Çukurova Ünverstes fen blmler ensttÜsÜ ...i Öz doktora tez ali tÜmÜklÜ Çukurova Ünverstes...

ÇUKUROVA ÜN�VERS�TES�

FEN B�L�MLER� ENST�TÜSÜ

DOKTORA TEZ�

Ali TÜMÜKLÜ

MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OF�YOL�T�K MAS�F�) YÖRES�NDEK�

KROM�T CEVHERLE�MELER�N�N JEOLOJ�K-METALOJEN�K VE

JEOK�MYASAL �NCELENMES�

MADEN MÜHEND�SL�� ANAB�L�M DALI

ADANA, 2005



AL� TÜMÜKLÜ

DOKTORA TEZ�


Bu Tez ... /.../2005 Tarihinde A�a�ıdaki Jüri Üyeleri Tarafından Oybirli�i/Oyçoklu�u

ile Kabul Edilmi�tir.

�mza �mza �mza

Prof. Dr. Mesut ANIL Prof. Dr. Feyzi B�NGÖL Doç. Dr. Osman PARLAK

Juri Ba�kanı Üye Üye

(Danı�man)

�mza �mza

Yrd. Doç. Dr. Ergül YA�AR Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ.

Üye Üye

Bu Tez Enstitümüz Maden Mühendisli�i Anabilim Dalı’nda Hazırlanmı�tır.

Kod No: Prof. Dr. Aziz ERTUNÇ

Enstitü Müdürü

Bu Çalı�ma Ni�de Üniversitesi Ara�tırma Fonu Tarafından Desteklenmi�tir.

Proje No:FBE. 2001/021

MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OF�YOL�T�K MAS�F�)YÖRES�NDEK� KROM�T CEVHERLE�MELER�N�N JEOLOJ�K-

METALOJEN�K VE JEOK�MYASAL �NCELENMES�

Not: Bu tezde kullanılan özgün ve ba�ka kaynaktan yapılan bildiri�lerin, çizelge, �ekil ve foto�raflarınkaynak gösterilmeden kullanımı 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki Hükümlere tabidir.

I

ÖZ

DOKTORA TEZ�

Ali TÜMÜKLÜ




Danı�man: Prof. Dr. Mesut ANILYıl: 2005 Sayfa:151Jüri: Prof. Dr. Mesut ANIL

: Prof. Dr. Feyzi B�NGÖL: Doç. Dr. Osman PARLAK: Yrd. Doç. Dr. Ergül YA�AR: Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ.

Do�u Toros da�ları içerisinde bulunan Pozantı-Karsantı Ofiyoliti, Türkiye’deki önemliofiyolit masiflerden birisidir. Çalı�ma alanı olan masifin batı kesimindeki Mazmılı bölgesindeharzburjitler içerisinde dunitik kılıfla çevrili kromit yatakları ve masifin derin deniz sedimanları olanradyolaritler içerisinde nabit bakır cevherle�mesi bulunmaktadır. Kromit cevheri masif, saçınımlı,noduler ve bantlı yapıdadır. Mineral kimyası analizlerinde kromitlerin Cr2O3 içeri�i % 44.07-60.82Cr/Fe oranı 2.59-4.03 arasındadır. Mineral kimyasındaki analizlerin Cr2O3 ve Al2O3 de�erleri vekromit birim hücre boyutu (Å) arasında pozitif bir korelasyon bulunmaktadır. Kromit kristallerietrafında manyetitle�meler görülür. Bazı kesitlerde kristallerin kırıklarına ikincil olu�an stiktitminerali bulunmaktadır. Kesitlerde kromit dı�ındaki cevher mineralleri, kristallerin ve matriksiçerisinde pentlantit, millerit, avaruit ve nabit gümü� mineralleri ve Cu-Zn ala�ımlarından meydanagelmektedir. Nabit gümü�, mineral kimyası analizlerinde % 96.83-98.21 arasında Ag elementindenolu�maktadır.

Kromit cevher örneklerinin iz elementlerinden Zn, V, Ti ve Co elementleri ile Cr2O3

içerikleri arasında pozitif ve Ni elementi ile arasında negatif korelasyon bulunmaktadır.Bakır cevherle�mesi, radyolaritlerin genel tabakalanma yapısına uyumlu olarak de�i�ken

boyutta bant ve mercek �eklindedir. Cevherin içerisindeki Cu oranı % 5.40 oranına çıkabilmektedir.Nabit bakır kristallari mineral kimyası analizlerinde, kristaller % 97.03-97.01 arasında Cu elementiiçermektedir.

Anahtar Kelimeler:Pozantı-Karsantı, Ofiyolit, Mineral Kimyası. Kromit, Nabit Bakır

MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OF�YOL�T�K MAS�F�)YÖRES�NDEK� KROM�T CEVHERLE�MELER�N�N JEOLOJ�K-

METALOJEN�K VE JEOK�MYASAL �NCELENMES�

II

ABSTRACT

Ph.D. THESIS

Ali TÜMÜKLÜ

DEPARTMENT OF MINING ENGINEERING

INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES

UNIVERSITY OF ÇUKUROVA

Supervisor: Prof. Dr. Mesut ANILYear: 2005 Pages: 151Jury: Prof. Dr. Mesut ANIL

: Prof. Dr. Feyzi B�NGÖL: Asistant Prof. Dr. Osman PARLAK: Associated Prof. Dr. Ergül YA�AR: Associated Prof. Dr. Mustafa AKYILDIZ

The Pozantı-Karsantı ophiolite located in the eastern Tauride mountains is one of the

important ophiolitic massives in Turkey. The study area is situated around the Mazmılı region in the

western part of the ophiolite body. The first location is represented by chromite mineralization within

the dunites hosted by harzburgites whereas the second location is characterized by native copper

mineralization within the radiolarites. The chromite ore includes massive, disseminate, nodular and

banded structures. Based on the microprobe analysis, the Cr2O3 contents range from 44.07 to 60.82 %

and the Cr/Fe ratio is between 2.59 and 4.03. The mineral chemistry shows that the cell size (Å) is

possitively correlated with the Cr2O3 and Al2O3 contents of the analysed chromites. Magnetite

mineralization is observed around the chromites. The secondary stichtite occurences are seen within

cracks of some of the chromites. Other ore minerals are characterized by pentlandite, millerite,

awaruite, native silver and Cu-Zn alloy. The native silver comprises 97.83 to 98.21 % Ag.

The Cr2O3 contents of the chromite are possitively correlated with some trace elements such

as Zn, V, Ti and Co whereas the Ni is negatively correlated.

The native copper mineralization is concordant with the layering of the radiolarites and

exhibits banded and lenticular forms. The Cu content reachs up to 5.4 %. The mineral chemistry

analysis shows that the native copper consists of 97.03 to 97.01 % Cu element.

Key words: Pozantı-Karsantı, Ophiolite, Microprobe, Chromite, Native Copper.

GEOLOGICAL METHALLOGICAL AND GEOCHEMICALINVESTIGATIONS OF CHROMITE ORE DEPOSISTS IN THE

MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OPHIOLITE MASSIVE)

III

TE�EKKÜR

Bu Doktora Tez çalı�ması Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü

Maden Mühendisli�i Anabilim Dalında Prof. Dr. Mesut ANIL yönetiminde

hazırlanmı�tır.

Tez izleme komitesi olarak görev alan Prof. Dr. Mesut ANIL, Yrd. Doç.

Dr. Ergül YA�AR ve Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ ba�ta olmak üzere

tezimin hazırlanı�ında sürekli yardımlarını gördü�üm Doç. Dr. Osman PARLAK

ve Fırat Üniversitesi ö�retim üyesi Prof. Dr. A. Feyzi B�NGÖL’e en içten

te�ekkürlerimi sunarım.

Tezimin mineral kimyası analizleri yapılması için davet eden ve

analizlerin yapımını gerçekle�tiren ve de�erli görü�leri ile katkıda bulunan

Hamburg (Almanya) Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü ö�retim üyesi

Prof. Dr. Mahmud TARKAIN ve XR-D analizlerinin yapımını sa�layan �stanbul

Üniversitesi Müh. Fak. Jeo. Böl. Ö�retim üyesi Prof. Dr. Sinan Öngen ile

analizleri yapan Ara�. Gör. Namık AYSAL’ a ayrıca cevher mikroskopisindeki

katkılarından dolayı Dr. Ahmet ÇA�ATAY’a çok te�ekkür ederim.

Arazi çalı�masında araç ve barınma ihtiyaçlarını sa�layan Mikro Maden

Ltd. �ti.’de görevli Maden Yük. Müh. Sabahattin SAKATO�LU’na te�ekkür

ederim.

AAS analizlerini yapan bölümümüz ara�tırma görevlilerinden Kimya Yük.

Müh. Mehmet TÜRKMENO�LU’na ve parlak ve ince kesitleri yapan Teknisyen

Nuri BULUT’a te�ekkür ederim.

IV

�Ç�NDEK�LER Sayfa No

ÖZ…………………………………………………………………………………….. I

ABSTRACT…………………………………………………………………………..II

TE�EKKÜR…………………………………………………………………………III

�Ç�NDEK�LER ……………………………………………………………………. IV

�EK�LLER D�Z�N�……………………………………………………………....VIII

TABLOLAR D�Z�N�………………………………………………………………...X

RES�MLER D�Z�N�………………………………………………………...……..XII

1. G�R��……………………………………………………………………………….1

1.1. Co�rafik Konum……………………………………………………………….4

1.2. Bölgesel Jeoloji………………………………………………………………...6

1.2.1. Otokton Birimler ………………………………………………………... 6

1.2.2.1.Ni�de Masifi………………………………………………………….6

1.2.1.2. Alada� Birli�i…..……………………………………………………8

1.2.1.3. Adana Baseni……………………………………………………….10

1.2.1.4. Ecemi� Koridoru Kayaçları………………………………………...11

1.2.2. Allokton Birimler………………………………………………………..13

1.2.2.1. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti……………………………….………….13

1.2.2.1.(1). Tektonitler………………………………………………………14

1.2.2.1.(2). Kümülatlar……………………………………………………...17

1.2.2.1.(3). Dayklar……………………………………………………..…. .18

1.2.2.1.(4). Volkanik kayaçlar………………………………...……….……18

1.2.2.1.(5). Kromit yatakları……………...…………………………………19

1.2.2.2.Metamorfik Dilim ve Ofiylitik Melanj……………………………..20

1.3. Yapısal Jeoloji………………………………………………………………...21

2. ÖNCEK� ÇALI�MALAR………………………………………………………..23

3. METARYAL VE METOD………………………………………………………32

3.1. Saha Çalı�maları……………………………………………………………...32

3.2. Laboratuar Çalı�maları………………………………………………………..32

3.2.1. Mineralojik ve Petrografik Çalı�malar…………………………………..33

3.2.2. Mineral Kimyası (Micoprop) Analizleri… ……………………………..33

V

3.2.2.1.�stanbul �i�e-Cam Ara�tırma Merkezi Lab. Çalı�ması……………..34

3.2.2.2. TÜB�TAK Ara�tırma Merkezi (MAM) Lab. Çalı�ması……………34

3.2.2.3.Hamburg Ün. Mineraloji-Petrografi Ens. Lab. Çalı�ması………......35

3.2.3. XR-D Analizleri ………………………………………………………...36

3.2.4. XR-F Analizleri…………………………………………………………36

3.3. Büro Çalı�maları……………………………………………………………...36

4.OF�YOL�T TANIMI VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI….40

4.1. Ofiyolit Tanımı……………………………………………………………….39

4.1.1. Metamorfik Taban……………………………………………………….41

4.1.2. Ofiyolitik Melanj………………………………………………………...42

4.2. Ofiyolit Tipleri………………………………………………………………..42

4.3. Ofiyolitlere Ba�lı Kromit Yatakları…………………………………………..45

4.3.1. Kromit Minerali………………………………………………………….45

4.3.2. Kromit Yatakları………………………………………………………...46

4.3.3. Podiform Kromit Yataklarının Olu�umu………………………………...48

4.3.3.1.Tektonitler �çerisindeki Kromit Kütlelerinin Olu�umu……………..48

4.3.3.2.Üst Kabuk Podiform Kromit Yataklarının Olu�umu ve Genel

Özellikleri…………………………………………………………………….55

5. ARA�TIRMA BULGULARI….……………………………………………….. 57

5.1. Toros Karbonat Platformu……………………………………………………57

5.1.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı ……………..…………………………………57

5.1.2. Karanfilda� Kireçta�ı ………………..………………………………...59

5.2. Ofiyolitik Birim……………………………………………………………….59

5.2.1. Ofiyolitik Melanj……………………………………………………….. 59

5.2.2. Metamorfik Dilim…………..……………………………………………58

5.2.3. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti……………………………………………… 61

5.2.3.1. Tektonitler………………………………………………………….61

5.2.3.1.(1). Harzburjit……………………………………………………….64

5.2.3.1.(2). Dunit……………………………………………………………69

5.2.3.2.Damar Kayaçları…………………………………………………….70

5.2.3.3. Kümülat Kayaçları………………………………………………….70

VI

5.2.3.4. Dolerit-Diyabaz Daykları…………………………………………..72

5.2.3.5.Radyoloritler………………………………………………………...72

5.2.3.6.Alüvyon……………………………………………………………..72

5.3. Cevherle�meler………………………………………………………………..74

5.3.1. Kromit Cevherle�mesi…………………………………………………...74

5.3.1.1. Masif-Kompakt Kromitler………………………………………….75

5.3.1.2.Saçınımlı-Dissemine Kromitler……………………………………..77

5.3.1.3. Noduler Kromitler………………………………………………….80

5.3.1.4. Bantlı Kromitler…………………………………………………….80

5.3.1.5. Karı�ık Cevher……………………………………………………...81

5.3.2. Kromit Yatakları……………………………………………………….. 81

5.3.2.1. Koparan Ocakları…………………………………………………...84

5.3.2.2.Ortaseki Oca�ı………………………………………………………84

5.3.2.3.Mahmut Oca�ı (Yeni Yayla II)……. ………………………………87

5.3.2.3. Çemberatan Oca�ı………………………………………………….87

5.3.2.4. Hakverdi Ocakları………………………………………………….87

5.3.3. Kromit Cevheri Mikroskop Çalı�ması…………………………………..89

5.3.3.1. Kromit………………………………………………………………89

5.3.3.2. Pentlantit……………………………………………………………90

5.3.3.3. Manyetit…………………………………………………………….90

5.3.3.4.Millerit……………………………………………………………... 92

5.3.3.5. Avaruit……………………………………………………………...92

5.3.3.6. Nabit Gümü�……………………………………………………….95

5.3.3.7.Cu-Zn Ala�ımı……………….…………………………...…………95

5.3.3.8. Stiktit ……………………………………………………………... 95

5.3.4. Bakır Cevherle�mesi……………………………………………………..98

5.4. Kromit Cevheri XR-D Analizleri……………………………………………100

5.5. Kromit Cevheri XR-F Analizleri……………………………………………107

5.5.1.Kromit Cevheri XR-F analizleri Ana Oksit De�erleri………………….108

5.5.2.Kromit Cevheri XR-F Analizleri �z Element De�erleri ………………..108

5.6. Bakır Cevheri AAS Analizleri………………………………………………111

VII

5.7. Kromit Cevheri Mineral Kimyası Analizleri……………………………......112

5.7.1. Millerit………………………………………………………………….112

5.7.2. Avaruit……………………………………………………………….....112

5.7.3. Cu-Zn Ala�ımları……………………………………………………….112

5.7.4. Nabit Ag………………………………………………………………..113

5.7.5 Kromit…………………………………………………………………..114

5.7.5.1.Mineral Kimyası % Oksit Histogramları………………………..…125

5.7.5.2. Mineral Kimyası Analizlerinin Cr2O3 ile Fe2O3, FeO, MgO ve

TiO2 Kar�ıla�tırma Diyagramları…………..………………….…..125

5.7.5.3. Mineral Kimyası Analizleri % Oksit De�erleri �le Birim Hücre

Boyutlarının Kar�ıla�tırma Diyagramları…………………………125

5.7.5.4.Mineral Kimyası 100Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe+2)

Diyagramı………………………………………………………….129

5.7.5.5. Mineral Kimyası Cr-Al-Fe+3 Stevens Üçgen Diyagramı………….129

5.7.5.6. Cr2O3-Al2O3 ve FeO-MgO Diyagramları…………………………129

5.8. Bakır Cevheri Mineral Kimyası Analizleri………………….……….……...133

6. SONUÇLAR VE ÖNER�LER………………………………………………….134

KAYNAKLAR……………………………………………………………….136

ÖZGEÇM��………………………………………………………………….149

EK……………………………………………………………………….……150

VIII

�EK�LLER D�Z�N� Sayfa No

�ekil 1.1. Alp Orejenez Ku�a�ındaki Ofiyolitlerin Da�ılımı……………………...3

�ekil 1.2. Çalı�ma Alanı Yer Bulduru Haritası………………………….. ……….5

�ekil 1.3. Çalı�ma Alanı ve Civarı Sadele�tirilmi� Genel Jeoloji Haritası………..7

�ekil 1.4. Toros Ku�a�ı �çerisindeki Ofiyolitlerin Co�rafik Konumları………...15

�ekil 1.5. Pozantı-Karsantı Ofiyolit� ve Taban Kayaçları Dikme Kesiti………..16

�ekil 4.1. �deal Ofiyolit �stifi ve Okyanusal Kabu�un Kar�ıla�tırılması………...41

�ekil 4.2. Harzburjit (Semail-Umman Ofiyoliti) ve Lerzolit (Trinity A.B.D.)

Tipi Ofiyolitlerin Kar�ıla�tırılması………………………………………43

�ekil 4.3. Peridotit �çinde Bazik Magmanın Dayk �eklinde Sokulum Yaptı�ı

Kırıklar Boyunca Olu�turma Modeli …………………………………….50

�ekil 4.4. Tektonit Harzburjit �çinde bazik Magma sokulum kanallarında Olu�an

Bo�luklar içinde Kromit Kütlesinin Olu�um Modeli…………………….51

�ekil 4.5. Hareket Halindeki Yayılma Sırtı Altında Üst Okyanus Mantosu �çinde

Kromit Kütlelerinin Olu�umu ve Geli�imi……………………………….53

�ekil 4.6. Podiform Kromit yataklarının Olu�umunu Tektonit Ortamlarla Olan

�li�kisini Gösteren �ekil……………………………………………… . 54

�ekil 4.7. Oman Ofiyolit �çerisindeki Üst Kabuk Podiform Tipi Kromitlerin

Konumunu Gösteren Dikme Kesit…………………………………….....56

�ekil 5.1.Çalı�ma Alanı Genel Jeoloji Haritası…………………………………..58

�ekil 5.2. Koparan Oca�ı Maden Haritası……………………………………….85

�ekil 5.3. Koparan Oca�ı 1’nolu Merce�e Ait A-A′ Kesiti……………………...86

�ekil 5.4. Mahmut Oca�ı Maden Haritası………………………………………..88

�ekil 5.5. Saçınımlı Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı……………….101

�ekil 5.6. Masif Cevher Örne�ine ait XR-D Difraktogramı …………………...102

�ekil 5.7. Masif Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı…………………...103

�ekil 5.8. Nodüler Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı………………...104

�ekil 5.9. Saçınmılı Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı……………….105

�ekil 5.10. Kromit Cevheri XR-F analizleri % Oksit Oranlarının Kar�ıla�tırma

Diyagramları…………………………………………………………….109

�ekil 5.11. Kromit Cevherinden Yapılan XR-F Analiz Sonuçlarının % Cr2O3 �le

�z Element Kar�ıla�tırma Diyagramları…………………………………110

IX

�ekil 5.12. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin % Oksit Histogram

Diyagram Da�ılımları…………………………………………………...126

�ekil 5.13. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin % Oksit De�erlerinin

Kar�ıla�tırma Diyagramları……………………………………………..127

�ekil 5.14. Kromit Mineral Analizi % Oksit De�erleri Ve Birim Hücre

Boyutlarının Kar�ıla�tırma Diyagramları……………………………….128

�ekil 5.15. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin 100 Cr/(Cr+Al) –

Mg/(Mg+Fe2+ Diyagramı. ……………………………………………...130

�ekil 5.16. Cr-Al-Fe3+ Stevens Üçgen Diyagramı...…………………………...131

�ekil 5.17. Kromit Mineral Kimyası Analizleri Oksit De�erleri Diyagramları...132

X

TABLOLAR D�Z�N� Sayfa No

Tablo 1.1. Dünya’daki Önemli Kromit cevheri Çıkaran Ülkeler ve Rezerv

Durumları………………………………………………………………...2

Tablo 3.1. Kromit Kristali 1 Nolu Mineral Kimyası Analiz Sonucu…………….37

Tablo 4.1. Harzburjit tipi ofiyolit ve Lerzolit Tipi Ofiyolitleri Kar�ıla�tırılmalı

Genel Özellikleri…………………………………………………………44

Tablo 4.2. Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri (MORB) ve Dalma Batma Zon

Ofiyolitlerin (SSZ) Genel Kimyasal Özelliklerinin Kar�ıla�tırılması……45

Tablo 4.3. Kromit Cevherinin Kullanım Alanlarına Göre �stenilen Cr/Fe Rasyo

De�eri ve % Oksit Bile�im De�erleri………………………………….. . 46

Tablo 5.1.Kromit Cevherlerinden Yapılan XR-D Analiz Sonucunda Tespit Edilen

2θ Derleri ve Bunlara kar�ılık Gelen Mineraller………………………..106

Tablo 5.2.Kromit Cevherinden Yapılan XR-F analiz sonuçlarında % Oksit ve �z

Element De�erleri………………………………………………….……107

Tablo 5.3. Kromit Cevheri XR-F Analiz Sonuçları �z Element (ppm)

Da�ılımlarının Korelasyon Matriks Tablosu……………………………111

Tablo 5.4. Radyoloritler �çerisindeki Bakır Cevherle�melerinin Atomik

Absorpsiyon Spektro-Fotometri (AAS) Yöntemi ile yapılan % Element

Analiz Sonuçları………………………………………………………...111

Tablo 5.5. Kromit Parlak Kesiti �çerisindeki Millerit kristali Mineral Kimyası

Analiz Sonucu…………………………………………………………..112

Tablo 5.6. �ki Adet Kromit Parkla Kesit içerisinde yapılan Avaruit Kristali

Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...113

Tablo 5.7. Bir Adet Kromit Parlak Kesitinde Analizi Yapılan CU-Zn Ala�ımı


Tablo 5.8. Kromit Parlak Kesitlerinde Yapılan Nabit Ag Mineralleri Mineral

Kimyası Analiz Sonuçları………………………………………………113

Tablo 5.9. �nceleme Alanı �çerisindeki Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde

Yapılan Kromit Mineral Kimyası Analizleri……………………………116

Tablo 5.10. Kromit Mineral Kimyasal Analizlerinde Oksit De�erleri Ve Bu

De�erlerden Hesaplanan Katyonik, Rasyo Ve Birim Hücre Boyutları,

Ortalama Maksimum Minumum Ve Standart Sapma De�erler………..124

XI

Tablo 5.11. Nabit Cu içeren Resim 5.34’deki Örnekte Üç ayrı Noktada Yapılan


XII

RES�MLER D�Z�N� Sayfa No

Resim 3.1. JEO-JSM-6335 F SEM Elektron Mikroskobu……………………….34

Resim 3.2.Cameca SX Mikroprop Aleti…………………………………………35

Resim 5.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı Ofiyolit Sınırı ve Ofiyolit �çerisinde Kireçta�ı

Blokları…………………………………………… 60

Resim 5.2. Ofiyolitin Tabanında Bulunan Karanfil Da� Kireçta�ına Ait Antiklinal

Yapı………………………………………………….…………………..60

Resim 5.3.Ofiyolitik Melanj �çerisinde Tamamen Serpantinle�mi� Kayaç

�çerisinde Kromit Da�ılımı………………………………………………61

Resim. 5.4. Tektonitlerin Tabanındaki Metamorfik Taban Kayaçlardan Ye�il

�istlerin Arazide Görünümü……………………………………………...62

Resim 5.5. Metamorfik Taban Kayaçlardan Amfibolitlerin Arazide Görünümü..62

Resim 5.6. Harzburjitlerin Arazideki Görünümü………………………………...66

Resim 5.7. Harzburjitlerin Ayrı�ma Yüzeyi……………………………………..66

Resim 5.8. Harzburjitik Kayaç �çerisinde Olivin, Ortoproksen ve Serpantin

Mineralleri………… ……………………………………………………67

Resim 5.9. Harzburjit Kayaç �çinde Ortoproksen ve Kapanım �eklinde ve

Etrafında Olivin Kristali………………………………………………….67

Resim 5.10. Harzburjit Kayaç Mikroskop Görüntüsü…………………………...68

Resim 5.11. Harzburjit �çerisinde Birbirinden Oldukça Farklı Yapıda ve Kırıkları

ve Kenarları Boyunca Manyetitle�mi� Kromit Kristalleri……………….69

Resim 5.12. Harzburjit Kayaç Mikroskop Görüntüsü…………………….……..70

Resim 5.13. Harzburjitleri Kesen Damar Kayaçları……………………………..71

Resim 5.14.Harzburjitleri Kesen Dolerit-Diyabaz Dayklarının Arazi Görünümü …73

Resim 5.15. Radyoloritk Kayaçların Arazi Genel Görünümü…………………...73

Resim5.16.Tektonizma Sonucu Kromit Cevherinde Görülen Sucuklu Yapı……75

Resim 5.17. Masif Kromit Cevheri Arazi ve El Örneklerindeki Resimleri……...76

Resim 5.18. Deformasyon �zi Görülmeyen Masif Kromit Cevheri……………...78

Resim 5.19. Deformasyon Sonucunda Dunitik Matriks Kromit Cevheri �çerisinde

Belirgin Bir Yönelim Kazanmı�tır……………………………………….78

Resim 5.20. Saçınımlı Kromit Cevher Örnekleri………………………………...79

Resim 5.21. Nodüler Kromit Cevher Örnekleri …………………………………82

XIII

Resim 5.22. Bantlı Tip Kromit Cevherinde Masif Yapıda Bir Bantdan Sonra Bunu

Takip Eden Saçınımlı Bir Bantın Gelmesi……………………………….83

Resim 5.23. Bantlı Tip Kromit Cevherinde Dunit Blok ve Damarı……………...83

Resim 5.24. Gavurgeri Tepe’de Bulunan Koparan Oca�ı Genel Görünümü……86

Resim 5.25.Mahmut Oca�ı Harzburjitleri Kesen 40cm Kalınlı�ında Gabro Damarı88

Resim 5.26. Koparan Da� Batı Kesiminde Yer Alan Hakverdi Oca�ı

Mostralarında Nodüler ve Masif Yapıdan Olu�an Karı�ık Tip Kromit

Cevheri…………………………………………………………………...89

Resim 5.27. Kromit Cevheri Parlak Kesitleri Elektron ve Maden Mikroskop

Resimleri……………………………………………………………… ...91

Resim 5.28 Kromit Kristalleri �çerisinde Pentlantit Minerali……………………93

Resim 5.29. Kromit Kristali �çerisinde Uzun Eksenleri Aynı Do�rultuda Millerit

Mineralleri………………………………………………………………..93

Resim 5.30. Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde Avaruit Mineraline Ait Elektron

Mikroskop Resimleri……………………………………………………..94

Resim 5.31. Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde Kromit Kristalleri Ve Matriks

�çerisinde Nabit Gümü� Kristal Kümeleri………………………………..96

Resim 5.32. Tablo Kromit Parlak Kesitinde Kromit kristali kenarında bulunan Cu-

Zn ala�ımı………………………………………………………………...97

Resim 5.33.Tektonizma Sonucu Parçalanarak Küçük Tanelere Ayrılan Kromit

Kristalleri �çerisinde Ve Kenarlarında Tanelerin Bozu�ması �le Olu�an

Stiktit Minerali…………………………………………………………...98

Resim 5.34. Bakır Cevheri Mostra ve El Örnek Resimleri………………………99

Resim 5.35. Mineral Kimyası Analiz Yapılan Bakır Cevheri Örne�i………….133

1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ

1

1.G�R��

Geli�mekte olan ülkeler grubunda yer alan Türkiye’nin var olan do�al

kaynaklarını verimli bir biçimde kullanması kaçınılmaz bir gerçektir. Kromit

cevherle�mesi ve üretimi bakımından ülkemiz Dünya’da önemli bir yere sahiptir.

Dünya da bilinen 7.6 x109 ton’luk kromit cevherinin % 95’i G. Afrika, Zimbabve,

Rusya ve Kazakistan’da bulunmaktadır. Sadece G. Afrika rezervlerin % 73’ine

sahiptir (Tablo 1.1). Rezerv bakımından Dünya’daki kromit cevherinin % 1’inden

daha azına sahip olmasına ra�men Türkiye, cevher üretimi bakımından 1996-2001

arasında 6 yıllık dönem içerisinde Dünya’da üretilen toplam 76,99 milyon ton kromit

cevherinin 8,75 milyon ton cevher üretimi ile Dünya üretimin yakla�ık olarak % 11,5

oranını kar�ılamı�tır.

Türkiye’deki kromit yataklarının tamamı Alp Orejenez ku�a�ı (�ekil 1.1)

içerisinde yer alan ofiyolitler içerisindedir. Ofiyolitler içerisindeki kromit

yataklarının boyutlarını ve rezervlerini stratiform yataklar ile kar�ıla�tırıldıklarında

oldukça küçük boyutlu ve düzensiz bir da�ılıma sahip olmalarına ra�men, yatakların

i�letmeci�inin kolay olması ve buna ba�lı olarak üretim maliyetinin dü�ük

olmasından dolayı Dünya’daki önemlerini uzun yıllardan beri korumaktadır.

Türkiye’deki ilk kromit cevheri 1848 yılında Harmancık (Bursa)’da �ngiliz

Jeolog Lawrence Smith tarafından bulunmu�tur. �lk kromit cevherin bulunmasından

sonra 1850’li yıllardan itibaren kromit madencilik çalı�maları ba�lamı�tır.

Türkiye’deki kromit madencili�i 1950’den önceki yıllarda daha ziyade

i�letmelerin kıyı �eridine yakın ve büyük mostraların oldu�u yerlerde açık i�letmeler

�eklinde, krom cevherinde istenilen özelliklere sahip mostralar bulunması amacıyla

yapılmı�tır. Bu döneme ait krom madencili�i, yüzeyde belirgin mostrası olan kromit

yataklarının rastlama ve onları tanıma �eklinde tarif edilebilmektedir. 1960’lı

yıllardan ba�layarak krom yataklarının i�letmesinde yer altı madencili�i artmaya

ba�lamı� ve i�letilebilir boyutlarda krom mostrası çabasına indirgenmi� bir

aramacılık hakim olmu�tur. Bu �ekildeki bir aramacılık jeoloji biliminin pek yardımı

olmaksızın yürütülmü�tür. 1970’lı yılların sonlarına do�ru jeoloji biliminin

madencilik çalı�malarına katkısının artmasıyla birlikte krom madencili�inde de

önemli a�amalar olmu�tur. Krom yataklarının aranmasında peridotitlerin harzburjit


2

ve dunit olarak alt birimlere ayrılması, bu birimler arasındaki sınır ili�kileri,

lineasyon, foliasyon ve faylanma gibi yapısal etkiler yardımıyla iç yapının açıklı�a

kavu�turulması, arama ve üretim çalı�malarında sa�lam ve gerekli bir temel

olu�turmu�tur. Mostra veren veya yer altında izlenmi� bulunan merceklerden

hareketle krom yatakları do�rultu ve e�im yönlerinde geli�tirilebilmekte; mostrası

olamayan merceklerin nerelerde olabilece�i saptanabilmektedir.

Tablo.1.1. Dünya’daki önemli kromit cevheri çıkaran ülkeler ve rezerv durumları(U.S.G.S, Mineral Commodity Summaries, 1996-2001). (Toplam rezerv;günün ko�ullarında ekonomik rezervi, ekonomik sınırın biraz üstünde vebiraz altında olan kaynakları içermektedir.).

Yıllık üretim ve Rezervler (Bin ton.)

Ülkeler/Yıl 1996 1997 1998 1999 2000 2001 Top.Rez.

Cezayir 235 - 100 86 90 90 6.100

Brezilya 450 330 330 360 350 - 17.000

Finlandiya 582 611 611 611 610 - 120.000

Hindistan 1.363 1.360 1.363 1.310 1.400 1.500 57.000

�ran 129 200 200 212 200 - 2.400

Kazakistan 1.190 1.000 1.600 1.600 1.600 2.300 320.000

Rusya 97 150 130 130 130 - 460.000

Güney Afrika 5.018 5.780 5.500 6.480 6.500 5.400 5.500.000

Türkiye 2.000 1.750 1.600 1.400 1.500 500 20.000

Zimbabve 428 680 660 660 650 - 930.000

Di�er Ülkeler 428 639 600 701 700 2.300 99.000

Toplam 11.920 12.500 12.094 12.849 13.030 11.520 7.531.500

Doktora tez konusu, Pozantı-Karsantı Ofiyolitik Masifinin batı kesimini

olu�turan Mazmılı-Koparan bölgesi seçilmi�tir. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti kromit

potansiyeli 1940’lı yıllardan beri bilinmektedir ve kromit madencilik çalı�maları

bakımından önemli bir yere sahiptir. Bu ofiyolitik masif üzerinde dönem dönem

i�letilen kromit oca�ı 200 adet civarında oldu�u bilinmektedir. Pozantı-Karsantı

Ofiyolitik masifi ile ilgili bugüne kadar birçok ara�tırma yapılmasına ra�men,

çalı�ma alanı ile ilgili batı kesiminde metalojenik çalı�ma oldukça sınırlıdır. Ni�de

Üniversitesi Ara�tırma Fonu deste�i ile çalı�ma alanındaki kromit cevherle�melerinin

jeolojik-metalojenik ve jeokimyasal incelemeleri doktora tezi olarak incelenmi�tir.


3

�ekil.1.1. Alp Orejenez ku�a�ındaki ofiyolitlerin da�ılımı (Juteau, 2004’densadele�tirilmi�tir).

Doktora tez çalı�ması arazi, labroratuvar ve büro çalı�malarını kapsayan bir

program çerçevesinde gerçekle�tirilmi�tir.

Kromit cevherle�melerinin jeolojik konumlarını belirlemek amacıyla

doktora tez çalı�masının kapsadı�ı yakla�ık 160 Km2’lik bir alanın 1/25 000 ölçekli

jeoloji haritası önceki çalı�maların revizyonları yapılarak yeniden çıkarılmı�tır.

Bölgenin kromit maden imtiyaz sahibi olan Çeltik Madencilik yer altı ve yer üstü

maden harita ar�iv verileri kullanılarak kromit maden ocakların maden haritaları

yapılmı�tır. Bölgedeki kromit ocak ve mostralarından temsili kromit cevher ve kayaç

örnekleri toplanmı�tır. Kromit cevher örneklerinden parlak ve kayaç örneklerinden

ince kesitler yapılarak mineralojik ve petrografik incelemeler yapılmı�tır.

Mineralojik ve petrografik inceleme sonucu kromit parlak kesitlerinde belirlenen

minerallerde kromit, nikel-sülfür ve nabit Ag mineralleri ve radyolaritik kayaçlar

içerisindeki bakır cevheri içeren kayaçlardan nabit Cu minerallerinde mineral

kimyası (microprop) analizleri gerçekle�tirilmi�tir. Kromit cevher örneklerinden

XRF ve XRD analizleri gerçekle�tirilmi�tir.

Yapılan saha ve laboratuar çalı�malarından elde sonuçlar büro çalı�maları

ile bilgisayar ortamında grafiklere konularak ve çizimleri yapılarak bölgedeki

cevherle�melerin metalojenik ve gang minerallerine ili�kin sorunlar aydınlı�a

kavu�turulmaya çalı�ılmı�tır

K


4

1.1. Co�rafik Konum

Çalı�ma alanı Orta Toros’lar içerisinde içerisinde, Adana ve Ni�de il

sınırları içerisinde, 1/25000 ölçekli topo�rafik M34 d1-d2 paftalarında yakla�ık 160

km2’lik bir alanda yüzeylemektedir (�ekil 1.2.). Çalı�ma alanının kara yolu ba�lantısı

ile, Adana’ya 140 ve Ni�de’ye 110 km uzaklıktadır. Ula�ım, Adana ili Karaisalı

ilçesi Gerdibi köyü ve Ni�de ili Çamardı ilçesinde toprak yol ile sa�lanmaktadır.

Yerle�im alanı içerisinde Da�dibi (Pozantı-Adana) Köyü ve Mazmılı

Yaylası (Çamardı-Ni�de) ile çalı�ma alanın KB’sında Çamardı (Ni�de) ilçesi,

güneyinde Gerdibi ve Büyüksofulu (Karaisalı-Adana) köyleri bulunmaktadır.

Topa�rafya oldukça engebeli olup, çalı�ma alanının önemli yükseltilerini

2790 m (Koparan Da�ı) ve Gökziyaret Tepe (2200 m) olu�turmaktadır. Ayrıca

Mazmılı Yayla (1800 m) platosu bulunmaktadır. Çalı�ma alanın dü�ük rakımlı

yerlerini ise daha ziyade derin vadiler (Karanlık Dere, Köpüklü Dere) olu�turmakta

olup buralarda rakım 1000 - 1100m arasında de�i�mektedir.

Çalı�ma alanın kuzeyinde Orta Toros’ ların Demirkazık Tepe’den (3800 m)

sonra ikinci yüksekli�i olan Lorut Da�’ı (3700 m), güney kesiminin de Karanfil Da�

(3200 m) bulunmaktadır.

Akarsu olarak çalı�ma alanı içerisinde Köpüklü Dere, do�u kesimini

sınırlandıran Tahtalı Dere ve batı’da ise Ecemi� Fayı üzerinde özellikle ofiyolitik

kayaçlarla kireçta�larının kontaklarında çıkan bir çok kaynaktan beslenen Çamardı

Deresi bulunmaktadır.

Bölgenin önemli bir kesimi çam, ardıç ve katran a�açlarından olu�an

ormanlar ile kaplıdır. �klim karasal iklim etkileri ve Akdeniz iklim etkileri altındadır.

Bölgede, KB kesimi olu�turan Ni�de-Çamardı ilçesi çıvarında bahçecilik ve tarım,

güney do�u kesimini olu�turan Adana-Karaisalı ilçesinde ise tarım, hayvancılık ve

ormancılık çalı�maları görülür. Yaylacık turizmini Adana ve çevre ilçe ve köylerinde

gelenler olu�turmaktadır. Bölgenin kuzeyini olu�turan Alada�lar’da özellikle yabancı

turist grupları tarafından da�cılık faaliyetleri yapılmaktadır.


5

�ekil 1.2. Çalı�ma alanı yer bulduru haritası


6

1.2. Bölgesel Jeoloji

Orta Toros sırada�ları içerisinde yer alan çalı�ma alanı ve civarındaki

kayaçlar; Ni�de Masifi, Alada� Birli�ine ait Karbonatlar ve Ecemi� Fay Koridoru

kayaçlarından olu�an otoktan kısım ve bunların üzerinde allokton bölüm olarak

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tektonitleri ve kümülat kayaçları, ofiyoliti her seviyede

kesen dolerit-diyabaz dayk kümeleri, metamorfik dilim, ofiyolitik melanj ofiyolitik

masife ait volkanik ve derin deniz sedimanter kayaçları bulunmaktadır (�ekil 1.3).

1.2.1. Otokton Birimler

Çalı�ma alanı ve çevresindeki otokton birimleri Ni�de masif, Alada� Birli�i

Karbonat kayaçları, Ecemi� Fay Koridoru çökelleri ve Adana Baseni çökelleri

olu�turmaktadır.

1.2.1.1. Ni�de Masifi

Çalı�ma alanının KB’sında yer alan Ni�de masifi, Yeti� (1978a) ‘e göre

Paleosen-Alt Eosen ya�lı Ulukı�la Grubu kayaçları ile çevrilidir. Bu masif,

Jeotektonik konum itibariyle Toridler ile Anatolidler arasında yer alan Ni�de Masifi,

geni� anlamda Orta Anadolu Kristalin Masifi veya Kızılırmak Masifi Olarak

tanımlanan metamorfik kütlenin güneydo�u uçunu olu�turmaktadır (Ketin, 1956.,

Göncüo�lu, 1981, 1982, 1986). Göncüo�lu (1986), Ni�de Grubu kayaçlarını alttan

üstte do�ru; gnaysların hakim oldu�u Gümü�ler formasyonu, mermer-amfibolit-

kuvarsit-gnays ardalanmasından olu�an Kaleboynu formasyonu, masif mermer ve

ofiyolitk kayaçları içeren A�ıgedi�i formasyonu, gabroyik kayaçlardan olu�an

Sineksizyayla Metagabrosu ve bütün birimi kesen Üçkapılı Granadiyorit’i olmak

üzere be� litolojik birime ayırmı�tır. Ni�de Grubu üzerine ofiyolitlerin yerle�mesi,

metamorfizma ve deformasyonun Senomaniyen öncesi gerçekle�mi� olması

gerekti�ini bildirmektedir.


7

�ekil 1.3.Çalı�ma alanı ve civarının sadele�tirilmi� genel jeoloji haritası (Bingöl,1978).

Çalı�ma alanıX


8

Yeti� (1978a), birime; Alada�lar’da çalı�mı� olan Blumenthal’in (1952)

Paleozoyik, Okay’ın (1955) Eosen Öncesi, Kleyn’in (1966) Hersiniyen Öncesi

ya�larını verdiklerini ifade ederek, bölgesel ölçekte dü�ünüldü�ünde, Ecemi� fay

Ku�a�ının do�usunda mostra veren Devoniyem ve Karbonifer kayaçlarının

metamorfizmaya u�ramadı�ını, dolayısıyla Ni�de Metamorfitlerinin Devoniyen ve

hatta Silüriyen Öncesi ya�ta oldu�unu bildirmektedir.

1.2.1.2. Alada� Birli�i

Özgül (1976), Anadolu’nun güney ve do�u kesiminin Toroslar Alp orejenik

ku�a�ını kapsayan çalı�masında, Toros’ları ayırtman stratigrafi özellikleri ve

kapsadıkları kaya birimleri açısından Bolkarda�ı Birli�i, Alada� Birli�i, Geyik da�ı

Birli�i, Alanya Birli�i, Bozkır Birli�i ve Antalya Birli�i olarak ayırmı�tır.

Çalı�ma alanı civarında Özgül (1976) tarafından belirlenen Alada� Birli�ine

ait Siyah Alada�, Beyaz Alada� ve Karanfilda� kireçta�ı bulunmaktadır.

Siyah Alada�lar Kireçta�ı, çalı�ma alanının kuzeyinde yaygın olarak

bulunmaktadır. Blumenthal (1952) “Kara Alada� Kireçta�ı” adını vermi�tir. Birimi,

Yeti� (1978a) “Maden Kireçta�ı”, Tekeli ve ark. (1984) “Siyah Alada� Kireçta�ı”

adıyla incelemi�tir.

Alt seviyelerinde farklı litolojik özelliklere sahip gri-ye�il-kahverengi sarı-

renkli bir bölümü, üst seviyelerinde koyu-gri-siyah renkli uniform bir bölümü içeren

ve terrejenik kırıntılarla ara tabakalı kireçta�larından olu�an Siyah Alada� kireçta�ı

düzenli ince-orta-kalın tabakalıdır (Tekeli ve ark. 1984). Üzerine Lütesiyen ya�lı

Kaleboynu Formasyonu açılı diskordansla gelir ve birimin kalınlı�ı 1000 m’nin

üzerindedir (Yeti�, 1984a). Tabakalanma ve kıvrım eksenlerinin farklı yönde

olu�undan, Maden Bo�azı’ında , Siyah Alada� kireçta�ı üzerindeki Beyaz Alada�

kireçta�ı’nın açısal diskordanslı bulundu�u kanaati vardır (Yeti�, 1978a). Tekeli ve

ark. (1984)’na göre, kireçta�ı Triyas ya�lı Küçüksu formasyonu uyumlu olarak

örtmektedir.

Yeti� (1978a), birimden derledi�i örneklere göre, birimin ya�ını Permiyen-

Alt Triyas olarak belirlemi�tir. Tekeli ve ark. (1984) bölgede yaptıkları çalı�mada alt


9

seviyelerdeki fosillerin Üst Devoniyen ya�ını verdi�ini, takip eden Alt-Orta

Karbonifer, Üst Karbonifer, Alt Permiyen, Üst Permiyen ya�ının foraminifer ve

alglerle temsil edildi�ini bildirmektedirler. Tekeli ve ark. (1984), Siyah Alada�

kireçta�ının açık platform ortamında çökelen bir istif olarak yorumlamı�lar ve

birimin epeirik bir deniz ortamında çökeldi�ini ara sıra de�i�en deniz seviyesinin

düzensiz de�i�imlerinin sedimantasyonu etkiledi�ini ifade etmi�lerdir.

Beyaz Alada� Kireçta�ı; �lk kez Blumenthal (1952) tarafından “Beyaz

Alada� Kireçta�ı” olarak adlandırılan birim için Okay (1955) ve Metz (1955) “Ak

Alada� Kireçta�ı adını kullanmı�lardır (Yeti�, 1978b). Tekeli ve ark. (1984) aynı

birime “Beyaz Alada� Formasyonu” adı altında incelemi�lerdir. Yeti� (1978) ise

Maden Bo�azı ile Karanfil Da�ı arasında yaygın olarak bulunan açık-koyu boz, orta

kalın tabakalı ço�unlukla masif görünümlü, makro fosil içermeyen, az mikro fosilli

istifi “Demirkazık Kireçta�ı” olarak tanımlamı�tır.

Beyaz Alada� kireçta�ı, beyaz-bej renkli, orta-kalın tabakalı, masif dolomit

ve dolomitik kireçta�ından olu�ur ve birim, Senoniyen istiflerini tektonik olarak

üzerleyip, yukarı do�ru dereceli olarak Sırçak Kireçta�ı’na geçer (Tekeli ve ark.,

1984). Bu birimin alt kenarı Ecemi� ve Cevizlik fayları nedeniyle sarp yamaçlar

olu�turmu�tur. Maden Bo�azı’nda birim Siyah Alada� kireçta�ı üzerinde açılı

diskordanslıdır. Beyaz Alada� kireçta�ının, batı kenarındaki Pozantı-Karsantı

Ofiyoliti ile dike yakın konumlu dokuna�ı Cevizlik fayı nedeniyledir. �ki birim

arasındaki dokanak boyunca ezilme ola�andır. Maden Bo�azı’nda Beyaz Alada�

kireçta�ını, üzerindeki Lütesiyen ya�lı Kaleboynu formasyonu ve Oligosen ya�lı

Çukurba� formasyonu ile açılı diskordanslıdır. Birimin kalınlı�ı ise 900-1500 m.

arasındadır (Yeti�, 1978b).

Yeti� (1978b), Beyaz Alada� kireçta�ından derledi�i örneklerde Üst Triyas-

Jura ya�ını saptamı�tır. Tekeli ve ark. (1984), birime Üst Triyas-Alt Jura ya�ını

vermi�lerdir. Bu istifin platform kıyısı yakınındaki veya kıyıdan biraz uzaktaki açık

veya sınırlı �elf lagünü ortamında çökelmi�tir (Tekeli ve ark., 1984).

Karanfil Da� Kireçta�ı, ilk kez Blumenthal (1946) tarafından adlandırılan

bu birim, Karanfil da�ı civarında en iyi mostraları verir ve Beyaz Alada� kireçta�ı ile

yanal geçi�lidir. �ki bölümün bulundu�u istifin alt bölümünde açık gri, masif


10

kireçta�ı ve dolomitler; üst bölümde ise, ince-kalın tabakalı ve gri renkli

kireçta�ı bulunur. Her iki bölümde çört yumruları içerir. Senoniyen istifleri

tarafından uyumsuz olarak örtülen istifin kalınlı�ı yakla�ık 1500 m.’dir (Tekeli ve

ark., 1984).

Alt kesimlerinde Üst Triyas ya�ını veren fosilleri içeren birimin, bu kesim

üzerinde yer alan kireçta�larının kalınlı�ı dikkate alınarak Alt Jura’ yı da temsil

etmektedir. Birimin alt kesimi resifal fasiyes özelliklerini, üst kesimi ise resif gerisi

platform fasiyesi özelliklerini göstermektedir (Tekeli ve ark., 1984).

1.2.1.3. Adana Baseni

Adana Baseni; batıda Ecemi� Fay ku�a�ı, kuzeyde Toros Da� Ku�a�ı ve

do�uda Amanos Da�ları ile sınırlanmı�tır. Güneyde ise muhtemelen Akdeniz’in

altından Kıbrıs’a kadar uzanmaktadır (Ünlügenç ve ark., 1990). Tersiyer ya�lı Adana

baseni, Paleozoyik ve Mesozoyik ya�lı temel kayaçlar üzerine uyumsuz olarak gelir.

Tersiyer, basende Oligosen-Pliyosen zaman aralı�ında çökelen sedimanter kayaçlar

ile temsil edilmekte ve Toros orojenik ku�a�ını olu�turan Paleozoyik-Mesozoyik

ya�lı temel kayaçların olu�turdu�u engebeli bir topo�rafya üzerine uyumsuz olarak

gelmektedir. Bu topo�rafya Miyosen’deki sedimantasyonu etkilemi� olup, havza

kenarındaki vadi ve çukurluklara Oligosen-Erken Miyosen evresinde, tamamiyle

karasal akarsu ve göl ortamlarını karakterize eden Gildirli ve Karsantı formasyonları

çökelmi�tir (Ö�rünç ve ark., 2000). Paleotopo�rafik yükseltilerde ve basenin kenar

kesimlerinde Erken-Orta Miyosen zaman aralı�ında Kaplankaya ile Karaisali

formasyonları, daha derin kesimlerde ise Cingöz ve Güvenç formasyonları

çökelmi�tir (Schmidt, 1961). Kaplankaya formasyonu, alttaki Gildirli formasyonu ile

uyumlu olup, üzerine gelen resifal nitelikli Karaisalı Formasyonu ile yanal ve dü�ey

geçi�lidir (Görür, 1979., Özer ve ark., 1974). Türbiditik çökelleri temsil eden Cingöz

formasyonunun iki adet denizaltı yelpazesi ile temsil edilmekte ve yukarı do�ru

incelen istifler sunmaktadır (Gürbüz, 1993). Güvenç formasyonu, Cingöz

formasyonuna ait denizaltı yelpazelerinin derin kesiminde ba�lar ve istifin üst

kesimlerine do�ru sı�la�arak Kuzgun formasyonuna a�ınmalı bir dokanakla geçer.


11

Güvenç formasyonu türbiditlerin olu�madı�ı alanlarda: resifal karbonatlardan olu�an

Karaisalı formasyonundan ba�layarak güneye do�ru önce derinle�en sonrada sı�la�an

bir istif ile temsil edilir. Tortoniyen ya�lı karasal, sı� denizel ve deltayik sediman

ardalanmasından olu�an Kuzgun formasyonu, Kuzgun, Memi�li ve Salba� tüf

üyelerine ayrılmı�tır (Yeti� ve Demirkol, 1986, Yeti�, 1988). Kuzgun formasyonu

üzerinde Handere formasyonuna ait sı� denizel kırıntılar ve evaporitik çökeller ile

akarsu sedimanları yer alır. Bütün bu Miyosen sedimanları Kuvaterner ya�lı taraça,

kaliçi olu�umları ve alüvyon tarafından örtülmektedir (Ö�rünç ve ark., 2000).

1.2.1.4. Ecemi� Koridoru Kayaçları

Çalı�ma alanı batısında bulunan Ecemi� Koridoru içerisinde farklı litolojik

özelliklere sahip Çamardı formasyonu, Karada� Volkanitleri, Mavra� Kireçta�ı

Üyesi, Kaleboynu Formasyonu ve Çukurba� Formasyonu yer almaktadır.

Çamardı formasyonu; ilk Olarak Kleyn (1966) tarafından “Çamardı

Formasyonu” adıyla tanımlanan birim Tekeli ve ark. (1984) ve Yeti� (1978b)

tarafından aynı adla fli� fasiyesindeki Orta-Üst Paleosen ya�lı bir birim olarak

tanımlanmı�tır. Birime Ku�cu (2001), Çamardı Çakılta�ı olarak adlandırmı�tır.

Ecemi� Fay Koridorunun batısında yüzeyleyen formasyon, Karada� Volkanitleri ve

Mavra� kireçta�ı ile birlikte Ulukı�la Grubunu olu�turur. Birim yakla�ık kuzey-güney

uzanımlı olup, ince orta tabakalıdır (Yeti� ve Demirkol, 1984). Çamardı Formasyonu

tabandaki metamorfik kayaçları uyumsuz olarak üzerler ve çakıllarını ço�unlukla

alttaki gnays, meta-ofiyolit parçaları ve granodiyoritten alan bir taban çakılta�ı ile

ba�lar. Hem çakıl hem de kumta�larının malzemesi ve hamuru metamorfik

kayaçlardan türedi�i için el örne�inde birime ait kayaçları metamorfitlerden ayırt

etmek oldukça güçtür (Ku�çu, 2001). Keskin (1997), Çamaradı formasyonunu

sedimanter özelliklerine göre 9 litofasiyese ayırmı�tır. Yanal olarak litoloji ve

kalınlık de�i�imleri gösteren Çamardı formasyonu 200-650 m. kalınlı�a sahip olup

birimler birbiriyle yanal ve dü�ey geçi�li ve çok yerde ardalanmalıdır (Korkanç,

1998). Ni�de Metamorfitleir ile diskordanslı olan birim üzerine Evliya Tepesi’nde

Lütesiyen ya�lı Kaleboynu formasyonu; Bademdere güneyinde ve Mahmatlı Köyü


12

kuzeyinde ise Oligosen ya�lı Çukurba� formasyonu açılı diskordansla gelir (Yeti� ve

Demirkol, 1984). Atabey ve Ayhan (1986) birime Paleosen-Lütesiyen, Yeti� (1978b)

ise Orta Üst Paleosen ya�ını vermi�tir.

Karada� Spiliti; Yeti� (1978b) birime Karada� Spiliti, Atabay ve Ayhan

(1986) “Ulukı�la Volkanitleri” Tekeli ve ark. (1984) Ulukı�la Formasyonu, Ba� ve

ark. (1986) “Ulukı�la-Çamardı Volkanitleri” adını vermi�tir. Volkanitler bazaltik lav,

yastık lav, aglomera ve andezitler ile olivinli bazalt, bazalt spilit melafir (ayrı�mı�

bazalt) den olu�mu�tur (Yeti�, 1978b). Petrografik özellikleri, trakit, dasit, andezit ve

bazalt bile�imlidir ve açık renkli minerallerden plajioklaslar ço�unlukta olup

karsbald ve periklin ikizleri yaygındır. Feldispatlar bozu�mu� olup, bozu�ma

ürünlerini kil mineralleri, serizit ve klorit olu�turur (Korkanç, 1998). Birim bir çok

yerde Çamardı formasyonu ile dü�ey ve yanal yönde geçi�lidir, üzerine ise taban

çakıl ta�ı düzeyi ile Çukurba� formasyonu diskordanslıdır. Birim içinde merceksel,

çokça agli Mavra� Kireçta�ı üyesi ayırtlanmı�tır (Yeti�, 1978b).

Mavra� Kireçta�ı Üyesi: Blumenthal (1946) tarafından ilk defa “Ba�makçı

Kireçta�ı” olarak adlandırılan birim, Yeti�, (1978a) tarafından Karada� Volkaniti

içerisinde üye mertebesinde “Mavra� Kireçta�ı” olarak adlandırılmı�tır.

Abdülselamo�lu (1962), birime Ba�makçı Kireçta�ı adını vermi�tir. Genelde açık gri

açık gri beyazımsı dı� görünü�lü, taze yüzeyi grimsi beyazdır. Dayanımı iyi birbirini

kesen sık ve düzensiz çatlaklı, güncel çatlaklar açık, eski çatlaklar ise kalsit

dolguludur. Birimde karstik erimeler görülür. Yer yer kompakt, yer yer de iyi ve

kalın katmanlıdır (Korkanç, 1998). Birim Yeti� (1978) e göre Orta-Üst Paleosen

ya�lıdır.

Kaleboynu Formasyonu; ilk olarak Blumenthal (1952) in “Paleosen

Kireçta�ı” olarak adlandırdı�ı birime “Kaleboynu Formasyonu” adını Yeti� (1978)

vermi�tir. Ecemi� fay Koridoru do�usunda kalın tabakalı kireçta�ı ile gev�ek

tutturulmu� çakılta�ı ve kumta�ıyla Siyah Alada� ve Beyaz Alada� kireçta�ları

üzerine uyumsuzlukla gelen birim, fayın batısında açılı uyumsuzlukla Ni�de

Metamorfitlerini ve Çamardı Formasyonu üzerinde milta�ı, çakılta�ı ardalanması ile

gelir ve kireçta�ları ile son bulur. Formasyona Demirta�lı ve ark., (1973) Üst

Lütesiyen; Yeti� (1978) ise Lütesiyen ya�ını vermi�tir.


13

Çukurba� Formasyonu: Ecemi� Fay Koridoru boyunca, KD-GB

do�rultusunda bir �erit halinde uzanan birime Yeti� (1978), “Çukurba� Formasyonu”

adını vermi�tir. Çukurba� formasyonu çakılta�ı, kumta�ı, silta�ı ve çamurta�ı ile

nadiren marn nöbetle�mesinden olu�ur. Birim farklı bölgelerdeki, farklı bile�imli

taneleri bünyesinde bulundurmasından dolayı farklı renklerde gözlenmektedir. Genel

olarak kahverengimsi-bordo kırmızımsı açık kahve ye�ilimsi gri, yer yer kırmızımsı-

sarımsı-boz renkli olan birim, olgunla�mı�, sert, orta dayanımlı, sa�lam, küt kö�eli

kırıklı ve yer yer orta gözeneklidir (Uçar, 2001). Bu birim Siyah Alada� kireçta�ı,

Kaleboynu formasyonu, Karada� Volkaniti üzerine uyumlu olarak gelir (Yeti� ve

Demirkol, 1984). Çukurba� Formasyonun alt kesimini olu�turan ince çamurta�ı, kaba

kumta�ı, ve konglomeralarda yapılan fasiyes analizlerinde örgülü ve menderesli

nehir çökellerinin varlı�ı tespit edilmi�tir ve bununla birlikte formasyonanun üst

seviyelerinde ince taneli kumta�ı, beyaz marn ve jipsler ile kömür damarları, playa

ve laküstrin ortamlarını vermi�tir (Yeti�, 1978a).

1.2.2. Allokton Birimler

Çalı�ma alanı çevresindeki allokton kayaç birimlerini, tabandan tavana

do�ru, Ofiyolitik melanj, metamorfik dilim ve Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içersinde

bulunan kayaçlar olu�turmaktadır.

1.2.2.1. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti

Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin de içerisinde bulundu�u Do�u Akdeniz’deki

Tetis Okyanusu ofiyolitleri iki gruba ayrılmaktadır. Bitlis-Zagros çarpı�ma zonunda

yer alan birinci grup ofiyolitleri, Troodos (Kıbrıs), Bear-Bassit (Suriye) ve Kızılda�

(Hatay) ofiyolitleri olu�turmaktadır (Dilek ve Moores, 1990). �kinci grubu ise Toros

ku�a�ı Ofiyolitleri (Juteau, 1980) olan Antalya, Bey�ehir, Ali Hoca, Mersin ve

Pozantı-Karsantı ofiyolitleri olu�turmaktadır (Dilek ve Moores, 1990; Parlak ve

Delolaye, 1999). Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve Mersin ofiyoliti aynı orijinli olup

bölgeye yerle�tikten sonra Orta Eosen’den itibaren (Lütesiyen), Ecemi� Fayı ile bir


14

bölümü güneye kaymı�tır (Çakır, 1978., Yeti�, 1984). Pozantı-Karsantı Ofiyoliti,

Adana Baseni kuzeyinde Orta Toros sırada�ları içerisinde GB-KD yönünde yer

almaktadır (�ekil. 1.4. ). Ofiyolit, KG yönünde 80 km uzunlu�unda ve DB yönünde

olup, en geni� yerinde 25 km eninde ve yakla�ık 1300 Km2’lik bir alanda

yüzeylemektedir. Üst Kretase ya�lı Pozantı-Karsantı Ofiyolitin (Juteau, 1980; Dilek

ve Moores, 1990; Polat ve Casey, 1995) sınırlarını, batıda do�rultu atımlı sol yönlü

Ecemi� Fay koridoru içerisinde bulunan Oligosen ve Neojen çökelleri ve Tersiyer

volkanızmasına ait andezit akıntıları ile kuzey ve do�uda Paleozoyik ya�lı Toros

kireçta�ı kayaçları ile bindirme sınırlı ve güneyde Neojen ya�lı Adana Baseni

sedimanları ile kaplıdır (Ovalıo�lu, 1963; Bingöl, 1978 Çakır, 1978; Çataklı; 1978,

Polat ve Casey, 1995).

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti; ofiyolitik olmayan sedimanter ve volkanik

kayaçlardan olu�an bir tabanla Paleozoyik ve Mesozoyik kireçta�ları üzerine tektonik

olarak oturmu�tur. Alt üniteyi porfiroklastik ve onun üstündeki granoblastik

harzburjitler olu�turur. Bu ünite üzerine ço�u kez tektonik dokanaklı dünit,

piroksenit ve gabrolardan olu�an kümülatik seri gelir. Gerek tektonitler ve gerekse

kümülatlar sayıları binleri bulan izole ve nadiren gruplar halindeki dolerit-diyabaz

daykları ile kesilmi�lerdir. Bu iki ünitenin içinde ve ço�u kez üstünde yer yer

ekaylanmalarla yerle�mi� metamorfik kayaçlar ve nihayet çok yerde a�ınmasına

ra�men en üstte bazaltik lavlar görülür (�ekil 1.5) (Anıl, 1990).

1.2.2.1. (1)Tektonitler

Harzburjit

Pozantı-Karsantı Ofiyolitinde birbirini tamamlayan bölgeler �eklinde

doktora çalı�ması yapan Bingöl (1978), Çakır (1978) ve Çataklı (1978) tarafından

yapılan çalı�malarda harzburjitlerin porfiroklastik ve granoblastik olarak 2 farklı

dokuda oldu�u belirtilmektedir.

Harzburjitler; olivin (%70-80), ortopiroksen (%15-25), klinopiroksen (%1)

ve kromit (maksimum % 5)’ten olu�maktadır.


15

�ekil 1.4. Toros Ku�a�ı içerisindeki ofiyolitlerin co�rafik konumları.A-Toros sırada�ları içerisindeki ofiyolitler (Dilek ve Moores, 1990).B-Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve çevresi uydu foto�rafı (www.nasa.org.).

KARA DEN�ZA

B


16

�ekil. 1.5. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve taban kayaçları dikme kesiti (Bingöl, 1978;Parlak ve ark., 2002).


17

Porfiroklastik Harzburjitler: Arazide kırmızımsı sarı rengiyle karakteristik

ve kalınlıkları yakla�ık 2000m olan porfiroklastik harzburjitlerde lineasyon ve

deformasyon yaygın olarak görülür. Harzburjitler içerisindeki kristallerde

deformasyondan dolayı uzama ve e�ilme yapıları görülür ve granoblastik

harzburjitlere göre daha az deforme olmu�lardır.

Granoblastik Harzburjitler; yakla�ık kalınlıkları 4000 m olan granoblastik

harzburjitler ile porfiroklastik harzburjitler birbirine geçi�li fakat kümülat kayaçlarla

olan dokanakları belirgindir. Serpantinle�menin artması ve deformasyon yapılarının

ço�alması granoblastik harzburjitler için sahada ayırtman özelliktir (Billor, 1999).

Dunit

Çataklı (1983), Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki dunitleri kökenleri ve

harzburjitlerle olan köken ve konumlarına göre üç farklı yapıda oldu�unu

bildirmektedir.

�zole dunitler; kalınlıkları 2-70 cm ve uzunlukları birkaç 10 m’dir.

�çerisinde maksimum % 5’e kadar klinopiroksen içermektedir.

Uyumlu dunitler; 20-30 m kalınlı�ında ve 1m’den daha kalın harzburjitlerin

tüm seviyelerinde görülmektedir.

Uyumsuz dunitler; ba�lıca iki çe�ittir. Birinci tipteki cepler �eklinde, küçük

boyutlu (cm-dm) olup, granoblastik harzburjitler içinde görülür. Boyutsal olarak 300

metre çapa kadar ula�ır ve porfiroklastik harzburjitler içinde daha yaygın olarak

görülüler (Anıl, 1986).

1.2.2.1. (2) Kümülatlar

Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki ultramafik kümülat kayaçların toplam

kalınlı�ı 2200-3300m arasında de�i�mektedir (Bingöl, 1978; Çataklı, 1983). Kümülat

kayaçlar dunit, verlit, olivinli klinopiroksen, klinopiroksenit ve olivinli vebsterittir.

Kümülatların mineral kimyası analizlerine göre Mg# (Mg/(Mg+Fe)) de�erleri bir

gruptan di�er gruba sistematik olmayan de�i�iklikler göstermektedir. Tüm ultramafik

kümülat kayaç grupları adkümülat tekstür özelli�inde ve farklı oranlarda serpantinle�me


18

göstermektedir. Dünitler, % 95 olivin ve %5 oranında krom spinel ile

ortopiroksenden (enstatit)’ten meydana gelmi�tir. Krom spinel kayaç içerisinde

saçınımlı ve mm-cm boyutunda kromit bantlarından olu�maktadır. Verlit, 3-5 mm

tane boyutunda ∼%70 olivin, 2-6 mm tane boyutunda ∼%25 klinopiroksen ile

ortopiroksen (% 5>)’den olu�maktadır. Olivinli piroksen, 2-10 mm tane boyutunda

∼%85 klinopiroksen, ∼%12 olivin ve ∼%3 oranında ortopiroksenden olu�maktadır.

Klinopiroksenit, 2-9 mm tane boyutunda ∼%95 klinopiroksen, ∼%2 olivin ve ∼%1

ortopiroksenden olu�maktadır. Olivinli vebsterit, 2-6 mm tane boyutunda ∼%50

klinopiroksen, 1-5 mm tane boyutunda ∼%25 olivin ve 2-6 mm tane boyutunda

ortopiroksenden olu�maktadır (Parlak ve ark., 2002).

1.2.2.1.(3) Dayklar

Pozantı-Karsantı Ofiyolitini olu�turan tektonit ve kümülat kayaçları KD-GB

yönünde yönelime sahip ve kalınlıkları 1-10 m arasında de�i�en kalınlıktaki diyabaz

daykları tarafından kesilmi�tir (Çataklı, 1983).

Daykların birincil mineralleri hidrotermal alterasyon sonuçu de�i�erek

hornblend ile albit, klorit, serizit ve epidottan meydana gelmi�tir. Dayklar genellikle

intergranüler ve ofitik doku yapısında ve plajioklas (%60-65), klinopiroksen (%30-

35), amfibol (%3-5) ve Fe-Ti oksitler (≅ %1)’den olu�maktadır. Diyabaz daykların

kenarında zayıf bir so�uma kenarı ve holokristalin doku olmasından dolayı, ofiyolitin

içerisine yerle�imi sırasında daykların so�umamı� oldu�unu göstermektedir

(Dilek ve ark., 1999). Dayklar jeokimyasal özellikleri bakımından subalkalin/toleyitk

özellikte ve subalkalin bazaltik ve bazaltic-andezitik bile�imindedir (Parlak, 2000).

1.2.2.1.(4) Volkanik Kayaçlar

Pozantı-Karsantı ofiyolitin batı kesiminde bulunan volkanik kayaçları ilk

defa Blumenthal (1952) ve Çataklı (1983) tarafından varlı�ı bildirilmi�tir. Volkanik

kayaçlar petrografik özelliklerine göre bazik lavlar, alkalin bazaltlar, ara bile�imli ve


19

asit bile�imli lavlardan meydana gelmi�tir. Bazik lavlar mineralojik olarak

klinopiroksen, olivin ve 1/3 oranında plajioklas (mikrokristalin)’den olu�maktadır.

Alkalin bazaltlar, bazik lavlardan klinopiroksen ve olivinin yüzde olarak azalması,

plajioklas yüzdesinin 1/3’ün üstüne çıkması ve plajioklas kristallerinde feno ve

mikrofeno kristallerinin ortaya çıkması gibi farklılıklarla ayrılır. Ara bile�imli lavlar,

makroskopik olarak bazaltik bir görünü�te olup, bazik lavlardan en farklı özelli�i

plajioklas yüzdesinin artmasıdır. Asit lavlar, çok nadiren görülen bu çe�it daha çok

albitli trakit bile�imindedir (Anıl, 1986). Petrolojik ve jeokimyasal özelliklerine göre

iki tip bazaltik kayaç bulunmaktadır. Birinci grup, kuvars-hipersten içeriklerine göre

kuvars-toleyitik, ikinci grup ise olivin içeriklerine göre olivinli toleyittir.

Teknomagmatik diyagramlara göre, birinci grup kayaçlar dalma batma zonunda

(SSZ) ikinci grup kayaçlar ise yay gerisi basende olu�mu�tur (Parlak ve ark., 2001).

1.2.2.1.(5) Kromit Yatakları

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde bulunan kromit yatakları co�rafik

konumları itibariyle be� bölgeye ayrılır (Ovalıo�lu, 1963). Bu yataklar içerisinde

dönem dönem açılıp kapanan farklı boyutta ve özellikte kromit cevheri içeren

yüzlerce ocak oldu�u bilinmektedir.

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki kromit yatakları, seyrek olarak

50.000-60.000 tonu a�an fakat ço�u 10.000 ton’un altında yataklar �eklinde

görülmektedir. Ancak, yanal devamlılı�ı olan tenörleri oldukça dü�ük

(% 9-22 Cr2O3) fakat rezervleri ofiyolitik kromitler için oldukça büyük (1 milyon

ton’un üstünde) dunitik kümülatların tabanında kromit yatakları (Akinek da�,

Tekneli ve Sarı çoban) bulunmu�tur (Anıl, 2001).

Kromit yatakları iki farklı ortamda bulunurlar. Birincisi tektonik

harzburjitler içerisinde düzensiz yapıda podiform kromitler, ikincisi ise kümülat

dunitlerle birlikte bulunan stratiform kromitlerdir (Çakır, 1978., Bingöl, 1978).

Podiform kromitler; harzburjitler içerisinde yer alan podiform kromitler genellikle

foliasyona uyumlu bir konumdadır. Podiform kromitler masif, saçınımlı ve nodüler

yapıdadır (Çakır, 1978). Anıl (1990) tarafından kromit cevhere ait çe�itli ocaklardan


20

alınan örneklerde yapılan kromit mineral kimyası analizlerinde Cr2O3 % % 46.55-

60.65, Al2O3 % 8.44-22.20, Fe2O3 % 1.13-5.06, FeO % 8.35-13.63, MgO % 12.47-

16.09 ve TiO2 % 0.00-0.24 arasında bulundu�unu tespit etmi�tir.

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde düzensiz yapıda bulunan kromitlerin

harzburjitik tektonitler veya dunitler içinde bulundu�u, hemen hepsinin kalınlıkları

10-200 cm dunitik zarflarla çevrelendi�i görülmü�tür (Anıl, 2001).

Stratiform kromitler; Kümülat dünitler içerisinde yer alırlar ve saçılmı� ve

masif yapıdadırlar, bu tür kromitler genellikle birkaç dm kalınlıkta tabakalardan

yapılmı� masif kromit, sacınımlı kromit ve dunit ardalanması �eklinde geli�mi�

kümülatif istif sunarlar (Çakır, 1978., Bingöl, 1978). Parlak ve Ark.(2002) kümülat

ultramafik kayaçların içerisindeki kromit bantlarının içerisindeki kromit kristallerinin

mineral kimyası analiz sonuçlarının Cr2O3 % 57.5-59.1, Al2O3 % 10.1-10.8, Fe2O3

% 2.79-3.88, FeO % 13.8-17.63, MgO % 10.4-12.9 ve TiO2 % 0.13-0.2 arasında

de�i�ti�ini bildirmektedir.

1.2.2.2. Metamorfik Dilim ve Ofiyolitk Melanj

Metamorfik dilim; Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin tabanında yer yer ince

�eritler halinde uzanan ye�il�istlerin ve amfibolitlerin hakim oldu�u, meta çört ve

mermer ara tabakalı metamorfik istifler bulunur (Tekeli ve ark., 1984). Metamorfik

dilim kayaçlarının kalınlı�ı 400-500 m arasında ve mineral parajenezlerini ise

amfibolit-ye�il�ist fasiyesinde ters metamorfik zonlanma görülür (Çelik ve Delaloye,

2001).

Ofiyolitik Melanj; Bölgeye Üst Kretase (Maestrihyen)’de yerle�en Pozantı-

Karsantı Ofiyoliti ile daha önce çökelmi� olan kireçta�ları ile olan donakların da

melanj karakterine sahip birimler olu�turmu�tur (Çataklı, 1983). Ofiyolitk melanj

ultramafik-mafik bile�imli, üzerinde metamorfik istifler ta�ıyan nap karakterlidir ve

Senoniyen’ de güneyden kuzeye do�ru ilerleyen ofiyolit naplarının olu�turdu�u ani

alçalma ve yükselmelerde, platfrom temel üzerinde geli�en tava �ekilli Senoniyen

havzasında bol ofiyolitk malzemelerin ve melenj karakterli olistrosromal’dan

meydana gelir (Tekeli ve ark., 1984).


21

Litolojik, karakter, blokların kökeni ve bunları çevreleyen matriks,

deformasyon �ekli ve arazi ili�kilerine göre melanj;

Üst tektonik dilim,

Orta tektonik Dilim

Alt tektonik dilim,

�eklinde üç tektonik dilimden meydana gelir (Polat ve ark. 1996).

1.3. Yapısal Jeoloji

Çalı�ma alanı bölgesinde en önemli jeolojik yapısal unsur Ecemi� Fay

Koridoru olup, bu fay koridorunun önemli faylarından Cevizlik Fayı çalı�ma alanının

batı sınırını olu�turmaktadır. Ecemi� Fay Zonu, Kuzey Anadolu Fayı ve Do�u

Anadolu faylarından sonra ülkemizin önemli do�rultu atımlı faylarından birisidir.

�aro�lu ve ark., (2001)’na göre genel özellikleri açısından bir rift vadisi ve

Jaffey ve Robertson (2001)’e göre ise güney bölümleri graben ve kuzey bölümleri

yarı graben yapısındadır. Ecemi� Fay Koridoru, Orta Toroslar ve Güney Orta

Anadolu’daki neotektonik dönem olayları ve Anadolu’nun genelindeki olaylar ile

uyumludur. Yapısal ve morfolojik özellikleri göz önüne alınarak Demirkazık,

Kamı�lı ve Pozantı segmenti olmak üzere üç alt bölüme ayrılır (�aro�lu ve ark.,

2001).

Yeti� (1978b)’e göre Ecemi� Fayı, bölgede bulunan Lütesiyen ya�lı

Kaleboynu Formasyonun fayın do�u ve batı bloklarında yakla�ık kar�ı kar�ıya

bulunmasını baz alarak fayın bölgede yakla�ık 80±10 km.’lik sol yönlü bir do�rultu

atıma sahip oldu�unu bildirmektedir. Ara�tırmacı fayın Paleosen sonrası ve

Lütesiyen öncesi oldu�unu açıklamı�tır. Bölgede çalı�malar yapan Koçyi�it (2001)

Ecemi� Fayı’nın atımının 74 km oldu�unu bildirmektedir. Westaway, (1999) ise

fayın Eosen’de toplam 62 km atım kazandı�ını bildirmektedir.

Ecemi� Fay Zonu’nun batı blo�undaki Ni�de masifi, Kaledoniyen ve

Hersiniyen Orojenezlerinden kıvrımlanma ve Alpin Orejenezinden kırılma �eklinde

etkilenmi�lerdir. Do�u blokta temeli olu�turan üst Palazoyik ya�lı kireçta�ları

Laramik Fazı ile kıvrımlanmı�lardır. Bunun üzerindeki Alt Triyas-Alt Kretase ya�lı


22

Alada� birimleri Austrik veya Laramik fazında geni�çe kıvrımlanmı�lardır. Ofiyolit

yerle�mesi Subhersinik Fazı ile ili�kilidir. Alpin ortası fazlar, daha önceden olu�mu�

kimi fayları yeniden hareket geçirmi�tir. Bölge Pliyosen sonrası yükselme ve

açılmalar geçirmi�tir. Kuvaterner’e ait birikme ve yıpranma �ekilleri, Pasadenik

Fazı’nın dü�ey hareketiyle ili�kili geli�mi�lerdir. Bölge bu�ün yükselmekte

oldu�undan akarsu a�ı güçlü bir çentilme evresindedir. Ecemi� Fay Zonu boyunca

yakın tarihteki depremler özellikle ‘levha arası do�rultu atımlı faylanmayı’ belirtir

(Yeti�, 1978b)

2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ

23

2. ÖNCEK� ÇALI�MALAR

Blumenthal (1946), Pozantı (Adana)-Çamardı (Ni�de) arasında yer alan

Karanfilda�’ın genel jeoloji çalı�masında, Karanfilda�’ın 1000 m’den fazla bir

kalınlı�ında kireçta�ından olu�tu�unu ve yer radyolitlerin görüldü�ünü

bildirmektedir. Ayrıca Karanfilda�’ın altdan üstte do�ru Masif kireçta�ı, tabakalı

kireçta�ı ve en üstte ise kireçta�ları birlikte radyolarit serisinden meydana geldi�ini

bildirmektedir.

Heissleintner (1955), Pozantı-Karsantı bölgesindeki kromit yataklarını

incelemi�tir. Bu incelemeler genelde kromit ocak ve mostralarına yapılan kısa teknik

geziler �eklinde olmu�, yapılan gözlemler ile genel sonuçlar çıkarılmaya çalı�ılmı�tır.

Yazara göre kromitin içerisinde bulundu�u masifin ya�ının Paleozoyik olarak

belirlemi�tir.

Metz (1955), Alada�lar ve Karanfilda�’ın yapısında ve Pozantı-Karsantı

Ofiyoliti’nin batı kesimini olu�turan ve yazar tarafından Mazmılı peridoti olarak

adlandırdı�ı bölgenin genel jeolojisini çalı�mı�tır. Yazar, Alada�ların güneye bakan

kesimleri ile Karanfilda� do�usunda yakla�ık G-K yönünde bir çok tektonik

hareketin oldu�unu ve buna ba�lı olarak makaslanmaların bulundu�unu ve Solaklı

Köyü civarında Mazmılı Peridotitinin temeli olu�turdu�unu bildirmektedir.

Borchert (1961), Bölgedeki kromit yatakları hakkında genel jeolojik

incelemeler yapmı�tır. Bölgedeki masifin bugünkü konumlarına intrüzyonla

yerle�ti�ini ve masifin ya�ını Üst Kretase-Eosen oldu�unu kabul etmi�tir.

Ovalıo�lu (1963), Pozantı-Karsantı Ofiyolitini Almanya’da yaptı�ı doktora

tezinde ofiyolit içerisindeki kromit cevherini co�rafik konumlarından dolayı be�

önemli bölgeye ayırmı�tır. Bunlar;

-Kavasak-Akinekda�,

-Çe�-Cehennem,

-Fındıklı- Çatalardıç,

-Koparan-Uzundamar,

-Mercelida�-Sofulu gruplarıdır.


24

Yazar tarafından yapılan bu co�rafik gruplama günümüzde hala geçerlili�ini

devam ettirmektedir.

Akın ve Ark. (1974), Çanakpınarı, Kızılyüksek, Dorucalı Ocaklarını ve

Akinekda� Da� içerisine alan 40 km2’lik bir alanda kromit cevherle�mesi ile ilgili

ekonomik amaçlı ve ayrıntılı harita alımı yapmı�lardır.

Çabuk ve Ark. (1977), Çanakpınarı, Kızılyüksek, Kavasak, Dorucalı

Ocakları ve çevresindeki kromit cevherlerinin ekonomiklili�ini incelemi�ler ve

cevherle�menin rezerv hesaplama çalı�masını yapmı�lardır. Masif içerisinde bulunan

kayaçları kökenlerine göre, magmasal tabakalı kayaçlar (kümülatlar) ve tektonitler

olmak üzere iki gruba ayırmı�lardır. Kümalatlar ve tektonitler arasındaki dokana�ın

faylı oldu�unu ileri sürmü�lerdir. Kromit yataklarının, dunitik zonlarla ba�lı olarak

geli�ti�ini gözlemi�lerdir. Ayrıca bölgenin 1/10 000 ölçekli jeoloji haritasını

yapmı�lardır.

Bingöl (1978), Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin do�u kesiminde 300 km2 ‘lik

bir alanın ayrıntılı jeoloji haritasını yaparak, masifin bu kesiminin petrografik ve

mineralojik incelemesini yapmı�tır. Yazara göre, çalı�ma alanı Pozantı-Karsantı

Ofiyolitinin tamamında oldu�u gibi iki gruba ayrılmı�tır. Birincisi, primer birlik;

Litosferin büyüme zonunda meydana gelmi� olup, tektonit kümülat ve bunların

tabanında tektonik mercek ve kamalar �eklinde bulunan volkona-sedimanlardan

meydana gelmi� ve normal bir ofiyolitin içerisinde bulunan dayk komplekse

rastlanmamı�tır. �kincisi ise, ofiyolitik birli�in okyanus periyodu esnasında meydana

gelen kayaçlar olarak ise; metamorfitler ve diyabaz dayklarından olu�tu�unu

belirtmi�tir.

Çakır (1978), Pozantı-Karsantı ofiyolitinin, Bingöl’e ait çalı�ma alanın

kuzeyini olu�turan bölgede ayrıntılı petrografik ve mineralojik incelemesini

yapmı�tır. Ayrıca bölgedeki kromit ocaklarının ayrıntılı jeolojik çalı�masını

yapmı�tır.

Yeti� (1978 a), Yaptı�ı doktora tezinde, Ecemi� Ku�a�ının içerisindeki

birimlerin stratigrafisini ve Ecemi� Fayının özelliklerini ara�tırmı�tır. Bölgedeki en

ya�lı birimin Alt Paleozoyik ya�lı Ni�de Metamorfitleri oldu�unu belirtmi�tir. Ni�de

Metamorfitleri üzerinde Orta Paleosen-Alt Eosen ya�lı Ulukı�la grubunun


25

bulundu�unu ve Çamardı formasyonu, Karada� Spiliti ve Mavra� Kireçta�ı üyesini

ayırtlamı�tır. Fay Ku�a�ının Do�u Blokun da Permiyen-Erken Triyas ya�lı Maden

kireçta�ı’nın temeli olu�turdu�unu belirlemi�tir. Üst Triyas-Kretase ya�lı Demirkazık

Kireçta�ı üzerine Kampaniyen sonrası Üst Mestrihyen öncesi Mazmılı Ofiyolitinin

bindirmeli olarak bulundu�unu saptamı�tır. Ecemi� Fayı boyunca Lütesiyen ya�lı

Kaleboynu Formasyonu, Oligosen ya�lı Çukurba� ve Miyosen ya�lı Burç

Formasyonu yer aldı�ını ve Kuvaterner’de ise taraçaların olu�tu�unu belirlemi�tir.

Tekeli (1980), Alada�’ların yapısal evrimi ile yaptı�ı çalı�mada, bölgeyi

yapısal evrim olarak üç farklı dönemin etkin oldu�unu, bu dönemleri; Üst Triyas-Alt

Kretase zaman aralı�ını kapsayan duraylı kıta kenarı, ikincisi ise Senoniyen’de, kıta

kenarının bozulmasını ve ilk ofiyolit yerle�mesini kapsayan dönem de kıta kenarı

blok faylanmasına u�rayarak çökmü� ve �elf ortamına ait platform tipi karbonatlar

üzerinde geli�en Senoniyen havzasına çökelme yoluyla ilk ofiyolit malzemesi

yerle�erek ofiyolitli melanjı olu�turdu�unu ve üçünçü dönemde ise Maestrihyen’de

gerçekle�en kıta kenarı naplanması ve peridotit napının yerle�mesi olaylarını

kapsadı�ını bildirmektedir.

Çapan (1981), Toros Ku�a�ı içerisinde bulunan Marmaris, Mersin, Pozantı,

Pınarba�ı ve Divri�i Ofiyolitlerindeki 100 peridotit, 15 piroksenit, 25 gabro 22

dolerit 19 yastık yapılı bazalt ve 16 amfibolit olmak üzere 197 adet örnekteki majör

element analizlerini “ortalamalar farkı testi” (Schaffe testi) ile istatiksel olarak

yorumlamı�tır. Test sonucu peridotitler için, Marmaris ile Pozantı, Marmaris ile

Mersin, Mersin ile Pınarba�ı ve daha ileri derecede Marmaris ile Divri�i masifleri

arasında % 95 güvenirlik sınırında önemli farklılıklar bulundu�unu savunmu�tur.

Tekeli (1981), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tabanında bulunan melanjı,

Alada� Ofiyolitli Melanjı olarak adlandıran yazar, melanjı üç bölüme ayırmı�tır.

Bunlar alttan üstte do�ru: düzgün taban istifi, olistosrom bölüm ve kaotik bölümdür.

Melanjın olu�um ortamı için duraylı bir kıta kenarının bozulması a�amasında Üst

Triyas-Alt Kretase ya�taki kıta �elfine ait karbonat platformunun üzerinde geli�mi�

olan Senoniyen havzası oldu�unu ileri sürmektedir. Ayrıca melanjın temelini

olu�turan karbonatlarla çökelme dokanaklı oldu�unu ve bu nedenle melanj kaya


26

stratigrafi birimi özelliklerini bugün bulundu�u ortamda kazanmı�, otokton bir birim

olarak de�erlendirmektedir.

Akın (1983), Çanakpınarı, Kavasak ve Dorucalı kromit ocaklarının görünür,

muhtemel ve mümkün rezervlerinin tespit edilmesi için bir çok sondaj, galeri ve

yarma çalı�ması yapmı�tır. Ayrıca bölgedeki tektonik olaylar ayrıntılı olarak

incelenmi�, faylanmalar ve cevher yatakları arasında ili�kileri incelemi�tir.

Çataklı (1983), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti üzerinde ara�tırmalar yapmı� ve

bu birimin bölgeye Üst Maestrihtiyen de allokton olarak yerle�ti�ini saptamı�tır.

Yazar bölgedeki masif üzerindeki en kapsamlı çalı�mayı gerçekle�tirmi� olup, birli�e

ait tüm kayaçları ayrıntılarıyla incelemi� ve mineral kimyası analizleri yapmı�tır.

Juteau ve Ark., (1985), Toros ku�a�ı içerisinde yer alan ofiyolitlerin

üzerlemesi hakkında jeolojik ve kronolojik çalı�malar yapmı�tır. Ara�tırmacılara

göre ofiyolitlerden elde edilen yapısal ve jeokronolojik veriler ile platform istifinden

bazen ofiyolit altı pencerelerden, bazen de tektonik birimlerdeki istiflerden

teleskoplama ile sa�lanan stratigrafik ve yapısal veriler, Toros ku�a�ındaki ofiyolit

üzerlemesi ve onu izleyen bindirmeler hakkında jeolojik sınırlamaları

belirlemektedir. Bu bulguları sonucunda üç farklı ortama koymu�tur. Birincisi,

ofiyolitlerde Senoniyen öncesi devirde K-G do�rultulu transform faylarla ötelenen

D-B uzanımlı yı�ı�ım sonunda ofiyolitler olu�mu�lardır. �kincisi, Tetis Okyanus

kabu�unun okyanus içi dilimlenmsi 104-90 M.Y(Milyon Yıl). aralı�ında olu�mu�,

böylelikle gelecekteki metamorfik temel ile harzbujitlerdeki dü�ük sıcaklık

foliasyonu gerçekle�mi�tir. Kuvarsitlerdeki mikro-strüktürel analizler bindirmenin

kuzeyden güneye do�ru oldu�unu belirtmektedir. Üçüncüsü ise, tüm ofiyolit

istiflerini ve lokal olarak bazen metamorfik temelinde kesen fakat platfrom istifini

kesmeyen izole, toleyitik yay tipi dayklar Kampaniyen sırasında (80-75 M.Y.)

sokulum yapmı�lardır.

Anıl (1986), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki bantlı kromit

cevherle�mesini incelemi�tir. Bölgedeki ofiyolit içerisindeki kayaçların, ba�lıca

tektonit ve kümülatlardan olu�tu�unu ve genel uzanımlarının KB-GD olan bir çok

izole dolerit-diyabaz daykları ile kesildi�ini belirtmi�tir. Bölgede görülen kromit

bantlarının olu�umunda, magma odası tabanının stabil olmadı�ını ve magmatik


27

konveksiyon akımlarının aktif oldu�unu savunmu�tur. Çalı�ma alanı (Tekneli ve

Sarıçoban Dere kromit yatakları) çevresindeki dü�ük tenörlü ve önemli rezervlere

sahip stratiform kromit yataklarıyla ili�kili oldu�undan söz etmi�tir. �kisinin de aynı

dunitik birime ait oldu�unu söylemi�tir.

Anıl ve Ark. (1987), tarafından yapılan çalı�ma da Pozantı-Karsantı

ofiyolitindeki Gerdibi Grubu içerisindeki kromit yataklarının jeoloji ve

metalojenisinin incelenmesi �eklinde gerçekle�tirilmi�tir. Bölgedeki Ofiyolitik

serinin etkili deformasyona u�raması sonucunda fazlaca serpantinle�meden

bahsedilmektedir. Çalı�ma alanı ve çevresinde iki tip kromit yataklarının görüldü�ü

sonucuna varılmı�tır. Bunlardan birincisi olan podiform kromit yataklarındaki

cevherin tenörü, ikinci tip olan stratiform cevher yataklarındakinden yüksek

oldu�unu belirlemi�tir. Podiform cevher yatakları, harzburjitler içerisinde dunitik

bantlarla çevrili �ekilde, stratiform tipi cevher yatakları ise kümülatlar içerisindeki

dunitler içerisinde geli�tiklerini belirtmektedir.

Akay ve Uysal, (1988), orta Toroslar post-Eosen dönemde, muhtemelen Üst

Eosen-Alt Oligosen, Langiniye, Üst Tortoniyen ve Üst Pliyosenden günümüze olmak

üzere dört ayrı sıkı�ma döneminin etkisinde kaldı�ını, Üst Eosen-Alt Oligosen

sıkı�ma döneminde yanal ve normal atımları olan e�lenik iki fay karakterindeki

Ecemi� ve Bey�ehir faylarının geli�mi� oldu�unu, bunların K-G do�rultuda bir

sıkı�maya neden oldu�unu bildirmektedir.

Demirkol (1989), Pozantı-Karsantı-Karaisalı arasında yer alan karbonat

platformunun stratigrafisi ve jeolojisini incelemi�tir. Yazarın çalı�ma alanının kuzey-

kuzeybatısında iki ayrı mostrası bulunan ofiyolitik kayaçları, serpantinle�mi�

ultramafik ve mafik bile�imli bir kayaç toplulu�undan olu�tu�unu bildirmektedir.

Yaygın kaya türlerini; harzburjit, dunit, piroksenit, gabro ve diyabaz dayk

kümelerinden olu�tu�unu ve harzburjitlerin genelde iyi geli�mi� foliasyon ve

lineasyon sınırları içerisinde yer yer dunit ara katmanları ile izoklinal kıvrımlanma

gözlendi�ini bildirmektedir. Ayrıca çalı�ma alanındaki ofiyolitik kayaçların Kızılda�

melanjı üzerine bindirmeli oldu�unu, üzerine Adana Baseni Tersiyer istifinin gölsel

nitelikli kırıntılı-karbonatlardan olu�an Karsantı formasyonu heterolitik diskordanslı

olarak geldi�ini bildirmektedir.


28

Anıl (1990), Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda� (Hatay) ofiyolitlerindeki

kromit yataklarının morfolojik-yapısal ve jenetik özellikleri ile incelemi� ve Akdeniz

bölgesindeki benzer kromit yatakları kar�ıla�tırmasını yapmı�tır. Bazı bölgesel

farklıklara ra�men, Pozantı-Karsantı ve Mersin Ofiyolit komplekslerindeki kromit

yataklarında, Hatay Bölgesi’ndeki bir çok yataktan daha fazla Cr2O3 içeri�i

saptamı�tır. Bu özelli�i ile bu iki masifi Türkiye’deki di�er bazı kromit

bölgelerindeki (Fethiye, Marmaris, Antalya gibi) yataklardan Cr2O3 içeri�i

bakımından daha zengin oldu�unu belirlemi�tir. Bu üç masifteki tüm ocakların bir

bütün olarak ele alındı�ında ise, di�er Akdeniz tipi yataklarla global ölçekte büyük

benzerlikler gösterdi�ini belirlemi�tir.

Ünlü�enç ve Demirkol 1991, Karsantı, Akdam ve E�ner (KKD Adana)

dolaylarının stratigrafik incelenmesinde çalı�ma alanı içerisinde kalan ofiyolitik

melanj ve ofiyolitik kayaçlarında genel jeoloji çalı�ması yapmı�lardır. Ofiyolitik

melanjın; kireçta�ı olistolitleri, serpantinle�mi� ultrabazikler, derin deniz ve volkanik

kökenli kırıntılılar, radyolarit ve ayrı�mı� ofiyolitik kayaçlardan olu�tu�unu, birimin

üzerine gelen Jura-Üst Kretase ya�lı Demirkazık formasyonundan daha genç

oldu�unu bildirmi�lerdir. Ayrıca Açık Yayla do�usunda boksit olu�umlarının

bulundu�unu bildirmektedirler. Ofiyolitik kayaçların harzburjit, dunitten ve

piroksenitik kümülatlardan olu�tu�unu, diyabaz dayklarının bunları kesti�ini ve

bölgede zengin kromit yataklarının bulundu�unu bildirmektedirler.

Anıl (1995), Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda� (Hatay) Ofiyolitlerinin

içerisinde bulunan kromit yataklarından alınan masif, nodüler, saçınımlı ve bantlı

kromit cevher örneklerinin incelemesinde, 5-10 µm büyüklü�ünde platin grubu

mineral (PGM) Os, Ru ve Ir’ca zengin kristalleri belirlemi� ve bunların ekonomik

açıdan olmasa da bilimsel açıdan önem ta�ıdı�ını bildirmektedir. �ncelenen kesitlerde

kromit mineralinin cevheri olu�turdu�unu ve belirlenen PGM ile birlikte pentlandit,

millerit, heazlevodit, avaruit ve manyetit minerallerinin minerallerin varlı�ını

belirlemi� fakat ekonomik olarak önem ta�ımadı�ını belirlemi�tir.

Lytwyn ve Casey (1995), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde bulunan

doleritik ve gabroyik dayk kümelerinin kapsayan jeokimyasal incelemede

bulunmu�lardır. Ara�tırma sonucu, doleritik ve gabroyik dayk kümelerinin masifi ve


29

altında bulunan metamorfik taban kayaçlarını kesti�ini fakat ofiyolitik melanj

bunların altında bulunan kireçta�larını kesmedi�ini bildirmektedir. Yapısal ve ya�

ili�kilerine göre ise dayk kümelerinin yerle�iminin, ofiyolit masifin ve bunun

altındaki metamorfik tabanın olu�umundan sonra fakat masifin en son yerle�im

zamanından önce oldu�unu bildirmektedir.

Polat ve Casey (1995),. Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin tabanında yer alan

metamorfik taban kayaçları ve bunun altındaki melanjı Alada� Karma�ı�ı olarak

yorumladıkları ve ofiyolitik melanj üzerinde makroskopik ve mikroskopik yapısal

çalı�malar yapmı�lardır. Ofiyolitik melanjı Alt, Orta, Üst dilim olarak üç tektonik

dilime ayırmı�lardır. Tektonik dilimlerin altında bulunan Üst Jura-Alt Kretase ya�lı

karbonat kayaçları kendi iç dilinim yapılarında tektonik dokanaklı oldu�unu

belirlemi�lerdir. Ofiyolitik melanjın üstünde yer alan metamorfik taban kayaçlarını

ise tabanda ye�il�ist fasiyesinde metamorfizması tektonitlerle olan üstte ise amfibolit

fasiyesindeki kayaçlardan meydana geldi�ini belirlemi�lerdir.

Polat ve Ark. (1996),. Alada� Kompleksi olarak yorumlanan bu birimdeki

kayaçları jeolojik, jeokimyasal ve yapısal olarak ara�tırmalar sonucu, Neo Tethis

Okyanusu içerisinde Orta-Üst Kretase de olu�tu�unu belirlemi�lerdir.

Billor, (1999), Doktora tezi olarak; Pozantı-Karsantı, Mersin, Kızılda�,

Orhaneli ve Kop Da�ı ofiyolitleri içerisinde bulunan çok sayıdaki kromit

ocaklarındaki cevherlerinin mineral kimyası analizleri ile kar�ıla�tırmalı olarak

incelemi�tir. �nceleme sonucu kromit yataklarının birbiriyle olan kimyasal benzerlik

ve farklılıklarını belirlemi�tir.

Parlak (2000), Pozantı-Karsantı ofiyolitini kesen mafik daykları

jeokimyasal yöntemle incelemi�tir. Ara�tırma sonucu; kümülat kayaçları kesen

dayklar subalken karakterde olup kimyasal olarak ada yayı toleyitik bazalt ve

bazaltik andezitlere benzerlik gösterdi�ini, iz element içeriklerine göre hazırladı�ı

tektonoma�matik diskriminasyon diyagramları daykların okyanus içi dalma-batma

zonu (Supra Subduction Zone) üzerinde olu�tu�unu belirlemi�tir.

Çelik ve Delaloye, (2001), Pozantı-Karsantı Ofiyolitin KD bölgesinde yer

alan Küçükçakır, Ulupınar ve Delialiu�a�ı köyleri civarındaki ofiyolitin tabanında

yer alan metamorfik taban kayaçlarıda ve bunları kesen dayk kümelerinde


30

jeokimyasal incelemeler yapmı�lardır. Metamorfik taban kayaçlarını kalınlı�ının

400-500 m arasında de�i�ti�ini ve mineral parajenezlerini ise amfibolit-ye�il�ist

fasiyesinde ters metamorfik zonlanma gösteren kayaçlardan olu�tu�unu

bildirmektedir. Metamorfik taban kayaçların tavanda orto-amfibolit ve tabanda ise

meta-sedimanter’ler den meydana geldi�ini belirlemi�tir. Amfibolitler KB-GD ve D-

B yönünde kıvrılmanmı� ve K50D ve D-B yönündeki dayklarla kesilmi� oldu�unu

belirlemi�tir. Piroksenit ve albitten olu�an dayk kümeleri 10-30 cm kalınlı�ında

oldu�unu bildirmi� ve piroksenit dayklarının ma�matik yapılı ‘statik’ magmatik

ayrımla�mayla olu�tu�unu bildirmektedirler.

Parlak ve Ark. (2001), Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki bazaltik volkanik

kayaçları jeokimyasal analiz sonuçlarına göre iki gruba ayırmı�lardır. Bu gruplar:

kuvars ve hiperstenden olu�an kuvars-toleyitik kayaçlar ve olivinden meydana gelen

olivin-toleyitik kayaçlar olarak ayırtlamı�tırayırtlamı�tır. Kuvars-toleyitik olan

birinci tip volkanik kayaçları dü�ük Cr (32-62 ppm), Ni (10-32 ppm), Nb (1-7 ppm),

Ba (9-76 ppm), Sr (21-45 ppm) ve yüksek TiO2 (% 1.65-1.88) ve V (432-540 ppm)

ile karakteristik oldu�unu ve olivin-toleyitik olan ikinci tip kayaçların yüksek Cr (39-

199 ppm), Ni (32-86 ppm) Nb (5-18 ppm), Ba (39-444 ppm), Sr (149-410 ppm) ve

dü�ük TiO2 (% 1.13-1.63) ve V (254-337 ppm) ile karakteristik oldu�unu

belirtmektedirler. Birinci grubu olu�turan kayaçların normalize nadir toprak

elementlerinin de�erlerinin, Do�u Akdenizdeki ofiyolitlerin dalan kısımla

(Subduction-related) ilgili volkanik kayaçlarla aynı özellikte iken ikinci grubu

olu�turan daha çok manto kökenli oldu�unu bildirmektedir.

Billor ve Gibb (2002), Kızılda� (Hatay), �slahiye (G. Antep) ve Pozantı-

Karsantı Ofiyoliti içerisinde yer alan kromit cevherini mineral kimyası analiz

sonuçları bakımından kar�ıla�tırmalı olarak incelemi�lerdir. Buna göre;

Pozantı-Karsantı Ofiyolitindeki kromitlerinin Cr# [Cr=Cr/(Cr+Al)] bakımından

77-81 ve 72-75 olmak üzere iki farklı de�erde oldu�unu ve TiO2 de�erinin ortalama

% 0.21 olarak belirlemi�tir. Kızılda� ve Islahiye Ofiyolitlerindeki kromit

minerallerinin Cr2O3, Al2O3, Fe2O3, FeO ve MnO de�erlerinin geni� bir da�ılım

aralı�ına sahip oldu�unu ve Kızılda� ofiyolitindeki cevherin Islahiye Ofiyolitindeki

cevhere göre yüksek Cr2O3, ve dü�ük Al2O3 içeri�ine sahip oldu�unu


31

belirlemi�lerdir.

Parlak ve Ark. (2002), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki ultramafik

kümülat kayaçlarda tüm kayaç analizleri ve mineral kimyası ve masifin içerisinde

bulunan bantlı kromit cevherindeki kromit mineral kimyası analizleri yapmı�lardır.

Analiz sonuçlarını farklı diya�ramlarda de�erlendirerek Pozantı-Karsantı

Ofiyolitinin bir Dalma Batma Zonu (Supra-Subduction Zone) tipi ofiyolit oldu�unu

belirlemi�lerdir.

3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ

32

3. MATERYAL VE METOD

Çalı�ma alanı Orta Toros’lardaki Pozantı-Karsantı Ofiyolitik Masifi’nin batı

bölgesinde yer alan Mazmılı-Koparan bölgesidir. 1/25 000 ölçekli Kozan M34 d1-d2

topografik paftaları içerisinde 160 km2’ lik bir alanı kaplamaktadır. Tez ile ilgili

çalı�malar saha, laboratuar ve büro çalı�maları �eklinde üç ana bölümden

olu�maktadır.

3.1. Saha Çalı�maları

2001-2003 yılları arasında yaz aylarında doktora tez çalı�ması için saha

çalı�ması yapılmı�tır. Bölgenin daha önce yapılmı� olan 1/25 000 ölçekli jeoloji

haritaları baz alınarak jeoloji haritası revize edilmi�, kromit maden ocakları ve

cevher mostraları haritaya i�lenerek maden haritaları yapılmı�tır. Ocaklarda,

mostralarda ve yarmalarda kromit cevheri ve içerisinde bulundu�u tektonitlerin

konumları belirlenmeye çalı�ılarak kromit cevheri ile yan kayaçları arasındaki ili�ki

ara�tırılmı�tır. Radyolaritler içerisinde bulunan nabit bakır cevheri içeren bant ve

merceklerin radyolaritlerle olan yapısal ili�kisi ara�tırılmı�tır. Çalı�ma alanı

içerisindeki ofiyolitik kayaçlardan kayaç ve cevherle�meyi temsil eden kromit

cevheri ve nabit bakır içeren kayaçlardan örneklerin alımı yapılmı�tır. Kayaç ve

cevher örneklemesi maden ocaklarından, stok sahalarından ve mostralardan serbest

olarak ve örnek alımında alınan yeri temsil etmesine özen gösterilerek alınmı�tır.

Arazideki kayaçları ve cevherle�meyi temsil eden alanların, yapıların ve örneklerin

foto�raf çekimi yapılmı�tır.

3.2. Laboratuar Çalı�maları

Çalı�ma alanı içerisinde alınan kayaçlardan ve cevherlerden alınan

numuneler bölümümüz laboratuarlarında parlak ve ince kesitleri hazırlanmı�tır.

Hazırlanan bu kesitlerin mineralojik ve petrografik incelemesi yapılmı�tır.

Mineralojik inceleme sonucu seçilen parlak kromit cevheri ve nabit bakır cevheri


33

içeren örnek kesitlerde mineral kimyası (microprop) çalı�maları yapılmı�tır. Kromit

cevherle�mesini temsil eden be� adet örnekte XR-D ve on adet örnekte XR-F

analizleri yapılmı�tır.

3.2.1. Mineralojik ve Petrografik Çalı�malar

Çalı�ma alanı içerisinden alınan kayaçlardan ince kesitler yapılarak,

bunların polarizan mikroskopta mineralojik ve petrografik incelenmesi yapılmı�tır.

�nce kesitlerde gözlenen minerallerin konumları, ayrı�maları di�er mineraller ile olan

konumları ara�tırılmı� ve yapısal ve dokusal konumları belirlenerek bunların

mikroskopik resimleri çekilmi�tir.

Bölgedeki cevherle�meyi olu�turan kromitler ve nabit bakır

cevherle�melerinden yapılan parlak kesitler üzerinde maden mikroskobunda

mineralojik incelenmesi yapılarak, cevher minerallerinin tayini, di�er minerallere

dönü�ümü ve mineral kimyası analizinde kullanılacak örnek seçimi yapılarak

bunların mikroskopik resimleri çekilmi�tir.

3.2.2. Mineral Kimyası (Microprop) Analizleri

Çalı�ma alanı içerisinde masif, saçınımlı, bantlı ve nodüler kromit

cevherinde yapılan parlak kesitler de, �stanbul �i�e-Cam Ara�tırma Merkezinde ve

Almanya, Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsinde (Mineralogisch-

Petrographisches Institut Universitat Hamburg-Germany) kromit ve nikel

mineralleri, ala�ımlar (Alloys) ve nabit Ag minerallerinde mineral kimyası analizleri

yapılmı�tır. Radyolaritler içerisinde bant ve mercek �eklinde bulunan bakır

cevherle�mesindeki nabit Cu mineralleri içeren örnekler üzerinde mineral kimyası

analizleri yapılmı�tır. TÜB�TAK Marmara Ara�tırma Merkezinde (M.A.M.) Elektron

Mikroskopunda çalı�ma yapılmı�tır.


34

3.2.2.1. �stanbul �i�e-Cam Ara�tırma Merkezi Laboratuarı

Kromit cevherlerinden hazırlanan parlak kesitler üzerinde �stanbul

�i�e-Cam Ara�tırma merkezinde JEO JCXA-733 tip Süperprop aleti ile, 51 adet

kromit kristali ve 4 adet nikel-sülfür minerali ve 3 adet Cu-Zn ala�ımı (alloys)

üzerinde mineral kimyası analizi gerçekle�tirilmi�tir .

3.2.2.2. TÜB�TAK Marmara Ara�tırma Merkezi (MAM) Laboratuarı

Hazırlanan kromit cevheri yapılan parlak kesitlerde kromit kristalleri,

dönü�üm mineralleri ve inklüzyonlarda JEO-JSM-6335 F SEM (Field Emission

Scanning Electron Microscope-Taramalı Elektron Mikroskop) aleti (resim 3.1) ile

EDS (Electron Diffusion Spectrum-Elektron Yayma Yöntemi) yöntemi kullanılarak

mineral kimyası analizleri yapılarak ve küçük mikron bazında büyüklü�e sahip

minerallerin elektron mikroskop resimleri çekilmi�tir.

Resim 3.1. JEO-JSM-6335 F SEM (Field Emission Scanning Electron Microscope)elektron mikroskopu. (Tübitak-MAM)


35

3.2.2.3. Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü Laboratuarı

Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü’de Prof. Dr. Mahmud

Tarkain yönetiminde, Cameca SX-100 Mikroprop aletinde (resim 3.2.) kromit

cevheri parlak kesitlerinde mineral kimyası analizleri yapılmı�tır. Analiz ko�ulları

15.0 kV, 20.0 nA elektrik �artlarında 20 sn zaman sürecinde yapılmı�tır. Kromit

mineral kimyası analizlerinde Cr2O3, Al2O3, FeO, MgO, MnTiO3 ve NiO standartları

ile mikroprop aleti kalibre edilmi�tir. Mineral kimyası analizlerinde kromit

kristallerin de yakla�ık 175 adet ayrı nokta içerisindeki Cr2O3, Al2O3, FeO(t), MgO,

TiO2, NiO ve MnO de�erleri analizleri gerçekle�tirilmi�tir. Yapılan bu analizlerde

Prof. Dr. Mahmud Tarkain tarafından yapılan incelemede 118 tanesi seçilmi�tir.

Resim 3.2. Cameca Sx Mikroprop aleti (Hamburg Üniversitesi Mineraloji-PetrografiEnstitüsü).

Kromit parlak kesitlerindeki nabit Ag minerallerinde mineral kimyası

analizleri yapılmı�tır. Nabit Ag minerallerinin mineral kimyası analizlerinde

mikroprop aleti Ag standart’ı kullanılarak kalibre edilmi�tir.

Bölgedeki nabit Cu cevherle�mesini temsil eden bir adet örnek üzerinde

mineral kimyası analizleri yapılmı�tır. Mineral kimyası analizlerinde mikroprop aleti

Cu ve GaAs standartları kullanılarak kalibre edilmi�tir.


36

3.2.3. XR-D Analizleri

Çalı�ma alanı içerisindeki cevher numunelerinin mineral tespitlerinin

incelenmesi amacıyla, XR-D analizleri yapılmı�tır. XR-D analizleri iki farklı

laboratuarda yapılmı�tır . Bunlar;

�stanbul Ün. Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mh. Fak. Laboratuarı

Kromit cevherinden hazırlanan üç adet örnek üzerinde PHILIPS cihazı Cu

X ı�ını tüpü (�=1.5405 Å) kullanılarak XR-D analizi yapılmı�tır.

TÜB�TAK Marmara Ara�tırma Merkezi (MAM) Laboratuarı

Üç adet kromit cevheri ve bir adet bakır cevheri içeren örnek de

SHIMADZU XR-D-6000 cihazı ile Cu X-ı�ını tüpü (�=1.5405 Å) kullanılarak XR-D

analizi yapılmı�tır.

Yapılan XR-D analizlerinden elde edilen 2 theta (θ) de�erleri Uluslararası

Difraksiyon Veri Merkezinin (International Centre For Diffraction Data) JCPDS

tabloları kullanılarak bunlara kar�ılık gelen d Å (± 0.02) de�erleri ile mineral tespiti

yapılmı�tır.

3.2.4. XR-F Analizleri

Tübitak Marmara Ara�tırma Merkezinde, kromit cevherinden hazırlanan on

adet örnek üzerinde Philips PW-2404 model ve dalga boyu da�ılımlı X-I�ını Floresan

Spektrometre (XR-F) cihazı ile yarı kantitatif element analizi yapılmı�tır.

3.3. Büro Çalı�maları

Mineral kimyası analizlerinde elde kromit kristali içerisindeki % oksit

de�erleri Stiometrik yöntem (Droop, 1987) kullanılarak Fe+2 ve Fe+3 de�erleri

hesaplanmı�tır. Analiz de�erleri çok dü�ük olan Ti, Ni ve Mn elementinin de�erleri

bu hesaplamada ihmal edilmi�tir. Ayrıca örneklerdeki de�erler kullanılarak 32


37

oksijen ve 24 katyon bazına göre kromit kristali içerisindeki elementlerin katyonik

de�erleri hesaplanmı�tır. Analizlerde elde edilen 1’nolu örne�in (tablo 3.1)

hesaplanma �ekli a�a�ıda verilmi�tir.

Tablo 3.1. Kromit kristali 1 nolu mineral kimyası analiz sonucu.Cr2O3 Al2O3 FeOt MgO TiO2 NiO MnO Toplam49,88 20,95 15,42 15,07 0,16 0,10 0,13 101,71

Element Atom A�ırlıkları:

O:16.00 Cr:52.00 Al:26.97 Fe:55.85 Mg:24.32

Ti:47.90 Ni:58.70 Mn:54.90

Oksit Moleküller a�ırlıkları:

Cr2O3:(2x52)+(3x16)=152

Al2O3:(2x26.97)+(3x16)=101.94

MgO :24.32+16=40.32

FeO :55.85+16=71.85

Fe2O3 :(2x55.85)+(3x16)=159.7

TiO2 :47.90+(2x16)=79.90

NiO :58.70+16=74.70

MnO :54.90+16=70.90

AgMolekuler

OksitOranıMolarite

.%

. =

3+ de�erli katyonlar için:

% 100152

88.4932 XOCr = =% 32.82

55.20%10094.10195.20

% 32 == XOAl

Toplam=53.37

2+ de�erli katyonlar için:

37.37%10032.4007.15

% == XMgO

46.21%10085.7142.15

% == XFeO

Toplam=58.83


38

Katyonik fark =Katyon 2+ - Katyon 3+

Katyonik fark =58.83-53.37

Katyonik fark =5.46

82.1346.5

3.

32 ===farkKatyonik

OFe

91.2%100

7.15982.1% 3232 === OFe

XOFe

FeO ham de�eri =−

=sabitiFeFe

OFe32

32

1113.191.2

=2.61

FeO=FeOt-FeO ham de�eri=15.42-2.61

FeO=12.81

Kromit mineral kimyası bir nolu analiz de�erinin 32 oksijen ve 24 katyonik

bazına göre kromit kristalinde bulunan elementlerin katyonlarının hesaplanması:

Cr2O3 molarite oranı: 82.3200.15288.49

..%

==AgAt

Oksit

Al2O3 molarite oranı: 2055.094.10195.20

.%

==AgAt

Oksit

Fe2O3 molarite oranı: 0182.070.159

91.2.

%==

AgAt

Oksit

FeO molarite oranı : 2146.085.7181.12

.%

==AgAt

Oksit

MgO molarite oranı : 3737.032.4007.15

.%

==AgAt

Oksit

TiO2 molarite oranı: 0020.090.79

16.0.

%==

AgAt

oksit

NiO molarite oranı : 0013.070.74

10.0.

%==

AgAt

Oksit

MnO molarite oranı: 0018.090.7013.0

.%

==AgAt

Oksit

Katyon Oranları=Molarite Oranı X Atom Sayısı

Cr2O3 katyon oranı=32.82 X 2=0.6562


39

Al2O3 katyon oranı=0.2055 X 2=0.4110

Fe2O3 katyon oranı=0.0182 X 2=0.0364

FeO katyon oranı =0.2146 X 1=0.2146

MgO katyon oranı =0.3737 X 1=0.3737

TiO2 katyon oranı=0.0020 X 1=0.0020

NiO katyon oranı =0.0013 X 1=0.0013

MnO katyon oranı=0.0018 X 1=0.0018

Toplam = 1.6970

Analiz katyonik de�er sabiti= 1426.146970.124

.24

==KatyonToplam

Element katyon de�eri=Analiz katyonik de�er sabiti X Oksit katyon.oranı

Cr elementi =14.1426 X 0.6565=9.2846

Al elementi =14.1426 X 0.4110=5.8126

Fe +3 elementi=14.1426 X 0.0364=0.5162

Fe +2 elementi=14.1426 X 0.2146=3.0350

Mg elementi =14.1426 X 0.3737=5.2850

Ti elementi =14.1426 X 0.0020=0.0282

Ni elementi =14.1426 X 0.0013=0.0183

Mn elementi =14.1426 X 0.0018=0.0254

Toplam =24 ± 0.0050

Kromit mineral kimyası sonucu elde edilen % oksit de�erleri kullanılarak

kromit kristali birim hücre boyutları Å cinsinden SPINELLO (Universita Delgi Studi

Di Padova Dipartimento Di Mineralogia E Petrologia) bilgisayar paket programı

kullanılarak hesaplanmı�tır.

Elde edilen analiz sonuçları ve saha verileri bilgisayar ortamına aktarılmı�tır.

Verilerin matematiksel de�erlendirilmesi için Microsoft Excel, grafik çizimleri için

Minpet 2.02 ve Grapher 1.32 ve çizimler ise CorelDRAW 11. bilgisayar programları

kullanılarak yapılmı�tır.

Tüm elde edilen veriler Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü yüksek

lisans ve doktora tez yazım kurallarına göre tez yazımı Microsoft Word programı ile

yazılmı�tır.

4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ

40

4. OF�YOL�T TANIMI VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI

4.1. Ofiyolit Tanımı

Yunan’ca da yılan anlamına gelen ‘Ofics’ kelimesinden kaynaklanan

ofiyolit terimi, ye�ilimsi rengi, benekli yapısı ve parlak görünümünden dolayı yılana

benzetilen serpantinitler için ilk defa Brongniart (1827) tarafından serpantinitleri tarif

etmek için kullanılmı�tır. Bundan dolayı ba�langıçta ofiyolit terimi serpantinler için

alternatif terim olarak yer almı�tır. Daha sonra Fouque ve Michel-levy (1879)

“Ophitic” terimini diyabaz’ların yapısal (textural) tarifini yapmak için kullanmı�tır.

Steinman (1927), peridotit (serpantinit), gabro, diyabaz, spilit ve yastık lavlar,

radyolarit ve bazı derin deniz çökelleri gibi ili�kili kayaçlar için ofiyolit kelimesini

kullanmı�tır. Bu �ekilde, Steinman, ofiyoliti bir kayaç ismi olarak de�il de bir kayaç

grubunun ismi olarak kullanmı�tır. Daha sonraları serpantinit, diyabaz-spilit,

radyolaritten olu�an kayaç grubuna ‘Steinman Üçlüsü’ olarak literatürde

tanımlanmı�tır. Dana (1946) yaptı�ı sınıflamasında karbonat mineralleri ile karı�mı�

serpantiniter için “Verd Antique”, “Ophite”, “Ophiolite” ve “Ophicalcite” olarak

de�i�ik isimler kullanmı�tır. Bu durum anlam karma�asına yol açmı�tır (Nicolas,

1989).

1972’de Amerika Jeoloji Toplulu�u (Geology Society of Amarica - GSA)

tarafından düzenlenen Penrose’de yapılan ofiyolit konferansında, ofiyolit kavramına

yeni bir tanımlama getirilmi�tir. Buna göre ofiyolit; bir kaya ismi de�il ultramafik ve

mafik kayaçlardan olu�an bir kayaç grubu ismidir ve harita alımında bir litoloji

birimi olarak kabul edilmemesi konferansta kabul edilmi�tir. Penrose Ofiyolit

Konferansında kabul edilen eksiksiz bir ofiyolit dizisi alttan üstte do�ru ba�lıca �u

kayaçlardan olu�ur (�ekil 4.1):

*Harzburjit, lerzolit ve dunit’in de�i�ik oranlarda karı�masından ve

genellikle tektonik kökenli metamorfik yapıya sahip, az yada çok serpantinle�mi�

ultramafik kayaçlara tektonitler denilmektedir.

*Kümülat özelli�indeki gabro zonu. Bu zon genellikle ultramafik

komplekslere göre daha az deforme olmu�tur. Bu kayaçlara kısaca kümülatlar


41

denilmektedir.

*Mafik damar kompleksi. Bunlar diyabaz, dolerit, trondjenit ve kuvars

porfir gibi dayklardan olu�ur. �zole ve gruplar halinde bulunurlar.

*Yastık yapılı bazalt ve spilit karma�ıgı.

*Derin deniz sedimanları. Bunlar radyolarit, ince �eyl ara tabakaları ve az

miktarda kireçta�ından olu�maktadır.

�ekil 4.1. �deal ofiyolit istifi ve okyanusal kabu�un kar�ıla�tırılması(Greenbaum,1972)

Ofiyolitlter yapısal ve kimyasal özellikleri bakımından incelendi�inde ideal

ofiyoliti olu�turan (tektonitler, kümülatlar, dayk kompleksleri, bazaltik yastık lavlar,

derin deinz sedimanları) birimler her zaman bir arada bulunmayabilir. E�er bir

ofiyolitte tüm bu kayaçların hepsi bir arada bulunmuyorsa kısmi, parçalanmı� veya

eksik ofiyolitten söz edilir.

Ofiyolit terimi ile aynı anlamda kullanılan di�er terimler; ye�il kayaçlar,

ofiyolit toplulu�u, ofiyolit birli�i ve ofiyolit kompleksidir.

4.1.1. Metamorfik Dilim

Ofiyolitlerin tabanında, genelde birkaç metre ile 500 m arasında de�i�en


42

kalınlıklarda metamorfik taban bulunmaktadır (MacKenzie, 1960). Metamorfik

kayaçlar ofiyolitlerin alt kesimlerini olu�turan peridotitlerin (tektonitlerin) tabanında

ince dilimler olu�turacak �ekilde uyumlu bir seri te�kil ederler. Fakat bu uyumluluk

daha sonraki tektonizma ve metamorfizma etkileri ile kaybolmaktadır (Spray, 1984).

4.1.2. Ofiyolitik Melanj

Ofiyolitlerin kıtaların üzerine bindirmesi sırasında tektonizmanın etkisiyle

tamamen karı�ması ve tabandaki yapının kısmen veya tamamen bozulması ile

ofiyolitik melanj terimi ortaya çıkmaktadır. Dünya’daki bir çok (örn. Alpler, Urallar,

v.b.) ofiyolit içerisinde tekrarlanan deformasyon ve metamorfizma etkileri görülen

dilimler �eklinde melanj veya tektonik karı�ımlar görülür (Coleman, 1977).

4.2. Ofiyolit Tipleri

Boudier ve Nicolas (1985) tarafından toplam 15 adet ofiyolitik masif

üzerinde yapılan incelemeyi kapsayan ara�tırmada, ofiyolitleri Harzburjitik Tipi

Ofiyolit (HOT) ve Lerzollitik Tipi Ofiyolit (LOT). olmak üzere iki farklı grupta

oldu�unu savunmu�tur. Yazarlar tarafından kabul edilen Harzbirjit Tipi ofiyolit ve

Lerzolit Tip Ofiyolite örnek dikme kesitler �ekil 4.2 de ve genel karakteristik

özellikleri Tablo 4.1 de görülmektedir.

Tablo 4.1. görüldü�ü gibi Harzburjit tipi ofiyolitler lerzolit tipe göre daha

kalın bir istif sunarlar. Harzburjit tipi ofiyolitlerin iç yapıları düzenli ve uyumludur.

Ofiyolitlerin genel kabuk bölümlerinin modellemesi ile ve özellikle gabro dizilimi

tam geli�mi�tir (Coleman. 1977) Kalınlıkları 3-7.5 km (Semail- Oman) arasında

de�i�mektedir. Lerzolit tipi ofiyolitler harzburjit tiplerine göre daha ince ve daha az

düzenlidir.


43

�ekil. 4.2. Harzburjit (Semail-Umman Ofiyoliti) ve Lerzolit (Trinity Amerika B.D.)tipi Ofiyolitlerin Kar�ıla�tırılması (Boudier ve Nicolas 1985).

Ofiyolit kavramı için günümüzde ise, Moores ve ark (2000). tarafından iki

farkı olu�um ortamı önerilmektedir. Bunlardan birincisi; ada yayı olamayan

ortamlarda deniz tabanı yayılması ile olu�an yapısal ve stratigrafik kanıtlara dayanan

okyanus ortası sırt ofiyolitleri (MORB-Mid-Ocean Ridge Basalts)’ dir. �kincisi ise

oldukça fazla tüketilen mantodan itibaren türeyen magmaların kimyasal verileri ile

desteklenen dalma-batma zonu (Supra-Subduction Zone SSZ) üstü ofiyolitleridir.

Dalma zonu etkisi gösteren bu tür ofiyolitler ilk defa Pearce ve ark. (1984) tarafından

SSZ ofiyolitleri olarak adlandırılmı�lardır. SSZ ofiyolitleri dalan levha üzerinde

kamalanmı� olan üst manto ± okyanusal litosferin kısmi erimesi sonucu olu�maktadır


44

Tablo 4.1. Harzburjit tipi ofiyolit (HOT) ve Lerzolit Tipi Ofiyolitleri (LOT)kar�ıla�tırılmalı genel özellikleri. Rakamlar ofiyolit numarasınıgöstermektedir. (Boudier ve Nicolas, 1985).

Ofiyolit Tipleri Harzburjit Tipi Ofiyolit(HOT)

Lerzolit Tipi Ofiyolit(LOT)

�ncelenen Masifler (1)Semail (Oman), (2)BayAdaları (Newfpunland)(3)Zambaler (Filipinler),(4)Troodos (Kıbrıs),(5)Antalya,(6)Pozantı-Karsantı(Türkiye),(7)SudMasifi (New Kaledonya),(8)Kanyon Da�ları (Oregon)

(9)Trinity (Kalifornya),(10)Piemont-Ligurya (Do�u�talya) ve Monte Maggirya(Korsika), (11)Lanzo (Batı�talya), (12)Othris(Yunanistan), (13)Zabargad(Mısır)

Yan kayaçlar Deniz sedimanları vevolkaniker: 12,3,4,5,6,7,8-Metamorfik Okyanusal taban:1,2,5,6

Deniz sedimanlar vevolkaniker: 9,10,11,12,13Bre�ler: 9,10Metamorfik kıtasalkabuk:11,12,13Metamorfik kabuk taban:9

Kabuk BölümüMaksimum Kalınlık 2-3 Km: 3,4,8

∼7 Km: 1,2,5,61 Km: 102-3 Km: 9,12

Kümülat Gabrolar 2-3 km-7 Km: 1,2,3,5,6 0-1 km-2-3 kmTabakalı Gabrolar Kalın ve genellikle devamlı �nce, yok veya sınırlı�ntrüsiflerin olu�umu Dayk:1,2,3,4,5,8 Dayklar ve siller �eklinde:

9,10,12Direk olarak ofiyolit toplulu�uile ilgili bazaltları kökeni

Toleyitik: 1,2,4,5,6 Toleyitik: 9,10,12Alkali: 12,13

Manto BölümüManto kayaçların kökeni Harzburjit ve dunit: Manto

kayaçlarının üsten itibaren10 Km a�a�ısına kadardunitler görülür.1,2,3,4,5,6,7,8

Plajıoklaslı lerzolit: Mantokayaçlarının üsten itibaren≤2Km. kalınlık içerisinde.9,11

�ç yapıları Düz foliasyonlu: 1,2,5,6,7 Genellikle dereceli foliasyonve e�imli lineasyonlu:9,10,11,13

Hp Plastik yönelim Dikey lineasyonla vebölgesel dikey lineasyon:3,4,5,8

Yeniden büyüme(neoblast)tane boyutu

Yaygın (∼4 mm): 1,2,3,4,7,8 Yaygın de�il(∼0,5 mm):9,11

Kromit Yatakları Var: 1,2,3,4,5,6,7,8 Yok: 9,10,11,12,13Diyabaz Olu�umları Yaygın de�il Üst bölüm içerisinde yaygın:

9,10,11,13Serpantinle�me Lizardit: 1,2,3,4,5,6,7,8 Lizardit ve antigorit:

9,10,11,12 Ofikalsit: 10

Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri ve Dalma Batma Zonu ofiyolitlerin tüm

kayaç analizlerindeki genel kimyasal özellikleri ve mineral kimyası analizlerindeki


45

sonuçlar itibariyle farklı karakterdedir (Yumul ve Balce, 1994). Bu farklılıklar tablo

4.2 de görülmektedir.

Tablo 4.2. Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri (MORB) ve Dalma Batma ZonOfiyolitlerinin (SSZ) genel kimyasal özelliklerinin kar�ıla�tırılması (Yumulve Balce, 1994).

Özellikleri MORB Tipi Ofiyolit SSZ Tipi Ofiyolit

Toplam TiO2 Yüksek: > % 0.60 Dü�ük: < % 0.60

Toplam Al2O3/TiO2 < 20 > 20

Toplam CaO/TiO2 < 17 > 17

Toplam Ce/Ta Dü�ük Yüksek

Toplam Ce/Nb Yüksek Dü�ük

Toplam Ti/Cr Yüksek Dü�ük

Toplam Ti/V 20-50 < /=20

Toplam Zr ve Y Yüksek Dü�ük

Krom Spinel Cr/(Cr+Al) < 0.60 > 0.60

Plajioklas Ca/(Ca+Na+K) < 92 > 92

Olivin Mg/(Mg+Fe+2) Yüksek Dü�ük

Klinoproksen Al2O3/TiO2 Dü�ük Yüksek

Hornblend TiO2/K2O Yüksek Dü�ük

4.3. Ofiyolitlere Ba�lı Kromit Yatakları

Ofiyolitik kayaç grubu içerisinde olu�an metalik maden yatakları önem

sırasına göre krom, bakır, nikel platin grubu mineraller (Pt, Pd, Rh, Ir, Ru ve Os) ve

altın (listveni�melere ba�lı olarak) sıralanabilmektedir. Metalik maden yataklarını

dı�ında endüstriyel ham madde olarak da manyezit, olivin (forsterit), krizotil, talk ve

mermer (serpantinit, diyabaz) ofiyolit grubu kayaçlarla köken ili�kisi olan ve

ekonomik olarak i�letilebilenlerdir.

4.3.1. Kromit Minerali

Krom, periyodik cetvelde VI A grubunda yer alan ve atom numarası 24 olan

bir metalik elementtir. Do�ada bilinen mineraller içerisinde krom elementi 82 adet

mineralin içerisinde yer alabilmektedir (EK 1) ve bu mineralden sadece bir spinel


46

(AB2O4) grubu mineral olan kromit (FeCr2O4) minerali ekonomik olarak önem

ta�ımaktadır, fakat bu ideal bile�imde kromite do�ada rastlanmaz. Bundan dolayı

krom yatakları yerine kromit yatakları terimi kullanılmaktadır. Krom spinelin

yapısında A+2 , (Fe+2, Mg+2) ve B+3; (Cr+3, Al+3, Fe+3) de�erli elementleri yer alır.

Hemen her zaman Fe+2 bir miktar Mg+2 ile Cr+3 ise Al+3 ve Fe+3 ile yer de�i�tirir.

Buna ba�lı olarak kromitin formülünü (Fe,Mg) (Cr,Fe,Al)2O4 olarak belirtmek daha

do�ru olur. Bile�imindeki farklılıklar kromitin rengini, kristolografik yapısını ve

görünümünü de�i�tirmedi�inden kimyasal analizi yapılmadan kromitlerin tenörünü

(% Cr2O3) tahmin etmek mümkün olmaz. Kromit içerisinde kirlilik olarak bulunan

Ni, Mn, Co, V ve Ti elementlerinin varlı�ı cevherin de�erlendirilmesinde önem arz

etmezken, S ve P elementleri oldukça dü�ük de�erlerde veya olmaması istenir.

Cevher içerisindeki Si içeri�i % 10’dan dü�ük olması gerekmektedir

Ultrabazik kayaçlar içerisinde kromit mineralinin toplanımlarının ekonomik

olarak i�letilebilecek boyutta oldu�u yer kromit yata�ı olarak nitelendirilmektedir.

Kromit cevherinin kimyasal bile�imi endüstrideki kullanım alanlarını

belirlemektedir. Kimyasal analizlerdeki % Cr2O3-Al2O3 ve SiO2 miktarı ile Cr/Fe

rasyo de�eri göre metalürjik, kimyasal ve refrakter olarak üç grupta toplanır.

Cevherin kimyasal özellikleri ve rasyo de�erlerine göre kullanım alanları ve

kullanım oranları tablo 4.3 de görülmektedir.

Tablo 4.3 Kromit cevherinin kullanım alanlarına göre istenilen Cr/Fe rasyo de�eri ve% oksit bile�im de�erleri (Tathavadkar ve ark., 2004)

Cevher Bile�imiKromit CevheriKullanım Alanı

YataklanmaTipi

%Cr2O3Cr/Fe % SiO2

%Kullanım

OranıMetalürjik/Yüksek-Cr Podiform ve

stratiform 46-55 >2:1 <3 80

Kimya/Yüksek-Fe Stratiform 40-46 1.5-2:1 <1 15Refrakter/Yüksek-Al Podiform 33-38 ve

% Al2O322-34 2-2.5:1 <1 5

4.3.2. Kromit Yatakları

Köken, jeolojik konum, mineraloji, doku ve kimyasal özellikleri bakımından

kromit yatakları üç tipe ayrılır (Thayer 1960, Jackson ve Thayer 1972).

*Kıtalar içerisinde bazik introzyonlara ba�lı startiform kromit yatakları,


47

*Alpin Da� Ku�akları boyunca ultrabazik-bazik kaya topluluklarına

(Ofiyolitlere) ba�lı Alpin veya Podiform tip kromit yatakları,

*E� merkezli iç düzene sahip ultrabazik kayaç topluluklarına ba�lı kromit

yatakları.

Stratiform Tip Kromit Yataklar, küçük ve öz �ekilli kristal boyutu, kümülat

(çökel) dokulu, Fe içeri�i yüksek, Cr/Fe rasyo de�eri dü�ük, ma�matik tabaklanmaya

paralel birkaç km. yanal devamlılık gösteren, kalınlıkları 1.5 m.ye kadar çıkabilen

deformasyona u�ramamı� bantlar �eklindedir. Bu tip kromit yataklarında nodüler ve

orbiküler yapıda kromit cevherle�mesi görülmez. En tipik örnekleri Bushveld

(Güney Afrika) ve Stilwater komplekslerindeki kromit yataklarıdır.

Podiform Kromit Yatakları, ilk kez Thayer (1960, 1964) tarafından

ultrabazik komplekslerin içinde küçük kütleler olarak ve di� di� kütleler halindeki ve

düzensiz da�ılımlarıyla geni� tabakalı stariform yataklardan ayrılabilen olu�uklar için

ifade edilmi�tir (In Anıl, 2001).

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti’nin içerisinde Kızılyüksek bölgesinde stratiform

kromit yataklarına yapısal açıdan benzer bantlı kromitler bulunmaktadır. Bölgede

serpantinle�me göstermeyen dunitler içerisinde yakla�ık K-B yönünde ve 1 km kadar

yanal uzunlu�u bulunan dunitler yakla�ık 1500 m kalınlı�a sahiptir. Bu dunitler

üzerindeki kümülat kayaçlara taban olu�turmaktadır. (Çabuk ve Ark. 1977,

Rahgoshay ve Juteau, 1980, Engin ve Ark. 1986). Dunitler sacınımlı kromit ve bantlı

kromitler içermektedir. Bu kromitli zonun uzunlu�u yakla�ık 3 km olup kromitce

zengin bantlar ve kromitsiz dunit bantlarının ardalanmasından olu�maktadır. Kromit

kristalleri genelde öz�ekilli yapıdadır. Rahgoshay ve Juteau, (1980) buradaki

cevherle�meyi stratiform olarak kabul etmektedir (Engin ve Ark. 1986).

Düzensiz ve iri kristal �ekilli, Cr içeri�i geni� bir aralık içerisinde de�i�iklik

gösteren, Cr/Fe oranı yüksek, do�rultu ve e�im yönünde devamlılıklar sınırlı, mercek

veya düzensiz �ekilli kromit kütlelerinden olu�an rezervi birkaç yüz bin tonu nadir

olarak geçen yataklardır.

E� merkezli kromit yataklarının ekonomik bakımından önemi yoktur. Bu tip

yataklara en tipik örnek Alaska’daki cevherle�meler verilebilir.


48

4.3.3. Podiform Kromit Yataklarının Olu�umu

Ofiyolitler içerisindeki kromit kütlelerinin olu�umu ve ofiyolit içerisindeki

konumları ile ilgili bir çok görü� bulunmaktadır (Ör., Thayer, 1964, 1969; Dickey,

1975; Cassard ve ark. 1981; Lago ve ark., 1982; Paktunç, 1990; Leblanc ve Nicolas,

1992, Stowe, 1994; Ballhaus, 1998). Bu görü�lerin tamamında podiform kromit

kütlelerinin MOHO zonu altında tektonitler içersinde olu�abilece�i, teorilerin ana

ortak noktası yönünde idi. Fakat Dünyada üzerinde en çok çalı�ma yapılan ofiyolit

olarak tanınan Oman Ofiyolitinde, Arai ve ark. (2004) de yapılan bir çalı�mada,

levha dayklarının tabanı ile üst gabro zonu arasındaki bölge içerisinde podiform

kromit kütleleri bulundu�u bildirilmektedir. Yazarlar burada bulunan kromitleri

“Üst Kabuk Podiform Kromitleri (Upper Crustal Podiform Chromitite) olarak

adlamaktadırlar.

4.3.3.1.Tektonitler �çerisindeki Kromit Kütlelerinin Olu�umu

Tektonitler içerisindeki podiform kromit kütlelerinin olu�umlarıyla ilgili

farklı görü�ler bulunmaktadır. Stratiform tip kromit yataklarının olu�umu ile ilgili

olan kümülat süreçler ve jeosenklinal teorisi podiform tip kromit yataklarına

uyarlandı�ında; podiform kromit yatakları süper kompleksler içinde üst mantonun

kısmi ergimesi sonucu olu�an bazik magmanın, mantonun üst kısmında meydana

gelen magma odasında stratiform intrüzyonlarda oldu�u gibi yo�unluk farklıla�ması

sonucu bantlar �eklinde olu�ur (Engin, 2001). Moutte (1982), kromit bantlarının

olu�umunu bazik magmanın farklıla�arak kristallenmesi sırasında, ani basınç

dü�mesi sonucu eriyigin Cr bakımından çok doygun hale gelmesiyle açıklamaktadır.

Farklıla�arak olu�an bu birimlerin kabuk içine sıcak lapalar �eklinde sokuldukları

dü�ünülmektedir (Thayer, 1969).

Yeniden yerle�im sırasında katı haldeki kromit bantları kopup

parçalanmakta, olu�an yapılar içinde kendi yeni konumlarını kazanmaktadır. Olivin,

piroksen gibi silikat mineralleri yeniden kristallenmeye u�rarlar ve böylece mozayik


49

dokusu geli�ir. Olivinlerde deformasyon �eritleri (deformation lamellae) ve

piroksenlerde bükülme bantları (Kink bands) meydana gelir. Kromitler kataklazmaya

u�rarlar (Raleigh, 1967).

Bu olu�um modeli, okyanus tabanı yayılma modeline uyarlandı�ında;

okyanus tabanı yayılma merkezleri altında üst mantonun kısmi ergimesi sonucu

olu�an magma odalarında kromit kütleleri, kromit kristallerinin magma odası

tabanında kümülat süreçlerle (kristal çökelimi) birikimleri meydana geldi�i sonucuna

ula�ılabilir. Burada kromit kütleleri e� zamanlı dunitlerle beraber bulunur. Bu

modelde kısmi e�rime sonucu geride kalan ço�unlukla harzburjit mineralojisindeki

tektonitler içinde büyük kromit kütlelerinin ilksel ili�kili olarak bulunu�ları teorik

olarak açıklanmaktadır.

George (1978)’e göre tektonit harzburjitler içindeki kromit yataklarının

bulunu�unu dunit bant ve mercekleri ve bunların içinde yer alan kromit kütleleri

üstteki kümülatlar içinde olu�mu�lardır. Magma odası tabanındaki düzensizliklere

ba�lı olarak dunit ve kromitler kristal çökelmesi ile e�zamanlı deformasyona

u�rarlar. Magma odasında bu plastik deformasyon sürecinde kümülat istifin

tabanının ve kalıntı üst manto harzburjitlerini etkileyen kapalı derin kıvrımların

geli�ti�i ve bu kapalı derin kıvrımlar, üstte kümülatlar içinde geli�mi� olan dunit ve

kromit yataklarını harzburjitler içine ta�ımı�tır (Greenbaum, 1972).

Dickey (1975)’e göre; podiform kromitler, kuramsal olarak tektonit-kümülat

sınırı boyunca dunitler içinde magma ayrılma ku�a�ında kümülat süreçlerle te�ekkül

etmi�lerdir. Daha alt kesimlerde harzburjitler içinde bulunan kromit yataklarının

varlı�ı, üstte tektonit-kümülat sınırında olu�an kromit bant ve merceklerinin

a�ırlıkları nedeniyle altta harzburjitler içine batmı� olmalarıyla açıklanmı�tır.

Peridotit diyapiri içindeki bo�lu�u dolduran bazaltik magma ile bo�lu�un

duvarları arasındaki, ısı farkı nedeniyle burada konveksiyon akımı geli�mektedir.

Kristallenen tanelerin geli�en konveksiyon akımı üzerine izleyecekleri güzergah

a�ırlık farkı nedeniyle farklı olacaktır. Bu da tanelerin birbirleriyle karı�masına,

çarpı�masına neden olmaktadır. Böylece birbirleriyle temas eden kromit taneleri

uygun kristal kö�e ve kenarından ba�layarak büyümekte ve taneler toplulu�u veya

nodüller meydana gelmektedir. Burada biriken kromit taneleri, içinde bulundukları


50

bo�lu�un �ekline uygun olarak (�ekil 4.3. ) kromit kütlesini meydana getirmektedir

(Lago ve ark., 1982).

�ekil 4.3. Peridotit içinde bazik magmanın dayk �eklinde sokulum yaptı�ı kırıklarboyunca bo�luk olu�turma modeli. A) Tansiyon kırı�ında makaslanmayla e�zamanlı bo�lu�un meydana gelmesi. B)Tamamen kristalle�mi� olan eskibo�lu�a yeni magma getirimi (Lago ve ark. 1982).

Yan kayaç-ergiyik tepkimesindeki de�i�imler, kromit kristallenmesi,

magma karı�ımı ve ergiyik bile�iminde bir çok de�i�imlere ve dalgalanmalara sebep

olmakta ve bunun sonucunda da bir kromit kütlesinde masif ve saçınımlı kromit

bantları ve faz bantlanmaları meydana gelmektedir. Magma ve yan kayaç denge

durumuna ula�ıp, kayaç-ergiyik reaksiyonun durması sonucunda, kromit ve olivin

kotektik olarak kristallenmekte ve sacınımlı kromitler meydana gelmektedir.

Farklıla�mı� magma ile ilksel yeni magmanın karı�ması, eriyi�i tekrar kromit

kristallenme ortamına ta�ıyacaktır (Zhou ve ark., 1996).

Podiform kromit kütlelerinin etrafında bulunan dunit kılıfı, bo�lu�u

dolduran bazik magmanın, bo�lu�un cidarları boyunca kimyasal tepkimeye girmesi

ve harzburjitin ortopiroksenlerin olivine dönü�mesi sonucu geli�mektedir. Dunit


51

kılıfın kalınlı�ı bazik ma�manın ve harzburjitin ortopiroksenlerin bile�imi ve

tepkimenin süresiyle ba�lantılı olarak de�i�mektedir (Lago ve ark., 1982)

(�ekil 4.4).

�ekil 4.4. Tektonik harzburjit içinde bazik magmasokulum kanallarında olu�an bo�luklariçinde kromit kütlesinin olu�um modeli(Lago ve ark., 1982).

Bazaltik magmanın harzburjitin ortopirokseniyle reaksiyonu sonucu, krom

spinel kristallenmesinin yo�un �ekilde geli�ti�i, ancak piroksenitin ortopiroksenitin

bazalt magmasıyla tepkimesi sonucunda ise, hemen hemen hiç veya çok az krom

spinel meydana gelmektedir. Alkali bazalt magması aynı oldu�una göre, gözlenen

farklılık ortopiroksenlerin farklılı�ında kaynaklanmaktadır. Bu durum, harzburjitlerin

ortopiroksenlerin (Cr) içeri�inin fazla (Al) içeri�inin az, lerzolitlerin

ortopiroksenlerin (Cr) içeri�inin az (Al) içeri�inin fazla olu�uyla izah edilmektedir

(Arai, 1997).

Yan kayaç peridotitinin (Cr+Al) içeri�i kısmen de olsa bazaltik magma

tepkimesi sonucu olu�abilecek kromit kütlesinin boyutunu kontrol eden etmendir.

Podiform kromit kütlelerinin boyutu, bazik magma ile tepkimeye giren harzburjitin

mineralojisi ve ortoprioksenlerin bile�imi ile do�rudan ilgilidir. Harzburjitin (Cr)

içeri�i de önemlidir. (Cr) oranı % 0.4-0.6 olanların kromit olu�umu için en uygun


52

oldu�u dü�ünülmektedir (Arai, 1997).

Peridotit içinde yükselen bazik magmanın derinlerdeki yükseli� hızı

nispeten fazla oldu�undan bazik magma-peridotit tepkimesi için yeterli süre

olmamakta ve yeterli kromit kristallenmesi meydana gelmemektedir. Derinlerde

dü�ey konumlu magma ceplerinde genelde dunit mercekleri ve bu mercekler içinde

ancak kromit segregasyonları geli�mektedir. Tektonitler içinde kanallar boyunca

yükselen bazik magmanın yükselme hızı üst kesimlere do�ru giderek azalmakta ve

kendi itici gücüyle yan ta�ı parçalayıp yükselece�i yolu artık açmamaktadır. Bu

kesim ço�unlukla manto-kabuk geçi� ku�a�ına denk gelmektedir (Nicolas, 1989). Bu

nedenle kromit kütlelerinin daha çok manto-kabuk geçi� ku�a�ına yakın kesimlerde

harzburjitler içinde geli�tikleri dü�ünülmektedir. Bu yakla�ım daha önceden ileri

sürülen ve podiform kromit kütlelerinin kümülat-tektonit sınırından itibaren ilk 100

m içinde tektonit harzburjitler içinde bulunduklarını ifade eden arazi gözlemlerine

dayanan görü�le de uyumludur (Thayer, 1969., Moutte, 1982., Stowe, 1987). Dik ve

dike yakın konumdaki kanal ve bo�luklarda olu�mu� kromit kütleleri, dunit damarları

olu�umlarını takiben yukarı do�ru hareketleri sırasında konveksiyon akımları ve

okyanus tabanı yayılması sonucu giderek çıkı� kanallarının oldu�u yerden

uzakla�ırlar. Uzakla�tıkça da yava� yava� dikten yatay konuma geçerler (�ekil 4.5)

ve içlerinde yer aldıkları peridotitin iç yapısıyla uyumlu konum kazanırlar (Lago ve

ark., 1982, Stowe, 1987).

Kromitlerin genelde meydana geldi�i üst manto ve kabuk-manto geçi�

ku�a�ında kromitler olu�tuktan sonra kalıntı eriyikler hala sıcak ve hareket

kabiliyetine sahiptirler. Bunlar, kromititi ve etrafındaki dunit kılıfını ve tüketilmi�

harzburjiti bırakarak süzülüp daha yukarılara hareket ederler. Bazik magmanın

türedi�i kaynak ile üst kesimlerde tepkimeye girdi�i kısmi ergimeye u�ramı� manto

malzemesinin farklı oldu�u durumlarda, bazik magma ile peridotit arasındaki

tepkime daha �iddetli olacaktır. Buna ba�lı olarak da kromit olu�umu ve birikimi

daha fazla olacaktır (Zhou ve Robinson, 1997).

Dalma Batma zonu (Supra-subduction Zone SSZ), farklı ada yayı

jeokimyasına ve okyanus kabu�una sahiptir. Okyanus tabanı yayılması sonucu alta

dalan okyanus litosferin üstünde geli�mektedir (�ekil 4.6 ). Bunlar okyanus ortası


53

�ekil 4.5. Hareket halindeki yayılma sırtı altında üst okyanus mantosu içinde kromitkütlelerinin olu�umu ve geli�imi (Lago ve ark., 1982)

sırtı ofiyolitlerinde yalnızca jeokimyası yönüyle de�il, manto kesimlerinin daha fazla

tüketilmi� olması, içlerinde podiform krom yataklarının daha çok bulunması,

kümülat kesimde verlitlerin oranının trokitlerden daha fazla olması ile dikkat

çekerler (Arai, 1997). Dalma batma zonu ofiyolitleri, manto diliminin alta dalma

a�amasının ba�langıç safhasında ve ada yayı olu�umunda önce meydana gelmi�lerdir.

Okyanus içi dalma sonucunda olu�an magma boninitik bile�imlidir (camsı, modal

feldispat içermeyen, olivin, bronzit andezit). Bu magma manto dilimi içinde

bile�imine H2O almı� (hydrated) okyanus litosferin kısmi ergimesi sonucu

olu�mu�tur. Manto diliminin alta dalması devam etti�i sürece magmanın bile�imi ada

yayı toleyitine de�i�im gösterir (Pearce ve ark., 1984).


54

�ekil 4.6. Podiform kromit yataklarının olu�umunun tektonik ortamlarla olan ili�kisini gösteren �ekil.Olgunla�mı� eski yayılma sırtlarında eski litosfer mantosu yoktur. Yükselen eriyikleriçinden �eçtikleri tüketilmi� peridotitlerle kimyasal denge durumundadır, bu nedenleburalarda kromit olu�umu yoktur. Ada yayları altındaki kalın eski litosfer mantosu ergiyin-yan kayaç tepkimesi sonucu kromitlerin olu�umu için uygun ortamı sa�lamaktadır.Okyanus taban yayılması eski litosfer mantosunun incelmesi veya yok olması durumundayükselen ergiyikler içinde yer aldıkları yan kayaçdan daha refrakter olan yükselenastenosferle kimyasal tepkimeye girerler. Refrakter eriyikler, yo�un uçucu içerikleridolayısıyla ileri a�amada kismi ergimeyi i�aret ederler ve bunlar yüksek oranda kromitolu�umuna imkan sa�larlar. Yay arkası havzaları gibi yeni olu�an yayılma merkezlerinde,yayılma nedeniyle eski litosfer mantosu incelmi� ve yok olmu�tur. Yükselen eriyikler adayayı altındakilerden daha az refrakterdir. Bu ortamda eriyik-yan kayaç arasındaki kimyasaltepkime yayılmanın ba�langıç a�amasında kuvvetli olacak az refrakter nitelikli toleyitikbile�imli ergiyikler yüksek Al’lu kromitleri olu�turacaktır (Zhou ve Robinson, 1997).

Levha tektoni�i kavramından hareketle yukarıdaki bilgilerin ı�ı�ında,

podiform kromitlerin boninitik bile�imli bazik eriyiklerin tektonit harzburjitlerle

tepkimesi sonucu olu�tukları görü�ü a�ırlık kazanmaktadır. Kromit kütleleri,

boninitik magmanın yukarı do�ru hareketi ve daha önceki okyanus ortası sırtı tipi

peridoititle daha sı� derinlerde tepkimesi sonucu meydana gelmi�lerdir. Kromit

kütlelerini olu�turan kromit taneleri içlerinde sıvı kapanımlarının bollu�u ve su

içeren minerallerin fazlalı�ı ile dikkat çekerler. Bu da ana magmanın su oranının

fazla oldu�unu ve olu�umların dalma batma zonu’nda geli�ti�ini göstermektedir.

Podiform kromitler, ada yayı ve yeni olu�an yay gerisi yayılım merkezleri gibi

ba�lıca iki tektonik ortamda meydana gelmektedirler. Okyanus ortası sırtlar gibi eski

yayılma merkezlerinde podiform kromitlerin olu�ması pek beklenmez. Di�er bir

ifadeyle, okyanus ortası sırtı ofiyolitlerinin manto kesiminde bulunan kromitler


55

küçük boyutludur. Ekonomik boyuttaki kromit yatakları Dalma Batma Zonu

ofiyolitler ile ili�kili olarak bulunmaktadır (Zhou ve Robinson, 1997) (�ekil 4.5 ).

4.3.3.2. Üst Kabuk Podiform Kromit Yataklarının Genel Özellikleri ve Olu�umu

Arai ve ark.,(2004)., Oman Ofiyolitindeki yaptıkları ara�tırmada yeni bir tip

olarak Üst Kabuk Podiform tipi kromit kütleleri bulundu�unu bildirmektedirler.

Yazarlara göre bu kromit kütlelerin genel özellikleri:

* Levha dayk sistemi ve gabroların üst zonu arasında (�ekil 4.7),

*Podiform kromit kütleleri 30 cm den küçük düzensiz yuvarlı�ımsı yapılar

�eklinde,

* Kromit kütleleri, gabroyik kayaçların a�sı yapısıyla çevrili dunitik kayaç

içerisndedir,

* Kromit kütleleri içerisinde tabakalanma ve derecelenme benzeri yapılar

gözlenmez,

* MOHO zonu altında bulunan di�er podiform kütlelerine nazaran

ofiyolitlerin tavanına çok yakın konumlu bulunurlar,

* Kromit kütlesi, küçük feslik ve gabroyik kayaç olu�turan mineraller ile

dunit içerisindedir,

* Stratiform kromit kütlelerinde matriksi plajioklas ve klinoproksen

olu�tururken podiform kromitin matriksini olu�turan dunit aynı zamanda

kromit kristalleri içinde inklüzyonlar halinde bulunur. Üst kabuk kromitleri

bu yönüyle stratiform tipi kromitlere benzemekte,

* Kromit minerallinin (Ortalama, Cr2O3+Al2O3 = 58.08) de�erlerinin manto

normal kromitler içerisindeki de�erlerle (Manto Kromitleri ortalama

Cr2O3+Al2O3 = 69.01) kar�ıla�tıklarında oldukça dü�ük oldu�unu,

*Cr/(Cr+Al) oransal de�erinin ortalama 0.6 oldu�unu,

* Kromit kristali içerisindeki TiO2 de�erinin % 1-3 arasında de�i�ti�ini,

bildirmektedirler.


56

�ekil 4.7. Oman Ofiyoliti içerisindeki Üst Kabuk Podiform Tipi kromitlerinkonumunu gösteren dikme kesit.Oman Ofiyoliti MOR (Mid-Ocean Ridge-Okyanus ortası açılım) ve SSZ (Supra-Subduction Zone-Dalma-BatmaZonu) bile�eninden meydana gelmektedir. Üst Kabuk Bölümü kromitkütleleri üst intrüzyon dünitleri içerisinde SSZ kayaçları bölümündedir(Arai ve ark. 2004).

5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ

57

5. ARA�TIRMA BULGULARI

Doktora tez çalı�ması olarak seçilen alan, Toros Da� Ku�a�ı içerisindeki

Pozantı-Karsantı Ofiyoliti batı kesimini olu�turan Mazmılı-Koparan bölgesidir.

Çalı�ma alanın sınırlarını kuzeyde Orta Toros’ların ikinci yükseltisi olan Lorut Da�ı

güneyi kuzey sınırını, Karanfil Da� kuzeyi güney sınırını, batı kesimini Cevizlik Fayı

do�uda ise Tahtalı deresi olu�turmaktadır.

Çalı�ma alanı içerisindeki kayaçlar; Toros Karbonat platformuna ait Beyaz

Alada� Kireçta�ı, Karanfil Da� Kireçta�ı ile Ofiyolitik Melanj, taban metamorfik

kayaçları ve Pozantı-Karsantı Ofiyolitine ait kayaç grupları ve tüm bu kayaçların

üzerine gelen vadilerde ve çukur alanlarda görülen alüvyonlar olu�turmaktadır

(�ekil 5.1).

Bölgedeki cevherle�me ise ofiyolitin tektonitleri içerisinde bulunan

podiform kromit yatakları ve ofiyolitlerin derin sedimanter kayaçları olan

radyolaritler içerisinde bulunan bakır cevheri olu�turmaktadır.

5.1. Toros Karbonat Platformu

5.1.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı

Beyaz Alada� kireçta�ı, çalı�ma alanının kuzeyinde yayılım göstermektedir.

Üst Triyas-Alt Jura ya�lı (Tekeli ve ark., 1984) olan Beyaz Alada� kireçta�ları Lorut

da�ı güneyinde ofiyolitik kayaçlarla olan bindirme sınırı net olarak izlenebilmektedir

(Resim 5.1). Bindirme boyunca Beyaz Alada� kireçta�ı blokları, özellikle Solaklı

Köyü KD’daki mostralarda yaygın olarak görülür. Kireçta�ı blokları yer yer

100-150m boyutundadır. Çalı�ma alanı içerisindeki Beyaz Alada� kireçta�ı, beyaz-

gri renkli, orta kalın tabakalı veya masif görünümlü dolomit ve dolomitik

kireçta�larından olu�maktadır.


58

�ekil 5.1. çalı�ma alanı genel jeoloji haritası (Çataklı, 1983’den revize edilmi�tir.)


59

5.1.2. Karanfil Da� Kireçta�ı

Karanfil Da� Kireçta�ı, çalı�ma alanın güney-batı kesiminde, Solaklı köyü

güneyi, Kargedi�i Tepe güneyi ve Karanlık Dere içerisinde yayılım göstermektedir.

Çalı�ma alanı içerisinde ofiyolitik kayaçların tabanında, yer yer antiklinal kıvrımlı

yapıda görülen, orta, kalın tabakalı içerisinde çört yumruları bulunduran dolomitik

kireçta�ı ve dolomitten olu�maktadır (Resim 5.2).

5.2. Ofiyolitik Birim

Çalı�ma alanı içerisinde ofiyolitik birli�i, Pozantı-Karsantı Ofiyoliti

içerisindeki tektonitler, kümülatlar, dolerit-diyabaz daykları, damar kayaçları ile

ofiyolitik melanj ve metamorfik dilim kayaçları olu�turmaktadır.

5.2.1. Ofiyolitik Melanj

Çalı�ma alanı içerisinde, Tozlu Tepe alt kesimleri, Karanlık Dere, Köpüklü

Dere ve Mazmılı Yayla civarında, ço�unlu�unu ofiyolitik birimden türemi�

kayaçların olu�turdu�u tektonik dilimler �eklinde çok karma�ık bir iç yapıya sahip

melanj karakterli birimler görülmektedir. Melanjı olu�turan kayaçlar, geni� kapsamlı

bir kayaç toplulu�u içermektedir. Bunlar; ofiyolitin tabanına ait bulunan kireçta�ı,

serpantinle�mi� ultrabazik kayaçlar, serpantinitler, gabro, dolerit-diyabaz dayk,

yastık lav, radyolarit ve benzeri kayaç parçalarından olu�maktadır. Ayrıca melanj

içersindeki serpantinize ultrabazikler ve serpantinler arasında yer yer görülen kromit

cevheri bulunmaktadır (Resim 5.3). Buradaki kromit cevheri tamamen ilksel yapısını

kaybetmi� olarak melanj içerisinde da�ınık olarak görülür.

5.2.2. Metamorfik Dilim

Çalı�ma alanı içerisinde Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tabanında yer alan

metamorfik dilime ait kayaçlar yer yer 300-400m uzunlu�unda ince �eritler �eklinde


60

Resim 5.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı Ofiyolit sınırı ve ofiyolit içerisinde kireçta�ıblokları (Mazmılı Yayla do�usu).

Resim 5.2. Ofiyolitin tabanında bulunan Karanfil Da� Kireçta�ı ait antiklinal yapı.(Karanlık Dere içi).


61

Resim 5.3. Ofiyolitik melanj içerisinde tamamen serpantinle�mi� kayaç içerisindekromit da�ılımı (serpantinitler ye�ilimsi renkte ve kromit cevheri ise siyah.Tozlu Tepe batısı- Karanlık Dere �çi).

dolerit-diyabaz daykları tarafından kesilmi� olarak görülürler. Kalınlıklar ise 100

m’ye (Kargedi�i KD) çıkabilmektedir. Metamorfik kayaçlar da, arazi gözlemlerinde

ye�imsi-gri renkli �istlerden ve sarımsı-siyah renkli amfibolitlerden olu�an iki farklı

yapıdadır (Resim 5.4 ve 5.5). Metamorfik kayaçları kesen dayklar ise farklı kalınlıkta

olup 20-25m kalınlı�ında olanlarda (Kargedi�i Tepe do�usu) bulunmaktadır.

Metamorfik kayaçlardan peridotitik kayaçlara olan dokana�ına do�ru artan bir

metamorfizma izi makro olarak gözlenmektedir. Dü�ük metamorfizma izi görülen

kesimde ilksel kaya türü özellikleri daha iyi korunmu� olarak görülür.

5.2.3. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti

5.2.3.1. Tektonitler

Ultramafik kayaç olan tektonitlerin sınıflandırılması kayaç içerisindeki

olivin miktarı ve piroksen türü minerallerin oran ve çe�idine göre yapılmaktadır.


62

Resim 5.4. Tektonitlerin tabanındaki metamorfik taban kayaçlardan ye�il �istlerinarazide görünümü (Kargedi�i Tepe güney do�usu).

Resim 5.5. Metamorfik taban kayaçlarından amfibolitik kayaçların arazide görünümü(Kargedi�i Tepe güney do�usu)


63

Olivin miktarı % 90 dan fazla olan kayaça dunit adı verilir. Piroksen türü de�i�en

olivin % miktarı ile birlikte harzburjit ve verliti ayırır. Olivin miktarı % 90-40

arasında olan ultramafik kayaçlarda piroksenin türü ortopiroksen ise harzburjit,

piroksen türü klinopiroksen ise verlit olarak adlandırılır. Kayaç içerisindeki

ortopiroksen ve klinopiroksen türü yüzdesi yakla�ık e�it olan ve % 90-40 arasında

olivin içeren kayaça lerzolit adı verilir. Kayaç tamamen ortopiroksenden olu�uyorsa

ortopiroksenit veya tamamen klinopiroksenden meydana gelmi�se klinopiroksenit

denir. Çok az oranda olivin ço�unlukla piroksen türünden meydana gelmi� kayaca

ise vebsterit denir. Bir di�er anlamda % 40 üzerinde olivin içeren ultramafik

kayaçlara peridotitler, % 40 dan daha az olivinden meydana gelen ultramafik

kayaçlarda piroksenit adı verilir.

Tektonitler, bakiye ultrabazik kayaçlardan olup, magmanın büyüme zonu

altında yükselmesi sırasında katı halde deformasyon geçirmi� kayaçlardır (Coleman,

1971; Juteau, 1975). Tektonit kayaçlar içerisnde yer yer üst mantoya ait parçalar

bulunmakta ve kısmi ergime nedeniyle bazaltik farklıla�ma açısından oldukça kısır

görülmektedir (Juteau, 1975).

Boudier ve ark.(1982), ultramafik tektonitlerin olu�umu esnasında mantoda

meydana gelen deformasyonları iki kısma ayırmı�tır. Bunlar;

a-Birinci tip deformasyon ultramafik tektonitlerin hemen hemen tamamında

hakim olan deformasyon olup 200-400 bar basınçta ve yakla�ık 1000-1200 oCde

mantoda meydana gelen plastik akma sonucu olu�an deformasyondur. Bu

deformasyonlar peridotitlerin katıla�ma sınırına yakın oldu�u ve okyanus ortası

sırtlarda mantonun yukarıya do�ru yükselip her iki tarafa do�ru simetrik bir �ekilde

yayılması esnasında olu�maktadır. Ultramafik tektonitler içerisinde iki tip doku

gözlenmektedir. Bunlardan birincisi kaba taneli porfiroklastik doku olup üst

sevilerde gözlenir. Ultramafik tektonitlerin daha alt seviyelerinde gözlenen ikinci tip

doku ise daha çok taneli granoblastik veya mozayik doku �eklinde kendini gösterir

(Nicolas ve ark., 1980).

b-�kinci tip deformasyon ise tektonitlerin taban seviyelerindeki 1-2 km’lik

kısımda gözlenmektedir. Bu deformasyon, 700-900 oC’de ve 1-2 kbar basınçta


64

meydana gelmekte ve oldukça yaygın bir �ekilde milonitle�me ile kendini

göstermektedir.

Çalı�ma alanı içerisinde tektonitler en yaygın kayaç türü olup ço�unlukla

harzburjit ve daha az oranda dunit band ve paketlerinden olu�maktadır.

5.2.3.1.(1).Harzburjit

Harzbujitler çalı�ma alanı içerisinde en yaygın da�ılama sahiptir. Pozantı-

Karsantı Ofiyolitindeki harzburjitler porfiroklastik ve granoblastik olmak üzere iki

farklı dokusal yapıda (Bingöl, 1978; Çakır, 1978; Çataklı, 1978) olmasına ra�men

çalı�ma alanı içerisindeki harzburjiterin tamamı porfiroklastik yapıdadır.

Harzburjitlerin serpantinize yüzeyi sarı-kahve ve ye�ilimsi renkte olup, taze

yüzey rengi ye�ilimsi siyah renklidir (Resim 5.6). Serpantin yüzeylerinde piroksen

kristalleri çıplak gözle ayırt edilebilmektedir (Resim 5.7).

Harzburjitlerin Mineralojik ve Petrografik Özellikleri

Harzburjit kayaçlarında yapılan ince kesitlerin mikroskopta incelemesinde,

% 70-80 olivin, % 15-25 arasında ortopiroksen, % 1-2 klinopiroksen ve % 2-5 kromit

ile de�i�en oranda serpantin minerallerinden meydana geldi�i görülmü�tür.

Olivin

Harzburjitlerin ana bile�en minerali olan olivinler polarizan mikroskopta,

tek nikolde renksiz, çift nikolde sarı, mavi ve eflatun gibi canlı renklerde

deformasyon sonucu di�er minerallere göre daha az elastikiyet göstererek

parçalanarak tane boyları küçülmü�tür (Resim 5.8 ). Olivin, piroksen tane

sınırlarında daha küçük boyutlara ayrılmı� ve bu küçük taneler piroksen tanelerinin

etrafını mikro milonitik zona benzer yapılar ile çevrelemi�lerdir. Kırılmı� olivin

kristalleri piroksen sınırlarını a�ındırmı�tır. Olivin bazı kesitlerde piroksen

mineralleri içerisinde kapanımlar halinde görülür (Resim 5.9).


65

Ortopiroksen

Ortopiroksenler, parçalanan ve küçük taneli olivin kristalleri ile çevrelenmi�

olan kristalleri, çift nikolde gri-sarı renklerde, tek nikolde renksiz olup e�ilme ve

bükülme yapıları gösterirler (Resim 5.8). Paralel sönme gösteren ortopiroksenler

kayaç içerisinde %15-25 arasında de�i�en oranda hacme sahiptir. Ayrıca dilinimleri

boyunca bastitle�meler görülür

Klinopiroksen

Harzburjit içerisinde birincil mineral olarak en az da�ılıma sahip olan

klinopiroksenler, tek nikolde rensiz, çift nikolde gri tonlarda, e�ik sönme gösterirler

ve ayrıca 3 yönde belirgin dilinimleri vardır (Resim 5.9). Kayaç içerisindeki ortalama

da�ılımları %1-2 civarındadır.

Kromit

Harzburjitler içerisinde 1-9 mm arasında kristal boyutlarında kromitin

varlı�ı % 5 kadar çıkabilmektedir. Kromit kristalleri polarizan mikroskopta, çift

nikolde opak, tek nikolde kırmızımsı turunçu rengiyle karakteristiktir. Kristallerinin

etrafında farklı kalınlıklarda manyetitle�meler oldukça sık görülür Deformasyon

sonuçu parçalanmı� ve iki yönde geli�mi� kırık sistemi vardır ve kırıkların arası

serpantin mineralleri ile doldurulmu�tur. Kristaller oldukça düzensiz bir kristal

boyutu ve yapısına sahiptir. Kristal boyutu büyük olan kristaller oldukça farklı kristal

yapısına sahip olup tamamen birbirinden farklı �ekillerde ve boyutlardadır (Resim

5.10. A-B.). Kristal boyutu küçük olanlar öz�ekilli olup, bir arada olanlarında

çizgisel bir dizilim görülür (Resim 5.11).

Serpantin Mineralleri

Harzburjitlerde yapılan tüm ince kesitlerde serpantinle�me yaygın olarak

görülmektedir. Kesitlerde, serpantin minerallerin da�ılımı kesitler içerisinde %10-40

arasında de�i�mektedir.


66

Resim 5.6. Harzburjitlerin arazideki görünümü. Ayrı�ım yüzeyleri sarımsı kırmızırenkte, taze yüzeyleri mavimsi siyah renklidir (Koparan Ocakları).

Resim 5.7. Hazburjitlerin ayrı�ma yüzeyi. Beyaz renkli piroksen kristalleri çıplakgözle ayırt edilmektedir.


67

Resim 5.8.Harzburjitik kayaç içerisinde Olivin, Ortopiroksen ve serpantinmineralleri. (Ol: Olivin, Opx:ortopiroksen, Sp: Serpantin. Pol mik. çift nikol).

Resim 5.9. Harzburjit kayaç içinde ortopiroksen kristali ve kapanım �eklinde veetrafında olivin kristali (Ol: Olivin, Cpx: Klinopiroksen-Polarizanmikroskop, çift nikol).

Cpx

Opx

0 0,2mm

0 0,2mm

Sp

Sp


68

-

-

Resim 5.10. Harzburjit içerisinde birbirinden oldukça farklı yapıda, kırık vekenarları boyunca manyetitle�mi� kromit kristalleri (Pol. mik. tek nikol).A-Olivinler içersinde kromit kristali ve kromitin içinde kapanım halindeolivin.B- Olivinler içerisinde tamamen öz�ekilsiz yapıda, kenar ve kırıklarıboyunca manyetitle�mi� kromit kristali.

0 0,2mm

0 0,2mm

A

B


69

Resim 5.11. Harzburjit kayaç mikroskop görüntüsü. Kromit taneleri uzun eksenleriboyunca dizilim göstermektedir. Serpantin minerali krizotil ise lifsiyapıdadır. (Polarizan mikroskop tek nikol, Cr: kromit- Sp:serpantin)

5.2.3.1.(2). Dunit

Arazide, harzburjitlerden piroksen kristallerinin % 10 dan az olması ile

ayrılırlar. Ayrı�ım yüzeyleri kırmızımsı-sarımsı renkte, taze yüzeyleri zeytin ye�ili

renkte olup, bandlar, uyumlu veya uyumsuz cepler �eklinde gözlenmektedir.

Bandların kalınlıkları birkaç cm ile birkaç on cm kalınlı�ındadır. Cepler �eklinde

görülen dunitler ise oldukça de�i�ken boyutlara sahip olup, bazen 40-50 m

uzunlu�unda olmasına ra�men yaygın olarak daha küçük boyutlarda görülmektedir.

Tektonit kayaçlar içerisinde bulunan kromit cevheri dı� kısmını dunitler bir zarf gibi

sarmasından dolayı cevher için klavuz kayaç özelli�indedir. Kromit cevherinin dı�ını

saran dunitler ile kromit yata�ının boyutu arasında bir ba�ıntı kurulamamı�tır.

Boyutlarının küçük ölçekli olmasından dolayı 1/25 000 ölçekli jeoloji haritasında

gösterilmesi mümkün olmamı�tır.

Dunitlerde yer yer % 80-85 oranında serpanti�le�meler görülür. Serpantinize

bir dunit, %90-95 olivin, %5-10 ortopiroksen ve tali olarak kromit kristallerinden

0 0,2mm

Sp


70

olu�ur. Bazı kesitlerde kromit kristalleri öz�ekilli olarak görülür (Resim 5.12).

Resim 5.12. Dunit kayaç mikroskop görüntüsü. Olivinler mavi, sarı canlı renklerinde,öz�ekilli kromitler ise opaktır. (Cr: kromit. Polarizan mik. çift nikol)

5.2.3.2. Damar Kayaçları

Tektonit harzburjit ve dunitler yer yer farklı kalınlıkta iki tip damarlarla

kesilmi�lerdir (Resim 5.13). Bunlar piroksenit ve gabro bile�imli damarlardır.

Piroksenit damarları genelde KD-GB yönünde dike yakın e�imli olarak

bulunurlar.

Gabro damarları, piroksenitler ile kar�ıla�tırıldıklarında daha ince bir

kalınlı�a sahiptirler. Gri beyaz renkli olup bazen pegmatitik özellik gösterirler .

Her iki damar tipinin de etrafında yakla�ık olarak damarın kalınlı�ı kadar

so�uma izi bulunmaktadır.

5.2.3.3. Kümülat Kayaçlar

Çalı�ma alanının kuzey do�u bölgesinde çok az bir alanda mostraları

bulunan kümülat kayaçları piroksenitik kümülat ve gabroyik kayaçlardan

olu�maktadır.

0 0,2mm


71

Resim 5.13. Harzburjitleri kesen damar kayaçları

A

B


72

Arazideki görünümleri pegmatitik özellikte ye�ilimsi gümü� renginde

tabakalı bir yapıda olan piroksenitik kümülatlar, makro olarak orta ve ince taneli

özelliktedir.

Tektonik olarak piroksenitik kümülatlar üzerine gelen gabroyik kümülatlar

çalı�ma alanı içerisinde oldukça az mostrası bulunmaktadır. Tabakalı yapıda olan

gabroyik kümülatlar birkaç cm kalınlı�ında vebsterit tabakaları üzerine oturmu�

durumdadır.

5.2.3.4. Dolerit-Diyabaz Daykları

Arazide di�er ofiyolitik kayaçlardan a�ınma dirençlerine ba�lı olarak daha

yüksek mostra vermeleri ile kolayca gözlenebilmektedir (Resim 5.14). Çok belirgin

olmamakla birlikte daykların KD-GB yönünde bir yönelimleri vardır. Kalınlıkları yer

yer 25-30 m ye çıkabilmektedir. Kalın olan dayklar da, daykın çevresindeki kayaçları

bir miktar metamorfizma etti�i gözlenmi�tir ve daykın dı� kesiminden merkezine

do�ru bir kristal büyümesi gözlenebilmektedir.

5.2.3.5. Radyoloritler

Ofiyolitik kayaçların derin deniz sedimanter kayaçı olan radyoloritler,

çalı�ma alanı içerisinde; kırmızı rengi, kendi içinde kıvrımlanarak olu�turdu�u

antiklinal ve senklinal yapıları ve di�er ofiyolitik kayaçlara göre daha yumu�ak

morfolojileri ile karakteristiktir (Resim 5.15). Radyolaritlerin içerisinde band ve

mercek �eklinde nabit bakır içeren cevherle�meler bulunmaktadır.

5.2.3.6. Alüvyon

Çalı�ma alanının içerisindeki vadilerde ve çukur alanlarda kötü boylanmı�

alüvyonlar bulunmaktadır. Özellikle ofiyolit-kireçta�ı bindirme sınırını olu�turan

çalı�ma alanı kuzeyindeki vadilerde kireçta�larından kopmu� ve vadileri dolduran

blok boyutuna varan alüvyonlar yaygın olarak görülür.


73

Resim 5.14. Harzburjitleri kesen dolerit diyabaz dayklarının arazı görünümü.

Resim 5.15. Radyoloritik kayaçların arazi genel görünümü (Mazmılı Yayla güneyi).


74

5.3. Cevherle�meler

Çalı�ma alanı içerisindeki cevherle�meyi dunitik kılıfla harzburjiler

içerisindeki podiform kromitler ile ofiyolitlerin derin sedimanter kayaçı olan

radyolaritler içerisindeki nabit bakır cevherle�mesi olu�turmaktadır.

5.3.1. Kromit Cevherle�mesi

Çalı�ma alanı içerisinde kromit cevherlerin tamamına yakın bölümü

podiform tipte yataklanmı� olup çok düzensiz ve küçük rezervli yataklardır.

Podiform tipte yataklanan kromit cevherin yanında küçük ölçekte

mostralarda bantlı tip cevherle�melerde görülür, fakat yanal devamlılıkları oldukça

sınırlıdır. Kromit cevheri; mercek, kama veya filon �eklinde masif, sacınımlı, bantlı

ve nodüler tiptedir.

Kromit cevheri ile cevherin içerisinde bulundu�u harzburjitler arasındaki

kontakt ilksel veya tektonik konumlu olup, tektonik dokanaklarda, cevher ile

harzburjitler arasında bre�le�mi� bir geçi� zonu bulunmaktadır. �lksel konumlu

kontaklarda cevher kütlesinin genel konumu ile harzburjitlerin konumu uyumlu, yarı

uyumlu ve uyumsuzdur. Tektonizmanın yo�un oldu�u bölgelerde cevher kütlelerinde

parçalanarak kopmalar ve deformasyonlar meydana gelmi�tir (Resim 5.16).

�nceleme alanı içerisindeki ocak ve mostralarda; masif, saçınımlı, nodüler

ve bantlı tip kromit cevherler oldukça düzensiz da�ılıma sahiptir. Kromit ocak veya

mostralarında belirtilen cevher tiplerinin hepsini birlikte görmek oldukça güçtür.

Ocak veya mostranın tabanında ba�layan bir cevher tipi daha sonra geçi�li veya

tedrici olarak ba�ka bir tip cevherle�meye geçebilmektedir. Bu geçi�in sebebi, büyük

bir kısmı magma odasında kromit çökelmesi sırasında hüküm süren fiziko-kimyasal

ko�ulların de�i�mesinden kaynaklanırken, bir kısmı da ofiyolitik masiflerin kıta

üzerine bindirmesi sırasında ve bindirmeden sonraki tektonik olaylardan

kaynaklanmı�tır (Anıl, 1990).


75

Resim 5.16.Tektonizmanın sonucu kromit cevherinde görülen sucuklu (Budinaj) yapı(Gökziyaret Tepe güneyi).

5. 3.1.1. Masif-Kompakt Kromitler

Masif tip kromit cevheri, en yaygın cevher tipidir. Mercek veya filon

�eklinde cevherle�en masif kromitlerde merceklerin ve filonların boyutları oldukça

de�i�kendir. Mercek ve filonların uzun eksenleri birkaç 10’cm den (Resim 17 A-B,

mercek yapısında masif kromit) ba�layarak 70-80 m boyutuna ula�abilmektedir

(Koparan Oca�ı). Kromit merceklerinin etrafı farklı kalınlıkta dunitik ku�ak ile

çevrilidir (Resim 17. C-D ). Arazide küçük ölçekli merceklerde yapılan makro

gözlemlerde kromit merce�inin merkezi kesimlerinde, kromit kristalleri kenar

kısımlara göre daha iri kristallerden meydana gelmi�tir ve merce�in merkezinden

uzakla�tıkça kristal boyutlarında gözle görülür bir küçülme görülür. Bazı mostra ve

el örneklerinde kromit merce�inin merkezi kesimleri daha dü�ük tenörlü masif


76

Resim 5.17. Masif kromit cevheri arazi ve el örneklerindeki resimleri.

A

B

C D


77

cevher ve sacınımlı cevher ile ku�atılmı�tır. Masif kromit cevherlerinin merkezi

kısımlarında, kromit kristalleri hacimsel olarak % 90-95’e ula�abilmekte ve makro

olarak kristaller ayırt edilebilmektedir.

Masif kromit cevherinde makroskopik olarak iki tür yapısal doku görülür;

* Tektonizmanın çok az oldu�u mostra ve ocaklarda, kromit cevherini

olu�turan kristaller ile bunların arasını dolduran olivinlerin arasındaki dokanak

ili�kisi ilksel yapıdadır (Resim 5.18 ).

* Tektonizmanın yo�un olarak görüldü�ü bölgelerdeki ocak ve mostralarda,

kromit kristallerinde ve serpantinize olivinler ilksel konumlarını kaybederek,

içerisinde bulundukları merçek veya filonun genel uzanım do�rultusunda uzama ve

gerilmeler görülür (Resim 5.19 ).

5.3.1.2. Saçınımlı (Dissemine) Kromitler

Saçınımlı kromit cevher, masif cevherden sonra en yaygın da�ılıma sahip

cevher tipi olup, tüm ocak ve mostralarda görülür. Yan kayaç dunite göre daha fazla,

masif cevhere göre ise çok az kromit cevheri bulundurur. Sacınımlı cevher tipi

kromit merce�inin etrafını ku�atır konumda veya kromit merce�inden ba�ımsız

cevher olarak dunitler içerisinde görülürler. Kromit merce�inin etrafındaki sacınımlı

kromit cevheri ile merce�inin büyüklü�ü arasında bir ba�ıntı kurulamamı�tır.

Merce�in boyutu ister 5-10 cm olsun (Resim 5. 20. A) veya daha büyük olsun her iki

tipte de saçınımlı kromitler görülebilmektedir. Bazı örneklerde kromit kristallerin de

yönelim görülebilmektedir (Resim 5. 20. B)

Saçınımlı kromit cevherleri makroskopik kristal boyutları bakımından iki

farklı yapıdadır;

* Nispeten küçük kristal boyutlu saçınım cevher; kromit kristalleri 0.1-0.5

mm arası kristallerinden olu�ur ve kristallerin birbiriyle dokanakları yoktur.

Ortalama % 10-15 kromit cevheri içermektedir (Resim 5.20. C ).

* Nispeten büyük kristal boyutlu saçınımlı cevher; kromit kristalleri, 0.5 1

mm arasında ve kristallerin yakla�ık % 50’ si birbiriyle dokanak ili�kilidir. Ortalama

% 20-25 cevher içermektedir.


78

Resim 5.18. Deformasyona izi görülmeyen masif kromit cevheri

Resim 5.19 Deformasyon sonucu dunitik matriks kromit cevheri içerisinde belirginbir yönelim kazanmı�tır.


79

Resim 5. 20. Saçınımlı kromit cevher örnekleri.

A

B

C


80

5.3.1.3. Nodüler Kromit

�nceleme alanı içerisinde nodüler kromit, yaygın olarak Gavurgeri Tepe batı

ve kuzey bölgesindeki ocak ve mostralarda görülür. Nodüler kromiti olu�turan

nodüler; yuvarlak, elipsoidal veya kö�eli �ekilde dunitik matriks içerisindedir

Nodüllerin uzun eksenleri 5-35 mm arasında de�i�mektedir (Resim 5. 21-A-F).

Nodüler kromit cevheri nodüllerin �ekli yönünde iki farklı tiptedir.

* Birinci tip, nodüller yakla�ık e� boyutlu olup, elipsoidal veya yuvarla�ımsı

yapıdadır (Resim 5.21 A. ).

* �kinci tip, nodüller e�boyutsuz, ve yer yer kö�eli nodüller içeren cevher

tipidir (Resim 5.21. B-C.).

Her iki gruba ait nodüllerin uzun eksenleri yata�ın genel uzanım yönüne

paraleldir (Resim 5. 21. D.)

Nodüllerin içerisindeki kromit cevheri iki farklı yapıdadır.

* Masif yapıda; kromit kristalleri masif cevher yapısında olup kristaller

birbiriyle kenetlidir ve matriks içermezler (Resim 5. 21.A).

*Nodüller masif yapıda olmayıp, yakla�ık olarak % 15-20 arasında

serpantinize dunitik matriks içermektedir (Resim 5.21. E).

Nodüler tip kromit cevherinin sadece podiform tip kromitlerde görülmesi,

staritiform ve podiform tip yatakların en ayırtman özelli�idir (Thayer, 1969).

Nodüllerin olu�umu, kromitçe zengin nodüllerin tekrar magma içerisine

karı�madan ve olivince zengin bandlar içinde zamanla sertle�erek, u�radı�ı tektonik

olayların �iddetine göre de �ekilleri bozulabilmektedir. Yüksek sıcaklıkta ve hızlı

kristalle�meler sırasında nodüllerin içinde dantritik yapılar geli�ebilmektedir

(Dickey, 1975).

5.3.1.4. Bantlı Kromit

Çalı�ma alanı içerisinde en az da�ılıma sahip cevher tipidir. Bantlı

kromitler, kalınlıkları 0.5-20 cm arasında de�i�en cevherli seviyeler ile dunitlerin

ardalanmasından meydana gelmektedir. Bant kalınlıkları oldukça de�i�ken olan bu


81

cevher tipinde, bantların kromit içerikleri oldukça de�i�kendir. Masif karakterli bir

bantdan sonra saçınımlı bir bant onu takip edebilmektedir (Resim 5. 22). Yada iki

farklı kromit seviyeleri pe�pe�e birbirini izleyebilmektedir. Bantlı tip kromitlerdeki,

kromitlerçe daha cevher içeren seviyeler bile dunitlerin ortalama kromit

içeriklerinden fazla kromit bulundururlar. Kromit bantları içerisinde dunit blokları ve

kromitleri kesen damarlar içermektedir (Resim 5.23. ).

Kromit içerisinde dunit blokları bunların aynı anda ve oldukça hızlı

kristalle�tiklerini gösteriri (Leblanc, 1980).

Bantlı kromitler, ultrabazik bir magmadan itibaren yan konveksiyon

akımlarının etkili olmadı�ı bir ortamda, kromit ve olivin kristallerinin magmatik

sedimantasyonla üst üstte birikmesiyle olu�maktadır. Segragasyon sırasında kromitin

doygun hale ula�tı�ı sırada zengin cevher bantları, doygunluk sınırında ise olivinin

hakim oldu�u steril bantlar olu�maktadır (Anıl, 1990).

5.3.1.5. Karı�ık Cevher

Masif, sacınımlı, noduler ve bantlı tip kromit cevherlerin yanında karı�ık

tipte cevherle�meler de çalı�ma alanı içerisinde mostra ve ocaklarda görülmektedir.

Karı�ık tip cevher olarak , en az iki tip cevherin bir araya gelen ve cevher tiplerinin

her oranda bulunabildi�i cevher tipidir.

5.3.2. Kromit Yatakları (Ocakları)

Çalı�ma alanı içerisinde kromit yata�ı olarak

Koparan,

Ortaseki (Yeniyayla I),

Mahmut (Yeniyayla II),

Çemberatan ve

Hakverdi (Gavurgeri) ocakları bulunmaktadır.


82

Resim 5. 21. Nodüler kromit cevher örnekleri.

0 1 cm0 1 cm

0 1 cm0 1 cm

0 1 cm

A B

C

E F

D


83

Resim 5. 22. Bantı tip kromit cevherlerinde masif yapıda bir bantdan sonra bunutakip eden sacınmlı bantın gelmesi.

Resim 5.23. Bantlı tip kromit cevherinde dunit blok ve damarı.


84

5.3.2.1. Koparan Ocakları

Koparan Da� bölgesinde Gavurgeri Tepe (2727) ve eteklerinde önceki

yıllarda daha ziyade mostra madencili�i esasına dayalı olarak çalı�an küçük ocaklar

ve Ana Koparan oca�ı bölgedeki Koparan Ocakları olarak bilinmektedir. Buradaki

mostra madencilik esasına göre yapılan küçük ocaklar co�rafik zorluklardan dolayı

terk edilmi�tir. Ana Koparan Oca�ı 1949 yılında Gavurgeri Tepedeki filon �eklinde

iki adet kromit mostrasının i�letilmesi ile ba�lanmı� sonraki yıllarda yer altı

i�lemecili�i yapılarak devam etmi�tir. Cevher üretimi geçen süre içerisinde aralıklı

çalı�malarla yakla�ık 30-35 bin ton kromit cevheri çıkartılmı�tır (Maden Müh., Ali

Kara sözlü görü�me, Çeltik Madencilik). Koparan oca�ı yeri ve konumu tespit

edilmi� olan dört adet mercekten olu�maktadır (�ekil. 5.2.). Bu merceklere 2430

(resim 5.24) ve 2490 m kotlu K-G yönünde ve 2480 m kotlu KB-GD yönünde

açılmı� üç adet galeri ile imtiyaz sahibi �irket tarafından i�letme planı

olu�turulmu�tur. Mercekler yakla�ık 75-80O KB ya dalımlı olup ilgili �irket

tarafından yapılan sondajlarda merce�in uzun ekseninin 75-100 m civarında oldu�u

tahmin edilmektedir. 1 nolu merce�e ait kesit �ekil 5.3.’de görülmektedir.

Koparan oca�ında ana cevher tipi masif yapıda olup maden i�letmecileri

arasında takoz olarak nitelendirilmektedir. Mostralarda özellikle Gavurgeri Tepe batı

bölgesinde nodüler ve saçınımlı cevhere rastlanmı�tır.

5.3.2.2. Ortaseki (Yeniyayla I) Oca�ı

Tozlu Tepe KB’sında derin bir vadi içerisinde bulunan Ortaseki Oca�ı

bölgenin kromit cevheri üretimi bakımından en zengin oca�ı olmasına ra�men son 10

yıl içerisinde ruhsat sahibi �irket politikasından dolayı üretim yapılmamı�tır. Bu ocak

1955 yılında mostralardaki cevher üretimi ile ba�lanmı� daha sonraki yıllarda yer altı

üretimine geçilmi�tir. Çalı�tırılan süreler içersinde, önemli bir bölümü masif yapıda

olmak üzere, yakla�ık olarak toplam 100 bin ton kromit cevher üretimi yapılmı�tır

(Maden Müh., Ali Kara sözlü görü�me, Çeltik Madencilik ).


85

�ekil 5.2. Koparan Oca�ı maden haritası.


86

�ekil. 5.3. Koparan oca�ı 1 nolu merce�e ait A-A′ kesiti

Resim. 5.24. Gavurgeri Tepe de bulunan Koparan Oca�ı genel görünümü (Kuzeyebakı�).

2384m


87

5.3.2.3. Mahmut (Yeniyayla II) Oca�ı

Tozlu Tepe KD’sun da yer alan ocakta açık i�letme ve yer altı üretimi

birlikte yapılmaktadır. Ocak içerisinde üç adeti yüzeyde mostrası bulunan

merceklerde açık i�letme ve iki adet yüzeyde mostrası bulunmayan mercekte yer altı

üretimi yapılmaktadır (�ekil 5.4.). 2 nolu mercek K45D yönünde sol yönlü do�rultu

atımlı bir fay ile mercek ikiye bölünmü�tür. 5 nolu mercek ise yakla�ık KG

do�rultulu sa� yönlü bir fay ile bölünmü�tür. 4 nolu mercek açık i�letme metodu ile

i�letilmi�tir. 1 ve 3 nolu mercekler i�letme yapan �irket tarafından yapılan maden

sondajları sonucu yeri tespit edilmi� ve 1648 kotunda giri� yapılan galeri cevhere

ula�ılmı�tır. Mahmut Oca�ındaki mercekler masif yapıda olup merceklerin etrafı

daha dü�ük tenörlü sacınımlı cevher ile ku�atılmı�tır. 1 ve 2 nolu merce�in arasında

40 cm kalınlı�ında harzburjit kayaçları kesen gabro damar kayacı bulunmaktadır

(Resim. 5.25.).

5.3.2.3. Çemberatan Oca�ı

Çalı�ma alanı güneyinde Çemberatan bölgesinde bulunan Çemberatan oca�ı

1990’lı yılların ba�ında krom fiyatların yükseldi�i dönemde açılmı� ve daha sonra

terk edilmi�tir. Ocak D-B yönünde tahminen 50-60 m giri�i çökmü� olarak bulunan

galeri ile harzburjitler içerisindedir. Mostralarında sacınımlı, nodüler ve nodüllerin

bir araya olu�turdukları bantlı cevher tipleri bulunmaktadır.

5.3.2.4. Hakverdi Ocakları

Hakverdi Ocakları, Koparan Da� Batı kesiminde 1990’lı yılların ba�ında

açılmı� ve daha sonra terk edilmi�tir. Ocaklarda 11 adet D-B yönünde açılmı�

a�ızları kapatılmı� veya çökertilmi� halde galeri bulunmaktadır. Nodüler cevher ve

masif yapıda cevherin bir araya gelmesi ile olu�mu� karı�ık cevher tipine sık olarak

rastlanmaktadır (Resim 5.26).


88

�ekil 5.4.Mahmut Oca�ı maden haritası.

Resim 5.25. Mahmut oca�ı harzburjitleri kesen yakla�ık 40 cm kalınlı�ında gabrodamar kayacı.


89

Resim 5.26. Koparan da� batı kesiminde yer alan Hakverdi Ocak mostralarındanodüler cevher ve masif yapıdan olu�an karı�ık tip kromit cevheri.

5.3.3. Kromit Cevheri Mikroskop Çalı�ması

Hazırlanan masif, saçınımlı, nodüler ve bantlı kromit cevher örneklerinin

parlak kesitlerinde elektron ve klasik cevher mikroskopunda mineralojik incelemeler

yapılmı�tır. Kesitlerde cevheri olu�turan kromit kristalleri ile birlikte bulunan nikel,

nikel-sülfür, ala�ımlar, nabit gümü� ve kromitlerin dönü�üm mineralleri olan stiktit

ve manyetit mineralleri gözlenmi�tir.

5.3.3.1. Kromit (FeCr2O4)

Masif cevher, bantlı masif ve iç yapısı masif yapıda olan noduler

cevherlerde kromit kristallerinin tamamına yakını yarı öz�ekilli ve öz�ekilsiz yapıda

oldu�u ve çok az bir oranın ise öz �ekilli kristal yapısında oldu�u görülmü�tür

(Resim 5.27. A) Nispeten küçük boyutlu kristallerden olu�an saçınımlı cevher ise

daha çok öz�ekilli kristal yapısındadır.


90

*�ncelenen tüm kesitlerde kromit kristallerinde yo�un deformasyonlar

sonucu kristaller kataklastik özellik kazanmı� olup ilksel yapıda korunmu� kromit

kristaline rastlanmamı�tır ve bundan dolayı kristallerin kesin sınırları ayırt etmek

oldukça güçtür (Resim5. 27 B).

* Masif yapıda (masif, masif yapılı nodüler veya masif yapılı bantlı cevher)

olan kesitlerde kristaller birbiriyle olan dokanakları genelde kesitlerde kenetli

konumdadır (Resim 5. 27. C).

* Kristaller genelde iki yönde birbirine parelel geli�mi� kırık sistemine

sahiptir. Bu iki kırık sistemine ço�u zaman dik yönde geli�mi� ikinci bir kırık

sistemi vardır. Kırık sistemleri arasında kayma düzlemleri olu�mu� ve kromit

parçaları küçük bloklara ayrılarak çek-ayır (pull-apart) yapıları olu�mu�tur

(Resim 5. 27. D-E).

*Kristaller içerisinde kayaç yapıcı silikat mineralleri sık olarak

görülmektedir. Görülen bu silikat minerallerinin, kromitin içerisinde yataklandı�ı

dunitten yapılan ince kesitlerde bunların olivin oldu�u, daha sonra serpantin

minerallerine dönü�tü�ü gözlenmi�tir. Parlak kesitlerde görülen bu serpantinle�mi�

olivinlerin hem yuvarla�ımsı damlalar �eklinde hem de kaba kö�eli �ekillerden

olu�mu� olup boyutları oldukça düzensiz yapıdadır. Ayrıca içerisinde bulundu�u

kromit kristalinin boyutu ile silikat minerallerinin boyutu arasında bir ili�ki

kurulamamı�tır (Resim.5.27. A-F).

5.3.3.2. Pentlantit [[[[(Fe, Ni)9 S8]]]]

Birincil sülfür minerali olan pentlantit, küçük kristaller �eklinde kromit

kristalleri ve matriks içerisinde bulunur. Di�er nikel minerallerinden açık beyaz

rengiyle ve anizotrop olması ile ayırt edilir. Tane boyutları ortama 5-10 µm

boyutundadır (Resim 5.28).

5.3.3.3. Manyetit (Fe3O4)

Yapılan kesitlerde kromitten sonra en yaygın da�ılıma sahip olan


91

0

Resim 5.27. Kromit cevheri parlak kesitleri elektron ve maden mikroskop resimleri(Cr: kromit, Ol: Olivin).

A B

C D

E F

Cr

Ol

Cr Cr

Cr

Cr

Ol

Cr

0 0,1mm 0 0,1mm

0 0,1mm


92

manyetittir. Manyetit, kromit kristallerinin etrafında bunları sarar konumdadır. Dunit

kayaç örneklerinde yapılan ince kesitlerde kromit’in etrafındaki manyetit

mineralle�mesi daha belirgin olarak görülmektedir (Resim 5.11. B-C ).

Manyetitle�me, iki �ekilde meydana gelmi�tir. Birincisi; olivinlerin

serpantinle�mesi sonucu açı�a çıkan FeO’in kromit kristallerinin arasında meydana

gelmi�tir. Bu �ekilde olu�an manyetit, bazı kesitlerde martitle�erek hematite

dönü�mü�tür. �kincisi ise; kromit kristallerinin kenar ve kırıkları boyunca altare

olarak açı�a çıkan FeO daha sonra manyetite dönü�mü�tür.

Serpantinle�me sırasında ortamda bulunan Fe+3 de�erli katyonların bir

bölümü lizardit, klorit ve antigoritn yapısında toplanır, fakat önemli bir bölümü

manyetiti olu�turur (Hanley, 1996).

Serpantinle�me olayların hüküm sürdü�ü �artlarda kromit kristalleri Fe

bakımından zenginle�irken, Al ve Mg ortamdan uzakla�ır ve manyetit kromitin

etrafında onu saran ku�ak �eklinde meydana gelir (Leblanc ve Nicolas, 1992).

5.3.3.4. Millerit (NiS)

Çok küçük, taneler ve çubuklar �eklinde kromit kristalleri içerisinde ve

martiks mineralleri içerisinde gözlenmi�tir. Di�er nikel minerallerinden anizotrop

olması, �ekillerinin çubuk ve i�nemsi ve olması ile ayrılır. Bazı kesitlerde millerit

mineralleri eksenleri aydı do�rultuda 2-3 mineral birbirini takip eder konumludur

(Resim 5.29). Mineral kimyası olarak bir adet millerit mineralinde analiz yapılmı�tır.

5.3.3.5. Avaruit (Awaruite) (Ni2Fe-Ni3Fe)

Avaruit, kromit kristalleri parlak kesitlerin maden mikroskopu

incelenmesinde di�er nikel minerallerinden yüksek iç yansıması ile ayrılır. Kromit

parlak kesitlerinde üç adet avaruit minerali analizi yapılmı�tır. Elektron

mikroskopunda çekilen resimlerde kristallerin yüzeylerinin homojen bir yapıya sahip

olmadıkları görülmü�tür. Kristal boyutu oldukça de�i�ken olup, elektron mikroskop

incelemelerinde 10-50 µm arasında oldu�u görülür (Resim 5.30 A-B).


93

Resim 5.28. Kromit kristalleri içerisinde pentlandit minerali

Resim.5.29. Kromit kristali içerisinde uzun eksenleri aynı do�rultuda milleritmineralleri.


94

-

-

Resim 5.30 Kromit cevheri parlak kesitlerinde avaruit mineraline ait elektronmikroskop resimleri. A-Masif görünümlü avaruit minerali. B.-Kromitkristalinin kenarında olu�mu� öz �ekilsiz avaruit minerali.

A

B


95

5.3.3.6. Nabit Gümü� (Ag) Kristalle�mesi

Nabit gümü�, çalı�ma alanı içerisinde kromit cevherinde yapılan parlak

kesitlerde, cevher mikroskopunda kuvvetli aniztrop özelli�inde ve 10-20 µm boyut

aralı�ında de�i�en kümemsi yapıda kristallerden olu�maktadır. Mineral kimyası

analizlerinde yapılan be� adet analiz sonuçunda nabit gümü� kristallerinin %96.839-

98.821 Ag elementi içerdi�i görülmü�tür (Bölüm 5.7.4). Kristal kümeleri; kromit

minerallerinin kenarlarında, tektonizma sonucu meydana gelmi� kırık ve

çatlaklardaki çek-ayır (pull-apart) bo�luklarında ve aynı zamanda serpantinize

matriks içerisinde görülür. Bo�luklarda görülen nabit gümü� kristalleri içerisinde

bulundukları bo�lukları tamamen doldurmazlar, bunlar muhtemelen bo�lukları tam

olarak doldurmu�lardır fakat parlak kesitlerin yapımı a�amasında bu küçük

kristallerin bir kısmı ortamdan uzakla�mı�tır. Elektron mikroskop görüntülerinde

kristallerin kısa eksenlerinin ortalama 1-2 µm uzun eksenlerinin ise 10 µm kadar

çıkmaktadır. Elektron mikroskopunda yapılan çalı�mada bunların her zaman

kümemsi yapıda oldu�u görülmü� olup, tek ba�ına bir kristal tespit edilememi�tir.

(Resim 31).

5.3.3.7. Cu-Zn Ala�ımı

Parlak kesit incelemelerinde ayırt edilmesi pek mümkün olmayan fakat

elektron mikroskobunda ve mineral kimyası analizlerinde varlı�ı tespit edilen Cu-Zn

ala�ımları kesitlerde nadir olarak görülmektedir. Kromit kristallerinin kenarlarında

beyaz renkli ve yüksek anizotrop özelli�inde, ince sıvanımlar �eklindedirler (Resim

5.32). Bu ala�ımların belirli bir sistematik yapı ta�ımadıkları görülmü�tür.

5.3.3.8. Stiktit (Stichtite) [Mg6Cr2(OH)16CO34H2O]

Genelde ofiyolitlerin Cr’ca zengin serpatinle�mi� kayaçları içinde bulunan

stiktit minerali, pyorarit [Mg6R2(OH)16CO34H2O, R3+=Fe, Cr] (pyroaurite) grubu

mineralinden Mg ve Cr içeren sulu karbonat-hidroksit’tir. Manyetit’den sonra olu�ur.


96

Resim 5.31 Kromit cevheri parlak kesitlerinde kromit kristalleri ve matriks içerisindenabit gümü� kristal kümeleri (Cr: Kromit, Ag: Nabit Gümü�).

A-Matriks içerisinde gümü� kristal kümeleri (cevher mikroskopu).B-Kromit kristali içerisinde gümü� kristal kümeleri (cevher mikroskopu).C-D-E-F-Farkı boyut ve yapıdaki gümü� kristal kümelerinin yakın plan

görünümü (elektron mikroskop).

Cr

Ag Cr

Ag

AgAg

A B

C D

E F

AgAg


97

Resim 5.32. Kromit parlak kesitinde kromit kristali kenarında Cu-Zn ala�ımları(elektron mikroskop).

ve bu mineralin olu�ması için, önemli miktarda akı�kan maddenin hem H2O ve CO2

olarak ayrılması ve hem de buhar fazında karı�ması gerekmektedir. Ortamdaki

serpantinle�me olaylarından etkilenmez (Ashwal ve Cairncross, 1997).

Serpantinle�me sırasında yüksek Al’lu kromit [55-60<Cr=100XCr/(Cr+Al)]

kristalleri bozu�maya u�rayarak klorit veya/ve manyetit olu�turur, fakat dü�ük Al’lu

[55-60>Cr=100XCr/(Cr+Al)] kromitlerde ise manyetit olu�turur klorit olu�turmazlar

(Pinset ve Hirst, 1977., Whittaker ve Watkinson, 1984, Hanley, 1996).

Tektonizma sonucu kataklastik yapı gösteren kromit parlak kesitlerinde

kristallerinin kenarları kırık ve çatlaklarında psödomorf yapıda stiktit mineralle�mesi

görülür. Stiktit mineralle�mesin görüldü�ü kesitlerde, kromit kristal parçaları relikt

yapıdadır. Stiktit olu�umu yer yer kromit kristallerinin etrafında 0.5 mm’ye

çıkabilmesine, ra�men genelde 25-30 µm arasındadır (Resim 5.32). Yapılan 5 adet

kromit cevheri XR-D analizlerin 4 adetinde 5 ayrı noktada 2 theta (θ) de�eri elde

edilmi�tir.

Barnes (2000), tarafından Do�u Avusturya’daki kromitlerde yaptı�ı

ara�tırmada, kromitlerin dü�ük ye�il �ist fasiyesinde metamorfizması sonucu stiktit’e

dönü�tü�ünü belirtmektedir.


98

Resim 5.33. Tektonizma sonucu parçalanarak küçük taneler ayrılan kromit kristalleriiçerisinde ve kenarlarında tanelerinin bozu�ması ile olu�an stiktit minerali(Saçınımlı kromit, cevher mikroskopu)

5.3.4 Bakır Cevherle�mesi

Çalı�ma alanı içerisinde ofiyolitik kayaçların üzerinde bulunan, derin deniz

sedimanter kayacı olan kırmızı renkli radyolaritler içerisinde bakır cevherle�mesi

bulunmaktadır (Resim 5.34. A). Bakır cevherle�mesi, radyoloritik kayaçların tabakalı

yapısı ile uyumlu olarak süreksiz bant ve mercekler �eklindedir. Mostralarda

bantların uzunlukları 10 m’yi, kalınlıkları ortalama 30-40 cm’yi ve merceklerin uzun

eksenleri 1.5-2m’yi ve kısa eksenleri ise 50-70 cm’ yi bulmaktadır. Mercek �eklinde

cevherle�mede, bir çok mercek birbirini takip edebilmekte ve merceklerin uzun

eksenlerinde çizgisel bir yapı bulunmaktadır. Bantların do�rultuları ile merceklerin

uzun eksenleri birbirine paraleldir. Bantların ve merceklerin dı� kesimleri,

radyolaritlerden beyaza çalan grimsi rengi ile ayrılmakta ve iç kesimleri siyah-kahve

rengi arasında olup nabit bakır cevheri çıplak gözle görülebilmektedir (Resim 5. 34

B). Bezeda� güneyinde vadi içerisindeki kayaç parçaları arasında, 15X3 cm ebadında

masif yapıda bakır kütlesi bulunmu�tur (Resim 5.34. C). Bu masif yapıdaki bakır

kütlesi, dı� yüzeyi oksitlenerek ye�ilimsi renkte olup, kesme sonucu görülen iç rengi

tipik bakır kırmızısı renkte ve tamamen nabit bakırdan olu�maktadır.


99

Resim 5.34. Bakır cevheri mostra ve el örnek resimleri.A- Radyoloritlerle uyumlu olarak bant ve mercek �eklinde bakırcevherle�mesi .

B-Kayaç içerisinde bakır kırmızısı renginde ve 2-3 mm boyutlarında nabitbakır taneleri.C-Arazide alüvyon kayaçlar içerisinde bulunan bakır kütlesi.

B

C

A


100

5.4. Kromit Cevheri XR-D Analizleri

Çalı�ma alanı içerisinde alınan kromit cevher örneklerinde, cevher

numunelerin içerdi�i minerallerin belirlenmesi amacıyla, 5 adet örnekte

XR-D analizleri yapılmı�tır (�ekil.5.5, 5.6, 5.7, 5.8, 5.9). XR-D analizleri sunucunda

elde edilen 2 θ de�erleri, ICPDS (Internatial Centre For Diffraction Data)’nın 2θ

de�erleri ile kar�ıla�tırılarak örnek içerisinde bulunan mineraller tespit edilmi�tir.

Analiz sonuçlarında tespit edilen minerallerin tamamı tablo 5.1.de görülmektedir


101

�ekil.5 5. Saçınımlı cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1–1 nolu örnek)


102

�ekil 5.6. Masif cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 2 nolu örnek)


103

�ekil 5.7. Masif cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 3 nolu örnek)


104

�ekil 5.8. Nodüler cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 4 nolu örnek)


105

�ekil 5.9.Saçınımlı cevher örne�ine ait XR-Difraktogramı (Tablo 5.1.- 5 nolu örnek)


106

Tablo 5.1. Kromit cevherlerinden yapılan XR-D analiz sonuçunda tespit edilen 2θ

de�erleri ve bunlara kar�ılık gelen mineraller.Analiz Numarası

2 θ 1 2 3 4 51 1.46 Kr Kr2 1.54 Kl4 1.59 Kr Kr5 1.60 Kr Kr Kr6 1.69 Kr Kr7 1.70 Kr8 1.75 Kl-F-Av9 2.03 Ag-Av10 2.07 Kr-Kl Kl-Kr Kr-Kl11 2.08 Kr-Kl12 2.26 F13 2.37 Ag - F14 2.39 Kr15 2.45 F-Kl16 2.46 Kl-F17 2.49 Kr18 2.50 Kr Kr19 2.51 Kr20 2.52 Kr21 2.76 F-Ml22 2.77 Ml-F23 2.93 Ml-Kr Kr24 2.94 Ml-Kr M-Kr25 2.95 Kr26 3.00 F27 3.65 Kl Kl28 3.66 Kl29 3.68 Kl Kl30 3.88 F31 3.89 F32 3.92 St33 4.78 Ml34 4.79 Ml-Kr35 4.80 Kr Ml-Kr Ml-Kr36 5.10 F37 5.11 F38 7.29 Kl Kl39 7.30 Kl40 7.33 Kl Kl41 7.37 Kl42 7.76 St St

1.Sacınımlı cevher- (�stanbul Ün. Jeo. Bl. Lab)2.Masif cevher (�stanbul. Ün. Jeo. Bl. Lab).3.Masif cevher (�stanbul Ün. Jeo. Bl. Lab)4.Nodüler cevher (TÜB�TAK-MAM. Lab)5.Sacınımlı cevher (TÜB�TAK-MAM. Lab)


107

Tablo 5.1’in devamıAg : Nabit Gümü� AgKr :Kromit: :FeCr2O3

Ml :Millerit :NiSAv :Avaruit :Ni2Fe-Ni3Fe:F :Forsterit :Mg2SiO4

Kl :Klinokrizotil :Mg3Si2O5(OH)4

St :Stiktit :[Mg6Cr2(OH)16CO34H2O]

5.5. Kromit Cevheri XRF Analizleri

�nceleme alanı içersindeki ocak ve mostralardan alınan masif, nodüler,

saçınımlı ve bantlı kromit cevherinden hazırlanan 10 adet örnek de XRF (X Ray

Fluorencence) analizleri yarı kantitatif (semi quantitative) yöntem ile yapılmı�tır.

XRF analiz sonuçu cevherin içerdi�i ana oksit ve iz element da�ılımları Tablo 5.2.de

görülmektedir.

Tablo 5.2. Kromit cevherinden yapılan XRF analiz sonuçlarında % oksit ve izelement (ppm) de�erleri. (B: Bantlı, M:Masif, S:Saçınımlı, N:Noduler).

1 2 3 4 5 6 7 8 9 109

Cevher tipi B B M M N N N S S SOrta

SiO2 45,91 42,33 12,45 3,81 34,70 31,64 23,87 38,75 30,61 41,58 30,57

Cr2O3 11,26 14,24 40,88 50,84 16,67 26,53 34,91 14,96 20,80 7,05 23,81

MgO 33,57 33,85 23,36 15,10 37,03 28,99 25,40 35,22 35,11 40,09 30,77

Al2O3 1,18 1,77 11,44 12,08 3,27 4,25 5,46 1,934 4,61 1,81 4,78

FeO(t) 6,73 7,18 11,34 17,37 7,56 8,10 9,79 7,011 8,19 8,65 9,19

Toplam 98,65 99,37 99,47 99,28 99,23 99,51 99,43 97,87 99,32 99,18 99,13

�z Element ppm

Ni 2840 2590 1710 1140 2630 1740 1890 2810 2380 2780 2251

Ti 220 300 520 1740 370 560 600 300 540 150 530

S 100 150 80 - 110 90 60 160 120 130 100

Ca 5880 280 90 110 1540 190 180 10790 390 840 2029

Co 80 110 200 280 110 110 130 90 110 130 135

V 120 170 700 990 210 290 400 190 290 90 345

Zn 50 70 200 270 80 110 160 60 110 60 117

Ga - 850 20 20 - - - - - - 296

Cl 490 - - 230 760 230 50 980 870 840 556


108

5.5.1. Kromit Cevheri XR-F Analizi Ana Oksit De�erleri.

Cevher örneklerinde yapılan analizlerde en yüksek (% 50.84) Cr2O3 oranı

masif cevherde, en dü�ük (% 14.24) Cr2O3 oranı ise bantlı cevherde elde edilmi�tir.

XRF analiz sonuçlarının % oksit de�erlerinde Cr2O3-Al2O3 ve Cr2O3-FeOt olan

diyagramlarında pozitif (�ekil 5.10.-A-B) ve Cr2O3-MgO arasında ise negatif bir

korelasyon vardır (�ekil 5.10 –C). Cevherin içerdi�i Cr2O3 miktarı artıkça buna ba�lı

olarak Al2O3 ve FeOt miktarı da artmakta ve cevherin içerdi�i Cr2O3 miktarı artıkça

MgO içeri�i azalmaktadır.

5.5.2. Kromit Cevheri XRF Analizi iz Element De�erleri

Cevher örne�inin içerdi�i % Cr2O3 de�eri ile iz element (ppm) de�erleri

arasında oksit de�erlerin kar�ıla�tırılmasında oksit de�erlerinkine benzer ili�kiler

bulunmaktadır.

Cevherin içerisinde bulunan % Cr2O3 oranı ile iz elementlerden Zn, V, Ti ve

Co elementleri ppm de�erleri arasında (�ekil 5.11.A-B-C-D) pozitif Ni elementi ile

negatif bir korelasyon vardır (�ekil 5.11. E).

Ni elementi ma�matik eriyik içerisinde pentlandit mineralini olu�turmasının

yanı sıra di�er mineraller içerisinde Fe ve Mg’in yerini alarak özellikle olivin,

kromit, az oranda piroksen ve manyetit’in yapısına girer. Co elementi, iyonik yarı

çapı ve elektronegatiflik de�erlerinin benzerli�i nedeniyle Ni’in yer aldı�ı tüm

minerallerin yapılarına girer (Ba� ve Terzio�lu, 1986). Podiform kromitlerin ana

bile�eni kromit ve olivindir. V ve Zn elementi kromit minerali için uyumlu ve olivin

minerali için ise uyumsuz element’tir. Bundan dolayı Cr2O3 ile V ve Zn elementi

arasındaki pozitif korelasyon kromit’in modal mineralojik özelli�inden

kaynaklanmaktadır (Zhou ve ark., 1998). �z elementlerin kendi içerisinde de

korelasyon ili�kileri bulunmaktadır (Tablo 5.3.) Burada pozitif korelasyon da en

yüksek de�er Zn-V elementleri arasında olup 0,983 de�erinde en az korelasyon

de�eri ise Ca-S arasında olup 0,493 de�erindedir. Negatif korelasyon ise en yüksek

de�er Zn-Ni elementleri arasında olup -0,938 de�erinde ve en dü�ük de�er ise -0,331


109

A0 10 20 30 40 50 60

% Cr2O3

0

5

10

15%

Al2

O3

B0 10 20 30 40 50 60

% Cr2O3

0

5

10

15

20

%FeO

(t)

C0 10 20 30 40 50 60

% Cr2O3

0

10

20

30

40

50

%M

gO

�ekil.5.10.Kromit cevheri XR-F analizleri % oksit oranlarının kar�ıla�tırmadiyagramları.

A-Cr2O3-Al2O3 arasında görülen pozitif korelasyon-B-Cr2O3- FeOt arasında pozitif korelasyon.C- Cr2O3-MgO arasında negatif korelasyon.


110

A0 10 20 30 40 50 60

%Cr2O3

10

100

1000Z

npp

m

B0 10 20 30 40 50 60

% Cr2O3

10

100

1000

Vpp

m

C0 10 20 30 40 50 60

% Cr2O3

100

1000

10000

Tip

pm

D

0 10 20 30 40 50 60% Cr2O3

10

100

1000

Co

ppm

E0 10 20 30 40 50 60

% Cr2O3

500

1000

1500

2000

2500

3000

Nip

pm

�ekil 5.11. Kromit cevherlerinden yapılan XRF analiz sonuçlarının % Cr2O3 ile izelement (ppm) kar�ıla�tırma diyagramları

A- % Cr2O3-Zn -B- % Cr2O3-V -C- % Cr2O3 -Ti -D- % Cr2O3-Codiyagramlarındaki pozitif korelasyon.

E- % Cr2O3–Ni arasında bulunan negatif korelasyon diyagramı.


111

de�erindedir. Di�er iz elementler arasındaki korelasyon de�erleri bu de�erler

arasında da�ılmaktadır. Korelasyon de�erleri hesaplanırken 3 örnek içerisinde

görülen Ga ve 8 örnek içerisinde görülen Cl elementleri dikkate alınmamı�tır.

Tablo 5. 3. Kromit cevheri XRF analiz sonuçları iz element (ppm) da�ılımlarınınkorelasyon matriks tablosu

Ni Ti S Ca Co V ZnNi 1,000Ti -,845 1,000S ,742 -,645 1,000Ca ,549 -,331 ,493 1,000Co -,820 ,864 -,456 -,442 1,000V -,901 ,893 -,613 -,370 ,946 1,000Zn -,938 ,883 -,722 -,477 ,927 ,983 1,000

5.6. Bakır Cevheri AAS Analizleri

Radyolaritler içerisinde bulunan bakır cevheri içeren kayaçlardan 5 adetinde

kayacın içerdi�i Cu, Ni, Co, Zn ve Fe elementleri, Atomik Absorpsiyon Spektro-

Fotometri (AAS) yöntemi ile analizi yapılmı�tır. Analiz sonuçları Tablo 5.4. de

görülmektedir. �ki örnekte elde edilen % 5.54-4.70 sonuçları oldukça yüksek

de�erdedir.

Tablo 5.4. Radyolaritler içerisindeki bakır cevherle�melerinin Atomik AbsorpsiyonSpektro-Fotometri (AAS) yöntemi ile yapılan % element analiz sonuçları.

Örnekno

C1 C 2 C 3 C 4 C 5

% Element

Cu 5.540 4.700 0.480 0.050 0.240

Ni 0.050 0.070 0.120 0.090 0.080

Co 0.009 0.012 0.008 0.008 0.008

Zn 0.007 0.006 0.005 0.005 0.005Fe 0.630 0.720 0.850 0.730 0.870

Okyanus ortası sırtlarda yapılan sıcaklık ölçümleri ve sırt kayalarında

gözlenen alterasyonlar, deniz suyunun kırık ve çatlaklardaki dola�ımı sonucu sırtın

altındaki kayalardan elementleri çözdü�ü ve bunları yatak olu�turacak �ekilde uygun


112

yerlerde biriktirdi�ini göstermi�tir. Yapılan çalı�malarda, siyah renkli çözeltilerin Fe,

Zn, Cu ve sülfitleri beyaz renkli çözeltilerin ise çok az sülfit minerali, fakat

ço�unlukla barit birikimine sebep oldukları gözlenmi�tir (Hutchinson, 1973).

5.7. Kromit Cevheri Mineral Kimyası Analizleri

5.7.1. Millerit (NiS)

Kromit parlak kesiti içerisinde Ni-S minerali olan millerit kristalinde bir

adet mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo 5.5). Millerit kristali içerisinde,

kristalin Ni ve S elementleri ile birlikte Cr, Fe, Au ve Ag elementi içerdi�i de

görülmü�tür.

Tablo 5.5. Kromit parlak kesiti içerindeki millerit kristali mineral kimyası analizsonucu.% Element

Örnek no

Ni S Cr Fe Au Ag Toplam

7/1 63.122 30.775 2.508 2.215 1.163 0.215 99.998

5.7.2. Avaruit (Ni2Fe-Ni3Fe)

Kromit parlak kesitlerinde Ni-Fe minerali olan avaruit mineralinde iki farklı

kesitte 3 adet mineral kimyası analizi gerçekle�tirilmi�tir (Tablo 5.6). Kristallerde Ni

ve Fe ile birlikte Cr ve S elementleri içerdi�i görülmü�tür. Aynı örnekte yapılan iki

farklı mineralde (3/1ve 3/2) Cr elementi birbirine yakın iken di�er örnekteki (5/1) Cr

elementi bu de�erlerden oldukça dü�ük kalmı�tır. S elementi ise üç mineraldeki

de�erleri birbirine yakındır.

5.7.3. Cu-Zn Ala�ımları

Bazı kromit kristallerinin kenarlarında bulunan Cu-Zn ala�ımlarından 6/1

nolu kromit parlak kesitinde 3 adet mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo.5.7).


113

Analizlerde Cu-Zn elementleri ile birlikte ala�ımın Ni, Fe ve Cr elementi de içerdi�i

görülmü�tür. Bu elementlerin yapılan noktalardaki de�erleri birbirine yakın

de�erdedir.

Tablo 5.6. �ki adet kromit parlak kesiti içerinde yapılan avaruit kristali mineralkimyası analiz sonuçları.

Örnek No

% Element

3/1 3/2 5/1

Ni 74.793 75.191 75.781

Fe 22.939 23.072 23.910

Cr 1.983 1.263 0.135

S 0.268 0.372 0.173

Toplam 99.983 99.989 99.999

Tablo 5.7. Bir adet kromit parlak kesitinde analizi yapılan Cu-Zn ala�ımı mineralkimyası analiz sonuçları

Örnek No

% Element

6/1 6/2 6/1

Cu 59.126 63.844 62.180

Zn 19.563 18.387 18.746

Ni 16.278 14.088 13.130

Fe 2.315 1.315 1.997

Cr 2.297 2.296 3.917

Toplam 99.579 99.93 99.970

5.7.4. Nabit Ag

Kromit kristallerinin içerisinde ve gang mineralleri içerisinde bulunan nabit

Ag kristallerinde 4 adet kesitte 5 adet mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo 5.8).

Analiz sonuçlarında kristallerinin nabit yapıda oldu�u ve sadece Ag elementinden

olu�tu�u görülmü�tür.

Tablo 5.8. Kromit parlak kesitlerinde yapılan nabit Ag mineralleri mineral kimyasıanaliz sonuçları.

Örnek No

% Element

117/1 118/1 118/6 9/6 9/2

Ag 96.839 98.821 97.663 97.543 97.324


114

Kromit cevheri içerisinde görülen gümü� kristallerinin olu�umu hakkında

iki farklı yorumlama yapılmaktadır. Bunlar;

Leblanc ve Lbouabi (1998)’ın Bou Azzer (Anti-Atlas, Morocco-

Cezayir)’deki ofiyolitik masif de yaptı�ı çalı�mada, kuvars diyorit-serpantin tektonik

dokana�ı boyunca nabit Ag mineralle�mesi oldu�unu bildirmektedir. Buradaki nabit

Ag mineralle�mesi genellikle K-Na metazomatik zonunuyla sınırlı oldu�unu,

rodinjitle�meyi takiben olu�tu�unu ve rodinjit mineralleri ile birlikte bulundu�unu

bildirmektedir.

Malitich ve ark. (2001) Kraubath Ofiyolit Masifi’ndeki (Avusturya)

podiform kromitlerdeki altere olmu� kromit kristallerinde yaptı�ı mineral kimyası

çalı�masında, nabit altın (Au94Ag6) ve Au-Ag ala�ımları (Au-Ag alloys)’nın

Au20-Ag80 ile Au30-Ag70 arasındaki de�erlerde oldu�unu ve içerisinde kirlenme

olarak Hg, Pd ve Cu elementi içerdi�ini bildirmektedirler. Yazarlar tespit ettikleri

Au-Ag nabit minerallerinin ve ala�ımların ortama hidrotermal olarak geldi�ini

bildirmektedirler.

5.7.5. Kromit (FeCr2O4)

Çalı�ma alanı içerisindeki ocak ve mostralardan alınan kromit cevherinden

hazırlanan parlak kesitlerde kromit kristallerinde mineral kimyası analizleri

yapılmı�tır. Analiz noktasının seçiminde kristalin olabildi�ince kataklastik özellik

göstermemesi, içerisinde silikat, nikel, nabit gümü� ve dönü�üm mineralleri

içermemesine dikkat edilmi� ve buna ba�lı olarak analiz yapılacak nokta seçilmi�tir.

Analizlerde kristalin içerdi�i % Cr2O3, Al2O3, FeO(t), MgO, TiO2, NiO ve MnO

de�erleri analizi yapılmı�tır. Elde edilen oksit de�erleri ve bu de�erlerler kullanılarak

hesaplanan Cr, Al, Fe2+, Fe3+, Mg, Ti, Ni ve Mn elementlerinin katyonik ve rasyo

de�erleri ile birim hücre boyutları (Å) Tablo 5.9 ‘de ve bunlardan hesaplanan

minimum, maksimum, ortalama ve standart sapma de�erleri Tablo 5.10.’de

görülmektedir.

Kromit mineral kimyası analizlerinde; Cr2O3 içeri�i % 44.07-60.82,

ortalama % 52.87 ve standart sapma 4.09, Al2O3 içeri�i % 10.96-23.93, ortalama %


115

17.24 ve standart sapma 3.50 FeOt % 12.16-19.33 ve standart sapma 1.25 Fe2O3 %

0.66-4.99, ortalama % 2.94 ve standart sapma 0.84, FeO % 10.21-16.67, ortalama %

12.69, MgO % 10.58-16.25, ortalama % 14.45 ve standart sapma 0.98, NiO % 0.01-

0.21, ortalama % 0.11 ve standart sapma 0.04, MnO % 0.01-0.22, ortalama 0.11 ve

standart sapma 0.05 ve TiO2 % 0.03-0.26, ortalama % 0.16 ve standart sapma 0.08.

de�erindedir.

Kromitlerin bile�imi, oksijen fugasitesi, basınç, sıcaklık (Barnes, 1986;

Murck ve Campbell, 1986; Roeder ve Reynolds, 1991) ve eriyik içerisindeki iyon

de�i�imi (Irvine, 1967; Lehmann, 1983) ile kontrol edilirken, Cr/Al oranı eriyik

içerisindeki Cr2O3 ve Al2O3’in konsantrasyonuna ba�lıdır (Zhou ve ark, 2001).

Podiform kromitlerin bile�imleri geni� bir aralıkta da�ılım gösterirler, fakat tipik

olarak yüksek Al (Al2O3 >%25 ) veya yüksek Cr (Cr2O3= % 45-60) olarak ayrılırlar

(Leblanc ve Violete, 1983). Yüksek Al kromitler genelde trokit daykları ile birlikte

bulunurlar (Thayer, 1969; Hock ve ark. 1986) ve muhtemelen dü�ük dereceli kısmi

ergime gösteren magmalardan türemi�lerdir (Zhou ve Robinson, 1994). Yüksek Al

kromit yatakları, dü�ük Mg’lu toleyitk eriyiklerden meydana gelirken, yüksek Cr

kromit yatakları daha yüksek Mg içeri�ine sahip (boninitik eriyiklere benzer �ekilde)

magmalardan türemi�lerdir (Zhou ve ark., 2001). Çalı�ma alanı içerisindeki

kromitlerin mineral kimyası analizlerinde elde edilen ortalama Cr2O3=52,87 ve

Al2O3=17,24 de�eri ile dü�ük Al ve yüksek Cr’lu kromit özelli�indedir.

Podiform kromitler manto içerisindeki kısmi ergimenin oranının yükselmesi

ile Cr#=(Cr/(Cr+Al) oranı yükselmektedir. Podiform kromit Cr# oranına göre üç

gruba ayrılmaktadır. Birinci grup, Cr#<0,60, ikinci grup Cr#>0,60 ve üçüncü grup

olarak birinci ve ikinci grup arasındaki geçi� grubunu olu�turmaktadır. Birinci grubu

olu�turan kromitler volkanik yay, stratiform kompleksler ve okyanusal bazaltlar

içerisinde, ikinci grubu olu�turan kromitler ise okyanusal kabu�a ait kromitlerdir

(Dick ve Bullen, 1984).

Çalı�ma alanı içerisindeki kromitler ortalama Cr#0,67 de�erinde olup, Dick

ve Bullen (1984), tarafından yapılan sınıflamada okyanusal kabu�a ait kromit

özelli�indedir.


116

Tablo 5.9. �nceleme alanı içerisindeki kromit cevheri parlak kesitlerindenyapılan kromit mineral kimyası analizleri ile bunlardan hesaplanankatyonik ve rasyo de�erler ile birim hücre boyutları (Å).

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

Cr2O3 49,88 57,53 56,91 57,27 47,46 47,47 47,15 47,32 47,24 47,49 55,62 53,16 53,45 57,10 57,62

Al2O3 20,95 13,64 13,53 13,63 22,53 22,50 22,66 22,60 22,53 22,25 13,41 14,20 13,18 13,34 13,54

Fe2O3 2,91 3,15 3,58 3,58 3,04 3,02 2,77 2,63 2,98 2,98 4,53 3,96 4,99 3,13 3,18

FeO 12,81 12,77 12,75 12,39 12,55 12,50 12,39 12,83 12,32 12,45 13,94 15,37 13,42 12,62 12,72

FeOt 15,42 15,61 15,97 15,61 15,29 15,21 14,88 15,20 15,00 15,13 18,02 19,33 17,91 15,43 15,58

MgO 15,07 14,40 14,24 14,61 15,19 15,27 15,22 14,99 15,29 15,12 13,41 14,20 13,18 14,27 14,42

TiO2 0,16 0,24 0,21 0,24 0,10 0,15 0,14 0,14 0,13 0,12 0,21 0,21 0,20 0,22 0,21

NiO 0,10 0,08 0,12 0,07 0,15 0,07 0,10 0,09 0,11 0,13 0,16 0,07 0,06 0,05 0,09

MnO 0,13 0,13 0,17 0,20 0,09 0,13 0,13 0,09 0,10 0,15 0,16 0,20 0,20 0,11 0,07

Toplam 102,01 101,94 101,51 101,99101,11101,11100,56100,69100,70100,69 101,44 101,37 98,68 100,84 101,85

Cr 9,2846 11,3194 11,2566 11,25219,02519,02378,99869,03759,00919,075911,079210,455210,931511,363711,3501

Al 5,8126 4,0003 3,9901 3,99156,38766,37496,44716,43376,40396,3385 3,9813 4,1617 4,0175 3,9585 3,9767

Fet 3,5564 3,2489 3,3418 3,24383,07603,05893,00423,07013,02593,0591 3,7962 4,0222 3,8743 3,2489 3,2458

Fe+3 0,5162 0,5905 0,6735 0,66860,55120,54610,50230,47800,54160,5412 0,8585 1,3030 0,9720 0,5930 0,5956

Fe+2 3,0350 2,6584 2,6683 2,57522,52492,51282,50192,59212,48432,5179 2,9377 2,7192 2,9023 2,6559 2,6501

Mg 5,2850 5,3441 5,3126 5,41185,44495,47395,47835,39715,49725,4499 5,0358 5,2641 5,0818 5,3546 5,3558

Ti 0,0282 0,0449 0,0399 0,04390,01810,02770,02600,02540,02270,0222 0,0406 0,0400 0,0395 0,0424 0,0388

Ni 0,0183 0,0152 0,0233 0,01460,02920,01410,01980,01810,02060,0245 0,0320 0,0148 0,0119 0,0095 0,0176

Mn 0,0254 0,0272 0,0356 0,04230,01920,02690,02600,01820,02060,0299 0,0350 0,0419 0,0436 0,0224 0,0152

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,6769 0,6678 0,6657 0,67760,68320,68540,68650,67550,68870,6840 0,6316 0,6594 0,6365 0,6684 0,6690

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr)0,0327 0,0371 0,0423 0,04200,03450,03420,03150,03000,03390,0339 0,0539 0,0818 0,0611 0,0373 0,0374

Cr/(Cr+Al) 0,6149 0,7389 0,7383 0,73820,58560,58600,58260,58410,58450,5888 0,7356 0,7153 0,7313 0,7416 0,7405

Fe+3/Fe+2 0,2022 0,2221 0,2524 0,25960,21830,21730,20080,18440,21800,2149 0,2922 0,4792 0,3349 0,2233 0,2248

Cr/Fe 3,0594 3,4840 3,3684 3,46882,93402,95002,99542,94372,97732,9669 2,9185 2,5994 2,8215 3,4978 3,4969

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2636 8,2929 8,2937 8,29328,25688,25698,25568,25608,25638,1578 8,2963 8,2947 8,2962 8,2934 8,2931


117

Tablo 5.9’ın devamı16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30

Cr2O3 57,53 57,15 57,35 57,72 57,87 59,05 58,72 60,82 57,39 57,40 56,93 55,55 55,03 54,99 47,55

Al2O3 13,59 13,73 13,62 13,88 13,74 11,40 11,41 11,28 13,80 13,09 13,73 15,41 15,19 15,47 22,60

Fe2O3 3,26 3,47 3,34 3,33 4,27 3,71 3,32 2,49 2,31 3,14 2,42 3,41 3,47 3,28 3,01

FeO 12,56 12,37 12,39 12,51 11,55 11,02 11,42 11,40 12,26 12,82 12,05 11,48 10,95 11,22 12,98

FeOt 15,50 15,49 15,39 15,51 15,39 14,36 14,41 13,64 14,33 15,65 14,23 14,54 14,07 14,16 15,69

MgO 14,50 14,61 14,67 14,70 15,42 14,93 14,54 14,87 14,35 13,97 14,34 15,27 15,33 15,22 15,07

TiO2 0,24 0,26 0,25 0,21 0,19 0,18 0,19 0,17 0,06 0,08 0,09 0,13 0,10 0,12 0,16

NiO 0,18 0,17 0,08 0,09 0,14 0,18 0,14 0,11 0,08 0,06 0,13 0,17 0,08 0,23 0,05

MnO 0,08 0,14 0,04 0,13 0,14 0,13 0,17 0,09 0,09 0,13 0,09 0,03 0,11 0,01 0,15

Toplam 101,94 101,90 101,74 102,57 103,32 100,60 99,91 101,23 100,34 100,69 99,78 101,45 100,26 100,54 101,57Cr 11,3156 11,2307 11,2860 11,2660 11,1856 11,8216 11,8556 12,1158 11,4384 11,4728 11,4055 10,8375 10,8473 10,8096 9,0127

Al 3,9844 4,0231 3,9967 4,0374 3,9582 3,4009 3,4328 3,3487 4,1004 3,8998 4,0990 4,4806 4,4634 4,5335 6,3863

Fet 3,2249 3,2205 3,2040 3,2014 3,1462 3,0411 3,0766 2,8750 3,0209 3,3084 3,0145 3,0011 2,9340 2,9449 3,1458

Fe+3 0,6112 0,6490 0,6256 0,6186 0,7852 0,7078 0,6375 0,4718 0,4373 0,5981 0,4612 0,6325 0,6507 0,6129 0,5433

Fe+2 2,6136 2,5715 2,5784 2,5828 2,3610 2,3333 2,4391 2,4032 2,5836 2,7103 2,5533 2,3686 2,2834 2,3320 2,6025

Mg 5,3770 5,4145 5,4442 5,4101 5,6179 5,6377 5,5342 5,5870 5,3940 5,2649 5,4174 5,6171 5,6977 5,6428 5,3854

Ti 0,0443 0,0486 0,0459 0,0390 0,0355 0,0349 0,0371 0,0318 0,0119 0,0146 0,0172 0,0247 0,0193 0,0221 0,0288

Ni 0,0366 0,0336 0,0150 0,0183 0,0269 0,0371 0,0277 0,0227 0,0158 0,0116 0,0263 0,0332 0,0160 0,0460 0,0096

Mn 0,0171 0,0291 0,0082 0,0278 0,0296 0,0268 0,0361 0,0190 0,0186 0,0278 0,0202 0,0059 0,0222 0,0013 0,0313

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,6729 0,6780 0,6786 0,6769 0,7041 0,7073 0,6941 0,6992 0,6761 0,6602 0,6797 0,7034 0,7139 0,7076 0,6742Fe+3/(Fe+3+Al+Cr 0,0384 0,0408 0,0393 0,0389 0,0493 0,0444 0,0400 0,0296 0,0274 0,0374 0,0289 0,0397 0,0408 0,0384 0,0341

Cr/(Cr+Al) 0,7396 0,7363 0,7385 0,7362 0,7386 0,7766 0,7755 0,7835 0,7361 0,7463 0,7356 0,7075 0,7085 0,7045 0,5853

Fe+3/Fe+2 0,2339 0,2524 0,2426 0,2395 0,3326 0,3034 0,2614 0,1963 0,1693 0,2207 0,1806 0,2670 0,2850 0,2628 0,2088

Cr/Fe 3,5089 3,4872 3,5225 3,5191 3,5553 3,8873 3,8535 4,2142 3,7865 3,4677 3,7836 3,6112 3,6971 3,6706 2,8650

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2930 8,2927 8,2925 8,2922 8,2931 8,3008 8,3006 8,3005 8,2901 8,2946 8,2903 8,2844 8,2843 8,2834 8,2571


118

Tablo 5.9’ın devamı31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45

Cr2O3 47,02 45,61 59,61 59,66 59,06 58,47 58,75 57,39 57,53 58,45 47,73 46,58 46,92 46,35 47,41

Al2O3 22,72 23,93 10,96 12,83 11,31 11,09 11,24 11,32 11,93 11,17 22,93 22,78 22,99 23,06 22,92

Fe2O3 3,28 3,22 1,19 1,28 3,56 3,09 3,51 3,82 3,49 4,09 3,21 3,40 3,49 3,27 3,07

FeO 12,46 12,29 16,15 13,76 11,11 11,33 11,23 11,02 11,49 10,70 12,26 12,12 12,13 12,41 12,32

FeOt 15,41 15,18 17,24 15,04 14,31 14,11 14,39 14,46 14,63 14,38 15,14 15,18 15,27 15,35 15,09

MgO 15,31 15,47 10,58 11,77 14,85 14,32 14,70 14,61 14,54 14,97 15,61 15,43 15,70 15,30 15,47

TiO2 0,12 0,14 0,14 0,07 0,16 0,19 0,19 0,24 0,24 0,17 0,13 0,15 0,16 0,16 0,16

NiO 0,06 0,14 0,15 0,07 0,14 0,20 0,18 0,11 0,10 0,20 0,16 0,10 0,06 0,13 0,16

MnO 0,11 0,12 0,17 0,08 0,06 0,13 0,02 0,09 0,08 0,06 0,16 0,15 0,07 0,10 0,19

Toplam 101,08 100,92 98,95 99,52 100,25 98,82 99,82 98,60 99,40 99,81 102,19 100,71 101,52 100,78 101,70

Cr 8,9308 8,6246 12,4853 12,2277 11,8695 11,9474 11,8658 11,7192 11,6376 11,7928 8,9634 8,8664 8,8518 8,8147 8,9436

Al 6,4325 6,7453 3,4206 3,9189 3,3871 3,3777 3,3852 3,4444 3,5983 3,3577 6,4180 6,4633 6,4647 6,5380 6,4463

Fet 3,0958 3,0369 3,8192 3,2595 3,0426 3,0499 3,0746 3,1240 3,1310 3,0691 3,0076 3,0561 3,0460 3,0868 3,0101

Fe+3 0,5923 0,5787 0,0384 0,4782 0,6815 0,6002 0,6749 0,7433 0,6718 0,7854 0,5732 0,6159 0,6262 0,5912 0,5520

Fe+2 2,5035 2,4582 3,7809 3,2595 2,3611 2,4497 2,3997 2,3807 2,4592 2,2837 2,4343 2,4402 2,4198 2,4956 2,4581

Mg 5,4842 5,5165 4,1774 4,5489 5,6273 5,5161 5,5961 5,6242 5,5474 5,6950 5,5256 5,5372 5,5841 5,4864 5,5021

Ti 0,0222 0,0257 0,0279 0,0137 0,0310 0,0373 0,0371 0,0466 0,0462 0,0321 0,0227 0,0272 0,0287 0,0280 0,0291

Ni 0,0120 0,0277 0,0318 0,0144 0,0292 0,0424 0,0366 0,0224 0,0214 0,0402 0,0304 0,0198 0,0115 0,0259 0,0313

Mn 0,0226 0,0233 0,0379 0,0169 0,0134 0,0291 0,0048 0,0193 0,0182 0,0132 0,0324 0,0300 0,0133 0,0202 0,0376

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,6866 0,6918 0,5249 0,5826 0,7044 0,6925 0,6999 0,7026 0,6929 0,7138 0,6942 0,6941 0,6977 0,6873 0,6912

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0371 0,0363 0,0024 0,0287 0,0428 0,0377 0,0424 0,0467 0,0422 0,0493 0,0359 0,0386 0,0393 0,0371 0,0346

Cr/(Cr+Al) 0,5813 0,5611 0,7849 0,7573 0,7780 0,7796 0,7780 0,7729 0,7638 0,7784 0,5827 0,5784 0,5779 0,5741 0,5811

Fe+3/Fe+2 0,2366 0,2354 0,0102 0,1719 0,2886 0,2450 0,2812 0,3122 0,2732 0,3439 0,2355 0,2524 0,2588 0,2369 0,2246

Cr/Fe 2,8848 2,8400 3,2691 3,7514 3,9011 3,9173 3,8593 3,7514 3,7169 3,8424 2,9803 2,9012 2,9061 2,8556 2,9712

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2562 8,2514 8,3049 8,4056 8,3008 8,3013 8,3010 8,3004 8,2982 8,3014 8,2562 8,2557 8,2553 8,2547 8,2559


119

Tablo 5.9’ın devamı46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60

Cr2O3 44,42 44,07 49,75 53,13 53,95 52,35 56,26 49,88 54,46 51,25 51,49 53,12 55,01 52,32 58,13

Al2O3 22,65 22,61 19,75 18,25 17,35 16,55 16,57 18,80 16,55 16,25 18,45 14,25 1 ,25 19,55 15,25

Fe2O3 3,97 4,34 3,33 2,17 2,14 2,97 2,62 2,79 2,04 3,29 1,34 3,96 2,88 2,05 0,66

FeO 11,92 11,73 13,55 15,18 13,37 12,58 11,52 12,74 14,71 12,52 13,91 13,93 11,67 10,40 15,30

FeOt 15,50 15,63 16,55 17,13 15,29 15,25 13,88 15,25 16,55 15,48 15,11 17,49 14,25 12,25 15,90

MgO 15,13 15,12 14,27 13,25 14,27 14,12 15,65 14,26 13,27 13,84 13,55 12,85 14,87 16,25 13,12

TiO2 0,15 0,16 0,18 0,12 0,14 0,19 0,13 0,09 0,15 0,14 0,13 0,14 0,21 0,03 0,19

NiO 0,01 0,13 0,16 0,15 0,14 0,15 0,13 0,10 0,14 0,06 0,11 0,19 0,13 0,11 0,16

MnO 0,12 0,19 0,12 0,22 0,01 0,18 0,14 0,08 0,08 0,15 0,01 0,18 0,14 0,01 0,01

Toplam 98,37 98,35 101,11 102,47 101,37 99,09 103,02 98,74 101,40 97,50 98,99 98,62 100,16 100,72 102,82

Cr 8,6401 8,5777 9,6243 10,2883 10,511910,444710,7555 9,8865 10,7116 10,3970 10,231110,8406 10,8817 10,030211,3644

Al 6,5676 6,5608 5,6953 5,2668 5,0409 4,9212 4,7211 5,5537 4,8517 4,9137 5,4659 4,3359 4,4961 5,5862 4,4439

Fet 3,1883 3,2180 3,3859 3,5078 3,1508 3,2177 2,8058 3,1964 3,4428 3,3221 3,1765 3,7745 2,9823 2,4830 3,2873

Fe+3 0,7357 0,8034 0,6127 0,3992 0,3961 0,5639 0,4769 0,5259 0,3825 0,6345 0,2535 0,7684 0,5417 0,3746 0,1229

Fe+2 2,4526 2,4147 2,7733 3,1086 2,7548 2,6538 2,3290 2,6706 3,0603 2,6876 2,9230 3,0061 2,4407 2,1084 3,1644

Mg 5,5481 5,5489 5,2030 4,8395 5,2412 5,3122 5,6408 5,3056 4,9230 5,2950 5,0763 4,9431 5,5442 5,8734 4,8355

Ti 0,0283 0,0291 0,0339 0,0228 0,0256 0,0351 0,0233 0,0170 0,0271 0,0274 0,0248 0,0276 0,0403 0,0046 0,0344

Ni 0,0018 0,0259 0,0319 0,0301 0,0280 0,0307 0,0249 0,0238 0,0270 0,0120 0,0224 0,0390 0,0258 0,0205 0,0326

Mn 0,0258 0,0396 0,0257 0,0446 0,0017 0,0385 0,0287 0,0170 0,0169 0,0328 0,0030 0,0394 0,0297 0,0023 0,0019

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,6935 0,6968 0,6523 0,6089 0,6555 0,6669 0,7078 0,6662 0,6167 0,6633 0,6346 0,6218 0,6943 0,7358 0,6044

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0461 0,0504 0,0385 0,0250 0,0248 0,0354 0,0299 0,0329 0,0240 0,0398 0,0159 0,0482 0,0340 0,0234 0,0077

Cr/(Cr+Al) 0,5681 0,5666 0,6282 0,6614 0,6759 0,6797 0,6950 0,6403 0,6883 0,6791 0,6518 0,7143 0,7076 0,6423 0,7189

Fe+3/Fe+2 0,3000 0,3327 0,2209 0,1284 0,1438 0,2125 0,2048 0,1969 0,1250 0,2361 0,0867 0,2556 0,2219 0,1777 0,0388

Cr/Fe 2,7099 2,6655 2,8424 2,9330 3,3362 3,2461 3,8333 3,0930 3,1113 3,1297 3,2209 2,8721 3,6487 4,0396 3,4571

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2546 8,2552 8,2688 8,2760 8,2769 8,2795 8,2801 8,2695 8,2815 8,2799 8,2707 8,2912 8,2844 8,2652 8,2865


120

Tablo 5.9’ın devamı61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75

Cr2O3 53,45 48,46 58,28 52,18 53,25 54,87 51,29 53,25 55,28 54,25 50,25 48,25 46,21 54,22 56,44

Al2O3 17,46 21,45 15,25 15,65 18,87 17,28 20,11 17,59 16,28 16,25 17,91 20,12 21,22 18,68 15,28

Fe2O3 2,83 3,08 1,85 3,37 2,32 0,97 2,50 1,50 1,98 2,87 4,43 1,89 3,87 1,65 2,36

FeO 11,71 13,51 15,30 10,21 13,16 14,98 12,86 14,54 16,67 14,90 11,86 12,55 10,73 13,33 13,16

FeOt 14,26 16,28 17,15 13,25 15,25 15,85 15,12 15,89 18,46 17,48 15,85 14,26 14,21 14,81 15,28

MgO 15,25 14,52 11,32 15,24 14,86 13,24 14,98 13,29 12,25 13,24 15,05 14,21 15,65 14,72 14,21

TiO2 0,18 0,14 0,14 0,25 0,21 0,15 0,15 0,14 0,18 0,20 0,21 0,13 0,16 0,11 0,16

NiO 0,16 0,13 0,15 0,13 0,14 0,13 0,12 0,13 0,15 0,11 0,03 0,09 0,08 0,11 0,14

MnO 0,13 0,15 0,06 0,14 0,11 0,11 0,12 0,15 0,18 0,13 0,01 0,11 0,12 0,08 0,17

Toplam 101,17 101,44 102,35 97,17 102,92 101,73 102,13 100,59 102,97 101,95 99,75 97,35 98,04 102,90 101,92

Cr 10,3646 9,2698 11,5742 10,5435 10,1432 10,7280 9,7771 10,4966 10,8142 10,6398 9,8582 9,6131 9,0344 10,3458 11,0427

Al 5,0462 6,1171 4,5138 4,7137 5,3592 5,0368 5,7160 5,1678 4,7480 4,7499 5,2381 5,9769 6,1853 5,3139 4,4578

Fet 2,9243 3,2949 3,6037 2,8317 3,0719 3,2770 3,0483 3,3137 3,8189 3,6264 3,2881 3,0046 2,9394 2,9896 3,1629

Fe+3 0,5225 0,5614 0,5223 0,6487 0,4201 0,1798 0,4544 0,2823 0,3693 0,5353 0,8272 0,3592 0,7204 0,2996 0,4393

Fe+2 2,4019 2,7335 3,0814 2,1830 2,6518 3,0972 2,5939 3,0314 3,4495 3,0911 2,4609 2,6455 2,2189 2,6900 2,7237

Mg 5,5738 5,2375 4,2407 5,8072 5,3366 4,8810 5,3850 4,9387 4,5167 4,8962 5,5688 5,3388 5,7694 5,2946 5,2428

Ti 0,0334 0,0258 0,0255 0,0471 0,0388 0,0277 0,0263 0,0266 0,0342 0,0375 0,0383 0,0254 0,0299 0,0203 0,0302

Ni 0,0312 0,0245 0,0297 0,0263 0,0275 0,0261 0,0227 0,0253 0,0301 0,0227 0,0056 0,0172 0,0167 0,0204 0,0281

Mn 0,0266 0,0303 0,0123 0,0305 0,0229 0,0235 0,0247 0,0313 0,0379 0,0275 0,0029 0,0239 0,0249 0,0154 0,0356

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,6988 0,6571 0,5406 0,7268 0,6680 0,6118 0,6749 0,6197 0,5670 0,6130 0,6935 0,6687 0,7222 0,6631 0,6581

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0328 0,0352 0,0314 0,0408 0,0264 0,0113 0,0285 0,0177 0,0232 0,0336 0,0519 0,0225 0,0452 0,0188 0,0276

Cr/(Cr+Al) 0,6726 0,6024 0,7194 0,6911 0,6543 0,6805 0,6311 0,6701 0,6949 0,6914 0,6530 0,6166 0,5936 0,6607 0,7124

Fe+3/Fe+2 0,2175 0,2054 0,0000 0,2971 0,1584 0,0581 0,1752 0,0931 0,1071 0,1732 0,3361 0,1358 0,3247 0,1114 0,1613

Cr/Fe 3,5443 2,8134 3,2117 3,7233 3,3020 3,2737 3,2074 3,1676 2,8318 2,9340 2,9981 3,1994 3,0736 3,4606 3,4913

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2760 8,2621 8,2974 8,2803 8,2721 8,2779 8,2577 8,2763 8,2852 8,2840 8,2744 8,2625 8,2590 8,2721 8,2860


121

Tablo 5.9’ın devamı76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90

Cr2O3 50,88 54,19 57,27 54,26 53,22 57,29 53,27 50,98 49,82 51,12 53,29 53,30 54,20 52,01 58,78

Al2O3 19,54 15,42 15,55 17,85 18,65 12,38 15,85 19,85 18,25 19,84 18,96 18,96 16,48 19,88 13,89

Fe2O3 3,35 2,39 1,96 2,04 1,65 3,25 2,70 1,99 3,58 2,32 2,51 1,52 2,36 2,64 2,10

FeO 11,01 14,10 13,59 14,01 13,84 12,31 12,15 13,50 11,67 12,79 12,05 12,68 12,67 12,61 13,75

FeOt 14,02 16,25 15,35 15,85 15,33 15,24 14,58 15,28 14,89 14,88 14,31 14,05 14,79 14,98 15,64

MgO 15,88 13,29 14,22 14,12 14,16 14,03 14,26 14,31 14,85 14,81 15,05 14,87 14,39 15,22 14,03

TiO2 0,15 0,20 0,14 0,15 0,13 0,08 0,18 0,10 0,19 0,13 0,11 0,06 0,14 0,11 0,17

NiO 0,13 0,05 0,08 0,09 0,13 0,02 0,15 0,09 0,07 0,09 0,14 0,09 0,13 0,08 0,07

MnO 0,16 0,08 0,15 0,14 0,07 0,09 0,18 0,07 0,15 0,17 0,15 0,08 0,11 0,16 0,01

Toplam 101,10 99,72 102,96 102,66 101,85 99,45 98,74 100,89 98,58 101,27 102,26 101,56 100,48 102,71 102,80

Cr 9,7516 10,8603 11,0957 10,4484 10,2783 11,6019 10,6786 9,8693 9,8667 9,8350 10,1319 10,2600 10,6698 9,8626 11,4958

Al 5,5841 4,6072 4,4900 5,1239 5,3703 3,7387 4,7353 5,7287 5,3874 5,6912 5,3732 5,4395 4,8363 5,6212 4,0484

Fet 2,8426 3,4447 3,1466 3,2273 3,1315 3,2642 3,0926 3,1291 3,1187 3,0277 2,8781 2,8610 3,0790 3,0058 3,2363

Fe+3 0,6114 0,4558 0,3620 0,3746 0,3040 0,6271 0,5160 0,3659 0,6747 0,4255 0,4544 0,2789 0,4416 0,4757 0,3918

Fe+2 2,2312 2,9889 2,7846 2,8527 2,8275 2,6372 2,5766 2,7632 2,4441 2,6022 2,4238 2,5821 2,6374 2,5301 2,8445

Mg 5,7372 5,0216 5,1953 5,1270 5,1561 5,3556 5,3901 5,2234 5,5456 5,3707 5,3969 5,3958 5,3416 5,4432 5,1720

Ti 0,0264 0,0383 0,0262 0,0266 0,0237 0,0162 0,0351 0,0180 0,0356 0,0242 0,0203 0,0108 0,0262 0,0202 0,0320

Ni 0,0250 0,0104 0,0160 0,0184 0,0252 0,0049 0,0298 0,0167 0,0143 0,0170 0,0275 0,0170 0,0250 0,0149 0,0129

Mn 0,0331 0,0174 0,0303 0,0285 0,0149 0,0184 0,0387 0,0147 0,0316 0,0342 0,1721 0,0159 0,0221 0,0321 0,0025

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,7200 0,6269 0,6510 0,6425 0,6458 0,6701 0,6766 0,6540 0,6941 0,6736 0,6901 0,6763 0,6695 0,6827 0,6452

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0383 0,0286 0,0227 0,0235 0,0191 0,0393 0,0324 0,0229 0,0424 0,0267 0,0285 0,0175 0,0277 0,0298 0,0246

Cr/(Cr+Al) 0,6359 0,7021 0,7119 0,6710 0,6568 0,7563 0,6928 0,6327 0,6468 0,6334 0,6535 0,6535 0,6881 0,6370 0,7396

Fe+3/Fe+2 0,2740 0,1525 0,1300 0,1313 0,1075 0,2378 0,2003 0,1324 0,2760 0,1635 0,1875 0,1080 0,1674 0,1880 0,1377

Cr/Fe 3,4305 3,1527 3,5262 3,2375 3,2822 3,5542 3,4529 3,1541 3,1637 3,2483 3,5203 3,5862 3,4653 3,2812 3,5521

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2676 8,2848 8,2853 8,2764 8,2721 8,2966 8,2816 8,2667 8,2718 8,2669 8,2726 8,2695 8,2797 8,2678 8,2918


122

Tablo 5.9’ın devamı91 92 93 94 95 96 97 98 99 100 101 102 103 104 105

Cr2O3 56,12 54,22 51,99 52,98 50,91 56,89 55,99 52,98 49,88 50,67 53,42 58,53 56,78 54,22 52,89

Al2O3 13,25 14,86 15,88 15,86 18,93 14,56 14,03 17,22 18,99 18,79 15,88 13,25 15,32 15,45 14,55

Fe2O3 4,71 3,02 3,37 3,45 3,17 3,40 3,11 2,10 2,99 3,29 3,45 3,16 2,90 2,83 3,63

FeO 12,15 11,87 11,52 11,13 12,04 11,92 12,66 13,16 13,19 11,92 11,25 13,05 12,50 12,34 12,29

FeOt 16,39 14,59 14,56 14,24 14,89 14,99 15,46 15,04 15,88 14,88 14,36 15,89 15,11 14,89 15,56

MgO 14,56 14,03 14,47 14,88 15,01 15,11 14,09 14,11 14,07 15,11 15,03 14,24 14,78 14,34 13,89

TiO2 0,16 0,19 0,08 0,10 0,15 0,18 0,12 0,18 0,08 0,19 0,13 0,17 0,05 0,22 0,11

NiO 0,08 0,11 0,08 0,10 0,10 0,10 0,10 0,09 0,08 0,13 0,12 0,15 0,09 0,14 0,03

MnO 0,09 0,08 0,05 0,20 0,21 0,05 0,10 0,05 0,10 0,02 0,09 0,14 0,11 0,15 0,02

Toplam 101,12 98,38 97,44 98,70 100,52 102,21 100,20 99,89 99,38 100,12 99,37 102,69 102,53 99,69 97,40

Cr 11,1336 10,8992 10,5250 10,5835 9,8823 11,0761 11,1853 10,4673 9,8311 9,8668 10,5998 11,4765 11,0140 10,7957 10,8143

Al 3,9179 4,4515 4,7936 4,7238 5,4785 4,2253 4,1767 5,0720 5,5786 5,4538 4,6977 3,8716 4,4306 4,5842 4,4351

Fet 3,4392 3,1019 3,1170 3,0077 3,0569 3,0865 3,2659 3,1437 3,3109 3,0656 3,0127 3,2951 3,1010 3,1349 3,3642

Fe+3 0,8900 0,5774 0,6491 0,6555 0,5856 0,6308 0,5916 0,3941 0,5615 0,6097 0,6519 0,5892 0,5355 0,5357 0,7070

Fe+2 2,5492 2,5245 2,4679 2,3522 2,4713 2,4557 2,6743 2,7495 2,7495 2,4558 2,3608 2,7059 2,5654 2,5992 2,6572

Mg 5,4450 5,3160 5,5220 5,6033 5,4920 5,5475 5,3072 5,2563 5,2272 5,5488 5,6211 5,2661 5,4041 5,3829 5,3547

Ti 0,0293 0,0360 0,0162 0,0186 0,0268 0,0339 0,0232 0,0333 0,0144 0,0348 0,0253 0,0313 0,0100 0,0422 0,0218

Ni 0,0164 0,0227 0,0165 0,0205 0,0196 0,0194 0,0201 0,0179 0,0162 0,0264 0,0246 0,0307 0,0174 0,0286 0,0052

Mn 0,0187 0,1727 0,0098 0,0426 0,0439 0,0113 0,0216 0,0095 0,0215 0,0039 0,0187 0,0286 0,0231 0,0316 0,0046

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,6811 0,6780 0,6911 0,7043 0,6897 0,6932 0,6649 0,6566 0,6553 0,6932 0,7042 0,6606 0,6781 0,6744 0,6683

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0558 0,0363 0,0407 0,0411 0,0367 0,0396 0,0371 0,0247 0,0352 0,0383 0,0409 0,0370 0,0335 0,0337 0,0443

Cr/(Cr+Al) 0,7397 0,7100 0,6871 0,6914 0,6433 0,7239 0,7281 0,6736 0,6380 0,6440 0,6929 0,7477 0,7131 0,7019 0,7092

Fe+3/Fe+2 0,3491 0,2287 0,2630 0,2787 0,2370 0,2569 0,2212 0,1433 0,2042 0,2483 0,2761 0,2177 0,2088 0,2061 0,2661

Cr/Fe 3,2373 3,5137 3,3766 3,5188 3,2328 3,5886 3,4249 3,3297 2,9693 3,2186 3,5183 3,4829 3,5518 3,4437 3,2145

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2950 8,2874 8,2803 8,2812 8,2704 8,2886 8,2903 8,2764 8,2699 8,2703 8,2813 8,2952 8,2858 8,2840 8,2867


123

Tablo 5.9’ın devamı106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118

Cr2O3 58,77 47,45 49,89 51,34 52,66 53,81 55,31 45,88 46,77 49,39 48,78 50,77 52,89

Al2O3 14,12 19,67 18,47 17,67 18,03 15,89 16,22 22,66 20,64 19,39 19,90 18,05 17,45

Fe2O3 2,62 3,17 2,21 3,09 2,19 3,74 2,77 3,08 3,03 2,93 3,65 3,40 3,30

FeO 11,41 10,68 12,90 11,99 13,37 12,70 13,18 12,56 12,61 11,69 12,61 12,71 12,80

FeOt 13,77 12,16 14,89 14,78 15,34 16,44 15,66 15,33 15,34 14,33 15,90 15,77 15,77

MgO 15,44 15,66 13,89 14,67 14,23 14,89 14,03 14,88 14,33 14,90 14,67 14,34 14,67

TiO2 0,12 0,12 0,12 0,12 0,22 0,17 0,20 0,20 0,21 0,12 0,14 0,19 0,21

NiO 0,11 0,11 0,05 0,08 0,11 0,19 0,21 0,19 0,13 0,13 0,10 0,13 0,17

Mn 0,08 0,11 0,09 0,10 0,14 0,17 0,08 0,13 0,10 0,16 0,12 0,19 0,05

Toplam 102,67 96,98 97,61 99,06 100,94 101,55 102,00 99,59 97,83 98,71 99,98 99,77 101,54

Cr 11,3931 9,2678 10,0102 10,1610 10,2703 10,4578 10,7254 8,8470 9,2585 9,7191 9,4950 9,9954 10,2653

Al 4,0797 5,7270 5,5234 5,2118 5,2425 4,6035 4,6899 6,5136 6,0918 5,6875 5,7749 5,2962 5,0476

Fet 2,8237 3,1677 3,1597 3,0932 3,1643 3,3806 3,2132 3,1275 3,2116 2,9831 3,2740 3,2845 3,2380

Fe+3 0,4841 0,9613 0,4225 0,5824 0,4070 0,8774 0,5105 0,5652 0,5702 0,5496 0,6767 0,6380 0,6092

Fe+2 2,3396 2,2063 2,7372 2,5108 2,7572 2,5033 2,7026 2,5623 2,6414 2,4335 2,5972 2,6464 2,6288

Mg 5,6443 5,7693 5,2548 5,4743 5,2309 5,4557 5,1314 5,4104 5,3495 5,5291 5,3840 5,3229 5,3669

Ti 0,0216 0,0219 0,0219 0,0224 0,0401 0,0307 0,0371 0,0370 0,0397 0,0219 0,0267 0,0352 0,0390

Ni 0,0217 0,0227 0,0110 0,0156 0,0220 0,0372 0,0416 0,0369 0,0268 0,0266 0,0200 0,0262 0,0338

MnO 0,0160 0,0236 0,0189 0,0216 0,0299 0,0346 0,1614 0,0275 0,0221 0,0327 0,0254 0,0397 0,0095

Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24

Mg/(Mg+Fe+2) 0,7070 0,7234 0,6575 0,6856 0,6548 0,6855 0,6550 0,6786 0,6694 0,6944 0,6746 0,6679 0,6712

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0303 0,0602 0,0265 0,0365 0,0256 0,0550 0,0321 0,0355 0,0358 0,0344 0,0424 0,0401 0,0383

Cr/(Cr+Al) 0,7363 0,6181 0,6444 0,6610 0,6621 0,6943 0,6958 0,5760 0,6031 0,6308 0,6218 0,6537 0,6704

Fe+3/Fe+2 0,2069 0,4357 0,1544 0,2319 0,1476 0,3505 0,1889 0,2206 0,2159 0,2258 0,2606 0,2411 0,2317

Cr/Fe 4,0348 2,9258 3,1681 3,2850 3,2457 3,0934 3,3380 2,8288 2,8828 3,2581 2,9001 3,0432 3,1703

Bir.Hc Byt.(Å) 8,2894 8,2670 8,2698 8,2741 8,2743 8,2851 8,2845 8,2554 8,2619 8,2668 8,2669 8,2743 8,2774


124

Tablo 5.10. Kromit mineral kimyası analizlerindeki oksit de�erleri ve bu de�erlerdenhesaplanan katyonik, rasyo ve birim hücre boyutları ortalama, maksimum,minumum ve standart sapma de�erleri.

Min max ortstn

sapma

Cr2O3 44,07 60,82 52,87 4,09

Al2O3 10,96 23,93 17,24 3,50

Fe2O3 0,66 4,99 2,94 0,84

FeO 10,21 16,67 12,69 1,25

FeOt 12,16 19,33 15,33 1,16

MgO 10,58 16,25 14,45 0,98

TiO2 0,03 0,26 0,16 0,05

NiO 0,01 0,21 0,11 0,04

MnO 0,01 0,22 0,11 0,05

Cr 8,5777 12,4853 10,3773 0,9462

Al 3,3577 6,7453 5,0154 0,9336

Fet 2,4830 4,0222 3,1884 0,2538

Fe+3 0,0384 1,3030 0,5625 0,1938

Fe+2 2,1084 3,7809 2,6325 0,2807

Mg 4,1774 5,8734 5,3374 0,3057

Ti 0,0046 0,0486 0,0297 0,0092

Ni 0,0018 0,0424 0,0228 0,0085

Mn 0,0017 0,1727 0,0291 0,0293

Top. Katyon 24,0000 24,0000 24,0000 0,0000

Mg/(Mg+Fe+2) 0,5249 0,7358 0,6693 0,0376

Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0024 0,1719 0,0374 0,0215

Cr/(Cr+Al) 0,5611 0,7849 0,6741 0,0606

Fe+3/Fe+2 0,0102 0,4792 0,2175 0,0818

Cr/Fe 2,5994 4,0396 3,2712 0,3270

Bir.Hc Byt.(Å) 8,1578 8,3056 8,2761 0,0215


125

5.7.5.1. Mineral Kimyası % Oksit Histogramları

Kromit mineral kimyası analizlerinde analizi yapılan % Cr2O3, Al2O3,

Fe2O3, FeO, MgO, TiO2, NiO ve MnO de�erleri histogram da�ılımları �ekil 5.12’de

görülmektedir. Oksit de�erlerinin histogram da�ılımlarında MgO ve FeO hariç di�er

altı adet oksit de�erlerinde belirgin bir kümelenme görülmemektedir. MgO

histogramında analiz de�erlerinden dokuz adeti hariç di�erlerinin tamamı % 14-16

FeO’in ço�unlu�unu ise % 12-14 aralı�ında kümelenmektedir. Fe2O3 analizleri %

2-3 ve TiO2 de�erlerinde ise de�erlerinde analizler % 0.1-0.2 aralı�ında genel

kümelenmeleri vardır.

5.7.5.2. Mineral Kimyası Analizlerinin Cr2O3, ile Fe2O3, FeO, MgO ve TiO2

Kar�ıla�tırma Diyagramları

Kromit mineral kimyası analizlerinin ana oksit de�erlerinden Cr2O3, ile

Fe2O3, FeO, MgO ve TiO2 de�erleri kar�ıla�tırıldı�ında aralarında bir ba�ıntı

bulunmamaktadır (�ekil 5.13). Kar�ıla�tırma diyagramlarında Fe2O3 ve TiO2 ile

Cr2O3 diyagramlarında (�ekil 5.13. A-D) de�erler geni� bir aralıkta da�ılırken di�er

iki diyagramda (�ekil 5.13. B-C) da�ılımlar daha düz bir çizgisel yapıdadır.

5.7.5.3. Mineral Kimyası Analizleri % Oksit De�erleri ile Birim Hücre

Boyutlarının Kar�ıla�tırma Diyagramları

Kromitlerin mineral kimyasında elde edilen % Cr2O3, Al2O3, MgO ve FeOt

de�erinden hesaplanan FeO ve Fe2O3 de�erleri kromit kristalinin birim hücre boyutu

arasındaki ba�ıntılar �ekil 5.14 de görülmektedir. Kromit mineralinin ideal kristal

birim hücre boyutu 8.378 Å’dur (Deer ve ark. 1992). Analizi yapılan kristallerden

hesaplanan birim hücre boyutlarında ideal yapıda kristalin olmadı�ı görülmü�tür.

Birim hücre boyutları ile analizlerdeki Cr2O3 arasısında pozitif bir ba�ıntı vardır.

Kristalin birim hücre boyutu artıkça Cr2O3 de�erinde önemli bir artı� görülmektedir

(�ekil 5.14. A). Birim hücre boyutu ile kristalin Al2O3 arasında negatif bir ba�ıntı


126

�ekil 5.12. Kromit mineral kimyası analizlerinin % oksit de�erleri histogramda�ılımları.


127

A40 45 50 55 60 65

% Cr2O3

0

1

2

3

4

5

Fe2O

3

B40 45 50 55 60 65

% Cr2O3

5

10

15

20

FeO

C40 45 50 55 60 65

% Cr2O3

5

10

15

20

MgO

D40 45 50 55 60 65

% Cr2O3

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

TiO

2

�ekil. 5.13. Kromit mineral kimyası analizlerinin % oksit de�erlerinin kar�ıla�tırmadiyagramları.


128

A 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32

40

45

50

55

60

65%

Cr2

O3

B 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32

5

10

15

20

25

%A

l2O

3

C 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32

0

1

2

3

4

5

%Fe

2O3

D 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32

5

10

15

20

%Fe

O

E 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32

5

10

15

20

%M

gO

Birim Hücre Boyutu (Å)

�ekil 5.14. Kromit mineral analizi % oksit de�erleri ile birim hücre boyutlarınınkar�ıla�tırma diyagramları.


129

vardır. Kristalin birim hücre boyutu artması ile Al2O3 de�eri azalmaktadır (�ekil.

5.14. B). Di�er oksit de�erler (Fe2O3-FeO-MgO) ile birim hücre boyutu arasında bir

ba�ıntı kurulamamı�tır (�ekil 5.14.C-D-E).

Greenbaum, (1972) Troodos Ofiyoliti’ndeki (Kıbrıs) kromitlerdeki ve di�er

ofiyolitlerdeki benzer ba�ıntının Alpin (podiform) tip kromitlerin tipik özelli�i

oldu�unu belirtmektedir.

5.7.5.4. Mineral Kimyası 100 Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+) Diyagramı

Elde edilen kromit minerali analizlerinden hesaplanan 3+ de�erli

katyonlardan Cr ve Al ile +2 katyonlardan Mg ve Fe+2 de�erlerinden hesaplanan

100 Cr/(Cr+Al) (56-78 aralı�ında), Mg/(Mg+Fe2) (52-73 aralı�ında) 100 Cr/(Cr+Al)-

Mg/(Mg+Fe2) diyagramında de�erlerin tamamı podiform ve üç tanesi podiform-

stratiform ortak alanına dü�mektedir (�ekil 5.15). MAR bölgesine dü�en analiz

yoktur.

5.7.5.5. Mineral Kimyası Cr-Al-Fe+3 Stevens Üçgen Diyagramı

Kromit mineral kimyası analizlerindeki oksit de�erlerinden hesaplanan

katyonik Cr, Al ve Fe3+ de�erleri ile kromitleri podiform-stratiform ayrımı ve Al-

kromit, Cr-spinel, Fe-spinel, Al-manyetit, Cr-manyetit ve Fe-kromit ayırımı yapan

Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramında, podiform kromit ve Al-kromit alanı olan 1 no’lu

bölgede yer almaktadır (�ekil 5.16).

5.7.5.6. Cr2O3-Al2O3 ve FeO-MgO Diyagramları

Kromit mineral kimyası analiz sonuçlarında elde edilen oksit de�erlerinden

Cr2O3-Al2O3 ve FeO ve MgO arasında negatif bir korelasyon vardır. Bu oksit

de�erlerinde Cr2O3 de�eri artarken Al2O3 de�eri azalmaktadır. Benzer ili�ki FeO ile

MgO arasında da görülmektedir. Bu de�erler Bridges ve ark. (1995)

diyagramlarında dalma batma zonu ofiyolitleri bölgesinde yer almaktadır (�ekil

5.17A-B).


130

�ekil 5.15. Kromit mineral kimyası analizlerinin 100 Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+)diyagramı. Podiform ve stratiform alanları Irvine (1967) ve M.A.R. (MidAtlantic Ridge-Atlantik Ortası Rifti) alanı Aumente ve Loubat (1971) denalınmı�tır.


131

�ekil 5.16. Cr-Al-Fe+3 Stevens (1944) üçgen diyagramı. Podiform-stratiform alanlarıDickey (1975)’den alınmı�tır.

5


132

�ekil 5.17. Kromit mineral kimyası analizleri oksit de�erleri diyagramları (Bridgesve ark. 1995).A-FeO-MgO diyagramıB- Cr2O3-Al2O3 Diyagramı.

A

B


133

5.8. Bakır Cevheri Mineral Kimyası Analizleri

Nabit bakır kristallerini içeren kayaçlardan bir adet örnek (Resim 5.35)

üzerinde üç ayrı noktada mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo 5.11.). Analiz

sonuçunda bakır minerallerin nabit oldu�u ve Cu elementi ile birlikte As

elementinden olu�tu�u görülmü�tür.

Tablo 5.11. Nabit Cu içeren resim 5.34’deki örnekte üç ayrı noktada yapılan mineralkimyası analiz sonuçları.

% element 1 2 3Cu 97.033 97.904 97.016As 2.731 2.789 2.805Toplam 99.764 100.693 99.821

Resim 5.35. Mineral kimyası analizi yapılan bakır cevheri örne�i.

6.SONUÇLAR VE ÖNER�LER Ali TÜMÜKLÜ

134

6. SONUÇLAR VE ÖNER�LER

Çalı�ma alanı olan Pozantı-Karsantı Ofiyoliti’nin batı kesimini olu�turan

Mazmılı-Koparan bölgesindeki kromit ve bakır cevherle�mesi ile kayaçlarda yapılan

incelemelerde a�a�ıdaki sonuçlar elde edilmi�tir.

1. Çalı�ma alanı içerisinde kromit cevheri ocak i�letmecili�i ve arazide

mostralarda bulunum önem sırasına göre masif, saçınımlı, noduler ve bantlı tip

cevherden olu�maktadır. Bu dört tip cevherin en az ikisinin bir araya gelmesi ile

karı�ık tipte kromit cevheri de yer yer görülmektedir.

2. Deformasyon sonucu cevher içerisindeki serpantinize olivinler belirgin

bir yönelim kazanmı�tır. Masif yapıdaki cevherin etrafı saçınımlı cevher ile

ku�atılmı�tır. Noduler tip cevherlerin 0,5-35mm arasında de�i�en boyutlarda e�

boyutlu, e� boyutsuz, yuvarlı�ımsı ve kö�eli tipte nodullerden olu�tu�u görülmü�tür.

Bantlı tip cevher bölgede en az da�ılıma sahiptir.

3. Kromitlerde mikroskop çalı�ması sonucu, kromit kristallerinin

kataklazma sonucu tamamen parçalandı�ı ve ilksel yapıda kristalin korunmada�ı

görülmü�tür. Kromit kristallerin içerisinde serpantinize olivin kapanımlarının

bulundu�u görülmü�tür.

4. Kromit cevherinde yapılan kromit mineral kimyası analizlerinin podiform

ve stratiform tip kromitleri ayıran Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+) ikili diyagrama ve

Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramına konulması sonucu analiz de�erlerinin podiform

kromit özelli�inde oldu�u ve Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramında Al kromit oldu�u

görülmü�tür.

5. Kromit mineral kimyası % oksit analizlerinden MgO-FeO ve

Al2O3-Cr2O3 diyagramlarında kromitlerin dalma batma zonu (Supra-Subduction

Zone SSZ) ofiyolitleri kromit özelli�inde oldu�u görülmü�tür.

6. Kromit cevheri parlak kesitlerinde birincil nikel-demir-sülfür minerali

olan pentlantit (Fe,Ni)9S8) minerali optik olarak tespit edilmi�tir.

7. Cevher içerisindeki pentlantit minerallerin bozu�ması ile ikincil olarak

olu�an millerit (NiS) ve avaruit (Ni2Fe-Ni3Fe) mineralleri mineral kimyası

analizlerinde tespit edilmi�tir.

6.SONUÇLAR VE ÖNER�LER Ali TÜMÜKLÜ

135

8. Mineral kimyası analizlerinde kromit kristallerin etrafında Cu-Zn

ala�ımları görülmü�tür.

9. Bazı kromitlerin dü�ük ye�il �ist fasiyesinde metamorfizması sonucu

kromit kristallerinin etrafında ve kataklazma sonucu bölünen parçalarının içerisinde

stiktit [Mg6Cr2(OH)16CO34H2O] minerali olu�mu�tur.

10. Kromitlerin bozu�ması ile kristallerin etrafında, kırık ve çatlaklarda

manyetitle�meler tespit edilmi�tir.

11. Kataklazma sonucu olu�mu� kromit kristallerinin içerisindeki çek-ayır

dokularında ve kenarlarında hidrotermal olarak gelmi� yerle�mi� ve mineral kimyası

analiz sonuçlarına göre % 96.839-98.821 Ag elementinden olu�an nabit gümü�

mineralleri tespit edilmi�tir.

Sistematik numune alım yöntemi ile Nabit Ag kayna�ı ve muhtemelen

bulunan rezervi tespit edilebilir.

12. Kromit cevherinde yapılan XR-F analizleri sonucunda cevherin içerdi�i

% Cr2O3 ile FeOt ve Al2O3 arasında pozitif bir korelasyonun MgO ile arasında

negatif bir korelasyonu oldu�u tespit edilmi�tir.

Kromit cevheri içerisindeki Cr2O3 ile iz elementlerin kar�ıla�tırılmalarında,

Cr2O3 ile Zn, V, Ti, ve Co arasında pozitif ve Ni elementi ile negatif bir korelasyon

oldu�u tespit edilmi�tir.

13. Bölgedeki radyoloritik kayaçların yapısıyla uyumlu olarak önemli

ölçüde bakır cevherle�mesi bulunmaktadır. Bakır cevherinden yapılan mineral

kimyası sonucu analizlerine göre bunların nabit bakır oldu�u ve içerisinde

%2,73-2,80 oranında As elementi içerdi�i görülmü�tür. Bakır cevheri içeren

kayaçlarda yapılan AAS analizlerde bakır içeri�inin % 5’leri a�tı�ı tespit edilmi�tir.

Bölgede yapılacak bakır cevherle�mesi rezerv çalı�ması olumlu sonuçlar verebilir.

14. Yapılan mineral kimyası analizlerinde platin grubu (PGM) minerale

rastlanmamı�tır. Yapılacak çalı�malarda PGM’i tespit edilebilir.

136

KAYNAKLAR

ABDÜLSELAMO�LU, �., 1962. Kayseri-Adana Arasındaki Do�u Toroslar

Bölgesinin Jeolojisi Hakkında Rapor. MTA. Enst. Derleme No: 3264.

(Yayınlanmamı�).

AKAY, E. VE UYSAL, �. 1988. Orta Toroslar’ın Post-Eosen Tektoni�i. MTA.

Dergisi, 108, 57-68.

AKIN, A. K., ARTAN, Ü., ASUTAY, H., 1974. Çanakpınarı, Kızılyüksek, Dorucalı

Ocakları Dolayları, 1/10 000 ölçekli Jeoloji Haritası.

AKIN, A. K., 1983. Çanakpınarı-Kızılyüksek-Dorucalı Krom Ocakları Raporu.

MTA. Enst. Ankara (Yayınlanmamı�).

ANIL, M., 1986. Gerdibi-Gertepe-Çataltepe-Çe�tepe (Pozantı-Karsantı-Adana)

Kromit Yataklarının Jeolojik, Metalojenik ve ekonomik �ncelenmesi.

TUB�TAK Projesi TBAG. 667 (Yayınlanmamı�)

ANIL, M., Billor, Z., ÖZÜ�, S., l987. Gerdibi Grubu (Pozantı-Karsantı-Adana)

Kromit Yataklarının Jeolojisi ve Metalojenisi, Do�a, ll:2, l75-205, Ankara.

ANIL, M., l990. Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda� (Hatay) Ofiyolitlerindeki Bazı

Kromit Yataklarının Morfolojik Yapısal ve Jenetik Özellikleri ile Akdeniz

Bölgesindeki Benzer Kromit Yataklarının Kar�ıla�tırılması. Do�a, l4, 645-

675, Ankara.

ANIL. M., 1995., Kromit Cevherle�melerinde Görülen Sülfid, Dönü�üm ve Platin

Grubu Minerallerin Da�ılımı. Çu Ün. Ara�. Fonu. Proje No. MMF-94-1.

ANIL, M., 2001. Ecemi� Fay Ku�a�ının Batı ve Do�u Bloklarında Yer Alan

Ofiyolitik Kromitlerin Kar�ıla�tırılmalı Olarak �ncelenmesi. Ni�de Ün.

Müh: m�m. Fak. Ecemi� Fay Ku�a�ı Çalı�ma Grubu WORKSHOP-I.

Bildiriler 32-49.

ANONYMOUS, 1972. Penrose Field Conference on Ophiolites. Geotimes, 17, p. 24-

25.

ARAI, S., 1997. Control Of Wall-Rock Composition on The Formation Of Podiform

Chromitites As a Result Of Magma/Peridotite Interaction. Resource Geol.

47. 177-187.

137

ARAI, S., J. UESUGI and AHMED, H. A., 2004. Upper Crustal Podiform

Chromitite From The Northern Ophiolite As The Stratigraphically

Shallowest Chromite In Ophiolite And Its Implication For Cr Concentration.

Contrib Mineral Petrol. 47: 145-154.

ASHWAL, D. L. And CA�RNCROSS, B., 1997. Mineralogy And Origin Of Stichtite

In Chromite-Bearing Serpentinites. Contrib Mineral Petrol, 127- pp. 75-86.

ATABAY, A. ve AYHAN, A. 1986. Ni�de-Ulukı�la-Çamardı- Çiftehan Yöresinin

Jeolojisi. MTA. Rap. No. 8064. (yayınlanmamı�). Ankara.

AUMENTO, F. And LOUBAT, H., 1971. thE Mid-Atlantic Ridge Near 45o N XVI

Serpantinized Ultramafic Intrusions Can. J. Earth SC�ENCES. 8. 634-663.

BALLHAUS, C., (1998) Origin Of Podiform Chromite Deposits By Magma

Mingling. Earth Planet Sci Lett 156:185–193.

BARNES, S. J., 1986. The Distribution of Chromium Among Ortopyroxene, spinel

and Silicate Liquid at Atmospheric Pressure. Geochimica et Cosmochimica

Acta 50, 1889-1909.

BARNES, S.J., 2000. Chromite in Komatiites, II. Modification During Greenschist

to Mid-Amphibolite Facies Metamorphism. Journal of Petrology |V. 41

Number 3 P. 387-409.

BA�, H. Ve TERZ�O�LU, N. 1986. Jeokimya Ortamlr. Türkiye jeoloji Kurumu

Yerbilimleri E�itim Dizisi. Editör. A. ERLE. 1-61. Ankra

BA�, H., AYHAN, A. Ve ATABEY, E. 1986. Ulukı�la-Çamardı (Ni�de)

Volkanitlerinin Bazı Petrolojik ve Jeokimyasal Özellikleri. Türkiye Jeoloji

Bülteni. Ocak. 27-34.

B�LLOR, Z., 1999. Geochemical Features of Podiform Chromite Deposits In Turkey.

Çukurova Ün. Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji A.B.D. Doktora Tezi.

(Yayımlanmamı�).

B�LLOR, M. Z. And GIBB, F., 2002. The Mineralogy and Chemistry of The

Chromite Deposits Of Southern (Kızılda�, Hatay and Islahiye, Antep) and

Tauric Ophiolite belt (Pozantı-Karsantı, Adana), Turkey. 9.th. Internaional

Platinum Sypmposium (Abstract). 21-25 July, Montona USA.

B�NGÖL, A.F. 1978. Petrologie du Masif Ophiolitique de Pozantı-Karsantı (Taurus

138

Cilicien, Turquie): Etude de la Orientale. These 3’e Cycle, Universite

Strasbourg.

BLUMENTHAL, M., 1946, Kilikya Toros’larının Çok Dikkate De�er Bir Parçası:

Karanfilda�. M. T. A. Mecmuası. No. 2. S. 257, 263.

BLUMENTHAL, M., 1952., Das taurische Hochgebirge des Alada�, Neuere

Forschungen zu Seiner Geographic, Stratigraphie und Tektonik. Jeolojik

Harita Materyalleri. M.T.A. Yayınları. Seri D. No. 6, 1952.

BORCHERT, H., 1961. Türkiye Krom Cevheri Yataklarında Yapılan Etüdlerden

Ö�rendiklerimiz. MTA. Dergisi. Sayı. 56. s.1-14.

BOUDIER, F., NICOLAS, A. and BOUCHEZ, J.L., 1982. Kinematics of Oceanic

Thrusting and Subduction From Basal Section of Ophiolites. Nature, 296.

825-828.

BOUIDER, F. AND NICOLAS, F. 1985. Harzburgite and Lherolite Subtypes In

Ophiolitic and Oceanic Environments. Earth and Planetary Science Letters,

76. 84-92.

BRIDGES, J. C., PRICHARD, H. M. and MEIRELES, C. A., 1995. Podiform

Chromitite-Bearing Ultrabasic Rocks From The Bragança Massif, Northern

Portugal: Fragments Of Island Arc Mantle?. Geo. Mag. 132(1). pp.39-49.

BRONGNIART, A., 1827. Classification et Caracteres Minerralogiques Des Roches

Homogenes et Heterogenes. F.G. Levrault edd. Paris.(In: Nicolas, A. 1989.,

Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer

Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands ISBN 0-7923-0255-9).

CASSARD D, N�COLAS A, RAB�NOW�CZ M, MOUTTE M, LEBLANC M. and

PR�NZHOFER A., 1981. Structural Classification Of Chromite Pods in

Southern New Caledonia. Econ. Geol. 76:805–831

COLEMAN, R. G., 1971. Plate Tectonic Emplacement Of Upper Mantle Peridotites

Along Continental Edges. Jurnal Of Geophys. Res. 76. 1212-1222.

COLEMAN, R. G. 1977. Ophiolites: Ancient Oceanic Lithosphere? Berlin, Springer-

Verlag, Berlin, 229 p.

139

ÇABUK, I., AKIN, K. ve AÇAN, S., 1977. Çnakpınarı-Kızılyüksek-Kavasak-

Dorucalı Krom Ocakları (Karsantı-Adana) ve Çevresine ait rapor: MTA.

Rapor. (Yayınlanmamı�).

ÇAKIR, Ü., 1978. Petrologie Du Masisf De Pozantı-Karsantı (Taurus Cilicien,

Turquie): Etude La Partie Centralla. These De Doctorat d’Ing. Univ.

Satrasbourg. p. 251.

ÇAPAN. Z. U., 1981. Toros Ku�a�ına ait Be� Ofiyolit Masifinde (Marmaris, Mersin,

Pozantı, Pınarba�ı, Divri�i) Major Element Analizlerinin �statistiksel

Yorumu:I. Ortalama De�erlerin Kar�ıla�tırılması. Yerbilimleri, 7, 105-114.

ÇATAKLI, A. S., 1978. Petrographie et Geochimie des Filons de la partie

Occidentale du Masif Ophiolitique de Pozantı-Karsantı (Turqie). 6 eme

R.A.S.T. Orsay, Paris. P. 94.

ÇATAKLI, A. S., 1983. Assemblage Ophiolitique et Roches Associees de la Partie

Occidentale du Masif de Pozantı-Karsantı. These d’etat, Univ. NancyI

ÇEL�K, Ö. F.and DELALOYE, M. (2001). Geochemical Character and Tectonic

Environment of the Ophiolite Related Metamorphic Rocks and Their Mafic

Dike Swarms in the Pozanti-Karsanti Ophiolite: New Age Constraints on

the Metamorphic Sole Rocks and Dike Swarms. Fourth International

Turkish Geology Symposium, (ITGS IV) September 2001, Adana/Turkey.

p. 238.

DEER, W.A.,HOWIE, R.A., VE ZUSSMAN, J., 1992. The Rock Forming Minerals.

Pearsen Education Limited, Edinburg-ISBN 0-582-30094-0

DEM�RKOL, C., 1989. Pozantı-Karsantı-Karaisalı (Do�u Toros) Arasında Yer Alan

Karbonat Platformunun Stratigrafisi ve Jeolojik Geli�imi. M.T.A. Dergisi,

109, 33-44.

DEM�RTA�LI, E., B�LG�N, A.Z., ERENLER, F., I�IKLAR, S., SANLI, D.Y.,

SEL�M, M., TURHAN, N., 1973. Bolkarda�larının Jeolojisi. Cumhuriyetin

50. Yılı Yer Bilimleri Kongresi, Tebli�ler. MTA. Yayını.

DICK, H.J.B. and BULLEN, T., 1984. Chromian Spinels as a Petrogenetic Indicator

in Abyssal and Alpine Type Pridotites and spatially Associated lavas.

Contributions to Mineralog and petrology. 86, 54-76.

140

DICKEY, J.S., 1975. A Hypotesis of Origine For Podiform Chromit Deposits,

Geochim. Cosmo, Chim. Acta 39

D�LEK, Y., and MOORES, E. M., 1990. Regional Tectonics of The Eastern

Mediterrannean Ophiolites.

D�LEK, Y., THY, P., HACKER, B., and GRUNDVIG, S., 1999. Structure and

Petrology of Tauride Ophiolites and Mafic Dike Intrusions (Turkey):

Implications for The Neotethyan Ocean. Bulletion of The Geological

Society Of America , 111, 1192-1216.

DROOP, G.T.R., 1987. A General Equation For Estimating Fe3+ Concentrations In

Ferromagnessian Silicates And Oxides From Microprobe Analyses, Using

Stoichiometric Criteria. Mineralogical Magazine, V.51, p.431-435.

ENG�N, T., OZKOÇAK, O., and ARTAN, U., 1986. General Geological Setting and

Character of Chromite Deposits In Turkey. Chromites, Unesco’s IGCP-197

Project Metallogeny Of Ophiolites. p. 199-228. Athens.

ENG�N, T. 2001. Ofiyolitler ve Ofiyolitlere Ba�lı Maden Yatakları. Magmatik

Petrojenez, TÜB�TAK Lisanasüstü Yaz Okulu. 7-12. Akcakoca-Düzce.

FOUQUE And MICHEL, L. 1879. (In: Nicolas, A. 1989., Structures of Ophiolites

and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer Academic Publishers.

Dordrecht. The Netherlands ISBN 0-7923-0255-9).

GEORGE, R. P., 1978. Structual Petrology Of The Olympus Ultramafic Complex �n

The Troodos Ophiolitic Coplexç Geo. Soc. Am. Bull. 89. 845-865.

GÖNCÜO�LU, M.C., 1981. Ni�de Masifinin Jeolojisi, �ç Anadolu’nun Jeoloji

Sempozyomu. TJK. 19-19.

GÖNCÜO�LU, M.C., 1982. Ni�de Paragnayslarında Zirkon U/Pb ya�ları. TJK.

Bült. 25/1. 61-66.

GÖNCÜO�LU, 1986. Orta Anadolu Masifinin Güney Ucundan Jeokronolojik Ya�

Bulguları. MTA Dergisi 105/106, 83-96.

GÖRÜR, N., 1979. Karaisalı Kireçta�ının Sedimantolojisi.Türkiye Jeoloji Kurumu

Bülteni, 22(2), 227-235.

141

GREENBAUM, D., 1972. The Chromitiferous Rocks of the Troodos Ophiolite

Complex, Cyprus. Economic Geology and the Bulletion of the Society Of

Economic Geologists. v. 72. No. 7. p.1175-1194.

GÜRBÜZ, K., 1993. Identification and Evolution of Miocene Submarine Fans In

The Adana Basin, Turkey. Ph.D Thesis, University of Keele. 327 p.

HANLEY, D. S. O., 1996. Serpentinitler, Record of Tectonic and Petrological

Histroy. Newyork . Oxford University Press. S. 100.

HOCK, M., FRIENDR�CH, G., PLUGER, W. and WICHOWSKI, a. 1986.

Refractory and Metallurgic-Type Chromite Ores, Zambales Ophiolite,

Luzan, Philippines: Mineralium Deposita, 21. 190-199.

HIESSLEITNER, G., 1955., Güney Anadolu Torosu Kromitli Peridotit

Serpantinlerin Jeolojisine Yeni �laveler. M. T. A. Mecmuası, No. 46/47.

HUTCHINSON, R.W., 1973. Volcanogenic Sulfide Depositsand Their Metallogenic

Significance: Econ. Geology. Vol. 68. No. 8.

IRVINE, T. N., 1967. Chromian Spinels As A Petrogenic Indicator, Part II,

Petrologic Applications. Canadian Jurnal Of Earth Sciences 4. 71-103.

JACKSON, E.D. and THAYER, T.P., 1972. Some Criteria-Gabbro Complexes :

Internat. Geol. Cong. 24. Montreal , Proc., 2. 280-296.

JAFFEY, N.and H.F., ROBERTSON, 2001. New Sedimantological and Structural

Data From The Ecemi� Fault zone, Southern Turkey: Implications For Its

Timing and Offset and The Cenozoic Tectonic Escape Of Anatolia. Jurnal

Of Geological Society, Vol. 158, pp..367-378.

JUTEAU, T., 1975. Les Ophiolites Des Nappes d’Antalya (Tauride Occidentales

Turquie) Petrologie d’un Fargment De I’ancieenne Croute Oceanique

Tethysi Enne Sc de La Terra, Mem. Nancy, No. 32., 692.

JUTEAU, T. 1980. Ophiolites of Turkey. Ofioliti 2, 199-237.

JUTEAU, T., MARCOUX, J., REUBER, I., LAGABR�ELLE, Y. ve MONTIGNY,

R., 1985. Terra Cognita Vol. 5 no. 2-3. p. 127 (Abstaract)

JUTEAU, T., 2004.The Ophiolites of Khoy (NW Iran): Their Significance in The

Tethyan Ophiolite Belts of The Middle-East. C.R. Geoscience 336 105-108

142

KESK�N, �., 1997. Ulukı�la-Çamardı Tersiyer Havzası Kuzeydo�u Kesiminin

Jeolojisi ve Sedimanter Özellikleri. �stanbul. Ün. Fen. Bil. Ens. Master T.

(Yayınlanmamı�).

KET�N, 1956. Yozgat Bölgesinin Jeolojisi ve Orta Anadolu Masifinin Tektonik

Durumu TJK. Bulteni., 6, 1-40. (In: Gönçüo�lu, M.C. 1986. Orta Anadolu

Masifinin Güney Ucundan Jeokronolojik Ya� Bulguları. MTA Dergisi

105/106, 83-96).

KLEYN, V. P.H. 1966., Geologie Reconnaissance Maping in the Alada�lar: MTA.

Rap. (M. Etüd. Rap. Yayınlanmamı�).

KOÇY��T, A., 2001. Kıta �çi Yeni Bir Do�rultu Atımlı Yapı; Orta Anadolu Fay

Zonuu. Ecemi� Fay ku�a�ı Çalı�ma Grubu, Workshop-I, 8, Ni�de.

KORKANÇ, M., 1998. Ecemi� Koridoru ve Eynelli-Bademdere (Çamardı-Ni�de)

Yöresinin Sedimantolojik ve Tektonik �ncelenmesi Ni�de Ün. Fen Bil.

Master T. (Yayınlanmamı�).

KU�ÇU, �., 2001. Çamardı (Ni�de) Dolayındaki Yapısal Elemanların Sınıflaması.

Ni�de Ün. Müh. Mim. Fak. Çalı�ma Grubu Workshop-I Bildiriler, 138-

149.s

LAGO BL, RABINOW�CZ, M. And NICOLAS, A., 1982. Podiform Chromite Ore

Bodies: A Genetic Model. J Petrol 23:103–125

LEBLANC, M., 1980. Chromite Growth Dissolution and Deformatin From A

Morphological Viev Point, Sem Investigation Deposita, Mineral

deposita,15, pp: 201-210.

LEBLANC, M. and VIOLETTE, J. F., 1983. Distribution of Al-Rich and Cr-Rich

Chromite Pods in Ophiolites. Economic Geology. 78, 123-132.

LEBLANC, M. And LBOUABI, M., 1998. Native Silver Minerallization Along a

Rodingite Tectonic Contact Between Serpentinite and Quartz Diorite (Bou

Azzer, Morpcco). Economic. Geology. 83, 1379-1391.

LEBLANC, M. And NICOLAS, A., 1992. Ophiolitic Chromitites. Int. Geology Rev.

34, 653-686.

LEHMANN, J. 1983. Diffusion Between Olivine and Spinel: Application to

Geothermometry. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 64, p. 123-138

143

LYTWYN, J. N. And CASEY, J.F., 1995. Geochemistry of Postkinematic Mafic

dike and Subophiolitic metabasites, Pozantı-Karsantı Ophiolite, Turkey:

Evidence for Ridge Subduction. GSA Bulletion; v:107; no: 7. P: 830-850.

MACKENZ�E, I. D., 1960. High Temperature Alpine Type Peridotite From

Venezuela. Geol.Soc. America Bull.., V. 71, p. 303-318.

MALITCH, K., MELCHERÃ, N. F. AND MUÈHLHANS, H., 2001. Palladium and

Gold Mineralization in Podiform Chromitite at Kraubath, Austria.

Mineralogy and Petrology, Springer-Verlag: 73: 247-277

METZ, K. 1955., Alada� ve Karanfil Da�ının Yapısı ve Bunların Kilikya Torosu

Tesmiye Edilen Batı Kenarları Hakkında Malümat Husulu �çin Yapılan

Jeolojik Etüt. MTA. Yayınları. Sayı 48- Sayfa 63-76 .

MOORES, E.M., LOUISE , H.K., D�LEK, Y., 2000. Tethyan Ophiolites, Mantle

Convection and Tectonic ‘Historical Contingency’ . A Resolution of The

‘Ophiolite Conundrum’. Special Paper 349: Ophiolites and Oceanic Crust:

New Iinsights From Field Studies and the Ocean Drilling Program:pp. 3–12.

MOUTTE, J., 1982. Chromite Deposits of The Tiebaghi Ultramafic Massif, New

Caledonia. Econ. Geo. 77. 576-591.

MURCK, B. W and CAMPBELL,I. H. 1986. The Effects Of Temperature, Oxygen

Fugacity And Melt Composition On The Behaviour Of Chromium In Basic

And Ultrabasic Melts. Geochimica et Cosmochimica Acta V. 50, Issue 9 , P.

1871-1887.

NICOLAS, A., BOUDIER, F., AND BOUCHEZ, J.L., 1980. Interpretation of

Peridotite Structures From Ophiolitic and oceanic Environments. American

Journal of Science, 280. 192-210.

NICOLAS, A. 1989., Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere.

Kluwer Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands. IBNN 0-7923-

0255-9.

OKAY, A.C, 1955, Ni�de-Çamardı (Maden) ve Ulukı�la Arasındaki Bölgenin

Jeolojisi: MTA Enstitüsü Rapor No: 2383 (Yayınlanmamı�).

OVALIO�LU, P., 1963. Die Chromerzlagerristatten Von Pozantı Reviers und ihre

Ophiolitissche Muttergeisteine: MTA. 114. 86.

144

Ö�RÜNÇ, G., GÜRBÜZ, K. ve NAZ�K, A., 2000. Adana Baseni Üst Miyosen-

Pliyosen �stifinde “Messiniyen Tuzluluk Krizine” Ait Bulgular. Hacettepe

Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Ara�tırma Merkezi Bülteni.

Yerbilimleri, 22, 183-192.

ÖZER, B., DUVAL, B., COURR�ER, P. and LETOUZEY, J. 1974.Antalya-Mut-

Adana Neojen Havzaları Jeolojisi. Turkiye II. Petrol Kongresi, Ankara,57-84.

ÖZGÜL, N., 1976. Toroslar’ın Bazı Temel Jeoloji Özellikleri. Türkiye Jeoloji

Kurumu Bülteni, c, 19. 65-78.

PAKTUNÇ, A.D., 1990. Origin Of Podiform Chromite Deposits By Multistage

Melting, Melt Segregation And Magma Mixing In The Upper Mantle. Ore

Geol Rev 5:211-222

PARLAK, O., 2000. Geochemistry and Significance of Mafic Dyke Swarms In The

Pozantı-Karsantı Ophiolite. Turkish J. of Earth Science. Vol. 24.pp. 29-38.

PARLAK, O., DELALOYE, M., 1999. Precise 40Ar/39Ar Ages From The

Metamorphic Sole of The Mersin Ophiolite (Southern Turkey).

Tectonophysics 301, 145–158.

PARLAK, O., ÇEL�K, Ö.F. and DELALOYE, M. (2001) Geochemistry of The

Volcanic Rocks From The Pozantı-Karsantı Ophiolite (S. Turkey). 4th

International Turkish Geology Symposium (ITGS-IV), 24-28 September

2001 Adana-Turkey, p. 239.

PARLAK, O., HÖCK, V., DELALOYE. M., 2002. The Supra-Subduction Zone

Pozantı-Karsantı-Ophiolite Southern Turkey: Evidence For High-Pressure

Crystal Fractionation of Ultramafic Cumulates. Lithos 65, 205-224.

PEARCE, J. A., LIPPARD, S.J. ve ROBERTS, S. 1984. Characteristics and Tectonic

Significance of Supra-Subduction Zone Ophiolites (In YALINIZ, M. K.

2001. Dalma Batma Zonu (Supra-Subduction Zone SSZ) Ofiyolitlerin

Petrojenezi. Magmatik Petrojenez TÜB�TAK. Lisans Üstü Yaz Okulu. 7-12.

377-400.)

PINSET,R.H. AND HIRST, D.M 1977. The Metamorphism of The Blue River

Ultramafic Body Cassiar, British Columbia. Canada Jurnal of Petrology 18,

567-594.

145

POLAT, A., CASEY, J.F., 1995 A Stuructural Record of The Emplacement of the

Pozantı-Karsantı Ophiolite Onto the Menderes-Taurus Block in Tthe Late

Cretaceus, Eastren Taurides, Turkey. J. Structu. Geology 17. 1673-1688.

POLAT, A., CASEY, J.F., KERRICH, R., 1996. Geochemical characteristics of

Accreted Material Beneath The Pozantı-Karsantı Ophiolite, Turkey: Intra-

Oceanic detachment, Assembly and Obduction. Tectonopysics 263. pp. 249-

276.

RAHGOSHAY, M. And JUTEAU, T., 1980. Chromites from the ophiolitic masif of

Pozantı-Karsantı, Cilicain Taurus, Turkey: New Observation About their

Structural Setting and Geochemistry: Unesco, An Int, Symp. On

Metallogeny of Mafic and Ultramafic Complexes. Vol., Athens (IGGP), P.

114-126.

RALEIGH, C. B., 1967. Experimental Deformation Of Ultramafic Rocks and

Minerals. (In Engin, 2001 Ofiyolitler ve Ofiyolitlere Ba�lı Maden Yatakları.

Magmatik Petrojenez, TÜB�TAK Lisanasüstü Yaz Okulu. 7-12. Akcakoca-

Düzce.

ROEDER, P.L. and REYNOLDS, I., 1991. Crystallization of chromite and

Chromium Solubility in Basaltic Melts. Jurnal of Petrology v. 32. 909-934.

SCHMIDT, G.C., 1961. Stratigraphic Nomenclature For the Adana Region

Petroleum Dist.. VII: Petrol Dairesi Ne�riyetı, No. 6.

SPRAY, J.G., 1984. Possible Causes and Consequences of Upper Mantle Decoupling

and Ophiolite Displacement.

STEINMANN, G. (1927). Die Ophiolithischen Zonen in Den Mediterranen

Kettengebirgen. XlVe Congr. Intern.Geol. (Madrid), C.R., fasc. 2, pp. 637-

668.( In: Nicolas, A. 1989., Structures of ophiolites and dynamics of oceanic

lithosphere. Kluwer Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands).

STEVENS, R. E., 1944. Composition Of Some Chromites Of The Western

Hemisphere Am. Mineralogist V. 29/1-2. 1-34. �llus Incl. Index Map, Jan.-

Feb. Econ. Geology.

STOWE, C. W., 1987. Chromite Deposits of The Shurugwi Greenstone Belt

Zimbabwe. Geological Society of South Africa Transactions, V.7.p. 303-314.

146

STOWE, C. W., 1994. Compositions and Tectonic Settings Of Chromite Deposits

Through Time. Econ. Geol. 89. 528-546.

�ARO�LU, F. EMRE, Ö ve KU�CU, I., 2001. Ecemi� Fayı ve Depram Potansiyeli.

Ni�de Üniversitesi Müh. Mim. Fak. Ecemi� Fay Ku�a�ı Çalı�ma Grubu

Worshop-I Bildiriler, 20-30.

TATHAVADKAR V.D.; ANTONY M.P. and JHA A., 2004. An Investigation of the

Mineralogical Properties of Chemical Grade Chromite Minerals

Scandinavian Journal of Metallurgy , vol. 33, no. 2, pp. 65-75(11).

TEKEL�, O., 1980. Toros’larda Alada�ların yapısal Evrimi. TJK. Bülteni 19. 65-78.

TEKEL�, O., 1981. Toros’larda Alada� Ofiyolitli Melanjının Özellikleri. Türkiye

Jeoloji Bülteni. C. 24.. s.57-64.

TEKEL�, O., AKSAY, A., ÜRGÜN, B.M. I�IK, A., 1984. Geolgoy of the Alada�

Mountains. Geology Of The Taurus Belt: Procedings Int. Sym., 26-29.

September., 143-149. Ankara. Turkey.

THAYER, T. P., 1960. Some Critical Differences Between Alpine Type and

Startiform Peridotite Gabro Complexes: 21. St. Inter Geol. Congr.,

Copenhagen, Reports., 13. 247-259.

THAYER, T.P., 1964. Principal Features and Origin Of Podiform Chromite Deposits

and Some Observations On The Guleman-Sorida� District, Turkey: Econ.

Geol., 59. 1497-1524.

THAYER, T.P., 1969. Gravity Differentiation and Magmatic Replacement Of

Podiform Chromite Deposits

UÇAR, L. 2001. Ecemi� Fay Ku�a�ı Boyunca Gülek-Kamı�lı Alanının Startigrafisi.

N.Ü. Müh. Mim. Fak. Ecemi� Fay Ku�a�ı Çalı�ma Grubu Workshop-I

Bildiriler, 91-112.

USGS. 1996-2001. Geological Survey Mineral Commodity Summaries. P. 46-47.

(Yayınlanmamı�)

ÜNLÜGENÇ, U.,C., KELL�NG, G. and DEM�RKOL, C., 1990. Aspecets Of Basin

Evolution In The Neogene Adana Basin, SE Turkey. International Earth

Science Congress On Aegean Regions. 1-6 Octeber, �zmir-Turkey, p. 353-

369.

147

ÜNLÜ�ENÇ, Ü. ve DEM�RKOL, C., 1991. Karsantı, Akdam ve E�ner (KKD

Adana) Dolaylarının Sratigrafik �ncelenmesi. Ahmet Acar Sempozyomu,

Bildiriler, 239-254. Adana.

YET��, C., 1978 (a) Çamardı (Ni�de) Yakın ve Uzak Dolayının Jeoloji �ncelenmesi

ve Ecemi� Yarılım Ku��ı’nın Maden Bo�azı-kamı�lı Arasındaki Özellikleri.

�:Ü. Fen Fakültesi, Doktora Tezi. (Yayımlanmamı�).

YET��, C., 1978. (b) Geology of the Çamardı (Ni�de) Region and the Characterics

of the Ecemi� Fault Zone Between Maden Bogazı and Kamı�lı. �stanbul

Ünv. Fen Fak. Mecm. Seri E. 43, 41-61.

YET��, C., 1984. New Observation on The Age of The Ecemi� Fault: Internatıonal

Symposium On The Geology of Taurus Belt, Proceeding, Ankara, 159-164.

YET��, C. ve DEM�RKOL, 1984., Adana Baseni Kuzey-Kuzeybatı Kesiminin

Temel Stratigrafisine �li�kin Bazı Gözlemler: TJK. 38. Bilimsel ve Teknik

Kurultayı Bil. Özetleri, 59-61.

YET��, C. ve DEM�RKOL, C., 1986. Adana Baseni Batı Kesiminin Detay Etüdü.

MTA Rapor No: 8037, 187 s., (Yayımlanmamı�).

YET��, C.,1988. Reorganisation of The Tertiary Stratigraphy In The Adana Basin,

Southern Turkey. Newsletter Stratigraphy, 20(1), 43-58.

YUMUL, G.P., BALCE, G. R., 1994. Supra-Subduction Zone Ophiolites as

Favorable Host For Chromitite, Platinum and Massive Sulfide Deposits.

Jurnal of Southeast Asian Earth Sciences. Vol. 10. no. ½. pp. 65-79.

ZHOU, M. F. and ROBINSON, P. T., 1994. High-Cr and High-Al podiform

Chromitites From Western China: Relations to Partial Melting and

Melt/Rock Interaction in The Upper Mantle: International geology Rewiew.

36, 678-686.

ZHOU, M. F., ROBINSON, P, T., MALPAS, J. And LIZ. 1996. Podiform

Chromitites in The Lobusa Ophiolite (Southern Tibet). Implications For

Melt-Rock Interactıon and Chromite Segration in The Upper Mantle.

Journal Of Petrografi 37/1. 3-21.

ZHOU, M. F. AND ROBINSON, P. T. 1997. Origin and Tectonic Enviroment of

Podiform Chromite Deposits. Economic Geology 92. 259-262.

148

ZHOU, M.F., SUN, M., KEAYS, R. R., and KERRICH,W. 1998. Controls On

Platinum-Group Elemental Distributions of Podiform Chromites: A Case

Study Of High-Cr-And High Al Chromitites from Chinese Orogenic Belts.

Geochimica et Cosmochimica Acta Vol. 4. 677-688.

ZHOU, M. F., ROB�NSON, P. T., MALPAS, J., AITCHISON, J., SUN, M., BAI,

W. J., HU, Xf., F., and YANG, J.S. 2001. Melt/Mantle Interactıon and Melt

Evolution In the High-Al Chromite Deposits Of The DAlabute Ophilite

(NW Chine). Jurnal Of Asain Earth Sciences. 19., 517-534

WESTAWAY, R., 1999. Comment on ‘‘A New Intracontinental Transcurrent

Structure: the Central Anatolian Fault Zone, Turkey’’. by A. Koçyigit and

A. Beyhan. Tectonophysics 314 469–479

WHITTAKER, P.J. and WATKINSON, D.H. (1984). Genesis of Chromitite From

The Mitchell Range, Central British Columbia. Canadian . Mineral. 22, 161-

172.

149

ÖZGEÇM��

�lk ve orta ö�renimimi Adana ili Sarıçam ilk okulu, Yavuzlar orta okulu ve

Merkez Endüstri Meslek Lise’sinde tamamladım. Lisans e�itimimi 1990 yılında

Çukurova Üniversitesi Mühendislik Mimarlık Fak. Jeoloji mühendisli�i bölümünde

tamamladım. 1996 yılında Çukurova Ün. Fen Bilimleri Ens. Jeoloji Ana Bilim

Dalında jeoloji yüksek mühendisi olarak mezun oldum ve aynı yıl Ni�de Üniversitesi

Mühendislik Fak. Jeoloji bölümünde maden yatakları-jeokimya anabilim dalında

ara�tırma görevlisi olarak göreve ba�ladım. 1997 yılında Çukurova Ü. Fen Bilimleri

Enstitüsü Maden Ana Bilim Dalında doktora e�itimime ba�ladım ve 1998 yılında

2547 sayılı YÖK kanunu 35. maddesi gere�ince doktora sürem boyunca ara�tırma

görevlisi kadrom Ç. Ü. Fen. Bilimleri Enstitüsü Maden A. B. D.’na aktarıldı.

EKLER Ali TÜMÜKLÜ

150

EK 1. Do�ada bilinen krom mineralleri

%Criçeri�i

Mineral ismi Kimyasal Formülü MolA�ırlı�ı

87.47% Cr Ferchromide Cr3Fe1-x(x=0,6) 178.3386.66% Cr Tongbaite Cr3C2 180.0178.78% Cr Carlsbergite CrN 66.0068.42% Cr Eskolaite Cr2O3 151.9967.41% Cr Isovite (Cr,Fe)23C6 1,249.4861.17% Cr Bracewellite Cr+++O(OH) 85.0061.17% Cr Grimaldiite Cr+++O(OH) 85.0061.17% Cr Guyanaite CrO(OH) 85.0054.88% Cr Brezinaite Cr3S4 284.2554.08% Cr Magnesiochromite MgCr2O4 192.2946.46% Cr Chromite Fe++Cr2O4 223.8444.56% Cr Zincochromite ZnCr2O4 233.3843.80% Cr Manganochromite (Mn,Fe++)(Cr,V)2O4 225.5341.15% Cr Rilandite (Cr,Al)6SiO11·5(H2O)(?) 568.6137.38% Cr Caswellsilverite NaCrS2 139.1236.87% Cr Schollhornite Na0.3CrS2·(H2O) 141.0436.10% Cr Daubreelite Fe++Cr2S4 288.1035.35% Cr Lopezite K2Cr2O7 294.1835.24% Cr Mcconnellite CuCrO2 147.5435.04% Cr Donathite (Fe++,Mg)(Cr,Fe+++)2O4 222.6135.00% Cr Cochromite (Co,Ni,Fe++)(Cr,Al)2O4 207.9734.94% Cr Kalininite ZnCr2S4 297.6533.32% Cr Chromatite CaCrO4 156.0732.10% Cr Cronusite Ca0.2(H2O)2CrS2 161.9830.65% Cr Nichromite (Ni,Co,Fe++)(Cr,Fe+++,Al)2O4 220.5329.19% Cr Yimengite K(Cr,Ti,Fe,Mg)12O19 837.3526.78% Cr Tarapacaite K2CrO4 194.1923.59% Cr Florensovite Cu(Cr1.5Sb0.5)S4 330.6822.95% Cr Knorringite Mg3Cr2(SiO4)3 453.1622.89% Cr Kosmochlor NaCr+++Si2O6 227.1520.99% Cr Chromdravite NaMg3(Cr,Fe+++)6(BO3)3Si6O18(OH)4 1,114.6120.78% Cr Uvarovite Ca3Cr2(SiO4)3 500.4819.99% Cr Hawthorneite Ba[Ti3Cr4Fe4Mg]O19 1,040.6319.94% Cr Olkhonskite (Cr+++,V+++)2Ti3O9 391.1018.54% Cr Mathiasite (K,Ca,Sr)(Ti,Cr,Fe,Mg)21O38 1,682.5617.69% Cr Lindsleyite (Ba,Sr)(Ti,Cr,Fe,Mg)21O38 1,763.2216.09% Cr Crocoite PbCrO4 323.1915.90% Cr Barbertonite Mg6Cr2(CO3)(OH)16·4(H2O) 654.0115.90% Cr Stichtite Mg6Cr2(CO3)(OH)16·4(H2O) 654.0115.70% Cr Hashemite Ba(Cr,S)O4 248.3415.29% Cr Petterdite PbCr+++

2(CO3)2(OH)4·H2O 510.0114.14% Cr Krinovite NaMg2CrSi3O10 367.8513.34% Cr Shuiskite Ca2(Mg,Al)(Cr,Al)2(SiO4)(Si2O7)(OH)2·(H2O) 506.8513.12% Cr Volkonskoite Ca0.3(Cr+++,Mg,Fe+++)2(Si,Al)4O10(OH)2·4(H2O) 475.6912.96% Cr Redledgeite BaTi6Cr+++

2O16·(H2O) 802.6012.91% Cr Carmichaelite (Ti,Cr,Fe)[O2-x(OH)x],x~0.5 76.5412.33% Cr Chromceladonite KCrMg(Si4O10)(OH)2 421.7511.73% Cr Vuorelainenite (Mn++,Fe++)(V+++,Cr+++)2O 221.5711.04% Cr Chromferide Fe3Cr1-x(x=0,6) 188.3410.22% Cr Iranite Pb10Cu(CrO4)6(SiO4)2(F,OH)2 3,052.6810.21% Cr Hemihedrite Pb10Zn(CrO4)6(SiO4)2F2 3,055.529.52% Cr Dietzeite Ca2(IO3)2(CrO4) 545.969.52% Cr Phoenicochroite Pb2(CrO4)O 546.399.47% Cr Wattersite Hg+4Hg++Cr++++++O6 549.17

EKLER Ali TÜMÜKLÜ

151

9.46% Cr Woodallite Mg6Cr2(OH)16Cl2·4H2O 659.319.38% Cr Chromphyllite (K,Ba)(Cr,Al)2[AlSi3O10](OH,F)2 415.648.49% Cr Redingtonite (Fe++,Mg,Ni)(Cr,Al)2(SO4)4·22(H2O) 918.747.37% Cr Vauquelinite Pb2Cu(CrO4)(PO4)(OH) 705.927.05% Cr Embreyite Pb5(CrO4)2(PO4)2·(H2O) 1,475.956.93% Cr Fornacite Pb2Cu(CrO4)(AsO4)(OH) 749.876.86% Cr Cassedanneite Pb5(VO4)2(CrO4)2·(H2O) 1,515.886.82% Cr Loveringite (Ca,Ce)(Ti,Fe+++,Cr,Mg)21O 1,678.436.65% Cr Edoylerite Hg++3Cr++++++O4S2 781.906.40% Cr Dukeite Bi+++24Cr++++++8O57(OH)6(H2O)3 6,499.556.12% Cr Georgeericksenite Na6CaMg(IO3)6(CrO4)2·12(H2O) 1,699.916.03% Cr Bentorite Ca6(Cr,Al)2(SO4)3(OH)12·26(H2O) 1,292.635.74% Cr Natalyite Na(V+++,Cr+++)Si2O6 226.365.30% Cr Macquartite Pb3Cu(CrO4)(SiO3)(OH)4·2(H2O) 981.285.24% Cr Mongshanite (Mg,Cr,Fe++)2(Ti,Zr)5O12 595.204.97% Cr Polyakovite-(Ce) (Ce,La,Nd,Pr,Ca)4(Mg,Fe++)(Cr,Fe+++)2(Ti,Nb)2Si4O22 1,255.424.34% Cr Deanesmithite Hg+2Hg++3Cr++++++O5S2 1,199.084.28% Cr Zhanghengite (Cu,Zn,Fe,Al,Cr) 60.743.55% Cr Heideite (Fe,Cr)1+x(Ti,Fe)2S4 292.663.55% Cr Iquiqueite K3Na4Mg(Cr++++++O4)B24O39(OH)·12(H2O) 1,466.163.34% Cr Mountkeithite (Mg,Ni)11(Fe+++,Cr)3(SO4,CO3)3.5(OH)24·11(H2O) 1,558.373.17% Cr Yedlinite Pb6CrCl6(O,OH)8 1,637.922.01% Cr Santanaite Pb++9Pb++++2CrO16 2,587.191.36% Cr Chrombismite Bi16CrO27 3,827.671.32% Cr Molybdofornacite Pb2Cu[(As,P)O4][(Mo,Cr)O4](OH) 790.121.29% Cr Ankangite Ba(Ti,V+++,Cr+++)8O16 803.050.85% Cr Khristovite-(Ce) (Ca,REE)(Ce,REE)(Mg,Fe,Cr,Ti,V,Al)Mn++Al(SiO4)

(Si2O7)(OH)(F,O)610.88

Çukurova Ünverstes fen blmler ensttÜsÜ ...i Öz doktora tez ali tÜmÜklÜ Çukurova Ünverstes...

Documents