerdir.
Araştırmacılar ayrıca kuzeybatı-güneydoğu gidişli, Paleosen yaşlı andezitik bir
volkanizmanın varlığından da söz etmişlerdir.
Batman (1978), Haymana kuzeyindeki volkanitlerin Miyosen yaşta olup, andezitbazaltik andezit-trakiandezit ve porfiritik lav ve tüfler olduğunu belirterek bunları
Ankara Volkanitleri olarak adlandırmıştır.
Görür (1981), Haymana-Polatlı yöresinde volkanik kayaçların eşyaşlı çökellerle
birlikte yer aldıklarını belirterek Miyo-Pliyosen yaşlı çakıltaşı-kumtaşı-marn-tüf
arakatkılarından oluşan birime Cihanbeyli Formasyonu adını vermiştir.
Uygun (1981), Tuzgölü Havzası’nın genelde kuzeybatı-güneydoğu gidişli büyük
faylarla biçimlendirilmiş sürekli bir çöküntü ve depolanma ortamı olduğunu, Üst
Kretase-Lütesiyen döneminin denizel ve karasal, Lütesiyen sonrasının ise yanlızca
karasal çökellerden oluştuğunu, havzadaki karasal ve denizel birimler arasında
sürekli yanal geçişlerin gözlendiğini, Maestrihtiyen’den başlayarak günümüze
uzanan karasal çökeller içinde jips oluşumlarına rastlandığını, bölgede gözlenen
ultramafitlerin tektonik dokanaklı olduğunu ve yerleşim yaşının Maestrihtiyen
öncesi yada Maestrihtiyen olduğunu belirtmiştir.
4
Dellaloğlu ve Aksu (1984), bölgede Üst Eosen sonlarına kadar sıkışmalı bir
tektonik ve ona bağlı olarak ters fay ve şaryajların, Üst Eosen-Pliyosen zaman
aralığında ise gerilmeli bir tektonik ve ona bağlı olarak düşey fayların gözlendiğini
de belirtmişlerdir.
Tüysüz ve Dellaloğlu (1994), Orta Anadolu’da Tokat ve Galatya Masifleriyle
Çankırı
çevresinde
Neotetis
Okyanusu’nun
Maestrihtiyen’de
kapandığını,
Maestrihtiyen sonunda Kırşehir Kıtası’nın Sakarya Kıtası ile çarpıştığını, Neotetis
Okyanus tabanının Sakarya Kıtası altına dalması sonucu oluştuğunu düşündükleri
Haymana ve Çankırı Yayönü Havzaları’nın bu çarpışma sonucu birbirlerinden
ayrıldığını, Erken Paleosen’de Sakarya ve Kırşehir Kıtaları’nın çoğu kesiminin kara
halinde olduğunu, bu havzaların omuzlarında resif karbonatların, içlerinde de
türbiditlerin çökeldiğini, bu çarpışmanın ardından Kırşehir Kıtası’nın saat ibresinin
tersi yönde dönmesi sonucu Geç Paleosen-Erken Eosen’de Kırşehir Kıtası
üzerinde kuzeybatı-güneydoğu uzanımlı faylar ve bu faylara bağlı havzaların
geliştiğini, Sakarya ve Kırşehir Kıtaları’nın sığ bir denizle kaplandığını, Orta
Eosen’den başlayarak Sakarya ve Kırşehir Kıtaları’nın su yüzüne çıktığını, Geç
Eosen-Oligosen’de
havzada
çökelimin
karasal
bir
nitelik
kazandığını
belirtmişlerdir.
Çemen et al. (1999), Tuzgölü Havzasında Neotektonik dönem boyunca Tuzgölü
Fayında doğrultu atım bileşeni ile beraber önemli miktarda normal bileşenin
olduğunu ve bu normal bileşenin de bölgede gerilme rejimi oluşturarak Tuzgölü
Havzasının bir ayrılma-kopma yüzeyi olmasına yol açtığını belirtmişlerdir.
Uğuz vd. (1999), bölgenin 1/25000 ölçekli jeoloji haritasını oluşturmuş, Karacadağ
Volkanitlerinin
Turoliyen
zamanında
oluştuğunu
söylemiş
ve
volkanitlerin
aglomera, tüf ile bunlar üzerinde bulunan bazalt ve andezit akıntılarından
oluştuğunu belirtmiştir.
Türkecan vd. (2001), Karacadağ ve Tavşançalı Tepe civarındaki bazaltları Orta
Miyosen yaşlı olarak nitelendirmiştir. Bu bazaltların plajiyoklaz, klinopiroksen ve az
miktarda olivin içeren porfirik dokulu olduklarını ve bazaltların piroklastiklerle
beraber bulunduklarını belirtmiştir. Bu bazaltlar üzerinde yaptığı iki adet yaş
tayininde 14.1±0.6 my ve 15.1±0.2 my sonuçlarını elde etmiştir. Orta Miyosen yaşlı
5
bu volkanitlerin alkali özellikte olduğunu ve sodik karakter gösterdiğini, Miyosen
boyunca
incelen
litosfer
içine
sokulan
magmanın
bölgeye
hakim
olan
transtansiyonel tektonik sırasında oluşan faylara bağlı olarak yüzeylenip bu
volkanitleri oluşturduğunu belirtmiştir.
Dirik and Erol (2003), Tuzgölü Havzası’nın Geç Kretase’de bir graben olarak
başladığını, ilk kez Eosen’de sıkıştığını ve Geç Miyosen–Erken Pliyosen’de batıya
kaçmaya başlayan Anadolu Levhası’nın daha önceden çalışmış olan fayları tekrar
harekete
geçirerek,
fay
kontrollü
iç
havzaların
oluşmasını
sağladığını
belirtmişlerdir.
Aydemir and Ateş (2006), Orta Anadolu’nun büyük bir bölümünü inceleyen
çalışmalarında, Tuzgölü çevresindeki gravite, manyetik ve sismik araştırmalar
sonucunda Sülüklü-Cihanbeyli-Gölören anomalisi olarak tanımladıkları gömülü bir
magmatik kütle olduğunu öne sürmüşlerdir. Bu magmatik kütlenin, Kretase
döneminde aktif olan bir normal fay düzlemini kullanarak bir eğimli bir dayk
şeklinde yüzeye kadar yerleştiğini, daha sonra da havzanın çökmesine bağlı
olarak
günümüze
kadar
karasal
ve
denizel
sedimanlarla
örtüldüğünü
belirtmişlerdir.
Kurt
et
al.
(2008),
isimlendirmiş,
bölgedeki
volkanitleri
Karacadağ
Volkanitleri
olarak
39
Ar-40Ar yaş tayininde volkanitlerin Erken Miyosen (19-18 my)
zamanında oluştuğunu belirtmiştir. Bu kısa zaman aralığında kalkalkalin ve alkalin
olmak üzere iki ayrı grup volkanizmanın geliştiğini, kalkalkalinden alkalin
volkanizmaya bir geçiş olduğunu, kalkalkalin volkanizmanın önceden gelişen bir
dalma-batma sonucundan etkilenen bir manto kaynağının kısmı ergimesi ile
meydana geldiğini, alkalin volkanizmanın ise zenginleşmiş bir manto kaynağından
az dereceli kısmı ergimeler sonucunda kıta-içi bir volkanizma olarak geliştiğini
belirtmiştir. Ayrıca
87
Sr-86Sr izotop oranlarını dikkate alarak, alkalin volkanitleri
oluşturan magmanın evriminde kıtasal bir kirlenmenin olmadığını ileri sürmüştür.
Karacadağ
Volkanitlerinin
yaş
ve
jeokimyasal
karakter
olarak
Galatya
Volkanitlerine çok benzediğini, Karacadağ Volkanitlerinin de litosferik gerilmenin
hakim olduğu çarpışma sonrası bir volkanizma sonucu oluştuğunu belirtmişlerdir.
6
2. GENEL JEOLOJİ
2.1. Stratigrafi
Çalışma alanına ait jeoloji haritası Erkan (1982); Sarıaslan vd. (1998); Uğuz vd.
(1999) tarafından oluşturulmuştur. Arazide yapılan çalışmalarda, GPS ile
koordinatları ve XRF analizleri yapılarak kayaç tipleri belirlenen volkanik kayaç
lokasyonları bu harita üzerine konulduğu zaman haritada Çizelge 2.1’de verilen
tanımlamalarda hatalar olduğu görülmüştür. Bu nedenle harita, araziden alınan
örnekler ile uyumlu olacak şekilde değiştirilerek Şekil 2.1’da verilmiştir.
İnceleme alanının büyük bölümü genç örtü birimleri tarafından örtülüdür. İnceleme
alanındaki en yaşlı birimleri Üst Kretase yaşlı ofiyolitli karmaşık ve PaleosenEosen yaşlı tortul birimler oluşturmakta olup, sözkonusu bu birimler Temel
Kayaçları olarak adlandırılmıştır. Temel kayaçları üzerine ise uyumsuzlukla Yenice
Volkanitleri ve Kömüşini Formasyonu gelmekte, en üste alüviyal çökeller
bulunmaktadır (Uğuz vd., 1999). Bölgenin genelleştirilmiş stratigrafik istifi Uğuz
vd., (1999)’den değiştirilerek Şekil 2.2’de verilmiştir. Bu istifte Yenice Volkanitlerine
temel olan Miyosen öncesi kayaçlar Temel Kayaçları olarak kabul edilmiş, ayrıca
Yenice Volkanitlerini oluşturan birimlerin stratigrafisi, arazide gözlenen istif, alınan
örnekler ve daha önceki çalışmalarda yapılan mutlak yaş tayinleri göz önüne
alınıp, değiştirilerek verilmiştir.
2.1.1. Temel Kayaçları
Bölgede yapılan önceki çalışmalar doğrultusunda elde edilen stratigrafi ve yaş
verileri gözönüne alınarak, Yenice Volkanitlerinden daha yaşlı tüm kayaçlar temel
kayaçlar olarak kabul edilmiştir.
İnceleme alanında yüzeyleyen temel kayaçlar içinde en yaşlı birim Üst Kretase
yaşlı ofiyolitli karmaşıktır. Üst Kretase yaşlı ofiyolitli karmaşık, okyanusal kabuk
gereci elemanlarından olan serpantin, peridodit, gabro, diyabaz, radyolarit, çört ve
bazik volkanik kayaçlarla bu topluluk içine tektonik etkilerle karışmış, fosil
bulgularına göre Üst Paleozoyik-Mesozoyik yaşlı neritik ve pelajik özellikli kayaç
bloklarından oluşur (Uğuz vd., 1999). Üst Kretase yaşlı ofiyolitli karmaşık içinde
Üst Paleozoyik-Mesozoyik yaşlı kayaçların bloklarına rastlanır. Uğuz vd. (1999)
tarafından bu blokların en genç olanına Altınçanak Köyü’nün 3 km. kadar
7
kuzeyinde rastlanmıştır. Bu kireçtaşı bloğundan Barremiyen-Senomaniyen yaşı
tesbit etmiştir. Bu yüzden, bu veriye göre ofiyolitli karmaşığın oluşum yaşının
Senomaniyen sonrasına konulması gerektiğini öne sürmüştür.
Uğuz vd. (1999), Üst Kretase yaşlı ofiyolitli karmaşığın, inceleme alanının hemen
yakınında Sincik Köyü (Ankara J28-c4) dolayında Lütesiyen yaşlı kayaçlar üzerine
bindirdiğini, bunun da Üst Kretase yaşlı ofiyolitli karmaşığın bölgeye yerleşiminin
Lütesiyen sonrasında olduğunu gösterdiğini belirtmiştir.
İnceleme alanında yüzeyleyen Paleosen-Eosen yaşlı (Sarıaslan vd., 1998) tortul
kayaçlar da temel kayaçlar olarak kabul edilmiştir.
Çizelge 2.1. Bölgenin önceki çalışmalar sonucu elde edilen jeoloji haritasındaki
litolojiler ve toplanan örnek litolojilerinin karşılaştırılması.
Örnek No.
YS-1
YS-3
YS-4
YS-5
YS-6
YS-7
YS-8
YS-9
YS-10
YS-13
YS-14
YS-15
YS-17
YS-18
YS-21
YS-22
YS-23
YS-24
YS-26
YS-28
YS-29
YS-30
YS-31
YS-34
YS-37
YS-38
YS-39
YS-41
YS-45
YS-46
YS-47
YS-48
YS-50
YS-51
YS-52
Örnek litolojisi (XRF)
Andezit
Andezit
Andezit
Andezit
Andezit
Dasit
Andezit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Andezit
Havait
Bazalt
Mugearit
Dasit
Andezit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Dasit
Andezit
Andezit
Andezit
Andezit
Andezit
Mugearit
Haritada yer aldığı birim
Piroklastik
Piroklastik
Piroklastik
Piroklastik
Piroklastik
Piroklastik
Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Bazalt
Piroklastik
Piroklastik
Piroklastik
Bazalt
Bazalt
Piroklastik
Piroklastik
Andezit
Andezit
Andezit
Andezit
Piroklastik
Andezit
Andezit
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Andezit-Piroklastik
Bazalt
Bazalt
Bazalt
Bazalt
8
Şekil 2.1. İnceleme alanının jeoloji haritası (Erkan, 1982; Sarıaslan vd., 1998;
Uğuz vd., 1999’den değiştirilerek alınmıştır).
9
Şekil 2.2. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafik istifi (Uğuz vd., 1999’den
değiştirilerek alınmıştır).
10
2.1.2. Yenice Volkanitleri
Yenice Volkanitleri başlıca piroklastik, bazaltik, andezitik ve dasitik birimlerden
oluşmaktadır. Daha önceki çalışmalarda (Uğuz vd., 1999, Kurt et al., 2008)
inceleme alanındaki volkanitler Karacadağ Volkanitleri olarak adlandırılmış olsa
da, volkanitlerin sadece Karacadağ Bölgesi ile sınırlı kalmayıp inceleme alanında
çok geniş bir yayılım göstermesi ve inceleme alanı sınırları içerisindeki en büyük
yerleşim yerinin Yenice (Şekil 2.1.) olması nedeni ile bu çalışmada Yenice
Volkanitleri olarak isimlendirilmişlerdir.
Yenice Volkanitleri için tip kesit ve yer, inceleme alanının güneydoğu köşesinde
yer alan Karacadağ Köyünün 3 km. batısındaki tepeler verilebilir (Şekil 2.3.). Bu
volkanik yükseltiler siyah renkleri ile çok uzaklardan bile kolaylıkla fark edilir ve
alttan üste doğru piroklastik, bazaltik, andezit ve dasitik birimleri görmek
mümkündür.
Kurt et al. (2008), gerçekleştirdiği
39
Ar-40Ar yaş tayinlerinde volkanitlerin Erken
Miyosen (19-18 my) zamanında oluştuğunu belirtmiştir.
Şekil 2.3. Karacadağ Köyü yakınında yer alan volkanitlerin panoramik görüntüsü,
Batı’ya bakış.
2.1.2.1. Piroklastik Kayaçlar
Bölgedeki piroklastik kayaçlar, genellikle lavların altında ve seyrek olarak ara
seviyeler halinde gözlenirler (Şekil 2.4.). Piroklastikler, beyaz, kirli beyaz ve açık
sarı renklere sahiptir. İgnimbrit ve döküntü çökellerinden oluşmaktadır.
11
Şekil 2.4. Lav seviyeleri arasında ve en altta yer alan piroklastik seviyeler,
Karacadağ Köyü batısında yer alan Ortadağ Tepe, GB’ya bakış.
Bu
kayaçlar
içinde
yer
yer
boyları
20
cm’ye
ulaşan
volkanoklastikler
bulunmaktadır.
2.1.2.2. Bazaltik Birimler
Bazaltik birimler, piroklastik kayaçların üzerinde yer almaktadır. Piroklastiklerle
olan
dokanağında
piroklastik
kayaç
üzerinde
kızıl
renkli
pişme
zonu
gözlenmektedir (Şekil 2.4.).
Bazaltik birimler havait, bazalt,
mugearit ve bazaltik andezitten oluşmaktadır.
Bazaltik birimler, siyah, çok sert ve tıkız, yer yer lav seviyesinin üst kısımları
boşluklu bir yapıya sahiptir. Yassıdağ Tepe’de bazaltik lav seviyeleri görülmüştür
(Şekil 2.5.).
2.1.2.3. Andezitik Birimler
Andezitik birimler, Yassıdağ Tepe’de bazaltik birimler üzerinde yer almaktadır
Şekil 2.5.). Ayrıca bazı bölgelerde piroklastik kayaçların üzerinde de yer
almaktadır. Renkleri koyu gri, pembe olan andezitik birimler lav (Şekil 2.5) ve dom
(Şekil 2.6.) şeklinde mostra vermektedir.
12
Şekil 2.5. Lav seviyeleri. Karacadağ Köyü güneybatısında yer alan Yassıdağ
Tepe, B’ya bakış.
Şekil 2.6. Güzelcekale Köyü yakınındaki andezit dom yapısı, GB’ya bakış.
13
2.1.2.4. Dasitik Birimler
Dasitik birimler, Yassıdağ Tepe’de andezitik birimin üzerinde gözlenmiştir (Şekil
2.5.). Dom, lav seviyeleri ve
kızgın bulut çökelleri (Şekil 2.8.) şeklinde
bulunmaktadır.
Pembe ve açık-koyu gri renklerde gözlenmiştir. Mostralarında iri kristalli porfirik
dokusu çok belirgindir. Dasitik birim, Ortadağ Tepedeki volkanik çıkış yerinde üst
tarafta yer alan en genç volkanik ürün olarak tespit edilmiştir (Şekil 2.7.). Bu çıkış
noktasında dasitik birim parçalanmış, kırılmış boyları desimetre mertebesinde
bloklar şeklinde gözlenmiştir.
Şekil 2.7. Ortadağ Tepe’nin doruğunda tespit edilen ve dasitik bloklardan oluşan
çıkış noktası, K’ye bakış.
14
Şekil 2.8. Veliçelebi Yaylası yakınında gözlenen dasitik kızgın bulut çökeli, GB’ya
bakış.
2.1.3. Kömüşini Formasyonu
Başlıca alüvyon yelpazesi ile akarsu ve gölsel çökel ardalanmasından oluşur.
Birim, inceleme alanında daha yaşlı birimler üzerinde yaygın bir tortul örtü
oluşturur. Bu genç örtünün aşınmaya uğradığı alanlarda temel kaya birimleri
yüzeyleme olanağı bulur (Uğuz vd., 1999).
Kömüşini formasyonu, inceleme alanı içinde daha yaşlı tüm birimleri uyumsuz
olarak
üzerler. Kuvaterner yaşlı çökeller tarafından ise
diskordanslı ilişkiyle
üzerlenir. Fosil bulguları ve stratigrafik konumuna göre birimin yaşı Geç TuroliyenPliyosen olarak verilmiştir. Kömüşini formasyonu Yenice Volkanitleri’ni örtmektedir.
Akarsu (1971)’nun Cihanbeyli formasyonu, Kömüşini formasyonuyla birebir
deneştirilebilir (Uğuz vd., 1999).
Kömüşini Formasyonunda bulunan Hipparion ve Dipoides fosil bulguları Geç
Miyosen yaşını vermektedir. Fakat birimin üst düzeylerinin Pliyosene geçtiği
15
önceki çalışmalarda geniş bir kabul gördüğü için birim için Geç Miyosen-Pliyosen
yaşı verilmiştir (Uğuz vd., 1999).
2.1.4. Kuvaterner Çökelleri
İnceleme alanı içinde Kuvaterner, eski akarsu çökeli, eski alüvyon yelpazesi, göl
çökeli ve güncel yamaç molozu ile temsil edilmektedir. Eski çökellerin yaşı
stratigrafik konumuna göre, göreceli olarak Geç Pleistosen olarak düşünülmüştür.
Yeni çökellerin yaşı ise Holosen’dir . (Uğuz vd., 1999).
16
2.2. Uzaktan Algılama ile Jeolojik Haritalama
Uzaktan algılama teknikleri ile hazırlanan jeoloji haritaları hiç bir zaman özenle
yapılan bir arazi çalışması ile elde edilen jeoloji haritasının yerini tutamaz. Diğer
yandan, önceki çalışmalar sonucunda hazırlanan jeoloji haritası üzerinde, arazide
yapılan çalışmalar sonucunda GPS ile koordinatları alınan ve XRF analizleri
yapılarak kayaç tipleri belirlenen volkanik kayaç lokasyonları konulduğu zaman,
haritada Çizelge 2.1’de verilen litoloji tanımlamalarında hatalar tespit edildiği için
uzaktan algılama teknikleri ile haritalama yöntemi bu çalışma kapsamında
denenmiştir.
Uzaktan algılama bir nesne hakkında bilgi sahibi olabilmek için ondan yansıyan
veya yayılan elektromanyetik enerjinin, bir uydu veya hava aracında yer alan
sensörler yardımı ile algılanarak incelenmesidir. Jeolojide uzaktan algılama,
minerallerin-litolojilerin tanımlanması ve jeolojik haritalama için yaygın şekilde
kullanılmaktadır. Her mineralin ve kayacın kendine özgü bir spektral profili vardır.
Diğer bir deyişle, elektromanyetik spektrumun farklı bölümlerini farklı oranlarda
absorbe eder ve yansıtırlar (Şekil 2.9.).
Şekil 2.9. İnceleme alanından alınan farklı iki örneğin ASTER SWIR dalgaboyu
aralığındaki spektral profili.
Spektral karakterlerdeki bu farklılıklar jeolojik harita yapımında kullanılabilmektedir.
17
2.2.1. Veri
Jeolojik haritalama için ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and
Reflection Radiometer) uydu görüntüleri kullanılmıştır. ASTER uydu görüntüleri
özellikle jeolojik amaçlar için dünya çapında yaygın olarak kullanılmaktadır.
ASTER, NASA’nın Aralık 1999’da yörüngeye koyduğu TERRA uydusu üzerinde
yer alan multispektral bir sensördür. ASTER, görünür dalgaboyundan termal
kızılötesi dalgaboyuna kadar geniş bir aralığı kapsamaktadır (Çizelge 2.2.). 3B
bandı 3N bandı ile beraber kullanılarak stereo görüntü oluşturulabilmektedir (bkz.
Bölüm 3, Şekil 3.13.).
Çizelge 2.2. ASTER sensör sistemlerinin özellikleri.
Sensör Sistemi
VNIR
(Visible and Near Infrared
SWIR
(Shortwave Infrared)
TIR
(Thermal Infrared)
Bant no
Spektral Aralık (µm)
1
0.52-0.60
2
0.63-0.69
3N
0.78-0.86
3B
0.78-0.86
4
1.60-1.70
5
2.145-2.185
6
2.185-2.225
7
2.235-2.285
8
2.295-2.365
9
2.360-2.430
10
8.125-8.475
11
8.475-8.825
12
8.925-9.275
13
10.25-10.95
14
10.95-11.65
Mekansal Çözünürlük (m)
15
30
90
TERRA uydusu dünyadan 705 km yükseklikte dairesel kutupsal bir yörüngede
dolanmaktadır. Her ASTER görüntüsü 60 x 60 km’ lik bir alanı kapsamaktadır
(Şekil 2.10.). Bu çalışmada kullanılan görüntülerin özellikleri Çizelge 2.3’de
verilmiştir. Görüntüler ERSDAC web sitesinden temin edilmiştir.
18
Çizelge 2.3. Kullanılan ASTER uydu görüntüleri.
İşlem seviyesi
Granule_ID
ASTER L1B
ASTL1B 0508120844150610270006
ASTER L1B
ASTL1B 0508120844240610270007
Çekim tarihi
12 Ağustos 2005
08:44:15
12 Ağustos 2005
08:44:24
Bulut oranı
%0
%0
Şekil 2.10. Kullanılan ASTER uydu görüntüleri, 321 bantları yapay renklendirme.
ASTER L1B uydu görüntüleri, L1A ham görüntülerine radyometrik ve geometrik
katsayılar uygulanarak elde edilir ve bu düzeltmeler yapılmış şekilde kullanıma
sunulur. UTM projeksiyonunda WGS84 elipsoidine göre koordinatlandırılmışlardır.
İyi bir jeolojik haritalama için bir dizi ön işlemden daha geçirilmesi gerekmektedir.
2.2.2. Görüntü Ön-işleme
Bu çalışmada jeolojik haritalama amacı ile uydu görüntülerine uygulanan ön
işlemlere ait akış şeması Şekil 2.11’de gösterilmiştir.
19
ASTER L1B
Crosstalk
düzeltmesi
Ortorektifikasyon
Atmosferik düzeltme
Mozayikleme
MNF
dönüşümü
Şekil 2.11. Görüntü işleme akış şeması.
Görüntü işleme yazılımı olarak ENVI (Research Systems, Inc.) kullanılmıştır.
Temin edilen ASTER L1B görüntülerine ilk olarak “crosstalk” düzeltmesi
uygulanmıştır. Crosstalk olayı, ASTER sensör sistemlerinden biri olan SWIR
sensör sistemindeki 4. banda gelen ışığın dedektörde ve filtre duvarlarında
yansıyarak yanındaki diğer dedektörler tarafından algılanması ile oluşur.
Görüntünün çekimi sırasında oluşan bu hata, görüntüler üzerinde çeşitli
algoritmalar uygulanarak düzeltilebilir. Bu amaçla ERDSAC web sitesinden
crosstalk düzeltme yazılımı indirilmiş ve düzeltme yapılmıştır.
Bir sonraki aşamada görüntülere VNIR ve SWIR bantları için ortorektifikasyon
işlemi uygulanmıştır. Bu aşama sırasında görüntüler hem coğrafi kuzeye
yönlendirilmiş (Şekil 2.12.), hem de görüntü içinde arazi yüksekliğindeki
değişimlerden kaynaklanan koordinat sapmaları azaltılmıştır.
20
Uzaktan algılamanın doğası gereği, yeryüzünden yansıyan ışıma sensör
tarafından algılanmadan önce atmosferden geçmek zorundadır. Elektromanyetik
dalgalar, atmosferdeki bu geçiş sırasında, atmosferin özelliklerinden (su buharı
içeriği, aerosoller, görüş mesafesi vb.) etkilenir ve değişime uğrarlar. Yani sensör
tarafından algılandığında, tam olarak yeryüzünden yansıdığı gibi değildir. Bu
nedenle, sensör tarafından elde edilen görüntü yanlızca yeryüzeyi hakkında değil
aynı zamanda atmosfer hakkında da bilgi içermektedir. Kantitatif uzaktan algılama
analizlerinde atmosferin oluşturduğu bu etkinin kaldırılması önem arz etmektedir.
İşte bu amaçla ENVI yazılımının FLAASH (Fast Line-of-sight Atmospheric Analysis
of Spectral Hypercubes) atmosferik düzeltme modülü kullanılmıştır. FLAASH
sayesinde multispektral (örn. ASTER) ve hiperspektral görüntülerden atmosferik
etkilerin kaldırılması ile yüzey reflektans verisi elde etmek mümkündür. FLAASH
modülü MODTRAN4 transfer kodunu kullanmaktadır (Adler-Golden et al., 1999).
Bu modül sayesinde her farklı görüntü için, o görüntüyü temsil edici standart
MODTRAN atmosfer modelleri ve aerosel tipleri seçilebilmektedir. Görüntülerin
atmosferik düzeltmesini FLAASH modülünde yapabilmek amacı ile ortorektifiye
edilen VNIR ve SWIR bantları 15 metre piksel boyutuna sahip olacak şekilde
birleştirilmiştir. FLAASH modülü ile atmosferik düzeltmesi yapılan görüntüler
mozaiklendikten (Şekil 2.13.) sonra yanlızca çalışma alanını içerecek şekilde
kesilmiştir (Şekil 2.14.). Böylelikle 9 banttan (VNIR+SWIR) oluşan görüntü MNF
dönüşümüne hazır hale getirilmiştir.
21
Şekil 2.12. Görüntünün kuzeye yönlendirilmesi.
Şekil 2.13. Görüntülerin mozayiklenmesi.
22
MNF (Minimum Noise Fraction) dönüşümü görüntüye has boyutsallığı belirlemek,
görüntü verisinden gürültüyü ayırmak ve takip eden görüntü işlemlerinde bilgisayar
tarafından
yapılacak
kullanılmaktadır
hesaplama
(Boardman
and
gereksinimlerini
Kruse,
1994).
azaltmak
Gürültünün
amacı
ile
görüntüden
ayıklanması ile verinin en işe yarar kısımları kullanılır. ENVI yazılımındaki MNF
dönüşümü
üstüste iki temel
bileşen analizinden (Principal
Components)
oluşmaktadır (Green et al., 1988). MNF dönüşümü sonrasındaki spektral işlemler
için görüntü verisinin boyutsallığı, final özdeğerlere ve bunlarla ilişkili görüntülere
bakılarak yapılır. Dönüşüm sonucunda elde edilen veride iki kısım vardır. Birincisi
gürültünün olmadığı birbirleri ile uyumlu görüntüler, diğer kısım ise gürültünün
hakim olduğu tamamlayıcı görüntülerden oluşmaktadır. Yanlızca birinci kısımdaki
gürültüden arındırılmış uyumlu olan görüntüleri kullanarak daha sonra yapılacak
sınıflama gibi spektral işlemlerin sonuçlarını geliştirmek mümkün olmaktadır. MNF
dönüşümü sonucunda elde edilen ilk üç görüntünün yapay renklendirmesi Şekil
2.15’de gösterilmiştir. Litolojilerin sınırları bu görüntüde daha da netleşmektedir.
23
Şekil 2.14. Çalışma alanını gösteren ASTER uydu görüntüsü, 321 bantları yapay
renklendirme.
24
Şekil 2.15. MNF dönüşümü ile elde edilen ilk üç bandın yapay renklendirilmiş
görüntüsü.
MNF dönüşümünden önce, bölgedeki kuvaterner kaplı alanlar, karmaşıklığı ve
işlem
gücünü
azaltmak
amacı
ile
bölgenin
jeoloji
haritası
kullanılarak
maskelenmiştir (Şekil 2.15’deki gri renkli alanlar). Genel olarak, görüntüdeki mavi
25
alanlar volkanitleri, yeşil alanlar ofiyolitli karmaşığı, sarı ve kırmızı alanlar klastikleri
göstermektedir.
2.2.3. SAM (Spectral Angle Mapper) Yöntemi ile Jeolojik Haritalama
SAM (Spectral Angle Mapper), görüntüdeki pikselleri referans bir spektraya
eşleştirmek için n-boyutlu açıları kullanan bir sınıflandırma yöntemidir (Kruse et al.,
1993). SAM algoritması, materyallere ait spektrayı, bant sayısına eşit çok boyutlu
bir uzayda bulunan vektörler olarak ele alır ve spektra arasındaki benzerliği bu
vektörler arasındaki açıyı hesaplayarak bulur (Şekil 2.16.).
Materyal B
Spektral açı
Bant I
Materyal A
“Kara nokta”
Bant J
Şekil 2.16. SAM sınıflandırma yönteminin iki boyutlu uzayda gösterimi.
SAM tekniği kalibre edilmiş reflektans verisi üzerinde kullanıldığında aydınlanma
ve albedo etkilerine karşı görece daha az duyarlıdır. Çünkü görüntünün değişik
bölgelerinde yer alan bir A materyali, güneşin açısına göre değişik aydınlanma
değerleri alsa da Şekil 2.16’deki vektörel açısı değişmez.
Bu çalışmada jeolojik sınıflama için gerekli olan uç-üye referans spektrası MNF
görüntüsü üzerinden seçilmiştir. Bu seçimde araziden alınan ve XRF analizleri ile
litolojileri tesbit edilen, koordinatları GPS ile belirlenen örnek lokasyonları içinden
temsil edici 5 adet uç-üye (ofiyolitli karmaşık, piroklastik, bazalt, andezit ve dasit)
lokasyonu kullanılmıştır. Buna ek olarak arazi gözlemleri ile tespit edilen bazı
sedimanter kayaçlar lokasyonları (volkanosedimanter, kireçtaşı, üst miyosenpliyosen ve kuvaterner çökelleri) görüntü üzerinde tesbit edilerek, referans
spektrası sınıflamaya dahil edilmiştir. SAM, bu uç-üye spektrum vektörleri ile
görüntüdeki her pikselin n-boyutlu uzaydaki vektörleri arasındaki açıyı karşılaştırır.
26
Küçük açılar bir uç-üye ile eşleştiğini gösterir. Cinsi radyan olarak belirlenen bir
eşik açı değerinden büyük olanlar ise sınıflandırılmazlar.
MNF görüntüsünde 9 bant içinden gürültünün az olduğu ilk 7 bant SAM
sınıflamasında kullanılmıştır. Eşik açı değeri olarak 1 radyan tanımlanmıştır. SAM
sınıflama sonucunda elde edilen jeoloji haritası Şekil 2.17’da verilmiştir.
27
Şekil 2.17. SAM sınıflaması sonucu elde edilen jeoloji haritası.
28
2.2.4. Sınıflamanın Doğrulanması ve Sonuçlar
Araziden alınan örnekler, uç-üye sınıf seçiminde kullanılan örnek lokasyonları
hariç tutularak, sınıflamanın yer doğrulaması amacı ile kullanılmıştır. Sınıflamada
kullanılan örnekler haricinde kalan 45 lokasyondan 32 tanesi, sınıflama sonucu
elde edilen haritada doğru litolojiler üzerinde yer almaktadır. Bu oran, jeolojk
haritalama amacı ile yapılan sınıflamanın %71 doğruluğa sahip olduğunu
göstermektedir. Yanlış çıkan örnek lokasyonlarının çoğu andezit sınıfına düşen
dasite aittir. Bu, dasitle andezitin birbirine benzer kimyası ve arazideki benzer
alterasyonu ile açıklanabilir. Bu nedenle dasit+andezit sınıflama sonrasında tek
bir sınıf olarak da ele alınabilir.
Volkanik kayaçların kendi içinde ayırımına bakıldığında özellikle Karacaören civarı
ve güneyinde, sınıflamada kireçtaşı olarak tesbit edilen bölgelerin jeoloji
haritasında piroklastik kayaçlar olduğu görülmektedir. Arazi gözlemleri sırasında
bu bölgelerin gerçekten de kireçtaşı olmadığı, fakat jeoloji haritasında olduğu
kadar da geniş alanlar gösteren piroklastik kayaçlar olmadığı anlaşılmıştır. Jeoloji
haritasında piroklastik olarak görünen bölgelerde, bazı lokasyonlarda (bkz. Çizelge
2.1.) araziden alınan örnekler bu bölgelerin andezit olduğunu ortaya koymuştur.
Aslında arazide andezit akıntıları ve kızgın bulut çökelleri çoğu zaman
piroklastiklerle içiçe gözlenmektedir. Bundan dolayı bu iki biriminin spektral olarak
ayırdedilmesi yer yer güç olmuş, hatta bazı bölgelerde,
özellikle andezit
sınırlarında kireçtaşı olarak sınıflandırılmışlardır.
Bu çalışmada 9 banttan oluşan ASTER VNIR+SWIR görüntüsü kullanılmıştır.
Sınıflama sonucunu daha da iyileştirebilmek için AVIRIS gibi hiperspektral (224
bant) veya volkanik kayaçlardaki silis içeriğini daha iyi anlayabilmek için TIR
spektral çözünürlüğü daha yüksek sensörlerle elde edilmiş görüntüler kullanılabilir.
Ayrıca uç-üyelerin seçiminde arazide spektrometre kullanmak ve bu referans
spektrayı kullanarak hiperspektral görüntüleri sınıflamak her zaman daha iyi sonuç
verecektir.
29
3. TEKTONİK
3.1. İnceleme Alanının Yer Aldığı Tektonik Ortam
Çalışma alanı, Orta Anadolu tektonik rejimi etkisinde olup, Haymana havzasının
doğusunda yer almaktadır. Güneydoğu ve doğusunda Tuzgölü Fay Zonu ile bu fay
zonunun kontrol ettiği Tuzgölü Havzası bulunmaktadır. Güneyinde ve batısında ise
İnönü-Eskişehir Fay Sistemi (İEFS) yer almaktadır. İnceleme alanının GB
köşesinden İEFS’ nin bir kolu olan Ilıca Fay Zonu geçmektedir. (
Şekil 3.1.).
Yenice Volkanitlerinin içinde bulunduğu Haymana ve Tuzgölü Havzası kıta içi
havzalardır. 1980’lerde yapılan arazi çalışmaları ve havzaların çeşitli yerlerinden
elde edilen yüzey altı verilerinin yorumlanması, bu havzaların bulunduğu Orta
Anadolu ve civarının tektonik yapısının daha iyi anlaşılmasını sağlamıştır (Şengör
ve Yılmaz, 1981; Görür vd., 1984; Robertson and Dixon, 1984; Şengör vd., 1985;
Göncüoğlu, 1986; Göncüoğlu vd., 1991; 1992). Anadolu ve civarının plaka
tektoniği çerçevesinde, Tuzgölü havzasının oluşumunu ilk yorumlayan Görür vd.
(1984) olmuştur. Intra-Tauride isimli bir okyanusun Jurasik’te oluşarak TaurideAnatolit platformunu doğuda Kırşehir bloğu ve batıda Menderes-Tauride olmak
üzere iki bloğa ayırdığını ileri sürmüşlerdir. Bu okyanusun ayrıca Paleosen
boyunca Kırşehir bloğunun güneybatısında, kuzeydoğu yönünde kapandığını
söylemişlerdir. Erken Miyosene kadar okyanusun kapanması bitmiş ve Orta
Anadolu kenet kuşağı oluşmuştur. Bu tektonik çerçevede, Tuzgölü bölgesinde Geç
Kretase’den Eosen’e kadar olan sedimanter kayaçların yayönü havzasında
çökeldiğini yorumlamışlardır.
Çemen ve Dirik (1992); Çemen vd. (1995) Tuzgölü havzasının, bölgenin
Maestrihtiyen öncesi temel kayaçları üzerinde bir açılma havzası olarak oluşmuş
olabileceğini ileri sürmüşlerdir. Tuzgölü ve Haymana havzaları Geç Kretaseden
Eosene kadar birbirinden bağımsız olarak gelişmiştir. İki havza Eosenin sonunda
tek havza haline gelmiştir. Eosenden sonraki kayaç birimleri ve jeolojik olaylar için
bu tek havza Tuzgölü havzası olarak adlandırılabilir.
30
Şekil 3.1. İnceleme alanının yer aldığı neotektonik ortam (Koçyiğit and Özacar, 2003; Woodside et al., 2002; Zitter et al., 2005;
Çiftçi, 2007’den değiştirilerek alınmıştır).
31
Tuzgölü fay zonunun ve inceleme alanın içinde bulunduğu Tuzgölü çöküntüsünün
oluşumunun başlangıç zamanı tartışmalıdır. Çoğu araştırmacı fayın Kretasede
oluştuğunu söylemektedir (Görür ve Derman, 1978; Uygun vd., 1982; Görür vd.,
1984). Dellaloglu and Aksu (1984) ise fayın Miyosende oluştuğunu öne
sürmektedir. Çemen et al. (1999)’e göre Tuzgölü fay zonu, Neojen boyunca
güneybatı yönlü normal atım bileşeni olan sağ doğrultu atımlı bir fay özelliğine
sahiptir.
İnceleme alanının batısında ve güneyinde bulunan İnönü-Eskişehir Fay Sistemi, ilk
kez Dirik ve Erol (2003) tarafından “Eskişehir-Sultanhanı Fay Sistemi” ve, Koçyiğit
and
Özacar
(2003)
tarafından
ise
“İnönü-Eskişehir
Fay
Zonu”
olarak
adlandırılmıştır. Özsayın and Dirik (2007), fay sistemini tip lokalitesinin İnönü ilçesi
olması, bu geniş makaslama zonunun özelliklerinin batıdan doğuya doğru
değişmesi ve farklı birçok fay zonundan oluşması nedeniyle “sistem” seviyesinde
değerlendirmiş ve “İnönü-Eskişehir Fay Sistemi” olarak yeniden isimlendirmiştir.
İEFS dört fay zonundan oluşmaktadır. Bu fay zonları Sultanhanı, Cihanbeyli,
Yeniceoba ve Ilıca fay zonlarıdır (Çemen et al., 1999; Dirik and Erol, 2003;
Özsayın ve Dirik, 2005). İlk olarak Koçyiğit (1991) tarafından tanımlanan Ilıca Fay
Zonu, Haymana (Ankara) güneybatısından başlayarak Yeniceoba Ovası’nın kuzey
kenarına kadar, inceleme alanının GB köşesinden geçecek şekilde KB–GD
doğrultusunda uzanmaktadır.
1974 Yenimehmetli depremi ve son yıllarda Haymana, Şereflikoçhisar bölgelerinde
meydana gelen ufak depremler (UDİM verilerine göre), Tuzgölü havzasının her iki
yanındaki fay sisteminin de günümüzde halen etkinliğini sürdürmekte olduğuna
işaret etmektedir.
3.2. İnceleme Alanının Yapısal Jeolojisi
Yenice Volkanitlerinin de içinde bulunduğu Tuzgölü havzasındaki yapısal jeolojik
özellikler havzadaki Neojen ve Kuvaterner çökellerin altında gizlenmiş olabilir.
Buna rağmen inceleme alanında, arazide yapılan çalışmalarda iki istasyonda
tektonik ölçüm yapılabilecek fay düzlemleri bulunmuştur. Bununla beraber bölgeye
ait uydu görüntüleri ve sayısal arazi modeli yardımı ile belirgin olan birçok
topoğrafik ve yapısal özellik bölgenin tektonik yapısı hakkında önemli ipuçları
vermektedir. Bu sayede bölgedeki volkanizma ve tektonik yapı hakkında ilişki
32
kurmak mümkün hale gelmiştir. Saha çalışmaları sırasında gözlenip, tektonik
ölçüm yapılan lokasyonlar Şekil 3.2 ve Şekil 3.7’de verilmiştir.
Şekil 3.2. Tektonik ölçüm yapılan lokasyonlar.
Bu istasyonlarda çeşitli fay düzlemleri ile bunların üzerlerinde oluşmuş çiziklerde
(Şekil 3.3.) yapılan doğrultu ve eğim ölçümleri sonucunda elde edilen veriler
Şekil 3.4’de verilmiştir.
33
Şekil 3.3. Fay çizikleri (2. ist.). Çizikler çekiç sapı ile yaklaşık aynı doğrultudadır
(KB yönüne bakış).
34
1. istasyon
2. istasyon
Gösterim:
Normal atımlı faylardaki çizikler
Doğrultu atımlı faylardaki çizikler
Tansiyon ve sıkışma yönleri
?
Olası tansiyon veya sıkışma yönü
Şekil 3.4. Fay düzlemlerinde yapılan ölçümlerin analizi. Schmidt stereogramının
alt yarımküresi kullanılmıştır.
İki istasyon da piroklastik kayaçların üzerinde yer almaktadır (Şekil 3.5.). Bu
istasyonlarda yer alan fayların piroklastik kayaçları kesmesi, fayların volkanizma
sonrasında geliştiğini göstermektedir. Piroklastik kayaçları kesen bu fayları
oluşturan tektonik kuvvetler, volkanizma öncesinde de bölgeye hakim olup,
volkanizma için çıkış yolu yaratabilecek kırıkları oluşturmuş olabilir. Volkanizma
geliştikten sonra aynı kuvvetler devam etmiştir ve piroklastikler üzerindeki kırıkları
oluşturmuştur.
35
a
b
Şekil 3.5. Fay düzlemlerinin kestiği piroklastik kayaçlar. (a) 1. istasyon (GB’ya
bakış); (b) 2. istasyon (D’ya bakış)
36
Şekil 3.5.b’de görülen, fayların yer aldığı şevin yapısal olarak yorumlanmış hali
Şekil 3.6’da verilmiştir.
Şekil 3.6. İkinci istasyondaki şevde yer alan ana fayların foto üzerinde gösterimi,
D’ya bakış.
Şekil 3.4’de görüldüğü gibi başlıca hakim tektonik kuvvetler KD-GB doğrultusunda
sıkışma ve KB-GD doğrultusunda ise tansiyon kuvvetleri olarak belirlenmiştir.
İkinci istasyonda tespit edilen normal faylar, KKB-GGD doğrultulu fay düzlemini
kesmektedir (Şekil 3.6). Bu durum tektonik kuvvetlerin bölgede iki faz şeklinde
geliştiğini gösterir.
Çalışma sahası için 1/25000’lik topoğrafik haritaların sayısallaştırılmasından elde
edilen ve 30 m grid aralığına sahip olacak şekilde hazırlanan ayrıntılı sayısal arazi
modelinden türetilen yüzey kabartma haritası Şekil 3.7’de verilmiştir.
37
Şekil 3.7. İnceleme alanının ayrıntılı yüzey kabartma haritası. 30 m grid aralıklı
sayısal arazi modelinden, kuzeyden gelen düşeyde 45 derecelik aydınlatma ile
oluşturulmuştur.
38
Yüzey kabartma haritası ve bölgeye ait stereo aster uydu görüntüsü çiftleri
(Şekil 3.8. ve Şekil 3.9.) kullanılarak sahanın yapısal jeolojisi ve volkanik çıkış
merkezleri araştırılmıştır.
K
Şekil 3.8. Çalışma sahasının kuzey kısmını içeren ASTER stereo uydu görüntüsü
bakınız. Yenice volkanikleri görüntünün sol üst çeyreğinde koyu rengi ile
görülmektedir.
39
K
Şekil 3.9. Çalışma sahasının güney kısmını içeren ASTER stereo uydu görüntüsü
bakınız. Yenice volkanikleri görüntünün sağ bölümünde koyu rengi ile
görülmektedir.
Bu araçların yorumlanması ve de sahadan elde edilen ölçümlere ait analiz
sonuçları ışığında tesbit edilen çizgisellikler - muhtemel faylar Şekil 3.10’de verilen
yüzey kabartma haritasında gösterilmiştir.
Yüzey kabartma haritasında belirlenen KB-GD uzanımlı çizgisellikler 1. istasyonda
tespit edilen KD-GB doğrultulu sıkışmanın yol açtığı doğrultu atımlı faylar olabilir.
Şekil 3.10’da, 3 numaralı fay üzerindeki normal atım bileşeni stereo uydu
görüntüsü üzerinden belirlenmiştir (Şekil 3.12b).
40
Şekil 3.10. Yüzey kabartma haritasında tespit edilen çizgisellikler.
41
3.3. Volkanik Çıkış Yerleri ve Tektonik ile İlişkisi
Volkaniklerin yüzeylendiği yerler ile o bölgenin tektonizması arasındaki geometrik
ilişkinin gözlemlenip yorumlanması jeolojideki önemli ve yararlı yaklaşımlardan
birisidir. Volkanik çıkış yerlerinin çeşit ve dağılımlarının analizi bölgenin
jeodinamikleri hakkında bilgi sağlarken, diğer yandan tektonik yapının incelenmesi
volkanik çıkış yerlerinin anlaşılmasını sağlar. Volkanizma çoğu zaman magmanın
yükselimine ve yüzeylenmesine olanak sağlayan, bölgesel ölçekli deformasyonlar
sonucu oluşmuş tercih edilen yollar boyunca gelişmektedir. Bu volkanik çıkış
yerlerinin şekilleri ve dağılımlarının analizi tektonizma hakkında veri sağlar
(Chorowicz et al., 2004). Uzaktan algılama ile elde edilen uydu görüntüleri, sayısal
arazi modelleri ve bunların işlenmesi ile oluşturulan yüzey kabartma haritası gibi
türev haritalar, bölgenin geniş bir ölçekte incelenmesini sağlamaktadır. Bu çeşit
araçların kullanılması bazen arazide gözlemlenemeyecek tektonik ve volkanik
yapıların ortaya konulmasına yardımcı olmaktadır.
Geç Miyosenden zamanımıza kadar, Orta Anadolu’nun çeşitli yerlerinde (örn.
Erciyes
Dağı,
Kapadokya
Kaldera
Kompleksleri,
Kara
Dağ)
gelişmiş
volkanizmaların tektonikle olan ilişkilerinin anlaşılması, uzaktan agılanmış verilerin
arazi çalışmaları sonuçları ile beraber yorumlanması sayesinde mümkün olmuştur
(Dhont et al., 1998).
İnceleme alanındaki volkanik çıkış yerlerini, şekillerini tesbit etmek ve bunların
tektonik yapı ile olan ilişkisini ortaya koymak amacı ile bölgeye ait 30 m grid
aralığına sahip sayısal arazi modeli, bundan türetilen yüzey kabartma haritası
(Şekil 3.7.) ve stereo uydu görüntüleri kullanılmıştır. Ayrıca, volkanik yapıların
sınırlarını daha iyi belirleyebilmek için çalışma sahasının 1/25.000 ölçekli jeoloji
haritası incelenmiştir.
Oluşturulan yüzey kabartma haritasının incelenmesi sayesinde çalışma sahası
sınırları dahilinde tektonik hatlar ile ilişkili olabilecek iki adet çıkış noktası tesbit
edilmiştir (Şekil 3.11.).
Tansiyon kırıkları üzerindeki volkanizma, çatlak püskürmeleri ve çizgisel volkanik
kümelenmeler şeklinde gelişmektedir.
42
Şekil 3.11. Yüzey kabartma haritası üzerinde faylar ve ilişkili çıkış merkezleri
görülmektedir.
43
(a)
(b)
K
(c)
Şekil 3.12. Burunsuz Köyü, volkanik çıkış merkezi (a) Sayısal arazi modeli, (b)
Aynı bölgenin yorumlanmış çizimi (jeoloji haritasındaki gösterim Şekil 2.1’de
olduğu gibidir), (c) Stereo (anaglyph gözlük ile bakınız) ASTER uydu görüntüsü.
44
(a)
(b)
K
(c)
Şekil 3.13. Karacadağ volkanik merkezi (a) Yüzey kabartma haritası, (b) Aynı
bölgenin yorumlanmış çizimi (jeoloji haritasındaki gösterim Şekil 2.1’de olduğu
gibidir), (c) Stereo (anaglyph gözlük ile bakınız) ASTER uydu görüntüsü.
45
Burunsuz Köyü yakınında, Şekil 3.12’de sayısal arazi modeli ile stereo uydu
görüntüsünde görülen dairesel yapı ve bu yapı içinde piroklastik kayaçların
gözlenmesi olası bir kaldera izlenimini vermektedir. Fakat kesin bir kaldera
tanımlaması için volkanik malzeme tane boyu analizi, piroklastik kayaçların yanal
kalınlık değişimleri ve bölgenin gravite ölçümünün yapılması gereklidir.
Şekil 3.12b’de görülen 2 ve 3 numaralı faylar bir fay sıçraması sistemine işaret
etmektedir. Bu faylar arasındaki sıçrama ile aradaki bölge üzerinde gerilme
kuvvetleri sonucunda bir çek-ayır havzası oluşması muhtemeldir. Bu çöküntü
bölgesi de kabukta zayıf bir zon oluşturup volkanizma için bir çıkış yolu yaratmış
olabilir.
Karacadağ
volkanik
doğrultsunda
çıkış
noktasında ise
volkanik
merkezlerin
bir
çizgi
dizildikleri hem arazi modeli hem de uydu görüntüsünden
görülmektedir (Şekil 3.13). Bu dizilimi sağlayan, muhtemelen, inceleme alanında
doğrultusu KB-GD olarak belirlenen tansiyon kuvvetlerinin sebep olduğu bir
tansiyon çatlağıdır.
3.4. Sonuç
İnceleme alanındaki tektonik hatların, muhtemelen, volkanik yapılar ve genç örtü
çökelleri altında kalmış olmasından dolayı sınırlı sayıda istasyonda ölçüm
yapılabilmiştir. Bölgedeki genel hakim fay doğrultuları Tuzgölü Fay Zonu ve İnönüEskişehir Fay Sisteminde olduğu gibi KB-GD şeklindedir. Volkanik malzeme bu iki
ana fay sistemine bağlı olarak, çalışma alanında bahsi geçen faylar yardımı ile
veya fay sistemleri arasında oluşan kuvvetlere bağlı olarak oluşan tansiyon
çatlakları
boyunca
yüzeylemiş
olabilir.
Karacadağ
yakınındaki
KKD-GGB
doğrultulu volkanik dizilimler böyle bir tansiyon çatlağı ile ilişkilendirilebilir.
Burunsuz Köyü yakınındaki volkanik kütle ise fay sıçraması sonucunda oluşmuş
bir çek-ayır havzası ile ilişkili olabilir.
27 Haziran 2007’de 9.7 km derinlikte 2.9 büyüklüğünde ve 24 Aralık 2007’de 6.8
km derinlikte 3.0 büyüklüğündeki
son Yenice depremleri bölgeye hakim olan
tektonik kuvvetlerin günümüzde halen etkin olduğunu ve bölgedeki fayları zaman
zaman tetiklediğini ortaya koymaktadır.
46
4. MİNERALOJİK-PETROGRAFİK İNCELEMELER
4.1. Giriş
İnceleme alanında yer alan litostratigrafik birimlerin mineralojik ve petrografik
özelliklerini araştırabilmek için toplam 53 adet volkanik kayacın incekesitleri
hazırlanmıştır. İncekesitler, polarizan optik mikroskopta incelenerek volkanik
kayaçların dokuları, mineralojik bileşimleri ortaya çıkarılmış ve kayaçların
petrografik özellikleri ortaya konulmuştur.
4.2. İnceleme Yöntemi ve Optik Mikroskop İncelemeleri
Çalışma sahasında, volkanik kökenli kayaçları temsil eden 53 adet 1-2 kg
ağırlığında örnek toplanmıştır. Bu örnekler, arazide 4 parçaya bölünmüştür.
Bunlardan üçü optik mikroskop (incekesit), mikroprob çözümlemeleri ve kimyasal
incelemelerde kullanılmıştır. Dördüncü parça ise daha sonraki olası ihtiyaçlarda
kullanılmak üzere saklanmıştır.
İncekesitler,
H.Ü.
Jeoloji
Mühendisliği
Bölümü,
İncekesit
Laboratuvarında
hazırlanarak, H.Ü. Jeoloji Mühendisliği envanterinde bulunan James Swift marka
alttan
aydınlatmalı
binoküler
polarizan
mikroskop
üzerinde
incelenmiştir.
İncekesitlere ait fotoğraflar ise H.Ü. Jeoloji Mühendisliği Bölümünde yer alan Leica
DMLP tipi bilgisayara bağlı alttan aydınlatmalı polarizan binoküler mikroskopta
çekilmiştir.
4.2.1. Piroklastik Kayaçlar
İnceleme sahasında geniş alanlar kapsayan ve volkanizmanın ilk ürünleri olan
piroklastik kayaçlar volkanik kayaç parçacıkları, volkancamı ve plajiyoklaz
kristalleri içermektedir (Şekil 4.1.). Bu yüzden tüf olarak adlandırılabilirler. Makro
örneklerde pomza da gözlenmiştir (Şekil 4.2).
47
(a)
(b)
Şekil 4.1. Piroklastik birimlerden alınan tüf örneğinde gözlenen litik parçalar ve
kristaller (a) tek nikol; (b) çift nikol, (lp: litik parça; kr: kristal).
48
Şekil 4.2. Piroklastik birimlerden alınan bir makro örnekte gözlenen pomza
bileşenleri (pmz: pomza).
4.2.2. Bazaltik Birimler
Bazaltik kayaç kesitlerinde hipokristalin porfirik doku gözlenmiştir. Hamuru
intergranuler dokuya sahiptir. (Şekil 4.3.). Hamur plajiyoklaz çubuklarının arasını
dolduran küçük piroksen tanelerinden oluşmaktadır.
Ayrıca bol miktarda opak
mineral de bulunmaktadır. Fenokristal olarak olivin, piroksen ve olivinin
alterasyonu sonucu oluşan kızıl-kahve renkli iddingsit mineralleri mevcuttur (Şekil
4.4.). İddingsitleşme bazı olivin minerallerinin Şekil 4.3’da görüldüğü gibi, mineralin
tüm yüzeyini etkileyerek kızıl-kahve renkli bir görünüm vermesine neden olurken,
bazı olivin minerallerin ise Şekil 4.4’deki gibi çevresinde gelişerek mineral
kenarlarının kızıl - opak bir görünüme sahip olmasına neden olmuştur.
İddingsitleşme magma odasındaki su buharı basıncının değişimine işaret
edebilmektedir (Goff, 1996).
49
(a)
(b)
Şekil 4.3. Bazaltta hamurda gözlenen intergranuler doku (a) tek nikol; (b) çift nikol,
(px: piroksen; plg: plajiyoklaz; idd: iddingsit).
50
(a)
(b)
Şekil 4.4. Bazaltta gözlenen çevresi iddingsitleşmiş olivin mineralleri (a) tek nikol;
(b) çift nikol, (px: piroksen; olv: olivin; idd: iddingsit).
51
4.2.3. Andezitik Birimler
İncelenen andezitik kayaçlar, hipokristalin porfirik dokuya sahiptirler (Şekil 4.5.).
Plajiyoklaz
mineralleri
volkancamının
özşekilli
arasında
fenokristaller
mikrolitler
şeklinde
halinde
ve
ayrıca
bulunmaktadırlar.
hamurda
Plajiyoklaz
fenokristalleri zonlu doku ve polisentetik ikizlenme göstermektedir. Piroksen
mineralleri hem özşekilli fenokristaller olarak, hem de hamurda mikrolitler şeklinde
yer almaktadır (Şekil 4.5.). Kuvvetli pleokroyizmaya sahip amfibol mineralleri
özşekilli ve çevrelerinde genellikle reaksiyon kuşağı ile kaplıdırlar (Şekil 4.6.).
Kesitlerde ayrıca bol miktarda opak mineraller bulunmaktadır.
Bazı kesitlerde, yer yer plajiyoklaz-klinopiroksen mineral kümelerinden ibaret
glomeroporfirik doku görülmüştür (Şekil 4.7.). Hamurdaki mikrolitlerin akma
yönüne paralel dizilimleri, hemen hemen incelenen tüm andezit incekesitlerinde
karşılaşılan ortak bir özelliktir (Şekil 4.5.).
Plajiyoklazlarda gözlenen ve resorpsiyon sonucu oluşan elek dokusu, bu
minerallerin oluşumu sırasında magma ile mineraller arasında bir dengesizlik
ortamının var olduğuna işaret etmektedir (Şekil 4.8.). Volkanik kayaçlardaki
plajiyoklaz minerallerinde gözlenen elek dokularının oluşumu için iki mekanizma
önerilmiştir. Bunlar magma karışımı (Dungan et al., 1978) ve magmatik basınç
azalımıdır (Vance, 1965; Stormer, 1972; Nelson, 1989). Magma karışımını
takiben, dengede olmadığı bir magmaya getirilen bir plajiyoklaz fenokristali
aşınmaya başlayacak ve mineral yapısında resorpsiyon meydana gelecektir.
Magmanın yerkabuğunun daha sığ derinliklerine yükselimi sırasında ani basınç
azalımı ve uçucu bileşen kaybı ile de aynı resorpsiyon etkileri gözlenebilmektedir.
Resorpsiyon sonucunda mineralin köşeleri yuvarlaklaşır ve çevresinde yeniden
kristalleşme devam eder. Bu olay Şekil 4.8’da sağ alt köşede yer alan büyük
plajiyoklaz mineralinde çok belirgindir. Nelson and Montana (1992)’nın yaptığı
deneyler, ani basınç azalımı ile plajiyoklazlarda bunun gibi iri elek dokularının
oluştuğunu kanıtlamıştır. Tsuchiyama (1985)’nın magma karışımları üzerinde
yaptığı deneylerde ise plajiyoklaz minerallerinde sadece tozlu görünümde iç
kısımlar oluşmuş fakat iri boyutta elek dokuları gözlenmemiştir. Bu nedenle Şekil
4.8’da görülen iri elek dokularının oluşumu için ikinci mekanizma olan basınç
azalımı daha uygundur.
52
(a)
(b)
Şekil 4.5. Andezitten alınan örnekteki hipokristalin porfirik doku (a) tek nikol; (b) çift
nikol, (plg: plajiyoklaz; px: piroksen).
53
(a)
(b)
Şekil 4.6. Andezitten alınan örnekte gözlenen amfibol, piroksen ve plajiyoklaz
mineralleri (a) tek nikol; (b) çift nikol, (amph: amfibol; plg: plajiyoklaz; px: piroksen).
54
(a)
(b)
Şekil 4.7. Andezitte gözlenen mineral kümesi sağ üst köşede yer almaktadır
(a) tek nikol; (b) çift nikol, (px: piroksen; plg: plajiyoklaz).
55
Şekil 4.8. Andezitte gözlenen elek dokulu plajiyoklaz mineralleri (tek nikol), (plg:
plajiyoklaz; px: piroksen; amph: amfibol).
4.2.4. Dasitik Birimler
Bölgedeki dasitik kayaçlar iki ayrı dokuya sahiptirler. Vitrofirikten (Şekil 4.9.)
hipokristaline (Şekil 4.10) kadar değişen porfirik dokular gözlenmiştir. Hipokristalin
porfirik dokulu kayaçların hamurunda plajiyoklaz mikrolitleri, kuvars kristalleri ve
değişken miktarda volkancamı bulunmaktadır. Fenokristal olarak plajiyoklaz,
amfibol, piroksen, biyotit ve az miktarda kuvars mineralleri bulunmaktadır (Şekil
4.10.). Plajiyoklaz mineralleri özşekilli olup, zonlu dalgalı sönme ve polisentetik
ikizlenme göstermektedirler. Piroksen mineralleri özşekilli-yarıözşekillidirler ve
kuvvetli optik engebeye sahiptirler. Amfibol mineralleri kuvvetli pleokroyizma
gösterirler ve özşekilli kafa kesitlerinde tipik amfibol dilinimleri çok rahat takip
edilebilmektedir. Bazıları opasitleşmişlerdir. Hamurda bazı kesitlerde bol miktarda
özşekilli-yarı özşekilli kızıl-kahve renkli, kuvvetli pleokroyizmaya sahip biyotit
fenokristalleri de bulunmaktadır. Bunların büyük bir kısmının çevreleri opasitleşme
sürecine maruz kalmışlardır.
56
(a)
(b)
Şekil 4.9. Dasitte gözlenen vitrofirik porfirik doku (a) tek nikol; (b) çift nikol, (px:
piroksen; plg: plajiyoklaz).
57
(a)
(b)
Şekil 4.10. Dasitte gözlenen hipokristalin porfirik doku (a) tek nikol; (b) çift nikol,
(px: piroksen; plg: plajiyoklaz; qtz: kuvars; bio: biyotit; amph: amfibol).
58
Hamurda yer yer görülen az sayıdaki kuvars fenokristalleri özşekilsiz ve yüzeyleri
temiz olarak görülmektedirler. Özşekilsiz fenokristaller olarak da gözlenmektedir.
Plajiyoklaz ve piroksen minerallerinden oluşan kümelenmeler dasit kesitlerinde de
tesbit edilmiştir. Plajiyoklaz minerallerinde andezitlere nazaran daha az miktarda
elek dokusu gözlenmiştir.
59
5. MİNERAL KİMYASI
5.1. Giriş
Minerallerin kimyasal bileşimlerini saptamak ve mineral merkezinden kenarlara
doğru kimyasal bileşimde gerçekleşen değişimleri tesbit edebilmek için Blaise
Pascal Üniversitesi, Yerbilimleri Bölümündeki (Clermont-Fd.-Fransa) CamecaCamebax SX-100 model elektron mikroprob analiz cihazı kullanılmıştır.
Bu çalışma için, örneklerden birer ince kesit hazırlanmış ve bu kesitlerin yüzeyleri
Pdm-FORCE (DP-U2) marka parlatma makinesinde, parlatma süreleri ve tozları
farklı olan 5 etaptan geçirilerek parlatılmış, daha sonra üzerleri karbon ile
kaplanarak incelemeye hazır hale getirilmişlerdir.
Mikroprob analizleri bazaltik, andezitik ve dasitik olmak üzere üç farklı bileşimdeki
kayaç örneklerinden
birer ince kesit hazırlanarak gerçekleştirilmiştir. Analizler
sonucunda minerallerin kimyasal bileşimleri merkez ve kenar olarak tesbit
edilmiştir. Analiz sonuçları sınıflamalara tabi tutularak minerallerin isimleri
belirlenmiştir.
5.2. Feldispat
Üç kayaç örneğinde de mevcut olan feldispat mineralleri üzerinde yapılan
mikroprob analizlerinin sonuçları Çizelge 5.1’de verilmiştir. Mikroprob analizleri
feldispat minerallerinin merkez, kenar ve mikrolitleri üzerinde gerçekleştirilmiştir.
Bazaltik birimlerden alınan bir trakibazalt örneğine ait feldispat mikroprob
çözümlemeleri Çizelge 5.1’de verilmiştir. Anortit miktarı An43-67 aralığında olup, AnAb-Or diyagramında Andezin ve daha çok Labrador bölgesinde yer almaktadır
(Şekil 5.1.). Fenokristalde ters zonlanma gözlenirken, mikrolitlerde anortit
miktarının yüksek olduğu ve ölçüm yapılan mikrolitlerin hepsinin Labrador
bileşiminde olduğu belirlenmiştir.
Andezitten seçilen feldispat mineralleri An-Ab-Or diyagramında Andezin-Labrador
(An37-59)
bölgesinde
yer
almaktadırlar
(Şekil
5.2.).
Diyagramdan
ve
Çizelge 5.1’den de görüldüğü gibi merkez ve kenar bileşimleri arasında An içeriği
bakımından fark bulunmakla beraber bu fark bazen merkezden kenara doğru An
içeriğinin azalması, bazen de artması ile kendini göstermektedir. Bu nedenle
60
plajiyoklaz fenokristalleri hem normal hemde ters zonlanma göstermektedir.
Kimyasal bileşimdeki bu salınımının, Şekil 5.4’de görülen incekesitteki plajiyoklaz
minerallerinin salınımlı zonlu dokularının gri ton seviyeleri ile doğrusal ilişkili
olduğu bilinmektedir (Ginibre et al. 2002). Plajiyoklaz minerallerinde görülen
salınımlı zonlu doku ve elek dokusu magma odasındaki ani basınç değişimlerine
işaret eder (Nelson and Montana, 1992). Basınç değişimi, magmanın yeryüzüne
çıkış yolu üzerinde kademeli olarak gerçekleşen basınç azalması ve magma
odasının geometrisinin değişimi ile tetiklenen buhar basıncı değişimlerinden
kaynaklanır. Ayrıca magma odasında hızlı bir şekilde gerçekleşen uçucu bileşengaz kaybı da basınç salınımlarına neden olur. Ters zonlanma ve elek dokusu için
önerilen bir diğer mekanizma ise magma karışımıdır (Dungan et al., 1978).
Şekil 5.1. Bazaltik birimlerden alınan trakibazalt örneğine ait plajiyoklaz mikroprob
çözümlemelerinin An-Ab-Or üçlü diyagramında gösterimi.
61
Çizelge 5.1. Feldispat mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme sonuçları (m: merkez, k: kenar, mik: mikrolit).
62
Çizelge 5.1. devam ediyor.
63
Şekil 5.2. Andezitik birimlerden alınan örneğe ait plajiyoklaz mikroprob
Şekil 5.2’de verilen diyagram, andezit hamurunda yer alan plajiyoklaz mikrolitinin
fenokristallere nazaran anortit içeriğinin genel olarak daha yüksek olduğunu
göstermektedir. Nelson and Montana (1992)’nın yaptığı deneyler plajiyoklazlarda
An içeriğinin azalan basınç ile beraber yükseldiğini ortaya koymuştur. Magmadaki
nihai basınç azalması ile eş zamanlı olarak oluşan hamurdaki mikrolitin anortitçe
zengin olması bu tespit ile uyumludur.
Dasitik birimlerden alınan örneğe ait mikroprob çözümlemeleri
Çizelge 5.1’de
verilmiştir. Anortit içeriği An27-45 arasında değişmekte olup An-Ab-Or diyagramında
Oligoklaz-Andezin bölgesine düşmektedir (Şekil 5.3.). Andezitlerde gözlenen
salınımlı zonlu doku dasitik birimlerde de gözlenmektedir.
64
Şekil 5.3. Dasitik birimlerden seçilen örneğe ait
plajiyoklaz
mikroprob
Şekil 5.4. Andezitte gözlenen salınımlı zonlu doku gösteren plajiyoklaz mineralleri.
65
5.3. Mika
Mika minerali olarak biyotit, mikroprob analizi yapılan örneklerin içinde sadece
dasitte mevcuttur. Diğer örneklerde herhangi bir mika minerali görülmemiştir.
Dasitik birimlerden alınan örnekte incelenen biyotit mineraline ait mikroprob analiz
sonuçları Çizelge 5.2’de verilmiştir. Gourgaud and Maury (1984)’e göre mika
mineralleri, mikroprob çözümleme sonuçlarında FM: (Fe/Fe+Mg)*100 değeri 13-37
arasında yer alanlar filogopit, FM değeri 37’den büyük olanlar ise biyotit olarak
adlandırılmışlardır. Bu sınıflamaya göre, dasitik birimlerden alınan örnek sonuçları
minerallerin merkezde genelde biyotit, kenarlarda ise filogopit bileşiminde
olduğunu göstermektedir. Kenarlarda az da olsa Mg miktarının ise arttığı
görülmektedir. Bu durum ters zonlanmaya işaret etmektedir. Filogopit daha yüksek
basınçta oluşan bir mineraldir. Bu nedenle biyotitin kristalleşme sürecinde, magma
odasında basınç artışı olmuş ve kenarlarda filogopit kristalleşmeye başlamıştır.
Çizelge 5.2. Mika mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları (m: merkez, k: kenar).
66
5.4. Piroksen
Andezitik ve bazaltik birimlerden alınan örneklerde yer alan piroksen fenokristalleri
üzerinde yapılan mikroprob analiz sonuçları Çizelge 5.3’de verilmiştir. Bazaltta,
analiz edilen piroksenler Wo-En-Fs üçlü diyagramında diyopsit ve az miktarda da
ojit bölgesine düşmektedirler (Şekil 5.5.). Minerallerin merkez ve kenar kimyasal
bileşimleri arasında sistematik bir fark yoktur.
Şekil 5.5. Bazaltik birimlerden alınan örnekteki piroksenlerin mikroprob
çözümlemelerinin Wo-En-Fs üçlü diyagramında gösterimi (Morimoto, 1988).
67
Çizelge 5.3. Piroksen mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme sonuçları (m: merkez, k: kenar).
68
69
Şekil 5.6. Andezitik birimlerden alınan örnekteki piroksenlerin mikroprob
çözümlemelerinin Wo-En-Fs üçlü diyagramında gösterimi (Morimoto, 1988).
Andezit hem klinopiroksen hem de ortopiroksen içermektedir (Şekil 5.6.).
Klinopiroksen Wo-En-Fs üçlü diyagramında diyopsit ve ojit bölgesine düşmektedir.
Mg# değerleri dikkate alındığında merkez ve kenar bölgeler arasında kimyasal
bileşimde belirgin bir fark yoktur. Ortopiroksen ise enstatittir (Şekil 5.6.). Merkez ile
kenar arasında belirgin bir kimyasal bileşim farkı yoktur.
70
5.5. Amfibol
Andezitik ve dasitik birimlerde mevcut olan amfibol minerallerine ait mikroprob
çözümleme ve sınıflandırma sonuçları Çizelge 5.4’de verilmiştir. Amfibol
çözümlemeleri esnasında gerekli olan Fe3+/ Fe2+ oranının hesaplanmasında Stout
(1972) esas alınmıştır. Leake et al. (1997) amfibol sınıflandırmasına göre ölçümü
yapılan bütün amfiboller kalsik amfibol olup andezitte gerçekleştirilen amfibol
çözümlemelerinin hepsi titanyumlu magneziyohastingsit sonucunu vermiştir
(Çizelge 5.4 ve Şekil 5.7.).
Şekil 5.7. Andezitteki amfibolün Leake et al. (1997) göre sınıflandırılması.
71
Çizelge 5.4. Amfibol mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları (m: merkez, k: kenar).
72
73
Dasit üzerinde gerçekleştirilen amfibol çözümlemelerine ait sınıflandırma Çizelge
5.4’de verilmiş, ayrıca Şekil 5.8’de gösterilmiştir. Dasitte, çözümlemeleri
gerçekleştirilen tüm amfiboller magnezyumlu hornblend ve çermakit sonucunu
vermiştir.
Şekil 5.8. Dasitteki amfibolün Leake et al. (1997) göre sınıflandırılması.
74
5.6. Olivin
Bazaltik birimden alınan trakibazalt örneğinde bulunan olivin mineralleri üzerinde
gerçekleştirilen mikroprob çözümleme sonuçları Çizelge 5.5’de verilmiştir.
İncelenen olivin mineralleri Fa10-30 bileşimi aralığında olduğu için krizolit olarak
sınıflandırılmıştır. Bütün analizlerde merkezdeki forsterit yani Mg içeriği mineral
kenarlarında azalmaktadır. Bu nedenle, olivin minerallerinin normal zonlanmaya
sahip oldukları belirlenmiştir.
Çizelge 5.5. Olivin mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları.
75
5.7. Opak Mineraller
Bazaltik ve andezitik birimlerden alınan örnekler üzerinde gerçekleştirilen opak
mineral mikroprob çözümleme sonuçları Çizelge 5.6’da verilmiştir. Çözümleme
sonuçları, bu opak minerallerin ilmenit–hematit katı çözelti serisi çizgisi üzerinde
yer alan titanohematitler olduğunu göstermektedir (Şekil 5.9.).
Çizelge 5.6. Opak mineraller üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme
sonuçları.
Titanohematitler titanomanyetitlerin düşük sıcaklıklarda oksidasyonu sonucu
oluşabilmektedir (Frost and Lindsley, 1991). Bazaltik birimde Fe oksidasyonunun
daha yüksek olduğu görülmektedir (Şekil 5.9.).
76
Şekil 5.9. Opak mineral mikroprob çözümleme sonuçlarının FeO-TiO2-Fe2O3 üçlü
diyagramında gösterimi (Buddington and Lindsley, 1964).
77
5.8. Sonuçlar
Yenice Volkaniklerinden alınan örnekler üzerinde gerçekleştirilen mikroprob
analizlerine ait sonuçların tümü Çizelge 5.7’de özetlenmiştir.
Çizelge 5.7. Yenice Volkanitlerinin mikroprob çözümleme sonuçlarının özeti.
Kayaç Türü
ÖRNEK NO.
Andezit
YS-6
Dasit
YS-10
Plajiyoklaz
% An
43-67
37-59
27-44
Mika
% FM
-
-
34-40
% Wo
43-47
43-46
-
% En
42-54
40-48
-
% Fs
3-13
7-15
-
% Wo
-
1-2
-
% En
-
65
-
% Fs
-
33-34
-
Amfibol
Mg#
-
64-69
61-65
Olivin
% Fo
81-84
-
-
titanohematit
titanohematit
-
Klinopiroksen
Fenokristaller
Trakibazalt
YS-21
Ortopiroksen
Opak mineral
Plajiyoklazlarda hem normal ve hem de ters zonlanma tesbit edilmiştir. Ters
zonlanma magma karışımına işaret edebilmektedir (Hibbard, 1991). Fakat
Şekil 5.4’ de görülen salınımlı zonlu doku gösteren plajiyoklazların oluşabilmesi
için Ca açısından zengin olan mafik magmanın felsik magma ile, salınımlı zonlu
doku gösteren plajiyoklaz mineralinin kristalleşme ömrü boyunca, birden fazla (zon
sayısı kadar) ve kristale düzenli Ca getirimini sağlayacak şekilde homojen bir
biçimde karışmış olması gereklidir. Bu karmaşık ve zor mekanizma yerine, Nelson
and Montana (1992)’nın önerdiği ve deneysel olarak kanıtladığı, basınç
değişiminin plajiyoklazların An içeriği üzerindeki etkisi, normal ve ters zonlanma
gösteren plajyoklazlarda önemli bir rol oynamış olabilir. Buna göre fraksiyonel
kristalleşme sürecinde olan bir magma içerisinde normal zonlanma göstererek
kristalleşen bir plajiyoklaz kristali, magmanın yükselimi sırasında veya gaz
basıncının
düşmesi
sonucunda
ters
zonlanmaya
başlayabilir.
Magmanın
78
yeryüzeyine çıkış yolu içerisindeki aşamaları ve magma odasının basıncının
sürekli değiştiği düşünülürse normal ve ters zonlanma periyotları birden fazla
tekrarlanabilir.
Biyotit,
piroksen
ve
amfibollerde
gerçekleştirilen
mikroprob
analizleri
incelendiğinde belirgin net bir zonlanmanın olmadığı görülmektedir. Olivinde ise
fosterit içeriği merkezden kenarlara doğru azalmaktadır. Bu da olivinin normal
zonlanmaya sahip olduğunu ortaya koymaktadır.
79
6. JEOKİMYA
6.1. Giriş
Yenice Volkanitlerinin adlandırılması ve kökensel olarak yorumlanabilmesi amacı
ile ana, iz ve nadir toprak element analizleri yapılmıştır.
6.2. Çözümleme Yöntemleri
Ana element analizleri, Hacettepe Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümünde
PHILIPS PW 1480 marka X-RF spektrometresinde yapılmıştır. Bu elementlerin
analizi için kırma-öğütme işlemleriyle toz haline getirilen örnekler 110 ºC’de bir
gece bekletildikten sonra 1000 ºC’lik fırında 2 saat süreyle bekletilerek örneklerin
ateşte kayıp miktarları belirlenmiştir. 0,75 g toz numune üzerine
700 ºC’de 2
saat kalsine edilmiş 4-5 g lityumtetraborat eklenip, 1050 ºC’de homojen hale
gelinceye kadar eritilerek platin kaplara dökülmüş ve elde edilen camlardan
itibaren ana element analizleri yapılmıştır. Elde edilen ana element analiz
sonuçları
Çizelge 6.1’de % oksit cinsinden (SiO2, TiO2, Al2O3, FeOt, MnO, MgO, CaO, Na2O,
K2O ve P2O5) verilmiştir. Fe2O3 toplam demiri temsil etmektedir.
İz ve nadir toprak element çözümlemeleri lityummetaraboratla eritiş yöntemiyle
ICP-MS kullanılarak Acme-KANADA laboratuvarlarında yaptırılmıştır.
Analiz sonuçlarının jeokimyasal diyagramlar üzerinde gösterimi için Janousek et
al. (2006) tarafından hazırlanan GCDkit yazılımı kullanılmıştır.
6.3. Ana Element Jeokimyası
Ana element analizleri 48 örnek üzerinde gerçekleştirilmiştir (Çizelge 6.1.).
Kayaçların sınıflandırılmaları için çözümleme sonuçları ateşte kayıp değerleri
dikkate alınarak susuz
baza göre tekrar
hesaplanıp
Toplam Alkali – Silis
(TAS) diyagramı (Le Bas et al., 1986) çizilmiştir. TAS sınıflaması sonucunda 24
adet andezit, 18 adet dasit, 2 adet bazaltik andezit, 2 adet mugearit, 1 adet bazalt
ve 1 adet havait tanımlanmıştır (Şekil 6.1.). Trakibazalt ve bazaltik trakiandezit
bölgesinde yer alan örnekler Le Bas et al. (1986)’a göre, Na2O – 2.0 ≥ K2O
durumunu sağladıkları için mugearit ve havait olarak tanımlanmıştır.
80
Çizelge 6.1. Yenice Volkanitlerinin ana element analiz sonuçları (% ağ.).
81
82
83
Şekil 6.1. Yenice Volkanitlerinin Toplam Alkali- SiO2 diyagramı (Le Bas et al., 1986). Kesikli çizgi alkalin-subalkalin ayrımını
göstermektedir (Irvine and Baragar, 1971).
84
Diyagram üzerinde Irvine and Baragar (1971)’ın ayrımına göre tüm örnekler
subalkali karakterdedir. Fakat, havait ve bir adet mugearit örneğinin alkalinsubalkalin ayırım çizgisine çok yakın olmaları nedeni ile çok belirgin bir subalkali
özellik taşıdıkları düşünülmemektedir.
Subalkali karakterdeki örnekler, Irvine and Baragar (1971)’ın Na2O+K2O, FeOt,
MgO (AFM) üçgen diyagramına yerleştirildiğinde üç adet örnek hariç hepsinin
kalkalkalin özellikte oldukları görülmektedir (Şekil 6.2).
Şekil 6.2. Subalkali örnekler için AFM üçgen diyagramı (Irvine and Baragar, 1971).
Peccerillo and Taylor (1976)’ın K2O - SiO2 diyagramına göre de örneklerden
sadece havait ve bir adet mugearit yüksek-K kalkalkalin seri içinde yer almakta,
diğer tüm örnekler ise kalkalkalin seri bölgesi içinde bulunmaktadır (Şekil 6.3).
85
Şekil 6.3. K2O - SiO2 diyagramı (Peccerillo and Taylor, 1976). Semboller için Şekil
6.1’e bakınız.
Ana elementlerin SiO2 ile olan Harker değişim diyagramları Şekil 6.4’de
gösterilmiştir. Tüm diyagramlarda bazaltik, andezitik ve dasitik birimlerin ayrı ayrı
gruplar oluşturarak, kendi içlerinde fraksiyonel kristalleşme trendleri gösterdikleri
görülmektedir. Bu durum bu kayaçların tümünün magmanın tek bir fraksiyonel
kristalleşme süreci sonucunda evrimleşmediğine, buna karşın bu birimleri
oluşturan magmatik süreçlerin ayrı evreler halinde geliştiğine ve magma odasının
bu
evrelerde
beslendiğine
işaret
etmektedir.
Diyagramlarda
fraksiyonel
kristalleşme trendlerinde, SiO2 ile FeOt, MgO, CaO, TiO2, P2O5 ve MnO arasında
negatif ve Na2O, K2O arasında pozitif korelasyon görülmektedir. Negatif
korelasyon
olivin,
piroksen,
Ca-plajiyoklazları,
titanohematitler
ve
apatitin
magmadan ilk önce kristalleşip ayrılmaları ile açıklanabilir. Pozitif korelasyon ise
86
Na ve K elementlerinin magmadan ilk kristalleşen mineraller tarafından tercih
edilmeyip eriyikte giderek
Şekil 6.4. Yenice Volkanitlerinin SiO2 – Ana element Harker diyagramları.
Semboller için Şekil 6.1’e bakınız.
zenginleşmeleri, olasılıkla magmadan daha sonra kristalleşen Na-plajiyoklaz, ve
mika minerallerinin bünyesinde yer almaları sonucu ortaya çıkmaktadır.
87
6.4. İz Element Jeokimyası
14 element üzerinde gerçekleştirilen iz element analiz sonuçları Çizelge 6.2’de
gösterilmiştir. İri katyonlu litofil elementlerin (LILE) yüksek değerlikli katyonlara
(HFSE) göre daha fazla zenginleştiği genel olarak görülmektedir. Bu zenginleşme
andezitik ve dasitik birimlerde bazaltik birime göre daha yüksek orandadır.
SiO2 ile Ba, Rb, Th, U, Cs, Hf, Sr, Y, Co, Ni ve V elementlerinin Harker değişim
diyagramları Şekil 6.5’de verilmiştir. Bu diyagramlarda da, ana element harker
diyagramlarında olduğu gibi, birimlerin ayrı gruplar oluşturduğu ve trendlerin bu
grupların kendi içinde daha iyi izlenebildiği görülmektedir. Ba, Rb, Th, U, Cs, Hf
elementlerine ait diyagramlarda pozitif trendler gözlenmektedir. Bu elementler
kristalleşmenin nispeten daha geç evrelerinde oluşan minerallerin bünyelerinde
yer aldıkları için pozitif trend gösterirler. Özellikle Rb ve Ba’un, K’un iyon
yarıçapına yakın olmaları nedeniyle, daha geç kristalleşen hornblend ve biyotit gibi
K içeren minerallerin kristal kafeslerinde K’un yerini alırlar. SiO2 ile Sr, Y ve Co
elementleri ise negatif trendler vermektedir. Sr’un negatif trend göstermesi,
fraksiyonel kristalleşmenin ilk evrelerinde eriyikten ayrılan Ca-plajiyoklazların
bünyesinde Ca’un yerini Sr’un alması ile açıklanabilir. Co ve Ni ile olan negatif
trend ise, yine magmadan daha önce ayrılan olivin, piroksen ve titanohematitlerin
kristal kafeslerindeki Fe elementinin yerini alması sonucu gelişmiştir. Y elementi
ise piroksen, hornblend ve apatitin bünyesinde yer aldığından fraksiyonlanır ve
SiO2 ile negatif bir değişim sergiler. Klinopiroksen ve biyotitte ise V elementi Fe ve
Mg elementinin kısmen yerini alır. Bu minerallerin fraksiyonlaması sonucu SiO2 ile
V negatif bir trend sergiler.
Yenice Volkanitlerinin, okyanus ortası sırtı bazaltları (MORB) (Pearce, 1983) (Şekil
6.6.) ve kondrite (Thompson, 1982) (Şekil 6.7.) göre normalize edilmiş spider
diyagramları çizilmiştir. MORB ve Kondrite göre normalize edilen diyagramlarda,
örneklerin LIL elementlerce zenginleştiği ve genel olarak HFS elementlerce
fakirleştiği gözlenmektedir. Dasit örneklerinde Y, Yb, Ti ve P elementlerinde
gözlenen
negatif
anomaliler
apatit,
zirkon
ve
titanohematitlerin
fraksiyonlanmasından kaynaklanabilir.
88
Çizelge 6.2. Yenice Volkanitlerinin iz element analiz sonuçları (Au ppb, diğer elementler ppm olarak verilmiştir).
89
Şekil 6.5. Yenice Volkanitlerinin SiO2 – İz element Harker diyagramları. Semboller için Şekil 6.1’e bakınız.
90
Şekil 6.6. Yenice Volkanitlerinin MORB normalize spider diyagramı (Pearce, 1983)
Şekil 6.7. Yenice Volkanitlerinin Kondrit normalize spider diyagramı (Thompson,
1982).
91
Sr, K, Rb, Ba, Th, Ce, P ve Sm elementlerinde görülen MORB’a göre
zenginleşmeler, kalkalkalin magmaların oluştuğu süreç olarak düşünülen dalmabatma sonucunda, okyanus tabanının dehidrasyonu ve bu sırada hareketli olan bu
elementlerin yerlerini terk etmesi ve yükselen magmaya karışması sonucunda
meydana gelmiş olabilir (Pearce, 1983).
Tüm örneklerde gözlenen negatif Nb ve Ta anomalileri dalma – batma sonucu
hareketsiz olan bu elementlerin ortamda kalması ve yükselen kalkalkalin
magmaya geçememesi ile açıklanabilir (Tatsumi et al., 1986).
Yenice volkanitlerini,
çarpışma zonu volkanitleri olan, Galatya volkanitleri,
Erzurum-Kars Platosu volkanizması (EKPV) ve
Cascades Range Volkanitleri
(CRV) ile karşılaştırılabilmek amacıyla söz
konusu bu volkanitlerin de
spiderdiagramları çizilmiştir.
Wilson et al. (1997)’a göre dalma-batma zenginleşmesi sonucu oluşan Galatya
Volkanitleri, Yenice Volkanitleri ile karşılaştırıldığında iz element desenlerinin
birbiriyle örtüştüğü görülmektedir (Şekil 6.8.).
Anadolu-İran-Alpin Kıvrım Kuşağı içerisinde Senozoyik yaşlı volkanitler arasında
Yenice Volkanitlerine en fazla benzeyen iz element karakterine sahip diğer
volkanik kayaçları tesbit etmek amacıyla, internet tabanlı jeokimyasal veritabanı
(http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Entry.html)
yardımı
ile
Anadolu’da
yapılan çalışmalardan derlenen 2030 adet tüm kayaç ana ve iz element analizleri
GCTKit yazılımı ile taranmış ve bunun sonucunda taranan sonuçlar içinde
Erzurum-Kars Platosu (EKP) Volkanitleri en iyi korelasyonu sağlayan kayaçlar
olarak tesbit edilmiştir. Özellikle, Erzurum-Kars Platosunda Horasan’dan alınan bir
bazalt örneğinin (Kitek Bazaltı), Yenice Volkanitlerinden alınan bazalt örneği
(YS-22) ile olan iz element deseni oldukça uyumludur (Şekil 6.9.). Keskin et al.
(1998)’e göre EKP Volkanitleri belirgin dalma-batma izleri taşıyan zenginleşmiş bir
manto kaynağından türemiştir.
Leeman et al. (1990)’a göre dalma-batma sonucu gelişmiş Cascades Range
Volkanitleri (CRV) ile Yenice Volkanitleri karşılaştırılmıştır (Şekil 6.10.). İz element
desenleri bu diyagramlarda benzerlik göstermekle beraber, Yenice Volkanitlerinin
92
(a)
(b)
Galatya Volkanitleri ile karşılaştırılması. Taralı alan Galatya Volkanitlerine ait
bölgeyi temsil etmektedir. (veriler Wilson et al., 1997; Tankut vd., 1998; Koçyiğit
vd., 2003’den alınmıştır).
93
(a)
(b)
Şekil 6.9. Yenice Volkanitlerinden bazalt örneğinin (a) MORB ve (b) Kondrit
normalize değerlerinin Kitek bazaltı (Erzurum-Horasan) ile karşılaştırılması (veri
Keskin et al., 1998’den alınmıştır).
94
(a)
(b)
Cascades Range Volkanitleri ile karşılaştırılması. Taralı alan Cascades Range
Volkanitlerine ait bölgeyi temsil etmektedir. (veriler Smith and Carmichael, 1968;
Condie and Hayslip, 1975; Smith and Leeman, 1987; Bullen and Clynne, 1990;
Leeman et al., 1990; Smith and Leeman, 1993; Stockstill et al., 2003; Kinzler et
al., 2000; Reagan et al., 2003 ’dan alınmıştır).
95
özellikle Ce, La ve Th bakımından Cascades Range Volkanitlerine nazaran
belirgin bir şekilde zenginleştiği görülmektedir. Nb ve Ta elementlerinin CRV’de
Yenice volkanitlerine göre
daha fakir olması, Yenice Volkanitlerindeki dalma-
batma bileşeninin ve/veya kabuksal kirlenmenin etkisinin CRV’ye nazaran daha az
olduğunu göstermektedir.
6.5. Nadir Toprak Element Jeokimyası
Nadir toprak element (REE) analizleri 14 örnek için yapılmış olup, sonuçları
Çizelge 6.3’de verilmiştir. Nakamura (1974) tarafından verilen kondrit değerlerine
göre örneklerin REE değerleri normalize edilip spider diyagram çizilmiştir (Şekil
6.11.). Bütün örneklerin REE değerleri birbirleriyle uyumlu bir desen oluşturmakta
olup, bu durum sözkonusu bu kayaçların kökenlerinin aynı olduğunu ortaya
koymaktadır. Genel olarak, tüm örneklerin hafif nadir toprak element (LREE)
açısından zenginleştiği görülmektedir. REE normalize spider diyagramlarında
soldan sağa gidildikçe elementlerin uyumsuzluğu azalmaktadır. Diyagramda
örneklerin uyumsuz elementlerce zengin olduğu görülmektedir. Örneklerin
Nakamura (1974)’ya göre normalize edilmiş (La/Yb)N değerleri 9-26 arasında
değişmektedir.
Çok belirgin bir Eu anomalisi gözlenmemiştir. Fakat dasitik birimlerdeki Eu
anomalisi diğer birimlere göre daha belirgindir. Fraksiyonlanma nedeni ile
dasitlerde daha az yer alan Ca-plajiyoklazlarda Ca’un yerine geçen Eu+2 bu
anomaliye neden olmaktadır.
Şekil 6.12’de Yenice Volkanitlerinin REE kondrit normalize değerleri Galatya
Volkanitleri ile karşılaştırılmıştır. Genel trend Galatya Volkanitleri ile uyumludur.
96
Çizelge 6.3. Yenice Volkanitlerinin nadir toprak element analiz sonuçları.
97
Şekil 6.11. Yenice Volkanitlerinin kondrit normalize nadir toprak element diyagramı
(Nakamura,1974).
Şekil 6.12. Yenice Volkanitlerinin kondrit normalize nadir toprak element
değerlerinin Galatya Volkanitleri ile karşılaştırılması. Taralı alan Galatya
Volkanitlerini temsil etmektedir.
98
7. TARTIŞMA VE YORUMLAR
Yenice volkanitlerin jeolojik, mineralojik, petrografik ve jeokimyasal özelliklerinin
incelenmesi sonucu, sözkonusu bu volkaniklerin oluşumlarında etkili olan süreçler
tartışılmıştır.
Jeokimyasal analiz sonuçları Yenice volkaniklerini, uyumsuz elementlerce (Rb, K,
Ba, Th vd.) zenginleştiğini göstermektedir. Kayaçların Ba/Nb oranları 26-74 ve
Ba/La oranları ise 16-22 arasındadır. Ba/Nb > 28 ve Ba/La >15 değerlerinde
olması çarpışma zonu volkanitlerinin özelliklerindendir (Gill, 1981).
Nb ve Ta anomalisinin tüm örneklerde gözlemlenmesi Yenice Volkanitlerinin
oluşumunda dalma-batma mekanizması ve/veya kabuksal kirlenme süreçlerinin
etkili
olduğunu
göstermektedir.
Spider
diyagramlarda
diğer
Türkiyedeki
volkanitlerle (Galatya Volkanitleri, Erzurum-Kars Platosu Volkanitleri) yapılan
karşılaştırmalarda benzerlikler gözlenmiştir.
Yüksek LREE/HREE oranı zenginleşmiş bir manto kaynağını veya magmanın
düşük dereceli kısmi ergimelerle oluştuğunu göstermektedir (Fitton et al., 1991;
Barragan et al., 1998).
Şekil 7.1’de bazaltik birimlere ait örnekler Zr/Y-Ti/Y diyagramında gösterilmiştir.
Kayaçlar plaka sınırı bazaltları bölgesinde bulunmakla beraber plaka-içi bazaltları
ile ayırım çizgisine oldukça yakındır. Bu diyagram plaka-içi bazaltlarında Zr ve Ti
zenginleşmesine karşın Y elementi azalmasını göz önüne alarak bu ayırımı
yapmaktadır (Pearce and Gale,1977).
Winchester and Floyd (1977) SiO2 – Zr/TiO2 diyagramında Yenice Volkanitlerinin
bazaltları subalkali bazalt olarak yer alırlar (Şekil 7.2.).
Wood (1980), MORB’un farklı tiplerini tanımlamak ve özellikle de volkanik yay
bazaltlarını
belirleyebilmek
amacı
ile
Th-Zr/117-Nb/16
üçgen
diyagramını
oluşturmuştur. Yenice Volkanitlerine ait bazaltik örnekler bu diyagramda
kalkalkalin bazalt bölgesinde yer almaktadırlar (Şekil 7.3.).
Yenice
Volkanitlerinin
bazaltik
kayaçlarının
hangi
süreçlerden
etkilenerek
oluştuğunu belirleyebilmek amacı ile Th/Y – Nb/Y diyagramı oluşturulmuştur (Şekil
99
7.4.). Uyumsuz bir element olan Th artışı ve dalma-batma zonunda hareketsiz bir
karakter sergileyen ve bu yüzden eriyiğe geçmeyen Nb azalışı diyagramda dalmabatma trendi ile temsil edilir. Erzurum-Kars Platosu Volkanitleri (EKPV), Galatya
ve And Volkanitleri ile karşılaştırıldığında, Yenice Volkanitlerinin büyük ölçüde,
EKPV’ye benzerlik gösterdiği anlaşılmaktadır.
Şekil 7.1. Yenice Volkanitlerinin bazaltik birimlerinin Zr/Y-Ti/Y diyagramı (Pearce
and Gale, 1977).
100
Şekil 7.2. Yenice Volkanitlerinin SiO2 – Zr/TiO2 diyagramı (Winchester and
Floyd,1977). AB: Alkali bazalt
Şekil 7.3. Yenice Volkanitlerinin Th-Zr/117-Nb/16 diyagramı (Wood, 1980).
101
Şekil 7.4. Yenice Volkanitlerinin Th/Y – Nb/Y diyagramı (karşılaştırma verileri
Galatya Volkanitleri için Wilson et al., 1997; Andlar için Barragan et al., 1998;
EKPV için Keskin et al., 1998’den alınmıştır).
102
8. SONUÇLAR
Yenice Volkanitleri üzerinde yapılmış uzaktan algılama, tektonik, mineralojik,
petrografik ve jeokimyasal çalışmalar sonucunda elde edilen veriler aşağıda
sıralanmıştır;
1.
İnceleme alanındaki volkanitler, piroklastik çökeller ile bazaltik, dasitik ve
andezitik birimlerden oluşmaktadır. Bu kayaçlar kızgın bulut çökeli, dom ve lav
şeklinde gözlenmiştir. Ortaç kayaçlar (dasit ve andezit) ve piroklastikler geniş
yayılımlar ve hacimlere sahiptir. Bazaltik kayaçlar ise daha küçük hacimlerde
bulunmaktadır.
2.
ASTER uydu görüntüsü kullanılarak SAM (Spektral Angle Mapper) tekniği
ile inceleme alanının jeoloji haritası oluşturulmuştur. Elde edilen bu harita ile daha
önceki çalışmalarda oluşturulan halihazırdaki jeoloji haritası arasında oldukça
uyum olduğu gözlenmiştir. Ayrıca doğruluk testi için araziden alınan ve XRF
analizleri sonrasında TAS sınıflamasında elde edilen kayaç tipleri SAM sınıflaması
sonucu oluşturulan jeoloji haritası ile karşılaştırılmış, bu karşılaştırma sonucunda
%71 doğruluk oranı elde edilmiştir.
3.
İnceleme alanının yapısal jeolojisini ve olası volkanik çıkış merkezlerini
araştırmak amacı ile bölgeye ait sayısal arazi modeli oluşturulmuş ve bu model
uydu görüntüleri ile beraber incelenmiştir. Arazide sadece iki ayrı noktada fay
kırıkları gözlenebilmiş ve bu noktalarda yapılan doğrultu – eğim ölçümleri
sonucunda
hakim kuvvetlerin
KD-GB
doğrultusunda
sıkışma
ve
KB-GD
doğrultusunda gerilme olduğu anlaşılmıştır. Piroklastik kayaçlar üzerinde tesbit
edilen bu faylar ve ayrıca 2007 yılında meydana gelen hafif şiddetteki iki Yenice
depremi bölgedeki tektonik kuvvetlerin Miyosen sonrasında da etkili olduğunu ve
günümüzde devam ettiğini göstermektedir. Volkanizmaya yol veren yapılar ise
volkanik kütleler altında gömülü kalmış tansiyon çatlakları veya doğrultu atımlı
faylar olabilir. Karacadağ yakınında yaklaşık bir çizgi üzerinde dizilim gösteren,
muhtemel bir tansiyon çatlağı sayesinde oluşmuş volkanik çıkış merkezleri hem
görüntüde hem de arazi modelinde tespit edilmiştir. Burunsuz Köyü yakınındaki
volkanik merkez ise fay sıçraması sonucunda oluşmuş bir çek-ayır havzası ile
ilişkili olabilir.
103
4.
Mineralojik ve petrografik incelemeler, genel olarak tüm örneklerde
plajiyoklaz ve piroksen, buna ek olarak bazaltlarda olivin ve kalsiyumca zengin
plajiyoklaz, andezitte amfibol, dasitte ise amfibol-biyotit-kuvars mineralleri ek
olarak bulunmaktadır. Özellikle andezitlerdeki plajiyoklazlarda gözlenen elek
dokusu ani basınç azalımı sonucu resorbsiyon sonrasında meydana gelebilir.
Bazaltlarda olivin minerallerinin iddingsitleşmesi magma odasındaki su buharı
basıncı değişimine işaret etmektedir. Piroklastik kayaçlarda litik parçalar, pomza,
kristal bulunmaktadır.
5.
Mineral kimyası çalışmaları sonucunda, plajiyoklazlarda görülen ters
zonlanma ve salınımlı zonlanma magma karışımına işaret edebildiği gibi magma
odasındaki basınç salınımları sonucu da gerçekleşmiş olabilir. Andezit ve bazalt
hamurunda
yer
alan
plajiyoklaz
mikrolitlerinin
An
içeriklerinin
fenokristallerinkilerden yüksek olması, magmadaki nihai basınç azalması ile eş
zamanlı olarak oluşan hamurdaki mikrolitin anortitçe zengin olmasını sağlamış
olabilir. Sadece dasitte mevcut olan biyotitte kenarlara doğru az da olsa Fe miktarı
düşmektedir. Piroksen de merkez ile kenar arasında önemli bir kimyasal bileşim
farkı yoktur. Olivin mineralleri normal zonlanmaya sahiptir.
6.
Jeokimyasal çalışmalar kızgın bulut çökeli, lav ve domlardan alınan örnekler
üzerinde gerçekleştirilmiştir. TAS sınıflamasında, Yenice volkanitlerinin, bazaltik
andezit, mugearit, bazalt, havait, andezit ve dasit bileşiminde olduğu belirlenmiştir.
Bütün örnekler kalkalkalin karakterdedir. Ana ve iz element verilerinden çizilen
Harker diyagramları Yenice Volkanitlerinin oluşumunda fraksiyonel kristalleşme
sürecinin etkili olduğunu göstermektedir. Yenice Volkanitleri LILE açısından HFS
elementlere göre daha fazla zenginleşmiştir. Kayaçların Ba/Nb oranları 26-74 ve
Ba/La oranları ise 16-22 arasındadır. Bu değerler çarpışma zonu kayaçları için
karakteristikdir. Spiderdiagramlarda negatif Nb ve Ta anomalisinin gözlenmesi,
dalma-batma ve/veya kabuksal kirlenme süreçlerinin sözkonusu bu volkaniklerin
oluşumunda etkili olduğunu göstermektedir. LREE/HREE oranının yüksek olması,
Yenice Volkanitlerinin oluşumunda zenginleşmiş bir manto kaynağını veya düşük
dereceli kısmı ergimeyi
göstermektedir. Bu
veriler bir bütün olarak ele
alındığında, Yenice Volkanitlerine kaynak olan magmanın oluşumunda dalmabatma sonucu metasomatize olmuş bir manto kaynağının düşük dereceli kısmi
ergimesi ve/veya kabuksal kirlenmenin etkili olduğunu göstermektedir.
104
KAYNAKLAR
Adler-Golden, S.M., Matthew, M.W., Bernstein, L.S., Levine, R.Y., Berk, A.,
Richtsmeier, S.C., Acharya, P.K., Anderson, G.P., Felde, G., and Gardner,
J., 1999, Atmospheric correction for short-wave spectral imagery based on
MODTRAN 4: Proc Spıe Int Soc Opt Eng, v. 3753, p. 61-69.
Akarsu, I., 1971, II. Bölge AR/TPO/747 No.lu sahanın terk raporu: Pet. iş. Gen.
Md., Ankara (Yayınlanmamış).
Arıkan, Y., 1975, Tuz Gölü Havzasının Jeolojisi ve Petrol İmkanları: MTA Dergisi,
85, 17-37.
Aydemir, A. and Ateş, A., 2006, Interpretation of Sülüklü-Cihanbeyli-Gölören
magnetic anomaly, Central Anatolia, Turkey: An integration of geophysical
data. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 159, p. 167-182.
Barragan, R., Geist, D., Hall, M., Larson, P., and Kurz, M., 1998, Subduction
controls on the compositions of lavas from the Ecuadorian Andes: Earth
and Planetary Science Letters, v. 154, p. 153-166.
Batman, B., 1978, Haymana kuzeyinin jeolojik evrimi ve yöredeki melanjın
incelenmesi: Stratigrafi birimleri: Yerbilimleri, v. 4, p. 95-124.
Boardman, J.W., and Kruse, F.A., 1994, Automated spectral analysis: a geological
example using AVIRIS data, north Grapevine Mountains, Nevada:
Proceedings, ERIM Tenth Thematic Conference on Geologic Remote
Sensing, p. 407-418.
Buddington, A.F., and Lindsley, D.H., 1964, Iron-Titanium Oxide Minerals and
Synthetic Equivalents: Journal of Petrology, v. 5, p. 310-357.
Bullen, T.D., and Clynne, M.A., 1990, Trace-Element and Isotopic Constraints on
Magmatic Evolution at Lassen-Volcanic-Center: Journal of Geophysical
Research-Solid Earth and Planets, v. 95, p. 19671-19691.
Chorowicz, J., Dhont, D., Yanev, Y., and Bardintzeff, J.M., 2004, The use of
remote sensing for the study of the relationships between tectonism and
volcanism: American Geophysical Union, Fall Meeting 2004, abstract#
V33C-1480.
Condie, K.C., and Hayslip, D.L., 1975, Young Bimodal Volcanism at Medicine
Lake Volcanic Center, Northern California: Geochimica Et Cosmochimica
Acta, v. 39, p. 1165-1178.
Çemen, İ., ve Dirik, K., 1992. Tuzgölü havzasının kuzeydoğu kısmının stratigrafisi,
yapısal jeolojisi ve jeoloji tarihi. TPAO Rapor No. 3115 (Yayınlanmamış).
Çemen, İ., Göncüoğlu, M.C., Dirik, K., Erler, A., 1995. Tuzgölü Havzası Batı
Kısmının Temel Jeolojik Sorunları Projesi Gelişme Raporu. TPAO Raporu
(Yayınlanmamış).
105
Çemen, I., Göncüoğlu, M.C., and Dirik, K., 1999, Structural Evolution of the
Tuzgolu Basin in Central Anatolia, Turkey: The Journal of Geology, v. 107,
p. 693-706.
Çiftçi, B., 2007, Geological Evolution of the Gediz Graben, SW Turkey: Temporal
and Spatial Variation of the Graben. ODTU Fen Bilimleri Enstitüsü,
Ankara, Doktora Tezi, 290 s.
Dellaloğlu, A. ve Aksu, R., 1984. Kulu-Şereflikoçhisar-Aksaray dolayının jeolojisi
ve petrol olanakları. TPAO Rapor no: 2020 (Yayınlanmamış).
Dhont, D., Chorowicz, J., Yürür, T., Froger, J.L., Köse, O., and Gündogdu, N.,
1998, Emplacement of volcanic vents and geodynamics of Central
Anatolia, Turkey: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 85,
p. 33-54.
Dirik, K., and Erol, O., 2003, Tectonomorphologic evolution of Tuz Gölü and
surrounding area, Central Anatolia-Turkey: Bull Turkish Petr Geol, Special
Publication, v. 5, p. 27-46.
Dungan, M.A., Long, P.E., and Rhodes, J.M., 1978, The petrology, mineral
chemistry, and one atmosphere phase relations of basalts from site 395:
Init Rep Deep Sea Drill Project, v. 45, p. 461-472.
Erkan, M.C., 1982, Tuzgölü Havzası Projesi Jeoloji Raporu, Cilt II, MTA Arşiv No:
7188 (Yayınlanmamış).
Fitton, J.G., James, D., and Leeman, W.P., 1991, Basic magmatism associated
with late Cenozoic extension in the western United States: Compositional
variations in space and time: Journal of Geophysical Research, v. 96, p.
13693-13711.
Frost, B.R., and Lindsley, D.H., 1991, Occurrence of iron-titanium oxides in
igneous rocks: Reviews in Mineralogy and Geochemistry, v. 25, p. 433468.
Gill, J.B., 1981, Orogenic Andesites and Plate Tectonics: Minerals and Rocks, v.
16, p. 1-390.
Ginibre, C., Kronz, A., and Wörner, G., 2002, High-resolution quantitative imaging
of plagioclase composition using accumulated backscattered electron
images: new constraints on oscillatory zoning: Contributions to Mineralogy
and Petrology, v. 142, p. 436-448.
Goff, F., 1996, Vesicle cylinders in vapor-differentiated basalt flows: Journal of
Volcanology and Geothermal Research, v. 71, p. 167-185.
Gourgaud, A., and Maury, R.C., 1984, Magma mixing in alkaline series: an
example from Sancy volcano (Mont-Dore, Massif Central, France): Bulletin
of Volcanology, v. 47, p. 827-847.
106
Göncüoğlu, M. C., Erler, A., Toprak, V., Yalınız, K., Olgun, E., Rojay, B., 1992.
Orta Anadolu Masifi'nin batı bölümünün jeolojisi, Bölüm 2: Orta Kesim.
TPAO Rapor No: 3535 (Yayınlanmamış).
Göncüoglu, M.C., Toprak, V., Kusçu, I., Erler, A., and Olgun, E., 1991, Orta
Anadolu Masifinin batı bölümünün jeolojisi, Bölüm 1: Güney Kesim: TPAO
Rapor No: 3535 (Yayınlanmamış).
Göncüoğlu, M.C., 1986, Geochronological data from the Southern part (Niğde
area) of the Central Anatolian Massif: Mineral Research and Tecnical
Institute of Turkey (MTA) Bulletin, v. 105, p. 83-96.
Görür, N., 1981, Tuz Gölü-Haymana Havzasının Stratigrafik Analizi: İç
Anadolu'nun Jeolojisi Simpozyumu, TJK Bülteni, p. 60-65.
Görür, N. ve Derman, A.S., 1978. Tuzgölü-Haymana havzasının stratigrafik ve
tektonik analizi. TPAO Raporu no: 1514, 60 s. (yayımlanmamış).
Görür, N., Oktay, F.Y., Seymen, Ü., and Şengör, A.M.C., 1984, Paleotectonic
evolution of the Tuzgölü basin complex, Central Turkey. Sedimantary
record of a Neo-Tethyan closure. The Geological Evolution of the Eastern
Mediterranean: Geology Society Special Publication, v. 17, p. 467-482
Green, A.A., Berman, M., Switzer, P., and Craig, M.D., 1988, A transformation for
ordering multispectral data in terms of imagequality with implications for
noise removal: Geoscience and Remote Sensing, IEEE Transactions on,
v. 26, p. 65-74.
Hibbard, M.J., 1991, Textural anatomy of twelve magma-mixed granitoid systems:
Enclaves and granite petrology. Amsterdam, Elsevier Science, p. 431–
444.
Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A., 1971, A guide to the chemical classification of
the common rocks: Canadian Journal of Earth Sciences, v. 8, p. 523-548.
Janousek, V., Farrow, C.M., and Erban, V., 2006, Interpretation of Whole-rock
Geochemical Data in Igneous Geochemistry: Introducing Geochemical
Data Toolkit (GCDkit), Volume 47, Oxford Univ Press, p. 1255-1259.
Keskin, M., Pearce, J.A., and Mitchell, J.G., 1998, Volcano-stratigraphy and
geochemistry of collision-related volcanism on the Erzurum-Kars Plateau,
northeastern Turkey: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v.
85, p. 355-404.
Kinzler, R.J., Donnelly-Nolan, J.M., and Grove, T.L., 2000, Late Holocene hydrous
mafic magmatism at the Paint Pot Crater and Callahan flows, Medicine
Lake Volcano, N-California and the influence of H2O in the generation of
silicic magmas: Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 138, p. 1-16.
Koçyiğit, A., and Özacar, A., 2003, Extensional Neotectonic Regime through the
NE Edge of the Outer Isparta Angle, SW Turkey: New Field and Seismic
Data: Turkish J. Earth Sci, v. 12, p. 67-90.
107
Kocyiğit, A., Winchester, J.A., Bozkurt, E., and Holland, G., 2003, Saraçköy
Volcanic Suite: Implications for the subductional phase of arc evolution in
the Galatean Arc Complex, Ankara, Turkey: Geological Journal, v. 38, p.
1-14.
Koçyiğit, A., 1991, Changing stress orientation in progressive intracontinental
deformation as indicated by the Neotectonics of the Ankara region (NW
Central Anatolia): Bull. Turk. Ass. Petrol. Geol., v. 3, p. 43-55.
Kruse, F.A., Lefkoff, A.B., Boardman, J.B., Heidebrecht, K.B., Shapiro, A.T.,
Barloon, P.J., and Goetz, A.F.H., 1993, The Spectral Image Processing
System (SIPS)-Interactive Visualization and Analysis of Imaging
Spectrometer Data: Remote Sensing of Environment: Special issue on
AVIRIS, v. 44, p. 145-163.
Kurt, H., Asan, K., and Ruffet, G., 2008, The relationship between collision-related
calcalkaline, and within-plate alkaline volcanism in the Karacadağ Area
(Konya-Türkiye, Central Anatolia): Chemie der Erde-Geochemistry, 68
155–176.
Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B., 1986, A chemical
classification of volcanic rocks on the total alkali-silica diagram: Journal of
Petrology, v. 27, p. 745-750.
Leake, B.E., Woolley, A.R., Arps, C.E.S., Birch, W.D., Gilbert, M.C., Grice, J.D.,
Hawthorne, F.C., Kato, A., Kisch, H.J., and Krivovichev, V.G., 1997,
Nomenclature of amphiboles; Report of the Subcommittee on Amphiboles
of the International Mineralogical Association, Commission on New
Minerals and Mineral Names: American Mineralogist, v. 82, p. 1019-1037.
Leeman, W.P., Smith, D.R., Hildreth, W., Palacz, Z., and Rogers, N., 1990,
Compositional Diversity of Late Cenozoic Basalts in a Transect across the
Southern Washington Cascades - Implications for Subduction Zone
Magmatism: Journal of Geophysical Research-Solid Earth and Planets, v.
95, p. 19561-19582.
Morimoto, N., 1988, Nomenclature of Pyroxenes: Mineralogy and Petrology, v. 39,
p. 55-76.
Nakamura, N., 1974, Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in
carbonaceous and ordinary chondrites: Geochimica Et Cosmochimica
Acta, v. 38, p. 757-775.
Nelson, D.R., 1989, Isotopic characteristics and petrogenesis of the lamproites
and kimberlites of central west Greenland: LITHOS, v. 22, p. 265–274.
Nelson, S.T., and Montana, A., 1992, Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks
produced by rapid decompression: American Mineralogist, v. 77, p. 12421249.
108
Özsayın, E., and Dirik, K., 2007, Quaternary Activity of the Cihanbeyli and
Yeniceoba Fault Zones: İnönü-Eskişehir Fault System, Central Anatolia:
Turkish Journal of Earth Sciences, v. 16, p. 471-492.
Özsayın, E., and Dirik, K., 2005, Cihanbeyli Fay Zonu’nun (Eskişehir-Sultanhanı
Fay Sistemi’nin güney segmenti) Kuvaterner aktivitesi. ATAG-9 Aktif
Tektonik Araştırma Grubu 9. Toplantısı, 22-24 Eylül 2005, Bildiri Özetleri
Kitabı, 41.
Pearce, J.A., 1983, Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at
active continental margins: Continental Basalts and Mantle Xenoliths, p.
230–249.
Pearce, J.A., and Gale, G.H., 1977, Identification of ore-deposition environment
from trace-element geochemistry of associated igneous host rocks:
Geological Society London Special Publications, v. 7, p. 14.
Peccerillo, A., and Taylor, S.R., 1976, Geochemistry of eocene calc-alkaline
volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey: Contributions
to Mineralogy and Petrology, v. 58, p. 63-81.
Reagan, M.K., Sims, K.W.W., Erich, J., Thomas, R.B., Cheng, H., Edwards, R.L.,
Layne, G., and Ball, L., 2003, Time-scales of differentiation from mafic
parents to rhyolite in North American continental arcs: Journal of
Petrology, v. 44, p. 1703-1726.
Robertson, A.H.F., and Dixon, J.E., 1984, Introduction: Aspects of the geological
evolution of the Eastern Mediterranean, 17, 1 {74: Geol. Soc. London
Spec. Publ.
Sarıaslan, M.M., Yurdakul, M.E., Osmançelebioğlu, R., Erkal, T., Keçer, M.,
Şentürk, K., Mutlu, G., Aktimur, H.T., 1998, Ankara İlinin Çevre Jeolojisi ve
Doğal Kaynakları: MTA Arşiv No: 10069 (Yayınlanmamış).
Smith, A.L., and Carmichael, I.S.E., 1968, Quaternary lavas from the southern
Cascades, western USA: Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 19,
p. 212-238.
Smith, D.R., and Leeman, W.P., 1993, The Origin of Mount St Helens Andesites:
Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 55, p. 271-303.
Smith, D.R., and Leeman, W.P., 1987, Petrogenesis of Mount St-Helens Dacitic
Magmas: Journal of Geophysical Research-Solid Earth and Planets, v. 92,
p. 10313-10334.
Stockstill, K.R., Vogel, T.A., and Sisson, T.W., 2003, Origin and emplacement of
the andesite of Burroughs Mountain, a zoned, large-volume lava flow at
Mount Rainier, Washington, USA: Journal of Volcanology and Geothermal
Research, v. 119, p. 275-296.
109
Stormer, J.C., 1972, Mineralogy and Petrology of the Raton-Clayton Volcanic
Field, Northeastern New Mexico: Bulletin of the Geological Society of
America, v. 83, p. 3299-3321.
Stout, J.H., 1972, Phase Petrology and Mineral Chemistry of Coexisting
Amphiboles from Telemark, Norway: Journal of Petrology, v. 13, p. 99145.
Şengör, A.M.C., Görür, N., and Şaroglu, F., 1985, Strike-slip deformation basin
formation and sedimentation: strike-slip faulting and related basin
formation in zones of tectonic escape: Turkey as a case study: Strike-slip
faulting and basin formation. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Pub, v.
37, p. 227–264.
Şengör, A.M.C., and Yılmaz, Y., 1981, Tethyan Evolution of Turkey - a Plate
Tectonic Approach: Tectonophysics, v. 75, p. 181-241.
Tankut, A., Güleç, N., Wilson, M., Toprak, V., Savaşçın, Y., and Akiman, O., 1998,
Alkali Basalts From the Galatia Volcanic Complex, NW Central Anatolia,
Turkey: Tr. J. of Earth Sciences, v. 7, p. 269-274.
Tankut, A., Wilson, M., and Yihunie, T., 1998, Geochemistry and tectonic setting of
Tertiary volcanism in the Güvem area, Anatolia, Turkey: Journal of
Volcanology and Geothermal Research, v. 85, p. 285-301.
Tatsumi, Y., Hamilton, D.L., and Nesbitt, R.W., 1986, Chemical characteristics of
fluid phase released from a subducted lithosphere and origin of arc
magmas: evidence from high-pressure experiments and natural rocks:
Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 29, p. 293-309.
Thompson, R.N., 1982, Magmatism of the British Tertiary Volcanic Province:
Scottish Journal of Geology, v. 18, p. 49-107.
Tsuchiyama, A., 1985, Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system
diopside-albite-anorthite, and origin of dusty plagioclase in andesites:
Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 89, p. 1-16.
Türkecan, A., Yıldırım, T., Satır, M., Açıkgöz, S., Sevin, D., 2001, Ankara ve yakın
çevresinin Tersiyer volkanizması, 54. Türkiye Jeoloji Kurultayı, Bildiriler
No: 54-37.
Tüysüz, O., and Dellaloğlu, A.A., 1994, Palaeogeographic evolution of the Çankırı
Basin and surroundings, Central Anatolia Proceedings of the 10th
Petroleum Congress of Turkey, p. 56-76.
Uğuz, M.F., Turhan, N., Bilgin, A.Z., Umut, M., Şen, A.M., and Acarlar, M., 1999,
Kulu (Konya) Haymana (Ankara) ve Kırıkkale Dolayının Jeolojisi: MTA
Arşiv No: 10399 (Yayınlanmamış).
Uygun, A., 1981, Tuzgölü-Haymana havzasının stratigrafik analizi: Anadolu Jeoloji
Sempozyumu, TJK, 60-66.
110
Uygun, A., Yaşar M., Erkan, M. C, Baş, H., Çelik, E., Aygün, M., Bilgiç, T.,
Kayakıran, S. Ayok, F., 1982. Tuzgölü Havzası projesi. Cilt 2. MTA Raporu
(Yayınlanmamış).
Ünalan, G., ve Yüksel, V., 1978, Eski bir graben örneği: Haymana - Polatlı
Havzası: TJK Bülteni, Cilt 21/2, 165-169.
Ünalan, G., Yüksel, V., Tekeli, T., Gönenç, O., O, S., Hüseyin, S., 1976,
Haymana-Polatlı yöresinin (Güneybatı Ankara) Üst Kretase-Alt Tersiyer
stratigrafisi ve paleocoğrafik evrimi: TJK Bülteni, 19, 159-176.
Vance, J.A., 1965, Zoning in igneous plagioclase: patchy zoning: Journal of
Geology, v. 73, p. 636-651.
Wilson, M., Tankut, A., and Guleç, N., 1997, Tertiary volcanism of the Galatia
province, north-west Central Anatolia, Turkey: LITHOS, v. 42, p. 105-121.
Winchester, J.A., and Floyd, P.A., 1977, Geochemical Discrimination of Different
Magma Series and Their Differentiation Products Using Immobile
Elements: Chemical Geology, v. 20, p. 325-343.
Wood, D.A., 1980, The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of
tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal
contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province:
Earth and Planetary Science Letters, v. 50, p. 11-30.
Woodside, J.M., Mascle, J., Zitter, T.A.C., Limonov, A.F., Ergun, M., and
Volkonskaia, A., 2002, Shipboard scientists of the PRISMED II Expedition.
The Florence Rise, the western bend of the Cyprus Arc: Mar. Geol, v. 185,
p. 177-194.
Zitter, T.A.C., Huguen, C., and Woodside, J.M., 2005, Geology of mud volcanoes
in the eastern Mediterranean from combined sidescan sonar and
submersible surveys: Deep-Sea Research Part I, v. 52, p. 457-475.
111
ÖZGEÇMİŞ
Adı Soyadı
:
Serdar ÇORMAN
Doğum Yeri :
Ankara
Doğum Yılı :
03.03.1978
Medeni Hali :
Evli
Eğitim ve Akademik Durumu:
Lise
1992-1995 :
Lisans 1995-2000 :
Tınaztepe Lisesi
Hacettepe Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü
Yabancı Dil: İngilizce
İş Tecrübesi:
2005-____
:
Havelsan
2004-2005
:
Netcad Ulusal CAD ve GIS Çözümleri
2001-2003
:
INTA Uzay Sistemleri A.Ş.
112

yenice (ankara güneyi) volkanitlerinin kökeni ve tektonikle ilişkisi

Transkript

Benzer belgeler

Siemens Miyabi sistemini kullanarak hepatoselüler karsinomanın

Fizik-1 Uygulama-5

çeşitli yöntemlerle kurutulmuş hünnaptan bisküvi ve kurabiyeler için

İNTERNET ÜZERİNDEN EĞİTİM`DE EĞİTİM PLATFORMU

GOT-It 2.0.1 ile Elektromanyetik Sistemlerin

Tek Port Laparoskopik Cerrahi Aletleri Güncelleme

En yüksek seviyede şekil verme tekniği

2014/2 MÜHENDİSLİK BÖLÜMLERİ FİZİK 2 UYGULAMA 2 (Gauss

3D Bilgisayar Grafikleri