levha tekton ğne göre okyanus ortası açılması

T.C.
SÜLEYMAN DEMİREL ÜNİVERSİTESİ
MÜHENDİSLİK – MİMARLIK FAKÜLTESİ
JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ
JEOKİMYA ANABİLİM DALI
KAYAÇLARIN JEOKİMYASAL OLARAK DEĞERLENDİRİLMESİ
KONU:
LEVHA TEKTONİĞİNE GÖRE
OKYANUS ORTASI AÇILMASI
YÖNETEN:
Prof. Dr. Nevzat ÖZGÜR
HAZIRLAYANLAR: (II.Ö)
Pınar SAVAŞ ...............................0021023022
İlkay KAYA................................. 0021023030
Sümeyra Yeşim GÖKGÖZ ........ 0021023026
ARALIK - 2003
İÇİNDEKİLER
LEVHA TEKTONİĞİ.................................................................................................... 1
Levha Tektoniğinin Tanımı.......................................................................................... 1
Levha Tektoniğinin Hareket Mekanizması.................................................................. 2
Diverjon Levha Sınırlarındaki Jeolojik Olaylar........................................................... 2
Diverjon Levha Sınırlarını Belirleyen Kayaç Toplulukları ......................................... 5
Diverjon Levha Sınırlarına Bağlı Maden Yatakları ..................................................... 5
Türkiye’de Levha Tektoniği – Cevherleşme Denemeleri ............................................ 8
KAYNAKLAR ................................................................................................................ 9
i
LEVHA TEKTONİĞİ
Levha Tektoniğinin Tanımı
Yeryuvarının yapı ve hareketlerini tam olarak konu edinen Levha Tektoniği
(Platectonics, Global Tectonics) kavramına göre, yerin dış kısmını oluşturan 70-100 km
kalınlıkta ve rijit özellikteki Litosfer 7 büyük ve birkaç küçük levhadan meydana
gelmekte ve bu levhalar (Plates) Üst Mantonun Litosfere kıyasla daha yumuşak ve
kısmen akıcı bir bölgesi olan Astenosfer veya düşük hız zonu üzerinde kaymakta,
hareket halinde bulunmakta
Şekil 1: Yerküresinin dış kısmını oluşturan Kabuk, Litosfer, Astenosfer Üst Manto
bölümleri
Büyük levhalar; Avrasya, Pasifik, Avustralya, Kuzey Amerika, Güney Amerika,
Afrika ve Antartik Levhalarıdır. Küçüklerden bazıları ise; Antiller, Filipinler, kakos ve
Nazka Levhacıklarıdır. Levhaların adları her ne kadar kıtaların adlarını taşımakta iseler
de kıtaların sınırları ile Levhaların sınırları aynı değildir. Kıtalar kendilerinden çok daha
büyük olan levhalar içine gömülmüş, levhalar tarafından pasif olarak sürüklenen
yerkabuğu parçalarıdır (Deniz buzulları – Aysbergler – içinde saklı kalmış kayalar gibi).
Türkiye’yi ve komşu ülkelerini bu anlamda daha küçük Levhalara (Levhacıklara)
ayırmak olanağı da vardır.
Şekil 2: Litosferi oluşturan 7 büyük (Avrasya, Pasifik, Avustralya, Kuzey
Amerika, Güney Amerika, Afrika, Antartik) ve üç küçük (Filipinler,
Nazka ve Kakos) Levhalar. Dalma zonları. Okyanus sırtları ve Transform
faylar levhaları birbirinden ayrılırlar. Oklar Levhaların hareket yönünü
gösterir
Şekil 3: Türkiye’nin ve komşu ülkelerin küçük levhaları veya levhacıkları.
Astenosfer üzerindeki hareketleriyle birbirlerinden uzaklaşan levhalar okyanus
içi sırtlardan gelen yeni manto malzemesi ile genişlerken, birbirleriyle çarpışma
durumunda ise bir diğeri altına sokularak mantoya kadar inmekte ve erimekte
dolayısıyla küçülmektedirler.
Levhalar çoğu hem kıtasal (sial) kabuk hem de okyanusal kabuk (sima)’dan
oluşmadır. Buna karşın yalnızca kıtasal veya okyanusal levhalar da vardır.
1
Sismolojik veriler levhaların bağıl hareketlerinin üç biçimde gerçekleştiğini
ortaya koymuşlardır.
1. Levhalar aralarında açıklık bırakarak birbirlerinden uzaklaşırlar. Bunlara
Diverjan (uzaklaşan) Levhalar denilmekte ve bu tür levha sınırları da
Uzaklaşan levha Sınırları diye adlandırılmaktadır.
2. Levhalar birbirine yaklaşarak çarpışırlar; biri diğeri altına dolar veya üzerine
bindirir. Bunlara da Yaklaşan (Konirejon) levhalar, sınırlarına da Yaklaşan
Levha Sınırları adı verilir.
3. Levhalar sınırları boyunca birbirine göre kaymışlar, birbirinin yanından
kayarak geçmişlerdir. Bunlara (Transform) Levhalar ve sınırlarına da
Dönüşümlü Faylı (Transform Faylı) sınırlar adı verilir.
Bu üç çeşit hareketle ortaya çıkan sınırlarda birbirinden ayrı kendilerine özgü
jeolojik olaylar geçmektedir.
Şekil 4:
Levha Tektoniğinin Hareket Mekanizması
Levha hareketinin mekanizmasında;
a) Yayılma merkezi yakınındaki sırtın ağırlığı ile levhanın itilmesi;
Şekil 5a:
b) Dalmakta olan ağır litosfer dilimi tarafından levhanın çekilmesi;
Şekil 5b:
c) Mantodaki konveksiyon akımı tarafından levhanın sürüklenmesi;
Şekil 5c:
d) Sıcak ve yüksek viskoziteli Üst Mantodaki Konveksiyon akımının, soğukgevrek sınır bölgesinin, levhayı oluşturması (PRESS-SIEVER, 1974’ten).
Diverjon Levha Sınırlarındaki Jeolojik Olaylar
Birbirinden uzaklaşan levhaların sınırlarında meydana gelen olaylar topluluğuna
“Deniz Tabanı Yayılması” denir. Bu olayda, uzaklaşmakta olan levhalar arasındaki
boşluğu derinlerden, Astenosferden yükselen sıcak ve kısmen sıvı mağma doldurur.
Burada soğuyan ve katılaşan mağma iki tarafa hemen hemen simetrik olarak yayılır,
2
uzaklaşmakta olan levhaların kenarlarına eklenir; burada yeni bir okyanus oluşmaya
başlar, aslında bugünkü okyanus tabanları (Okyanusal Kabuk) çoğunlukla bu şekilde
meydana gelmiştir.
Deniz tabanı yayılması genellikle simetrik olarak gelişir. Yayılma merkezinden
dışarı çıkan yeni maddeler merkezin her iki tarafında hemen hemen eşit miktarlarda yer
alırlar ve kenarlardaki levhalara eklenirler. Bu şekilde yayılma merkezi hep ortada kalır.
Şekil 6: Diverjon levha sınırındaki gelişme safhaları. 1: Litosfer üzerinde oturan
kıta bloğu altında bir yarık (Rift) oluşmakta ve astenosferden gelme
bazaltik mağma bu yarıktan dışarı çıkmakta, yarığın her iki tarafına
yayılmaktadır. 2 – 3: Birbirinden uzaklaşan iki kıta parçası arasında yeni
bir okyanus havzası meydana gelmektedir. Kıta parçaları (levhalar)
yarıktan (yayılma merkezinden) hemen hemen aynı uzaklıkta bulunur.
Litosferin Astenosfer üzerine yaptığı basınç mağmanın yükselmesi için gerekli
enerjiyi sağlar. Yükselen sıcak mağmanın soğuması, katılaşarak levha kenarlarına
eklenmesi yavaş yavaş meydana geldiği için, yeni çıkan taze mağma yayılma
merkezinde ve yakın çevresinde bir yığılma, bir birikme yapar, zamanla burada bir
yükseklik (Rise) veya bir sırt (Ridge) meydana gelir. Atlantik ve Hint Okyanuslarında
bu sırtlar okyanusun ortasında bulunduklarından, bunlara “Okyanus ortası sırtlar” adı
verilmiştir. Pasifik Okyanusunda ise, durum farklıdır. Orada sırt okyanusunun ortasında
değil doğu kenarına yakın bir yerdedir.
Şekil 7: Okyanus sırtları, Rift’ler ve Transform faylar (Sırtları ve Riftleri enine
kesen çizgiler). Rakamlar: Riftlerden çıkarak simetrik şekilde iki tarafa
yayılan bazaltik lav akıntılarının milyon yıl olarak belirlerler (E.
BULLARD, 1969’dan)
Atlas Okyanusu ortasındaki sırt, onu çevreleyen okyanus diplerinden yaklaşık
2500 m yüksektedir. Deniz tabanı yayılmasının yavaş olarak meydana geldiği (2 – 5
cm/yıl) bu sırtta denizdibi topografyası oldukça engebelidir. Ayrıca sırtın ortasında,
doruk kısmında vadi biçiminde derince bir yarık –bir hendek (Rift) bulunur.
3
Şekil 8: Okyanus sırtlarındaki Riftin (yayılma merkezinin) yapısı (görünümü) ve
sırt sırta Transform faylar. C ile D noktaları arasındaki yükseklik farkı, A
ile D arasındaki farktan daha fazladır (Georogy tabiy.1973).
Yayılma hızının nispeten daha fazla olduğu (6-10 cm/yıl) Pasifik ve Antartik
sırtlarında ise topografya daha da engebelidir ve sırtın doruk bölgesinde bir yarık (rift)
gelişmemiştir.
Yayılma merkezleri (sırt eksenleri) aynı zamanda ısı akışı deyiminin yüksek
olduğu (ortalama 2 Kcal/Sam²an) ve normal faylara bağlı olarak küçük mopnetütlü sığ
depremlerin (odak derinlikleri 100 km’den daha az) sık sık meydana geldiği zonlardır.
Okyanus sırtları üzerinde tespit olunan mağnetik anomaliler birbirine paralel
şeritler halinde dizilirler ve yayılma merkezine göre az çok simetrik bir sıralanış
gösterirler. Bu durum ve mağnetik şeritler oluşturan lav kütlelerinin merkezden
kenarlara doğru daha yaşlı ve daha eski oluşları, deniz dibi yayılmasını kanıtlayan
deliller olarak gösterilmektedir. Ayrıca mağnetik anomali şeritlerinden bazılarının
polaritesi normal (şimdiki gibidir) bazılarının ise terstir (şimdiki durumun tersi). Diğer
bir deyimle; yerin mağnetik kutupları zaman zaman nitelik değiştirmekte, kuzey kutbun
güney kutup gibi, güney kutbun da kuzey kutup gibi davranmış olduğu anlaşılmaktadır.
Bu şekilde mağnetik ters dönmenin peryodu ise değişik olup, ters yerde ortalama yarım
milyon yıl iken, üst kretesede 25 milyon yıl gibi uzun bir süreyi kapsamıştır.
Şekil 9: Deniz tabanı yayılmasını gösteren bir okyanus sırtının basitleştirilmiş
kesiti
Şekil 10: Okyanus sırtının iki tarafında simetrik bir sıralanış gösteren ve deniz
tabanı yayılmasını kanıtlayan mağnetik polarite şeritleri (Beyazlar
normal, noktalı transfers yönlü) ve 3 nokta 3 milyon yılda etkili olan
mağnetik polarite dönemleri. 2 blok arasında transform fay zonu.
Yerkabuğundaki mağnetizasyonun önemli kısmı okyanusal kabuğun en çok 400
metrelik üst kısmında yer alır. Yerkabuğunun bu “ince derisi” aynı zamanda
jeomağnetik ters dönmelerin tarihçesini de az çok bir kesinlikle ortaya koyar. Karalar
üzerinde fosillere dayanılarak yapılan stratigrafik dikey kolonların yerini şimdi okyanus
diplerinde normal ve ters yönlü mağnetik şeritlerin yatay sıralanışı almaktadır.
4
Deniz tabanı yayılmasının hızı 2 ile 20 cm/yıl arasında değişir, ortalama hız 6
cm/yıl olarak kabul edilir. 2 cm/yıl’lık hızla gelişen bir yayılma sonunda, 20 km
genişlikte yeni bir litosferin (litosfer parçasının) meydana gelebilmesi için 1 milyon
yılın geçmesi gerekir. 4 cm/yıl’lık bir hızla 1 milyon yılda 40 km genişlikte yeni bir
okyanusal kabuk oluşur (Vine – Mathews hipotezi).
Diverjon Levha Sınırlarını Belirleyen Kayaç Toplulukları
Birbirinden uzaklaşan levha sınırlarında, okyanusal kabuğu oluşturan sırtlarda
genellikle koyu renkli, bazik veya mafik kayaçlar yer alır. Bunların başlıcaları: Düşük
potasyumlu (toleitik) bazalt lavları, az çok metamorfizma geçirmiş daha eski bazaltlar,
dolerit, gabro ve kısmen ergimiş peridodit’lerdir. Bunlar zamanla 5-7,5 km kalınlıkta bir
okyanusal kabuk meydana getirirler.
Okyanus sırtı üzerinde ayrıca, ince zerreli sedimentler, türbiditler, şeyl ve
arjilitler, mikritik kireçtaşı ve çörtler, bazen de lav yatakları aratabakalı olarak
sıralanırlar.
Okyanus sırtında ve Okyanus havzasında oluşan bu kayaç toplulukları,
okyanusal litosferin üst kısımlarında meydana gelen bindirmelerle tektonik dilimler
(ekaylar) halinde dalma-batma zonu içinde yeralalırlar ve izostotik yükselme ve bunu
izleyen aşınma nedeniyle yeryüzünde görülürler, orojenik sıradağın esaslı bir tektonik
elemanını oluştururlar. Düzgün bir stratigrafik dizilişi olmayan, karmaşık yapılı bu
tektonik dilimlere, ekaylara (slaps) “ofiyolit topluluğu” denir.
Şekil 11: Bir ofiyolit dizisinin ideal kesiti
Diverjon Levha Sınırlarına Bağlı Maden Yatakları
Deniz tabanı yayılmasının meydana geldiği diverjon levha sınırlarında da önemli
metalik sülfür yatakları oluşmaktadır; Kızıldeniz dibindeki ve Kıbrıs’taki sülfür
cevherleri bu çeşit yatakların tipik örnekleridir.
10 yıl kadar önce Kızıldeniz’de 2000 metre derinlikte çok zengin metalik sülfür
yatakları keşfedilmiştir. Burada sülfür mineralleri sedimentler içine sızmış, dissemine
olmuş durumdadır ve 20-100 metre kalınlıkta bir cevher yatağı meydana getirmişlerdir.
Yatağın 80 milyon ton kuru cevher kapsayan 10 metrelik üst seviyesi işletilmektedir.
Cevherin metalik bileşiminde: Ortalama % 29 Fe, % 3,4 Zn, % 1,3 Cu, %1 Pb, % 0,005
5
Ag ve % 0,00005 Au bulunmaktadır. Cevher yatağı üzerinde ayrıca, aynı metalleri
içeren tuzlu bir eriyik (brine) vardır.
Aktif durumda olan Orta Atlantik sırtında, volkanik kayaçlar içinde bölen
hidrotermal olarak metal konsantrasyonu meydana gelmektedir; aynı zamanda, sırt
üzerindeki sedimentlerde de genellikle demir, manganez, bakır, nikel, kurşun, krom,
kobalt, uranyum, cıva ve eser miktarlarda vanadiyum kadmiyum ve bizmut
birikmektedir.
Hint Okyanusu’ndaki sırtlarda da, metalik sülfür birikimi sağlanmıştır. Burada
2200 metre derinlikte yapılan sondajlarda, 430 m kalınlıktaki sediment örtü altından
çıkartılan karotların volkanik kayaçları içinde saf bakır damarlarına rastlanmıştır.
Kıbrıs’taki Trodos Masifi, okyanusal litosferin bir dilimi, bir parçası olarak
kabul edilmektedir; masifi oluşturan kayaçların bileşimi ve yataklar şeklindeki sıralanışı
okyanus diplerindeki durumun hemen hemen aynıdır.
Şekil 12: Okyanus kabuk ve plaka hareketlerinin temel unsurlarını gösteren blok
diyagram. Sağda (kıta tarafında) molas çukurlu, And tipi okyanus havzası
görülmektedir. Buna ait yataklar Prekombriyen kabuğa ve okyanus
tarafında yay-hendek boşluğu ve hendeğe üzerlemektedir. Solda ise ada
yayı
tipi
havza
görülmektedir.
Depolama
havzaları
ark-hendek
boşluğunda bulunmakta, volkanik yay görülmektedir. Yay gerisi klastik
sedimentasyon kamaları gösterilmemiştir. Yay gerisi havzası, Japon
Denizi tipi havza konumunu temsil etmektedir. Bunun kendi yayılma
eksenleri olabilir veya olmayabilirler.
Şekil 13: Bir yayılma ekseni boyunca okyanusal kabuk gelişiminin şematik
görünümü. Kabuk tabakalanması ve Kıbrıs tipi masif sülfit yataklarının
olası konumları şekilde belirtilmiştir (Cann, 1970 ve Sillitoe, 1972 a).
Trados masifinin kuzey kenarında, denizaltı volkanik kayaçlarına bağlı olarak
zengin metalik sülfür cevherleri oluşmuştur. Burada Milâry’dan bu yana bakır
çıkartılmaktadır; adanın ismi de bakır ile ilgilidir (Cyprium, cuprum).
Kıbrıs’ta ortalama olarak yılda 150.000 ton bakırlı pirit ve 100.000 ton bakır
konsantrasyonu ihraç edilmekte ve Kromit, jips gibi diğer hammadde satışları ile
birlikte yılda 30 milyon dolarlık bir gelir sağlanmaktadır.
6
Trados masifinin kuzey kenarındaki Skouriotissa cevher yatağında 6 milyon ton
rezerv tahmin edilmektedir. Cevherin bileşiminde: % 2,25 bakır ( % 5’e kadar artar), %
48 kükürt ve % 43 demir bulunur. Mavrovount yatağında ise 15 milyon ton cevher
hesaplanmıştır. Buradaki cevherin bileşiminde: % 4,2 bakır, % 48 kükürt, % 43 demir,
%4 çinko ve ton başına 7 gram (0,25 ounce) altın ve 7 gram gümüş yeralmaktadır.
Skourrotissa cevher yatağının altındaki sedimentlerde ise, ton başına 60 gram altın ve
ton başına 360 gram gümüş tespit edilmiştir. Ayrıca demir ve manganezce de zengin
olan bu sedimentler cevher taşıyan volkanik kayaç yatakları ile aratabakalıdır.
Trodos masifinde gerek denizaltı lavlarına ve gerekse bunlar arasındaki
sedimentlere bağlı olarak gelişmiş bulunan zengin cevher yatakları, okyanus diplerinde,
yayılma bölgelerinde hidrotermal olarak meydana gelmişlerdir ve kimyasal bileşim
bakımından Orta Atlantik Sırtındaki cevherleşmelerin aynıdırlar.
Konvesjon ve diverjon Levha sınırlarında aynı zamanda Petrol ve Doğal gaz
oluşumuna elverişli ortamlar (havzalar) da gelişir. H. D. HEDBERG’e göre, kıta
kenarlarındaki yarı kapalı havzalar, Ada yayları ile kıta arasındaki okyanus parçaları
petrol birikimi için en uygun sahalardır; buralar geleceğin önemli (ünit verici) petrol
yatakları alanlarıdır.
Afrika ile Arabistan arasında bir diverjon levha sınırı durumunda olan
Kızıldeniz’de, 5000 m kalınlıkta kayatuzu yataklarına ve bunların da altında organik
çamur tabakalarına rastlanmıştır. Benzer şekilde, Kuzey ve Güney Atlantiğin her iki
kenarında yaygın tuz damarları keşfedilmiştir; bunlar, kıta kenarı ile okyanus sırtı
arasındaki bölgede, 5000 m derinliklerde gelişmişlerdir.
Şekil 14: Konverjon ve diverjon Levha sınırlarında oluşan metalik cevherleşmeleri
ve Kıta kenarlarında gelişen petrol ve tuz birikim havzalarını gösterir
şematik diyagram (A. RONA, 1973’ten).
Tuz ve buna bağlı petrol oluşumu, Kuzey ve Güney Atlantiğin her iki kıyısından
Kıta şerfi altında devam ederek, kıta yamacına ve son olarak da Okyanus Sırtına, 5400
metre derinliklere kadar uzanabilmektedir.
7
Türkiye’de Levha Tektoniği – Cevherleşme Denemeleri
Ülkemiz üzerinde levha tektoniğine ilişkin denemeler daha çok salt tektonik
açısından olmuştur. Bu çalışmalar yalın Türkiye’yi sınırlar biçiminde değil, Alp –
Himalaya zincirinin yeni kuram içinde incelenmesi bir model bulunması ve bu modele
yerleştirilmesi kapsamında ele alınmıştır. Bu geniş çalışma içinde ülkemiz üzerinde bir
kısım yaklaşımlar yapılmıştır.
İlk kez Mc Kenzie bir denemede bulunmuştur. Ona göre, ortada bir Anadolu
Levhacığı vardır. Bu levhacık kuzeyden Kuzey Anadolu fayı ile güneyden de
Marmaris’ten Kıbrıs’a uzanan bir dalma kuşağı, oradan da Maraş – Erzincan’a doğru
yine doğrultu atımlı bir fay ile sınırlanmıştır. Dewey ve Bird, bu modeli geliştirmekte,
Menderes, Kırşehir ve Ankara zonlarını birer mikrokıta olarak kabul etmekteler.
Karadeniz okyanus kabuğu güneye doğru Anadolu Levhacığı altına dalmaktadır.
Anadolu levhacığının güney sınırı boyunca gelişmiş olayların gerçek modelinin
saptanmasına ilişkin inceleme ve veriler henüz yeterli düzeyde olmamakla beraber,
Tetis Okyanus kabuğunun kuzeye, levhacık altına girebileceği düşünülmektedir.
Cevherleşme açısından en önemli olay Karadeniz okyanus kabuğunun Anadolu
kıta kabuğu ile çarpışması ve okyanus kabuğunun güneye, Anadolu Levhacığı altına
batmasından oluşan cevherleşmelerdir.
Ülkemizin ikinci önemli cevher kuşağı Toroslar boyunca uzanmakta, Anadolu
Levhacığının güney sınırı ile uyuşmaktadır. Bu kuşağın güneyde Cu, kuzeye doğru PbZn biçiminde bir metalojenik provensi yansıtması, cevher oluşumlarının, Mitchel ve
Garson sınıflamasında, “Okyanus sırtları ve okyanus tabanı” veya “Kıta çarpışmasıyla
oluşma tektonik kuşaklar”a daha uygun olduğu düşünülebilir. Bununla beraber gerçek
veya gerçeğe yakın sonuçlar, bölgesel, ileri ve ayrıntılı incelemeyi beklemektedir.
8
KAYNAKLAR
• KIRIKOĞLU, M. S., 1992, Maden Yatakları. İ.T.Ü. Maden Fakültesi Maden
Yatakları – Jeokimya Anabilim Dalı, İstanbul.
• GÜMÜŞ, A., 1989, Metalik Maden Yatakları. Bilim Ofset, İzmir.
• KARAMAN, M. E., 1996, Yapısal Jeoloji ve Uygulamaları. Devran Matbaası,
Ankara.
• ATALAY, İ., 1985, Denizaltı Jeolojisi ve Jeomorfolojisi, Süleyman Demirel
Üniversitesi Kütüphanesi, Sayı: 275, Isparta.
• KETİN, İ., 1998, Genel Jeoloji Yerbilimlerine Giriş, İ.T.Ü. Vakfı Yayınları, No:
22, İstanbul.
• Ketin, İ. – CANITEZ, N., 1972, Yapısal Jeoloji.
9