yenice (ankara güneyi) volkanitlerinin kökeni ve tektonikle ilişkisi
Transkript
yenice (ankara güneyi) volkanitlerinin kökeni ve tektonikle ilişkisi
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 çifti. Stereo görüntü anaglyph çift halinde sunulmuştur, lütfen anaglyph gözlük ile 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 ŞEKİLLER DİZİNİ (devam ediyor) 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 ŞEKİLLER DİZİNİ (devam ediyor) 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 Şekil 6.10. Yenice Volkanitlerinin (a) MORB ve (b) Kondrit normalize değerlerinin 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 ŞEKİLLER DİZİNİ (devam ediyor) 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 sonuçları (m: merkez, k: kenar). ........................................................................... 68 Çizelge 5.4. Amfibol mineralleri üzerinde gerçekleştirilen mikroprob çözümleme sonuçları (m: merkez, k: kenar). ........................................................................... 72 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 çifti. Stereo görüntü anaglyph çift halinde sunulmuştur, lütfen anaglyph gözlük ile 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 çifti. Stereo görüntü anaglyph çift halinde sunulmuştur, lütfen anaglyph gözlük ile 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 çözümlemelerinin An-Ab-Or üçlü diyagramında gösterimi. 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 çözümlemelerinin An-Ab-Or üçlü diyagramında gösterimi. 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 Çizelge 5.3. devam ediyor. 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 Çizelge 5.4. devam ediyor. 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 Çizelge 6.1. devam ediyor. 82 Çizelge 6.1. devam ediyor. 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) 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 (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) Şekil 6.10. Yenice Volkanitlerinin (a) MORB ve (b) Kondrit normalize değerlerinin 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