MADEN JEOLOJİSİ BİLİMİNİN TANIMI

Uygulamalı jeolojinin en önemli kollarından biri olan ekonomik jeoloji yerküresini

teşkil eden ve ekonomik olarak yararlanılabilen doğal maddelerin bilinmesini ve bulunmasını

amaç edinmiştir.

Yerküresini oluşturan mineral toplulukları, kömür, petrol ve hatta su gibi doğal

gereçlerden ekonomik olarak yararlanılabilenlere “Maden” adı verilir.

Maden jeolojisi, kömür jeolojisi, petrol jeolojisi ve su jeolojisi (hidrojeoloji) ekonomik

jeolojinin dallarını teşkil eder. Buradan da anlaşılacağı gibi Maden Jeolojisi deyimi sadece

ekonomik değere sahip mineral topluluklarını inceleyen bilim dalı olarak kullanılmaktadır.

Metal elde edilen mineral toplulukları Metalik Maden Jeolojisi’nin, diğerleri metalik

olmayan maden jeolojisinin veya daha çok kullanılan deyimiyle Endüstriyel Hammaddeler

Jeolojisi ‘nin kapsamına girer. Bu kitapta metalik maden jeolojisi ve endüstriyel

hammaddeler jeolojisi bir arada ele alınacaktır.

TARİHÇE

İnsanlar odun, kemik, deniz hayvanlarının kabuğu gibi gereçlerden sonra taş devrinde

sileks, obsidiyen ve kil gibi anorgonik maddelerden de yararlanmayı öğrenmişler, bu maksatla

kuyular, galeriler açmışlardır. Daha sonra doğadaki olayları gözleyerek nabit metallerin ve

bazı minerallerin eriyebildiklerini öğrenmişler ve buna paralel olarak alivyonlardan itibaren

bazı nabit metalleri elde etmeye başlamışlardır.

İlk kullanılan metal M.Ö. 1200 yıllarında altın olmuştur. İnsanlar aynı devirlerde bakır

ve kalay unsurlu mineralleri eriterek, bronz yapmaya başlamışlardır. Bakır ve demir 'in elde

edilmesi daha geç olmuştur. Demir’in ilk defa M.Ö. 1500 yılarında Anadolu‘da Hitit’ler

tarafından kullanılmış olduğu ileri sürülmüştür. Daha sonrada Anadolu ’da eski Yunanlılar,

Romalılar, Ermeniler, Cenevizliler, Ruslar ve İngilizler altın, gümüş, demir, bakır, kurşun ve

civa gibi unsurları işletmişlerdir. 19. asrın sonları ile 20. Asrın başları Anadolu’da yeni

yatakları bulunup işletile bilmesi bakımından büyük önem taşır. Zonguldak kömür yatakları,

Dursunbey krom yatakları, İzmir dolaylarındaki civa, antimuan vezımpara taşı yatakları bu

dömemde bulunmuştur.

Cumhuriyet döneminde madencilikte uğraşan Sümerbank, MTA, Etibank; TPAO ve

TKİ kurumları kurulmuştur. Maden arama işlemleri bilhassa MTA (1935) tarafından

yürütülmektedir.

MADEN JEOLOJİSİ İLE İLGİLİ TERİMLERİ

Metal: Metalik parıltılı, ısı ve elektiriği iyi geçiren, iyonizasyon enerjileri düşük,

kolayca oksitlenerek pozitif iyonlar verebilen unsurlardır. Doğada mevcut 92 unsurdan çoğu

metaldir. Örneğin; Fe, Cu, Pb, Zn, Cr, Ni, ....... Metal olmayan unsurlar ise şunlardır: H, He,

B, C, N, O, F, Ne, Si, P, S, Cı, Ar, As, Se, Br, Kr, Te, I, Xe, At, Rn.

Faydalı Mineral: Yeterli miktarda olduğunda ekonomik bir değer taşıyan mineraldir.

Cevher minerali deyimiyle de adlandırılır.

Cevher: Bir veya daha fazla çeşit faydalı mineral içeren ve ekonomik bir önem taşıyan

doğal bir kayaçtır. Sadece faydalı minerallerden müteşekkil olabileceği gibi gang mineralleri

de içerebilir.

Maden: Farklı anlamlarda kullanılır;

a) Metal kelimesiyle eş anlamda,

b) Cevher kelimesiyle eş anlamda,

c)Cevher çıkartmakiçin yapılan işletme anlamında. İşletme açık veya kapalı olabilir.

Küçük işletmeler için maden ocağı deyimi kullanılır.

Ham cevher veya brüt cevher veya tuvenan cevher: Cevherin madenden (işletmeden)

çıkarılmış olduğu andaki doğal şeklidir.

Gang veya Kısırtaş: Cevher içerisindeki ekonomik değeri olmayan kısım verilen addır.

Steril: Gang ile eş anlamda kullanılır.Aynı zamanda günün koşuları altında ekonomik

önemi olmayan mineral kütlelerini de ifade eder.

Yan kayaç veya yan taş: Cevher kütlesinin hemen yanındaki kayaçtır. Saçınım veya

stokverk şeklindeki cevherleşmeler için, cevherleşmenin içinde bulunduğu kayaçtır.

Maden yatağı: Ekonomik ve teknik olarak işletilebilir cevherli bir kütleyi ifade eder.

Zuhur veya mineralizasyon veya mineralize zon:Etrafındaki kayaçlara oranla faydalı

minerallerin derişik halde bulunduğu yerlerdir. Bir zuhurun maden yatağı teşkil edip

etmeyeceği incelemelerle anlaşılır.

Belirti: Herhangi bir faydalı mineralin varlığı.

Tenör: Cevherin içerisindeki faydalı mineral, bileşim veya metal oranını belirtir.

Ağırlık olarak

, gr/ton veya gr/m3 şeklinde ifade edilir.

Sınır tenör veya Limit tenör: Kendinden daha düşük bir tenörle işletmenin

yapılamayacağını tenördür.

Klark: Bir elementin yerkabuğundaki ortalama yüzdesidir. Goldschmidt ‘e (1954) göre

O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K ve Mg elementinin klarklarının toplamı %98,59 ’dur.

Konsantrasyon: Tenörü, yerkabuğundaki ortalama yüzdesine (klarkına) göre daha

yüksek olan bir faydalı mineralin, bileşimin veya elementin (metalin) birikimini ifade eder.

Konsantrasyon Klarkı: Bir elementin (metalin işletilebilmesi için, klarkına oranla kaç

defa zenginleşmiş olması gerektiğini belirtir.

Konsantrasyon Klarkı:Sınır Tenörü/ Klark

METAL KLARK (%) SINIR TENÖRÜ KONSANTRASYON

KLARKI

Al 8,13 30 4

Fe 5 25 5

Mn 0,1 35 350

Cr 0,02 30 1500

Zn 0,013 6 460

Cu 0,007 0,7 100

Pb 0,0016 3 2000

Ag 0,00001 500gr/ton 5000

Au 0,0000005 5gr/ton 1000

Rezerv: Cevher kütlesinin ton veya metreküp olarak miktarıdır. Bazı hallerde

toplamkütle içindeki faydalı mineral, bileşim veya metal miktarı içinde rezerv deyimi

kullanılır.

Görünür rezerv: Üç boyutu ile belirlenmişcevher kütlesi için kullanılır.

Muhtemel rezerv: İki boyutu ile belirlenmiş, üçünçü boyutu tahmin edilen cevher

kütleleri için kullanılır.

Mümkün rezerv: Boyutları belirlenmemiş ve varlığı ancak ümit edilelen cevher kütlesi

veya kütleleri için kullanılır.

Potansiyel: Varlığı belirlenmiş olmakla beraber işletmesi teknik ve ekonomik

nedenlerle günün koşulları altında olanaksız olan, ancak ileride işletilebilecek cevher

kütlesinin miktarını belirtir.

Metallojeni: Cevherleri minerolojik, petrografik ve jenetik yönden inceleyen bğilim

dalıdır.

Maden provensi: Benzer özelllikteki maden yataklarının birbirlerine yakın olarak

bulundukları arazi parçasıdır. Örneğin; Doğu Karadeniz Cu, Pb, Zn, Mn provensi, Elazığ-

Hakkari Cr, Cu provensi.

Parajönez: Belli bir maden yatağında, benzer kökenli minerallerin gruplanmasıdır.

Süksesyon: Minerallerin oluşum sırasıdır.

Senjenetik veya Eşoluşumlu: Cevher kütlesinin veya cevher minerallerinin içinde

bulundukları yan kayaçla aynı zamanda ve benzer koşullarda olduğunu belirtir.

Epijenetik veya Ardoluşumlu: Cevher kütlesinin veya cevher minerallerinin içinde

bulundukları yan kayaçtan sonra ve farklı koşullarda olduğunu belirtir.

İç kökenli veya Endojen veya Hipojen: Oluşum nedenlerinin yerküresinin iç olaylarına

bağlı olduğunu belirtir.Mağmatizmaya ve metamorfizmaya bağlı maden yatakları iç

kökenlidir.

Dış kökenli veya Ekzojen veya Süperjen: Oluşum nedenlerinin yerküresinin dış

olaylarına bağlı olduğunu belirtir. Tortullaşmaya, atmosferik etkenlerle ayrışmaya, taşınmaya

bağlı maden yatakları dış kökenlidir.

Ante: Önce. Örneğin; Antetektonik: Tektonizma öncesi.

Post: Sonra. Örneğin; Posttektonik: tektonizma sonrası.

Zonalite: Belli özelliklerin kuşaklarhalinde bulunmasıdır.

MADEN YATAKLARI NIN SINIFLANDIRILMASI

Maden yataklarının sınıflandırılması, benzer özellikteki cevherleşmeleri bir grup

içinde toplamaktan ibarettir. Çeşitli yazarlar farklı kriterlere göre değişik sınıflamalar

yapmışlardır. Bunlardan bazıları aşağıda verilmiştir.

1) Cevherlerin kullanıldıkları yere göre: (Lilley’den, 1936, değiştirerek)

a) Metaler: Fe cevheri, Cu cevheri, Pb cevheri ....

b) Yakıtlar: Kömür, Perol, Doğalgaz, ....

c) Yapım mazemeleri: Kum, çakıl, taşlar, çimento malzemesi,....

d) Kimya maddeleri: Tuz, kükürt, barit, ....

e) Gübre maddeleri: Fosfat, potas tuzları, glokonit, ....

f) Seramik maddeleri: Kil, silis, feldispat, ....

g) Refrakter maddeler: Aspest, grafit, manyezit, ....

h)Aşındırıcı maddeler: Korendon, gröna, elmas, ....

ı) İletken olmayan maddeler: Asbest, mika, ....

j) Boya maddeleri: Okr, kil, Diatomit, barit; ....

k) Kıymetli ve yarı kıymetlitaşlar: Elmas, zümrüt, yakut, ....

2) Element gruplarına göre: Burada sadece Smirnov’un (1976) metalik elementler için

ayırdığı gruplar verilecektir.

a) Demir grubu metaller: Fe, Ti, Cr, Mn.

b) Açık renkli metaller: Al, Li, Be, Mg.

c) Demirsiz metaller: Cu, Zn, Pb, Sb, Ni.

d) Nadir metaler: W, Mo, Sn, Co, Hg, Bi, Zr, Cs, Nb, Ta.

e) Asil metaller: Au, Ag, Pt, Os, Ir.

f) Radyoaktif metaller: U, Th, Ra.

g) Dağınık elementler: Sc, Ga, Ge, Rb, Cd, İn, Hf, Re, Te, Po, Ac.

h) Nadir toprak elementleri: La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tu, Yb,

Lu.

3) Jeolojik Sınıflamalar: En çok kullanılan bu sınıflamalar jeolojik olaylara ve jenetik

faktörlere göre yapılmıştır. Kullanacağımız sınıflama (ROUTHIER, 1985,değiştirerek) bu

çeşittir.

A) DIŞ KÖKENLİ YATAKLAR

1) Yüzeysel ayrışma olaylarına bağlı yataklar

1.a) Kalıntı yatakları

1.b) Oksidasyon sementasyon zonu yatakları

2) Kırıntı yatakları

3) Tortullaşmaya bağlı yataklar

B) İÇ KÖKENLİ YATAKLAR

1) Plütonizmaya bağlı yataklar

1.a) Granitlere bağlı yataklar

1.a.a) Pegmatitik yataklar

1.a.b) Pnömatolitik yataklar

1.a.c) Pirometasomatik yataklar

1.a.d) Hidrotermal yataklar

1.b) Nefelinli siyenitve karbonatitlere bağlı yataklar

1.c) Gabro ve peridoditlere bağlı yataklar

2) Volkanizmaya bağlı yataklar

3) Metamorfizmaya bağlı yataklar

Routher (1958) maden yataklarının ‘Tip’lere ayrılmasını önermektedir. Burada ‘tip’

deyimi, doğa birimlerindeki en dar kapsamlı grup olan ‘cins’ deyimine tekabül etmektedir.

Böylece incelenebilecek bütün özellikler dikkate alınacak ve maden yatağının bir çeşit

fişi çıkarılacaktır. Bütün özellikleri birbirlerinin aynı olan iki maden yatağı aynı tipte

sayılacaktır.

MADEN YATAKLARININ İNCELENMESİ

Maden jeoloğunun bir maden provensini, bir maden yatağını, bir zuhuru veya bir

belirtiyi incelerken yapacağı işler çok çeşitlidir. Doğrudan maden yatağına, zuhura veya

belirtiye ilişkin özellikler dışında çevre oluşuklarının da çevre özelliklerinin büyük bir önem

taşıdığı hiçbir zaman unutulmamalıdır. Dolayısıyla maden Jeoloğu aynı zamanda mineroloji,

petrogrofi, stratigrafi, sedimantoloji, paleontoloji vb. bilim dallarından yararlanmasını

bilmelidir.

Saha çalışmaları genellikle şu işlemlerden ibarettir;

Yakın yörenin 1/25000 veya daha büyük ölçekli haritası yapılır. Genel jeolojik

özellikler incelenir.

Bizzat maden yatağının stratigrafik konumu, göreceli yaşı incelenir.

Yan kayaçlar ayrıntılı incelenir.Ayrışma ürünleri incelenir, gerekirse ayrışma haritası

yapılır.

Yatak şekli ve yapısal özellikleri incelenir. Pusulayla ve şerit metreyle ölçüler alınır.

Cevherleşmenin minerolojik özellikleri incelenir.

Kimyasal, Jeokimyasal, fiziksel, jeokronolojik analizler ve mikroskobik incelemeler

için örnek toplanır.

Bizzat maden yatağının ve eğer varsa galerilerin ayrıntılı haritaları yapılır.

Gerektiğinde örnek almak için sondaj, yatağınşeklini, boyutlarını, yapısal özelliklerini

saptamak için sondaj ve jeofizik edütler yapılır, galeri ve yarmalar açılır.

Gerektiğinde portatif aletlerle kayaçların flüoresans, radyoaktivite gibi özellikleri

incelenir.

Halen işletilmekte olan bir yatakta maden jeoloğu işletmeye yarcımcı olur.

Laboratuar çalışmaları genellikle şu işlemlerden ibarettir:

Kimyasal analizler yapılır.

Jeokimyasal analizler yapılır.

Gerektiğinde fiziksel analizler (sertlik, tane boyutları, flüoresans,vb.) yapılır.

Gerektiğinde Jeokronolojik analizler yapılır.

Mikroskopik incelemeler yapılır. Bu maksatla bihassa maden mikroskopu da

kullanılır.

Gerektiğinde cevher zenginleştirme deneyleri yapılır.

Büro çalışmaları genellikle şu işlemlerden ibarettir:

Saha çalışmalarına başlamadan önce literatür araştırması yapılır.

Saha ve laboratuvar çalışmaları değerlendirilerek yatağın parajenezi, süksesyonu,

varsa zonalitesi, kimyasal bileşimi, tenörü, rezervi, ve. özellikleri saptanır, sentezler yapılır.

Çeşitli jeolojik, yapısal, metalojenik haritalar hazırlanır.

Yatak hakkındaki bütün bilgiler derlenerek yazılır.

Gerektiğinde sondaj, jeokimya, işletme, cevher zenginleştirme vb. işlemler hakkında

öneriler hazırlanır.

Anlaşılacağı gibi bu çok çeşitli işlemler aslında bir ekip çalışmasını gerektirmekte ve

maden jeoloğunun yanında kimyager, jeofizikçi, sondör ve işçi gibi kimseler de görev

yapmaktadır.

YATAKLANMA ŞEKİLLERİ – CEVHER YAPILARI

YATAKLANMA ŞEKİLLERİ

Bir maden yatağı, belli şekilde olabilceği gibi birçok ayrı ve birbirine geçişli şekillerde

de bulunabilir.

A. DÜZENLİ YATAKLANMALAR

a) KATMAN YATAKLANMALAR (= tabaka yataklar)

Tabaka biçiminde, yöre kayaçlarının katmanlanma yüzeylerine paralel olarak oluşmuş

maden yataklarıdır. İki boyutta yayılırlar (bazen kilomertrelerce), tabaka kalınlığına tekkabül

eden üçüncü boyut genellikle birkaç metreyi aşmaz. Katman yataklar tortullaşmaya bağlı

yatakların karakteristik şeklidir. Alttaki daha yaşlı tabakaya taban, üstteki daha genç tabakaya

tavan denir.

Örnek: Lorraine (Fr)oolitik demir yatakları, Çamdağ (Sakarya) oolitik demir yatakları

(şekil...)

b) KATMANSI YATAKLAR:

Şekil ve duruş bakımından katman yataklardan farksızdırlar. Ancak bu deyim iç

kökenli veya oluşumları tartışmalı yataklar için kullanılır. Tavan ve taban tabakaların oransal

yaşlarına veya doğrudan arazideki duruşlarına göre saptanır. Katmanve katmansı yataklar

stratiform yataklar olarakta adlandırılır.

Örnek: Bushveld (Güney Afrika) kromit yatakları, Turhal (Amasya) antimuan yatağı

(şekil 2 )

c) ÖRTÜ YATAKLAR:

Diğer oluşuklarının üzerinde örtü şeklinde dururlar. Kalıntı ve oksidasyon zonu

yatakları bu şekildedir. (Şekil:3)

d) DAMARLAR:

Diğer boyutlarına oranla kalınlığı az iki yüzeyi birbirine paralel yankayacı katetmiş

(epijenetik) cevherli kütlelerin duvara benzer yerleşme şekilleridir. (şekil4).

İç kökenli yataklara aittir. Damarların uzunluğu (yatay kesitte) ve boyu (düşey kesitte)

genellikle birkaç yüzmetreyi aşmaz. Damarın kontağındaki yankayaca çeper (epont) adı

verilir. Damarın altındaki çepere taban, üstündekine tavan denir.Damarı dolduran, tavanından

tavanına kadar içermiş olduğu tüm malzeme damar dolgusu diye adlandırılır. Damar dolgusu

ile çeperlerarasında, kontak boyunca özel bir litoloji, örneğin kil oluşabilir; buna salband

denir.

Damar dolgusu içinde esas cevherleşme çok değişik şekillerde bulunabilir, ancak çoğu

kez bunlar kuşaklar veya sütünlar halindedir.

Damar içinde cevherli kısımların bulunması veya daha ve zengin olması şu koşullara

bağlıdır;

a) Damar dolgusunun içine yerleştiği fay boyunca açık ve kapalı bölümler bulunabilir.

Açık bölümler cevherleşme yönünden daha elverişlidir. (şekil 5)

b) Damarın ara kesitleri cevehrleşme yönünden daha elverişlidir. (şekil 6)

c) Yankayaçların veya yankayaçlardaki bazı minerallerin etkisiyle cevherli eriyikler

damar içinde ancak belli yerlerde çökelebilir. Yankayaçtaki bu minerallere topomineral adı

verilir.

Örnek: Butte (Montana- ABD) bakır yatakları (Şekil 7)

d) Bir kayaç içinde çok düşük tenörlü olan cevher hareket edip, orada derişebilir. Bu

olaya cevherin yanal göçü adı verilir. (şekil 8)

Damarın şekillerine göre çeşitli adlar alırlar;

Damarcık: Kalınlığı birkaç santimetreden azdır.

Katman – damar veya fioln kuşe: Katmanlara uyumlu, ancak epijenetik yataklardır.

(şekil 9)

Kama damar: Esas damardan dallanarak yankayaç içine uzanan ufak damarlardır.

(şekil9)

Merceksi damar: Birbirini takip eden mercekler halindedir.(şekil5)

Bölmeli damar: cepli damar: Düzensiz gelişmiş kırık hatlarında, anormal

yığışımlargösteren damarlardır. (şekil 10)

Oluk damar: Senklinal eksenlerindeki katman aralıklarına yerleşmiş damarlardır.

(şekil 11)

Semer damar veya kemer damar: Antiklinal eksenelrindeki katman aralıklarına

yerleşmiş damarlardır. (şekil 12)

Damarlar ender olarak tek başlarına buulnurlar. Bunlara basit damarlar denir.Çoğukez

birçok damar bir arada bulunarak bir damar ağı veya damar alanı meydana getirirler. Böylece

bir bir damar alanında

Paralel damarlar,

Birbirine dik damarlar, birbirine oblik damarlarü, Rafial veya ışınsal damarlar, Zig-

Zag damarlar,

Örgü damarlar, At kuyruğu damarlar, buulnabilir.

Damaralar bazı hallerde oluş mekanizmasına göre de isim alırlar

Flöze: Özellikle derinlik Kayaçlarının soğuma çatlaklarına yerleşmiş damarlardır. Bir

kısmı batolitin dış yüzeyine paralel, bir kısmı ise batolitin dış yüzeyine dik olarak ışınsal

yerleşmişlerdir.(şekil14)12

Basamaklı damar: Dayanımsız kayaçlarla çevrili dayanımlı kayaçlar içinde gelişmiş,

az çok birbirine paralel damarlardır. (şekil15)

d) MERCEKLER:

Kalınlıkları diğer boyutlarına göre az ve her doğrultuda incelerek son bulan yatak

şeklidir. Genellikle tortul, kırıntılı pegmatitik ve volkanojenik yataklarda görülür. (Şekil 16a)

Bazı kromit yataklarında rastlanan boğumlu mercekler için (şekil 16b) podiform deyimi

kullanılır.

B) YARI DÜZENLİ YATAKLANMALAR:

a) PİPOLAR:

Yatay kesitleri oval, derine doğru darlaşan ve dolgusu geenllikle breşik olan

yatakalnma şekilleridir. Çoğukez Pnömatolitik yataklarda görülür.(şekil17)

b) BACALAR:

Yatay kesitleri dairemsi, derine dalan tüpler halindedir. Bunlar genellikle volkanik

püskürme bacalarınındolgusudur. Dallı, budaklı ve yeryer sıkma ve açmalı olabilirler.

(şekil 18)

Örnek: Elmas için işletilen Güney Afrika kimberlit bacaları

C) DÜZENSİZ YATAKLANMALAR

a)SAÇINIMLAR:(Disseminasyon)

Cevher mineralleri kayaç hacmi içinde gennellikle düşük tenörde dağılmış olarak

bulunur. Saçınımlı cevherin dağıldığı hacim; Katman şeklinde düzenli olabilir,

Bir kırık hat boyunca ve onun civarında yarı düzenli olabilir, herhangi düzensiz bir

şekilde olabilir. Saçınım halindeki cevher tanelerine inklüzyon denir. İnklizyonlar bazı

hallerde sıkışarak, azçok merceğe benzer siliyren adını verdiğimiz kümeleri oluştururlar.(şekil

19) Saçınımlı yatak şekilleri genellikle gabro ve peridotitlere bağlı yataklarda görülürler.

b) STOKVERK:

Çok ince damarların sık bir ağ oluşturmasıyla meydana gelen yataklanma şekline

verilen isimdir. Genellikle porfirik bakır ve hidrotermal yataklarda görülür. (şekil 20)

c) YIĞINLAR VEYA STOKLAR:

Sınırları girintili çıkıntılı, basit bir geometrik şekille gösterilmeyen cevher

yığışımlarıdır. (şekil 21)

Karstik bir arazinin çukurlarının dolmasıyla oluşmuş kaılntı yatakları, kırık

arakesitlerinde, eklem düzlemleri ile katman düzlemlerinin kesiştiği kesimlerde gelişmiş

pnomatolitik, pirometasomatik ve hidrotermal yataklar, sokulum halinde oluşmuş bazik ve

ultrabazik kayaçlara bağlı bazı yataklar tuz domları bu şekildedir.

Yığınlar şekil benzetmeleri ile kese, torba gibi isimlerde alırlar. Asıl büyük bir yatağın

kenarındaki küçük yığınlara cep adı verilir. Çok küçük fakat platin gibi kıymetli metaller için

işletilebilecek önemde olan yığışımlara cevher topağı denir.

CEVHER YAPILARI

Burada yapı (Fransızca ve Almancada’da tekstür, İngilizce’de strüktür) deyimiyle

mineral kümelerinin birbirine göre duruş şekilleri ve genellikle, örnek ölçeğindeki cevherin

makroskopik görünümü ifade edilmektedir. Ancak mikroskopta seçilen bazı yapı çeşitleri

doku olarakta ifade edilebilir. Aynı bir yatakta hatta aynı bir örnekte, birçok yapı çeşiti bir

arada bulunabilir. (şekil 22)

Som Yapı ( =Masif Yapı) : Gang mineralleri olmaksızın faydalı mineraller bir arada

bulunabilir. 13

Benekli Yapı ( =Taneli Yapı, =Saçınımlı Yapı) : Faydalı mineraller gang mineralleri

arasında veya yankayaçiçinde gözle görülür taneler halinde dağınık şekilde bulunur. Benekli

yapı deyimi genellikle birkaç milimetreden daha iri boyutlu cevher taneleri için kullanılır.

Eşit Taneli Yapı : Taneler yaklaşık eşit boyutlardadır.

Farklı Taneli Yapı : Taneler oldukça farklı boyutlardadır.

Yapraklı Yapı (= Laminar Yapı) : Mineraller yaklaşık paralel yapraklar halindedir.

Lifi Yapı : mineraller lifi görünümündedir.

Kuşaklı Yapılar : Ayrı ve aynı cins mineraller birbirini izleyen düzeyler ve halkalar

biçiminde sıralanmışlardır. Farklı mineral kuşakları bulunduğunda zonlu yapılar deyimide

kullanılabilir. Kuşaklı yapının birçok çeşiti vardır;

7.a)Yollu Yapı : Farklı mineral kuşakları düzeyler halinde sıralanmışlardır. Yollu

yapılar bakışımlı veya bakışımsız olabilir.

7.b)Bantlı Yapı : Farklı mineral kuşakları düzeyler halinde birçok kez tekrarlanırlar.

7.c)Kolloform Yapı ( =Böbreğimsi yapı = Pıhtı yapı) : Kolloidal bir ortamdan itibaren

oluşan çok ince taneli mineraller yumru veya böbreğimsi şekilde, konsantrik eğri düzlemler

halinde bulunurlar.

7.d)Sferoidal Yapılar ( =Globüler yapılar) : Mineral kümeleri kuşaklar halinde küre

veya elipsoidler meydana getirir. Bu yapılar kendi aralarında şu çeşitlere ayrılırlar:

7.d.1)Yumru Yapısı : Mineral kümelerinin boyutlarıbirkaç santimetreden fazladır.

7.d.2)Kokard Yapı : Farklı veya aynı cins mineraller bir odak çevresinde cdüzensiz

halkalar şeklinde toplanmışlardır.

7.d.3)Drüz Yapısı ( =Jeoid Yapı) : Mineraller eğri bir düzlemden itibaren boşluğa

doğru büyümüşlerdir.

7.d.4)Işnsal Yapı : İğne veya çubuk halinde mineraller bir odak etrafında ışınsal olarak

bulunurlar.

7.d.5)Oolitik veya pizolitik yapı : Sadece tortullaşmaya bağlı yataklarda rastlanan,

boyutları ufak küre veya basık elipsoidler şeklindeki mineral kümelerinin yapılarıdır.

7.d.6)Gözenekli Yapı : Cevher mineralleri gözenek dolgusu olarak bulunur.

Kovuklu Yapı : Mineraller aralarında irili, boşluklar bırakarak yığışmışlardır.

Hücreli Yapı : Cevherde düzlemsi kenarlı boşluklar bulunur.

Kırıklı Yapı ( =Bireşik Yapı ) : Cevher mineralleri breşik bir kayaçta çimento olarak

bulunur veya kırılmış cevher minerallerinin arasında çimento olarak herhangi bir malzeme

bulunur.

Toprağımsı Yapı : Kolayca ufalanır cevherlerin yapısıdır.

DIŞ KÖKENLİ YATAKLAR

Oluşum nedenleri yerkabuğu üzerinde, atmosfer veya hidrosferdeki olaylara bağlı olan

yataklardır.

KALINTI YATAKALAR

TANIM

İçinde belirgin bir cevher yığışımına sahip olmayan olağan kayaçların tamamen dış

etkenlerle ayrışıp, faydasız unsur ve unsur gruplarının ortamdan uzaklaşarak arta kalan faydalı

unsur veya minerallerin toplanmasıyla oluşan yataklara kalıntı yatakları denir.

GENEL ÖZELLİKLERİ

Kalıntı yatakların oluşumunda başlıca 3 faktör rol oynamaktadır. İklim, röliyef ve

ayrışmaya uğramış kayacın bileşimi

Ayrışma olayları özellikle sıcak tropikal iklimlerde yoğundur. Kalıntı biçiminde bir

yığışım olabilmesi için röliyefin az çıkıntılı, tamamen veya bir kısmı ile penepleşmemiş

olması gerekir. Röliyefli bir arazideki hızlı aşınma olayı, ayrışma malzemesinintümüyle

dağılmasını ve götürülmesini sağlayacağından, kalıntı yatakların oluşmasını engeller.

Ferro-magnezyen ve alimino- silikatlı kayaçlar ayrıştıklarında üst kısımlarında

lateritik oluşumlar meydana gelir. Ayrışan kayacın bileşimine göre ortaya çıkan lateritler ya

demirli laterit veya aliminyumlu laterit (boksit) cinsindendir. Demirli lateritlerde nikel kobalt

zenginleşmeside görülür. Bazı mağnezyen uranyum ve endüstriyel hammadde yataklarıda

kalıntı yataklar grubuna girer.

Kalıntı yataklarından bir kısmı oluştukları günden beri aşınmamış aynen saklanmıştır.

Bunlar otokton kalıntı yataklarıdır. Bazı kalıntı yatakları ise sonradan aşınmışlar, buradan

itibaren taşınan malzemeler başka yerlerde genellikle zenginleşerek çökelmişler ve allokton

kalıntı yataklarını oluşturmuşlardır.

Mg3Si2O5(OH)4+3Ni (Mg,Ni)3Si2O5(OH)4

ANTİGORİT GARNİYERİT

Böylece nikel demirli lateritler içinde %2ye kadar çıkarak derişebilir.

Kobalt nikele göre değişik davranır. Seyrek olarak peridotitlerin üst kısmında

yığışmıştır. Çoğunlukla asbolan veya eritrit halinde demirli lateritler içinde derişir. (%5)

Yeni Kaledonya demirli lateritleri sonradan düşey hareketlerden dolayı kesikliklere

uğramış, lateritik örtüde aşınma başlamıştır. Otokton yatak büyük bir kısmıyla sel sularında

taşınmış ve masifin eteğinde veya civarı bir gölde allokton yatakları oluşturmuştur.

TÜRKİYE’DE KALINTI DEMİR YATAKLARI

a) Çaldağ (Manisa): Kısmen serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar üzerinde, Neojen

yaşlı, otokton yataktır.

Başlıca limonitten müteşekküldür.Fe%48 ile %60 arasındadır. Ni eser halinde

bulunur.yatağın kalınlığı yaklaşık 10m.dir.

b) Zileköy (Kayseri): Tüf ve Aglomeralar üzerinde, Tersiyer yaşlı, otokton bir

yataktır. Başlıca limonit ve okr’dan (çok killi sarı renkli limonit)meydana gelmiştir. Fe%45-

55 oranındadır. 2m. kalınlığında bir yataktır.

c) Avşarören (Sivas): Silisleşmiş peridotitler üzerinde Mesozoyik yaşlı otokton bir

yataktır. Başlıca limonitten oluşmuştur. Fe % 40-50 arasındadır. Ancak silis tenörü de çok

yüksek olduğundan ekonomik değildir.

d) Payas (Hatay) yatakları: Senoniyen ve Türoniyen kalkerleri arasındaki diskordans

yüzeyinde bulunan allokton yataklardır. Başlıca limonitten oluşmuştur. Fe % 15-63

arasındadır. Al oranı çok yüksek olup % 10-30 arasındadır. Nikel % 1.57’ye kadar yükselir.

Cevher seviyesinin kalınlığı 5-20 m. arasında değişir. Ana kayaç daha batıda bulunan

serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlardır.

e) Büyük Eymir (Balıkesir): Ayrışmış andezitler üzerinde Miyosen yaşlı allokton bir

yataktır. Limonit ve hematitten oluşmuştur. Fe % 35-57 arasındadır. Arsenik tenörünün

yüksek oluşu yüzünden ekonomik değildir. Yatak ortalama 15-20 m. kalınlığındadır.

YENİ KALEDONYA (PASİFİK OKYANUSU) Fe-Ni-Co YATAĞI

Oligosen boyunca ve Miyosen başında denizaltı bazalt, andezit ve peridotit akıntıları

yeni Kaledonya’yı kaplamıştır. Daha sonra bu masif hızla aşınmış, morfoloji peneplen halini

alırken genellikle harzburjit cinsinden olan peridotitler ayrışarak kalıntı yataklar

oluşturmuşlardır. Peridotitlerin esas unsurları Si, Mg ve Fe dir. Ayrıca çok az oranda % 0.25

Ni ve daha az oranda Co bulunur.

Si tropikal iklimde SiO2 olarak çözelti haline geçmekte ve büyük bir çoğunlukla

uzaklara taşınmaktadır. Bununla beraber bir miktar silis peridotitler ile demirli lateritler

sınırında kalseduan, demirli lateritler içinde opal ve kil mineralleri olarak kalmaktadır. Çözelti

halinde uzaklaşan silis ise yamaçlarda ve masifin eteklerinde ağaçların, bitkilerin

silisleşmesinde rol oynar.

Magnezyum MgO olarak tümüyle çözelti haline geçer ve çoğunlukla uzaklara taşınır.

Bununla beraber bir miktar Mg nikelle beraber yeşil renkli killerin bileşiminde

(Montmoriyonit) ortamda kalabilir. Genellikle aynı killer taşınarak masifin eteklerinde ayrı

oluşuklar meydana getirirler. Magnezyum masifin eteklerinde manyezit katmanları ve

yumruları halinde de çökelir.

Demir Fe+3(OH)3 halinde çökelir. Demir Hidroksit sonradan Götit ve Limonit gibi

oksitlere dönüşerek peridotitler üzerinde demirli lateritlerin esasını oluşturur. Daha az

miktarda Lepidokrozit, Hematit, Manyetit gibi mineraller de meydana gelebilir. Bürüt

cevherde Fe tenörü %45-55’e erişir. Demirli lateritlerin kalınlığı 50m’den hatta daha çok

olabilir. Toprağımsıdırlar, renkleri kırmızıdan mora kadar değişir. Taban kesimlerinde ise sarı

veya yeşilimsi sarı olur. En üst kısımları daima sert, curufumsu, yumrumsu veya pizolitiktir.

Bu kısma demir zırh adı verilir.

Nikel bir kısmıyla çözülüp, denize kadar taşınıp uzaklaşır. Böylece miyosen denizel

killeri yüksek tenörde (%1) Nikel içerir. Bir kısım Nikel ise peridotitlerin üst kısmında

garniyeritin, demirli lateritlerin içinde ve bilhassa tabanında annaberjitin ve montmoriyonit

gibi killerin bileşimine girer. Garniyerit, antigoritte magnezyumun yerini nikelin yerini alması

ile oluşur.

BOKSİTLER (Aliminyumlu Lateritler)

Minerolojik Bileşim veya Yapı

Boksit bir kayaç türü olup yaklaşık %40 Al2O3, %30 Fe2O3 ve silis ile kil

minerallerinden oluşmuştur. Taşınma yani allokton boksit yataklarında ayrıca kırıntı

yataklarına özel diğer bazı minerallerde bulunur.

JİPSİT : Al2O3 3H2O

BÖHMİT : Al2O3 H2O

DİASPOR : Al2O3 H2O

Bu 3 mineral boksitlerin esas bileşimini oluşturur. Genellikle Jipsit aktüel ve Tersiyer,

Böhmit Mesozoyik, Diaspor ise Paleozoyik yaşlı boksitlerde bulunur.

Limonit : FeO OH+........

Götit : FeO OH

Lepidokrozit : FeO OH

Hematit : Fe2O3

Manyetit : Fe3O4

Kaolinit : Al4(Si4O10) (OH)8

Opal : SiO2 nH2O

Kalseduan : SiO2

Bunlar boksitlerde tali olarak oluşan minerallerdir. Ayrıca kırıntı halinde Rutil (TiO2),

Anataz (TiO2) gibi mineraller de bulunur. Boksitler P, F, V ve bilhassa Ga gibi unsurlar da

içerirler.

Saf Alüminli boksitler beyaz renklidir. Demir oksitler boksitlere kırmızı veya sarı bir

renk verir. Boksitlerin yapısı pizolitik, kolloform veya toprağımsıdır.

Boksitlerin Oluşumu

Boksitler üzerinde gelişmiş oldukları kayaca göre ikiye ayrılırlar:

Silikatlı kayaçlarüzerindeki oksitler

Karbonatlı kayaçlar üzerindekiboksitler

Silikatlı kayaçlar üzerindeki boksitler: Alüminyumca zengin, silis ve demirce fakir

mağmatik veya metamorfik kayaçlar üzerinde gelişmişlerdir. En elverişli kayaçlar çok

feldspatlı veya feldspatoidli olanlardır. Bunlar granit, nefelinli syenit, bazalt, dolerit, gnays ve

şist cinsinden olabilir.

Silikatlı kayaçlar üzerindeki boksitlerin otokton kalıntı yatakları olduğu tartışmasızdır.

Demirli lateritlerde olduğu gibi sıcak ve nemli tropikal iklimde peneplen alanlarında

gelişirler. Genellikle tavanları bulunmayan, aktüel oluşuklardır. Bunlar kabuksu örtü

şeklindedir. Ender olarak daha yaşlı tavanları olan katmansı yataklara da rastlanır.

ŞEKİL KONACAK!!!!!!

Karbonatlı kayaçlar üzerindeki boksitler: Kalkerler, killi kalkerler veya dolomitler

üzerinde bulunurlar. Otokton, yarı otokton veya allokton olduklarına ait çeşitli görüşler

mevcuttur.

Otokton Kuram: Karbonatlı kayaçlardan itibaren otokton boksitlerin oluşması büyük

bir problemi ortaya koymaktadır. Zira karbonatlı kayaçlardaki Al tenörü çok azdır. Büyük

miktarda karbonat kütlelerinin erimesiyle ana kayaç içindeki kil mineralleri arta kalır.

Akdeniz Bölgesi ülkelerinde kalkerli arazilerin dolinleri içindeki bu kırmızı killere Terra

Rossa adı verilir. Bunlarda Al2O3 / SiO2 oranı 0.5 ile 2 arasındadır. Daha sonra Ph 5 ile 9

değerleri arasında silis çözülerek uzaklaşır. Al ise çözülmez ve ortamda kalarak boksitleri

oluşturur.

Yarı Otokton Kuram: Karbonatlı kayaçların erimesiyle artakalan killer taşınarak

çukurlarda veya alçak vseviyelerde toplanmışlardır. Taşınmanın sularla veya rüzgarla

olduğuna ait farklı görüşler mevcuttur. Daha sonra silisin ortamdan uzaklaşmasıyla boksitler

oluşmuştur.

Allokton Kuram: Silikatlı kayaçlar üzerinde oluşan boksitler veya daha geniş anlamda

lateritler aşınmaya uğramışlardır. Sularla taşınan malzeme karbonatlı kayaçlar üzerinde

çökelerek boksitleri oluşturmuştur. Taşınmanın kırıntı halinde (alivyal boksit) veya eriyik

halinde (sedimanter boksit) olduğu düşünülmektedir. Bazı hallerde taşınan malzeme

çökeldikten sonra boksitleşmeye uğramıştır.

Karbonatlı kayaçlar üzerindeki boksitler genellikle katmansı, yığın ve cep şeklinde

yataklanmışlardır (Şekil 25 a ve b). Oldukça girintili, çıkıntılı olan tabanlar bir kil ile

sıvanmıştır. Tavan ince bir toprak veya kalın bir tortul ile örtülüdür. Karstik olaylar

yataklarıma şekli üzerinde etken rol oynamıştır.

Karbonatlı kayaçlar üzerindeki bazı boksitler ise katman şeklindedir (Şekil 25 c) .

Bazen bu katmanlar diğer tortullarla bir çok kez ardışıklanırlar. Düzgün olan tabanlarda kil

oluşumu söz konusu değildir. Katman şeklindeki boksit yatakları büyük bir olasılıkla

alloktondur. Katmansı, yığın veya cep şeklindeki boksit yatakları ise genellikle otokton veya

yarı otoktondur.

Kabonatlı kayaçlar üzerindeki boksitlere Akdeniz Boksit Provensi'ni meydana getiren

Akdeniz ülkelerinde ve bu arada Türkiye' de rastlanmaktadır. Bunlar genellikle Kretase

yaşındadır.

BOKSİT YATAKLARINA ÖRNEKLER :

A- Provence (Güney Fransa) Boksit Yatakları (Şekil 26)

Boksit Alt Kretase ürgoniyen kalkarlerinin erime boşlukları içinde bulunmaktadır.

Bunların üzerini transgressif ve açılı uyumsuz olarak üst Kretase tortulları örtmüştür. Birkaç

metreden 16-18 m kalınlığa kadar erişen bu yatakların oluşumu hakkında birçok varsayım

ileri sürülmüştür. Son yapılan incelemeler allok-ton kurama kuvvet kazandırmıştır. Boksitin,

kuzeydeki Massif Sant-rallarin silikatlı kayaçları üzerinde oluştuğu ve boksitleştikten sonra

taşındığı düşünülmektedir. Güney Fransa boksitlerinde egemen mineral böhmittir.

B- Akseki - Seydişehir (Antalya - Konya) (Şekil 27)

Türkiye'nin en önemli alüminyum yataklarıdır. Alt Kretase'ye ait beyaz ve boşluklu

karstik kalkarleri ile Üst Kretase'ye ait koyu renkli kalkerler arasındaki uyumsuzluk

yüzeyinde yerleşmişlerdir. Tavan ve taban kalkerleri aynı eğim ve doğrultudadır. Ancak

aralarında boşluklu bir uyumsuzluk vardır. Yataklarıma katmansı biçimindedir. Kalınlık 10 m

ye erişir. Taban sınırı girintili çıkıntılı cepler halindedir. Ayrıca taban kalkerlerinin çatlak ve

yarıkları da boksitle dolmuştur. Bazı yerlerde boksit çimentolu kalker çakılları boksit

seviyesinin tabanını oluşturur. Bazı yerlerde ise bu konglomeraların yerini kırmızı killi ve

boksit kırıntılı bir litoloji alır.

Bölgede iki boksit seviyesi saptanmıştır, ancak bunların ekaylı bir yapı nedeni ile

tekrarlanmış tek bir seviye olduğu düşünülmektedir .

Böhmit egemen mineraldir. Ayrıca diaspor, limonit, hematit, rtil, turmalin, kalsit ve

kaolinit izlenir. Al2O3 oranı % 65-71 arasındadır. Yapı genellikle pizolitiktir.

Akseki - Seydişehir boksitleri yer ve yaş bakımından Akdeniz boksit provensi

içindedir, önceleri otokton veya yarı otokton olduğu ileri sürülmüşse de yatak allokton bir

kökene sahiptir. Boksit için gerekli malzeme üst Kretase öncesi mostra veren feldis-patlı

volkanik kayaçlardan sağlanmıştır. Nitekim boksit içinde feldispat kristallerinden oluşan

kırıntılar saptanmıştır.

C- İslahiye- Hassa (Gaziantep - Hatay) (Şekil28)

Katman şeklindeki boksit .üst Kretase'nin Türoniyen ve Seno-niyen kalkerleri arasına

yerleşmiştir. Bu kalkerler tavan ve taban olarak devamlı bir çökelmeyi gösterir. Arada

boşluklu bir uyumsuzluk yoktur. Yatak allokton bir kökene sahiptir. Gerekli malzeme yörede

üst Kretase öncesinde bulunan kısmen serpantinleşmiş taneli bazik ve ultrabazik kayaçlardan

türemiştir.

Cevher seviyesinin kalınlığı 30 m.ye erişir. Demir oranı yer yer çok yüksektir (A1203

% 19-80, Fe2O3 % 11-67). Silis oranı düşüktür. Egemen mineraller Böhmit ve Hematittir.

D- Kokaksu (Zonguldak) (Şekil 29)

Türkiye'deki boksit yatakları genellikle Toroslar'da bulunur. Kokaksu boksitleri bir

istisna teşkil eder. Bunlar Dinansiyenyaşlı, çörtlü kalkerlerin karstik boşluklarını

doldurmuşlardır, üzerlerini açılı uyumsuz olarak Alt Kretase kumtaşları örtmüştür. Genellikle

pizolitik yapıda olan boksitlerde, Jibsit egemen mineraldir. Boksitlerin yarı otokton oldukları

ve Terra Rossa'lar-dan itibaren türedikleri düşünülmektedir.

E- TOROSLARDA DlASPORİT YATAKLARI

Toros'larda diasporlu boksitlere doğrudan diasporit adı verilmektedir. Batıdan Doğuya

doğru Milas, Yatağan (Muğla), Alanya (Antalya) Gerdekkilise (Konya), Kân (Adana)

yatakları örnek verilebilir. Bu yataklar zayıf metaraorfik mermerler veya diajenezin kuvvetli

olduğu kalkerler arasında bulunur. Yaşları Batıda Permo benzer şekilde Kolorado Platosu'nda

(A. B. D.) kumtaşları içindeki karnotit K2 (UO2)2 (VO4 ) 2 3H20 mineralleri bazı yazarlara

göre yeraltı sularından itibaren çökelmişlerdir.

2) Manyezit ( = Jiobertit) (Mg C03 ): Peridotit ve serpantinitlerin ayrışmasıyla açığa

çıkan magnezyum taşınıp masifin eteklerinde allokton yataklar oluşturabileceği gibi bazı

durumlardan masifin üstünde otokton yataklar teşekkül edebilir.

3) Barit (BaSO): Ender olarak kil taşları üzerinde rastlanan küçük çubuksu barit

kristalleri genellikle ekonomik değertaşımazlar.

4) Kükürt S: Bilhassa Jips ve anhidrit içeren tortul kayaçların ayrışmasıyla oluşan

kükürt yatakları büyük önem taşımazlar.

5) Lületaşı = Sepiolit = Eskişehir taşı = deniz köpüğü (Mg2Si205 (OH)4 ) :

Serpantinitlerin yüzeysel ayrışmasıyla oluşmuş lületaşı bu kayaçların üzerine gelen Oligosen

tortullar içinde yumrumsu kütleler halinde bulunur. Oluşumda infiltrasyo-nel yataklardakine

benzer şekilde postvolkanik sıcak suların dolaşımının etken olduğu sanılmaktadır. Dünyada

birçok yerde rastlanmasına rağmen süs eşyası yapımında kullanılabilecek saflıktaki lületaşları

sadece Türkiye'de Sepetçi Köy (Eskişehir) dolaylarındaki yataklardan elde edilmektedir.

6) Turkuaz= Firuze (Cu Al6 (PO4)4 (OH)6 5H20) : En kıymetli Turkuaz mineralleri

Madan (İran) yöresindeki bakır içerik trakitlerin ayrışması ve bileşimdeki unsurların yeraltı

suları tarafından taşınmasıyla oluşmuştur. 5- 6sertligindeki kriptokristalen türkuaz mineralleri

eskiden Türkiye yoluyla Avrupa'ya satıldığından bu ismi almıştır. Semerkant' ta da (U. R. S.

S.) Turkuaz yatakları bulunmaktadır.

7) Kil Yatakları : Bileşimlerinde alümino silikat içeren bütün kayaçların ayrışmasıyla

oluşan başlıca kil minerallerişunlardır : (Bu minerallerin kesin tanımı ancak X - Ray ve DTA

gibi aletsel yöntemlerle yapılabilir.)

Kaolini : Al4Si4O10(OH)8

Halloysit : Al4 Si4O10 (OH) 8 4H2O

Allofan : mAl2O3 nSiO2 pH2O

Montmoriyonit : (MgrAl ,Fe) 3_2 Si4O10 (OH) 2 nH2O

İllit (=Hidromuskovit) :K<1A!2 | (Si, Al) 4O10 | (OH) 2 nH2O

Trias, Doğuda ise Permo - Karboniferdir. Diasporit yatakları asıl boksit yatakları ile

metamorfizmaya uğramış boksit yatakları (= zımpara taşı yatakları) arasındaki geçişi temsil

ederler.

KALINTI MANGANEZ YATAKLARI

Normalin üstünde manganez içeren (% de birkaç) çeşitli ka-yaçların ayrışması kalıntı

manganez yataklarını oluşturabilir?

Kalkerlerin üzerinde ; Pireneler (Fransa)

Kiltaşı veya şeyi üzerinde: Franceville (Gabon)

Volkano - tortul seriler üzerinde: Nsuta (Gana)

Metamorfik kayaçlar üzerinde; Örissa ve Bihar (Hindistan)

Bu yataklarda şu süperjen mineraller bulunur;

Pirolüzit : MnO2

Psilomelan : MnO MnO2 nH2O

Mangan i t : MnO (OH)

Rodokrozit ; Mn2 CO3

Bazen süperjen demir mineralleri bunlara eşlik eder. Türkiye'de kalıntı manganez

yatağı bulunmamıştır.

DİĞER KALINTI YATAKLARI VE İNFİLTRASYONEL YATAKLAR

Yüzeysel kökenli yeraltısuiarı ile postvolkanik sıcak yeraltı suları olağan kayaçları

ayrıştırıp, bunların bazı unsurlarını çözelti haline getirebilirler. Böylece yeraltı suları tara-

fından taşınıp yine yeraltında, başka bir yerde çökelen faydalı unsurlar maden yatakları

oluşturabilirler. Bir yönden kalıntı yataklarına, bir yönden hidrotermal yataklara, bir yönden

de tortullaşmaya bağlı yataklara benzeyen bu tür yataklar için infiltrasyonel ( sızıntı) yataklar

deyimi kullanılmaktadır.

Fe (Co, Ni), Al ve Mn dışında kalan diğer kalıntı yatakları ile kalıntı yataklarına çok

benzeyen bazı infiltrasyonel yataklar aşağıda verilmiştir. Bunların çoğu endüstriyel

hammaddelerdir.

l- Uranyum : Tyuya - Muyun (U.R.S.S.) yataklarından tüyamünit Ca (UO 2)2(VO4)2

2H2O mineralleri Devoniyen kalkerlerinin karstik boşluklarında bulunur. Uranyumun

ayrışmış bitümlü şistlerden geldiği sanılmaktadır. Yeraltına sızan yüzey suları ayrışma ürünü

uranyumu taşımışlar ve karstik boşluklarda "infiltrasyonel yataklar" oluşturmuşlardır.

Kil ninsralleri taşınarak allokton (tortul) yataklar oluştu-rabildikleri gibi, otokton veya

çok az taşınmış kil yatakları da olağandır. Yurdumuzda işletilen kil yataklarının büyük bir

çoğunluğu istanbul (Kilyos, Sarıyer, Beykoz), Çanakkale, Bilecik (Söğüt) dolaylarında

bulunur.

2- Zeolit (Ca, Na2 , K2 )m (Si, Al)p 02p nH20 : Çok sayıda olan zeolit grubu mineralleri

otokton kalıntı yatakları oluşturabilir.Ege yöresinde zeolit zuhurları bilinmektedir.

3- Vermikülit (Mg, Fe+2, Fe+3)3 |(Si, Al)4010| (OH)2 4H20 :Bilhassa biotitli kayaçların

ayrışmasıyla oluşan vermikülit ısıtılınca şişme ve küçük kurtlara benzeyen taneciklere

ayrılabilmeözelliğine sahiptir.

Sivas - Malatya yörelerinde vermikülit zuhurları bilinmektedir.

4- Tuğla Kiremit Toprağı ,: Bilhassa Neojen ve daha genç tortulların 1-20 m.lik üst

kısımlarında tuğla, kiremit yapımında kullanılabilecek topraklar oluşabilir. Bu topraklar kil

mineralleri, kırıntı parçalar, organik maddeler ve diğer malzemelerden oluşmuştur. Karbonatlı

kayaçlar üzerinde gelişen Terra Rossa'lar kaliteli tuğla kiremit toprakları oluştururlar. Evvelce

Yurdumuzda çok aranan Marsilya kiremitleri bu tür topraklardan yapılmıştır. Yurdumuzda

yüzlerce tuğla, kiremit toprağı ocağı mevcuttur nitr

5- Potasyum ve Sodyum Mineralleri : Alünit (Şap) Kal3 (S04)2 (OH)6 ve Alün KAl

(S0ı,)2 12H2O potasyum feldispatlı kayaçların ayrışması, güherçil e ( = salpetr = nitr) K NOa

ve Nitratin Na NO 3 guano ve alg gibi organik maddelerin dekompozisyonu ile oluşurlar.

Gühercile ve Nitratin’ in en önemli yatakları Şili'de bulunmaktadır .

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARI

TANIM:

Birincil cevher minerallerinin atmosfer ve yeraltı suları etkisiyle ayrışması sonucunda

yüzeysel kökenli yeni mineraller oluşur. Bu yüzeysel kökenli ayrışma minerallerinin yeterli

miktarda derişmesiyle yeraltı suyu tablası üzerinde oksidasyon zonu yatakları, yeraltı suyu

tablası içinde ise sementasyon zonu yatakları oluşur. Oksidasyon ve sementasyon zonu

minerallerine, az veya çok miktarda, hemen hemen bütün tip cevherleşmelerde rastlanır. Bu

mineraller tek başlarına bir maden yatağı oluşturacak kadar bol bulunmasalar bile, diğer tip

cevherleşmelere genellikle eşlik ettiklerinden büyük önem taşırlar.

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARININ OLUŞUMU :

Oksidasyon ve sementasyon zonu yataklarının oluştuğu yerlerde hidrojeolojik

özellikler ve cevher minerallerinin ayrışması yönünden zonların ( = kuşakların) sıralanması

aşağıdaki gibidir (Şekil 30);

Oksidasyon zonu = havalandırma kuşağı : Topoğrafik yüzey ile bu yüzeye az çok

paralel olan yeraltı suyu tablası arasında kalan kısımdır. Atmosferdeki serbest oksijen ve

karbondioksit ile bunların içinde erimiş oldukları atmosferik sular oksidasyon zonunda cevher

minerallerini çözer. Çözülüp eriyik hale gelen malzemenin bir kısmı başka bir bileşik şeklinde

tekrar oksidasyon zonunda çökelebilir, ancak çözülen malzeme büyük bir çoğunlukla derine

doğru sızan sularla taşınır. Böylece oksidasyon zonu bir fakirleşmeye tekabül eder.

Çözülmenin maksimum olduğu oksidasyon zonunun alt kısmına arınmış alt kuşak denir.

Burada pH minimumdur.

B) Sementasyon zonu = durgun kuşak: Yeraltı suyu tablası içinde kalan

kesimdir. Su dolaşımının bulunduğu bu kesimde cevher kütlesi ve diğer kayaçlarsuya doygun

vaziyettedir. Oksidasyon zonundan itibaren çözelti halinde taşınan unsurlar sementasyon

zonunda geniş çapta çökelirler. Böylece sementasyon zonu bir zenginleşmeye işaret eder.

C) Stagnasyon zonu = durgun kuşak: Belli bir seviyenin altındaki kayaçların ve

cevherin içerdiği su miktarı azalır. Su dolaşımı hemen hemen yoktur. Bu kuşakta birincil veya

hipojen cevher hiçbir değişikliğe uğramamıştır.

Oksidasyon ve sementasyon zonlarının iyi gelişimi ve bu zonlara bağlı maden

yataklarının oluşumu kalıntı yataklarında olduğu gibi başlıca üç faktöre bağlıdır? îklim, rölief

ve ayrışmaya uğrayan malzemenin niteliği.

Hem oksidasyon, hem de sementasyon zonlarının en iyi geliştikleri iklim bölgeleri

ısının oldukça yüksek, yağışın ise az fakat düzenli olduğu kuru tropikal ve kuru ılık (Karasal

Akdeniz) bölgeleridir. Çok yağışlı iklimlerde çözelti haline geçen unsurlar, kuvvetli su

dolaşımları ile ortamdan uzaklaşarak gider. Çok kuru ve sıcak çöl iklimlerinde ise metal

zenginleşmesi daha ziyade oksidasyon zonunun üst kısmında gerçekleşir/ zira cevher çö-

kelmesi buharlaşma ile olur. Bu iklimlerde sementasyon zonu gelişmez. Belli bir iklim kuşağı

içinde mevsimlere bağlı olarak zon-ların konumlarında değişiklikler meydana gelebilir.

Böylece örneğin su tablasının mevsimlere göre alçalma ve yükselmeleri zonla-rın birbiri içine

girmesine neden olur.

Oksidasyon ve sementasyon zonu yatakları en iyi erozyonun yavaş ilerlediği

bölgelerde gelişir. Böylece yavaş olan erozyon devam ettikçe yeraltı suyu tablası aşağıya iner,

gittikçe daha fazla bir hacim oksidasyona uğrar, sementasyon zonunda daha fazla bir birikme

meydana gelir. Erozyonun hızlı olduğu engebeli arazilerde yeraltı suyu tablası bulunmaz,

ayrışan malzeme akarsularla hızla ortamdan uzaklaşır. Bu nedenle birincil cevher yüzeyde gö-

rülür. Erozyonun durduğu tamamen peneplenmiş yörelerde ise yeraltı su tablasının derinliği

mevsimsel değişikliklerin dışında sabitleşmiştir. Dolayısıyle oksidasyon zonunun kalınlığı da

bundan sonra sabit kalacak, sementasyon zonurdaki zenginleşme daha fazla olamayacaktır.

Oksidasyon ve sementasyon zonu yatakları en çok ve özellikle sülfürlerden

itibaren oluşur. Arseniyürler, antimoniyürler ve sülfotuzlar ikinci sırayı alırlar. Oksit ve nabit

haldeki mineraller çok az etkilenirler veya hiç etkilenmezler. Piritin varlığında kimyasal

reaksiyonlar iyi gelişir. Cevherin geçirgen bir yapıya sahip olması da reaksiyonları hızlandırır.

Demirli sülfürlerin bulunduğu yataklarda yüzeyde demir oksit ve hidroksitlerden yapılı bir

demir şapka (Şekil 30) bulunur.

Oksidasyon ve sementasyon zonu yataklarının şekli birincil yatakların şekline

bağlıdır. Ancak kırık hatlarında, kar s tik boşluklarda yığın, cep, damar veya damarcık

şeklinde yeni yataklan-malar oluşabilir. Kuşakların kalınlığı en elverişli yerlerde birkaç 10 m ,

hatta birkaç 100 m ye ulaşır.

Yan kayacın heterojen olduğu hallerde birçok yeraltı suyu tablası ve buna paralel

olarak da birçok oksidasyon ve sementasyon kuşağı oluşur. Geçirgen kayaçlarda oksidasyon

iyi gelişir. Karbonatlı kayaçlardaki karstik boşluklar ise düzensiz ve çok derin oksidasyon

kuşaklarının oluşmasına yol açar.

Damar şeklindeki, y at aklanmalarda; damar lar drenaj rolü oynar ve ! böylece yan

kayacınkinden farklı kuşaklar oluşur. Aynı şekilde kırıklar (faylar, çatlaklar) oksidasyon ve

sementasyon kuşaklarının düzensiz ve genellikle daha aşağı seviyelerde bulunmasına yol açar.

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONLARINDAKİ KİMYASAL

OLAYLAR :

Bu olayları açıklayabilmek için en çok rastlanan bir mineral olan pirit (FeS2)

örnek alınacaktır. Sırayla şu olaylar oluşur :

1 - Fe+2SO4 oluşumu :

2 FeS2 + 7 02 + 2 H20 2 FeSO4 + 2 H2SO4 (Sülfürik asit)

2- Fe2+3 oluşumu =oksidasyon : Oksidasyon elektron kaybı demektir, örneğin :

Fe+2 Fe+3 + e - 12 FeSO 4 + 3 O2 + 6 H2O + 4 Fe2 (SO4)3 + 4 Fe (OH)3

veya

4 FeSO4 + 2 H2SO + O2 2 Fe2(SO4)3 + 2 H2O

3 a- Nötr veya hafif asit ortam da limonit, götit, hematit oluşumu :

Fe2 (S04)3 + 6 H20 2 Fe (OH)3 + 3 H2 SO4

Daha sonra :

Fe (OH)3 H2O + FeO (OH) (limonit, götit)

Veya

2 Fe (OH)3 3 H20 + Fe2 O3 (hematit)

Limonit, götit veya hematit hemen çökelir. Oksidasyon sonunda pirolüzit, psilomelan,

manganit, küprit, tenorit gibi oksitler benzer reaksiyonlarla oluşur.

3 b - Asit ortamda sülfat çözeltilerinin oluşumu :

Fe2 (SO4) 3 + Fe S2 3 Fe SO4 + 2 S (kükürt)

îki değerli demir sülfat sabit değildir, çökelmez, diğer reaksiyonlara girer. Piritçe

zengin yörelerde kırmızımsı, sarı renkli, yağlı görünümlü sular bu sülfat eriyiklerini taşır.

Kükürt ya tek başına çökelir veya S02 , H2SO4 gibi gazlar haline dönüşür.

Diğer taraftan üç değerli demir sülfat diğer sülfürleri etkileyerek çeşitli sülfatların

oluşmasına yol açar. H herhangi bir unsur ise :

4 Fe2 (SO4) 3 + MS + 4 H20 MSO4 + 8 FeS04 + 4H2S0lt

Bu sülfatlar farklı çözülebiliri? k derecelerine sahiptir.

4- Sülfatların taşınması :

Sülfatlar çözülebilirlik derecelerine göre az veya çok uzağa: taşınırlar :

Zn SO4 kolay çözülür

Mn SO4

Ni SO4

Co SO4

Fe SO4

Cu SO4

Ag2 SO4

Pb SO4 az çözülür

Böylece sülfatlardan hemen hemen sadece anglezit (Pb çökelti hpT^nde

oksidasyon zorunda kalır.

5- Sülfatlı çözeltilerden itibaren çökelme :

Şu olaylara bağlı olarak gerçekleşir ve genellikle sementasyon zonunu oluşturur.

a) Çözeltiler ile katı maddeler arasındaki reaksiyonlar :

Asit ortamlarda, örneğin; Silikatlı kayaçların bulunduğu yerlerde çözelti hali devam

eder. Buna karşılık bazik ortamlarda, örneğin karbonatlı kayaçların veya minerallerin

bulunduğu yerlerde çökeltiler oluşur.

MSO4 + RS MS + RSO4

Smitsonit ( Zn CO3 ), serüzit ( Pb CO3 ), malakit ( Cu CO3.Cu (OH)2 ), azürit ( 2 Cu

C03.Cu (OH)2 ), siderit

( Fe CO3 ), rodokrozit ( Mn CO3 ) gibi mineraller böyle oluşur.

Ca SOit ise suyla birleşerek jips 'i oluşturur.

Sülfat çözeltileri katı haldeki sülfürler ile de reaksiyona girebilir. M ve R herhangi

değişik 2 unsur ise :

MSO4 + R S M S + RSO4

Ancak bu metal değişimi kalkofillik sırasına göre gerçek leşme olanağına sahiptir.

Kalkofillik sırası şöyledir :

Ag+, Cu+, Hg+2, Cu+2, Pb+2, Cd+2, Mo, Bi+3, Ni+2, Co+2, Zn+2, W, Fe+2,

Bu sıra unsurların kükürt 'e olan bağlılık sırasını gösterir. Ag+ çok bağlı, Mn+2 ise az

bağlıdır, örneğin Ag+ ve Cu+2 unsurlarının kükürt 'e bağlılığı Fe+2 unsuruna göre daha fazla

olduğundan:

Ag 2 SO4 + FeS Ag 2 S + Fe SO4

Cu SO4 + Fe S Cu S + Fe SO4

reaksiyonları gerçekleşir. Kovellin (CuS) , kalkozin (Cu2S) , ar-jantit (Ag2S) gibi

mineraller böyle oluşur. Buna karşılık demirin kalkofillik derecesi gümüş ve bakıra oranla

daha düşük olduğundan :

Fe SO4 + Ag 2 S

Fe SO4 + Cu S reaksiyonları gerçekleşmez .

Sülfatlar bazı hallerde, önceden oluşmuş oksitlerle reaksiyona girerek nabit

metalleri oluşturur, örneğin nabit bakırın oluşumu şöyledir: Fe SO4 + Cu2 O + H2 SO4 2 Cu

+ Fe2 (SO4) + H2O

b) Kuru çöl iklimlerinde çözeltilerin yoğunlaşması ve buharlaşması :

Kalkanit (Cu SO4. 5 H2O) , brokantit (Cu SO4 (HO)6)

c) Çözeltilerin diğer çözelti veya gazlarla yaptığı reaksiyonlar

d) Bir kısım bileşiklerin hidrolizi

e) Pıhtılaşmar jel haline geçme

f) Bir jel tarafından emilme

OKSİDASYON ve SEMENTASYON KUŞAĞINDA BAZI METAL ve

MİNERALLERİN DAVRANIŞI

Ayrışmaz Mineraller : Ayrışmayan veya çok az ayrışan mineraller altın, platin,

kassiterit, kromit, rutil gibi nabit mineraller ve oksitlerdir. Bununla birlikte altının davranışı

bazı hallerde ayrıcalık gösterir. Altın doğada birincil olarak genellikle 3 şekildeA) Altın

Tellrür olarak:bulunur.

Altın Tellrür olarak: Tellüryum’un kolayca çözülüp taşınmasıyla altın serbest kalır.

Kuvars damarlarında nabit altın olarak : Altın serbest durumdadır.

Sülfürlerin bileşiminde gözle görülmeyen altın olarak: Sülfür minerallerinin

ayrışmasıyla altın serbest kalır.Bütün bu durumlarda, eğer ortamda serbst Klor var ise; Altın

klorür çözeltisi halinde taşınır.altın klorür çözeltisi iki değerli demir sülfat, sülfür ve diğer

nabit minerallere rastlandığında nabit altın olarak çökelir. Böylece altının zenginleşmesi

genellikle oksidasyon kuşağının alt kısmına tekabül eder.

Ayrışır Mineraller : Bu başlık altında bazı unsurların en çok rastlanan birincil ve

ayrışma mineralleri ayrı ayrı verilecektir. Birincil mineraller genellikle hipojendir. Ancak bazı

hallerde tortullaşmaya bağlı yani süperjen olabilirler. Ayrışma mineralleri ise daima

süperjendir.

a) Cu Mineralleri

Birincil Mineraller

Kalkopirit : Cu Fe S2

Bornit : Cu5 Fe S4

Kübanit : Cu Fe2 S3

Vallariit : Cu2 Fe4 S7

Tetraedrit : Cu3 Sb S3

Burnonit : Cu Pb SbS3

Tennantit : Cu3 As S3

Enarjit : Cu3 As S4

Ayrışan mineraller

Malakit : Cu CO3. Cu (OH)2

Azurit : 2Cu CO3. Cu (OH)2

Kovellin : CuS

Kalkozin : Cu2S

Küprit : Cu2O

Tenorit : CuO

Nabit Bakır : Cu

Kalkantit : CuSO4. 5 H2O

Brokantit : Cu4SO4 (OH)6

Krizokol : Cu SiO3 . 2H2O

Dioptaz Aşirit : Cu6 (Si6O18 ) . 6H2O

Kalkopirit ve bornit bazı hallerde ayrışma mineralleri olarak da bulunabilir. Kovellin

ve kalkozin daima sementasyom kuşağında bulunur. Bakır , çinkodan daha az fakat kurşundan

daha hareketli bir unsurdur. Birincil yatakta bakır mineralleri var ise, oksidasyon kuşağında az

veya çok bakır izine rastlanır. Diğer taraftan yan kayaç veya gang karbonatlı ise bakır

karbonatlar hemen yerinde oluşur. Derindeki sementasyon kuşağında bir zenginleşme

gerçekleşmez.

b) Kurşun Mineralleri

Birincil Mineraller

Galen : PbS

Bulanjerit : PbSb4S11

Zinkenit : PbSb2S4

Burnonit : CuPbSbS3

Jamesonit : Pb4FeSb6S14

Ayrışma Mineralleri

Anglezit : PbSO4

Serüzit : PbCO3

Piromorfit : Pb5 (PO4.AsO4)3 Cl

Vanadinit : Pb5 (VO4)3 Cl

Vülfenit : PbMoO4

Krokoit : Pb CrO4

Plombojarosit : PbFe6(SO4) 4(OH)12

Kurşun, bakır ve çinko’dan daha az yarışma minerali de bulunur. Genellikle ilk önce

hareketlidir. Birincil minerali varsa oksidasyon kuşağında mutlaka kurşunun anglezit, sonra

serüzit oluşur.

c) Çinko Mineralleri

Birincil Mineraller

Çinkoblend = Sfalerit:Zn S (kübik)

Vürtzit : Zn S (hegzogonal)

Ayrışma mineralleri

Simitsonit : ZnCO3

Kalamin = Hemimorfit: Zn4 Si2 O7 (OH)2 H2O

Hidrozinsit : ZnO

Villemit : Zn2SiO4

Çinko, kurşun ve bakırdan daha hareketlidir. Dolayısı ile birincil çinko mineralleri

bulunsabile, oksidasyon kuşağında hiç izine rastlanmayabilir. Ancak; karbonatlı

yankayaçların veya gang minerallerinin bulunması halinde, yerinde çinko karbonatlar oluşur.

d) Demirli Mineraller

Birincil mineraller

Pirit : FeS2

Markasit : FeS2

Lölenjit : FeAs2

Mispikel : FeAsS

Kalkopirit : FeCuS2

Siderit : FeCO3

Ankerit : Ca (Mg,Fe)(CO3)2

Şamozit : Fe4Al (AlSi3O10) (OH)6 nH2O

Glokoni : K1,5 (Fe+3, Fe+2,Mg,Al)4-6 (Si,Al)8 O20 (OH)4

Ayrışma Mineralleri

Gümmit : UO3 nH2O + .......

Autunit : Ca (UO2)2 (PO4)2 10-12H2O

Kalkolit =Torbernit: Cu (UO2)2 (PO4)2 8-12H2O

Tüyamünit : Ca (UO2)2 (VO4)2 8H2O

Karnotit : K2 (UO2)2 (VO4)2 3H2O

Uranotil :CaO (UO2)2(SiO2)26H2O

Koffinit : USiO4

Bilhassa uranyum ayrışma mineralleri çok bol çeşitlidir. Bunlardan bir çoğu

tortullaşmaya bağlı, yani birincil olarak da bulunabilir. Uraninit ayrışma mineralleri olarakta

bulunabilir.

e) Diğer Ayrışma Mineralleri

Cevher ve gang mineralleri ile yankayaçlarda bulunabilecek silisyum, kalseduvan

(SiO2) ve opal (SiO2 nH2O) gibi mineraller verir. Kuvars ayrışmaz.

Kalsiyum oksidasyon zonunda jips’in(CaSO4.2H2O ve bazı durumlarda ikincil olarak

teşşekül eden kalsit’in (CaCO3) bileşimine girer.

Sülfürlerin bileşimindeki kükürt kısmen nabit kükürt olarak (S) oksidasyon zonunda

kalır.

Antimonit oksidasyon kuşağında sarı, kahverengi antimuan da aynı ürünleri verir.

Orpiment, realgar gibi arsenik sülfürler güç ayrışırlar. Bunlar ve sülfoarseniyürlerdeki

arsenik, siyah arsenik oksitlere dönüşebilir.

Gümüş, nabit gümüş (Ag) ve arjantit (Ag2S) şeklinde ayrışma mineralleri oluşturur.

Zinober genellikle ayrışmaz, ender olarak metazinober (HgS), nabit civa (Hg)

verebilir.

Molibdenit genellikle ayrışmaz, ender olarak povellit (CaMoO4) verir.

Nikelli mineraller bazı hallerde annaberjit (Ni3(AsO4)28H2O) ve garnierit (Ni4(Si4O10)

(OH) 4H2O) verir.

Kobaltlı mineraller eritrit (CO3 (AsO4)2 8H2O) verir.

3- Süperjen Zonlanma

Oksidasyon ve sementasyon olaylarına bağlı olarak gelişen süperjen zonlanmada

düşey kesitte yukarıdan aşağıya doğru genellikle şu bileşiklere rastlarız ;

Oksitler

Oksidasyon KuşağıKarbonatlar

Sülfatlar

Nabit Mineraller

Süperjen Sülfürler Sementasyon Kuşağı

Karbonatların pozisyonu yan kayacın veya gang minerallerinin cinsine göre değişir.

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARINA ÖRNEKLER

Hemen hemen bütün yataklar da kökenleri ne olursa olsun oksidasyon ve

sementasyon zonlarına az veya çok rastlanmaktadır. Sementasyon zonları öncelikle

işletilmektedir. Bazı çok düşük tönörlü yataklarda ancak sementasyon zonları ekonomik

olabilmektedir. Doğu Karadeniz'de eski tarihlerde işletilmiş yüzlerce küçük maden ocağı

genellikle bu yüzeysel zenginleşme zonlarında açılmış, birincil cevhere rastlandığında

terkedilmiştir.

1- Porfirik Bakır Yatakları :

Bu yataklar aslında, ileride de değineceğimiz gibi graniti ve sübvolkanik

kayaçlara bağlı olarak teşekkül etmiş intraplütonik yataklardır. Yataklanma şekli saçınım veya

stokverk biçimindedir. Kalkopirit ve pirit halindeki birincil cevherleşme daima çok düşük

tenörlüdür. Bu yataklarınekonomik hale gelmesi ancak yüzeysel ayrışma olayları ile

gerçekleşmiştir. Bu yataklarınekonomik hale gelmesi ancak yüzeysel ayrışma olayları ile

gerçekleşmiştir. Zenginleşme sementasyon zonunda kalkozin ile belirlenmektedir. Dünyadaki

başlıca örnekleri şunlardır :

Copper Cities (A.B.D.)

Chuquicamata (Şili)

Kerman - Sarçeşme (İran)

2- Ergani Bakır Yatağı (Elâzığ) :

Aslında ofiolitik volkanizmaya bağlı olarak gelişmiş bu yatağın en zengin kısmı olan

sementasyon zonu öncelikle ve tamamiyle işletilmiştir. Bu zonun minerallerini bornit,

kalkozin ve kovellin teşkil etmekteydi.

3- Zamantı Çinko Yatakları (Develi, Kayseri) :

Permo-Karbonifer veya Permo-Triyas yaşlı kireçtaşları içinde hidrotermal olarak

bulunan çinko ve kurşun cevherleşmelerinden itibaren yüzeysel ayrışma ile oksidasyon ve

sementasyon zonu mineralleri teşekkül etmiştir. Bu şekilde meydana gelen minerallerden

özellikle smitsonit kireçtaşlarının karstik boşluklarını doldurarak önemli yataklar

oluşturmuştur. Türkiye'de Toros'lar boyunca rastlanan bu tür cevherleşmeler için "karbonatlı

cevher" veya oksitli cevher" deyimi kullanılmaktadır.

KIRINTI YATAKLARI

TANIM :

Yoğun, sert ve ayrışmaz nitelikteki minerallerin serbest kalması ve birikmesiyle

oluşmuş yataklardır.

GENEL ÖZELLİKLER :

Kırıntı yataklarının evriminde iki büyük dönem söz konusudur. Birincisi ayrışmaz

veya ayrışması güç minerallerin, içinde bulundukları kayaçlardan serbest kalmasıdır. Bu

genellikle normal yüzeysel ayrışma olaylarının bir sonucu olarak gelişir, ikincisi ise serbest

kalan minerallerin su veya atmosfer etkisiyle taşınarak birikimidir. Ancak bu ikinci dönem

gerçekleşmeden de bazı hallerde kırıntı yatakları oluşabilir. Böylece taşınmanın olup olma-

masına ve taşınma cinsine göre kırıntı yataklarının şu çeşitleri ayırt edilir.

a) Elüvyal yataklar

b) Alüvyal yataklar

- Rüzgar plaserleri

- Akarsu plaserleri

- Deniz plaserleri

Çok ender olarak buzul plaserleride oluşabilir. Bütün bu yataklar katman veya

mercekler şeklinde yataklanmışlardır. Cevher mineralleri yatak içinde saçınım halinde

bulunur.

Kırıntı yatakları başlıca şu mineraller için ekonomik bir değer taşır :

Nabit Altın : Au

Nabit Platin : Pt

Paladyumlu Platin : ( Pt, Pd )

Osmiyum – İrridyum: ( Os, Ir )

Elmas : C

Kassiterit : SnO2

Bu minerallerin dışında kırıntılı yataklarının ekonomik öneme sahip diğer mineralleri

şunlardır:

Rutil : TiO2

Anataz :TiO2

İlmenit : FeTiO3

Hematit : Fe2O3

Manyetit : Fe3O4

Korendon : Al2O3 (yakut, safir)

Spinel : MgAl2O4

Kromit : (Mg, Fe) (Cr,Al,Fe)2O4

Apatit : Ca5 (PO4)3F veya Ca5 (PO4)3Cl

Monazit : (Ce, La,......)

Ksenotim : YPO4

Volframit : (Mn,Fe)WO4

Sfen : CaTi (SiO4) O4

Zirkon : Zr SiO4

Topaz : Al2 SiO4 (OH,F)2

Beril : Be3 Al2 Si6 O18 (zümrüt, akuamarin)

Opal : SiO2 nH2O

Turmalin : (Na, Ca) (Mg,Al)6 (B3 Al3 Si6 (O,OH)30)

Gröna : ( Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3

Görüldüğü gibi bu minerallerin nabit, oksit, fosfat, volframat, silikat

bileşimindedir.sülfürler ve sülfotuzlar bulunmaz. Kırıntı yataklarında ayrıca kuvars,

kalseduan, feldispat, piroksen, amfibol, olivin, epidot, kalsit, vb. gibi birçok çeşitli minerale

rastlanır. Bu minerallerden kuvars ve feldispat endüstriyel hammadde olarak büyük bir

ekonomik değer taşır.

Kırıntı yataklarını oluşturan mineraller değişik ortamlardan itibaren türeyebilirler;

Olağan kayaçlardan

Başka tipteki maden yataklarından veya zuhurlardan

Daha eski alivyon veya elüvyonlardan

Akarsu plaserleri içinde gelişen bazı kimyasal olaylar kırıntı minerallerin çözülmesini

sağlayabilir. Bazı plaserlerde altının zenginleşmesi ve iri taneler ( pepit ) halinde bulunması

böyle açıklanır. Avustralya’da Ballarat plaserinde bulunan 64’lık altın tanesi bu şekilde

büyümüştür.

ELÜVYAL YATAKLAR :

Bunlar yamaçlar ve tepeler üzerinde mostra vermiş maden yataklarından veya

zuhurlardan itibaren türemiş kırıntı yataklardır. Yüzeysel ayrışma ile serbest kalan mineraller,

diğer malzemelerin uzaklaşmasıyla yerinde birikmişler veya akarsu ve rüzgârın etkisi

olmadan yamaç aşağıya yuvarlanarak birikmişlerdir (Şekil 31). Bu yataklara Moloz yatağı adı

da verilir.

Elüvyal yatakları oluşturan minerallerin derişmesinde akarsu ve rüzgâr gibi etkenler

hafif veya ayrışır mineralleri ortandan uzaklaştırmak şeklinde rol oynayabilirler.

Elüvyal yataklar bir yandan kalıntı yataklarına, diğer yandan da Alüvyal yataklara

geçiş özelliğindedir.

Elüvyal yataklar aktüeldir,

ALÜVYAL YATAKLAR :

Alüvyal yataklar az çok uzun süren bir taşınmayla oluşmuşlardır. Bu yatakları

meydana getiren birikimlere plaser adı verilir. Her jeolojik devirde oluşmuş plaserler vardır,

ancak ekonomik olanlar genellikle aktüel veya zamanımızdan az eski olanlardır. Bunun

nedeni açık işletmeye elverişli nitelikleri ve eski plaserlerden itibaren günümüze kadar birkaç

kez zenginleşmenin varolmasıdır.

l- Rüzgâr Plaserleri :

Ender olarak ve sadece çok kuru çöl iklimlerinde gelişir. Rüzgârla taşınan

malzemelerden ince ve hafif olanlar uzağa, iri ve ağır olanlar hemen yakına yamaçların aşağı

kısmına birikir. Güney - Batı Afrika'deki bazı elmas yatakları bu şekilde zenginleşmişlerdir.

2 - Akarsu Plaserleri :

En çok rastlanan plaser çeşitleridir. Bu bakımdan biraz c*a-ha ayrıntılı olarak ele

alınacaklardır. Akarsu plaserleri başlıca dört ilkeye göre oluşur.

BiRiNCi İLKE : Taneler yoğunluklarına, hacimlerine ve şekillerine göre

birikirler.aynı hacim ve şekildeki minerallerden daha yoğun olanlar daha az taşınırlar.

Yoğunluğa bağlı olarak minerallerin ayrılma ve birikmesine Triyaj denir. Plaserdeki bazı

minerallerin yoğunlukları şöyledir.(gr/cm3)

Platin : 17 - 19

Altın : 16 - 19

Kassiterit : 6,8 – 7,1

İlmenit : 4,5 –5,0

Zirkon : 4,0 – 4,8

Rutil : 4,2

Elmas : 3,5

Kuvars : 2,65

Aynı yoğunlukta ve aynı şekildeki minerallerden daha iri olanlar daha az

taşınırlar.hacime bağlı olarak mineralerin yarılma ve birikmesine Kalibraj denir. Plaserdeki

minerallerin boyutları genellikle 1-2mm den daha ufaktır. Aynı yoğunlukta ve aynı hacimdeki

minerallerden daha küresel olanlar daha az taşınırlar.

İKİNCİ İLKE : Mineral taneleri akarsuların akıntı hızına ve girdap hareketlerine bağlı

olarak birikirler. Akıntı hızı ne kadar fazla ise mineral tanesi o kadar uzağa gider. Akıntı hızı

çeşitli nedenlerle ansızın azaldığında ağır taneler dibbe düşerler.diğer taraftan doğadaki

hemen hemen bütün akarsular girdaplı bir rejime sahiptir. Bir nehir kesitinde girdap

hareketleri ile en yüksek hız üstte ortada ve altta ortamın iki yanındadır. Böylece mineral

taneleri hızın en az olduğu kenar kısımlara sürüklenürlerkeye bağlı olarak kırıntı yatakların

oluşmasına elverişli yerler şöyledir (Şekil 33) :

Düz akan kesimlerde kenar şeritlerde,

Kıvrımlı kesimlerde konveks kıyılarda,

Ani dirseklerde,

Vadilerin genişlemeye başladığı kısımlarda,

Başka bir akarsuya birleştiği yerde,

Eğimin azaldığı kısımlarda,

g) Tabandaki çıkıntı önlerinde (Şekil 34),

h) Bir eşik ötesinde (Şekil 35),

i) Dev kazanları içinde.

ÜÇÜNCÜ İLKE : Ağır minerallerin çok zengin birikimlerine çakıl taşlarının altında,

bedrok'un sağlam tabanının yüzeyinde veya girinti çıkıntılarında rastlanır.

Akarsuların tabanındaki iri çakıllar girdap hareketleri ve dalga gibi nedenlerle devamlı

sallanma, yerinden oynama halindedir. Bu arada, çakılların arasındaki su ile doygun

boşluklarda tutunmuş ağır mineraller aşağıya doğru iner. Bu hareketler bir jig içindeki

hareketlere benzetilebilir (Şekil 36).

DÖRDÜNCÜ İLKE : Tanelerin birikmesi akarsu profiline bağlıdır. Akarsu denge

profiline erişinceye kadar yatağını kazar ve bu aşındırma akarsu çıkışına doğru gelişir.

Yüksek akıntı hızının çıkışa doğru kayması sonucunda iri boyutlu taneler gittikçe daha yukarı

kesimde birikir. Akarsuyun aşağı kısımlarında başlangıçta akıntı hızı fazlayken iri taneler

çökelecektir, ancak daha sonra aynı yerde akıntı hızı az olacağından ufak taneler çökelecektir

(Şekil 37).

Bu düzen çoğu plaserlerde gözlenirse de genelleştirilemez. Mevsimlere göre taşıma

gücünün değiştiği yerlerde farklı tane boyutlarındaki seviyeler ardışıklanır.

Diğer taraftan akarsuların olgunlaşmış profilleri kıtaların düşey hareketleriyle

değişebilir. Böylece akarsuların taban seviyeleri alçalır veya yükselir. Yükselme hareketleri

kırıntı yataklarını ilgilendirmesi bakımından önemlidir. Bu hareketlere Gençleşme Hareketleri

de denir. Akarsu yeni taban düzeyinden itibaren yoni bir denge profilini gerçekleştirinceye

kadar yatağını kazar. Bu kazmayı eski alüvyonları içinde yapar ve eski alüvyonlar taraça

halinde kalır. Gençleşme hareketinin birçok kez tekrarlandığı hallerde farklı seviyelerde

birçok taraça bulunacaktır (Şekil 38). Bu durumda en alt seviyedeki yeni alüvyonlar, eski

alüvyonların malzemesini de elden geçirdiklerinden, cevher minerallerinin birimi bakımından

en elverişli yer olacaktır. Bazı bölgelerde, akarsuyun orta ve yukarı bölümlerinde taraçalar

bulunurken, aşağı bölümünde yeni alüvyonlar eskileri örtmüştür. Bu Kıtasal Fleksür adı

verilen bir genel torsiyon hareketinin sonucudur. Akarsuyun yukarı yatağı yükselirken aşağı

yatağı alçalmıştır (Şekil 39).

3- Deniz Plaserleri :

Dalgalar, kıyı akıntıları ve gel - git hareketleri akarsu plaserlerinin ilkelerine

benzer biçimde faydalı minerallerin birikmesine yol açabilir. Çoğu hallerde akarsu plaserleri,

daha az oranda kıyıdaki kayaçlar deniz plaserlerinin kaynağını teşkil eder.

Kıtaların yükselme hareketleri kıyı taraçalarının oluşmasına yol açar. İşletilen deniz

plaserleri genellikle aktüeldir.

KIRINTI YATAKLARINA ÖRNEKLER :

l- Witwatersrand Altın ve Uranyum Yatakları (Güney Afrika) :

Dünyadaki en önemli altın yatağıdır. Prekambriyen yaşlı fosil akarsu plaserleri

Witwatersrand ve Transvaal sistemlerinin teşkil ettiği bir senklinalin Kuzey kanatlarında

bulunur (Şekil 40). Cevherleşme şu seviyelerdedir;

Witwatersrand sisteminin rif adı verilen kuvarsit ve konglomeralardan müteşekkil

serisinin tabanındaki konglomeralarda,

Transvaal sisteminin siyah rif adı verilen konglomera serisinin içinde,

Konglomeraların çakılları saydam dumanlı kuvarstır. Çimentoda ekonomik öneme

sahip altın (Au) ve Uraninit'in (UO2) dışında pek çok çeşit mineral vardır. Kuvars, pirit,

pirotin, kalkopirit, galen,çinkoblend, kromit, elmas, grafit, rütil, turmalin, zirkon, serisit,

klorit? kloritoid, kalsit vb.... Bu mineral bir kısmı metamorfizma, hidrotermal gibi etkenlerle

sonradan oluşmuştur.

Bu yatakta altının oluşumu hakkında farklı düşünceler mevcuttur.

Bazı yazarlar altının plaserle senjenetik (eş oluşumlu) olduğunu savunurlar.

Bazı yazarlar altının plasere göre epijenetik (ard oluşumlu) olduğunu, sonradan

hidrotermal olarak teşekkül ettiğini savunurlar.

Karma bir görüşe göre ilk önce kırıntı halinde oluşan (senjenetik) altın, sonradan

hidrotermal eriyiklerin etkisiyle çözülmüş ve tekrar çökelmiştir (epijenetik).

Diğer bir karma görüşe göre senjenetik altının çözülmesi ve tekrar çökelmesi çok

derinlere inip ısınan meteorik suların sayesinde olmuştur.

Uranyum için de benzer görüşler ileri sürülmektedir.

3000 m derinliğe kadar işletilen Witwatersrand yatakları tonda 7-10 gr. altın

içermektedir. Rif serisinde işletilen çakıltaşı seviyelerinin kalınlıkları 0,5 ile 3 m arasındadır.

2- Kinta Valley Kassiterit Yatakları (Malezya) :

Ekonomik değeri olmayan damarcıklardan türeyen kassiterit (SnO2) elüvyon ve

akarsu plaserlerinde zenginleşmektedir. Dünya kalay üretiminin çoğunluğu böyle yatakalrdan

gelmektedir. Plaserde kassiteritin sınır tenörü yaklaşık 0,5 kg/m3

3- Krasnotur'insk Platin Yatakları (Ural - Rusya) :

Ultrabazik kayaçlar içinde çok ince saçınımlar halinde bulunan nabit platin

bilhassa elüvyal yataklarda zenginleşmişlerdir.

4- Şart Çayı Altınlı Plaserleri (Salihli - Manisa) :

Türkiye'nin en önemli kırıntılı altın cevherleşmeleri bu akarsu plaserindedir.

Lidya kralı Krezüs'ün zenginliğinin buradan geldiği söylenir. Bölgede yaşlıdan gence doğru

şu oluşuklar bulunur (Şekil 41).

Paleozoik yaşlı metamorfik kayaçlar gnays, mikaşist, kuvarsit ve mermerden

müteşekkildir. Aralarında muhtemelen altınlı kuvars damarları mevcuttur.

Üst Miyosen yaşlı kumtaşları ve çakiltaşları metamorfik kayaçların üzerine, uyumsuz

olarak gelmektedir. Bu oluşuk içinde çok düşük tenörlü altının varlığı saptanmıştır.

Kuvaterner yaşlı eski konglomeralar. Bunlar sadece tepelerde görüldüklerinden üst

konglomera adını alırlar. Yatay konumdaki üst konglomeraların hem çakıllarında, hem de

çimentosunda altına rastlanmıştır. Ortalama tenör 0,5 gr / m3 tür.

Kuvaterner yaşlı genç alüvyonlar Şart çayı vadisi içindedir. Nabit haldeki altının genç

alüvyonlardaki dağılımı çok düzensizdir. Tenor genellikle derine doğru artar. 2 gr/m3'e kadar

çıkan yerler vardır. Ortalama tenor l gr/m3 tür. Büyük plaserlerde altın için sınır tenorun 0/15-

0,20 gr/m3 olduğu düşünülecek

olursa Şart çayı altınlı plaserleri ekonomik bir önem taşır. Ancak günümüzde

işletilmemektedir.

Şart çaşı plaserlerindeki altın, buraya üst konglomeralardan itibaren taşınmıştır.

Ancak altının birincil yerinin metamorfik kayaçlardaki kuvarslı damarlar olduğu

anlaşılmaktadır. Böylece derin kökenli cevherleşme birkaç kez mekanik zenginleşmeye uğ-

rayarak günümüzdeki yatakları oluşturmuştur.

5- Divriği Demir Yatağı (Sivas) :

Bu yatakta A ve B kafaları diye adlandırılan yığınlar piro-metasomatik kökenlidir.

Buna karşılık C plaseri diye adlandırılan cevherleşme elüvyal bir oluşuktur, önceden mevcut

derin kökenli cevherleşmeden itibaren oluşmuştur. Yamaç molozlarının üst üste gelmesiyle

birkaç ayrı seviye halinde bulunur.

Cevherleşme hematit, manyetit ve limonit çakıl ve bloklarından ibarettir. Bunlara

siyenit, serpantin, kalker ve çört çakılları eşlik eder. Ortalama demir tenoru % 35-45 tir.

6- Karadeniz Deniz Plaserleri :

Doğu Karadeniz sahillerindeki plaserler manyetit içerirler. Ayrıca ilmenit,

titanomanyetit, hematit, kuvars, feldispat, piroksen ve amfibol mineralleri de bulunur. En

önemli plaserler şu yerlerdedir :

Perşembe - Efirli (Ordu)

.Ünye Batısı (Ordu - Samsun)

Çarşamba Ovası (Samsun)

ilk iki plaserin malzemesi daha ziyade Doğu Karadeniz kıyı dağlarını oluşturan

volkanik kayaçlardan ve özellikle bazik olanlardan gelmektedir. Çarşamba Ovasının plaserleri

ise önce Yeşilırmak tarafından oluşturulmuş, sonradan denizin etkisi ile sahilde yeniden

toplanmıştır. Bütün bu plaserler demir tenorunun azlığı buna karşılık titan oranının yüksekliği

nedeniyle günümüzde ekonomik değildir.

Batı Karadeniz'de Şile (istanbul) yöresindeki kumların mona-zit içerdiği

bilinmektedir.

7- Kum ve Çakıl Ocakları :

Akarsu ve deniz plaserlerindeki kum ve çakıllar endüstriyel hammadde olarak

ekonomik öneme sahiptir. Kum ve çakıllardan en çok inşaat (bina, yol, vb.,..) malzemesi

olarak yararlanılır. Türkiya’ de bu maksatla işletilen yüzlerce kum ve çakıl ocağı mevcuttur.

Tamamen kuvarstan ibaret kumlar ise başlıca cam (cam kumu) ve ref-rakter madde (döküm

kumu) yapımında kullanılmaktadır. Tortul kuvarsitlerden de aynı amaçlar için

yararlanılmaktadır, İstanbul (Kilyos, Sarıyer, Beykoz, Şile, Çatalca), Zonguldak, Sinop ve

Antalya dolaylarında birçok kuvars kumu veya kuvarsit zuhuru bilinmekte ve işletilmektedir.

TORTULLAŞMAYA BAĞLI YATAKLAR

TANIM :

Kimyasal veya biyokimyasal tortullaşma ile oluşmuş, katman şeklinde, dış kökenli,

senjenetik yataklardır.

GENEL ÖZELLiKLER :

Tortullaşmaya bağlı yatakların hepsi katman şeklindedir. Tortullaşmaya bağlı

yatakların en önemli ve en kolay saptanabilen özellikleridir. Ancak yer yer mercekler halinde

olabilirler veya kamalaşabilirler.

1- Tortullaşma iyonlardan, kolloidal malzemelerden veya organizmalardan itibaren

fizikokimyasal olaylara bağlı olarak gerçekleşir .

A- DOYGUN ERİYİKLERDEKİ İYONLARDAN İTİBAREN ÇÖKELME :

Bu iyonlar çözelti halinde taşınabilen unsurlara aittir, iyonik potansiyelleri ( Z / r ) 3

ten küçük (katyon) veya 10 dan büyüktür (anyon) (Şekil 42). İyonik potansiyeli ifade eden Z/r

oranında, Z iyonik yükü, r ise iyon yarıçapını gösterir.Örneğin, demir doğada Fe+2 ve Fe+3

olarak buluduğuna göre, bunların iyonik potansiyelleri Fe+2 için 2/0,76 = 2,63, Fe+3 için

3/0,64 = 4,68 değerindedir. Böylece Fe+2 çözelti halinde taşınabildiği halde, Fe+3 taşına-

mamakta ve yerinde hidroksit çökeltisi vermektedir. K+, Na+, Ag+, Cu+, Cu+2, Fe+z, Mn+2, Pb+2,

Zn+2, Ba+2, U+3,...vb. katyonları ile S, P, N, C ve B gibi elementlerin oksijenle meydana

getirdikleri kompleks anyonlar çözülür niteliğe sahiptirler. Silisyum iyonik potansiyeli 9,78

olduğundan, çözelti veya çökelti verme niteliği bakımından sınırda bulunur ve davranışı

ortama göre değişir.

Çözelti halindeki iyonlar az veya çok uzağa taşınırlar ve sonra çökelirler. Çökelme

basit bir kimyasal reaksiyonla veya organik maddelerin etkisiyle veya her iki şekilde oluşur.

Bu olaylarda ortamın pH ve Eh değerlerinin büyük önemi vardır.

pH, H+ iyonu konsantrasyonunun negatif logaritmasıdır. 20°C de saf su için pil 7 ye

eşittir. Eğer H+ iyonları konsantrasyonu saf sudakinden fazla ise (pH < 7) ortam asittir, daha

az ise (pH > 7) er-tam jbazi.fctir. Dere suları ve çoğu göl suları asittir. Deniz suları ise daima

baziktir. pH'ın çökelme etkisi demir örneği ile incelenebilir. pH değeri 6 olan asit bir ortamda,

yani dere sularında toplam demirin çözülebildiği pH değeri 8,5 olan bazik bir ortamdaki, yani

deniz sularındaki toplam demirin çözülebilirliğine göre yaklaşık 100 000 defa daha fazladır.

Bu durumda karasal sulardaki çözelti demir denize vardığında büyük ölçüde çökelecektir.

Eh oksido - redüksiyon potansiyelidir, volt olarak ölçülür. Eh' in negatif değerleri

eloktron kaybını, yani kolay bir oksidasyonu, Eh1in pozitif değerleri elektron kazancını, yani

kolay bir rednV-siyonu işaret eder. Eh'in değeri iyonların cinsine, konsantrasyonuna ve ısıya

bağlıdır.

H+ ve OH iyonlarının katıldığı bütün reaksiyonlarda Eh pH' in fonksiyonu olarak

değişir (Şekil 43). pH arttığında Eh azalır, negatif değerlere geçer. pH azaldığında Eh pozitif

büyük değerlere çıkar. Bu durumda oksidasyonun bazik ortamlarda daha kolay gerçekleşeceği

anlaşılacaktır. Demirin davranışı örnek olarak alınacak olursa :

- iyonik potansiyel değerine göre Fe+2 nin kolay çözelti verdiğini belirtmiştik.

- pH'ın 5 ten küçük olduğu çok asit ortamlarda Eh pozitiftir, yani Fe+2 iyonu kolayca

oksidasycna uğrayıp Fe+3 veremez.

- pH'ın 5 ten büyük olduğu hafif asit, nötr veya bazik, ortamlarda Eh negatiftir, yani

Fe+2 iyonu oksidasyona uğrayarak Fe+3 iyonunu verebilecektir.

-Fe+3 iyonu ise iyonik potansiyel değerine göre çözelti halinde kalamayacak, bileşik

halinde çökelecektir.

-Bu olay pH'ın büyük değerleri için gittikçe daha kolay gerçekleşecektir.

Tortullaşmaya bağlı yataklarda çok rastlanan manganezin davranışı denirinkine

benzer, ancak Mn+2 nin oksidasyona uğrayarak çökelti verebilecek Mn+3 haline geçebilmesi

için pH'ın 7,5 ten büyük olması gerekmektedir. Bu yüzden demir derelerin hemen denize

kavuştuğu yerlerde çökelebildiği halde, manganez bazik ortamın daha belirgin olduğu

açıklarda çökelecektir.

Fe+2, Fe+3, Mn+2, Mn+3 gibi iyonlardan başka OH ,CO3, S2 iyonlarının bulunduğu

ortamlarda durum daha karmaşık olacaktır ve mineraller ancak belli pH ve Eh değerleri için

çökelecektir (Şekil 44). Çeşitli ortamlardaki çökeller için pH ve Eh değerleri şekil 45 te

verilmiştir.

B- KOLLOİDAL HALDE TAŞINAN MALZEMELERDEN İTİBAREN

ÇÖKELME :

Karasal ortamdaki ayrışma ürünleri kolloidal halde (0,3 mikrondan küçük) denize

taşınabilirler. Bunlar doğrudan doğruya jel halinde çökelebildikleri gibi, denizdeki iyonlarla

reaksiyona girerek değişik bileşikler halinde çökelebilirler.

Çoğu allokton boksit yatağı kolloidal halde taşınıp, jel halinde çökelen bir

malzemeden oluşmuştur. Bu yataklar, ilk kökenleri bakımından kalıntı tipinde oldukları kabul

edildiğinden, burada tekrar ele alınmayacaklardır. Tortullaşmaya bağlı demir ve manganez

yataklarının oluşmasında da kolloidal halde taşınmanın büyük payı olduğu bilinmektedir. Bu

kolloidlerden .itibaren oluşan iyonlar daha yukarıda bahsettiğimiz gibi davranırlar.

C- ORGANİZMALARDAN İTİBAREN ÇÖKELME :

Bitki veya hayvan halindeki organizmaların birikimiyle örnr -ğin, diatomit, kömür,

petrol ve bazı fosfat yatakları oluşur. Buna karşılık böyle bir birikimle oluşmuş metalik

maden yatağı yoktur. Ancak, bilhassa bakteriler redükleyici veya oksitleyici rol oynayarak

metalik maden yataklarının oluşmasına yardım ederler.

3- Tortullaşmaya bağlı yataklarda başlıca Fe, Kn, Cu, Pb, Zn ve U mineralleri oluşur.

Demir mineralleri:

Götit : FeO OH

Limonit : Götit + Kil + ........

Hematit : Fe2O3 (kırmızı hematit)

Manyetit : Fe3O4

Siderit : FeCO3

Ankerit : Ca (Mg, Fe) CO3

Şamozit : (Fe+2, Fe+3, Mg, Al)6 (SiAl)4 O10 (O,OH)8

Grinalit : Fe9+2, Fe2

+3 Si8O28 8H2O

Demir Sülfür Mineralleri:

Pirit : FeS2

Markasit : FeS2

Melnikovit : FeS2 (kolloidal)

Manganez Mineralleri:

Psilomelan : MnO MnO2 nH2O

Piroluzit : MnO2

Manganit : MnO OH

Rodokrozit : MnCO3

Bakır Mineralleri:

Kalkopirit : Cu Fe S2

Bornit : Cu5 FeS4

Nabit Bakır : Cu

Kalkozin : Cu2S

Kurşun ve Çinko Mineralleri:

Galen : PbS

Çinkoblend : ZnS (şalenblend)

Uranyum Mineralleri:

Urininit : UO2

Peşblend :mUO2 nUO

Koffinit : USiO4

Diğer Faydalı Mineraller

Karbonatlar (kalsit, dolomit, manyezit, vb., .....)

Sülfatlar (barit, jips, anhidrit, selestin, vb. , ......)

Fosfatlar (apatit)

Boratlar (boraks, kernit, üleksit, kolemanit, vb, .....)

Flüorürler (florit)

Kükürt : S

Gümüş : Galen içinde

Vanadyum : Uranyum mineralleri içinde

Amorf silis (opal) , kalseduan, kalsit, dolomit, glokonit, kil mineralleri, zeolit ve bazı

kırıntı mineraller cevher mineralleriyle bir arada bulunarak gangı teşkil ederler. Ayrıca,

ayrışmaya uğrayan yataklarda oksidasyon ve sementasyon zonu mineralleri de bulunur.

Buna karşılık jeokimyasal redenlerle As, Sb, Cr, Ni, Al g.ib.i elementlere tortul

yataklarda çok ender rastlanır.

Tortullaşmaya bağlı belli bir yatakta mineral çeşiti sınırlıdır. Mineraller değişik

jeokimyasal ortamlarda ve fizikokimyasal koşullarda çökeldiklerinden tortullaşmaya bağlı

belli bir yatakta mineral çeşiti sınırlıdır. Zira tortullaşma sırasında ortamın ısı, pH, Eh gibi

özellikleri belli bir sınır içindedir.

Tortul kökenli bir zonlanma mevcuttur. Bilhassa geniş bir yatakta farklı kısımlarda

değişik jeokimyasal ve fizikokimyasal koşullar hüküm süreceğinden, oluşacak mineraller de

değişik olacak

tır. Bu minerallerin dağılımı bir zonlanma belirtecektir. Süperjen nitelikteki böyle

zonlanmalardan ileride bahsedilecektir.

Tortullaşmaya bağlı yatakların mineralleri iç kökenli yatakların minerallerine ve

özellikle damar şeklinde olan yatakların minerallerine oranla iz unsur bakımından fakirdir.

Bununla beraber gelen içinde gümüşe, uranyum mineralleri içinde vanadyuma rastlamak

olasıdır.

Tortullaşmaya bağlı yataklar yakın çevre jeoloji isiyle sıkı ilişkilidir. En yataklar

senjenetik olduklarından yan kayaçların incelenmesi yatakların tanınmasında ve

bulunmasında önemli rol oynar. Bu maksatla yapılması gereken incelemeler şunlardır:

A ) Sedimantolojik İnceleme :

Yanal fasiyes değişiklikleri, katmanların kalınlıklarının değişmesi ve kciraalanmaları,

çapraz katmanlarıma, kayıntı şekilleri, aşınma yüzeyi, ripl raark, tane boyutları gibi veriler ile

tortullaşma ortamının sedimantolojik özellikleri incelenir. Litostrati-grafik sekanslar saptanır.

B ) Paleontolojik İnceleme :

Fauna ve mikrofaunaların incelenmesiyle yaşamış oldukları ortamın nitelikleri ve yaşı

saptanmış olur. Organizmalar bazı hallerde cevherleşmeyi biyokimyasal reaksiyonlarla

sağlamaları bakımından da önemlidir.

C ) Mineralojik ve Kimyasal İnceleme :

Daha yukarıda belirttiğiniz gibi bu inceleme ortamın jeokimyasal nitelikleri hakkında

fikir verir. Her ortam belli niteliklere sahip olduğundan, bu ortam saptanmış olur. Bu

incelemelerde kil mineralleri büyük önem taşır, örneği, kaolinit tatlı kara sularında, yani asit

ortamlarda çökeldiği halde illit bazik göl sularında çökelir. Bu ikisi arasındaki bir kil minerali

ise denizel ortamlar için ayırtmandır. Killerin bileşimine giren K2O, MgO oranları denizel

ortamda daha fazladır. İz unsurların incelenmesi de fayda sağlayabilir. Örneğin; Th / U

oranının denizel ortamlarda yüksek olduğu ileri sürülmektedir.

Tipomorf mineraller tortullaşma ortamının ısısı hakkında bilgi verir.

Petrografik İnceleme :

Genellikle belli cins cevherleşmeler belli tortul kayaçlara bağlı olarak bulunur. En

önemli bağlılıklar şöyledir;

Detritik kayaçlarda :Fe, Mn, ü, Cu

Arjilit ve şeyllerde :Pirit, Cu, U, V, S

Krabonatlı kayaçlarda: Pb, Zn, barit, florin, manyezit

Tuzlu çökeller (=evaporitler):Metalik elementler bakımından genellikle sterildirler,

ancak Lac Searles’te ( Californiya, ABD) tuzlu çökeller içinde önemli tungsten

potansiyelinden bahsedilmektedir petrografik incelemeler paleo- iklimlerin saptanmasında da

rol oynarlar, örneğin; tillitler, cilalı ve çizikli kayaçlar buzul iklimini, varvalar buzul çevresi

iklimini, oolitli kalkerler, kırmızı oluşuklar, ara katmanlar halinde oksidasyon kuşakları sıcak

iklimi işaret ederler.yan kayaçlarla mineralizasyon arasındaki ilişkinin saptanmasında dikkatli

olmak gerekir.Ziratortullaşma sırasında ortam koşulları değişmiş, dolayısı ile cevher katmanı

üzerine farklı ortamın kayaçları gelmiş olabilir.

8- Tortullaşmaya bağlı yataklar bölgesel jeolojiyle sıkı ilişkilidir. Bu yatakların büyük

bir çoğunluğu peneplenmiş temellerin hemen üzerine gelen tortullar içinde bulunur. Bazı

yazarlar tarafından kullanılan örtü yataklara deyimi maden yataklarının eski temeller

üzerindeki konumunu belirtmek içindir.

Kıtasal bölgede kalan, kısmen veya tamamen peneplenleşmeye uğrayarak ayrışmış

kayaçlar gerekli malzemeyi sağlarlar. Bu malzemeler akarsularla denize taşınır ve genellikle

az derin, çok yavaş çöken, tortulların kalın olmadığı litoral (kıyı) bölgelerde maden

yataklarını oluştururlar. Çok derin, hızla çöken, kalın tortullu havzalar metal yığışımları için

elverişli değildir.

Yakın çevrenin ve bölgenin incelenmesinden yararlanarak, yazarlar kabaca şu

ortamları ayırt etmişlerdir :

Karasal, lagüner, denizel

Nemli, normal, kuru.

Jeolojik devirler boyunca, birbirleri ile geçişleri bulunan sayısız çeşitte ortam hüküm

sürmüştür. Burada tortullaşmaya bağlı cevherleşme yönünden daha fazla önemi bulunan

birkaç denizel ortamın nitelikleri üzerinde durulacaktır.

DENtZEL KİMYASAL ÇÖKELME ORTAMLARININ BAŞLICALARI :

A- AÇIK DOLAŞIMLI NORMAL ORTAM (Şekil 46 a) :

Günümüzdeki okyanuslar bu ortama örnek verilebilir. Buralarda sular büyük ölçüde

hareket ederek dolaşabilir.

Tuzluluk : Yaklaşık % 3,5

pH : 7,5 – 8,4

Tipik kayaç : Denizel kalker, detritik kayaçlar

Tipik cevherleşme : Fe, Mn oksitleri, Pb, Zn sülfürleri

B- SINIRLI DOLAŞIMLI YAĞIŞIMLI ORTAM (Şekil 46 b) :

Bu ortamdaki denizler açık denizlerden bir eşik ile ayrılmışlardır. Nehir sularıyla ve

yağmurlarla bol miktarda beslenirler. Su dolaşımı sınırlıdır. Dip suları sakindir ve yüzey

sularından farklıdır. Günümüzdeki Karadeniz, Baltık Denizi bu ortama örnek verilebilir.

Tuzluluk : Yüzeyde yaklaşık % l, derine doğru artar.

pH : 7,0- 7,5

Tipik kayaç : Sapropel, siyah şeyi ve arjilit

Tipik cevherleşme : Pirit, Cu, U, V

C- SINIRLI DOLAŞIMLI ARİD ORTAM (Şekil 46 c) :

Buharlaşma nehirlerin getirdiği sulardan ve yağışlardan fazladır. Açık denizlerden bir

eşikle veya tamamen ayrılmışlardır. Dip suları ile yüzey suları arasında çok farklılık vardır.

Su dolaşımı sınırlıdır. Günümüzdeki Kızıl Deniz, Hazar Denizi, Akdeniz bu ortamlara örnek

verilebilir.

Tuzluluk : Yüzeyde çok fazla (Hazar deniz’indeki Karaboğaz’da %16,5)

PH : >8,5

Tipik Kayaç : Evaporitler, dolomit

Tipik Cevherleşme : Bu ortam sterildir.

Fe ve Mn oksit minerallerinden müteşekkil katman yatakların kimyasal ve

biyokimyasal tortullaşmaya bağlı oldukları tartışmasızdır. Buna karşılık, tortullar içinde

katman halinde bulunan ve sülfürlü minerallerden müteşekkil yatakların kökeni hakkında

farklı görüşler mevcuttur.

Bu görüşlerden başlıcaları şöyledir:

Karalarda eriyik halde taşınmış malzemelr, kimyasal veya biyokimyasal reaksiyonlarla

çökelmiştir.Böylece esas anlamıyla tortullaşmaya bağlı senjenetik yataklar oluşur.

B. Tek zamanlı teletermal (= telemağmatik) oluşumlarda cevherleşme uzaktaki bir

mağmatik hazneden hidroyermal eriyikler halinde gelmiştir.Böylece tortullaşma ile ilgisi

olmayan epijenetik yataklar oluşur.

C. İki zamanlı teletermal (=telemağmatik), oluşumlarda cevherleşme ilk önce

tortullaşmaya bağlı senjenetik olarak meydana gelmiş daha sonra uzaktaki bir mağmatik

hazneden gelen hidrotermal eriyikler cevher minerallerini çözerek yeniden çökelmişlerdir. Bu

durumda derin kökenli yenilenme (= rejenerasyon) söz konusudur.. Yatak en son şekliyle

epijenetiktir.

Not : Teletermal oluşumlarda yenilenme bazen eski kayacın yerini alma şeklinde

gerçekleşebilir. Bu durumda sübstitüsyon ( = ramplasman = ornatma; deyimleri de

kullanılabilir.

D. Yüzeysel kökenli yenilenme ( = rejenerasyon) oluşumlarında senjenetik cevher

minerallerinin çözülerek yeniden çökelmesi yüzeysel kökenli yeraltı sularına ( =meteorik

sular) bağlıdır. Yatak en son şekliyle epijenetiktir.

E. Epijenetik bir birincil cevherleşmeden itibaren derin kökenli hidrotermal eriyiklerin

etkisi ile yeni bir cevherleşme oluşmuştur. Yatak en son şekli ile yenilenme yatağı olup

epijenetiktir.

F. Epijenetik bir birincil cevherleşmeden itibaren yüzeysel kökenli yer altı sularının

etkisi ile yeni bir cevherleşme oluşmuştur. Yatak en son şekli ile yenilenme yatağı olup

epijenetiktir.

Çeşitli prosesürler aynı bir yatakta beraberce rol oynayabilir. Ancak biz, tortullaşmaya

bağlı yataklar başlığı altında birinci görüşe bağlı olduğu (senjenetik) kuvvet kazanmış veya

daha ziyade bu görüşe göre oluşmuş yatakları ele alacağız.

DEMiR YATAKLARI :

Dünyanın en büyük rezervli demir yatakları tortullaşmaya bağlıdır. Jeokimyasal

özelliklerinin benzerliği dolayısıyle demir ve manganez yatakları çoğunlukla birbirlerine

yakın yerlerde bulunurlar. Böylece demir yataklarında manganez, manganez yataklarında

demir oranı yüksektir. Bununla beraber ayrı yataklar verebilmeleri ortamın pH'ı ile ilgilidir.

Hafif asit veya hafif bazik ortamlarda demir üç değerli oksiti halinde çöker, manganez ise

çözelti halinde kalır ve ancak daha bazik bir ortamda rastlandığında çökelir. Demir ve

manganez çözeltileri beraberce, aniden çok bazik bir ortama rastladıklarında beraberce

çökelirler.

Demir Fe+2, Fe(OH)2 veya Fe (HCO3)2 halinde taşınır, oksit, karbonat, silikat veya

sülfür halinde çökelir.

Bazı hallerde minerallerin konumları paleocoğrafyaya bağlı, tortul kökenli bir

zonlanmaya göredir. Örnek : Lac Süperieur'de (ABD)

Hematit : Çok oksijenli kıyıda, demir Fe+3 halindedir.

Siderit ve manyetit : Oksitleyici ve redükleyici koşullar ardışıklıdır. Demir Fe+2

halindedir.

Pirit : Oksijensiz, kıyıdan nispeten uzak dip sularında, demir Fe+2 halindedir.

Tortullaşmaya bağlı demir yatakları denizel veya karasal ortamda oluşabilirler. En

büyük ekonomik öneme sahip yataklar denizel olanlardır.

l- DENİZEL DEMİR YATAKLARI :

Genellikle açık dolaşımla, normal ortamdaki denizlerin çoğunlukla kumtaşları, daha az

oranda karbonatlı veya bol silisli kayaçlar bu yataklara eşlik ederler bir kısmı oolitik, bir

kısmı ise jaspilit veya kuvarsit niteliğindedir.

A- OOLİTİK YATAKLAR : Genellikle Paleozoik veya Mesozoik yaştadırlar.

Metamorfizma izine rastlanmaz. Cevher oolitik yapıdadır. Minet,tenörü en çok %50 olan bir

demir cevheridir. Oolitlerin, kırıntı malzemenin ve organik artıklarınbir çimento ile

birleşmesinden oluşmuştur. Bu elemanların birbirlerine oranları çok değişiktir. Demir

mineralleri oolitlerde ya bir kuvars yada organik bir kıriıntının etrafına yerleşmiştir.

Çimentoda da demir mineralleri bulunabilir.oolitik demir yataklardaki başlıca mineral

şunlardır;Hematit, götit, limonit, şamozit,siderit, ankerit, kalsit. Az miktarda rastlanan

mineraller şunlardır;Pirit, markasit, kalkopirit, manyatit ve fosfokarbonatlardır.Ayrıca kuvars

ve organik maddeler gibi kırıntı malzemelerde bulunur.

Oolitik yataklardan nispeten genç olanlar götit ve limonit, nispeten yaşlı olanlar ise

hematit içermektedir. Bu durum yatakların yaşlarına bağlı olarak bir evrim geçirdiğini

göstermektedir.

a) Hematitli oolitik yataklar:Esas mineral hematitdir. Paleozoik yaştadırlar. Örnekler:

Clinton Demir Yatakları (ABD); Yüzlerce km. genişlikte bir alanda, killi – kumtaşlı bir

serinin belli seviyelerinde bulnurlar. Silis oranı yüksektir.çamdağ demir yatakları ( Sakarya)

(şekil47): Devoniyen yaşlı, denizel hematitli oolitik bir yataktır. Yörede birbirleri üzerine

uyumsuz olarak gelen Eosen – Üst Kretase, Triyas, Devoniyen ve Silüriyen oluşukları

mevcuttur. Bütün oluşuklarda egemen doğrultulu E – Wdır ve eğimler N’e doğrudur. Eosen

sonrası deformasyonlarına bağlı faylarla güneye doğru bindirmeler oluşmuştur.

Aşağıdan yukarıdoğru şu tip cevherler ayırt edilir:

1 - Sert Karbonatlı Cevher :

Dolomitli kalkerler ile ardışıklı, 30-35 m kalınlığındadır. İki çeşittir.

l.a - Ankerit ve kalsit çimentosu içinde fosil kırıntılı cevher. Fosil kırıntılı cevher

kalsit, götit, siderit ve şamozitten yapılıdır.

l.b - Siderit, ankerit ve kalsit çimentosu içinde oolitli cevher. Oolitler hematit ve

götitten yapılıdır.

2 - Sert Silisli Cevher :

En fazla 4,5 m kalınlığındadır. Silis ve karbonatlardan müteşekkil çimento içinde

oolitler bulunmaktadır.

3 - Yumuşak Cevher :

Karbonatlı ve silisli cevherin yüzeysel ayrışmasıyla oluşmuştur. Karbonatların ve

silisin arınıp gitmesiyle cevher demir bakımından zenginleşmiştir. Genellikle limonitten,

kısmen de götitten yapılıdır.

Çamdağ demir yataklarının oluşumunda algler önemli rol oynamıştır. Çözelti halinde

denize taşınan demir hidrokarbonat, alglerin korbon di oksite gereksinmeleri dolayısıyle,

demir karbonata dönüşmekte ve çökelmektedir.

Fe (HCO3)2 Fe C O 3 + C O 3 + H 2 O

Diğer taraftan demir hidrokarbonatın oksidasyona uğramasıyla götit oolitleri oluşur.

Fe (H CO 3) 2 + OH Fe O OH + 2 C O 2 + H 2 O ( + e )

b) Limonitli Oolitik Yataklar :Esas mineraller götit ve limonittir, mesozoik, ender

olarak da Tersiyer yaştadır.

örnek : Lorraine demir yatakları (Fransa)

Aaleniyen yaşlı kumlu, kalkerli, marnlı, yer yer konglomera-lı bir seri içinde 10 ayrı

seviyede bulunur. Cevherleşme 100 km genişliğindeki havzanın bilhassa senklinal

kısımlarındadır. Bu yatakların oluşumu hakkında farklı görüşler mevcuttur :

Epijenetik Kuram -: tik önce kalsitli oolitler oluşmuş, daha sonra bakterilerin etkisi

altında mineraller birçok safhada birbirlerinin yerini almışlardır. Böylece sırasıyla siderit,

şamozit ve nihayet demir oksitler oluşmuştur.

Senjenetik Kuram : Çökelmeyle yaşıt olarak ilk önce oksitleyici ortamda siderit ve

şamozit, daha sonra redükleyici ortamda demir oksitler oluşmuştur.

B- DEMİRLİ JASPİLİT ve KUVARSİTLER :

Hepsi Antekambriyen yaşındadır. Az çok metamorfizmaya uğra-r mışlardır.

Jaspilitlerde serbest silis çok ince bir dokudadır. Kuvarsitlerde ise yeniden kristallenme

sonucu kuvars kristalleri mozaik halindedir, ince bantlı olarak bulunan bu kayaçlar hematit-li

veya manyetitlidirler. Manyetit genellikle martitleşmiştir.

Demirli jaspilit veya kuvarsitlerin en önemli mineralojik özelliği bol miktarda demirli

silikat içermektedir. Gürünerit (Fe7 (Si4O11)2 (OH)2), klorit, tremolit, aktinot, vb......

Oolitik yapı kalıntılarına rastlanmıştır. Bu bakımdan, hema-titli oolitik yataklarla

bunların arasında kesin bir ayırım yapılamaz. Buna karşılık serbest silisçe çok zengin

olmaları, demirli jaspilit ve kuvarsitlerin başlıca özelliğidir.Silis bolluğunun denizaltı

volkanizmasıyla ilgili olduğu düşünülmektedir.

Nitekim bu kayaçlarla beraber genellikle volkanik kayaçlar da bulunur.

Demirli kuvarsitlerin başlangıçta demirce çok zengin olmadığı, ancak sonradan şu

olaylarla zenginleştiği düşünülmektedir;

Metamorfizmayla hematit silisin yerini almıştır (ornatım). Bu bakımdan demirli

kuvarsitler metamorfizmaya bağlı bir yatak olarak da kabul edilebilirler.

Hidrotermal dolaşım ile,

Silisin uzaklaşmasını sağlayan yüzeysel ayrışma ile.

Dünyanın en büyük demir yatakları demirli jaspilit ve kuvarsitlerdir. Başlıca örnekler

şunlardır :

Lac Superieur (ABD - Kanada). Burada demirli kuvarsitlere takonit adı verilmektedir.

Mineralleri ve tortul kökenli zonlanması daha yukarıda verilmiştir.

İtabira ( Brezilya ). Burada demirli kuvarsitlere İtabirit adı verilmektedir.

Türkiye'de bu tip demir yatağı yoktur.

2- Karasal Demir Yatakları :

Ilık veya soğuk yağışlı iklimlerde oluşurlar. Denizel yataklara oranla ekonomik

önemleri azdır. Turbiyerlerde, göllerde veya bataklıklarda teşekkül eden ve çoğunlukla aktüel

olan yatakların demirine bataklık demiri adı verilir. Oluşmalarında, kayacıların demirli

mineralleriyle ve bilhassa biyotitle reaksiyona giren hümik asitlerin büyük rolü vardır.

Bu yataklarda en çok rastlanan cevher mineralleri siderit ve demir hidroksitlerdir.

Turb, kömür ve kilden müteşekkil seriler içinde bulunurlar. Başlıca örnekler şunlardır î

Kuzey Ülkeleri (İsveç, Finlandiya, Kanada) bataklık demiri yatakları : Kuvaterner'de

buzul devri sonrasında oluşmuşlardır. Küçük ölçekte işletilmişlerdir.

Ruhr ve Sarre demir yatakları (B.Almanya) : Kömür oluşuklarıyla beraber bulunan,

Karbonifer yaşlı yataklardır. Esas mineral siderittir. 20. asrın başlarına kadar

işletilmişlerdir.büyük Eymir demir yatakları (Balıkesir) (şekil48) : daha önceden değindiğimiz

gibi, aslında kalıntı tipinde oluşmuşlardır.

Miyosen yaşlı andezitlerin ayrışma ürünlerinden demir kolloidal halde taşınmış, bir gölde

birikerek zenginleşmiştir. Başlıca limonite rastlanır. Arsenik tenorunun yüksekliği nedeniyle

ekonomik

değildir.

MANGANEZ YATAKLARI :

l- Genel Özellikler :

Dünyadaki en önemli manganez yatakları tortullaşmaya bağlıdır. Jeokimyasal

özelliklerinin benzerliği nedeniyle Fe ve Mn yataklarının birbirlerine benzediğini ve yakın

yerlerde bulunduklarını, Mn yataklarında Fe oranının yüksek olduğunu daha önceden be-

lirtmiştik. Manganez„ demire oranla daha bazik, nispeten derin ortamlarda çökeldiğinden ayrı

yataklar verebilmektedir.

Ayrışma Mineralleri:

Limonit : Götit + Kil + .....

Götit : FeO OH

Lepidokrozit : FeO OH

Hematit : Fe2O3

Maghemit :Fe2O3 (Ferromanyetit)

Martit : (manyetit Martit)

Bu ayrışma mineralleri demir şapkanın esasını oluşturur. Birincil olarak bulunabilen

manyetit, ilmenit gibi mineraller çok güç ayrıştıklarından listeye konmamışlardır. Demir diğer

birçok mineralin bileşimine girdiğinden, yan kayaçta bilhassa silikat olarak az veya çok

bulunabileceğinden ve pirit en çok rastlanan bir mineral olduğundan oksidasyon Bu ayrışma

mineralleri demir şapkanın esasını oluşturur. Birincil olarak zonlarında süperjen demir mine-

ralleri mutlaka bulunur. Siderit ve ankerit ender olarak ayrışma yoluyla da oluşabilir.

e ) Manganez Mineralleri :

Birincil mineraller

Braunit: Mn+2 Mn+3 O3 veya Mn+2 Mn 6+3 Si O11

RodonitMnSi03

Ayrışma Mineralleri

Psilomelan:MnO Mn02 nH20

Pirolüzit:MnO2

Manganit:MnO (OH)

Rodokrozit:Mn CO3

Birincil olarak bulunabilen hausmanit, rodokrozit gibi mineraller hemen hemen

ayrışmaz. Psilomelan, pirolüzit ve manganit tortullaşmaya bağlı yataklarda birincil olarak da

bulunurlar. Di ger taraftan, manganez yan ka açta bilhassa silikatların bileşiminde

bulunabileceğinden, oksidasyon kuşağında izine çok rastlanan bir unsurdur.

f) Uranyum ve Toryum Mineralleri

Birincil Mineraller

Peşblend : mU02nU03

Uraninit : UO2

Torianit : (Th, U)02

Normal kayaçlarda bazen yüzde birkaça kadar bulunabilen manganez, doğrudan bu

kayaçlardan veya kalıntı manganez yataklarından itibaren taşınır. Taşınma sırasında

manganez de Mn+2, Mn. (HC03)2 veya Mn (OH)2 halindedir. Bunlar oksit, hidroksit veya

karbonat halinde çökelirler. Esas çökelme alanları sahilden bir parça uzak litoral bölgelerdir,

ancak daha derin ve kalın çökelli denizlerde de manganez yumrularının oluşabildiği

bilinmektedir. Günümüzde, okyanus diplerinde bu şekilde oluşan manganez yumrularından

ekonomik olarak yararlanma yolları araştırılmaktadır.

Manganez karasal ortamlarda da oluşabilir. Ancak karasal manganez oluşukları (bataklık

manganezi) ekonomik dağere sahip değildir.

Denizel manganez yatakları genellikle açık dolaşımlı normal ortamlarda, detritik kayaçlara

bağlı olarak bulunur. Daha ender şekilde karbonatlı kayaçlar ile arjilit veya şeyller içinde de

manganez yatakları mevcuttur. Oolitik yapıya rastlanırsa da çok yaycan. değildir, daha ziyade

kolloform yapı izlenir.

Denizel manganez yataklarının en önemli özelliği paleocoğrafyaya bağlı, tortul kökenli bir

zonlanma belirtmeleridir.

2- Örnekler

A- Tchiatoura Manganez Yatağı (Gürcistan. Rusya) : Dünyanın en önemli manganez

yataklarından biridir. Yörede yaşlıdan gence doğru şu oluşuklar bulunur.

Granit, riyolit (kuvars porfir), tüf ve volkanik breşler.

Transgressif Oligosen kumtaşları.

Transgressif Miyosen kum, kil ve kal^^leri.

Bazalt.

Oligosen kumtaşlarının tabanında, 34 km2 lik bir alanda, toplam kalınlığı 2 ile 5 m

arasında değişen birçok ayrı cevher seviyesi vardır. Manganez, tabandaki granitik ve

volkanik kayaçların ayrışmasıyla açığa çıkmış, Oligosen denizinin litoral kesiminde

çökelmiştir.

Cevher kısmen oolitik yapıdadır. Tchiatoura manganez yatağı tortul kökenli

zonlanmaya tipik bir örnek teşkil eder. Çökelme sırasında kıyıdan açığa doğru şu mineraller

oluşmuştur ;

Pirolüzit, psilomelan : ( Mn+4 ) Kıyıya yakın, az derinde

Manganit : ( Mn+3 )

Rodokrozit : ( Mn+2 ) Kıyıdan uzak, derinde

Ayrıca opal, barit, jips, glokoni, kil mineralleri, melniko-vit, markasit, odun artıkları,

balık kemikleri ile kırıntı mineraller (kuvars, feldispat) bulunur. Melnikovit ve markasit

rodok-rozit ile beraber, kıyıdan uzak kesimde çökelmişlerdir.

B- Trakya Manganez Yatakları : Çatalca ile Kırklareli arasında bulunurlar. Yörede

Istranca masifinin metamorfik kayaçları (gnays, kuvarsit, mikaşist) temeli teşkil etmektedir.

Bunların üzerine herbiri transgressif olmak üzere Eosen, Oligosen, üst Miyosen ve Pliyosen

tortul oluşukları gelir. Cevher, Oligosenin üst serisi olan ve marn, kum, kil ve kumtaşından

müteşekkil Karton (Balıklı) Seri içindedir. 180 cm'ye varan bir kalın, iki de ince seviye

halindedir. Psilomelan, pirolüzit ve limonitten ibarettir.

Manganez, temeldeki gnaysların sıcak iklimde ayrışmasıyla açığa çıkmıştır. Daha

sonraki yağışlı ortam manganezin taşınmasını ve sığ bir denizde çökelmesini sağlamıştır.

Alttaki Eosen ve üstteki üst Miyosen çökelleri içinde de ekonomik olmayan ince

damarcıklar halinde manganeze rastlanmaktadır. Bunlar karton seri içindeki manganez

yatağının, yüzeysel suların etkisi altında, yenilenmesiyle oluşmuştur.

URANYUM YATAKLARI :

Bağlı oldukları kayaçlara göre şu tipleri ayırt edilebilir:

L- DETRİTİK KAYAÇLARA BAĞLI URANYUM YATAKLARI :

Dünyanın en önemli uranyum yatakları genellikle kumtaşların-dan müteşekkil

oluşuklar içinde bulunur. Kumtaşlarının yanında daha az oranda konglomera, arjilit, jips, barit

ve kalker arakatkı-ları görülebilir. Çoğunlukla kırmızı renkte olduklarından bu oluşuklara

Kırmızı yataklar ( = Red Beds ) adı verilir. Kırmızı yataklar çok değişik yaşta olabilirler,

ancak Avrupa'da özellikle Permiyen ve Trias yaşındadırlar.

Kırmızı yatakların esasını teşkil eden kumtaşlarına ait kuvars taneleri, zar halinde

demirin üç değerli oksitleri (hematit, götit) tarafından sarılmıştır. Bu oksitler kumtaşlarının

çöl ikliminde değil, sıcak ve nemli bir iklimde oluştuğunu işaret ederler. Çökelme ortamı göl,

lagün veya deniz olabilir. Çoğu kırmızı kırıntılı tortulların denizel ortamda çökelmiş

olduklarına şüphe yoktur.

Bazı detritik oluşuklar veya kırmızı kırıntılı tortullarda, bilhassa sülfürlü cevherlerin

bulunduğu seviyeler kırmızı değildir. Oksido - redüksiyon koşullarına göre, redükleyici

ortamlarda renk yeşil olabilir.

Detritik kayaçlara bağlı uranyum yatakları bazen vanadyum için de ekonomik öneme

sahiptir. Ayrıca bakır mineralleri bulunabilir.

A- Colorado Platosu Uranyum Yatakları (ABD) :

ABD'nin en önemli uranyum yatakları bu yörededir. U3O8 olarak sınır tenor % 0,1,

ortalama tenor ise

% 0,28dir. Rezerv çok büyük olmakla beraber kesinlikle bilinmemektedir.

Colorado Platosu'nü teşkil eden oluşuklar az kıvrımlı olup, uzun jeolojik devirler

boyunca monoton karakterde tortullaşmışlardır. Böylece Permiyen'den Piosen'e kadar

genellikle kumtaşlarından, bazen de arjilit, konglomera ve kalkerlerden ibaret çok kalın (top-

lam 3000 m) tortul kayaçlar oluşmuştur. Bu kayaçların büyük bir çoğunluğu karasal

niteliktedir akarsulara bağlıdır. Ayrıca göl, rüzgâr ve deniz tortulları da vardır. Birbiri üzerine

gelen 32 formasyondan herbiri uranyum cevherleşmesi içermektedir.

Tortullaşmaya bağlı uranyum cevherleşmesi peşblend ve koffinit'ten ibarettir.

Karnotit, tüyamünit, autinit, kalkolit,uranotilve günunit yüzeysel ayrışma ile oluşmuştmr.

Ayrıca pirit, markasit, kalkopirit, kalkozin gibi birincil mineraller ile malakit, azürit. kalkantit,

limonit gibi ayrışma ürünlerine de rastlanır. Bitki artıkları bol miktardadır. Vanadyum,

Uranyum vanadatlar içinde ekonomik değere sahiptir. Selenyum, sülfürlerin içinde önemli

oranda bulunur.

Cevher yerleşimi litolojik, stratigrafik ve paleocoğrafik denetim altında olmuştur,

örneğin, eski akarsu kanallarının keskin dirsek yapan kısımlarında en zengin yığışımlar

vardır. Yapısal denetim epijenetik cevherleşmenin yerleşmesinde rol oynamıştır. Nitekim,

tortullaşmayla yaşıt senjenetik cevher mineralleri sonradan meteorik veya hidrotermal suların

etkisiyle harekete geçerek yapısal şekillere (fay, antiklinal sırtlar, çöküntü, vb.,.) bağlı

birikimler vermişlerdir.

Uranyum kaynağı hakkında başlıca üç görüş vardır,

Senjenetik görüş : Yörede temel kayaç niteliğinde olan Antekambriyen yaşlı

granitlerin ayrışma ürünlerinden itibaren taşınan uranyum senjenetik olarak çökelmiştir. Daha

sonra yer altı sularının etkisiyle bazı epijenetik cevherleşmeler meydana gelebilmiştir.

Meteorik epijenetik görüş : Uranyumun kaynağı değişik yaştaki lav ve tüflerdir. Bu

kayaçlardaki uranyumu yıkayan sular yeraltında kumtaşları içine girerek epijenetik uranyum

minerallerini

çökeitmektedir.

Hidrotermal epijenetik görüş : Uranyum derinden hidrotermal eriyikler tarafından

getirilmiştir.

En çok senjenetik görüş tutulmaktadır. Ayrıca yüzeysel ayrışma olaylarına bağlı

olarak oksidasyon zonlarında altı değerli (U+ 6) uranyum mineralleri (karnotit, tüyamünit,

vb.,.) oluşmuş, buna karşılık daha derinde dört değerli (U+tt) uranyum mineralleri (peşblend,

koffinit) sabit kalmışlardır.

B- Köprübaşı Uranyum Zuhurları (Gördes, Manisa) (Şekil 49):

Yörede Menderes Masifinin metamorfik kayaçları (gnays,, kuvarsit, mermer) temeli

teşkil etmektedir, üzerlerine karasal Neojen oluşukları gelmektedir. Karasal Neojen altta

detritik kayaçlarla (konglomera, çakıl, kum ve şilt) ile başlamakta, üst taraflara doğru ise

aglomera, tüf, göl kalkerleri, kil ve marnlar yer almaktadır. Hepsi yaklaşık yatay konumdadır.

Detritik kayaçların, mevsimlere bağlı olarak akarsularla taşınıp çöktürülmüş malzemeler

olduğu kabul edilir.

Cevherleşme detritik kayaçlar ve göl kalkerleri içinde seviyeler halindedir. Ayrıca

gnayslar içinde derin kökenli uranyum damarcıklar halinde bulunur.

Detritik kayaçlar içindeki cevherleşme için senjenetik ve epijenetik görüşler ileri

sürülmüştür. Göl kalkerlerindeki cevherleşmenin senjenetik olduğunda ise görüş birliği

vardır. Uranyum detritik kayaçlara temeldeki gnayslardan kimyasal yolla taşınmıştır. Detritik

kayaçların çimentosunda U3O8 tenoru düzenli olarak % 0,03-0,04 kadardır. Göl

kalkerlerindeki cevherleşme ise detritik kayaçlardaki uranyumdan türemiştir.

2- ARJİLİT VE ŞEYLLERE BAĞLI URANYUM YATAKLARI :

Kömür, linyit, hidrokarbür gibi organik maddelerce zengin arjilit ve şeyllerde

uranyum her zaman mevcuttur. Bu yataklar sınırlı dolasa.mli yağışlı ortamların denizlerinde,

litoral bölgelerde veya göllerde oluşmuşlardır. Sülfürlü mineraller (pirit, kalkopirit, galen,

çinkoblend, vb.,.} daima uranyum minerallerine eşlik ederler.

Saint - Hippolyte ( İsveç ) : Mineral olarak belirlenmeyen uranyum organik maddelere

bağlı olarak, Kambriyen yaşlı bitümlü şistler içinde bulunur.

Karadeniz'in organik maddelerce zengin tortularının uranyum içerdiği bilinmektedir.

3 - DENİZEL FOSFATLARA BAĞLI URANYUM YATAKLARI :

Bütün fosfat yatakları az veya çok oranda uranyum ve vanadyum içerirler. Fosfat

yatakları genellikle organik maddece zengin arjilit ve şeyllerle beraber, benzer ortamlarda

oluşmuşlardır, uranyum, tortullaşma sırasında deniz suyunda fosfatlı partiküllcı tarafından

tutulmuştur.

Bu tip yataklar günümüzde ekonomik olmamakla beraber, potansiyel rezervler teşkil

ederler.

Montana'da "Phosphoria Formation" (ABD)

Mazıdağ Fosfat Yataklarında (Mardin) fosfat minerallerinin içinde uranyum,

vanadyum ve fluor elementlerinin bulunduğu saptanmıştır.

Ortalama uranyum tenoru (U3O8 olarak) % 0,004 tür.

4 - KARBONATLI KAYAÇLARA BAĞLI URANYUM YATAKLARI :

Açık dolaşımlı normal ortamlı denizlerin karbonatlı kayaçlarına bağlı olarak

bulunurlar. Ancak bu yatakların oluşumu çok tartışmalıdır.

Lac des Esclaves (Kanada). Cevher mineralleri dolcmitler içinde saçınım halindedir.

Shinkolobwe (Kongo). Dünyanın en önemli uranyum yatağıdır. Uraninit ve peşblend

küçük kırıkları doldurmaktadır. Bazı yazarlara göre uranyum ilk önce tortullaşmaya bağlı

olarak dolomilerle

beraber oluşmuş, sonradan hidrotermal eriyiklerle kırıklara göç etmiştir. Bazı yazarlar ise

doğrudan hidrotermal kökeni savunmaktadır. Türkiye'de bu tipte zuhur bilinmemektedir.

BAKIR VE PİRİT YATAKLARI :

Genellikle arjilit ve şeyllere bağlı olarak bulunurlar. Ayrıca detritik kayaçlara bağlı

bakır yatakları da bilinmektedir.

1- ARJİLİT VE ŞEYLLERE BAĞLI BAKIR VE PİRİT YATAKLARI :

Sınırlı dolaşımlı, yağışlı ortamların denizlerinde az veya çok kömürlüf bitümlü arjilit

veya şeyller oluşur. Bu kayaçlar sülfürlü mineraller .bakımından daima zengindirler.

Günümüzdeki Karadeniz'in aktüel oluşukları bu yatakların kökeni hakkında bize fikir verir.

Karadeniz'deki siyah çamurların renklerinin nedeni siyah demir sülfürler ve organik

maddelerdir. Sapropel adı verilen bu çamurlarda organik madde oranı % 35 e ulaşır. Oysa

diğer yerlerdeki genç tortullarda organik madde oranı % 2,5 dolaylarındadır.

Karadeniz'de yüzeydeki ilk 50-200 ınlik kısım oksijenlidir. Bu kesimde aerobik

canlılar ve bu arada aerobik bakteriler yaşayabilir. Sularda (C03H2) Ca ve SO^Ca eriyik halde

mevcuttur.

Derin sular ise oksijensizdir, ancak anaerobik bakteriler yaşayabilir. Dolayısıyle

planktonlar (sularla sürüklenen organizmalar) ve nektonlar (yüzen organizmalar) öldüklerinde

diğer canlılar tarafından yenmeden dibe çökerek birikmektedirler.

Derin ve yüzey sularda oluşan kimyasal ve biyokimyasal reaksiyonlar şu şekilde

özetlenebilir (Şekil 50)j

Derin sulardaki anaerobik bakteriler kalsiyum sülfatlı redükliyerek H2S oluştururlar.

Diğer bazı anaerobik bakteriler ise organik maddeleri parçalayarak N, P, S, O gibi unsurların

açığa çıkmasını sağlarlar. Dolayısıyle, artık organik maddeler C ve E bakımından

zenginleşirler. Bazı yazarlar hidrokarbürlerin oluşumunu böyle açıklamaktadır.

Eriyik haldeki H2 S orta sulara vardığında, aerobik bakterilerin oksitlenmesi ile SO4 H

2 ve S’e dönüşürler. Ancak bu arada H2S metalik iyonlara (Fe, Cu, Pb, Zn, Cof vb.,.) rastlarsa

metal sülfürler oluşur ve bunlar dibe çökerek sapropellere karışır.

- SO 4 H 2 yüzey sularında (C0 3 H 2) Ca ile reaksiyona girerek Ca oluşturur. Baryumun

bulunduğu ortamlarda barit (SO4 Ba) benzer şekilde teşekkül eder.

- Eriyik halindeki SO4 Ca derin sulara vardığında anaerobik bakterilerin etkisiyle

devre devam eder.

Bu devre içinde oluşum sırasını verdiğimiz sülfürlerden örneğin demir sülfürün

diajenetik evrimi daha sonra şöyledir; FeS ( Kolloidal ) Markasit ( FeS2 ) Pirit ( FeS2 )

Sülfür mineralleri siyah arjilit ve şeyller içinde saçınım halindedir. Ayrıca organik

madde kalıntılarının bileşiminde U ve V bulunabilmektedir.

Arjilit ve şeyller içindeki bakır yataklarına başlıca örnekler şunlardır:

A- Mansfeld Bakır Yatakları (B.Almanya) (Şekil 51) :

Organik maddece zengin marnlar içinde, denizel çökelmenin çok kısa bir dönemine

tekabül eden cevherleşme 0,5 m kalınlığındadır.

Altta Permiyen Kumtaşı ve konglomeraları, üstte yine Permiyen yaşlı kalkerler

mevcuttur.

Cevherleşme başlıca kalkozin, bornit, kalkopirit ve piritten müteşekkildir. Ayrıca

birçok değişik unsura rastlanmaktadır. Pb ve Zn sülfürlerce zengin kuşaklar bakır yataklarının

etrafını sararak tortul kökenli bir zonlanma oluşturmaktadır.

Bakırın kökeni çok çeşitlidir:

Cevher damarları içerik Hersinyen dağları aşınmış ve eteklerinde saçınındı bakır

bulunduran kırmızı detritik kayaçlar meydana gelmiştir. Daha sonra denizin ilerlemesi

sırasında kıta yüze

yindeki bakır çözülmüş ve H2S in etkisiyle sülfür halinde çökelmiştir. Böylece fazla zengin

olmayan dip cevherleşmesi müteşekkül etmiştir.

Bu ortam açık denizden adacıkların oluşturduğu bir eşikle ayrılmaktadır. Bu adalara

düşen yağmur suları bakır tuzlarını eritmiş, denize taşıyarak en zengin cevherleşme

kuşaklarını oluşturmuştur.

Bakır Alt Permiyen volkanik kayaçlarından itibaren taşınmıştır.

Bakır, volkanizmaya bağlı hidrotermal eriyiklerle denize taşınmıştır.

B- Kuzey Rodezya Bakır Yatakları ;

Ekonomik bakımdan çok önemlidir. Rodezya - Kongo sınırında Üst Antekambriyen

yaşlı bir denizdeki çökeller, granitik masifler de içeren bir temel üzerine transgressif olarak

gelmiştir.

Kıyıdan uzaklaştıkça aşağıda belirtilen çökel çeşitleri ve cevherleşmeler oluşmuştur (Şekil 52)

Konglomera ve arkozlar : Sterildirler.

Arjilitler ve kumlu arjilitler: Kalkozin, bornit, kalkopirit.

Arjilit ve dolomiler : Pirit.

Kıyıdan uzaklaştıkça görülen kolkozin, bornit, kalkopirit sıralanması tortul kökenli

zonlanmayı belirtmektedir. Zonlanma kalkofillik sırasına da uygundur.

Bakır denize nehir suları tarafından taşınmıştır.

Kuzey Rodezya bakır yatakları sonradan metamorfizmaya uğradığından, sülfürler

yeniden kristalleşmiş, bazı silikat mineralleri oluşmuştur. Ayrıca yanal göç olaylarıyla da

çatlaklarda bornit damarları teşekkül etmiştir.

Türkiye'de bu tipte önemli bir cevherleşmeye rastlanmamıştır.

2- DETRİTİK KAYAÇLARA BAĞLI BAKIR YATAKLARI :

özelliklerini daha önce uranyum yatakları bahsinde verdiğimiz detritik kayaçlara ve

özellikle Kırmızı Yataklara bağlı birçok bakır yatağı bilinmektedir.

A- Corocoro (Boliya) :

Üst Tersiyer (?) yaşlı detritik kayaçlar içindeki cevherleşme nabit bakır, kalkozin,

barit ve selestinden müteşekkildir. Cevherleşme, Colorado Platosu yataklarında olduğu gibi

stratigrafik ve paleocoğrafik denetim altındadır.

B- Çankırı - Sungurlu - Çorum - Mecitözü Bakır Zuhurları :

Yörede Mesozoik yaşlı ultrabazik kayaçların üzerinde Miyosen transgressif oluşukları

bulunmaktadır. Bunlar bilhassa kumtaşı, konglomera ve evaporitlerden (tuz, jips)

müteşekkildir.

Cevherleşme kumtaşı ve konglomeraların içindedir, ultrabazik kayaçlarda da bakır

damarları bulunur. Miyosen1 in sınırlı dolaşımlı ve kurak iklimi altında oluşan evaporitleri,

yağışlı bir iklimin izlemesi sonucu ültrabazik kayaçlardan itibaren taşınan bakır çökelmiştir.

Daha sonra yüzeysel ayrışmayla nabit bakır ve malakit haline dönüşmüştür.

KURŞUN VE ÇİNKO YATAKLARI :

Tortullaşmaya bağlı olarak, çok çeşitli kayaçlar içinde, kurşun ve çinko sülfürler

halinde bulunurlar. Diğer bazı sülfürler bunlara eşlik ederler. Cevher, temel yükseltilerinin

kenar kısımlarında, tortul kayaçların kamalaştığı az derin epikontinantal seriler içindedir.

Oluşumları üzerinde en çok tartışma yapılan yataklardır. Böylece, çeşitli görüşlere

göre yenilenme, teletermal

( = telemagmatik), sübstitüsyon, örtü yatağı deyimleri de kullanılır.

Bu tip yataklarda cevher mineralleri özel nitelikler taşır. Genellikle taneler son derece

incedir. Galen kristalleri birkaç mikron büyüklüğündedir. Çinkoblend yollu ve kolloform

yapıdadır? şalenblend. Bu şekiller cevherleşmenin düşük ısıda (1000C) ve jel halinde vücut

bulduğunu açıklar. Çinkoblend genellikle galenden sonra oluşarak onu sarmıştır. Oysa, iç

kökenli yataklarda çinkob-lend galenden önce oluşur. Tortullaşmaya bağlı yataklarda çinkob-

lend (veya şalenblend) demirce fakir, dolayısıyle açık renklidir. Ayrıca, çinkoblend ve galen

minerallerinin çoğunda, denizel ortamı işaret eden NaCl ve CaCl2 inklüzyonları bulunmuştur.

Bu tip yataklarda genellikle bol miktarda kırık dolgusu cevherleşmeye de rastlanır,

örtü damarları adı verilen bu damarların yenilenmeyle oluştukları düşünülmektedir. Aynı

yatakların hemen altında, temeli teşkil eden kayaçlarda da damarlar bulunabilir. Ancak bunlar

derin kökenli Temel damarlarıdır, örtü damarları, temel damarlarından bazı özellikleriyle

farklıdırlar.

Örtü damarlarında Pb/Zn oranı derine doğru artar. Oysa temel damarlarında durum

aksinedir.

Temel damarlarında galen içinde Ağ, Bi, Se,Sr, Çinkoblend içinde Cd, Ge, İn nispeten

bol iz unsurlar halindedir, örtü damarlanında bu unsurlar yukarı doğru azalırlar veya yok

olurlar.

C- KARBONATLI KAYAÇLARA BAĞLI ÇİNKO VE KURŞUN YATAKLARI :

Tortullaşmaya bağlı kurşun ve çinko yataklarının en önemlileri karbonatlı kayaçlar

içindedir. Bu yataklarda çinko kurşuna oranla çok daha bol olarak bulunur.

Genellikle dolomiler, bazen de kalkerler içinde bulunurlar. Dolomiler oluşumlarına

göre farklı çeşitlerde olabilir:

Senjenetik Dolomiler : Doğrudan çökelmişlerdir .

Diajenetik: Dolomiler : Tuzlu sular içindeki kalker çamurlarının Kg iyonlarıyla

değiştirilmesi sonucu oluşmuşlardır. Senjenetik ve diajenetik dolomiler az derin tuzlu sularda,

sıcak iklimlerde teşekkül ederler. Dolomiler içinde veya arakatkılar halinde jips ve arhidrit

gibi sülfatların bulunuşu bu görüşü destekler.

Epijenetik Dolomiler : Tabakalaşmış kalkerlerin sonradan dolomitleşmesi söz

konusudur.

Cevherli dolomiler genellikle silislidir. Silis zenginliğinin senjenetik veya epijenatik

karakteri de tartışma konusudur.

A- Tri - States Çinko Ve Kurşun Yatakları (ABD) (Şekil 53) ;

ABD'nin en önemli kurşun ve bilhassa çinko üretimini bu yataklar Missouri, Kansas

ve Oklohoma eyaletlerinde bulunur. Hepsi, Antekambriyen yaşlı granitik ve riyolitik bir

temelin çıkıntıları üzerindeki, transgressif Paleozoik yaşlı dolomitik ka-yp.çlar içindedir. Sez

konusu dolomitik kayaçlar çok az deformas-yona uğramışlardır, genellikle tabüler haldedirler.

Cinkoblend ve galen egemen minerallerdir. Ayrıca pirit, markasit, kalkopirit ve

kadmiyum sülfüre rastlanır. Gang mineralleri olarak dolomit, kalsit, barit, flüorit ve kalseduan

mevcuttur.

Bu yatakların hidrotermal epijenetik veya tortullaşmaya bağlı senjenetik olduğu

hakkında çeşitli görüşler mevcuttur.

B- Karalar Kurşun Yatağı (Antalya) (Şekil 54) :

Alt Paleozoik yaşlı Anamur Metamorfik Masifinin koyu renkli kristalli kalkerleri ve

şistleri ile üstte Permiyen kalkerleri arasında yer almıştır. Cevherleşme uyumsuzluk düzlemi

boyunca uzanır. Cevher, barit içinde galen şiliyrenleri halindedir. Ortalama 2m kalınlığındaki

cevher seviyesi içinde kurşun tenörü %5 – 10 kadardır. Ayrıca kalkopirit ve pirit mevcuttur.

Birinci dünya savaşı öncesinden beri işletilen bu yatakta rezervin milyonlarca ton olduğu

sanılmaktadır. Kurşunun temeldeki metamorfik masiften itibaren taşındığı düşünülebilir.

Nitekim yakında bir kısım damarlara rastlanmıştır. Bu damarlardaki cevherleşme yenilenerek

tortullaşmaya bağlı yataklar oluşmuştur. Diğer bir görüş tersiyer mağmatizmasına bağlı

epijenetik bir cevherleşmenin olduğu şeklindedir.C – Ortakonuş Kurşun Çinko Yatağı (İçel)

(Şekil55): Cevherleşme üst Triyas kalker ve dolomitleri arasındaki sınırı izler. Daha altta üst

permiyen kalkerleri ile orta ve alt Paleozoik metamorfik kayaçları bulunur. galen, çinkoblend

(şalenblend), pirit, markasit esas mineralleridir. Galen içinde gümüşte saptanmıştır. Gang

mineralleri kuvars, dolomit, kalsit ve barittir. Ayrıca yüzeysel ayrışma ile anglezit

plomplojarosit, simitsonit ve kalamin oluşmuştur. Yatak 1948’de kadar işletilmektedir.

Yatağın kısmen tortullaşmaya, kısmende yenilenmeye bağlı olduğu düşünülmektedir.

Cevherleşmeyi oluşturan unsurlar alt Paleozoik metamorfik kayaçlarındaki damarlardan

sağlanmıştır.

2 – ARJİLİT VE ŞEYLLERE BAĞLI KURŞUN – ÇİNKO YATAKLARI

Bu yataklar organik maddece çok zengin arjilit ve şeyller içinde görülür. Sınırlı

dolaşımlı, yağışlı ortamlardaki Cu yataklarında olduğu gibi biyokimyasal reaksiyonlar Pb ve

Zn cevherleşmesine yol açmıştır. Ancak Pb Zn sürfürler bakıra oranla kıyıdan oranla kıyıdan

daha uzakta ve nispeten derinde oluşmaktadır. ( Mansfeld bakır yataklarında olduğu gibi ).

Arjilit ve şeyllere bağlı yataklarda kurşun çinko'ya oranla genellikle daha fazla

bulunmaktadır.Massif santralların güneyinde, bir horstun güney ucunda bulunur. Çevrede

benzer nitelikte birçok yatak mevcuttur. Malines yatağı aslında hem karbonatlı kayaçlara,

hem de arjilit ve şeyllere bağlı bir örnek teşkil eder.

Kambriyen yaşlı dolomiler bir sırt oluşturmuşlardır. Buna Malines domu adı

verilmiştir. Triyas ve Hettanjiyen oluşukları trans-gressif olarak bu domun üzerine

gelmişlerdir. Daha üstte uyumsuz olarak üst Bathoniyen, Kalloviyen ve Malm tortulları

bulunmaktadır.

Cevherleşme şu ayrı seviyelerde ve şekillerde bulunur;

Üst Triyas yaşlı bitümlü dolomitik marnlar içinde katman halinde

Marnların üstünde, Bathoniyen dolomilerinde mercekler halinde

Marnların altında. Alt Triyas konglomeralarında ve Kambriyen dolomitlerinde yığın

halinde.

Cevherleşme başlıca galen ve çinkoblend'den ibarettir. Çinkoblend bazen şalenblend

halindedir. Gang mineralleri barit, dolomit ve kuvarstır. Yüzeysel ayrışma ile smitsonit ve

serüzit oluşmuştur.

Katman şeklindeki cevherleşmeler tortullaşmayla yaşıt senje-netik yatakları

oluşturmuştur. Bathoniyen dclomilerindekimercekler yine tortullaşmaya bağlı olarak fakat

yenilenmeyle oluşmuşlardır. Marnların altındaki yığınlar ise aşağı inen yeraltı suları tara-

fından yenilenme şeklinde oluşuturulmuşlardır. Türkiye'de arjilit ve şeyllere bağlı önemli bir

Kurşun - Çinko yatağı bilinmemektedir.

3- DETRİTİK KAYAÇLARA BAĞLI KURŞUN - ÇİNKO YATAKLARI :

Bilhassa Avrupa'nın Triyas yaşlı kırmızı detritik oluşuklarında çok sayıda yatak

bilinmektedir. Bakır sülfürlerle beraber bulunurlar. Genellikle galen, çinkoblende oranla daha

fazladır.

Örnekler : Maubach ve Mechernic Kurşun Yatakları (B.Almanya) : Türkiye’de bu tip

yatak bilinmemektedir.

TORTULLAŞMAYA BAĞLI ENDÜSTRİYEL HAMMADDE YATAKLARI :

Tortullaşmaya bağlı endüstriyel harrmaddeler çok çeşitlidir. Yerine göre, hemen

hemen bütün tortul kayaçlar belli bir kullanım alanı bulmaktadır. Başlıcaları şunlardır;

l- Fosfat : Yeterli saflık ve miktarda bir veya daha çok fosfatlı mineral kapsayan

kayaçlara fosfat kayacı veya doğrudan fosfat denir. Fosforit tortul kökenli fosfat ile eş anlamlı

kullanılan bir terimdir.

Fosfat kayacı başlıca apatit türlerinden oluşur:

Florapatit : Ca5 (PO4)3 F

Klorapatit : Ca5(PO4)3 Cl gibi.

Bu apatit türlerinden başka kuvars, kalsit, glokoni gibi kırıntı ve çökel maddeler ile

organik maddeler bulunabilir. Oolitik ve yumrulu yapılar olağandır.

Tortullaşmaya bağlı fosfat denizel ortamda oluşur. Ancak bu ortamın ayrıntıları ve

oluşum mekanizması üzerine çok değişik görüşler mevcuttur. Sıcak ve soğuk su akıntılarının

karşılaştığı, pH değeri yüksek C02 basıncı düşük litoral kesimlerin fosfat çökelimi için daha

elverişli olduğu düşünülmektedir, Bu çökelme kimyasal veya biyokimyasal niteliktedir. Bazı

durumlarda karbonatların ornatı-raıyla da metasomatik fosfat oluşabilmektedir. Fosfatlı

katmanlar genellikle arjilit ve şeyllerle beraber, bazende kalker,, dolomi, kumtaşı gibi

kayaçlarla beraber bulunur.

Fosfat yataklarında tenor % P205 olarak ifade edilir. Bu yataklarda ayrıca yan ürün

olarak flüor, uranyum, vanadyum ve selenyum bulunur.

Türkiye'deki fosfatlı sahaların çok büyük bir çoğunluğu SE Anadolu'dadır. Bu

sahalardan en önemlisi; Mazıdağ - Derik'tir (Mardin). Bu yörede üst Kretase yaşlı karbonatlı

kayaçlar içinde birkaç ayrı seviyede bulunan fosfat katmanlarının toplam kalınlığı l - 3 m ka-

dardır.

2- Borat (Bor Tuzu) Yatakları : Borat yataklarının büyük bir çoğunluğu sıcak göl

sularından itibaren çökelmeyle oluşmuşlardır. Göl sularının bor bileşikleri bakımından

doygun hale gelmesi volkanik etkinliğe ve çevredeki borca zengin magmatik kayaçların var-

lığına bağlıdır. Bazı yerlerde doğrudan göl sularından bor bileşikleri elde edilebilmektedir.

Tortullaşmaya bağlı yataklarda rastlanan başlıca bor mineralleri şunlardır:

Boraks: Tinkal : Na2B4O710H2O

Kernit:Razorit : Na2B4O7 4H2O

Üleksit : Na Ca B5O9 8H2O

Kolemanit : Ca2B6O11 5H2O

Priceit = Pandermit :Ca4B10O19 7H2O

Hidroborasit :Ca2MgB6O116H2O

Borasit : Mg8B7O13Cl

Bor yataklarında tenor % B203 olarak ifade edilir. Bu yataklarda ayrıca volkanik

hidrotermal kökenli realgar ve orpiment gibi mineraller de bulunabilir.

Dünyadaki en önemli borat yatakları Türkiye'de bulunmaktadır. Türkiye'deki bu borat

yataklarının hepsi Batı Anadolu'da, Neojen yaşlı göl tortullarına bağlı olarak gelişmişlerdir.

Kırka (Eskişehir) : Bu yatakta egemen mineral Boraks (»tinkal) olup, ayrıca üleksit ve

kolemanit'e de rastlanır.

Bigadiç (Balıkesir) : Egemen mineral kolemanit'tir.

Emet (Kütahya) : Egemen mineral kolemanit’tir.

3 - Selestin Sr SO4 : Dolomi tve evaporitlerle beraber bulunabilmektedir. Emet

kolemanit yatağında (Kütahya) varlığı bilinmektedir.

4 - Barit Ba SO4 : Çok değişik kayaç ve cevherleşmeyle beraber bulunabilen barit

örneğin Karalar Kurşun yatağında (Antalya) olduğu gibi Önemli bir rezerv teşkil

edebilmektedir.

5 - Flüorit CaF2 : Dolomi ve evaporitlerle beraber bulunabilen barit örneğin karalar

kurşun yatağında (Antalya) olduğu gibi önemli bir rezerv teşkil etmektedir.

6 - Manyezit MgC03 : Genellikle karbonatlı kayaçlar içinde bulunur. Türkiye'de

Çardak (Denizli) ve Tavşanlı (Kütahya) manyezit zuhurları bu tiptedir.

7 - Kükürt S : Arjilit ve şeyller içinde yataklar oluşturabilmektedir.

8 -Kaya Tuzu = Halit NaCl : Kaya tuzu sıcak ve kuru iklimlerde, lagüner veya gölsel

ortamlarda, buharlaşma sonucu çökelmeyle oluşur. Kaya Tuzu katmanlarına genellikle jips,

anhidrit, marn katmanları eşlik eder. Nispeten yaşlı kaya tuzu katmanları yeraltında kabararak

tuz dorularını (=diapir) meydana getirirler.

Kaya tuzu katman veya dom şeklindeki doğal oluşukların dışında, tuzlalardaki yapay

havuzlardan veya tuzlu yeraltı sularından itibaren de üretilir. Türkiye'de Oligosen - Miyosen

yaşlı birçok kaya tuzu zuhuru olmasına karşılık üretim başlıca Tuzgölü (Nevşehir) ve çamaltı

(tzmir) tuzlalarından yapılmaktadır.

9- Jips CaSO4 .2H20 ve anhidrid CaSO4 : Jips ve anhidrit sıcak ve kuru iklimlerde,

lagüner ve gölsel ortamlarda, buharlaşma sonucu çökelmeyle oluşur. Anhidrit jips'e oranla

daha sıcak ve tuzlu sularda çökelir. Alçı taşı yakılmış ve öğütülmüş jips'tir.

Türkiye’de Oligosen - Miyosen yaşlı birçok yatak mevcuttur. Bunlardan Aşkale

(Erzincan) jips yatakları Trabzon Çimento Fabrikası gereksinmesini karşılar.

10- Sodyum Tuzları : Kaya tuzu (NaCl) dışında tortullaşmaya bağlı olarak sıcak ve

kuru iklimlerde oluşan sodyum tuzları şunlardır;

Trona : Na2CO3 NaHC03 2H20

Tenardit : Na2SO4

Mirabilit : Na2SO4 10H2O

Türkiye'de önemli bir zuhur yoktur, ancak Van Gölü sularının sodyumca çok zengin

olduğu bilinmektedir.

11- Potasyun Tuzları : Diğer evaporitlerle beraber sıcak ve kuru iklimlerde, lagüner

veya gölsel ortamlarda oluşan başlıca potasyum tuzları şunlardır;

Silvin : KCl

Karnalit : KCl MgC12 6H20

Kainit : K,Mg Cl(SO4) 3H2O

Polihalit : K2 SO4 MgSO4 2CaSO4 2H2O

Türkiye'de kaya tuzu yatak ve zuhurları içinde potasyum tuzlarının da varlığı

saptanmıştır. Ayrıca birçok göl suyunun potasyumca zengin olduğu bilinmektedir.

12- Glokoni :K2O (Mg , Fe) O ( Fe, Al )2 03 6Si 02 3H2 0 : Tortullaşmaya bağlı,

demir yatakları ile fosfat yataklarında bolca bulunan bir mineraldir. Potasyum içermesi

bakımından ekonomik bir öneme sahiptir. Güneydoğu Anadolu'daki fosfat zuhurlarına bağlı

olarak çok sayıda glokonit. zuhuru bilinmektedir.

13- Çimento Hammaddeleri : Çimento yapımında kullanılan hammaddelerden

başliGr-J^irı tortul hökerlidir. Bunlar başlıca marnlı kalker, kalker, marn, arjilit, jips gibi

kayaçlardir. Çimento kayası

kalsiyum, alüminyum, silisyum ve demir oranı bakımından çimentoya çok yakın bileşimde

olan kayaçtır. Çok az eklemlerle çimento yapımında kullanılabilecek bu kayaç marnlı kalker

niteliğindedir.

Türkiye'de çok sayıda çimento fabrikası mevcuttur. Trabzon Çimento Fabrikası

kalker, marnlı kalker, marn ve kil gereksinmesini Trabzon civarındaki Hacı Mehmet ve

Maçka - Meryem Ana ocaklarından sağlamaktadır.

14- Kalker ve dolomit : Çok değişik amaçlar için kullanılan kalker esas olarak CaCO3

bileşimindedir. Kalkerlerde ayrıca az miktarda Mg, Al, Si gibi elementler de bulunabilir.

Tebeşir çok ince

kristalli, yumuşak ve oldukça saf kalkerlere verilen isimdir. Saf ve yumuşak kalkerler

sönmemiş kireç (CaO) ve sönmüş kireç (Ca(OH2) yapımında kullanılır. Esas olarak (Ca, Mg)

CO3 bileşiminde olan

dolomit ise başlıca refrakter malzeme yapımında, kimya sanayiinde, Mg elde edilmesinde

kullanılır.

15- Kil Mineralleri : Çok değişik amaçlar için kullanılan kil mineralleri tortullaşmaya

bağlı olarak da birikebilirler. Tortullaşmaya bağlı olarak bulunabilen başlıca kil çeşitleri

şunlardır:

Kaolinit: Al4 (Si4O10) (OH) 8

Montmoriyonit: (Mg3,Al2,Fe2) (Si4O10) (OH)2 nH2O

İllit: K,Al2(Si,Al)4 O10( OH )2 nH2O

Ben t on i t büyük şişme özelliği gösteren bir montmoriyonit çeşitidir. şiferton ise

kömür tabakalarının altında bulunan, alkali elementler ve demir bakımından fakir, refrakter

özellikteki killere verilen isimdir.

Diyatomit : Diatome adı verilen canlıların ölüp su altında birikmeleriyle oluşmuş

kayaçlardır. özellikle üst Tersiyer yaşlıdırlar. Sulu silis bileşimindedirler.

Çört ( çakmaktaşı ) : Kimyasal kökenli tortullaşmayla oluşmuş, amorf silis bileşimli

kayaçlardır. Katman, mercek veya yumrular halinde bulunur. Yumru halinde ve kalseduan

niteliğindeki silis bikimlerine sileks adı verilir.

Zeolit (Ca.Na ,K2)m(Si,Al)p O2p nH20 : Bir çok çeşiti bulunan zeolit mineralleri

tortullaşmaya bağlı olarak oluşabilirler ve katmanlar halinde bulunabilirler.

Süs Taşları : Tortullaşmaya bağlı olarak oluşan başlıca süs taşları şunlardır.

Jaspilit : Az miktarda demir içermesi nedeniyle renkli gözüken kalseduan ( Si02 )

minerallerine jasp adı verilir. Sırf jaep'tan oluşan kayaçlara ise jaspilit denir.

Amber - kehribar : Aöaç reçinelerinin fosilleşmesiyle oluşan organik kökenli, (C,H,O)

bileşimli bir süs taşıdır.

Oltu taşa = jet : Kömürün yoğun, parlak ve sert görünümlü bir türüdür. Oltu taşı

Türkiye'de Oltu (Erzurum) civarında bulunmaktadır.

İnci: Bir merkez etrafında, birçok tabaka halinde bulunan çok ince aragonit (CaCo3)

kristallerinden yapılıdır. Bazı molüsk türlerinin kabukları içerisinde oluşurlar.

Sedef : Bazı molüsklerin kabuklarının iç tarafıdır. Tabakalı ince aragonit (CaC03)

kristallerinden oluşmuştur.

Mercan : Organik kökenli süs taşlarıdır. Dal görünümünde olup ince aragonit (CaCO3)

kristallerinden yapılıdırlar. Fosil veya aktüel olabilirler.

Traverten CaCO3 bakımından zengin, derin kökenli suların yeryüzüne vardıklarında

bıraktıkları çekellerdir. Başlıca aragonit'ten (CaCOs) oluşmuşlardır. Kompakt, yarı saydam,

renkli ve kuşaklı olanlar süs taşı olarak ekonomik bir değer taşırlar. Bu taşlara halk arasında

oniks mermeri veya su mermeri adı da verilir. Ancak gerçek oniks silis bileşimli, hidrotermal

veya volkanik kökenli bir kayaç-tır.

Türkiye'de çok sayıda traverten zuhuru ve ocağı mevcuttur.

İÇ KÖKENLİ YATAKLAR

Oluşum nedenleri yerkabuğunun içinde veya altında plütonizma, volkanizma ve

metamorfizma gibi olaylara bağlı yataklardır.

İÇ KÖKENLİ YATAKLARLA İLGİLİ GENEL KAVRAMLAR

Yerkabuğu içinde veya altındaki olayların karmaşıklığı ve doğrudan izlenememesi

nedeniyle bu yataklar hakkındaki türümsel bilgiler kısırdır. Genellikle, laboratuvarlarda yapay

oluşuklar üzerinde yapılan çalışmalarla sorunlara çözüm aranır.

İç kökenli yatakların oluşumunda rol oynayan en önemli faktörler ısı, basınç ve

kimyasal bileşimdir. Böylece fizikokimyasal esaslara göre kristalleşen mineraller iç kökenli

yatakları meydana getirirler.

A ) JEOLOJİK ISI ÖLÇÜMLERİ :

İç kökenli yatakların oluşumunda en önemli rolü oynayan ısı genellikle magmanın

veya bu magmadan türeyen ürünlerin kendi ısılarıdır. Bununla beraber jeotermik gradyana,

sokulumlara, kimyasal reaksiyonlara, çekirdek reaksiyonlarına ve mekanik etkenlere bağlı

ısılar da bazı durumlarda rol oynarlar. Belli bir ortamda bu ısıların tümü jeolojik ısıyı

oluşturur.

Jeolojik ısı ölçümü aynı bir kimyasal ortamın faz ve şekil değişimlerinin nedeni olan

ısı derecelerinin belirlenmesidir. Ayrıntılı jeolojik ısı ölçümleri, maden yataklarının oluşum

koşulları hakkında önemli bilgiler sağladığından, maden jeologu için önemi büyüktür. Ancak,

maden jeologu çok kaba bir fikir sahibi olmak istiyorsa maden yatağının jeolojik oluşum

koşulunu veya bu yataktaki belli başlı mineral birliklerini bilmesi yeterlidir.

Yatağın jeolojik oluşum koşulları : Çeşitli deneysel yöntemlerin sağladığı bilgilerle,

farklı jeolojik koşullar altında oluşan yatakların yaklaşık ısıları bilinmektedir. Bu ısılar iç kö-

kenli yatakların sınıflandırılması bahsinde verilmiştir.

Mineral birlikleri : İç kökenli yataklarda aşağıda isimleri verilen minerallerden

birkaçının beraberce bulunması yatağın oluşum ısısı hakkında kabaca bir fikir verebilir;

Yüksek ısı ( > 300°c) : Kromit, manyetit, spekülarit, pirotin, arsenopirit, kassiterit,

volframit, molibdenit, bizmütinit, gröna, piroksen, amfibol, topaz, turmalin, beril, vb.,..

Orta ısı (300 - 200°C) .- Kalkopirit, galen, çinkoblend, tetraedrit

Alçak ısı (200°c> ) : Antimonit, realgar, zinober, tellürürler, seleniürler, arjantit, nabit

gümüş, markasit, adüler, barit, kalseduan, rodokrozit, siderit, vb.,..

Ayrıntılı jeolojik ısı ölçümleri ise çeşitli şekillerde gerçekleştirilebilir, ölçümlerde

yararlanılan minerallere jeolojik termometre denir.

Ergime ; Minerallerin ergime ısıları genellikle normal atmosfer basıncı altında

deneysel olarak saptanmışlardır. Ergime ısısı jeolojik ısı ölçümlerinde çok az kullanılır. Zira

ergime ısısı mineralin dengede olma halinin en üst sınırını belirtir.Gerçekte, başka maddelerin

varlığında ergime ısısı çok daha düşüktür. Bu nedenle ancak düşük ergime ısıları bir anlam

taşır,

örneğin; nabit bizmut 271°C, orpiment 310°C, realgar 320°C.

Yeniden Kristallenme : Metamorfizmaya bağlı yataklarda katı ortamda yeni

minerallerin oluşmasına yeniden kristallerime denir. Metamorfizma fasiyeslerini işaret eden

bazı minerallerin ancak belli ısılar arasında oluştuğu saptanmıştır, örneğin kontakt

metamorfizmacla albit ve epidot mineralleri 1000 bar'lık bir basınç altında 400°C ile 530°C

arasında hr.istallenir. Daha yüksek ısılarda bu mineraller dengede değildir.

Polimorf Değişimler ( = inversiyon) : Kimyasal olarak aynı, fakat kristallografik

olarak farklı bir fazdan diğerine geçişi ifade ederler. Çoğu geçişler tam belirli bir sıcaklıkta

oluşur ve ısı ölçümüne yarayabilir. Yüksek, ısıda oluşan mineral, alçak ısıda oluşan aynı

kimyasal bileşimdeki minerale oranla daha yüksek bir simetri derecesine sahiptir. Silisin

polimorf değişimleri klasiktir (Şekil 56).

Kuvars - Kuvars - Tridimit - Kristobalit - Ergimiş Silis

Daha düşük ısılarda; Tridimit - Tridimit -

Kristobalit - Kristobalit -

573o 870o1470o 1713o

130o

180o – 270o

mineral cinslerinin kristal sistemleri şöyledir:

Tridimit- : ortorombik

Kristobalit - : kuadratik

Kuvars - : romboedrik

Kuvars - : hegzagonal

Tridimit - : hegzagonal

Kristobalit - : kübik

Ergimiş Silis : amorf

Normal sıcaklıkta kuvars hep alfa cinsindendir. Isı alçalmasıyla kuvars- den dönüşen

kuvars-a düzensiz ikizlenme ve çok kırıklı yapısıyla tanınır. Ender olarak bazı damarlarda

kuvars beta cinsindendir.

Diğer mineral çeşitlerinde de polimorf değişimler gözlenir.

Örneğin:Anizotrop andradit Kübik (izotrop) andradit

Romboedrik kalkozin ( ) Hegzagonal kalkozin ()

Eğer bir mineralde, özellikle sülfürlerde, anizotrop ve izotrop zonlar bir arada

bulunuyorsa yüksek ısıdaki kristal şeklinin düşük ısıdaki kristal şekline dönüşmüş olduğu

anlaşılır. Eğer mineral tamamen anizotrop ise polimorf değişim ısısının altında teşekkül

etmiştir.

4- Tipomorf Mineraller : Bazı mineraller ısı ve bısınç koşullarına göre, aynı kristal

sistemlerine sahip olmakla beraber, değişik şekil, renk ve bileşimde olabilirler. Böyle

minerallere tipomorf mineral adı verilir. En tipik olanları kuvars, topaz, tur-malin, kassiterit

ve mikalardır. Ayrıca grönalar, zirkon, apatit, flüorit, kalsit, pirit, vb.,, tipomorf özelliklere

sahiptir, örneğin kuvarsın tipomorf fasiyesleri şöyledir:

800o

103o

> 573°C : Açık gri veya saydam kuvars-0. Prizma yüzeyleri gelişmemiş,

hekzagonal, küçük kristaller halindedir.

573°C-550°C : Saydam veya dumanlı kuvars-a. Prizma yüzeyleri gelişmiş

romboedrik kristaller halindedir.

550°C-500°C : Gri, gri-beyaz renkte saydam kuvars-a

500°C-400°C : Süt kuvars-a

400°C-200°C : Saydam "dağ kristelleri". Prizmalar nispeten daha uzun ve ışınsal

haldedir.

200°C-100°C : Kalseduan (kriptokristalen, lifi kuvars) veya ametist (mor kuvars)

100°C > :% Kısa ve çok ufak çubuklar halinde kuvars-a

5 - Eksolüsyon Isısı : İki bileşenin (A ve B) ergiyiklerinin karışımından karışık

bileşimli kristaller meydana gelir. Bu karışık kristallere katı eriyik =katı çözelti (= solüsyon

solid) adı verilir, izomorf yerleşmeli katı çözeltilerde A ve B bileşenleri arasında aynı kristal

sistemine sahip bütün terimler kris-

talleşebilir.

Katı bir çözelti içindeki fazlalık bir bileşen eksolüsyon ısısı denilen bir ısının altında

kristalleşerek eksolüsyon dokularını oluşturur. Bu dokular bir mineralin diğeri içinde katı

çözelti halinde daha önce var olduğunu ve bu iki mineralin ayrılmasının soğuma ile

gerçekleştiğini gösterir. Birbirlerinden ayrı olarak bulunan bu mineraller ısıtılırsa, eksolüsyon

ısısında yeniden katı çözelti haline geçerler. Böylece deneysel olarak elde edilen eksolüsyon

ısıları mineral birliğinin kristallenmesi için gerekli ısının alt sınırını verirler ve jeolojik ısı

ölçümü olarak kullanılırlar (Şekil 57).

Örneğin: Kalkozin – Kovellin : 75 oC

Kalkopirit – Pirotin : 250 oC

Bornit – Kalkopirit : 300 oC

Kalkopirit – kübanit : 450°C

6 - Sıvı Kapanımlar : Cevher veya gang mineralleri mikroskopla saptanabilecek

boşluklara sahiptir. Bu boşluklar sıvı kapanım adı verilen bir sıvı ile doludur. Boşluklarda

ayrıca sıvının soğumasından ileri gelen gaz kabarcıkları ile kristal tanecikleri bulunur (Şekil

58). Sıvı kapanımlar minerallerin oluşum ortamının özelliklerini aksettirirler. Bilhassa kuvars

gibi minerallerdeki sıvı kapanımlar mikroskopta ısı tablasıyla incelenirler. Sıvı kapanım

ısıtıldığında belli bir derecede gaz kabarcığı ve kristal tanecikleri kaybolur, sıvı homojen hale

gelir. Bu ısı oluşum ortamının ısısına tekabül eder.

7- Kimyasal Bileşim : Faz diyagramlarından da anlaşılacağı gibi bazı minerallerin

kimyasal bileşimleri oluşura ısıları hakkında bilgi verir. Bu maksatla en çok kullanılan

minerallerden

biri çinkoblend'dir. FeS - ZnS sisteminden itibaren kristalleşen çinkoblend'de Fe oranı ısı

derecesiyle doğru orantıdadır.

8- İzotop Oranları : Aynı elementin farklı nötron miktarlarından ileri gelen farklı

kütlelerdeki cinslerine izotop denir.

Bir mineraldeki 180 / 160, 12C / 13C, 32S / 34S veya 87Sr / 86Sr izotop oranları mineralin oluşum

ısısı ve diğer koşullar hakkında bilgi verir.

9- Elektrik iletkenliği : Yüksek ısıda oluşmuş kristaller, daha alçak ısıda oluçıp.uş

kristallere oranla daha fazla yapısal düzensizlikler içerirler ve bu nedenle elektrik

iletkenlikleri daha azdır. Bu özellikten yararlanarak sülfürler ve bilhassa pirit jeolojik

termorastre olarak kullanılabilir. Isı iletkenliği ve termolüminesans özelliklerinden de benzer

şekilde yararlanılabilir.

Ekzoterıaik ve Endotermik Reaksiyonlar : DTA cihaziyla yapılan analizlerde

ekzotermik ve endotermik reaksiyon ısıları oluşum ısıları hakkında bilgi verir.

Doğrudan Ölçmeler : Lav, fümerol ve sıcak suların ısılarının doğrv.dan ölçülmesi,

bunlara bağlı olarak oluşan minerallerin teşekkül ısıları hakkında bilgi verir.

B ) BASINÇ :

Maden yataklarının oluşumunda basınç ısıya göre nispeten daha az rol oynar. Bu

nedenle basınç faktörü daha az incelenmiş ve çeşitli sınıflamalar veya tablolar sadece ısı

faktörü göz önüne alınarak hazırlanmıştır. Bununla beraber basınç faktörü ihmal

edilmemelidir.

Basınç koşulları jeolojik ısı ölçümlerinde olduğu gibi laboratuvarda incelenebilir.

Jeolojik barometre ( =jeobarometre) adı verilen bazı minerallerin böylece ancak yüksek

basınç koşulları altında krintalîeşebileceği saptanmıştır. Örneğin; Elmas, stişovit, spinel, vb.,.

Yerkabuğu içinde veya altındaki basınçlar bağlı oldukları faktörlere göre üç çeşittir;

1- Litostatik basınç=jeostatik basınç=dış basınç : üstteki kayaçların yükünden ileri

gelmektedir.

P1 = q g h

P1 : litostatik basınç

q : özgül ağırlık (yaklaşık 3gr/cm3)

g : ağırlık ivmesi ( yaklaşık 1000 cm/san2 )

h : derinlik (cm cinsinden)

Böylece örneğin 10 km derinde litostatik basıncın değeri P1 = 3 x 1000 x 1000000 =

3.109 din/cm2

olacaktır. Not : 106 din/cm2 = l bar = 0,99 atmosfer = 1,02 kg/cm2

üstteki kayaçların yükü anizotrop bir faktör olmasına rağmen, litostatik basıncın

hidrostatik basınç karakterinde olduğu, yani her yönden etki yaptığı (izotrop) kabul edilebilir.

2- Buhar basıncı= su basıncı = gaz basıncı = iç basınç : Uçucu elemanların varlığından

ileri gelen bir basınçtır. Buhar basıncı uçucu elemanların miktarlarıyla doğru orantılı, bunların

kapladıkları hacimle ise ters orantılıdır. Normal koşullarda litostatik basınç ile buhar basıncı

dengede olmak eğilimindedir ( P1 = Pb )Herhangi bir nedenle buhar basıncı artacak olursa,

uçucu elemanlar daha geniş hacimlere yayılarak veya faz değiştirerek

basınçlarını azaltırlar. Bunun sonucu olarak buhar basıncına doğrudan veya dolaylı bir

şekilde bağlı aşağıdaki olaylar gerçekleşir. Buhar basıncı artarsa:

Uçucu elemanlar ve onların sürüklediği sıvı akışkanlar yayılabilecekleri bir ortam

bulabilirlerse başka tarafa göçederler.

Yayılabilecek bir ortam bulamazlarsa uçucu elemanlar sıva faza karışırlar. Bu

durumda katı faza geçiş, yani kristallenme olayları genellikle daha düşük ısılarda gerçekleşir.

Diğer taraftan uçucu elemanların sıvı faza karışmaları sıvının vizkositesini azaltır. Yani

akışkanlığını artırır. Dış basıncın artığı ve hacmin genişleyemediği durumlardada aynı olaylar

gerçekleşir. Dış basıncın basıncın azalmasıyla uçucu tekrar sıvıdan ayrılırlar, sıvının

akışkanlığı azalır ve kristallenme daha yüksek ısılarda gerçekleşebilir.

3- Kabuk içindeki hareket ve sürtünmelerden ileri gelen basınç; Bu basınç, litostatik

ve buhar basınçlarının yüksek olduğu derin kesimlerde ihmal edilebilir. Buna karşılık, yüzeye

yakın kesimlerde düşük değerli olan diğer basınçlara oranla önem kazanır.

C ) MİNERAL OLUŞUMUNDA FİZİKOKİMYASAL ESASLAR :

Maden yataklarının hangi koşullarda oluştuğunu saptamak, maden yatağındaki

minerallerin hangi kimyasal ve fiziksel koşullarda dengede olabileceğini bilmekle mümkün

olur. Burada, meta-morfizmaya bağlı olanların dışında kalan diğer iç kökenli yatakların, yani

magmatik kökenli yatakların minerallerinin oluşumu ele alınacaktır.

Bir kimyasal bileşimin katı, sıvı veya gaz hali ve bunların beraberlikleri ancak belli

ısı, basınç ve konsantrasyon koşulları altında dengededir. Eh, pH gibi diğer bazı koşullar

önemleri nispeten az olduğundan ihmal edilebilirler. Sadece ısı ve konsantrasyon veya ısı ve

basınç koşulları dikkate alınırsa, denge hali bu iki değişkene göre yapılan diyagramda bir

noktaya, bir eğriye veya bir alana tekabül eder. Belli koşullarda kaç fazın bir arada dengede

olabileceği GIBBS (1874) faz yasasıyla saptanabilir;

F = B - D + 2

F : faz sayısı

B : bileşen sayısı

D : değişken sayısı

Doğada bir veya daha çok bileşenli (B) sistemler mevcuttur.

l- Tek Bileşenli Sistemler (B=l) : Bu sistemlerde faz yasası F=l-D+2 şeklinde

yazılabilir. Değişken (ısı ve basınç) sayısına göre 1,2 veya 3 faz aynı anda dengede olabilir.

Konsantrasyon bu sistemlerde sabittir. Şekil 59'da kükürtün faz diyagramı tek bileşenli

sistemlere örnek olarak verilmiştir. B, C ve F noktalarında ısı, basınç ve konsantrasyon

sabittir, yani D = 0 dır. Bu noktalarda 3 faz bir arada bulunmaktadır. Dolayısıyle Gibbs faz

yasası 3 = 1-0+2 eşitliği ile doğrulanmış olur. BC, BF ve CF eğrileri boyunca konsantrasyon

sabittir ve değişkenlerden bir tanesinin değeri öbür değişkeni belirlemeye yetmektedir. Bu

durumda değişken sayısı l olarak alınır. BC, BF ve CF eğrilerinde faz sayısı 2 olduğundan

Gibbs faz yasası 2=1-1+2 eşitliği ile doğrulanır. Romboedrik kristal, monoklinik kristal,

ergiyik ve gaz alanlarında ise konsantrasyon sabit, buna karşılık ısı ve basınç birbirlerinden

bağımsız 2 değişkendir. Bu alanlarda sadece l faz bulunduğundan Gibbs faz yasası 1 = 1-2 + 2

eşitliği ile doğrulanır.

2- İki Bileşenli Sistemler (B=2) : Bu sistemlerde faz yasası F=2-D+2 şeklinde

yazılabilir. Değişken (ısı, basınç ve konsantrasyon) sayısına göre l, 2, 3 veya 4 faz aynı anda

dengede olabilir. 4 faz bir arada ancak 3 boyutlu diyagramlarda gösterilebilir.Uygulamada

kolaylık sağlamak için bu sistemler genellikle l atmos-

ferlik basınç altında incelenerek gaz fazı ihmal edilir ve sonuçlar 2 boyutlu diyagramlarda

gösterilir (Şekil 60). Ancak bu durumda faz yasasını F = B-D+1 şeklinde uygulamak gerekir,

iki bileşkenli sistemlerin katı eriyikli ( = solüsyon solid) ve katı eriyiksiz çeşitleri vardır.

2.a - Katı Eriyikslz İkili Sistemler: Başlıcaları şunlardır:

Tek ötektikli sistem (Şekil 60) : ötektik noktasında (E) A ve B kristalleri birlikte

oluşurlar ve sıvı fazla denge halindedirler.

Tek ötektikli ve ara bileşenli sistem (Şekil 61) : Ötektik noktasında B ve C kristalleri,

Peritektik noktasında (U) A ve C kristalleri birlikte oluşurlar ve sıvı fazla denge halindedirler.

îki ötektikli ve ara bileşenli sistem (Şekil 62) : E1 ötektik noktasında A ve C kristalleri,

E2 ötektik noktasında B ve C kristalleri birlikte oluşurlar ve sıvı fazla denge halindedirler.

2.b - Katı Erlylkll İkili Sistemler : Başlıcaları şunlardır:

Ötektiksiz sistem (Şekil 63)

Tek ötektikli sistem (Şekil 64)

Tek ötektikli ve eksolüsyonlu sistem ( Şekil 57 ve 65)

Ötektiksiz, eksolüsyonlu sistem (Şekil 66)

ötektikli, ara bileşenli ve eksolüsyonlu sistem (Şekil 67).

3- Üç bileşenli sistemler (B=3) : Bu sistemlerde faz yasası F=3-D+2 şeklinde

yazılabilir. Değişken (ısı, basınç, konsantrasyon) sayısına göre l, 2, 3, 4 veya 5 fazın aynı anda

dengede olabileceği anlaşılır. Ancak, iki boyutlu diyagramlarda bu fazların hepsini göstermek

olanaksızdır. Bu bakımdan, buhar fazı ihmal edilerek iki boyutlu diyagramlar kullanılır. Bu

sonuncular, 3 boyutlu diyagramlardaki faz sınırlarının bileşenler düzlemine projeksiyonu

yapılarak gerçekleştirilir. Böylece üçgen diyagramlar elde edilir, üçgen diyagramlar sadece

kristalleşme serisini gösterir.

Üç bileşenli sistemler iki grupta incelenebilir :

Katı Eriyiksiz Üçlü Sistemler (Şekil 69).

Katı Eriyikli Üçlü Sistemler (Şekil 70).

Her iki gruba ait birçok sistem mevcuttur. Şekil 69 ve 70’de sadece birer örnek

verilmiştir. Üçgen diyagramlarda gösterilen bu sistemlerde faz yasasını F = 3-d şeklinde

uygalamak gerekir.

Dört bileşenli sistemler ( B = 4 ) : Bu sistemlerde faz yasası F = 4 – D+ 2 şeklinde

yazılabilir.değişken sayısına göre 1, 2, 3, 4,5 veya 6 faz aynı anda dengede olabilir. Bu

sistemler ancak kristalleşme sırasını gösterebilecek tetraedr şeklindeki diyagramlarla ifade

edebilirler. Bu diyagramlar dahi çok karmaşık olduğundan tetraedrin belli bir kesiti incelenir.

(şekil71 ) yerkabuğu içinde veya altında gerçekleşen sistemler aslında yuarıda belirttiğimiz

bütün sistemlerden genelikle çok daha karmaşıktır. Bu yüzden doğal sitemlere

laboratuvarlarda ancak basitleştirme yöntemiyle yaklaşım yapabilir.

IV. ELEMENTLERİN JEOKİMYASAL SINIFLAMASI

Elementlerin jeokimyasal ayırımıdeğişik kriterlere göre yapılabilir. Başlıca şunlardır:

Elementlerin Yerkabuğundaki Miktarlarına Göre Sınıflandırılması: mağmatik kökenli

kayaçların kimyasal analizlerinden elde edilen veriler istatikselolarak değerlendirilerek üç

grupta ayırt edilmiştir.

MAJÖR ELEMENTLER ( % 1): Mağmatik kökenli kayaçlar ağırlık olarak %98

oranında 8 elementten oluşmuştur.

Element olarak Oksit olarak

Oksijen : % 46.41

Silisyum : % 27.58 SiO2 : %59.14

Aliminyum : % 8.08 Al2O3 : %15.34

Demir : % 5.08 Fe2O3 : %3.08

FeO : %3.80

Kalsiyum : % 3.61 CaO : % 5.08

Sodyum : % 2.83 Na2O : %3.84

Potasyum : %2.58 K2O : %3.13

Magnezyum : % 2.09 MgO : %3.49

MİNOR ELEMENTLER ( %1 - % 0.1 ) : mağamtik kökenli kayaçlar ağırlık olarak

yaklaşık

% 1 oranında minör element içerirler.

Element olarak Oksit olarak

Titanyum : % 0.720 TiO2 : % 1.05

Fosfor : % 0.157 P2O5 : %0.30

Manganez : % 0.124 MnO : %0.12

Hidrojen : % 0.129 H2O : %1.15

Karbon : % ~ 0.1 CO2 :% ~ 0.10

C ) İZ ELEMENTLERVTRAS ELEMENTLER ( % 0.1> ) : İz elementlerin ortalama

miktarları balımından çeşitli araştırmacılar arasında uyumsuzluk vardır. Aşağıdaki değerler

yaklaşık olarak verilebilir;

1000 – 100 ppm : F, S, Cl, Sr, Ba, Zr, Rb, Cr, V.

100 – 10 ppm : Ni, Cu, Zn, YCe, Nd, Li, Nb, Co, La, Ga, Pb, Sc, B, Cs, Th.

1 ppm > : In, Ag, Au ve diğerleri.

Bütün bu iz elementlerin toplamı oranı %1’i geçmez.

Elementlerin Fiziksel Niteliklerine Göre Sınıflandırılmaları: Çok değişik fiziksel

özelliklere göre çeşitli sınıflandırmalar mevcuttur. Burada sadece elementlerin tek başlarına

bulunduklarında katı, sıvı veya gaz halinde bulunmaları durumuna değiinilecektir.

Yeryüzünde hüküm süren normal ısıve basınç koşullarında elementlerin çoğu katı haldedir.

Buna karşılık aşağıda belirtilen elementler sıvı veya gaz halindede bulunurlar:

Sıvı: Ga, Br, Cs, Hg.

Gaz: H, He, O, F, Ne, Cl, Ar, Kr, Xe, Rn.

Elementler bileşik halindede bulunduklarındada yine katı, sıvı ve gaz fazında

olabilirler. Mağma içinde genellikle gaz fazında olabilirler. Magma içinde genelikle gaz fa-

zında bulunan bileşiklere uçucu elemanlar denir. Başlıca uçucu elemanlar şunlardır;

H2O, CO 2 , HCl, HF, H 2 S, SO 2 , O 2 , H 2, C O, N 2 , CH4 , SiF4 , SiCl4, diğer metal

klorür ve flüorürler, vb.

Bu uçucu elemanlar içinde H2O diğerlerine göre en önemlisidir. Basınç arttığında

uçucu elemanlar magmanın sıvı fazı tarafından özümlenirler. Buna karşılık sıcaklık arttığında

uçucu elemanlar sıvı fazdan ayrılırlar ve böylece oranları fazlalaşır.

3- Elementlerin Yeryuvarındaki Doğal Beraberliklerine Göre Sınıflandırılması s

Yeryuvarında unsurların dağılımı gelişigüzel değildir. Belli elementlerin belli jeolojik

ortamlarda derişmiş olduğu gözlenmiştir. Bu şekilde beraberce derişen elementlerin

elektronik yapıları , atomik veya iyonik hacimleri/ yarıçapları, iyonlaşma enerjileri, oksit veya

sülfürlerin oluşma ısıları, vb., bakımından benzerlikler gösterirler.

Elementlerin yeryuvarındaki doğal beraberliklerini belirten jeokimyasal

sınıflamalardan en çok kullanılanlar GOLDSCHMIDT (1954) , JAEGER (1957) ve

SZÂDECZKY - KARDOSS' a (1958) aittir.

SZÂDECZKY - KARDOSS SINIFLAMASI (Şekil 72) :

A- SİDEROFİL ELEMENTLER : Fe, Co, Ni, Pt, Au, ... Yeryuvarının en derin

katlarında ve meteoritlerde derişmişlerdir.

B- GEÇİŞ ELEMENTLERİ : Cr, Ti, Mn, V, Sc. Yeryuvarının derin katlarında,

bazik ve ultrabazik kayaçlarda derişmişlerdir.

C- KALKOFİL ELEMENTLER : Cu, Pb, Zn, Hg, Ağ, .... Yeryuvarının fazla yüksek

olmayan katlarında, bazik kayaçlar veya hidrotermal yataklarda derişmişlerdir. Genellikle

sülfürlü, bazen de oksitli bileşikler halindedirler. Bu nedenle yazar kalkofil elementleri

sülfokalkofil ve oksikalkofil olarak ikiye ayırmaktadır.

D- LİTOFlL ELEMENTLER : Si, Al, Na, K, Ca, ... Yeryuvarının en üst katlarında

çoğunlukla asit, bazen de bazik kayaçlarda derişmişlerdir. Silikatların bileşimine girerler.

E- PEGMATOFİL ELEMENTLER : Y, La, Zr, Mo, W , ... Genellikle pegmatitlerde

derişmişlerdir. Diğer kayaçlarda da iz element olarak bulunurlar.

F- SEDİMANTOFİL ELEMENTLER : P, S, Cl, C, O,...Diğer elementlerle kolayca

uçucu veya eriyik halinde bileşikler verirler. Bilhassa tortul kayaçlarda ve sularda

derişmişlerdir.

G- ATMOFİL ELEMENTLER : He, Ne, Ar, Kr, Xe, Rn. Asil gazlardır. Atmosferde

derişmişlerdir.

V, MADEN YATAKLARININ OLUŞUMUYLA İLGİLİ İC KÖKENLİ OLAYLAR :

Pütonik, volkanik ve metamorfik kayaçların oluşumunda rol oynayan olaylar

doğrudan veya dolaylı şekilde maden yataklarının oluşumunu da sağlarlar. Bu iç kökenli

olaylar çok çeşitli ve karmaşıktır. Burada sadece maden yatakları açısından önemi olan bazı iç

kökenli olaylara genel hatlarıyla değinilecektir.

l- Mağmatizma : Mağmaların yerkabuğu içindeki (plütonizma) ve yüzeyindeki

(volkanizma) faaliyetlerinin tümüne magmatizma denir. Bu faaliyetler primer magmaların var

olmasıyla başlar ve bunların evrimleri boyunca devam eder.

Primer magma diferansiyasyona ve bulaşmaya uğramamış, yani ergime anındaki

bileşime sahip magmadır. Bazı yazarların Ana magma diye de adlandırdıkları primer

magmalar çeşitli jeolojik gelişmeler neticesinde kimyasal bileşimleri ve fiziksel özellikleri

bakımından farklı sekonder magmaları doğururlar. Çoğu yazarlar başlıca iki tip primer

magmanın var olduğunu kabul etmektedir.Granitik magma ve bazaltik magma. Ancak, bu iki

tipin dışında peridotitime ve andezitik bileşimli primer magmaların var olduğunu savunan ya-

zarlar mevcuttur. Aslında primer magmaları ergimenin meydana geldiği yeryuvarı kesimine

göre ayırt etmek en doğru yol olacaktır. Böylece, primer magmalar üç gruba ayrılabilir j

Kıta kabuğunun ergirn.esiyle oluşan magma. Granitik mağmaların palenjenez veya

anateksi diye adlandırılan bu tür ergimeyle oluştuğu kabul edilmektedir.

Üst mantonun ergimesiyle oluşan magma. Bazaltik ve peridotitik magmalar için bu

köken kabul edilmektedir. Çoğu yazarlar üst manto içinde, derinliğe bağlı olarak değişik tipte

primer bazaltik

magmaların oluşabileceğini ileri sürmektedirler; toleitik magma, alkalen bazaltik magma.

- Plaka hareketlerine bağlı olarak dalma zonlarında oluşan magma. Andezitik

magmalar için bu köken kabul edilmektedir. Bazı granitik magmaların da dalma zonlarıyla

ilişkili şekilde oluştuğu bilinmektedir.

Primer magmaların ve bunlardan türeyen sekonder magmaların evrimi boyunca

gelişen olaylar maden yataklarının oluşumunda rol oynarlar.

A- DİFERANSİYASYON ( = farklılaşma = ayrımlaşma) : Başlangıçta homojen olan

bir magmanın çeşitli nedenlerle kimyasal ve mineralojik bakımlardan çok farklı kısımlara

bölünmesinde diferansiyasyon denir. Diferansiyasyonun başlıca nedenleri ve maden yatak-

larının oluşumuyla ilişkileri aşağıda verilmiştir;

a) İyonların ayrılması : Magma haznesi içinde K, Na gibi hafif iyonlar yükselirken, Fe,

Mn gibi ağır iyonlar tabana inerek derişirler.

b) Gazlarla Taşınma : Yükselen magmalarda veya volkanlarla ilgili pek derin olmayan

magma haznelerinde basıncın düşük olması nedeniyle kurtulan gazlar W, Sn, Mo, Bi, Be, Ce,

Ta,... gibi unsurları beraberlerinde yukarı zonlara taşırlar. Pegmatitik ve pnö-matolitik

yatakların oluşumunda gazlarla taşınmanın büyük önemi vardır.

c) Termo - difüzyon : Isı farkları nedeniyle meydana gelen magmasal akımlarla Fe,

Mg, Ca,... gibi unsurlar nispeten soğuk olan kenar kesimlere. K, Na, Al,... gibi unsurlar iç

kesimlere göç ederler. Granit kontaklarındaki yatakların Fe, Mg, Ca,...bakımından zengin

olması böyle açıklanabilir.

d) Sıvı halde karışmazlık ( = erişim) : Başlangıçta homojen olan bir magma, belli bir

sıcaklığın altında, birbiriyle karışmayan iki sıvı kısma ayrılabilir. Böylece., bilhassa sülfürler

ve demir oksitler küçük damlacıklar halinde silikatlı ergiyikten ayrılarak tabana doğru

çökerler ve burada şiliyrenler veya tabakalı metalik maden yatakları oluştururlar.

e) Kristalleşme ve yer çekimi : Minerallerin sırayla kristalleşmesi (fraksiyonel

kristalleşme) ile başlayan magmanın dife-ransiyasyonu, kristallerin yoğunluklarına, yani yer

çekimine bağlı olarak çökmesi veya yüzmesiyle daha da artar. Böylece magmaların taban

zonları Fe, Mg, Ca gibi elementierce zenginleşmekte ve bazik bir bileşim kazanmaktadır. Üst

zonlar ise Si, Al, alkaliler ve uçucu unsurlarla zenginleşerek asit bir bileşime sahip olurlar.

Kanada’ da Sudbury, Güney Afrika'da Bushveld masifleri mag-masal tabakalaşmanın ve

katması Cr, Pt, Hi, Cu yataklarının en

güzel örneklerini teşkil ederler.

f) Sıkışma ve süzülme : Magmalarda kristalleşmeler ve çökel-

meler ilerledikçe taban zonlarına yığılmış elan kristaller çoğalır. Gerek bu kristallerin

meydana getirdiği basınç, gerekse orojenik olaylara bağlı tektonik basınç kristaller arasında

kalmış olan sıvı magmanın sıkışmasına ve böylece üst kısımlara veya başka taraflara doğru

süzülmesine neden olur. Tek mineral çeşitinden meydana gelmiş bazı kayaçların ve bunlara

bağlı maden yataklarının olucumu bu diferansiyasyon türüyle açıklanmaktadır.

B) İÇ BAŞKALAŞIM ( =endomorfizma) VE DIŞ BAŞKALAŞIM ( = ekzomorfizma)

: Magmalar yerkabuğunda yükselir ve yerleşirken, etraflarını çevreleyen yankayaçları etkiler

ve onlarla reaksiyon yaparak kendileri de etkilenir. Bu şekilde magmanın uğradığı değişime iç

başkalaşım, komşu kayaçların uğradığı değişimlere içe dış başkalaşım denir.

İç başkalaşımın en önemli nedeni assimilasyondur (özümleme) magmaların

yankayaçları eriterek veya hazmederek kendi bünyesine maletmesi olayıdır. Assimilanyon

sonucunda iç başkalaşım magmanın kimyasal bileşiminin değişimi şeklinde gerçekleşir.

Hazmedilemeyerek magma içinde arta kalan parçalara anklav denir.

Yankayaçların uğradığı dış başkalaşımın en önemli nedeni magmadan gelen yüksek

sıcaklıklardır. Sıcaklık nedeniyle yankayaçlarda meydana gelen değişimlere kontakt

metamorfizma ( = değme başkalaşımı) denir. Magma ile uzun süre kontakt halinde kalan

kayaçlarda ayrıca kimyasal değişimler ve hatta ergimeler olur. Zira magmasal sıvılar ve uçucu

elemanlar yankayaçlara süzülerek yeni elementler ilâve ederler. Böylece kalkerler taktit veya

skarn adı verilen silikatlı kayaçlara dönüşürler.

MAGMALARIN BİRBİRİYLE KARIŞMASI ; Akrabalığı olmayan iki primer

magmanın birbiriyle karışmasına hibridizm ( =hibridazyon) denir. Karışım sonucu ortaya

çıkan derişik özelliklere sahip yeni magma hibrid (=melez) magma adını alır. Bazı yazarlar

hibrid magma deyimini daha geniş anlamda, değişik primer magmalardan türeyen iki

sekonder magmanın birbirine karışmasıyla oluşan magma için de kullanmaktadır.

Doğadaki bazı kayaçların ve bunlara bağlı maden yataklarının oluşumu hibridizm ile

açıklanabilmektedir.

D- MADDELERiN YER DEĞİŞTİRMESİ (= maddelerin göçü) : Maddeler katı, sıvı

veya gaz fazlarında yer değiştirebilirler.

Katı fazdaki yer değiştirmeler kütleler halinde tektonik olaylara bağlı olarak veya

iyonlar halinde fiziko - kimyasal olaylara bağlı olarak gerçekleşebilir, iyonların katı ortamda

bu şekilde yer değiştirmesine iyonik difüzyon denir, iyonik difüzyonun çok kısa mesafeler

için geçerli olduğu düşünülmektedir.

Sıvı fazdaki yer değiştirmeler bizzat magma içinde, diferansiyasyon olaylarına bağlı

olarak gelişebilir. Ayrıca, farklılaşmış sıvılar magma haznelerini terkederek uzaklara

sürüklenebilirler. Bu yer değiştirmeler iç ve dış basınçlar veya tektonik kuvvetler nedeniyle

sıvıların başka yerlere taşınması şeklindedir, Diferansiyasyon sırasında magma haznesinin alt

kısmında derişmiş sıvıların tektonik kuvvetlerle yankayaçlar içine itilmesine enjeksiyon

denmektedir.

Gaz fazında yer değiştirmeler, uçucu unsurların hareket yeteneği bakımından çok daha

kolay gerçekleşmektedir. Çok daha düşük iç ve dış basınçlar veya tektonik kuvvetler uçucu

unsurların uzak mesafelere sürüklenmesini sağlayabilir. Ayrıca, uçucu unsurlar çok daha ufak

aralıklardan, hatta bazen kristal ağları içinden göç edebilmektedir.

Maddelerin katı, sıvı ve faz fazında yer değiştirmeleri sırasında yankayaçlarla

yaptıkları kimyasal alışverişe metasomatoz denir.

E- MAGMALARIN KATILAŞMA EVRELERİ ; Magma refrakter maddeler (başlıca

silikatlar) ile uçucu elemanlardan (H2O, CO2, HCI, HF, H2S, SO2 vb.) ibaret ikili bir sistem

olarak kabul edilirse magmaların katılaşma evreleri ısı - bileşim ve ısı - basınç diyagramları

ile açıklanabilir. Bu maksatla NIGGLI (1929) diyagramları kullanılır. Niggli diyagramları,

magmatik kökenli maden yataklarının oluşumunu da büyük ölçüde açıkladığından çok

önemlidir.

a) Plütonizmaya bağlı olaylarda magmaların katılaşması dört evrede gerçekleşir (Şekil

73);

Ortomagmatik Evre (=asıl magmasal evre=likid magmasal evre) : En yüksek

sıcaklıkların

(1200° - 700°C) egemen olduğu ve iç basıncın sürekli arttığı evredir. Magmatik

kayaçların asıl

kütleleri bu evrede kristalleşir. Diferansiyasyon olaylarına bağlı olarak magmada daha

önceden derişmiş bulunan Cr, Pt, Ni, Co, Cu, Fe, Ti gibi elementler katılaşmanın erken

dönemlerinde maden yatakları oluştururlar. Ortomagmatik evre sonunda magmanın büyük bir

kütlesi katılaşmış, geriye silis, alümin, alkaliler, nadir elementler ve uçucu elemanlarca

zenginleşmiş kalıntı ergiyikler kalmıştır. Bu bakımdan Ortomagmatik evreden sonrakilere

postmagmatik evreler denir.

2- Pegmatitik Evre : Sıcaklık (700° - 600°C) düşerken iç basınç artar, iç basıncın

artması uçucu elemanların oranlarının yükselmesine bağlıdır. Uçucu elemanlarca

zenginleşmiş kalıntı magma-

nın alışkanlığı, dolayısıyle göç edebilme yeteneği büyük ölçekte yükselmiştir. Uçucu

elemanlar minerallerin kristalleşme olanaklarını da arttırırlar. Böylece Ortomagmatik safhada

katılaşan kayaçların veya komşu kayaçların kırıklarında pegmatit denilen iri kristalli kayaçlar

oluşur. Li, Be, Nb, Ta, Zr, Th, U, nadir toprak ele

mentleri gibi unsurların konsantrasyonu bu evrede büyük ölçüde arttığından kristalleşmeye

katılmaları mümkün olur. Bu nedenle, pegmatitik evrede hem elementler, hem de mineral

bakımından işletmeye elverişli maden yatakları oluşur.

3- Pnömatolitik Evre : Kalıntı magmanın büyük ölçüde uçucu elemanlardan ibaret bir

ergiyik haline gelmesi nedeniyle, bu evrenin başlangıcında iç basınç maksimum düzeydedir.

Pnömatolitik evrede sıcaklık (~600° - 400°C) düşerken iç basınç da azalır, ancak yüksek

değerlerini korur. Çok büyük göç etme, eritme ve reaksiyon yapabilme yeteneğine sahip

akışkanlar daha önceki evrelerde

katılaşmış kütlelerin içine veya yankayaçlara çatlaklar, mineral sınırları, hatta

kristallografik düzlemler boyunca nüfuz ederek yeni mineralleşmelere, metasomatoza ve

ayrısına olaylarına sebebiyet verirler. Sn, W, Mo ve Bi bu evrede oluşan pnömatolitik ya-

takların tipik elementleridir. Pirometasomatik yataklar da bu evrede meydana gelirler.

4- Hidrotermal Evre : Sıcaklığın 400°C'nin altına düşmesiyle başlar ve 100°C'ye

inmesine kadar devam eder. Bu evre süresinde iç basınç da hızla azalır. Zira uçucu

elemanların büyük bir bölümü önceden kristalleşmiştir. Geriye kalan uçucu elemanlar da

ısının düşmesiyle yoğunlaşırlar ve sıvı hale geçerler. Böylece kalıntı magma su bakımından

zengin eriyikler haline dönüşür. Bu hidrotermal sıvılar içinde kristalleşme ısısı düşük .birçok

madde erimiş halde bulunur. Hidrotermal sıvılar gerek önceden oluşmuş magmatik

kayaçların, gerek yankayaçların içine sısarak Cu, Pb, Zn, Au, Ağ, Sb, Hg, vb. maden

yataklarının oluşumuna ve ayrışmalara (hidrotermal ayrışma) neden olurlar.

Hidrotermal evreye S03, C02 gibi çok düşük ısılarda dahi gaz halinde kalabilen bazı

uçucuların yeryüzeyine yayıldığı bir solfatar evresi eklenebilir.

FERSMAN'a (1931) göre hidrotermal sıvılar katılaşmakta olan bir magmadan itibaren

farklı iki şekilde olusabilmektedir;

Kalıntı Mağma Pegmatitik eriyik Hidrotermal eriyik

MAĞMA Pnömatolik eriyik Hidrotermal eriyik (hidrotermalit)

Silikatların kristalleşmesi ( granit, vb.)

b) Volkanizmaya bağlı olaylarda mağma yeryüzünde veya yüzeye çok yakın yerlerde

kristalleştiğinden ısı ve basınç koşulları farklıdır (Şekil 74). Başlıca iki evre ayırt edilir:

İntratellürik Evre : Mağmanın yeryüzüne çıkmadan önce hazne içinde bulunduğu ve

yükseldiği evredir. Fenokristaller bu evrede oluşurlar, intratellürik evre süresinde ısı

düşerken, iç basınç artar.

Püskürme Evresi : Lavların aktığı ve yeryüzünde katılaştığı evredir. Yeryüzüne varan

magmada ucucu elemanlar yeterince derişmemiştir. Dış basıncın ani olarak düşmesiyle

magma kaynamaya başlar ve uçucu elemanların hemen hemen tamamı magmadan kurtulur.

Uçucu elemanların kurtulması sırasında meydana gelen reaksiyonlar nedeniyle

lavların ısısı ani olarak yükselir. Daha sonra ısının tekrar alçalmasıyla volkanik kayaçlar

oluşur. Magmadan kurtulan uçucu elemanlar ise:

Büyük bir oranda fümeroller halinde atmosfere karışırlar,

CO2 bakımından zongin gazlar (mofet) ile CC>2 ve H2S bakımından zengin gazlar

(solfatar) yüzeye çıkış yerlerinde traverten, kükürt, borat, vb. gibi çökeltiler oluştururlar.

Uçucu elemanların bir kısmı lavların gözenek ve çatlakları içinde hapis olurlar. Bunlar

yüksek ısılarda kristobalit, tridimit, hematit, vb. gibi minerallerin kristallerini çökeltirler.

Daha son

ra ısının düşmesiyle hidrotermal karakter kazanan eriyikler kalseduan, zeolit, klorit, epidot,

kalsit, vb, gibi düşük sıcaklık minerallerini oluştururlar.

Anlaşılacağı gibi volkanik olaylarda intratellürik evre plütonizmalardaki

ortomagmatik evrenin ancak bir kısmına tekabül etmektedir. Pegmatitik evre görülmez.

Pnömatolitik ve hidrotermal evre ise püskürme evresine tekabül etmekle beraber nadir

elementler yeterli düzeyde derişmeye fırsat bulamadıklarından maden yataklarının oluşması

için ön koşullar gereği gibi mevcut değildir. Ancak, deniz altında meydana gelen volkanik

olaylar maden yatakları açısından çok daha verimlidir. Deniz suyuna karışan uçucu elemanlar

(H2S, vb.) ve bunların sürükledikleri metaller (Cu, Pb, Zn,Fe, vb.) tortullaşmayla ekzalatif -

sedimanter yatakları oluştururlar .

Yer derinlikleri ile yeryüzeyi arasında gerçekleşen sübvolkanik olaylar ve bunlara

bağlı sübvolkanlk aklar hem platonik, hem de volkanik özelliklere geçiş gösterirler.

F- MAGMALARIN KRİSTALLEŞMESİNDE UÇUCU ELEMANLARIN ETKİSİ :

Yüksek sıcaklıklarda ve uçucu elemanların oranlarının çok düşük olduğu ortamlarda pirojen

mineraller kristalleşir. Ortomagmatik evrenin ilk dönemlerine tekabül eden bu ortamlarda

böylece olivin, piroksen, bazik plajiyoklazlar, lor omit,-İlmenit gibi mineraller oluşur.

Ortomagmatik evrenin sonlarında ve bunu takip eden evrelerde magmanın içindeki

uçucu elemanların oranı gittikçe artar. Uçucu elemanlar içinde en çok bulunan H2 O'dur. Su

buharına F, Cl, S^ As,C, P, B gibi elementlerin bileşikleri (HF, HCl, H2S, CO2, SO2 , metal

klorür, metal flüorür, vb.) eşlik ederler. Kolayca bileşikler yapabilen, eriyebilme yetenekleri

büyük ve buhar basınçları yüksek olan bu uçucu elemanlara pnömatolit adı verilir.

Pnömatolitlerin başlıca etkileri şunlardır;

- Magmaların viskozitelerini azaltarak onlara büyük bir akıcılık ve reaksiyon kabiliyeti

verirler.

- Katılaşma süresince derişmiş nadir elementleri beraberlerinde sürüklerler.

- Kristalleşme ısısını düşürürler.

- Minerallerin bileşimine girerek veya katalitik bir rol oynayarak onların

kristalleşmesini kolaylaştırırlar. Bu nedenle pnömatolitlere aynı zamanda mineralizatör adı da

verilir. Böylece,

uçucu elemanlarca zengin ortamlarda kristalleşen minerallere pnömatojen mineral denir,

örneğin, kuvars, amfiboller, mikalar, alkalen feldispatlar, albit, turmalin, kassiterit, volframit,

molibdenit, bizmütinit gibi mineraller pnömatojendir.

- Pnömatolitler daha önceden katılaşmış magmatik kayaçlara veya yankayaçlara etki

ederek kimyasal ve mineralojik değişikliklere neden olurlar. Bu olaylara pnömatoliz denir.

G- CEVHER YERLEŞİMİ : îç kökenli senjenetik yataklarda cevher, beraberinde

bulunduğu plütonik kayaçlarla yaklaşık aynı zamanda katılaşmıştır. Genellikle bazik ve

ultrabazik kayaçlarda rastlanan bu durumlarda cevher (kromit, manyetit, vb.) katmansı,

mercek veya saçınımlar şeklinde yerinde oluşmuştur.

iç kökenli epijenetik yataklarda ise cevher içinde bulunduğu kayaçlara akışkanlar

halinde başka yerden taşınarak gelmiştir. Cevherli akışkanların katılaşarak içine yerleştikleri

kayaca yankayaç denir. Yankayaç cevherli akışkanların türediği magmadan itibaren oluşmuş,

fakat daha önce katılaşmış magmatik bir kayaç veya bu mag-matizmayla ilişkisiz çok daha

önceki jeolojik zamanlarda oluşmuş herhangi bir kayaç olabilir. Cevherli akışkanların

yankayaca girmesi ve yerleşmesi değişik biçimlerde olmaktadır:

a) Dolgu ( = ramplisaj ) : Cevherli akışkanların yankayaç içindea daha önce gelişmiş

bir açıklığı doldurmasına dolgu denir. Kırık aralıklarının, irice boşlukların veya kovukların

dolmasıyla damar,

mercek, stokverk ve yığın şeklinde yataklar oluşur. Pipo, baca ve breşik yapıdaki

damarların breş parçaları arasındaki açıklıklara da cevherli akışkanlar dolgu şeklinde

yerleşebilir. Dolguların en ayırtman özelliği cevher - yankayaç sınırının net ve düzlemsel olu-

şudur. Damarlarda karşılıklı sınırlar paraleldir (Şekil 75 a) . Cevher yapıları genellikle

kuşaklıdır.

b) Ornatım ( = ramplasman = sübstitüsyon): Cevherli akışkanların yankayacın veya

daha önce oluşmuş minerallerin yerini tamamen veya kısmen almasına ornatım denir.

Ornatım biçiminde yerleşim madde alışverişi, yani metasomatoz ile gerçekleşir. Sadece

ornatımla yerleşmiş cevherlerin bulunduğu yataklar enderdir. Genellikle ornatım dolguya

eşlik eder veya onu takip eder. Bu durumlarda dolgu özellikleri az çok kaybolur. Ornatımın en

ayırtman özelliği cevher - yankayaç sınırının belirsiz ve girintili çıkıntılı

olmasıdır. Ornatımla oluşmuş damarlarda karşılıklı sınırlar genellikle paralel değildir (Şekil

75 b) . Ancak çeperleri birbirine paralel, ornatımla oluşmuş yataklar da vardır. Bu hal

metasomatozun her doğrultuda aynı hız ile gelişmesiyle mümkün olabilir (Şekil 75c).

c) İçirme ( = empregnasyon) : Cevherli akışkanların yankayaç gözeneklerini, çok

ufak ölçekteki boşluklarını doldurmasına içirme denir. İçirme dolgu şeklindeki yerleşimin bir

çeşiti olarak da ka

bul edilebilir. Ancak burada cevherli akışkanlar mikroskopik ölçekteki aralıklardan,, hatta

kristal ağları arasından yankayaca girerek birbirlerinden ayrı taneler veya kümeler halinde

kristalleşmişlerdir. (Şekil 75 d) Özellikle saçınım şeklindeki yataklar içirmeyle oluşur.

Saçınımların çok yoğun olarak bulunmasıyla da yığın şeklinde masif yataklar meydana gelir.

İçirmeyle oluşmuş yataklarda cevher yapıları genellikle beneklidir, içirmeye bazen ornatımda

eşlik edebilir. Yerinde oluşmuş senjenetik bir cevherleşme ile dolgu, ornatım veya içirmeyle

oluşmuş epijenetik bir cevherleşme jeolojik bir zaman aralığından sonra tekrar harekete

geçebilir. Bu olaya yenilenme ( = re jenerasyon) denir. Yenilenme ile cevherli akışkanlar aynı

yerde veya göç ederek başka bir yerde yeni bir yatak oluştururlar .

H- MAGMATİK KÖKENLİ MlNERAL BİRLiKLERİ VE SIRAYLA

KRİSTALLENMELER : Magmaların katılaşma evrelerine, akışkanların göç edebilme

yeteneğine ve fiziko - kimyasal esaslara bağlı olarak ancak belli: mineraller belli kesimlerde

beraberce kristalleşebilirler. Böylece belli bir maden yatağında benzer kökenli mineraller

parajenez adını verdiğimiz bir birlik oluştururlar, örneğin;

94

Kromit, platin

Manyetit, pirotin

Çinkoblend, pirit, galen, kalkopirit (B.P.G.C. parajönezi)

En sık rastlanan parajönezler ileride çeşitli maden yatakları ile beraber verilecektir.

Bir parajönez içindeki mineraller aynı bir evrime bağlı olarak, fakat bu evrim içinde

farklı zamanlarda kristalleşmişlerdir. Kayaç yapıcı minerallerin sırayla kristallenmesine

fraksiyonel kristalleşme denmektedir. Fraksiyonel kristalleşme sürecinde minerallerin belli

fiziko - kimyasal dengelere uyarak oluşturduğu sıraya ise reaksiyonel seri adı verilir. Cevher

mineralleri de aynı fiziko - kimyasal dengelere uyarak sırayla kristalleşirler. Bu sıraya

süksesyon denir. Süksesyon doğal verilerin gözlenmesiyle saptanırsa gerçek süksesyon,

deneysel verilerle saptanırsa normal veya kuramsal süksesyon adını almaktadır.

BANDY'nin (1940) bellibaşlı mineraller için saptadığı normal süksesyon şöyledir:

Kassiterit - manyetit - hematit - ilmenit - arsenopirit - pirit - pirotin - pentlandit - kalkopirit -

çinkoblend - enarjit ve tennantit - bornit - tetraedrit - burnonit - galen - altın.

Doğada gözlenen gerçek süksesyonlar genellikle birbirleriyle bağdaşmakta ve normal

süksesyonlardan pek az farklılık göstermektedir. Gerçek süksesyonlarla normal süksesyonlar

arasındaki uyar-lılık, yatak ne kadar yüksek ısıda oluşmuş ise o kadar tamdır.

Aynı türdeki birçok yatağın gerçek süksesyonlarının birleştirilmesi sonucu genel

süksesyonlar elde edilir. Bu genel süksesyonlar ilerideki bölümlerde maden yatağı türleriyle

beraber verilecektir.

Gerçek süksesyonların saptanmasında şu kriterlerden yararlanılır:

Bir mineral diğeri içinde bulunuyorsa, içteki mineral daha önce oluşmuştur. Ancak

metasomatoz ve ayrışma olaylarıyla bunun tersi gerçekleşebilir.

Bir minerali veya bir mineral kümesini saran başka bir mineral kümesi genellikle daha

sonra oluşmuştur.

İlk kristalleşen mineraller sonrakilere oranla daha otomorftur.

Grafik, mikrografik, ötektik, mikropegmatitik, pertitik gibi bazı dokular iki mineralin

aynı anda kristalleşmesi sonucu meydana gelmiştir.

Eksolüsyon mineralleri ana mineralden daha gençtir.

95

Volkanik ve sübvolkanik kayaçlarda fenokristaller diğerlerinden önce, porfiroid

granitlerde ortoz porfiroblastları digerlerinden sonra kristalleşmişlerdir.

Breşik yapılarda berş parçalarını oluşturan mineraller çimentodaki minerallerden daha

yaşlıdır.

Damarlarda genellikle kenarda en eski mineraller, ortaya doğru gittikçe daha genç

mineraller oluşmuştur.

Maden yataklarında derine doğru gittikçe miktarı artan mineral diğerlerinden

genellikle daha yaşlıdır.

Son iki kriterden de anlaşılacağı gibi süksesyon ile zonlanma arasında sıkı bir ilişki

vardır. Genellikle süksesyon zonlanmayı aksettirir. Bir mostra ölçeğinde görülen süksesyon -

zonlanma ilişkisi zaman faktörüyle açıklanabilir. (Şekil 76). Kuşaklı yapıya sahip bir damarın

kenar kısımlarında ilk oluşan minerallerden sonra zamanla ortaya doğru gittikçe daha düşük

ısılı, yani daha genç mineraller oluşacaktır. Daha büyük hacimlerde süksesyon-zonlanma

ilişkisi ise mesafe faktörüyle açıklanabilir (Şekil 77). Cevherli akışkanların kaynaklandığı

yerden veya başka bir deyimle ısı merkezinden uzaklaştıkça daha düşük, ısılı, yani daha genç

mineraller oluşacaktır. Bu mesafe faktörü hem yatay, hem de düşey zonlanmalarda rol oynar.

Laboratuvar incelemeleri (cevher mikroskopisi, mikroprob, vb.) sonucunda ayrıntılı

gerçek süksesyonlar saptanır, incelemeler bir mineralin oluşum süreci sonaermeden diğer bir

mineralin oluşmaya başlayabileceğini göstermektedir. Zira jeolojik termometre olarak

kullanılacak çok tipik mineral veya mineral birlikleri dışında diğerleri geniş bir ısı, dolayısıyle

geniş bir zaman aralığında kristalleşirler. Bu nedenle süksesyonlar genellikle zaman

faktörünü dikkate alan diyagramlarla gösterilir (Şekil 78).

Pirit

Kalkopirit Çinkoblend

Galen

Şekil 78 Süksesycn diyagramı örneği. Kalkopirit, çinkoblend ve galen sırayla, fakat

bir önceki mineralin oluşumu sona ermeden kristalleşmeye başlamışlardır. Pirit ise en önce

96

oluşmaya başlamış, diğer minerallerin kristalleşmesi sırasında, hatta daha sonra oluşumunu

sürdürmüştür.

Çoğu maden yataklarda kısmi süksesyonlardan oluşan bir toplam süksesyon

mevcuttur. Kısmi süksesyonların varlığı farklı zonlarda, yani farklı zamanlarda oluşan

minerallerin tekrarlanmasından anlaşılır. Şekil 79'da hipotetik bir toplam süksesyon diyagramı

verilmiştir.

O

L

U

Ş

U

M

S

I

R

A

S

I

MİNE

RALLER

ZAMAN ISI

KISMİ

SÜKSESYON 1

B

C

D

KISMİ

SÜKSESYON 2

C

D

E

KISMİ

SÜKSESYON 3

A

B

D

E

KISMİ

SÜKSESYON 4

C

D

E

Sekil 79 Hipotetik bir toplam süksesyon diyagramı (A, B, C, D, E, F; gittikçe daha

düşük ısıda oluşan mineralleri simgelemektedir) .

Kısmi süksesyonlar birbirlerinden ısı yükselmeleri ile ayrılmışlardır. Herhangi bir

mineralin kısmi süksesyonlarda ardalanmasına rekürans (-mineral tekrarlanması) denir. Bir

kısmi süksesyonun önceki kısmi süksesyonlara göre net bir şekilde daha yüksek ısılarda

başlamasına ise rejüvenasyon ( = mineral tazelenmesi) adı verilir.

97

Rekürans ve rejüvenasyon olayları çeşitli nedenlerle açıklamaya çalışılmaktadır.

plütonların birçok safhada sokulum yaparak yükselmesi,

plütonların etrafındaki izotermlerin önce yükselip, sonra alçalması,

İzotermlerin ritraik olarak yükselip alçalması.

Getirimlerin ritmik olarak değişmesi.

Basınç değişiklikleri.

2- Metamorfizma : Metamorfizma kayaçların daha evvel içinde bulunduklarından

değişik fiziko - kimyasal koşullar altında yeniden kristallenmesi, böylece yani bir mineralojik

bileşim ve yapı kazanmasıdır. Metamorfizma katı ortamda iyonların difüzyonu ile gerçekleşir.

Bu arada minerallerin sınırlarındaki küçük aralıklarda sıvı faz da bulunabilir.

Isı ve basınç metamorfizmayı sağlayan başlıca iki etkendir. Bu iki etkenindeğişik

ranlarda rol oynamasına göre termik metamorfizma (kontakt metamorfizma) , termo -

dinamik metamorfizma (bölgesel metamorfizma = rejyonal metamorfizma), dinamik

metamorfizma gibi türler ile çeşitli fasiyesler ve fasiyes serileri ayırt edilir.

Topoşimik koşullarda meydana gelen metamorfizmalarda kayaçlar eski kimyasal

bileşimlerini koruduklarından element derişimi olmayacak, böylece yeni bir maden yatağı

teşekkül etmeyecektir. Bununla beraber topoşimik metamorfizmayla:

- Eski bir maden yatağı yeni bir mineralojik bileşim ve yapı kazanabilir.

- Ekonomik olmayan bir kayaç yeni kazandığı mineralojik bileşim ve fiziksel

özellikler ile maden yatağı niteliğine kavuşabilir. Bu tür maden yatakları özellikle endüstriyel

hammaddeler bakımından önemlidir.

Metasomatik koşullarda meydana gelen metamorfizmalarda kimyasal alışveriş

genellikle çok kısa mesafeler içinde gerçekleşir. Bu nedenle maden jeolojisi açısından durum

topoşimik metamorfizmadan pek farklı olmayacaktır. Daha ender olarak uzun mesafelerde

gerçekleşen metasomatoz olaylarında ise söz konusu getirim steril olan migmadır. Bununla

beraber metasomatik metamorfizmayla;

Bileşimleri çok farklı iki kayaç sınırında kontakt metamorfik yataklarda olduğu gibi

yeni derişimler meydana gelebilir.

Yenilenme (= rejenerasyon) ile cevher yer değiştirebilir.

98

Çok ender olarak yeni maden yatakları oluşabilir.

MAGMATİZMAYA BAĞLI MADEN YATAKLARININ SINIFLANDIRILMASI

1- Katılaşma evrelerine göre : Niggli (1929) diyagramlarında belirtilen katılaşma

evrelerine göre yapılan jenetik sınıflandırma şöyledir;

A . Ortomagmatik yataklar (~1200°-700°C)

B .Pegmatitik yataklar ( 700C°-600°C )

C . Pnömatolitik yataklar ( 600°-400°C )

D. Hidrotermal yataklar

a. Hipotermal yataklar ( 400C°-300°C)

b. Mezotermal yataklar ( 300C°-200°C)

c. Epitermal yataklar ( < 200°C)

Bu sınıflamayla ilgili notlar :

Bazı yazarlar ortomagmatik yatak deyimi yerine magmatik magmatojen,

intramagmatik veya likit magmatik yatak deyimlerini kullanmaktadır.

Bazı yazarlar pnömatolitik yatakları asıl pnömatolitik yataklar ve pirometasomatik

yataklar şeklinde iki kısma ayırmaktadır. Pironetosomatik yataklar için kontakt pnömatolitik

veya kontakt metasomatik yatak deyimleri de kullanılmaktadır.

Bazı yazarlar hipotermal yatak deyimi yerine katatermal yatak deyimini

kullanmaktadır.

Bazı yazarlar teletermal veya apotermal yatakları da hidrotermal yataklar grubuna

dahil etmektedir. Bunlar magmatizmayla doğrudan ilişkileri saptanamamış, plütonik

kütlelerden uzakta ve çok düşük ısılarda da oluşmuş, ancak yine de derin kökenli olduğu

tahmin edilen yataklardır.

2- Magmatik faaliyetin cinsine göre ; Şu tür yataklar ayırt edilebilir;

A. Plütonik yataklar

B. Sübvolkanik yataklar

C. Volkanik yataklar

99

Bu sınıflamayla ilgili notlar :

Çoğu yazarlar volkanik ve sübvolkanik yatakları, bir ayırım yapmanın zorluğu

nedeniyle, bir arada ele almaktadırlar.

Volkano - tortul veya eksalatif sedimanter adı verilen yataklar her volkanizmaya, hem

de tortullaşmaya bağlı olduklarından ayrı olarak ele alınabilirler. Ancak volkanizmayla olan

daha yakın

ilişkileri bakımından bu yataklar genellikle volkanik yataklar sınıfı içinde kabul edilmektedir.

3- Oluşum derinliğine göre : Plütonik, sübvolkanik ve volkanik yatak deyimleri

aynı zamanda magmatik faaliyetlerin derinliğini de işaret ederler. Bu derinlikleri daha belirgin

olarak aşağıdaki deyimlerle ifade edebiliriz.

A. Abisal yataklar (3 km'den derinde)

B. Habisal yataklar (3-1,5 km)

C. Epikrüstal yataklar (1,5-0,5 km)

D. Sübkrüstal yataklar (0,5-0 km)102

E. Süprakrüstal yataklar ( yüzeyde )

A ve B’de yeralan Abisal, Habisal yataklar Plütonik yataklar; Cve D’de yeralan

Epikrüstal, Sübkrüstal yataklar Subvolkanik yataklar; E’de yeralan Sübrakrüstal yataklar

Volkanik yataklar

4- Ana magmatik kayaçtan uzaklığa göre : Belli bir magmatizmaya bağlı olarak

teşekkül eden kayaçlar ile aynı magmatizma ürünü olan maden yatakları bir arada veya

birbirlerinden uzakta yerabilirler. Genellikle plütonik yataklarda, bazen de sübvolkanik ya-

taklarda kullanılan bu uzaklık ilişkisine göre aşağıdaki maden yatakları ayırt edilir (Şekil 80)j

A- İNTİRAMAĞMATİKYATAKLAR : Ana magmatik kayacın ile aynı evrede,

onun içindeoluşmuşlardır.

B- PERİMAGMATİK YATAKLAR : Ana magmatik kayacın iç ve dış kenarında

oluşmuşlardır.

100

C- APOMAGMATiK YATAKLAR : Ana magmatik kayacın dışında oluşmuşlardır.

Ana mağmatikkayaçlarla jenetik ilişkileri belirgindir.

D- KRİPTOMAĞMATİK YATAKLAR : Ana magmatik kayaçtan oldukça uzakta

oluşmuşlardır. Ana magmatik kayaçla jenetik ilişkilerin bulunduğu varsayılır.

E- TELEMAĞMATİK YATAKLAR : Herhangi bir ana magmatik kayaç ile ilişkisi

saptanamamıştır. Ana magmatik kayacın çok uzakta veya çok derinde clcluğu varsayılır.

Böylece cevherli akışkanların çok uzun mesafeler aşarak maden yatağını oluşturduğu kabul

edilir.

5- Bağlı Oldukları Mağmatik Kayaç Cinsine Göre : Belli bir magmatizmaya bağlı

olarak oluşan maden yataklarının aynı magmatizmayla oluşmuş kayaçlarla jenetik ilişkileri

olacağı açıktır. Böylece magmatik kayaç sınıflandırmalarında adı geçen bütün kayaçlara bağlı

olarak farklı maden yatakları ayırt edilebilir. Ancak,magmatik kayaçlar için yapılan çeşitli

sınıflamalarda belirtilen

kayaç cinsleri arasındaki ayırım türümsel (jenetik) olmaktan ziyade mineralojik veya

kimyasal niteliktedir. Buna karşılık belli kayaç cinsleri kendi aralarında türümsel ilişkilere

sahiptir. Bir aile veya seri teşkil eden bu kayaç gruplarıyla maden yataklarınıbir arada ele

almak daha doğru olacaktır. Plütonik kayaçlar doğada belli beraberlikler halinde bulunurlar ve

bu şekilde başlıca üç aile oluştururlar. Belli kayaç adlarıyla temsil edilen bu ailelere bağlı

olarak da üç grup maden yatağı ayırt edilir.

A. Granitlere bağlı maden yatakları

B. Nefelinli siyenit ve karbonat itlere bağlı maden yatakları

C. Gabro ve peridotitlere bağlı maden yatakları

Volkanik ve sübvolkanik kayaçlar da doğada belli beraberlikler halinde bulunur. Seri

(=dizi) niteliğindeki bu beraberlikler ve bunlara bağlı maden yatakları grupları şöyledir:

A. Alkalen volkanik kayaçlara bağlı maden yatakları

B. Toleitik volkanik kayaçlara bağlı maden yatakları

C. Kalko-alkalen volkanik kayaçlara bağlı maden yatakları

Bu yukarıda verdiğimiz grupların dışında bir aile veya seri teşkil etmeyen bazı hibrid

kayaçlara bağlı maden yatakları da bulunabilir.

101

6- Diğer Sınıflamalar : Magmatizmaya bağlı maden yatakları yukarıda verdiklerinizin

dışında, başka kriterlere göre de sınıflandırılabilirler;

Plaka tektoniğine göre (Bu konu daha ileride ele alınacaktır)

Orojenez safhalarına göre

Element veya parajönezlere göre

Birçok kriterin bir arada ele alınmasına göre

vb.

Maden jeolojisi yazarları genellikle birçok kriterin bir arada ele alındığı karmaşık

sınıflamalar kullanmışlardır.

GRANİTLERE BAĞLI MADEN YATAKLARI

GRANİT KAVRAMI :

Sınıflamalarda belli sınırlar içinde tanımlanan asıl granitlerin yanında, mineralojik

bileşimleri ve oluşumları bakımından asıl granitlere yakın bütün plütonik kayaçlar geniş

anlamda granit terimi ile ifade edilebilir. Böylece geniş anlamda granit terimi alkalen feldispat

granitleri, asıl granitleri, granodiyoritleri, tonalitleri, vb. kapsamaktadır. Doğada bu kayaçlar

granit karmaşıkları halinde genellikle bir arada bulunurlar.

Birçok maden yatağı konum, zaman ve köken bakımından granitlerle ilişki halindedir.

Granitlere yakın kesimlerde maden yataklarının genellikle daha yoğun olarak bulunduğu

bilinmektedir. Bu cevherleşmelerin granitlerle eşzamanlı oldukları veya hemen granitlerden

sonra oluştukları anlaşılmaktadır. Diğer taraftan jeolojik ve metallojenik araştırmalar

cevherleşmeler ile granitler arasında çıkı bir köken ilişkisinin var olduğunu kanıtlamaktadır.

Ancak bütün bu ilişkilerde, granitlerin çeşitli özelliklerine bağlı olanlada az çok farklılıklar

görülür.

GRANİTLERİN ÖZELLiKLERİ İLE CEVHERLEŞMELER ARASINDAKİ

İLİŞKİLERİ

Granitlerin kökeni ile cevherleşme arasındaki ilişkiler :

102

Bazaltik magmadan itibaren diferansiyasyon yoluyla oluşan granitler aynı

magmatizmaya bağlı kuvars diyorit, diyorit, gabro, peridotit gibi kayaçlarla genellikle beraber

bulunurlar. Bu tür granitlerin yakınındaki cevherleşmeler: manto kökenli olup, granitlerden

çok bazaltik magmanın asıl ürünleri olan gabro ve peridotitlere bağlı cevherleşmelerdir.

Daha önceden mevcut kayaçlarin kısmen veya tamamen ergimesiyle, yani palenjenetik

magmadan itibaren oluşan granitler cevherleşme bakımından çok önemlidir. Bu

cevherleşmelerdeki unsurların palenjeneze uğrayan malzemeden geldiği kabul edilebilir.

Unsurların derişmesi palenjenetik magmanın katılaşma evreleri sayesinde gerçekleşmiştir.

Ortomagmatik evrede palenjeneze uğrayan yerkabuğunun jeokimyasal niteliği nedeniyle,

birkaç istisna dışında önemli bir cevherleşme gerçekleşmez. Bu evrede granitin normal

mineralle-riyle birlikte kristalleşen ve inklüzyon halinde bulunabilen kassiterit, monazit gibi

bazı tali mineraller ancak daha sonra alüvyon ve elüvyonlarda ekonomik yataklar

oluşturabilirler. Ortomagmatik evrede oluşan granitlerin bizzat kendileri ancak yapı taşı veya

süs taşı olarak kullanılabilirler. Bazı granitlerdeki çok iri alkalen feldispatlar da seramik

sanayii hammaddesi olabilirler. Palenjenetik magmanın pegmatitik, pnömatolitik ve

hidrotermal katılaşma evreleri ise çok çeşitli cevherleşmelerin oluşmasına yol açar; Sn, W, Bi,

Mo, Fe, Au, Ağ, Cu, Pb, Zn, Sb, Hg, As gibi.

Katı ortamda veya alkali silis ve su bakımından zengin akışkanların varlığında

difüzyon yoluyla oluşan metasomatik kökenli granitler cevherleşme yönünden oldukça zayıf

hatta kısırdırlar.Bu granitler ancak yapı taşı veya süs taşı olarak bir değer ifade edebilirler.

2) Granitlerin mineralojik bileşimleri ile cevherleşme arasındaki ilişkiler :

Alkalen feldispat granitler cevherleşme bakımından pek zengin değildirler. Bazı

pnömatolitik ve pegmatitik yataklar alkalen feldispat granitlere bağlıdır.

Asıl granitler ve granodiyoritler maden jeolojisi bakımından çok önemlidir. Kalko -

alkalen granit ailesi adı altında toplayacağımız bu kayaçlar (sübalkalen granitler, monzonitik

granitler granodiyoritler) pegmatitik, pnömatolitik, pirometasomatik ve hidrotermal

cevherleşmelerin büyük bir çoğunluğu ile doğrudan ilişkilidir.

Tonalitler ve kuvars diyoritlere bağlı cevherleşmeler birinci gruptaki kayaçlara göre

daha çok, ikinci gruptaki kayaçlara göre daha azdır.

103

3) Granitlerin bölgesel tektonik gelişim içindeki konumu ile cevherleşmeler

arasındaki ilişkiler:

Granitler genellikle orojenik zonlarda, bölgesel tektonik ile zaman ve yapısal unsurlar

bakımından ilişkili olarak bulunurlar. Orojenezin değişik safhalarında değişik granitler oluşur

ve her granit kendine has bir cevherleşme gösterir. Pretektonik ve sintektonik granitlere bağlı

cevherleşmelerin az sayıda olmasına karşılık post - tektonik granitler maden jeolojisi

bakımından çok önemlidir. Bu sonuçlar orojenez sonrasında yerleşmiş sokulum granitleri

olup, daha önceden oluşmuş kayaçları ve yapıları keser şekilde bulunurlar. Yankayaç ile kesin

sınırlı posttektonik granitlere bağlı olarak özellikle .pirometa-somatik ve hidrotermal

cevherleşmeler gelişmiştir (Şekil 81).

4) Granitlerin yerleşme derinlikleri ile cevherleşmeler arasındaki ilişkiler :

Yaklaşık 12km'den daha derine yerleşmiş katazon granitleri cevherleşme yönünden

çok fakirdir. Bu granitlerin civarındaki ender cevherleşmeler genellikle metamorfik

kökenlidir.

Yaklaşık 12 ile 6 km derinlikleri arasına yerleşmiş mezozon granitleri pegmatitik ve

pnömatolitik cevherleşmeler ile ilişkilidir.

Yaklaşık 6 km’den daha sığ derinliklere yerleşmiş epizon granitleri ise özellikle

pirometasomatik ve hidrotermal cevherleşmeler bakımından çok zengindir.

Önceleri cevherleşme ısılarının doğrudan cevherlerin yerleşme derinliğine bağlı

olduğu düşünülürdü. Oysa cevherleşme ısıları bağlı oldukları granitlerin yerleşme derinliğine

ve yerlerine srasında mevcut olan izotermlerin konumuna da bağlıdır. Bu izotermler derinde

yerleşmiş bir granitin etrafında aralıklı, yüzeye yakın yerleşmiş bir granitin etrafında ise

sıkışıktır (Şekil 82). Böylece örneğin epitermal (200°C ) bir cevherleşme hipotermal (300° ~

400°C) bir cevherleşraeden daha derinde oluşabilmekteclir.

III, CEVHERLEŞMELERİN GRANİTİK BATOLİTLERE GÖRE KONUMU :

Cevherleşmeler granitik batolitlerin genellikle takke (apoks) kısımlarında veya

takkelerin üzerinde çatı kayaçlarının içinde yer alırlar Granitik batolitin içindeki

cevherleşmelere intraplütonik veya intramagmatik cevherleşme, granitik batolitin dışında ve

civarındaki cevherleşmelere periplütonik veya perimagmatik cevherleşme denir.

104

Batolitlerin en yüksek takkesi cevherleşmelerin en yoğun olduğu kesimdir (Şekil 83) .

Zira dış basıncın en düşük olduğu bu kesime cevherli akışkanlar daha kolaylıkla

yükselebilmiş ve yerleşe-bilmişlerdir. Çoğu batolitlerde ilk önce kapüşon adı verilen konar

kısımlarının soğuyarak kristalleştiği düşünülmektedir.

Kapüşonun kalınlığı batolitin takke kısımlarında 3 km’ye erişebilir. Batolitin çukur

kısımlarında ise kapüşon incedir. Kapüşon altındaki soğumanın ve kristalleşmenin devam

ettiği kesimden yükselen cevherli akışkanlar kapüşonun ve çatının çatlakları içinde maden

yataklarını oluştururlar.

EMMONS (1940) granitik bir masifin gittikçe derinleşen aşınmalarını 6 seviye

halinde adlandırmıştır. Bunlar yüzeyden itibaren kriptobatolitikf akrobatolitik, epibatolitik,

embatolitik, endobatolitik ve hipobatolitik seviyelerdir (Şekil 83). İlk aşınma seviyelerinde

çok sayıda cevherleşmeye rastlanılmasına karşılık, derin aşınma seviyelerinde cevher bulma

olanağı azalır, örneğin, Ante-kambriyen kalkanlar çok aşınmış olduklarından buralarda geniş

alanlar kaplayan granitler genellikle sterildir. Buna karşılık, Kersinyen ve özellikle Alpin

masiflerde aşınma nispeten daha az olduğundan yoğun bir cevherleşmeye rastlanmaktadır.

IV, GRANİTLERE BAĞLI ZONLANMA :

Bir granitik masifin çevresindeki cevherleşmeler incelendiğinde mineralojik ve

kimyasal değişiklikler görülür.Granitik masifi kuşaklar halinde saran bu değişiklikler derin

kökenli bir zon-lanmayı işaret ederler. Granitin çevresinde rastlanan bu zonlanmaya, kısmen

granitin iç kısmını da alakadar etmesine rağmen, periplütonik zonlanma adı verilir. Doğadaki

birçok örneğin incelenmesi sonucunda FERSMAN (1934) düşey bir periplütonik zonlanma

şeması yapmıştır (Şekil 84). Fersman'ın bu şemasında her kuşak o zonda en bol bulunan

metalin adıyla gösterilmiştir. Kuşaklar batolitin takke kısmına az çok paraleldir. Kuşakların

yatay düzlem ilekesişmesi sonucu harita düzlemi üzerindeki arakesitleri de konsantrik

halkalar biçimindedir. Yatay düzlemdeki bu sıralanışa yatay zonlanma adı verilir (Şekil 85).

Yatay zonlanmada akrobatolitik aşınma seviyesinden daha alçak seviyelerde merkezde

granitik plüton bulunur. Buna karşılık kriptobatolitik aşınma seviyesinde plüton mostra

vermez, fakat kuşakların varlığı ile az derinde olduğu anlaşılır.

Kalay ve volframlı bileşkenler çok uçucu olduklarından kolayca yükselebilmişler ve

özellikle takke kısmın üzerinde derişmişlerdir. Bu nedenle kalay ve volfram kuşakları derine

inmezler, takke kısmın hemen yanında batolit ile kesişirler. Daha az uçucu olan altın, bakır ve

105

çinko bileşikleri ise hem takke kısmın üzerinde, hem de yanlarda toplanırlar. Bu unsurlara ait

kuşaklar da batolit sınırı ile kesişirler. Buna karşılık, granitten uzakta düşük ısılı minerallerin

bileşimine giren kurşun, gümüş ve antimuan unsurlarına ait kuşaklar derine doğru batolitle

kesişmeden kaybolurlar.

Fersman'ın düşey periplütonik zonlanma şeması her zaman geçerli değildir. Bu

şemaya aykırı haller başlıca iki türlüdür. Teleskopaj ve kuşakların batolitler içine gömülmesi.

1) Teleskopaj ; Normal periplütonik zonlanmada birbirinden oldukça uzakta teşekkül

etmesi gereken cevherleşmelerin bazen bir arada bulundukları izlenir, örneğin altının

gümüşle beraber bulunması gibi kuşakların sıklaşarak birbiri içine girmesi olayına teleskopaj

denir. Teleskopaj granitik plütona bağlı bir cevherleşmeyi değil, volkanizmaya bağlı bir

cevherleşmeyi işaret eder.

Zira bu tür cevherleşmelerin daima genç volkanik oluşuklar üzerinde bulunduğu

saptanmıştır. Volkanik alanlardaki jeotermik gradyanın düşük değerleri nedeniyle izotermler

birbirlerine sıkışık olmuşlar ve neticede metaller ve mineraller çok küçük bir yer aralığında

çökelmişlerdir.

2) Kuşakların Batolitler İçine Gömülmesi: Normal periplütonik zonlanmada bazı

kuşakların batolit içine hafifçe gömülmesi normaldir. Böylece kalay, volfram ve molibden

cevherleşmeleri normal olarak batolit içinde de bulunabilir. Buna karşılık bazı maden

provenslerinde bakır, çinko gibi uzak kuşakların batolit içine dalması ve gömülmesi normal

periplütonik zonlanma şemasına aykırıdır. Durumda intraplütonik bir yatak ile intraplütonik

bir zonlanma ( iç zonlanma) söz konusudur, özellikle porfirik bakır yataklarında gözlenen

intraplütonik zonlanma daima hipabisal veya. sübvolkanik oluşuklarla ilgilidir, întraplütonik

zonlanmayı açıklamak için değişik görüşler ileri sürülmüştür. Bunlardan en geçerli olanı

şöyledir; Cevherleşmenin kaynağı olan sıcak merkez granitin kristalleşmesi sırasında derine

doğru inmiş ve böylece daha derin seviyelerden gelen cevherli akışkanlar önceden soğumuş

kapüşon kısmına yerleşmişlerdir. Çok derinden gelen bu akışkanlar çatı kayaçları içine kadar

yükselememişlerdir.

PEGMATİTİK YATAKLAR

TANIM

106

Pegmatitik yataklar çok iri kristalli olan ve ekonomik öneme sahip çok sayıda mineral

içeren pegmetitlerinmeydana getirdiği yataklardır.

PEGMATİTLERİN KÖKENİ:

MAĞMATİK KÖKENLİ PEGMETİTLER:Ortomağmatik evreden sonra alkaliler ve

uçucu elemanlarca zenginleşmiş kalıntı mağmadan itibaren kristalleşmişlerdir. Pegmatit evre

yaklaşık 700o ile 600oC arasında gerçekleşir. Ancak ortomağamtik, pnömatolitik ve hatta

hidrotermal evreye ait bazı minerallerinpegmatitler içinde yer almasıyla, bu kayaçların

yaklaşık 800o ile 400oC arasında oluştuğu kabul edilmektedir. Bu geniş ısı aralığı nedeniyle

mağamtik kökenli pegmetitler genellikle çok çeşitli mineraller içerirler.

2. ANATEKTİK KÖKENLİ PEGMATİTLER: Yüksek ısı ve basınç koşullarında

yerkabuğunun kısmi ergimesiyle oluşan ilk eriyikten itibaren kristalleşmişlerdir. Kısmi

ergime rejyonal metamorfizma sırasında, anateksi sınırı ötesinde yaklaşık 600o – 700oC

dolaylarında gerçekleşir. Metamorfik pegmatit adı verilen bu kayaçlar genellikle kuvars ve

feldispattan ibaret bir minerolojik bileşime sahiptir.

METASOAMTK KÖKENLİ PEGMATİTLER: Daha önceden mevcut kayaçların

metasomatik olaylar neticesinde, yeniden kristalleşmesiyle pegmatitlerin oluşabileceği

bilinmektedir. Ancak, metasomatik olaylar daha ziyade mevcut pegmatitlerde yeniden

kristallenmelere neden olması bakımından önem taşır.

PEGMATİTLERİN YATAKLANMA ŞEKİLLERİ:

Pegmatitler genellikle mercek veya damar şeklinde yataklanmışlardır. Bunların

kalınlıkları birkaç cm. ile 100 m. arasında, uzunlukları ise birkaç m. ile birkaç km. arasında

değişir. Pegmatitler daha ender olarak pipo veya düzensiz yığın şeklinde de yataklanabilirler.

Pegmatitler genellikle belli bir plütonik kütle ile beraber, ona bağlı olarak bulunurlar. En çok

granitik plütonlara bağlı pegmatitlere rastlanır. Siyenitik, nefelinli siyenitik, diyoritik ve daha

ender olarak mafik plütonlara bağlı pegmatitler de vardır. Esas itibariyle tümü magmatik

kökenli olan bu pegmatitler türedikleri plütona göre yerleşimleri yönünden üçe ayrılırlar

(Şekil 86) ,

İç Pegmatitler : Türedikleri plütonun içinde, Özellikle takke kısmında yer alırlar.

B) Kenar (çeper) Pegmatitleri : ilgili bulundukları plütonun çeperinde, özellikle takke

- ankayaç sınırında yer alırlar.

107

C) Dış Pegmatitler : Plütonların dışında, plütonlarla ilgili olarak yerleşmişlerdir. Dış

pegmetitler genellikle metamorfik kayaçlar içinde yer almışlardır. Zira pegmatitlerin oluşumu

için gerekli yüksek ısı ve basınç koşulları ancak önemli derinliklerde gerçekleşebilir, önemli

derinliklerde ise sadece mezozon ve özellikle katazon granitleri ile bunları çevreleşen rejyonal

metamor

fik kayaçlar bulunur. Bu kadar derinde oluşan pegmatitlerin yüzeylenebilmelerî için uzun bir

aşınma dönemi gerektiğinden, pegmatitler genellikle Paleozoik veya Antekambriyen

oluşuklar içinde görülürler. Doğu Karadeniz bölgesinde Alpin yaşlı, epizonal karakterli

plütonlara bağlı hiçbir pegmatit görülmeyişi de bu şekilde açıklanabilir.Bazı pegmatitler

rejyonal metamorfik kayaçlar içinde, herhangi bir plütonik kütleye bağlı olmaksızın

bulunabilirler. Bunlar anatektik kökenli metamorfik pegmatitlerdir.

PEGMATİTLERİN KİMYASAL VE MİNERALOJİK BİLEŞİMİ :

Bağlı oldukları plütonun petrografik karakterine uygun şekilde granitik, siyenitik,

nefelinli siyenitik, diyoritik ve mafik pegmatitler bulunur. Metamorfik pegmatitler genellikle

granitik pegmatit bileşimindedir. Buna göre, bütün pegmatitlerde esas elementler kuvars ve

feldispat gibi minerallerin bileşimine giren Si, O, Al, K, Na ve Ca'dur. Magmatik kökenli

pegmetitlerin bir kısmı ile metasomatik kökenli pegmatitler ayrıca Li, Be, Nb, Ta, Zr, Th, U,

nadir toprak elementleri (Y, Ce,..) gibi çok sayıda nadir element içerirler, Nadir elementler

son derece çeşitli minerallerin bileşimlerine girerler.

Pegmatitler kimyasal özelliklerine göre ikiye ayrılırlar;

a) Potassik Pegmatitler : Potasyumca zengin pegmatitlerdir. Potasyumca zenginlik

mikroklin, ortoz, muskovit gibi minerallerin varlığı ile anlaşılır. Potassik pegmatitler en çok

rastlanan pegmatitler olup, mineralojik bileşim bakımından nispeten fakirdirler.

b) Sodo - litik Pegmatitler : Sodyum ve lityum'ca zengin pegmatitlerdir. Sodyumca

zenginlik lepidolit, spodümen, leylak renkli turmalin gibi minerallerin varlığı ile anlaşılır.

Oluşumlarında

genellikle metasomatozun rol oynadığı sodo - litik pegmatitler enderdir, ancak çok çeşitli

mineraller içermeleri bakımından önem taşırlar.

Pegmatitler mineralojik bileşim ve yapıları bakımından da ikiye ayrılabilirler :

108

a) Basit Pegmatitler : Başlıca kuvars, feldispat ve mika minerallerinden oluşmuşlardır.

Bu minerallerin kütle içindeki dağılımında ve tane büyüklüklerinde önemli değişiklikler

görülmez.

Basit pegmatitler anatektik kökenli olabilecekleri gibi kısa süreli bir magmatik aktivite sonucu

da meydan

109

xx EKSİK XX

rastlanan başlıca mineraller şunlardır

Oksitler

Kuvars ; SiO2

(Dağ kristali=Necef taşı)

(Dumanlı kuvars)

(Pembe kuvars)

(Ametist : mor)

(Morion : siyah)

(Sitrin : sarı)

(Avantürin : mika veya hematitli)

(Venüs saçı , rütil veya turmalinli) Korendon : Al203

(Safir : mavi)

(yakut=rübi ; kırmızı)

Rütil : TiO2

İlmenit : FeTiO3

Manyetit : Fe3O4

Kassiterit : SnO2

Fosfatlar

Ambligonit : LiAlPO4(F,OH )

Monazit : Ce PO4

Ksenotim :Y PO4

110

Fluorürler

Kriyolit : Na3Al F6

Florit : CaF2

Volframat

Volframit : (Mn,Fe) WO4

Sülfürler

Pirit : FeS2

Kalkopirit : CuFeS2

Molibdenit: MoS2

Silikatlar

Mikroklin : KalSi3O8

(Amazonit: yeşil)

Ortoz : KAlSi3O8

Adüler : KAlSi3O8

Albit : NaAlSi3O8

Muskovit : KAl2(Si3AlO10)(OH)

Biyotit : K(Mg,Fe)3 (Si3AlO10)(OH,F)2

Lepidolit :K(Li,Al)3(Si3AlO10) (OH,F)2

Spodümen :LiAlSi2O6

Beril : Be3Al2Si6O18

(Zümrüt: yeşil)

(Akuamarin:mavi)

111

(Heliodor: sarı)

Turmalin : (Na,Ca) (Mg,Al)6B3Si6(O,OH)30

(Şorlit: Siyah)

(Dravit: kahverengi)

(Rubellit= elbait: pembe)

(İndikolit: mavi)

Topaz : Al2SiO4(OH,F)2

Disten : Al2SiO5

Spessartin : Mn3Al2(SiO4)3

Zirkon : ZrSiO4

Torit : ThSiO4

Uranotorit : (Th,U) SiO4

Ortit=Allanit: (Ca,Ce,La,Na)2 (Al,Fe,Be,Mg,Mn)3Si3O12OH

Monuzit: (Ce,L,Y,Th)PO4

ZONLANMA

112

Pegmatitlerle ilgili iki türlü zonlanma vardır :

Pegmatitlerin iç zonlanması

Pegmatitlerin zonlu dağılımı

1) İÇ ZONLANMA : Karmaşık pegmatitlerin içinde çeperlere paralel değişik

mineralojik bileşimde kuşaklar bulunur. Bu kuşaklar dıştan içe doğru genellikle şöyledir

(Şekil 87) :

A- Muskovit Kuşağı : Çok ince taneli müskovit, kuvars ve feldispat minerallerinden

yapılıdır. Kalınlığı birkaç cmyi geçmeyen bu kuşakta ekonomik mineral yığışımları

bulunmaz.

B- Kuvars - Feldispat Kuşağı : Nispeten daha iri taneli olan bu kuşakta başlıca kuvars

ve feldispat mineralleri bulunur. Doku granitik veya grafiktir. Bu kuşakta bazı nadir element

minerali bulunabilir.

C- Mikroklin Kuşağı : Başlıca iri taneli mikroklinden veya mikroklin blokları ile

bunların arasını dolduran kuvarstan yapılıdır. Nadir element mineralleri en çok bu kuşak

içinde, özellikle bir sonraki kuvars kuşağı ile olan sınırda bulunur.

D- Kuvars Kuşağı : Çekirdek kuşağı da denilen bu zonda çok iri kuvars mineralleri

bulunur.

İç zonlanmayı açıklayan üç varsayım vardır.

Zonlu yapı, magmanın fraksiyonel kristalleşmesinin çok dengesiz koşullarda olması

nedeniyle ortaya çıkmıştır. Kristalleşen kısım ile bu kristallerin içinde yüzdüğü artık sıvı

arasındaki reaksiyonlar tamamlanamadığı için birbirine zıt bileşim gösteren ve birbirini

izleyen eşmerkezli zonlar ortaya çıkmıştır.

Magmanın diferansiyasyonu sırasında bileşimleri değişen ergiyikler izledikleri

yolların çeperleri boyunca maddelerini çöktürmüşlerdir. Yöre kayaçlarının özümlenmesi de

ergiyiklerin bileşimini değiştirmiş olabilir.

Birinci aşamada basit bir pegmatit oluşmuştur, ikinci aşamada ise bu basit pegmatitin

içinden geçen pnömatolitik ve hidrotermal akışkanlar ilk oluşmuş minerallerin bir kısmı veya

tamamını ornatarak zonlu yapıyı gerçekleştirmişlerdir, özellikle nadir element mineralleri ve

bunlara eşlik eden ikincil albit, kuvars, mikroklin gibi bazı mineraller bu şekilde

oluşmuşlardır.Birinci ve üçüncü varsayımlar en çok tutulanlardır.

VLASOV (1952) pegmatitlerin bir evrime bağlı olarak meydana geldiklerini ileri

sürer. Vlasov'a göre bu evrim sonucunda beş ayrı tipte pegmatit oluşabilir (Şekil 88) :

1.ci tip : Taneli veya grafik dokulu kuvars veya feldispattan yapılı.

2.ci tip : Muskovit kuşağır grafik dokulu kuvars-feldispat kuşağı ve bloklu yapıdaki

mikroklin kuşağı gelişmiştir.

3.cü tip : İlk üç kuşağa ilâve olarak çekirdekte kuvars kuşağı da gelişmiştir. Mikroklin

kuşağı monomineral yapıdadır. Nadir element mineralleri mikroklin ve kuvars kuşakları

sınırında az miktarda bulunabilir.

4.cü tip : Nadir element mineralleri büyük çapta mikroklin kuşağında ornatımla yer

almışlardır.111

5.ci tip: Grafik dokulu kuvars-feldispat kuşağı kaybolmuş,buna karşılık nadir

elementmineralleri pegmatit kütlesinin büyük bir bölümünü kaplamıştır. Mikroklin kristalleri

kalıntılar halinde bu minerallerin arasında hapis olmuştur. 5 ci tip pegmatitleri albit ve

spodümen bakımından çok zengindir.

2) PEGMATİTLERİN ZONLU DAĞILIMI : Bir batolite göre çeşitli konumlarda yer

alan pegmatitler, batolit sınırına olan uzaklıklarına bağlı olarak farklı özelliklere sahiptirler.

FERSMAN'a (1934) göre batolit içinde en derinden takke - yan kayaç sınırına doğru

şu çeşit pegmatitler yer alır (Şekil 89)

Nadir toprak elementli, Th, U, Nb, Ta, Zr ve Ti'lı pegmatitler.

Mikalı ve turmalinli pegmatitler.

Berilli pegmatitler.

Li ve Sn'lı pegmatitler.

Takke üzerinde, yan kayaç içinde ise

Li, P ve Mn'li pegmatitler bulunur.

Vlasov'un ayırdığı pegmatit tipleri de batolitlere göre belli konumlarda bulunurlar, l ve

2 ci tip pegmatitler en derinde ve genellikle batolit içinde, 3, 4 ve 5 ci tip pegmatitler ise

genellikle batolit sınırından uzakta, yankayaç içinde yer alırlar. Pegmatitlerin konumu ile

granitleşmeye eşlik eden rejyonal metamor-fizmanın şiddeti arasında da ilişki vardır. Rejyonal

metamorfizma zayıf ise pegmatitler batolit içinde toplanmıştır. Bu pegmatitler küçüktür.

Rejyonal metamorfizma kuvvetli ise pegmatitler daha ziyade yan kayaç içinde yer alırlar.

Bunlar nispeten geniş, iç zonlanmaları belirgin pegmatitlerdir.

VI. PEGMATİTLERİN EKONOMiK ÖNEMİ :

Basit pegmatitler endüstriyel hammadde olarak değerlendirilen kuvars, feldispat

ve muskovit için işletilebilirler. Karmaşık pegmatitler ise başlıca Li, Be, Nb, Ta, Th, nadir

toprak elementleri .(Y, Ce,..) ve mücevher taşları (=jem) bakımından önemlidir. Pegmatitlerde

çok çeşitli uranyum minerallerinin varlığı bilinmesine racnen, dünyacla ekonomik olarak

yalnız uranyum için işletiler. pegmatit hemen hemen yoktur. Diğer taraftan Nb, Ta, Th ve

nadir toprak elementleri pegmatitlerden çok, bu kayaçlardan türeyen plaserlerde işletilirler.

Granitik pegmatitler nispeten daha potassiktir. Bu pegmatitlerde uranyurn oranı,

toryuma göre daha fazladır. Granitik pegmatitler özellikle Li., Be, Ta, Y ve mücevher taşları

bakımından önemlidir. Nefelinli siyenitik pegmatitler ise nispeten daha sodiktir. Bu

pegmatitlerde toryum oranı uranyuma göre daha fazladır. Nefe-linli siyenitik peçrıatitler

özellikle Nb, Th ve Ce bakımından önem taşırlar.

Pegmatitler içerdikleri ekonomik unsur ve minerallerin dışında, mineraloji

koleksiyonlarını süsleyen iri, güzel ve ender kristaller sunmaları bakımından da önemlidirler.

VII, PEGMATİTİ K YATAKLARA ÖRNEKLER :

Dünyada ve Türkiye’de bilinen başlıca pegmatitik yataklar şunlardır :

l- Black - Hills (Güney Dakota. ABD) : Metamorfik kayaçlar içinde; 70 m çapında,

pipo şeklinde bir granitik pegmatit mevcuttur. Bu yatakta spodümen, lepidolit ve ambligonit

minerallerinden itibaren lityum, berilden itibaren de berilyum üretilir.

2- Izoumroudnyie Kopi (Ural. Rusya) : Metamorfik kayaçlar içindeki granitik

pegmatit damarlarında beril mineralleri hem mücevher taşı, hem de berilyum üretimi için

değerlendirilir.

3- Minas Geraes (Brezilya) : Metamorfik ve plütonik kayaçlar içindeki pegmatit

damarları başlıca beril ve müskovit için işletilir.

4- Jos Platosu (Nijerya) : Ayrışmış granitler içindeki pegmatit damarlarında niobit

mineralleri bulunur. Ancak bu mineralin asıl üretimi yöredeki kırıntı yataklardan itibaren

yapılır.

5- Kragerö (Norveç) : Bu yöredeki granitik pegmatitler toryum bakımından önem

taşırlar.

6- Gördes (Manisa) : Türkiye'nin en önemli pegmatit zuhurları bu yörededir. Gördes

pegmatitleri damar şeklinde olup, metamorfik kayaçlar içinde yer almışlardır. Kuvars, ortoz

ve plajiyoklaz dışında müskovit, biyotit, turmalin ve dişten de içerirler. Mika yatağı olarak

işletilmişlerdir.

7- Karaköy (Bilecik) : 40 m kalınlığındaki bir pegmatit feldispat yatağı olarak

işletilmektedir.

PNÖMATOLİTİK YATAKLAR

TANIM:

Oluşumlarında uçucu elemanların en önemli rolü oynadığı, yüksek ısı ve basınç

koşulları altında meydana gelmiş yataklara pömatolitik yataklar denir. Bu yataklar çeşitli

nitelikleri ve bilhassa minerolojik bileşimleri bakımından bir yandan pegmatitik yataklara,

diğer taraftan hidrotermal yataklara geçiş özelliğindedir. Bazarlar pnömatolitik yataklar için

değişik adlar kullanmışlardır. Asıl pnömatolitik yatak deyimi bu yatakları pirometasomatik

( kontak pnomatolitik ) yataklardan ayırmak amacı ile alman yazarlar tarafından

kullanılmıştır. Asit çıkışlı yatak deyimi bu yataklarının kökenlerinin ‘asit plütonik kayaçlara

bağlı olduğunu belirtmek amacı ile , Fransız yazarlar tarafından kullanılmıştır. Amerikalı

yazarlar bu yatakları yüksek ısılı hidrotermal (hpotermal) yataklar sınıfında kabul ederler.

Greyzen yatakları deyimi Rus yazarları tarafından kullanılmaktadır.

PNÖMATOLİTİK YATAKLARIN OLUŞUMU:

Pnömatolitik yatakların oluşumunda pnömatolitik veya mineralizatör adı verilen

uçucu elemanların

Pnomatolitik yatakların oluşumunda pnömatolit veya mineralizatör adı verilen

uçucu elemanların en önemli rolü oynadığı klasikleşmiş bir görüştür. Bu görüşe göre,

magmanın katılaşma sürecinde derişmiş Sn, W gibi elementler borür, flüorür, klorür veya

iyodür halinde, gaz fazında taşınmışlar ve yaklaşık 400° - 600°C'lik ısılarda çökelmişlerdir.

Taşıyıcı rolü oynayan uçucu elemanlar ise flüorit, apatit, topaz, turmalin gibi minerallerin

bileşimine girmişlerdir. Ancak bu sonuncu mineralin genellikle kassiterit ve volframitten önce

yatak çeperlerine yerleşmiş olması sorun yaratmaktadır. Zira taşıyıcı rolü oynayan

elemanların normal olarak bu görevlerinin bitmesinden sonra kristalleşmesi gerekirdi. Bu

nedenle bazı yazarlar tarafından oluşum için farklı görüşler ileri sürülmüş ve "pnomatolitik

yatak" deyimi kullanılmaktan kaçınılmıştır.

GORDON SMITH'e (1947) göre kalıntı magmadaki kalay stannat halinde sıcak

alkalen çözelti olarak taşınmıştır.

SULLIVAN (1948) kalay elementinin kalıntı magmadan değil, granitleşmeye

uğrayan kayaçlardan geldiğini ileri sürer. Kalay bu kayaçların içine, daha önceden

volkanizma ile derinlerden taşınmıştır. Kayaçların granitleşmesi sırasında iyonik yarıçap,

iyonik yük gibi özellikler nedeniyle granit minerallerinin bileşimine giremeyen kalay

plütonun kenar kısımlarına itilmiş ve burada derişmiştir. Bor ve flüorlu minerallerin de yine

granitik plüton kenarlarında bulunması aynı şekilde açıklanmaktadır. Sullivan'ın bu varsayımı

kristal - yapı kuramı olarak da adlandırılır.

PNÖMATOLİTİK YATAKLARIN YATAKLANMA SEKİL VE YERLERİ :

Pnömatolitik yataklar genellikle damar, stokverk veya saçınm şeklinde yataklarımı

şiardır, Ender olarak yığın veya pipo şeklinde yataklara da rastlanır. Bu yataklar daima

granitik batolit veya stokların takke kısmında, takke yankayaç sınırında veya granite çok

yakın yankayaçlar içinde yer alırlar. Başka bir deyişle pnömatolitik yataklar daima

akrobatolitik aşınma seviyelerinde bulunurlar. Pnömatolitik yatakların bağlı olduğu granitler

mezozon veya katazona aittir.

Çoğu kez birçok pnömatolitik damar bir arada bulunarak bir damar ağı meydana

getirirler. Bu damarlar (flöze) granitin soğuma çatlakları içinde, granite göre konsantrik veya

ışınsal haldedir (Şekil 90). Işınsal damarların granitten çıkıp yankayaç içine uzanan konumları

asit çıkışlı yatak deyimine uygun düşmektedir. Bazı hallerde düşeye yakın eğimli damarlar

paralel olarak bulunurlar. Bunlar genellikle uzun eksenli batolit veya stoklara bağlı olarak,

uzun eksene paralel şekilde yerleşmişlerdir (Şekil 91).

Pnömatolitik yataklar büyük bir çoğunlukla asıl granitlere bağlıdır. Genellikle

porfiroid dokuda olan bu kayaçlarda kuvars, alkalen feldispat ve plajiyoklaz dışında en

karakteristik mineral müskovittir. Ancak sadece biyotitli veya hem biyotit, hem de müs-

kovitli granitler pnömatolitik yataklarla ilişkili olabilirler. Tali mineral olarak çoğu kez

flüorit, turmalin,,apatit, zirkon, allanit, monazit ve ksenotim bulunur. Pnömatolitik yatakların

bağlı olduğu granitler her zaman hololökokrattır. Silis oranları genellikle çok yüksektir, ancak

bazen siyenite yakın granitlerde de cevherleşmelere rastlanabilir. Feldispatların bileşimine

giren K20, Na2O ve CaO bakımından bu kayaçlar alkalen veya kalko alkalen niteliktedir.

KİMYASAL VE MİNERALOJİK BİLEŞİM :

l- Pnömatolitik Yatakların Cevher ve Gang Mineralleri başlıca cevher mineralleri

şunlardır:

assiterit : SnO2

Volframit : (Mn,Fe)WO4

Molibdenit : MoS2

Bizmütinit : Bİ2S3

Manyetit : Fe3O4

Hematit : Fe2O3

Pnömatolitik yataklarda manyetit ve hematite diğerlerinden daha az olarak rastlanır.

Aslında pnömatolitik köken sadece kassi-terit için karakteristiktir. Buna karşılık volframit,

molibdenit. bizmütinit, manyetit ve hematit pnömatolitik kökenli olabilecekleri gibi, çoğu kez

hidrotermal yataklarda da bulunabilirler. Pnömatolitik ile hidrotermal arasında geçişi temsil

eden yataklarda bu minerallerin dışında pirit, kalkopirit, şeelit, pirotin, arsenopi-rit gibi daha

birçok çeşit minerale rastlanabilir.

Kuvars en çok bulunan gang mineralidir. Pnömatolitik damarlar özellikle bol

kuvarslıdır. Borlu, flüorlu, lityumiu ve fosforlumineraller diğer önemli gang minerallerini

oluştururlar.

Başlıca gang mineralleri şunlardır :

Kuvars : SiO2

Muskovit : K Al2 (Si3AlO10 ) (OH)2

Lepidolit : K (Li,Al)3 (Si3AlO10) (OH,F)2

Zinvaldit : K Li Fe Al (Si3AlO10) (OH,F)2

Flogopit : K Mg3 (Si3AlO10) (OH,F)2

Biyotit : K(Mg,Fe)3 (Si3AlO10) (OH,F)2

Topaz : Al2SiO4(OH,F)2

Turmalin : (Na,Ca) (Mg,Al)6 B3Al3Si6 (O,OH)30

Apatit : Ca5(PO4)3 (F,Cl)

Flüorit : CaF2

Kaolen : Al4Si4O10(OH)8

Aksinit : Ca2(Mn,Fe)Al2BSi4O15 (OH)

2.Yan kayaçlarda kimyasal ve mineralojik değişiklikler ;

Pnömatolitik dönemde, uçucu elemanların büyük hareket kabiliyetinden dolayı, yan

kayaçlarda metasomatik olarak önemli kimyasal ve mineralojik değişiklikler görülür. Bu

değişiklikler getirimlerin niteliği ve yankayacın cinsi ile ilgilidir, örneğin alüminosili-katlı

kayaçlarda kuvars, müskovit, topaz, flüorit oluşumu, ultra-bazik ve bazik kayaçlarda biyotit,

flogopit oluşumu, karbonatlı kayaçlarda flüorit, turmalin oluşumu olağandır. Yankayaçlarda

meydana gelen değişiklikler, maden aramada kılavuz rolü oynadıklarından, uygulamada

büyük öneme sahiptirler. Genelde başlıca değişiklikler şunlardır:

A- GREYZENLEŞME : Alüminosilikatlı kayaçlarda özellikle feldispatlarin aleyhine

kuvars ve mika oluşumuna greyzenleşme, meydana gelen kayaca ise greyzen adı verilir. Mika

muskovit, lepidolit veya zinvaldit cinsindendir. Greyzenlerde ayrıca turmalin, topaz, flüorit,

apatit gibi tali gang mineralleri ve kassiterit, volframit gibi cevher mineralleri de

bulunabilir. Greyzenleşme aslında granitler için kullanılan bir deyimdir. Fakat bazı yazarlar

bu deyimi pnömatolitik etkenlerle metasomatik değişikliklere uğramış her tür kayaç için

kullanılır.

B- TURMALINLEŞME : Granitteki feldispatların ve mikaların aleyhine kuvars ve

turmalin oluşur, îğne şeklindeki turmalinlerin ışınsal olarak bulunduğu bu kayaçlara bazı

yerlerde lüksilyanit adı verilir. Granitlerin dışında alüminosilikatlı veya karbonatlı

yankayaçlar da turmalinleşebilir. Turmalirileşmiş kayaçlar ayrıca flüorit, topaz, kassiterit,

volframit gibi mineraller de içerebilirler.

C- KAOLENLEŞME : Genellikle feldispatların aleyhine kaolen oluşur. Böylece kayaç

başlıca kaolen ile bozuşmadan arta kalan kuvars ve mika mineralleri içerir. Kaolenleşmeye

birçok pnömatolitik yatakta rastlanılmasına rağmen bu olay hidrotermal kökenli olabilir,

Fakat her durumda yeraltı su tablasından daha alçak seviyelerde gözlenmesi nedeniyle, derin

kökenli olduğu tartışmasızdır.

ZONLANMA :

Pnömatolitik yataklara ait damarlar genellikle bakışımlı yollu bir yapıya sahiptir. Bu

yapı aynı zamanda bir iç zonlanmayı da belirler. Örneğin Zinnwald yatağındaki flözelerde en

kenarda lepidolit, daha sonra volframit ve kassiterit, ortada ise kuvars bulunur.

Yatak ölçeğinde ise, Fersman'ın normal düşey zcnlanma şemasında da (Şekil 84)

belirtildiği gibi, kalay en derinde bulunur. Ancak bu şemadan farklı olarak kalay çoğu kez

intraplütonik yataklar da verebilmektedir. Volfram kalaya göre daha yukarıdadır.

Volframitteki MnWO4/FeWOı+ oranı genellikle oluşum ısısı ile alakalıdır. Derinde oluşmuş,

dolayısıyle yüksek ısılı volframitlerde MnWO4 oranı yüksektir. Molibden ve bizmut'un

konumları kesin olmamakla beraber, bu elementler genellikle volframla beraber veya daha

yukarılarda bulunurlar.

Kassiterit tipomorf bir mineraldir. Böylece bu minerale ait değişik şekiller granite göre

zonlanma gösterirler ve derinden yüzeye doğru değişen jeolojik koşulları belirtirler.

PNÖMATOLİTİK YATAKLARIN EKONOMİK ÖNEMİ:

Pnömatolitik yataklar başlıca Sn, W, Mo ve Bi için önem taşır, Kalayın bunlar içinde

ayrı bir yeri vardır. Zira volfram, molibden ve bizmut diğer tür yataklarda da ekonomik

olabilmelerine karşılık, kalay için pnömatolitik oluşum karakteristiktir.

Buna rağmen kalay dünyada pnömatolitik yataklardan ziyade, bu tür oluşuklardan

türemiş kırıntı yataklardan itibaren işletilir.

Pnömatolitik yataklarda Sn, W, Mo ve Bi elementlerine beraberce rastlamak olasıdır.

Ancak bu yataklar genellikle sadece bir element için ekonomik olabilmektedir, örneğin Sn ve

W dünyada ayrı metallojenik provenslerde işletilmektedir; Malezya - Endonezya kalay

provensi, Güney Çin - Kore - Japonya volfram provensi gibi.

Yukarıdaki dört elementten başka pnömatolitik yataklar basen Fe için de ekonomik

olabilmektedir. bakımından bu kayaçlar alkalen veya kalko - alkalen niteliktedir.

Pnömatolitik yataklarda Sn, W, Mo ve Bi elementlerine beraberce rastlamak olasıdır.

Ancak bu yataklar genellikle sadece bir element için ekonomik olabilmektedir, örneğin Sn ve

W dünyada ayrı metallojenik provenslerde işletilmektedir; Malezya - Endonezya kalay

provensi, Güney Çin - Kore - Japonya volfram provensi gibi . yukarıdaki 4 elementten başka

pnömatolitik yataklar bazen Fe için de ekonomik olabilmektedir.

VII, PNÖMATOLİTİK YATAKLARA ÖRNEKLER :

1. Cornwall (İngiltere): Hersiniyen granitleri içindeki kuvars ganglı damarlar ve

stokverkler kassiterit içerirler. Daha dış zonlarda Cu, Zn ve Pb cevherleşmeri vardır. Geçmişte

büyük önemi olan bu yatak günümüzde hemen hemen tükenmiştir.

Altenberg (Doğu Almanya) ve Cinovec – Zinnvald (Çekoslavakya – Doğu Almanya):

Erzgebirge adı verilen bölgede birbirine birkaç km. yakınlardaki bu yataklarda kassiterit ve

volframit hersiniyen yaşlı granitlerin flöze damarlarında ve greyzenleşmiş kısımlarındaki

stokverklerde bulunmaktadır. (şekil92)ax (Colorado. ABD) : Dünyanın en önemli molibdenit

yatağıdır. Antekambriyen yaşlı eski granitleri kesen Tersiyer yaşlı kuvarslı monzonitlere bağlı

olarak pipo şeklinde bir yatak oluşmuştur (Şekil 93). Cevher orta derecede silisleşmiş

zonlardadır.

Gümele (Mihalgazi. Eskişehir) ; Paleozoik yaşlı metamorfik kayaçları kesen

Hersinyen yaşlı bir granitin takke kesiminde, stokverk yapılı kassiterit bulunmaktadır. Yörede

damar şeklinde

cevherleşmeler de vardır, Gümele kalay zuhurları günümüzde ekonomik değildir.

Balışıh (Keskin. Ankara) : Biyotitli granitler içindeki kuvars damarlarından molibdenit

işletilmiştir.

Pınargözü (Kangal. Sivas) : Tersiyer yaşlı mikrosiyenit ve mikrodiyoritler içinde,

stokverk ve damar şeklinde hematit bulunmaktadır. Ayrıca az miktarda pirit, kalkopirit ve

kısmen hematit-

leşmiş manyetit vardır. Gang mineralleri kalsit, kuvars,apatit ve flogopittir. Son iki mineral

cevherleşmenin hiç olmazsa kısmen pnömatolitik kökenli olduğunu göstermektedir.

Hasançelebi (Hekimhan. Malatya) s Önemli bir demir yatağıdır (Şekil 94). Yörede üst

Kretase öncesi serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar ve bazik volkanik kayaçlar bulunur.

Bunların üzerine uyumsuz olarak üst Kretase yaşlı tortul kayaçlar ve trakitler gelir. Bütün bu

kayaçlar Hasançelebi civarında kısmen veya tamamen skapolitleşmişlerdir. Skapolitleşmenin

bir siyenitik batolitin sokulu-muna bağlı olarak metasomatik bir kontakt metamorf izma ile

oluştuğu düşünülmektedir. Siyenitik batolit görülmemekle beraber, yöredeki mikrosiyenitik

ve pegmatitik daykların varlığı bu varsayımı doğrulamaktadır. Cevher oluşumu aynı

plütonizmanın pnömatolitik dönemiyle ilgilidir. Başlıca cevher minerali olan manyetit

skapolit fels içinde saçınım halindedir. Ender olarak manyetit damarlarına da rastlanır.

Hematit ve pirit daha az miktarda bulunur. Skapolitin dışında kalan gang mineralleri biyotit,

diopsit, amfibol, gröna, turmalin, sfen, kalsit, zirkon, lepidolit, apatit, rütil ve kuvarstır. Bu

mineraller oluşumun pnömatolitik dönem dışında pegmatitik ve hidrotermal dönemleri de

kapsadığını, hatta yer yer pirometaso-matik bir cevherleşmenin söz konusu olabileceğini

göstermektedir.

P1ROMETASOMAT1K YATAKLAR :

11 TANIM : Granitik kayaçlar ile karbonatlı kayaçların kontağında veya kontağa

yakın yerlerde, yüksek ısıda (piro), kimyasal alışverişle (metasomatik) oluşmuş yataklara

pirometasomatik yataklar denir. Pirometasomatik yataklar özel koşullarda oluşmuş bir çeşit

pnömatolitik yatak olarak da kabuledilebilir. Bu yataklar için bazı yazarlar tarafından kontakt

pnömatolitik, kontakt metasomatik veya skarn yatakları deyimleri de kullanılır.

II, PROMETASOMATİK YATAKLARIN OLUŞUMU

Pirometasomatik yatakların oluşumunda en önemli rolü ısı ve kimyasal alış - verişler

oynar. Granitik kayaçların sokulumu sırasında plütonik kütlenin yaydığı ısı ile yan kayaçlar

kontakt meta-morfizmaya uğrarlar. Saf kireçtaşları yeniden kristalleşerek mermer haline

dönüşür. Saf olmayıp, Si, Fe gibi elementler içeren karbonatlı kayaçlarda ise kalsiyum

silikatlı mineraller oluşur. Ancak çoğu kez karbonatlı kayaçlardaki silisyum ve demirin

oluşabileceğinden çok daha fazla kalsiyum silikatlı mineralin var olduğu gözlenir. Bunun

nedeni kontakt metamorfizmaya eşlik eden yüksek ısılı getirimlerdir. Böylece kontakt

metamorfizma sırasında, başlıca silis ve demir getirimi ile metasomatik olaylar neticesinde,

karbonatlı kayaçlar (kireçtaşı, marnlı kireçtaşı, marn, dolomitik kireçtaşı, doiomi, vb.,) skarn

veya taktit adı verilen kayaçlara dönüşürler. Daha ender olarak skarnlar silikatlı kayaçlardan

itibaren, hatta granit içinde de oluşabilirler.

Skarnlar içerdikleri cevher mineralleri ile piroraetasomatik yatakların esas kayacını

teşkil ederler. Zira silis ve demirin dışında diğer önemli getirimler kükürt ve nadir elementlere

aittir. Skarnlarda borlu, flüorlu ve klorlu gang minerallerinin bulunuşu getirimlerin kısmen de

olsa gaz fazında taşındığını göstermektedir. Bunların yanında çoğu kez düşük ısılı

minerallerin, özelli1^1 sülfürlerin var olması sıvı fazdaki hidrotermal getirimlerin de rol

oynadığını kanıtlamaktadır. Böylece pirometasomatik yataklarda yaklaşık 800° ile 400°C

arasında oluşmuş asıl cevherleşmelerin yanında daha düşük ısılarda oluşmuş hidrotermal

cevher minerallerine rastlamak olasıdır.

VII.PİROMETASOmTlK YATAKLARA ÖRNEKLER :

Mili City (Nevada. ABD) : ABD'nin batısındaki büyük bir volfram provensi içinde yer

alır. Mili City'de Jurassik sonu - Kretase yaşlı iki küçük granodiyorit stoku ince kireçtaşı ara

katkılı Triyas şistlerini kesmektedir. Kireçtaşları skarna dönüşmüştür.

Başlıca şeelitten oluşan cevher bu skarnlar içindedir.

Bisbee (Arizona. ABD) : Tersiyer yaşlı porfiroid grano diyorit ve kuvars monzonitler

Paleozoik yaşlı kireçtaşlarını kesmişlerdir. Başlıca kalkopiritten oluşan cevherleşme skarn

içinde

dir. Uludağ (Bursa) : Türkiye'nin en önemli volfram yatağıdır.

Hersinyen yaşlı bir granodiyorit stoğu Palezoik yaşlı metamorfik kayaçlar içine

sokulum yapmıştır. Metamorfik kayaçlar fillad, mikaşist, gnays, amfibolit ve mermerlerden

ibarettir. Senklinal biçimindeki bir mermer kütlesi granodiyoritle beraber bulunur (Şekil97) .

Kütlenin granodiyorit dışında kıvrımlı yapının bir devamı olarak bulunduğu veya granodiyorit

içinde bir septa olarak yer aldığı düşünülebilir. Cevherleşme bu mermer kütlesinin tabanında

ve içindedir.

En önemli cevherleşme 5 - 55 m kalınlığındaki taban kesimin-dedir. Dip cevheri adı

verilen bu kesimde asıl cevher minerali olan şeelit'in dışında volframit, manyetit, kuvars,

kalsit ve pirit bulunur .

Mermer kütlesi içinde üç ayrı seviye halinde bulunan skarnlar da az miktarda cevher

içerir. skarn cevheri adı verilen bu kesimlerde kuvars, diopsit, hedenberjit, grönalar, aktinot,

tremolit, epidot, serisit, klorit gibi silikatlar ile şeelit, manyetit, spe-külarit, pirit, pirotin,

kalkopirit, kübanit, molibdenit, bursait ) gibi cevher mineralleri bulunur.

Uludağ şeelit yatağında orte ama WO3 tenoru % 0,6-0,8 civarındadır. WO3 olarak

görünür rezerv 75 000 tondur.

4- Divriği (Sivas) : Türkiye'nin en büyük demir yataklarından biridir. Yörede Üst

Kretase yaşlı serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar ile dolomitik kireçtaşları ve kireç taşları

bulunur. Eosen yaşlı siyenit ve monzonitler bu kayaçlar arasına sokulum yapmıştır. Sokuluma

bağlı olarak skarn zonları meydana gelmiş ve demir cevher-

3- Silikatlı skarnlar : Granit, siyenit/ kumtaşı, kiltaşı, volkanik tüf, vb., gibi alümino-

silikatlı kayaçların ornatımyla oluşmuşlardır. Skapolit en karakteristik minerallerdir.

V ZONLANMA VE SÜKSESYON:

Pirometasomatik yataklarda kayaçların konumu genellikle bir zonlanma belirler.

Böylece granitten dışa doğru sıralanma granit-cevhersiz skarn-cevherli skarn*cevherli

karbonatlı kayaç-karbonat-lı kayaç şeklindedir (Şekil 96).

Pirometasomatik yataklarda mineraller genellikle silîkatlar-oksitler-sülfürler şeklinde

bir oluşum sırasına sahiptir. Silikatlı mineraller de kendi aralarında bir sıralama gösterirler.

Bu kalsiyumun yerini ilk önce magnezyum, daha sonra da demir elementinin alması

şeklindedir. Böylece kalsit-vollastonit-diopsit-heden-berjit-andradit şeklinde bir süksesyon

izlenir. Yatak içinde metalik cevher mineralleri de zonlu bir dağılım gösterebilir. Ancak bu

dağılım skarn zonundaki yan kayaçların cinsine ve konumuna göre değişir. Genellikle Fe ve

W yataklarını dışa doğru Cu yatakları, en dışta ise Zn ve Pb yatakları izler. Bu sonuncular

hidrotermal yataklara geçişi temsil ederler veya doğrudan hidrotermal kökenlidirler.

VI.PİRO^ETASOMATÎK YATAKLARIN EKONOMİK ÖNEMÎ :

Pirometasomatik yataklar başlıca W,Fe,Cu,Zn ve Pb bakımından önem taşır, özellikle

volfram yatakları en karakteristik ve en önemli olanlardır. Bu yataklarda volfram şeelitten

itibaren elde edilir. Pirometasomatik Sn,Mo,Bl ve Ağ yatakları ikincil öneme sahiptir.

Pirometasomatik oldukları ileri sürülen ender kalay yatakları, pnömatolitik ve hidrotermal

özellikler de göstermeleri bakımından, tartışmalı bir kökene sahiptir. Molibden ve bizmut

ender olarak tek başına işletilir. Bu elementler genellikle volfram yataklarında birer alt ürün

olarak elde edilirler. Gümüş de benzer şekilde kurşun yataklarında bir alt ürün olarak gümüşlü

galenden itibaren elde edilir.

Pirometasomatik yataklar metalik cevherler dışında mücevher taşı olarak korendon

çeşitleri, grönalar, spinel, lazürit (=lapis lazüli ; (Na,Ca) gfAlSiO^) 6(SOkfS,CI) 2) /

endüstriyel hammadde olarak vollastonit, grönalar, talk, serpantin ve grafit (C) bakımından

önem taşır.

"leşmeleri olmuştur. Pirometasomatik demir cevherleşmeleri A ve B kafaları d.iye

adlandırılan başlıca iki yerde bulunmaktadır. C kafası diye adlandırılan üçüncü bir demir

cevherleşmesi kırıntı yatağı tipindedir.

A kafası siyenit ile mermerleşmiş kireçtaşları arasındadır (Şekil 98). Yaklaşık 800 m

uzunluğunda, 80 m genişliğinde ve 200 m kalınlığındadır. Başlıca cevher minerali

manyetit'dir. özellikle skarn zonlarında diopsit, skapolit, aktinot, tremolit, andradit,

vollastonit, hedenberjit, epidot ve flogopit görülür.

B kafası serpantin ile mermerleşmiş kireçtaşları arasında yer alır. Yaklaşık 200 m

çapındadır. Başlıca cevher minerali spekül?1-rit1tir.(hematit). Bu kafa civarında skarn

gelişmemiştir. Ancak turmaline bol rastlanır. Divriği yataklarında manyetit ve hematit dışında

pirit, pirotin, kalkopirit ve daha birçok çeşit minerale rastlanır. Böylece cevherleşmenin

kısmen hidrotermal kökenli olduğu anlaşılmaktadır. Yataklarda ayrıca oksidasyon ve

seraentasyon zonları da gelişmiştir.

vriği yataklarında ortalama % 55 Fe tenörlü 110 milyon ton toplam rezerv (görünür +

muhtemel) saptanmıştır.

Keban (Elazığ) : Kurşun, çinko ve gümüş yatağıdır. Paleozoik yaşlı metamorfik kayaçlar

Kretase sonu veya Eosen başlangıcında siyenit sokulumu ile kontakt metamorfizmaya

uğramışlardır.

Böylece skarn zonları ve pirometasomatik cevherleşmeler gelişmiştir (Şekil 99). Skarnlarda

başlıca vollastonit, andradit, grossüler, vezüvyanit, diopsit, epidot flogopit, flüorit, kuvars ve

kalsit mineralleri bulunur. Cevherleşme polimetaliktir, yani çok çeşitli elementlere ait

mineraller oluşmuştur. Ancak ekonomik olanlar galen ve sfalerittir. Gümüş galenden itibaren

alt ürün olarak elde edilmektedir. Yörede ayrıca pirit, pirotin, arsenopirit, kalkopirit, manyetit,

şeelit, molibdenit, nabit altın, vb., mineralizasyonları da vardır.

Keban'da % 9 Pb, % 12 Zn, 300 gr/ton Ağ içerikli yaklaşık l milyon ton toplam rezerv

vardır.

6- Akdağtaadeni (Yozgat) : Kruşun - çinko yatağıdır. Paleozoik veya Mesozoik

yaşlı rejyonal metamorfik kayaçlar içine Eosen öncesi yaşlı granitler sokulum

yapmışlardır. Rejyonal metamorfik kayaçlar içindeki mermerler ile granitlerin

kontağında skarn zonları va

pirometasomatik cevherleşmeler gelişmiştir (Şekil 100). Asıl cevher

mineralleri olan galen ve sfalerit'in dışında manyetit, hematit (spekülarit),

pirotin, kalkopirit ve pirite rastlanır. Gang mineralleri kuvars, fltiorit, barit,

kalsit ve siderittir. Asıl skarn zonlarında ayrıca gröna, diopsit, hedenberjit ve

epidot bulunur.

7- Sekü ve Dongul Dere Zuhurları (Doğankent. Giresun) : Doğu Karadeniz

bölgesinde granitik sokulumlara bağlı olarak gelişmiş çok sayıda

pirometasomatik cevherleşmenin varlığı bilinmektedir.

Doğankent dolaylarında da benzer cevherleşmeler vardır. Bu yörede Malm - Alt

Kretase yaşlı bazik volkanik kayaçlar ile mermerleşmiş kireçtaşı ara bantları

bulunmaktadır. Mermerleşmiş kireçtaşları üst

Kretase başlangıcında sokulum yapan granodiyoritlerin kontağında kısmen skarna

dönüşmüşlerdir (Şekil 101). Sekü'de spekülarit, kal kopirit, pirit, aktinot, tremolit,

andradit, kuvars ve kalsit, Don

gul Dere'de manyetit, diopsit, andradit, serpantin, kuvars ve kalsit bulunmaktadır.

8- Balya (Balıkesir) : Kurşun-çinko yatağıdır. Yörede yaşlı %dan gence doğru şu

litolojik birimler bulunur.

Permiyen yaşlı kireçtaşları. Bunlar üst Triyas yaşlı oluşuklar içinde veya üstünde

bloklar halinde bulunabilmektedir.

üst Triyas yaşlı kumtaşı, kiltaşı ve miltaşı ardalanması.

üst Triyas yaşlı çakıltaşları.

Tersiyer yaşlı dasitler.

Tersiyer yaşlı andezitler.

Cevherleşme en yoğun olarak dasitler ile Permiyen kireçtaşlarının tektonik

dokanağında gelişmiştir (Şekil 102). Bu tektonik hat boyunca yığın veya mercekler halinde

dizilmiş cevherleşmede en önemli mineraller galen, sfalerit ve pirittir. Derine doğru çinko

oranı yükselir, kurşun azalır. Cevher minerallerine Skarn zonu mineralleri eşlik ederj Kuvars,

kalsit, epidot, grossüler, andradit, albit, klorit, diopsit, tremolit, andaluzit, vollastonit, skapolit,

hedenber j it, vb .

Balya'da ayrıca Permiyen kireçtaşları içinde damarlar halinde, dasitler içinde de

saçınım halinde cevherleşme mevcuttur. Dokanak zonundaki cevherin pirometasomatik

niteliğine karşılık bu sonuncular hidrotermal özelliktedir. Pirometasomatik cevherleşmeye

neden olan hiçbir plütonik kütle yüzeyde mostra vermemektedir. Araştırıcılar bu plütonik

kayacın derinde var olduğunu düşünmektedirler.

BÖLOH XII

HÎDROTERRAL YATAKLAR

I. TANIM :

Derin kökenli/ sulu (hidro) ve sıcak (termal çözeltilerden itibaren oluşmuş epijenetik

yataklardır.

Ilı HÎDROTERMAL YATAKLARIN KÖKENİ ;

Hidrotermal olarak nitelendirilen cevherleşmelerden pek çoğunun granitik plütonlarla

ilişkili olduğu kolayca anlaşılabilir. Sira bu cevherleşmeler bir granit plütonunun yakın

çevresinde ve granit sokuluraunu hemen takip eden bir zamanda yerleşmişlerdir. Ancak

birçok hidroternal cevherleşmenin granit plütonlarıyla ilişkisi saptanaraaz zira sulu ve sıcak

eriyikler plütonizma dışında vol-kanizma, sübvolkanizma, metamorfizma ve hatta tektonizma

gibi olaylara bağlı olarakta. gelişebilirler. Böylece derin olan kökenin ayrıntıda çok çeşitli

olabileceği anlaşılmaktadır. Burada, hidroter-mal cevherleşmelerin kökenleri ve özellikleri

genelde açıklanacak, ancak örneklerden sadece granitik kayaçlara bağlı oldukları bilinenler

verilecektir.

Hidrotermal yatakların edu çözeltilerden itibaren oluştuğu yazarların çoğu tarafından

kabul edilir. Mineral tuzları ve gazlar su içinde çözülmüş haldedirler ve su tarafından

taşınırlar. Bazı yazarlar ise çözücünün sıvı haldeki karbon di oksit olduğunu düşünürler.

Sıvının niteliği ne olursa olsun faydalı element veya bileşikler sıvı içinde süspansiyon (>0,ly)

kolloid (0,l-0,001y) veya iyon halinde taşınırlar. Bu sıvılardan itibaren çökelme ve mineral

oluşumu fizikokimyacal esaslara göre gerçekleşir.

Hidrotermal çözeltilerdeki su değişik ortamlara ait olabilir?

Mag^atik Kökenli Su (Jüvenil Su) : Magmanın soğuyup katılaşması sürecinde

magmadan ayrılan su buharının yoğunlaşmasıyla oludur.

Metamorfik Kökenli Su : Derinde su içeren kayaçların metamor fizmaya uğraması ile

bir miktar su açığa çıkar.

c) neteorik Su : Yüzeysel kökenli sular dolaşımları sırasında oldukça derine inip

ısınabilirler ve bu arada bazı element veya bileşikleri çözüp bünyelerine alabilirler. Derine

doğru indikten sonra tekrar yükselen bu sulara vadoz sular denir.

Aslında yukarıda belirttiğimiz değişik kökenli sular hidroteraal çözeltilerde bir arada

ve değişik oranlarda bulunabilir. Faydalı element veya bileşikler de benzer şekilde değişik

kökenli olabilir;

a; üst manto1nün kısmi ergimesiyle oluşan bazaltik ve peridotit ik magmalar.

Plaka hareketlerine bağlı olarak dalma ve yitme zonlarındagelişen kalko - alkali

magmalar.

Kıta kabuğu nün kısmi ergimesiyle oluşan granitik magmal

Yan kayaçlar: Bu sonuncu durumda yan kayaçlar içinde dnhr.önosdcn mevcut faydalı

element ve bileşikler hidrotermal sıvılar.ın geçişi sırasında çözümlenmiştir.

Değişik kökenler jeolojik incelemeler veya izotop analizleriyle saptanmaya çalışılır.

32S/3l*S izotop oranı köken hakkında fikir verir, incelemeler değişik kökenli

cevherleşmelerin aynı yatak içinde bir arada bulunabileceğini göstermiştir.

Hidrotermal cevherleşmelerin oluşum ısısı NIGGLI (1929) diyagramlarından da

anlaşılacağı gibi yaklaşık 400°-100°C arasındadır. Hidrotarmal cevherleşmeler kendi

aralarında ısıya bağlı olarak şu şekilde ayrılırlar;

Hipotermal - 400°-300°C

Mezotermal - 300°-200°C

Epitermal ~ < 200°C

GCHNEIDERHÖHN (1955) hipotermal yerine katatermal deyimini kullanır.

Amerikalı yazarlar hipotermal cevherleşme deyimini 40G ü den daha yüksek ısıdakiler için de

kullanırlar. Aslında hidrotermal cevherleşmelerde ısının üst sınırı suyun kritik ısısına (374°C)

tekabül etmektedir. Alt sınır suyun kaynama ısısıdır (100°C). Ara bölmeler isa tamamen

yapaydır. Cevherleşmenin hangi ısı aralığında gerçekleştiği jeolojik ısı ölçümleri ile belirlenir.

Bu ısı aralığı çoğu kez oldukça geniştir ve böylece hipotermal, mezotermal ve epi~ termal

bölmelerinden iki veya üçünü bir arada kapsayabilir.

Hidroterrnal cevherleşmelerin oluşumundaki basınç koşullarını saptamak çek zordur.

Ancak bu cevherleşmelerin genellikle 6000 m1 den daha sığ derinliklerde meydana geldiği,

dolayısıyla litoştatik basıncın 1800 bar'dan daha düşük olduğu bilinmektedir. Buhar basıncı

ise uçucu elemanların miktarına bağlıdır. Buhar basıncı ısı düştükçe azalır.

III, HÎDROTERMAL YATAKLARIN YATAKLANMA SEKİL VE YEPLERÎ :

Hidrotermal yatakların en tipik yataklanmaları damar (=filon) şeklindedir. Bunun

dışında mercek, saçınım, stokverk ve yığın şeklindeki cevherleşmeler de olağandır.

Oluşum derinliklerine göre bu yataklar genellikle hipabisal (3-1,5 km)„ bazen de

abisal (>3 km) veya epikrüstal (1,5-0,5 km) niteliktedir. Bu derinlikler hidrotermal

cevherleşmelerin daha ziyade epizon granitleriyle ilişkili olduğunu göstermektedir. Cevher-

leşmeler, bağlı oldukları plütonik kayaçtan uzaklığa göre, perimag-matik veya apomagmatik

özelliktedir. Porfiri bakır yataklarında olduğu gibi intramagmatik yataklara da rastlanır.

Kriptomagmatik ve telemagmatik özellikteki hidrotermal yatakların ise belli bir plütonik

kayaca bağlılıkları şüphelidir.

Hidrotermal yataklar genellikle asıl granitlere ve granodiyo-ritlere bağlıdır. Diğer

plütonik kayaçlar ile volkanik ve sübvol-kanik kayaçlara bağlı hidrotermal yataklar daha az

sayıdadır.

Cevher yerleşimi için en uygun yerler şunlardır (Şekil 103)j

Kırık boşlukları

Kırık arakesitleri

Kayaç gözenekleri, çok ufak ölçekteki boşlukları

Breş aralıklarında

Ayrışma boşluklarında (karstik, vb.,)

Soğuma çatlaklarında

Katmanlar arasında

h) Kıvrımların eksen kısımlarında

Cevher yerleşimi için uygun niteliklerden birkaçının biraraca olması durumunda

cevherleşmenin daha kolay gerçekleşeceği anlaşılır. Topomineraller ile cevherin yanal göçü

de yerleşme olayında rol oynarlar.

Sn-W-Bi (H)

Sb-Hg-As (E)

Fe-Mn-Mg(M,E)

h) Metalik olmayan mineraller; Fluor it, barit, vb. (E)

3-Yan Kayaçlarda Kimyasal ve Mineralojik Değişiklikler : Hid.ro-termal çözeltiler

genellikle yan kayaçlarda önemli değişiklikler meydana getirirler. Bu değişiklikler yan kayaca

bazı bileşiklerin eklenmesiyle veya daha çok metasomatik şekilde gerçekleşir. Hidro-termal

ayrışma olarak da adlandırılan başlıca değişiklikler şunlardır ;

a; silisleşme : Silis getirimi ile her türlü yan kayaçta gelişebilir. En yaygın

değişikliktir.

Serisitleşme : Genellikle asit veya nötr kayaçlardaki plajiyoklazların ayrışmasıyla

gerçekleşir.

Kloritleşme: Genellikle nötr veya bazik kayaçlardaki ferromagnezyen minerallerin

ayrışmasıyla gerçekleşir.

D: Piropilitleşme : Daha ziyade andezitlerde, bazende diğer volkanik kayaçlarda

klorit, epidot, karbonat (kalsit, ankerit), serisit, pirit, vb., oluşumu ile belirlenen karmaşık bir

ayrışma türüdür.

Kulesine veya Kaolenleşme : Her türlü yan kayaçta gelişebilir. Daha ziyade kaolen,

montmoriyonit cinsi kil mineralleri oluşur.

Karbonatlaşma : Daha siyade karbonatlı kayaçlar ile bazik ve ultrabazik kayaçların

^yr-«masıyla. gerçekleşir. Karbonatlaşmanın çeşifcri şöyledir?

Kalsitleşme

Dolomitleşme

Ankerit oluşumu

Siderit oluşumu

Mangancsiderit((Mn,Fe)CO3) oluşumu

Manganokalsit ((Mn,Ca)CC>3) oluşumu

g) Piritleşme : Kükürt getirimi ile gerçekleşir.

h) Hematitleşme : Demir getirimi ile gerçekleşir.

i) Diğer değişiklikler : Yukarıda sıralanan değişiklikler dışında daha birçok

hidrotermal ayrışma çeşitli bulunmaktadır. Ancak bunlar seyrek görülen önemleri az

değişikliklerdir.

-Al ün i ti eşme : Volkanik ve sübvolkanik oluşuklarda

-Fe I d ispat 2 aşma .- Genellikle albitleşme şeklinde

-Biyoti tleşme

-Zoolitleşme

-Talklaşma

-Serpantin itleşme

-Bar itleşme

Yan kayaçlarda meydana gelen kimyasal ve mineralojik değişiklikler çoğu kez bir

cevherleşmeye eşlik ettiklerinden, kılavuz rolü oynarlar ve bu nedenle böyük önem taşırlar.

V, ZONLANMA 5

Hidrotermal yataklarla ilgili üç türlü zonlanma vardır. -Hidrotermal yatakların iç

zonlanması -Yan kayaçlardaki zonlu ayrışmalar -Hidrotermal yatakların zonlu dağılımı

l- Hidrotermal Yatakların iç Zonlanması : Aynı bir yatak içindeki minerallerin veya

elementlerin zonlu dağılımı genellikle oluşum ısısına bağlıdır.

En belirgin iç zonlanmalara mezotermal yataklarda rastlanır. Bu tür yataklarda

mineralojik veya kimyasal değişimleri düşey ve yanal olarak saptamak kolaydır. Zonlanmanın

niteliği mineralojik bileşime ve yatağın oluşumunu etkileyen diğer faktörlere bağlıdır. Ancak

genelde FERSMAN'ın (1934) periplütonik düşey zonlanması geçerlidir (.Şekil 84) . Böylece

mezotermal yataklarda yüzeyden derine doğru sırayla Ag-Pb-Zn-Cu minerallerinin artması ve

en derinde pirit minerallerinin yoğun bir şekilde bulunması olağandır. Aynı zonlanma

mezotermal yataklardaki kuşaklı yapılarda da izlenebilir.

Hipotermal yataklarda iç zonlanma enderdir. Ancak bazı kimyasal değişikliklere

rastlamak mümkündür, örneğin, bazı hipotermal altın yataklarında Au/Au + Ağ oranının belli

bir derinliğe kadar arttığı saptanmıştır.

Epitermal yataklarda da iç zonlanma genellikle belirgin değildir. Zira bu yataklar

çoğunlukla volkanizma veya stibvolkanizmaya bağlı olarak geliştiklerinden teleskopaj

meydana gelmiştir. Ancak bazı epitermal yataklarda dıştan içe doğru As-Hg-Sb şeklinde bir

zonlanma saptanmıştır.

Gang mineralleri de genellikle cevher minerallerine benzer şekilde zonlu bir dağılım

gösterebilirler. Oluşum ısısıyla ilgili olarak Albit, Zoisit, Biyotit gibi silikatlı gang mineralleri

en derin zonlarda teşekkül ederler. Olağan gang minerallerinden kuvars genellikle kalsit ve

barite oranla daha derinde ve daha içte bulunur.

Bazı hidrotermal yataklara ait zonlanmalar örnekler kısmında verilecektir.

Yan Kayaçlardaki Zonlu Ayrışmalar : Yan kayaçların hidrotermal ayrışması genellikle

zonlu bir özelliktedir. Değişik nitelikteki ayrışmalar cevherli kısmı kuşaklar halinde sararlar.

Ancak kuşakların genişliği ve cinsi çeşitli etkenlerle çok farklı olabilir. Serisitleşme

bulunduğunda genellikle en iç ve derin zonlardadır. Buna karşılık kloritleşme genellikle dış

zonlarda gerçekleşmiştir. Porfiri bakır yataklarındaki yan kayaç ayrışmaları, bu yatakların

aranmasına yardımcı olacak şekilde, benzer özelliktedir (Şekil 106) .

Hidrotermal Yatakların Zonlu Dağılımı : Hidrotermal yataklar bir granitik plüton

etrafında zonlu bir şekilde dağılırlar. Böylece örneğin altınlı kuvars damarlarını bir granite en

yakın kesimlerde aramak gerekir. Daha sonra Cu ve pirit yataklarını dışa doğru Zn-Pb-Ag

yatakları takip edebilir ve en dışta da Sb-Hg-As yatakları bulunabilir. Bu sıralanış aslında

süksesyon – zonlanma ilişkisini aksettirir (Şekil 77) ve genelde FERSMAN'ın (1934)

periplütonik düşey zonlanmasına da uygundur.

A.GÜMÜŞ (1974) Tirebolu - Harşit (Giresun) yöresindeki ceT-v>or_ leşmelerin

zonlu bir şekilde dağıldığını belirtir. Bu araştırmacıya göre Harşit granitik masifinden kuzeye

doğru uzaklaştıkça sırasıyla Fe, Cu, Zn-Cu ve Pb-Zn kuşakları sıralanmaktadır (Şekil 104).

Ancak bu sıralamada yer alan cevherleşmelerden pek çoğunun aslında dasitik volkanizmaya

bağlı olması dolayısıyle granitle doğrudan ilişkili olmayışı söz konusu zonlanmayı tartışmalı

kılmaktadır.

Plaka ölçeğinde de hidrotermal yatakların zcnlu dağılımından bahsedilebilir.

Hidrotermal yatakların en yoğun olarak bulundukları aktif kıta kenarları ve ada yayları

kesimlerinde bu şekilde zonlanmalar saptanmıştır. SILLITOE'ye (1972) göre Kuzey ve Güney

Amerika'nın batısında, Kıta kenarı cevherleşmesine ait metallerin dağılımı batıdan doğuya

doğru şöyledir (Şekil 105); Fej Cu (Mo, Au) f Pb,Zn,Ag? Sn,Mo.

VI. HlDROTERMAL YATAKLARIN EKONOMiK ÖNEMÎ ;

Hidrotermal yataklar değişik parajönezleri ile çok çeşitli metallerin ve endüstriyel

hammaddelerin elde edilmesi için işletilirler. Hidrotermal yataklardan itibaren elde edilen

başlıca metaller ve bu metallerin içinde bulunduğu başlıca faydalı mineraller şunlardır.

Cu î Kalkopirit Zn s Sfalerit Pb : Galen

Bunların dışında aşağıdaki metaller ve faydalı mineraller sıralanabilir.

Au : Nabit altın veya kalkopirit, pirit arsenopirit içinde Ağ : Nabit gümüş veya galen,

tetraedrit içinde Cd,Gai,Ge,în : Sfalerit içinde

mö

N i

Co

Bi

U

Sb

Hg

As

Fe

Mn

Molibclenit

Nikelin

Saflorit, smaltit

Nabit bizmut, bizmütinit veya galen içinde

Uraninit, peşblend

Antimonit

Zinober

Realgar, orpiment

Hematit, siderit

Pirolüzit, rodokrozit, rodonit

Hidrotermal yataklarda çoğu kez birçok faydalı r-îr>'-"-1 bir arada ekonomik oranda

bulunur. Bu yataklara polimetalik yataklar denir. Pirit en çok rastlanan mineral olmasına

karşılık çoğu kez ekonomik önemi yoktur.- Sadece çok bol bulunduğunda veya yan ürün

olarak elde edildiğinde sülfürik asit yapımında kullanılır.

Metalik mineraller dışında, endüstriyel hammadde olarak kullr-nılan birçok mineral

hidrotermal olarak teşekkül etmiştir. Bunlardan başlıcaları şunlardır? Kuvars, ametist, agat,

oniks, opal„ r.cu: • yezit, barit, flüorit, stronsiyanit,, selestin, alünit, kil leri, talk, zeolit.

J U

VII. HİDROTERMAL YATAKLARA ÖRNEKLER :

Hidrotermal yataklar içinde porfiri bakır yatakları jeolojik ve ekonomik özellikleri

bakımından ayrı bir öneme sahiptir. Bu nedenle porfiri bakır yatakları burada ayrı olarak ele

alınacaktır.

l- Porfiri Bakır Yatakları :Aşağxdakiortak özellikleri taşıyan yataklar olarak

tanımlanabilirler

Düşük tenörlü (yaklaşık % 0,5-1,0 Cu), buna karşılık büyük rezervli (en az birkaç on

milyon ton) bakır yataklarıdır, Yüzey salayrışmaya uğramış porfiri bakır yatakları

sementasyon zonlarında zenginleşmişlerdir. Cevherleşme başlıca kalkopirit ve piritten

müteşekkildir. Porfiri bakır yatakları molibdenit ve altın içermeleri bakımından da ayrı bir

özellik gösterirler. Birincil minerallerin yanında kalkozin, kovellin, malakit, azürit gibi

süperjen mineraller de vardır.

Cevherleşme saçınım veya stokverk halde, silindir ters koni veya disk şeklindedir.

Yataklar yeryüzünde genellikle dairesel veya oval bir kesitle ortaya çıkarlar.

Cevherleşme epizonal plütonik kayaçların veya sübvolkanik kayaçların takke

kısmındadır (intraplütonik). Yan kayaçların içinde de (periplütonik) aynı tür cevherleşme

bulunabilir.

Cevherleşmenin içinde veya çevresinde yer aldığı plütonik veya sübvolkanik kayaçlar

genellikle monzonitik granit granodiyorit bileşimindedir. Bu kayaçların genellikle alkalen

feldispat fenokristelleri içermeleri nedeniyle porfiri deyimi kullanılmaktadır.

Cevherleşme ile plütonik ve sübvolkanik kayaçlar Arasında sıkı bir köken ilişkisi

mevcuttur. Bu sokulum kayaçları ile bunlara bağlı olarak oluşan porfiri bakır yatakları

Benioff zonları üzerindeki ada yaylarında veya kıta kenarlarında, kalko-alkalen magma ve bu

magmaya bağlı olarak ortaya çıkan

cevher eriyikleri tarafından oluşturulmuşlardır.

Plaka tektoniği ile olan bu yakın ilişki nedeniyle porfiri bakır yatakları belli orojenik

kuşaklar üzerinde yer almaktadır.

-Kuzey ve Güney Amerika'nın batı kesimleri

-Yugoslovya

-Bulgaristan

-Türkiye

-İran üzerindeki Alp kuşağı

-Filipinler

-Yeni Gine

-Kazakistan

h) Kazakistan porfiri bakır yatakları Hersinyen, diğerleri Alpin yaşlıdır.

i) Oluşum ısısı bakımından yataklar mezotermal niteliktedir. Cevherleşme sokulumu

hemen takip eden bir zamanda epijenetik olarak teşekkül etmiştir.

j) Porfiri bakır yataklarında hidrotermal ayrışma ürünleri bir zonlanme gösterir. Bu

zonlanma içten dışa doğru genellikle şöyledir (Çekil 106);

Potasyum silikat zonu ; Bu zcna potasyum getirimiyle potryumlu feldispatf biyotit,

muskovit gibi mineraller oluşmuştur.

Serisit - kuvars zonu : Başlıca serisit ve kuvars minerallerini kapsar. Asıl ekonomik

mineral ve elementler ilk iki zon içinde kalırlar; kalkopirit, molibdenit, altın.

Kaolen - Montmoriyonit zonu : Nispeten incedir, bazen hiç olmayabilir. Bu zon

genellikle cevherleşme kuşağının dışında kalır.

Piropilitleşme zonu : Klorit, epidot, kalsit, vb. gibi ayrışma mineraller oluşmuştur. En

dıştadır ve oldukça geniştir.

Belli başlı porfiri bakır yatakları şunlardır :

sütte (Monta'na - ABD)

Copper Çities (Arisona ~ ABD)

Chuguicamats (Şili)

Karman - Sturçeşme (îran)

Türkiye'de porfiri bakır yataklarının bulunup bulunmadığı tartışmalıdır. Batıda

Yugoslavya ve Bulgaristanf doğuda îran porfiri bakır yataklarını içeren Alp orojenik kuşağı

Türkiye'nin kuzeyinden geçmektedir» ASLANEP (1977) Bakırçay (Merzifon-Çorun), ispir

(Erzurum) zuhurlarının porfiri bakır tipinde olduğunu savunmaktadır .

2~ Mother Lode Altın Yatakları (California - ABD) : Geniş bir yöredeki altınlı kuvars

damarları karmaşık bir ağ meydana getirirler. Volkanik kayaçlc?.r içindeki hipotermal

olusumlu damarlar Jura - Kretase yaşlı sokulumlara bağlıdır.

3- Köstere Cu - Zn - Pb Yatağı (Torul - Gümüşhane) : Köstere pclirıetalik yatağı

damar şeklindedir. Başlıca kalkopirit» sfalerit ve galenden oluşan cevherleşme üst Kretase

yaşlı dasitlerin içinde bulunmaktadır (Şekil 107). A,GÜMÜŞ (1974) bu yatağın içindeki

belirgin düşey zonlanmadan dolayı plütonizmaya bağlı hidrotennal bir kökeni savunmaktadır.

Yataktaki zonlanma derine doğru basitleştirilmiş şekliyle şöyledir; Galen - Sfalerit =

Kalkopirit - pirit.

Zamantı Çinko ve Kurşun Yatakları (Develi - Kayseri) : Bu yöredeki kurşun ve çinko

cevherleşmeleri kırıklar içinde damarlar halinde veya karstik boşluklar içinde düzensiz

yığınlar halinde bulunmaktadır, tik cevherleşmenin hidrotermal karakterde (mezctermal)

olduğu, ancak daha sonradan oksidasyon ve sementasyon zonu olaylarına bağlı olarak

özellikle karstik boşluklar içinde sroitsohit ve serüsit minerallerinin oluştuğu

düşünülmektedir. Cevherleşme Permo - Karbonifer veya Permo - Triyas yaşlı karbonatlı

kayaçlar içinde muhtemelen Tersiyer yaşlı bir PlütcmizmAyla ilişkili olarak bulunmaktadır.

Bolkardağ Kurşun ve Çinko Zuhurları (Ulukışla - Niğde) :

Hidrotermal (mezotermal) kökenli birincil cevherleşme Devoniyen yaşlı mermerler

içinde kırık zonlarına bağlı olarak bulunmaktadır ve başlıca galen ve sfaleritten müteşekkildir.

Oksidasyon ve sementasyon zonlarının çok iyi geliştiği bu zuhurlarda süperjen olarak

smitzonitj, serüsit mineralleri ile altın ve gümüş zenginleşmesi mevcuttur, Bolkardağ

hidrotermal cevherleşmesinin Tersiyer yplı bir plütonizma ile ilişkili olduğu düşünülmektedir.

Otlukilise Demir Yatağı (Gürün - Sivas) :

Başlıca hidrotermal (mezotermal) kökenli siderit ile süperjen hematit ve limonitten

oluşan cevherleşme üst Kretase yaşlı kalkerler içindeki bir kırık zonundadır. Damar ve yığın

şeklindedir. Tersiyer yaşlı bir plütonizma ile ilişkili olduğu düşünülmektedir.

Duruluca Ni - Co - Bi Zuhurları (Divriği - Sivas) :

Damar şeklindeki cevherleşmelerde gersdorfit, rammelsberjit, saflorit, skütteridit,

bizmutinitj, nabit bizmut gibi mineraller saptanmıştır. Hipo - mezotermal oluşumlu bu

damarlar yöredeki Tersiyer yaşlı plütonik kayaçlarla ilgilidir.

BPLOM XIV GABRO VE PERİDOTİTLERE BA6LI MADEN YATAKLARI :

l, GABRO VE PERİDOTİT KAVRAMI :

Sınıflamalarda belli sınırlar içinde tanımlanan gabro ve peridotitlerin yanında

mineralojik bileşimleri ve oluşumları bakımından bu kayaçlara yakın bütün plütonik kayaçlar

geniş anlamda gabro ve peridot terimi ile ifade edilebilirler. Böylece geniş anlamda gabro ve

peridotit terimiyle ifade edebileceğimiz kayaçlar doğada belli beraberlikler halinde bulunurlar

ve bir aile teşkil ederler.

Gabro ve peridotit ailesini teşkil eden kayaçlar genellikle mafik ( =melanokrat: % 65-

90 koyu renkli mineral) veya ultramafik (=holomelanokrats % 90-100 koyu renkli mineral)

niteliktedir. Pet-rolojik olarak gabro ve peridotit ailesine ait olmakla beraber örneğin

anortozit, lökogabro gibi bazı kayaçların içerdiği koyu renkli mineral oranı çok daha azdır.

Gabro ve peridotit ailesini teşkil eden kayaçlar genellikle bazik (% 52-45 SiO2) veya

ultrabazik (< % 45 SiO2) niteliktedir. Piroksenitler petrolojik olarak gabro-peridotit ailesine

ait olmakla beraber % 52"den fazla SiO2 içerebilmektedir. Buna karşılık bazı bazik ve

ultrabasik kayaçlar (örneğin, nefelinli siyenit/ melteijit, vb.,'.) gabro ve peridotit ailesine ait

değ 1:1 vler.

Bu nedenle gabro ve peridotit ailesi kayanlarını tam olarak mafik-ultramafik ve bazik-

ultrabazik kayaçlarla Özleştirmemek gerekir. Diğer taraftan granit ailesine ait kayaçlarla

beraber bulunabilen bazı çok ufak gabro kütleleri nasıl granit ailesinden ayırmak mümkün

değilse, gabro ve peridotit ailesi kayaçlarıyla birlikte oluşup, birlikte bulunan bazı granitleri

de bu aileden saymak gerekir. Bütün bu nedenlerle gabro ve peridotit ailesi kavramı minera-

lojik ve kimyasal etkenlerden ziyade oluşum (köken) etkenine bağlıdır.

Birçok maden yatağı konum, zaman ve köken bakımından gabro ve peridotitlerle ilişki

halindedir. Ancak bu ilişkiler, granitlere bağlı cevherleşmelerden farklı olarak çok daha

çeşitlidir. Zira gabro ve peridotit ailesi kayaçları kendi içlerinde köken bakımından farklı

gruplara ayrılırlar.

Ilı GABRO VE PERİDOTİTLERE BAĞLI YATAKLARIN OLUŞUMU :

Gabro ve peridotitlere bağlı yatakların büyük bir çoğunluğu ortomagmatik dönemde

oluşmuşlardır. Yani cevher mineralleri bağlı olduğu magmatik kayaç ile yaklaşık aynı

zamanda ve benzer koşullarda (~70ö~120Q°C) oluşmuşlardır. 3u tür yataklar için bazı yazar-

lar doğrudan ortomagmatik yatak deyimini kullanmaktadırlar.

Ortomagmatik dönemde faydalı mineral veya bileşiklerin derişmesi manto kökenli

bazaltik bir magmanın diferansiyasyonu ile mümkün olmuştur. Cevherleşmenin

ortomagmatik evrenin erken veya geç bir safhasında gerçekleşmesine bağlı olarak Erken

magmatik ve Geç Magmatik yataklar ayırt edilir.

Erken magmatik yatakların oluşmasında sıvı halde karışmazlık ile erken kristalleşme

ve yerçekimi nedenlerine bağlı diferansiyas-yon olayları etken olmuştur. Özellikle nikel-bakır

sülfürlerinin oluşumu sıvı halde karışmazlık olayına, elmas ile bazı platin, kro-mit,

titanornanyetit yataklarının cl'iç-Jmu erken kristalleşme ve yerçekimi olayına bağlıdır.

Geç nagmatik yatakların olv^-n^s-.nda ise sırayla kristalleşme rol oynamıştır.

Ortoıregmatik dönemin erken evrelerinde silikatların kristalleşmesinden sonra cevherli

bileşikler arta kalan sıvı içinde derişmişlerdir. Bazı kromit, platin, titanomanyetit yataklarının

oluşumu geç magmatik niteliktedir.

Gabro ve peridotitlere yatakların çok küçük bir kısmı pegma-titik veya hidrotermal

dönemlerde oluşmuşlardır. Pnömatclitik ve pirom-?4-^ccr.atik yataklar gelişmemiştir.

III ı YATAKLANMA ŞEKİL VE YERLERİ ;

Gabro ve peridotitlere bağlı yatakların hemen hemen hepsi bağlı oldukları kayaçların

içinde (intraplütonik) bulunurlar. Bunların yataklarıma şekilleri oluşum koşullarıyla yakından

ilişkilidir.

Ortomagmatik oluşumlu cevherlo.~::olerin bir kıornı saçınım halindedir. Bu

yataklardaki cevher mineralleri beraber oldukları kayacın herhangi bir minerali gibi

kristallermişlerdir. Bazen saçı-nımlar daha sık bulunarak siliyren'leri oluştururlar. Katmansı,

podiform, yığın, kese, torba, cep şeklindeki yataklanmalar da olağandır. Damar şeklindeki

yataklar daha enderdir. Pegmatitik ve hidrotermal oluşundu cevherleşmelerin yataklanma

şekilleri grani-tik kayaçlara bağlı yataklarda olduğu gibidir.

Cevher minerali veya bileşiklerinin diferansiyasyon nedeniyle, diğer kayaç yapıcı

minerallerden ayrı olarak, fakat ana kayaç içinde derişmesine segregasyon denir. Bu nedenle

bazı yazarlar saçınım, şiliyren, katmansı şekildeki yataklar için segregasyon yatakları

deyimini kullanırlar. Diferansiyasyon sırasında magma haznesinin herhangi bir kesiminde

derişmiş sıvıların tektonik kuvvetlerle ye kayaçlar içine itilmesine enjeksiyon denmektedir.

Bazen katılaşan ve sonra tekrar ergiyen cevher kütlelerinin de enjeksiyon yapabileceği

düşünülür, özellikle yığın, kese, torba ve damar şeklindeki ortomagmatik cevherleşmeler

enjeksiyon ile oluşmuştur. Segregasyon erken magmatik bir cevherleşmeyi, enjeksiyon ise

geç magmatik bir cevherleşmeyi işaret eder. Erken magmatik segregasyon cevherleşmeleri

senjenetik ve otoktontur. Bazı geç magmatik cevher minerallerin ilk oluşan silikatları

çimentolaması durumunda, yine senjenetik ve otokton bir cevherleşmeden bahsedilebilir.

Ancak geç rı^^-tik enjeksiyon cevherleşmeleri için epijenetik ve allokton niteliklerini

kullanmak gerekir. Şunu da unutmamak gerekir ki gabro ve peridotitlere bağlı

cevherleşmelerin büyük bir çoğunluğu tektonik de-formasyona uğramıştır. Böylece

yataklanma şekli tektonik yüzeyler olan gelişigüzel sınırlarla belirlenmiştir.

Cevher çoğu kez benekli yapıdadır. Kromit cevherleşmelerinde şu tür yapılara

rastlanabiliri

Som yapı

Benekli yapı

Leopar yapı (Kromit taneleri birkaç cm çapındaki hacimlerde gruplanmışlardır.)

Orbiküler yapı (Kromit taneleri halkalar oluştururlar.)

Bantlı yapı (Kromit taneciklerinin oluşturduğu kuşakla v çok kez tekrarlanırlar.)

Bantlı yapı mostra, hatta yatak ölçeğinde de gözlenebilen bir yapıdır. Diferansiyon

olaylarına bağlı olarak magmatik bantlaşma meydana gelmekte, böylece kayaç ve

cevherleşmeler birçok kez teh-rarlanabilen katmansı, batlı görünümlerini kazanmaktadırlar.

Geniş anlamda gabro ve peridotitlere bağlı olarak ele aldığımız yataklar, ayrıntıda

köken bakımından bağlı oldukları kayaç gruplarına göre dört çeşittir?

1- Stratiform Masiflere Bağlı Yataklar :

Genellikle lopolit, bazen de l.akolit, bizmalit, fakolit, sil veya dayk şeklinde yataklanmış

gabro-peridotit ailesi kayaçlar alttan yukarı doğru bazik nitelikten asit niteliğe doğru bir

sıralanma, katmanlaşma gösterirler. Stratiform masifler daima orojenik olmayan kıtasal

kabuklar yer almışlardır. Yerleşme yaşları genellikle Antekambriyen'dir. Bu masiflere bağlı

Cr, Fe, Ti, Ni, Cu cevherleşmeleri saçınım veya katmansı şekilde yataklanmışlardır.

2- Ofiyolitlere Bağlı Yataklar:

Ofiyolit topluluğuna ait kayaçlar eksiksiz ve istiflenmiş olarak bulunabilirler veya tektonik

itilmeler nedeniyle melanj haline gelebilirler. Ofiyolitlere bağlı en tipik cevherleşme

kromittir. Bu kromit için ofiyolitik kromit deyimi kullanılır. Diğer taraftan ofiyolitik kroraite

genellikle orojenik kuşağı içinde rastlanıldığından Alpinotip kromit yatağı deyimi de

kullanılır. Bu kromitler Stratiform masiflere bağlı krcmitlerden farklı olarak genellikle

podiform, yığın, kese, torba gibi şekiller halindedir veya tamamen tektonik yüzeylerle sınır-

lanmışlardır. Ender olarak istifli ofiyolit topluluklarının bulunduğu yerlerde katmansı yataklar

da bulunabilir. Bütün bu yatakların ortak bir özelliği postmagmatik hidrotermal metasomatik

değişimle uğramış olmalıdır. Bu değişimler yan kayaçların serpantinleşmesini, asbest,

kemarerit, uvarovit gibi minerallerin oluşmasını sağlamıştır. Oysa bu tür değişimler

Stratiform masiflerde izlenmez.

Ofiyolit topluluğu gabro ve peridotit ailesi kayaçların yanında volkanik-ve tor tul

kayaçlar da içerir. Bu sonunculara bağlı cevherleşmeler volkanizmaya bağlı maden yatakları

bahsinde ele alınacaktır.

3- Kimberlitlere Bağlı Yataklar s Antekambriyen yaşlı kıta kabuğunun büyük

grabenlerinde yer alan kimberlitler baca veya pipo şeklinde yataklanmışlardır.

Bu kayaçların en karakteristik bir minerali olan elmas, kayaç yapıcı mineral

durumundadır.

4- Şarnokitik Karmaşıklara Bağlı Yataklar : Özellikle gabro ve anortozit içeren

şarnokitik kayaçlar Fe-Ti cevherleşmesi bakımından çok önemlidir. Hepsi Antekambriyen

yaşlı olan şarnokitik karmaşıklarda yataklarıma şekli saçınımlı, katmansı veya yığın şek-

lindedir.

IV, KiMYASAL VE MÎNERALOJÎK BÎLESÎM l

Gabro ve peridotitlere bağlı yatakların en karakteristik minerali kromittir. Aslında bir

spinel çeşiti olan kromit'in ve diğer önemli minerallerin bileşimleri şöyledir?

Kromit : (Mg,Fe+2) (Cr,Al,Fe+3)2Oıt -ferrokromit: FeCr2Ojt

-magnezyokromit2MgCr2Otf S

Titanomanyetit

îlmenit

Pirotin

Pentlandit

Pirit

Kalkopirit

Kübanit

Valeriit

Elmas

Kemererit

üvarovit

Manyezit

Manyetit

(FejTDgO,,

FeTi03

FeS

(Fe,Ni)9S8

FeS 2

Cu FeS2

Cu Fe2S3

(Mg,Fe)5(Al,Cr)(Sİ3A1O10)(OH)8

Ca3Cr2(SiO^)3

MgC03

Nabit platin, îridyum, paladyum, osmiyum: Pt,Ir/Pd,Os

Bu minerallerin yanında gabro ve peridotitlerin kayaç yapıcı minerallerinin olması

doğaldır. Bunlar başlıca plajiyoklaz (Labıa-dor, bitovnit, anortit), ortorombik piroksen

(enstatit, bronzit, hipersten), monoklinik piroksen (ojit), olivin ve bazı spinel çeşitleridir.

Gabro ve peridotitlere özel bazı hidrotermal-metasoma-tik değişim mineralleri de bulunabilir;

Serpantin, talk, tremolit, aktinot, vb.

Cevher mineral veya bileşiklerini bağlı oldukları kayaç gruplarına göre belli

parajönezlere ayırmak mümkündür. Bu parajönezler-den başlıcaları şunlardır:

Cr - Fe : Of iyolitik kromitler genellikle dünit ve peridotitlere bağlıdır. Bu kayaçlar

genellikle az çok serpantinleşmişlerdir. Stratiform masiflere ait kromitler ise genellikle gabro,

norit, anortozit gibi kayaçlara bağlıdır.

Fe - Ti : En karakteristik başlılıkları şarnokitik karmaşıklar iledir.

Pt - ir - Pd = Os : Aslında bu elementler asla tek başlarına nabit halde bulunmazlar.

Daima kendi aralarında bileşikler halindedirler. Dünit, piroksenit, krornitit gibi kayaçlar

içinde bulunabilirler.

Ni - Cu : Daha ziyade stratiform masiflerdeki gabro ve noritlere bağlı olarak

bulunurlar.

Gabro ve peridotitlere bağlı cevherleşmelerde süksesyonu saptamak mümkün olduğu

halde yatak çapında bir zonlanmadan bahsetmek veya yatakların dağılımının bir zonlanmaya

uygun olduğunu söylemek zordur.

V, EKONOMiK ÖNEM l

Gabro ve peridotitlere bağlı maden yatakları arasında özellikle Türkiye bakımından en

önemli olanı kromit cevherleşmeleridir. Meta-lürjik kromit Cr/Fe oranı 3 'ten fazla ve som

(masif) yapıda olan kro-

mit cevheridir. Ofiyolitlere bağlı kromit cevherleri, dolayısıyla

Türkiye’dekiler genellikle bu türdedir. Kimyasal kromitte krom bakımından çok daha

fazla bir zenginlik, buna karşılık gang mineralleri ve bilhassa silis bakımından fakirlik aranır.

Stratiform masiflere bağlı bazı kromitler bu türdedir. Refrakter kromit daha ziyade alü-min

bakımından zengindir. Stratiform masiflere bağlı çoğu kromitler bu türdedir.

Kromit yataklarında tenor CraOa olarak ifade edilir. Kromit dışındaki ekonomik

bakımdan önemli metalik cevher yatakları Ti, Pt grubu, Ni ve Cu yataklarıdır.

Tenoru TiOa olarak ifade edilen titan cevherleşmeleri (ilmenit, titanomanyetit) daima

demir cevherleşmeleri ile birlikte bulunur. Ancak bu yataklarda Fe genellikle ekonomik

değildir.

Platin grubu elementlerinin (Pt,Ir,Rd,Os) nabit alışımları ender olarak birincil

yataklardan itibaren işletilir. Bu tür cevher mineralleri daha ziyade gabro ve peridotitlere

yakın kırıntı yataklarından itibaren elde edilirler. Bazen kromit için de aynı durum söz

konusudur. Diğer taraftan platin pirotin^ pentlandit, pirit ve kal-kopirit içinde saklı olarak

bulunabilmekte ve bu şekilde de büyük ekonomik öneme sahip olabilmektedir.

Nikel (pirotin, pentlandit, nikelli pirit) ve bakır (kalkopirit, kübanit, valeriit) genellikle

ekonomik olarak, beraberce bulunurlar. Bu tür cevherleşmeler ayrıca kobalt (sülfür, arseniyür

halinde veya pentlandit, serpantin mineralleri içinde) ve altın (sülfürler içinde) bakımından da

önemli olabilirler.

Endüstriyel hammadde olarak en önemli yataklar elmas yataklarıdır. Kimberlitlere sıkı

şekilde bağlı olan elmas, bu kayaçlara yakın kırıntı yataklarından itibaren de elde

edilebilmektedir.

Gabro ve peridotitlere bağlı diğer endüstriyel hammaddelerden başlıcaları asbest,

manyezit, talk ve olivindir:

Asbest lifi ve yalıtkan özellikli minerallere verilen genel bir isimdir. Başlıca olivin ve

amfibol minerallerinin postmagmatik dönemde hidrotermal ayrışması ile oluşmuştur.

Damarcıklar veya paralel şeritler halinde bulunan asbestin oluşumunda gerilimler ve buna

bağlı olarak kırıklanmalar önemli rol oynamıştır. Başlıca asbest çeşitleri şunlardır?

Krizotil - asbest % Mg6(Si.,Oıo) (OH)8

Amfibol - asbest s

-Tremolit asbest ;Ca2 Mg5 (Si^On ) (OH)2

-Riebekit asbest = krokidolit:Na2 (Fe,Mg) 3Fe£3 (SitOn ) (OH)2 -Grünerit asbest =

amosit .:Fe7(Siı,Oıı ) (OH)2

Amyant dokunabilir nitelikte, iplikimsi asbestler için kullanılan ticari bir isimdir.

Manyezit •. MgCO> Postmagmatik dönemde hidrotermal etkenle stok-verk, damar

veya yığın şeklinde oluşmuştur.

Talk : Mgs (Siı»Oıo ) (OH) 2. Tektonik deformasyona uğramış kesimlerde,

hidrotermal etkenlerle oluşmuştur.

olivin' : (MJrFe) 2SiOı». Kayaç yapıcı bir mineral olan olivin, dü-nitlerde olduğu gibi,

bol bulunduğu yerlerde refrakter hammadde olarak önem kazanmaktadır.

V, ÖRNEKLER

l- Bushveld Cr ve Pt Yatakları (Güney Afrika) : 450 km uzunluğunda, 240 km

genişliğinde bir alanı kaplıyan lopolit şeklindeki Bushveld karmaşığı stratiform bir masiftir.

Prekambriyen yaşlı tortul kayaçlar arasında kalan bu lopolitte tabandan tavana doğru saptanan

başlıca litolojik birimler ve cevherli seviyeler şöyledir (Şekil 110) j

Taban Zonu : Piroksenit, peridotit

Kritik Zon ; Katmansı norit, piroksenit, anortozit'in ardışıklı olarak yer aldığı bu zonda

birçok ayrı seviyede kromit bantları bulunmaktadır. En fazla 3-4 m kalınlığına ulaşan bu

bantlar dünyanın en önemli kromit rezervini oluşturmaktadır. Kritik zon içinde yer alan bazı

dünit pipolarında ayrıca ekonomik miktarda nabit platin bulunmaktadır.

Merensky Seviyesi :

Kalınlığı birkaç desimetre olmasına karşılık, çok düzenli şekilde kilometrelerce (250

km) devam eden bir seviyedir. Başlıca iri taneli norit bileşimindedir. Çok yüksek tenörde

platin içermesi bakımından dünya çapında ekonomik öneme sahiptir. Platin başlıca pirit,

pirotin ve pentlandit içinde saklı olarak bulunmaktadır. Daha az miktarda platin arseniyür

olarak veya paladyumla beraber nabit halde de bulunabilmektedir. Ortalama tenor 6 gr/ton

civarındadır.

Esas Zon :

Norit, gabro ve anortozitten oluşmuştur. Titanomanyetit seviyeleri içerir.

Üst Zon :

Gabro ve diyoritten oluşmuştur. Vanadyumlu manyetit bant ve yığınları içerir. Asit

Kayaçlar Granit ve granofirden oluşmuştur. Asit kayaçlar içindeki pegmatitik pipolara bağlı

olarak kassiterit, granofirlere bağlı olarak da kassiterit, şeelit, volframit ve kalkopirit

bulunmaktadır.

Sonuç olarak Bushveld karmaşığı içinde yer alan krom ve platin cevherleşmeleri esas

itibarıyla katmansı, ortomagmatik, erken magma-tik oluşumlardır. Ekonomik bakımdan bu

karmaşıkta ikincil öneme sahip titanomayetit cevherleşmeleride benzer şekilde oluşmuşlardır.

Buna karşılık en üstteki asit kayaçlarda rastlanan kalay, volfram cevherleşmeleri pegmatitik,

pnömatolitik kökenlidir.

2- Great Dyke Cr Yatakları (Rodezya = Zimbabve) : Great Dyke ismi ( =Büyük

Dayk) Rodezya'da yaklaşık 500 km uzunluğunda, 6-9 km genişliğinde bir hat boyunca yer

alan gabro ve peridotit ailesi kayaçların meydana getirdiği kütleye verilmiştir. Bu kütle

aslında bir dayk değil Prekambriyen yaşlı granit ve metamorfitler içine NNE-SSW yönünde

bir hat boyunca yerleşmiş bir dizi bazik ve ultrabazik kayaç sokulumudur. Bu kayaçlar

Bushveld karmaşığındakine benzer şekilde stratiform bir yapıya sahiptir (Şekil 111). Tabanda

büyük ölçüde serpantinleşmiş dünit ve harzburjit bulunur. Bunların üzerine piroksenit ve

kromitit bantları içeren serpantinitler gelir. Kromit bantlarının sayısı 6 ile 11 arasındadır. Her

bant yaklaşık birkaç desimetre kalınlığındadır.

Katmansı kromitit içeren serpantinitlerin üzerinde piroksenitler, en üstte de norit

bulunmaktadır. Piroksenit ve norit arasında platin içeren sülfürlü mineraller yer almaktadır.

Great Dyke kromit yatakları katmansı, örtornagmatik, erken mag-matik yataklara

örnek teşkil ederler.

3- Sudbury Ni ve Cu Yatakları (Kanada) : Yaklaşık 60 km uzunluğunda, 30 km

genişliğinde olan Sudbury karmaşığı stratiform bir masif niteliğindedir. Tabanda

Prekambriyen yaşlı gnays, metavolkanit, tor, tul kayaçlar ve klastik kayaçlar bulunur. Taban

kayaçları ayrıca bir granit sokulumuna uğramıştır. Tavanda yine Prekambriyen yaşlı

volkanitler, kiltaşları ve kireçtaşları ile kumtaşları bulunur. Bizzat Sudbury masifi ise altta

norit, ortada kuvars diyorit, üstte granofirden oluşmuştur (Şekil 112).

Cevherleşme başlıca norit - taban kayacı kontağında yer alır. Masif yapıda merceksi

yığın, saçınım, damarcık veya breş çimentosu halindeki cevherleşme kontaktan oldukça

uzakta taban kayaçları içinde de bulunabilmektedir. Kontaktan uzaktaki bu tür cevhere

yöresel olarak "offset" adı verilmektedir.

Başlıca cevher mineralleri pirotin, pentlandit ve kalkopirit-tir. Bu minerallerden elde

edilen nikel (1,5 %) ve bakır (l %) dışında sudbury yataklarından ekonomik olarak platin,

kobalt, altın, gümüş vb. elementleri de üretilir.

Sudbury karmaşığının ve ona bağlı maden yataklarının oluşumu hakkında çok çeşitli

fikirler ileri sürülmüştür. Masifin kıvrımlanmış bir dayk veya sil olduğu veya çok büyük bir

meteoritin dünyaya çarpması sonucu oluştuğu gibi görüşler günümüzde terkedilmiştir. Artık

sudbury karmaşığının stratiform yapıdaki bir lopolit olduğu kabul edilmektedir.

Diferansiyasyon sırasında sıvı halde karışmazlık nedeniyle sülfürler silikatlı ergiyikten

ayrılmıştır. Katılaşma sırasında sülfürlü ergiyiğin bir kısmı norit içinde artakalarak saçı-nımlı

cevheri, bir kısmı masif cevheri/ diğer bir kısmı ise enjeksiyon ile damarcık veya breş

çimentosu halindeki cevheri oluşturmuştur.

4- Egersund llmenit Yatakları (Norveç) : Bu yataklar Prekambriyen yaşlı

Egersund şarnokitik karmaşığı içinde yer almışlardır. Şarnokitik karmaşık başlıca anortozit,

norit ve monzonitten oluşmuştur. Cevher anortozitler içinde merceksi yığınlar halindedir. Asıl

yığınlardan itibaren çok sayıda cevher apofizi yan kayaç içine uzanır.

Cevher ilmenitli norit niteliğindedir. Cevherde ortalama % 39 ilmenit (% 18 TiO2)

dışında plajiyoklaz, hipersten, biyotit, manyetit ve apatit mineralleri de mevcuttur.

Egersund şarnokit karmaşığı ve ona bağlı ilmenit yataklarının ileri derecede

metomorfik koşullarda metasomatik olarak oluştuğunu ileri sürenler bulunduğu gibi

magmatik diferansiyasyon ürünü olduğunu düşünenler de vardır.

5- Mir elmas yatağı (Yakutistan - Rusya) s Alt Ordovisiyen yaşlı karbonatlı

kayaçlar içinde, Liyas yaşlı, pipo şeklinde bir yataktır.

(Şekil 113). Yaklaşık 500 m çapında olan piponun 1000 m'ye kadarolan derinliği

bilinmektedir. Pipo çok çeşitli köşeli kayaç parçaları (amfibolit, gnays, şist, kumtaşı, kireçtaşı,

kömür, eklojit, vb.) ile bunları çimentolayan kimberlit'ten ibarettir. Elmas kimberlitin kayaç

yapıcı bir ninerali olarak bulunmaktadır. Kimberlitin diğer başlıca mineralleri olivin, flo'jopit,

kronlu diopsit, enstatit, pirop, ilmenit ve spineldir. Elmas tenoru yaklaşık 0,5 karat/ton1 dur

( = 0,1 gr/ton).

Elmasın erken magmatik şekilde kimberlitik magmadan itibaren, derinde, yüksek ısı

ve basınç koşulları altında kristalleştiği düşünülmektedir. Elmasın assimilasyon ile oluştuğu

ve eklojitlerden itibaren taşındığı veya postmagmatik dönemde pnömatolitik ve hidroter-mal

şekilde oluştuğu görüşleri daha az taraftar bulmuştur.

6- Kimberley Elmas Yatağı (Güney Afrika) : Elmas içeren kimberlitlere adını

vermesinden ve dünyanın en eski ve en ekonomik elmas yataklarından birisi olması

bakımından meşhurdur. Yaklaşık 500 m çapında, bir pipo şeklindedir (Şekil 114). Derinliği

1000 m’den fazladır. Prekambriyen, Paleozoik ve Mesozoik yaşlı çeşitli kayaçların içinde

bulunan piponun dolgusu Mir elmas yatağına benzer şekilde çeşitli kayaç parçaları ile bunları

çimentolayan kimberlitten ibarettir. Elmas kimberlit içinde, kayaç yapıcı mineral olarak

saçınım halinde bulunur. Diğer başlıca mineraller olivin, flogopit, kromlu gröna ve ilmenittir.

Elmas tenoru yaklaşık 0,2 karat/ton1dur (0,04 gr/ton) .

Elmasın erken magmatik safhada, derinde oluştuğu, daha sonra kimberlitik magma

içinde yataklanma yerine taşındığı düşünülmektedir.

7- Türkiye Kromit Yatakları : Türkiye dünyada en çok kromit üreten ülkelerden

biridir. Krom cevheri maden ihracatımızın en başta gelen ürünü olmuştur. Yurdumuzda geniş

alanlarda mostra veren ofiyolitlere bağlı olarak çok sayıda kromit yatak ve zuhuru

saptanmıştır. Bunlardan en önemlileri şunlardır.

Elazığ (Guleman, Kefdağ, Soridağ, Kundikan)

Muğla (Üçköprü, Kandak, Meşebükü)

Denizli (Karaismailler, Tavas, Mevlutlar)

Erzurum, Erzincan (Kopdağ)

Bursa (Çatak)

Kütahya (Dağardı)

Eskişehir (Kavak)

Türkiye'deki kromit yataklarının hepsi az çok serpantinleşmiş dünit, harzburjit, lerzolit

gibi kayaçlar içindedir. Bu kayaçlar ofiyolitik karmaşıklara aittir. Yurdumuzdaki ofiyolitik

kayaçların, dolayısıyla onlara bağlı ofiyolitik kromit yatakların, Alpın oroje-nezi sırasında

Mesozoik"te oluştuğu düşünülmektedir. Ancak bazı araştırıcılar Hersinyen yaşlı daha eski

ofiyolitlerin varlığından bahsederler. Okyanus ortası sırtı, okyanus adaları veya ada yayları

gibi ortamlarda oluşmuş bu ofiyolitlerin yerleşme yaşları ise oluşum yaşlarına göre daha

gençtir. Türkiye'deki ofiyolitlerin bugünkü tektonik konumlarına genellikle üst Kretase veya

daha genç yaşlarda yerleştikleri düşünülmektedir.

Alpin orojenik kuşakları içinde yer aldığından Alpin Kromit olarak da tanımlanan

Türkiye kromitleri manto kökenli magmanın erken magmatik diferansiyasyonu sonucu

oluşmuşlardır. Çoğu merceksi veya düzensiz yığışımlar halindedir ve tektonik yüzeyler

tarafından sınırlanmışlardır. Stratiform masiflerin düzenli katmansı yataklarından ayırt

edebilmek için bu tür kromitler için genel anlamda "podiform kromit" deyimi de kullanılır.

A- Elazığ Yöresi Kromit Yatakları : Şark kromit havzası olarak da bilinen Elazığ ili

Maden ilçesi yakınlarında Türkiye'nin en önemli kromit yatakları bulunur. Bu yörede yaşlıdan

gence doğru şu lito-lojik birimler vardır (Şekil 115);

Metamorfik kayaçlar: Mermer, şist, fillat.

Ofiyolitik kayaçlar: Serpantinit, dünit, peridotit, gabro, norit.

Üst Kretase flişi

Alt Eosen breş ve çakıltaşı

Alt Eosen flişi

Metamorfik kayaç blokları da içeren ofiyolitik kayaçlar Kuzey" den Güney'e doğru üst

Kretase flişi üzerine itilmişlerdir. Kromit yatak ve zuhurları ofiyolitik karmaşığın serpantinit,

dünit ve peridotit gibi kayaçları içindedir. Elazığ yöresi kromit yatakları belli başlı üç kesimde

bulunur: Guleman kesimi, Soridağ kesimi, Kef dağı kesimi.

a) Guleman Kesimi : En çok üretim yapılmış kesimdir. ESE-WNW doğrultusunda

2000 m'lik bir hat boyunca Serpantinit içinde kromit kütleleri sıralanmıştır. Guleman

kesimindeki cevher kütleleri tektonik sürüklenme nedeniyle her boyutta merceğimsi veya

yumurtaya benzer yığınlar haline dönüşmüştür. Budinaj yapıları olağandır. Boyutlar birkaç

santimetreden birkaç 10 m"ye kadar değişmektedir. Kırık-lanmış, ekaylanmış serpantinitler

içindeki bu tip cevhere, yine bu kesim içindeki Kündikan zuhurlarına izafeten, Kündikan tipi

kromit adı verilmiştir (Şekil 116).

Guleman kesiminde kromit cevheri masif, çok iri taneli ve yüksek tenörlüdür (% 50-

52 CraOs). özellikle makaslama yüzeylerinde ke-mererit, uvarovit, kromlu tremolit gibi

postmagmatik mineraller bol miktarda gelişmiştir.

b) Soridağ Kesimi : Bu kesimde kromit, kısmen serpantinleşmiş peridotit içinde,

katmansı haldedir (Şekil 117). Burada "damar" olarak nitelendirilen katmansı

yataklanmalar birbirlerine paralel konumludur. Bu şekilde Soridağ kesiminde

birkaç yüz metre arayla 10'un üzerinde zuhur bilinmektedir. Mostra

uzunluklarının 1000 m'yi aşabilmesine karşılık kromit seviyelerinin kalınlıkları

son derece değişkendir. Aynı bir seviye içinde kalınlık birkaç m ile birkaç cm

arasında değişebilir hatta tamamen yok olabilir. Böylece tespih şeklinde

dizilmiş merceğimsi yapılar, budinaj yapıları görülür. Diğer taraftan kromit

seviyeleri çok sayıda fay tarafındanparçalanıp bölünmüşlerdir.

Soridağ kromitleri nispeten daha ince tanelidir. Ortalama tö-nör yüksektir (% 48-51

CraOa). Kemererit ve uvarovit az miktarda mevcuttur.

c) Kefdağ Kesimi s Burada başlıca iki tane katmansı yatak bulunmaktadır. Batı

Kefdağ yatağı yaklaşık 500 m uzunluğunda, 30 - 35 m kalınlıkta ve dike yakın bir eğimdedir

(Şekil 118). Kısmen serpantinleşmiş peridotit içindeki yatakta kromit masif bantlı veya

benekli bantlı yapıdadır. CraOs tenoru oldukça düşük (% 39-40 CraOs) buna karşılık A12O3

tenoru yüksek (% 15-16 A1203) olan Kefdağ kromiti refrakter niteliktedir.

Doğu Kefdağ yatağı Batı Kefdağ yatağına benzemektedir. Ancak farklı doğrultu ve

eğime sahiptir.

B- Üç Köprü Kromit Yatağı (Göcek, Muğla) : Muğla İli İçinde mostra veren

ofiyolitlere bağlı olarak çok sayıda kromit yatağı bulunmaktadır. Üç Köprü kromit yatağı

bunlardan sadece biridir, fakat Etibank tarafından işletildiğinden önem taşımaktadır. Kromit

az serpantinleşmiş harzburjit içinde, katmansı şekildedir. Eğim dike yakındır. Uzunluğu

yaklaşık 250 m, genişliği yaklaşık 50 ro'dir. Kalınlık 2-6 m'dir.

Cevher masif bantlı veya benekli bantlı yapıdadır. Ortalama tenor % 47 Cr2O3'tür.

C- Kopdağ (Erzincan-Erzurum) : Kopdağ'ın batı ve doğusunda Alt Kretase kireçtaşları

üzerinde, buraya tektonik olarak yerleşmiş ofi~ yolitik karmaşık bulunmaktadır. Ofiyolitik

karmaşığın kısmen serpantinleşmiş peridotitleri içinde çok sayıda kromit zuhuru

bilinmektedir.

Batı ve Doğu Kop dağı kromitleri Kündikan tipine benzer şekilde her boyutta

parçalanmış, yuvarlaklanmış, budinaja uğramış, tektonik yüzeyli yığınlar veya yumrular

halindedir. Ortalama tenor % 50 CrzOa' tür. Kromitle beraber kemererit ve uvarovit

minerallerine de rastlanmaktadır.

8- Türkiye'de Gabro ve Peridotitlere Bağlı Diğer Yatak ve Zuhurlar : Türkiye'de gabro

ve peridotitlere bağlı demir, titan, platin, nikel, elmas zuhuru bilinmektedir. Buna karşılık

yurdumuzda çok sayıda asbest, olivin ve özellikle manyezit zuhuru bilinmektedir, Ancak

bunlar ekonomik bakımdan genellikle fazla önem taşımazlar.

BÖLOH XIII

NEFEL1NLI SİYENİT VE KARBONAT ÎTLERE BAĞLI P!ABEN YATAKLARI ;

I. NEFELÎNLt SÎYENÎT VE KARBONATİT KAVRAMI :

Sınıflamalarda belli sınırlar içinde tanımlanan nefelinli siyenit ile bu kayaca yakın

özellikteki feldispatoidli monzosiyenit, esseksit, teralit, urtit, ijolit, melteijit, vb. gibi kayaçlar

doğada genellikle beraberce bulunurlar ve bir aile oluştururlar. Bu kayaçların en önemli

petrografik özellikleri silisçe fakir olmalarıdır. Silis açığı nedeniyle kuvars yerine feldispatoid

cinsi mineraller teşekkül etmiştir. Ferromagnezyen mineraller sodik piroksenler (eğirin, eğirin

ojit) ve sodik amfibollerdir (riebekit, arfvedsonit, barkevisit). Titan çok boldur ve sfen,

perovskit, ilmenit, titano-manyetit, rütil gibi minerallerin bileşimine girmiştir. Fluor ve fosfor

da apatitin bileşimindedir.

Nefelinli siyenit ve yakın özellikteki diğer feldispatoidli kayaçlarla birlikte bulunan

haçka bir kayaç da karbonatitlerdir. Karbonatitler başlıca iri kalsit veya dolomit

minerallerinden oluşmuşlardır. Ayrıca ankerit, siderit ve rodokrozit gibi minera.11^-

içerebilirler. Karbonitler birçok bakımdan sokulum kayaçlarına benzer. Stok, baca veya dayk

şeklinde bulunurlar. Nefelinli siyenit ailesindekikayaçlar karbonatitleri genellikle konsantrik

halkalar halinde sararlar (Şekil 108). Karbonatit ve nefelinli siyenit halkalarının etrafındaki

kayaçlar çok değişik ^aşta ve nitelikted-' -"' Bu kayaçlar genellikle fenitleşme denilen bir

değişime uğramışlardır.

Fenitleşme nefelinli siyenit ve h.~ r be n ati t karmaşıkları etrafındaki yan kayaçların

metasomatik olarak SiO2bakımından fakirleşmesi/ buna karşılık alkalen elementler (Na,K)

bakımından zenginleşmesi anlamına gelmektedir.

Nefelinli siyenitler ve karbonatitler en fazla birkaç km genişliğinde küçük karmaşık

kütleler halinde, kıtasal ortamlarda olmuşlardır. Daima büyük graben zonlarına yakın yerlerde

bulunmaları önemli bir özellikleridir.

gayftıar ibateler nedeniyle önemlidirler. Bazı yazarların bu cevherleşmeler için

kullandığı alkalen kayaçlara bağlı cevherleşmeler deyimi oldukça sakıncalıdır. Zira alkalen

kayaçlar nefelinli siyenitler dışında, alkalen element lerce zengin siyenit ve granitleri de

kapsamaktadır.

Ilı NEFELfNLÎ S İ YEN î T VE KARBONAT ÎTLERE BA^LI YATAKLARIN

KÖKENLİ :

Bu yatakların şekil, cevher ve gang minerallerinin incelenmesiyle aşağıdaki türde

cevherleşmelerin var olduğu anlaşılmaktadır.

ortomagmatik (intraplutonik)

pegmatitik

pnSmatolitik - hidrotermal

pirometascmatik (»kontakt metasomatik)

Cevherin ilk kaynağı, daha sonraki derişme ve yerleşme mekanizması hakkındaki

varsayımlar ise oldukça tartışmalıdır. Zira bu cevherleşmelerin bağlı oldukları nefelinli siyenit

ve karbonatit-lerin oluşumu da en çok tartışılan konulardandır?

Bazaltik bir magmanın evrimiyle söz konusu kayaç ve cevherleşmeler meydana

gelebilir.

Volkanojenik yataklar içinde masif sülfit yatakları jeolojik ve ekonomik özellikleri

bakımından ayrı bir öneme sahiptir. Bu nedenle burada ayrı olarak ele alınacaklardır.

l- Masif Sülfit Yatakları : Literatürde volkano-sedimenter, pi-ritik, masif piritik,

tabakalı sülfit yatakları gibi deyimlerle eş anlamlı olarak kullanılmaktadır. Masif sülfit

yataklarının tanımı aşağıdaki özellikler ile belirlenir?

a)sübwarin ortamda oluşmuş volkanojenik yataklardır.

Başlıca mineralleri sülfürlerdir ( = sülfit). Bunlar içinde pirit çoğu kes en önemli yeri

kaplar.

Cevher gövdesinin önemli bir kısmı masif niteliktedir. Yani bu kesimde sadece cevher

ve gang mineralleri bulunur.

Masif cevher kütlesi katmansı, mercek veya merceksi yığın şeklindedir.

Masif cevher kütlesi arasında yer aldığı kayaçlarla uyumludur (konkordan). Bu

nedenle masif sülfit yatakları için stratiform deyimi de kullanılır.

Masif sülfit yataklarının tanımına giren özelliklerinin yanında genellikle geçerli

olabilecek şu özellikleri de belirtmek gerekirj

a) Başlıca şu elementler için ekonomik önem taşırlar.

Pirit

Cu, pirit

Zn, Cu, pirit

- Pb, Zn, Cu, pirit

Au ve Ag gibi bazı metaller de bu yataklardan itibaren elde edilebilirler.

Masif sülfitli cevher kütlesine çoğu kez damar, stokverk ve saçınımlı cevher eşlik

eder. Bu sonuncular genellikle kaba piroklastitler içinde yer almışlardır.

Masif sülfitli cevher kütlesi, damar, stokverk ve saçınım şeklindeki cevher birlikte var

olduklarında zonlü bir dağılım gösterirler. Bu yapısal zonlanma şöyledir (Şekil 120);

Masif cevher en üsttedir.

Storkverk ve damar şeklindeki cevher masif cevherin altındadır .

Saçınımlı cevher stokverk ve damar şeklindeki cevherleşmeyle hem beraber bulunur,

hem de bunları alttan ve yandan sarar.

Bazen masif cevher kütlesi volkanik veya volkano-tortul istiflenme içinde birçok kez

tekrarlanır. Buna neden aynı bir merkezden itibaren oluşan volkanizma faaliyetlerinin belli

zaman aralıklarında tekrarlanması ve her faaliyete ekzalatif ve hidrotermal getirimlerin eşlik

etmesidir.

Masif sülfit yataklarında genellikle mineralojik ve jeokimyasal bir zonlanma

mevcuttur. Pb, Zn, Cu ve pirit cevherleşmeleri bir arada bulunduğunda Pb ve Zn en üstte, Cu

bunların altında, pirit ise en altta bulunur.

Masif sülfit yataklarının hemen üzerine genellikle silis ve demir bakımından çok

zengin tortul kayaçlar gelir (Şekil 121, 133,137) .

Bu özelliklere ve diğer bazı niteliklere göre masif sülfit yatakları tiplere ayrılp.ıçtır.

Belli başlı tipler ile bunlara dünya ve Türkiye'den örnekler aşağıda verilmiştir.

A- Kuroko Tipi Masif Sülfit Yataklar : "Kuroko Tipi" deyimi Japonya'dn Kosaka

maden bölgesinde bulunan masif sülfit yataklar ile bunlara benzeyen d:.c~r yataklar için

kullanılır. Bu yatakların en önemli özelliği Miyosen yaşlı dasitik kalko-alkalen volkanizma-ya

bağlı olmalarıdır. Ada yayı niteliğindeki bu bölgede bakır, çinko, kurşun ve gümüş

cevherleşmesi dasitik kaba piroklastitlerin içinde veya heraen üzerinde bulunur. Daha ender

olarak bazı cevherleşmeler dasitik lav domlarının ayrışmış takke kısımlarında yer almışlardır.

Hemen hemen her yerde cevherleşmenin üzerinde jaspilit niteliğinde demir ve silisçe zengin

tortul kayaçlar izlenir. Kuroko tipi cevherleşmeler düzensiz mercekler veya merceksi yığınlar

halindedir. Yatakların uzunluk ve genişlikleri 100-200 m civarındadır. Kalınlık birkaç m ile

50 m arasında değişir. Yataklar içinde mineralojik bileşim, yapı ye doku bakımından belirgin

bir zonlanma mevcuttur. Saptanan dört ayrı zon yukarıdan aşağıya doğru şöyledir (Şekil 121);

Baritçe Çok Zengin Cevher : Barit ve onun içinde seyrek olarak bulunan sülfürlü

minerallerden ibarettir. Bu zon pek yaygın değildir. Kalınlığı ve sülfürlü mineral içeriği çok

değişkendir.

Masif Siyah Cevher : Bu zonda en bol olarak bulunan sfalerit ve galen siyah renkli bir

cevheri C =Kuroko) oluşturmakta, böylece hem bu zona, hem de bu tip yataklara adını

vermektedir. Polimetalik nitelikteki siyah cevher zonunda ayrıca pirit, kalkopirit,tetraedrit,

barit gibi mineraller bulunur. Gümüş galejıe bağlı olarak mevcuttur. Masif siyah cevherin

yataklanma şekli katmansıdır.İnce taneli cevherde bantlı, kolloform (jel), sferolitik yapılara

rastlanır.

Masif Sarı Cevher : Başlıca kalkopirit ve piritten oluşan sarı cevher (= oko) yapı ve

doku olarak üstteki masif siyah cevhere benzer. Ancak sfalerit, galen, tetraedrit, barit gibi

minerallerin oranı son derece azalmıştır.

Saçınımlı Sarı Cevher : Bu zonda pirit ve kalkopirit saçınım, stokverk veya damarcık

şeklinde bulunur. Kalkopirit oranı aşağıya doğru azalır. Silisleşmenin yoğunluğu nedeniyle bu

zona silisli cevher ......... keiko) zonu da denir. Çoğu kez jips veya anhidrit mineralizasyonları

silisli cevhere eşlik eder. Saçınımlı sarı cevher zonunda yapı nispeten daha iri tanelidir.

Saçınımlı cevher zonu dasitik breşler içinde derine doğru gittikçe zayıflayarak kaybolur,veya

alttan dasitik lav domu ile kesin olarak sınırlanır.

Kuroko tipi cevherleşmelerde hidrotermal ayrışmaya ilişkin olarakda yukarıdan

aşağıya doğru 4 zon ayırt edilir.

Montmoriyorit - Zeolit Zonu : Cevherden uzakta, tavan kayaçları içindedir.

Serisit - Klorit - Pirit Zonu : Cevherin üstündeki tavan kayaçları içindedir.

Kuvars - Serisit - Klorit Zonu : Cevher ile birliktedir.

Kuvvetli Silisleşme Zonu : Tabandaki kayaçlar içindedir.

Cevher dokusuna ve 3ifs/32S oranına ilişkin araştırmalar kuro-ko tipi yataklarda masif

cevherin magmatik kökenli olduğunu ve deniz suyuyla olan reasiyon sonucu çökeldiğini

göstermiştir. Bu bakımdan yatak volkano-tortul niteliktedir. Silisli cevher ise volka-nojenik

hidrotermaldir.

Ortalama tenor yaklaşık olarak şöyledir? Cu % 2, Zn % 5, Pb % 1,7, Ağ 200 g/ton.

B- Doğu Poııtid "Masif" Sülfit Yatakları : Batı'da Samsun'dan Doğu"da Rus hududuna

kadar uzanan Doğu Pontid Kuzey zonunda yüzlerce sülfürlü cevher yatağı veya zuhuru

bilinmektedir. Bu yatak veya zuhurların çoğu araştırıcılar tarafından Kuroko tipine benzeyen

masif sülfit yatakları olarak kabul edilmektedir. Ancak Doğu Pontid sülfürlü yatakları

kendilerine özgü bazı niteliklerle Kuroko tipinden ayrılırlar. PEJATOVIC (1979) bu yataklar

için Pont id tipi deyimini kullanmıştır.

Doğu Pontid sülfürlü yataklarının başlıcaları şekil 122'de işaret edilmiştir. Bunlar

Batı1dan Doğu'ya doğru Akköy, Piraziz, Laha-nos, Köprübaşı, Harköy, israil, Kutlular,

Çayeli-Madenköy, Murgul, îrsahan ve Kuvarshan yataklarıdır.

Bu yatakların başlıca özellikleri aşağıda maddeler halinde belirtilmiştir.

"Sübmarin ortamda oluşmuş volkanojenik yataklardır.

Başlıca mineralleri pirit, kalkopirit, sfalerit ve galen gibi sülfürlerdir. Ekonomik

bakımdan

- Cu, pirit

Zn, Cu, pirit

- Pb, Zn, Cu, pirit, (Sb) birlikleri için önem taşırlar. Son iki parajönez Doğu

Pontidler için daha karakteristiktir. Au ve Ağ daima dikkati çekecek oranda

mevcuttur.

Çoğu kez saçınım, stokverk, damarcık ve breş dolgusu şeklindeki cevherden meydana

gelmişlerdir. Masif (som) nitelikteki cevhere genellikle az rastlanır. Bunlar varolduklarında

fazla kalın değildirler. Bu özellik masif sülfit yatakları tanımına nispeten aykırı düşmektedir.

Ancak diğer bütün özelliklerin masif sülfit yatakları tanımına uyması veya bu tanımı

desteklemesi bakımından araştırıcılar Doğu Pontid masif sülfit yatakları deyimini

kullanmaktadır. ASLANER (1977) Doğu Pontidlerde saçınım, stokverk, damar şeklinde

bulunan cevherleşmelerin ayrı bir tip teşkil ettiğini ancak bunların masif sülfit cevherleşmeleri

ile bir arada bulunabileceğini belirtir.

Masif cevher varolduğunda katmansı, mercek veya merceksi yığın şeklindedir.

Yataklar bir bütün olarak düzensiz mercekler halindedir.

Cevher kütlesi arasında yer aldığı kayaçlarla her zaman uyumludur (konkordan,

stratiform).

üst Kretase (Senoniyen) yaşlı dasitik lav ve özellikle piro klastitlere bağlı olarak

oluşmuşlar ve yerleşmişlerdir. Bu cevherli dasitlerin stratigrafik dizinim içindeki yerleri Doğu

Pontidler Kuzey zonunda şöyledir (Şekil 123);

Alt Bazik Seri : Jura-Alt Kretase yaşlı bazik volkanitler/piroklastitler ve mermer

seviyeleri

Granit sokulumu : Alt ve üst Kretase sınırına yakın bir zamanda

Cevherli Dasit : üst Kretase (Senoniyen) yaşlı cevherli dasitler ve piroklastitleri

kendilerinden daha yaşlı kayaçlar üzerine Austrik yaşlı bir uyumsuzluk ile gelmektedir. Bazen

cevherli dasit tabanında bu uyumsuzluğu daha iyi belirleyen konglomeralar bulunur.

volkano - Tortul seri : üst Kretase (Senoniyen) yaşlı bu seri çok karmaşık olup, değişik

kayaç çeşitleri içerir :

Volkano - Tortul (s.str.) Kayaçlar : înce tabakalı kireçtaşı, kumtaşı, Tufit ve Tüf

niteliğinde çok iyi istiflenmiş kakaçlardır. Tabanlarına yakın kesimde kılavuz bir seviye olan

kırmızı kireçtaşları bulunur. Bazı yerlerde volkano-tortul kayaçların Paleosen'e geçiş

yaptıkları saptanmıştır.

Bazaltlar - Genellikle kırmızı kireçtaşları ile birlikte, pillov-lavalı olarak görülürler.

Genç Dasitler : Nispeten daha az ayrışmış hornblendli veya biyotitli, bazen iri kuvarslı

dasitler ve bunların piroklastik ürünleridir.

Volkano-tortul seri içindeki bu kayaçların varlığı, önemleri, birbirlerine göre olan

konumları bir yerden diğerine göre değişir.

üst Bazik seri : Tersiyer yaşlı bazalt ve andezitlerden oluşmuştur. Kalın bir seri

oluşturur.

Tersiyer Tortul Sayaçlara - Genellikle kumtaşı ve kireçtaşı niteliğindeki bu kayaçlar

yöresel olarak mevcuttur.

Stratigrafik dizi içindeki kayaçların petrografik, jeokimyasal ve diğer bazı özellikleri,

cevherleşmenin oluştuğu üst Kretaze sırasında, Doğu Pontidlerin bir volkanik yay niteliğinde

olduğunu işaret eder. Cevherleşme yitim (subduction) zonu üzerindeki kalko-alkalen

volkanizma ile ilişkilidir.

Genellikle tavan kayaçları silis ve demirce zengin tortul (kırmızı kireçtaşları} veya

volkano-tortul kayaçlardır. Mor renkli genç dasitler de çoğu yerde tavanı veya tektonik olarak

yan kayacıteşkil eder.

Mineralojik,jeokimyasal, yapısal ve dokusal zonlanmalar arz ederler. Bu zonlanmalar

Kuroko tipi yataklarınkine benzeri Galen ve sfalerit varolduğunda en üsttedir. Çoğu kez barit

ve sülfasel mineralleri bunlara eşlik eder. Galen ve sfalerit sonunda cevher çoğu kez stokverk

veya damarcıklar halindedir. Masif cevhere daha ender rastlanır. Galen ve sfalerit zonunun

altında kalkopirit-pirit zonu bulunur. Kalkopiritin pirite göre olan oranı derine ve yana doğru

azalır. Doğu Pontidlerde bazı masif sülfit yataklarında kurşun ve çinko mineralleri çok azdır.

Bu durumda en üstteki cevher masif olsun veya olmasın kalkopiritten veya kalkopirit -piritten

müteşekkildir.

Mineralojik zonlanmaya uygun olarak Pb ve Zn en üstte, Cu daha aşağıda bulunur,

Cu/pirit oranı derine doğru azalır. Ağ, Sb, As, Bi, Cd gibi elementler en üstte Pb ve Zn ile

beraber bulunurlar. Au ise Cu ve pirit ile birliktedir. Saçınım, stokverk, damarcık şeklindeki

cevherleşmelerde saçınımların, damar aşlarının, damarcıkların yoğunluğu derine ve yana

doğru tedrici olarak azalır. Net sınırlı cevherleşmeler azdır. Masif cevher varolduğunda

üsttedir. Kolloform (jel) yapılara varolduklarında en üst seviyelerde rastlanır. Masif cevher

nispeten daha ince tanelidir.

Başlıca hidrotermal ayrışmalar silisleşme, karbonatlaşma, kloritleşme, serisitleşme ve

killeşme niteliğindedir. Silisleşme cevherleşmeyle en sıkı ilişkili olanıdır.

Cevherleşmeler bazen volkanik veya volkanojenik istif için de tekrarlanarak

bulunurlar.

Doğu Pontid masif sülfit.yatakları Kuroko tipi yataklardan özellikle yaşları, siyah

cevherin ve sarı,cevherin genellikle masif olmayan yapısı ve tekrarlı olabilmeleri bakımından

ayrılırlar.

Doğu Pontidlerdeki masif sülfit yatakların oluşumu için başlıca iki görüş ileri

sürülmektedir :

Senjenetik ekzalatif-sedimenter cevherleşme

Epijenetik hidrotermal cevherleşme

Aslında bu yataklar polijenetik olarak teşekkül etmişlerdir. Getirimlerin niteliği ve

ulaştıkları ortama göre değişik yapıda cevherleşmeler oluşmuştur. Böylece hidrotermal

eriyikler deniz dibine erişemedikleri yerlerde saçınım, stokverk, damarcık, breş dolgusu

şeklindeki cevherleşmeleri meydana getirmişlerdir. Araştırmalar bunların mezotermal

olduklarını göstermiştir. Dasitik kayaçları aşarak deniz dibine varan hidrotermal eriyik ve

ekzalasyonlar ise masif ve gerçek anlamda volkano-tortul cevherleşmeleri oluşturmuşlardır.

Doğu Pontidlerdeki masif sülfit yataklarının başlıcaları (Şekil 122) en karakteristik

özellikleri ile aşağıda sıralanmıştır.

Bl- Murgul Bakır ve Pirit Yatakları (Artvin-Göktaş) (Şekil 124): Doğu Karadeniz'in

halen işletilmekte olan en önemli iki yatağı buradadır. Bunlar yân yana duran Anayatak (=

damar) ve Çakmakkaya yataklarıdır. Yörede değişik önemde daha birçok zuhur bulunur. Çok

eski devirlerden beri (MÖ. 316) işletilmekte olan Murgul yataklarından Anayatak 1000' m

uzunluğunda, 700 m genişliğinde düzensiz mercek biçimindedir. Ekonomik cevher kalınlığı

70-100 m arasındadır. Çakmakkaya 800 m uzunluğunda, 250 m genişliğinde, 100-150 m

kalınlığında yine düzensiz mercek şeklindedir.

Başlıca cevher mineralleri kalkopirit ve piritten ibarettir. Sfalerit, galen ve tetraedrit az

miktarda mevcuttur. Gang mineralleri olarak kuvars, kalsit, ankerit, siderit, kalseduan,

ametist, kil mineralleri ve jips izlenir. Jips Anayatak'ta önemli miktarda ve masif halde

bulunabilmektedir.

Cevherleşme dasitik tüf ve breşler içindedir. Alt sınır geçişlidir. Tavan ise oldukça

nettir. Hem Anayatak'ta hem de Çakmakkaya1 da tavanda mor renkli genç dasitler bulunur.

Bazen cevher ile mor renkli dasitler arasında ince bir seviye olarak steril, ayrışmış, dasitik

vitrik tüfler (pümis tüfler) izlenir. Anayatağın Kuzeybatısında durum biraz değişiktir. Burada

cevherli dasit ve ince vitrik tüflerin üzerinde volkano-tortul serinin bir üyesi olan bazaltlar

bulunur (Şekil 125). Bu bazaltlar güneybatıya doğru kaybolurlar.

Cevherleşme yoğun saçınım, stokverk, breş dolgusu ve damar halindedir. Cevher

genelde derine doğru fakirleşmektedir. Ancak yersel tektonik özelliklere bağlı olarak derinde

de bazı zengin zonlar bulunabilmektedir.

Murgul bakır-pirit yataklarının oluşum yaşı üst Kretase'dir. Cevherleşmeyi hemen

takip eden bir aşınma dönemine ait cevher çakılları yörede üst Kretase yaşlı volkano-tortul

seri içinde bulunmuştur.

Ortalama bakır tenoru Anayatak'ta % 1,4, Çakmakkaya'da % 1,0 dir. Pirit alt ürün

olarak elde edilmektedir. Yatakta bulunan Zn, Pb, Ağ gibi diğer elementler

değerlendirilmemektedir.

Yataklar volkanojenik hidrotermal (mezptermal) oluşumlardır o Ancak bazı sferolitik

ve kolloform (jel) yapılar cevherleşmenin kısmen çok düşük ısılarda gerçekleştiğini

göstermektedir.

B2- Kuvarshan Bakır Yatağı (Artvin) ; Günümüzde artık işletil-memektedir, ancak

tarihte Doğu Karadeniz'in en önemli bakır yatağı olmuştur. Kuvarshan bakır yatağı çok

kuvvetle kırılmış ve kıvrılmış bir yerde bulunmaktadır. Tabakalar dike yakın eğimli, hatta

bazen ters vaziyettedir (Şekil 126).

Cevher mostrası yoktur, ancak sondaj verilerine göre masif cevher dasitik

piroklastitler ile volkano-tortul kayaçlar arasındadır. Saçxnxrolı cevher dasitik piroklastitler

içindedir. Cevher masif zonda kalkopirit ve piritten, saçınındı zonda ise piritten müteşekkildir.

Bu özellikleriyle yatak kısmen ekzalatif-sedimenter, kısmen de hirotermal özelliktedir ve

gerçek anlamda bir masif sül-fit yatağıdır.

B3- Irsahan Bakır-Çinko Yatağı (Artvin) : Geniş bir senklina-lin Doğu Kanadı altında,

Kuvarshan ile aynı bir tektonik hat üzerinde bulunmaktadır (Şekil 127) . Önemli bir mostra

vermeyen bu yatakta masif sfalerit cevheri mevcuttur.

B4- Madenköy Bakır-Çinko-Pirit Yatağı (Çayeli-Rize) : Bu yatakta cevherleşme esas

itibariyle yeraltında örtülü olarak bulunmaktadır. 3 türlü yataklarıma saptanmıştır?

a) Mercek şeklinde masif cevher : Yaklaşık 450 m uzunluğunda, 200-300 m

genişliğinde, 20-25 ra kalınlığında 3 adet mercek vardır. Bunlar çok büyük açılarla Kuzey-

batı'ya doğru eğimlidirler. Mercekler mor rankli türler ve bazaltlar ile ardışıklanmışlardır.

Mor tüfler ve bazaltlar Üst Kretase yaşlı volkanotortul serinin üyeleridir. Nitekim biraz daha

üst seviyelerde kırmızı kireçtaşları ve dar anlamdaki diğer volkano-tortul kayaçlar izlenir

(Şekil 128).

Mercek şeklindeki masif cevherin başlıca mineralleri sfalerit, kalkopirit ve pirittir»

Her bir mercek içinde sfalerit üstte, kalkopirit ortada, pirit ise altta daha zengin olarak

bulunur. Başlıca gang mineralleri kuvars ve barittir.

Bant şeklinde masif cevher : Sahanın güney-batısında, fazla yaygın olmayan, 1-2 m

kalınlığında, birkaç ayrı seviyede, bant şeklinde (ince katmanrı/ nnnif cevhere rastlanmıştır.

Hepsi ror tüfler içindedir. Başlıca cevher mineralleri sfalerit ve kalkopirittir. Pirit daha az

miktardadır.

Saçınım ve stokverk şeklindeki cevher : En alttaki masif cevher merceğinin tabanında,

dasitik tüfler içindedir. Yaklaşık 20 m kalınlığındadır. Cevher mineralleri yine sfalerit,

kalkopirit ve pirittir. Bunların tenoru derine doğru tedrici olarak azalır. Yanal olarak da

saçınım ve stokverk şeklindeki cevher yerini damarcıklara bırakır. Masif cevher

marccklori'arasında mor tüfler de yer yer saçınımlı cevher içerirler (Şekil 128).

Sahada hidrotermal ayrışma olarak silisleşme, serisitleşme, kloritleşme, piritleşme,

karbonatlaşma görülür. Cevherli kısımlardan dışa doğru silisleşme-serisitleşme-kloritleşme

şeklinde bir zonlanma saptanmıştır.

Madenköy yatağı gerçek masif cevher içermesi, tekrarlı olması ve ekonomik değeri

bakımından önem taşır. Masif cevherde ortalama tenor şöyledir: Cu % 3,6, Zn % 6,4.

Volkano-sedimenter yataklara tipik bir örnek teşkil eden masif cevher ekzalatif-sedimenter

veya ALTUN'a (1977) göre hidroterraal-sedimenter kökenlidir. Saçınım ve stokverk

şeklindeki cevher ise hidrotermal olarak ve kısmen orna-tımla meydana gelmiştir. Yatak

eğimli konumunu daha sonra tektonik nedenle kazanmıştır.

B5- Kutlular Bakır-Pirit Yatağı (Sürmene-Trabzon) : Kutlular Sürmene yöresinde

çember şeklinde dizilmiş birçok yataktan biridir. Burada dasitik tüfler ile volkano-tortul seriye

ait bazaltlar arasında mercek şeklinde masif cevher bulunmaktadır (Şekil 129) , Merceğin

uzunluğu yaklaşık 150 m, genişliği yaklaşık 80 m'dir. Kalınlık 40 m1 ye kadar erişir. Masif

cevher başlıca pirit ve kalkopirit-ten ibarettir. Ortalama bakır tenoru % 1,5 kadardır. Masif

cevher merceği bir diyabaz daykı tarafından katedilmiştir.

Alttaki dasitif tüfler de saçınım ve stokverk halinde pirit mineralizasyonu içerir.

Kutlular bakır-pirit yatağının masif cevheri tipik volkano-tortul niteliktedir. Saçınım ve

stokverk halindeki pirit ise hidrotermaldir. Yatağın oluşumunda Kaldera şeklindeki bir

yapının rol oynadığı sanılmaktadır.

B6- israil Bakır-Pirit Yatağı (Tirebolu-Giresun) : Dasitik tü ve breşler üstünde masif

cevher bulunur. Masif cevher başlıca pirit ve az kalkopiritten oluşmuştur. Saçınım, stokverk

ve breş dolgusu cevher daha alttadır. Yatak üzerinde önemli bir oksidasyon zonu (demir

şapka) gelişmiştir.

B7- Harköy Bakır, Çinko, .Pirit, Yatağı (Tirebolu-Giresun) (Şekil 130) : Yörede

dasitik piroklastitler ve bunların üzerine gelen volkano-tortul serinin kireçtaşı, kumtaşı, tüf,

tüf it gibi kayaçla-rı bulunmaktadır. Dasitik piroklastitler in üzerindeki cevher başlıca pirit,

kalkopirit ve sfaler itten müteşekkildir. Aynı mineraller

dasitik piroklestitler içinde saçınım ve stokverk halinde de mevcuttur. Yatak üzerinde önemli

bir oksidasyon zonu (demir şapka) gelişmiştir.

B8- Harşit Köprübaşı Bakır, Çinko, Kurşun Yatağı (Tirebolu-Gi-resun) (Şekil 131) :

Dasitik piroklastitler tîst Kretase yaşlı vol-kano-tortul serinin ince tabakalı tüf, tüfit, kumtaşı,

kireçtaşı gibi kayaçları ile örtülmüşlerdir. Masif, stokverk ve saçınım şeklindeki cevher

dasitik piroklastitler içindedir. Masif ve stokverk cevher üst seviyelerde, piritin egemen

olduğu saçınım şeklindeki cevher ise yan ve alt seviyelerde bulunmaktadır. Genelde

merceğimsi olarak bulunan yatağın uzunluğu 300 m, genişliği 130 m'dir. Ekonomik cevherin

maksimum kalınlığı 80 m'dir. Cevher başlıca pirit, kal-kopirit, sfalerit, galen ve tetraedrit'ten

oluşmuştur. Yer yer bur-nonit, antimonit, realgar, bornit gibi minerallere de rastlanır. Gang

mineralleri kuvars, kalseduan, barit ve kil'dir. Dasitik piroklastitler ile volkano-tortul serinin

tabanında yüzeysel ayrışmaya bağlı olarak ayrıca malakit, azürit, kovellin, kalkozin, kalkantit,

limonit, jips, kükürt gibi mineraller de mevcuttur.

Harşit Köprübaşı yatağı ekonomik bakır, çinko ve kurşun dışında önemli miktarda

gümüş ve antimuan içermektedir. Birçok yazar bu yatağın dacitik volkanizmaya bağlı olarak

önce ekzalatif sedimenter, daha sonra da volkanojenik hidrotermal olarak teşekkül ettiğini dü-

şünmektedir .

B9- Lahanos Bakır, Çinko, Pirit Yatağı (Espiye-Giresun) (Şekil 132) : Dasitik

piroklastitler tabakalı tüf ve tüfitler ile örtülmüştür. Daha üstte volkano-tortul serinin

spilitleşmiş bazaltları bulunmaktadır. Cevher başlıca iki ayrı seviye halinde, katmansı olarak

dasitik piroklastitler içindedir* Yatak yaklaşık 700 m uzunluğunda, 300 m genişliğindedir.

Cevherli seviyelerin kalınlığı 20 m kadardır. Başlıca cevher mineralleri pirit, kalkopirit ve

sfalerit-tir. Gang mineralleri kuvars ve barittir. Yatak içinde derine doğru bakır tenoru

azalmakta, pirit tenoru ise artmaktadır.

Lahanos yatağının tekrarlı biçimde ekozalatif-sedimenter olarak teşekkül ettiği, ancak

volkanojenik hidrotermal cevherleşmelerin de varolduğu düşünülmektedir.

B10- Piraziz Bakır-Çinko-Kurşun ve Pirit Yatağı (Giresun) : Dasitik piroklastitler

içindeki cevher damar, damarcık, stokverk ve saçınım halindedir. Geniş bir alanda mostra

vermektedir. Çok zengin bir mineralojik bileşime sahiptir. Başlıca cevher mineralleri pirit,

sfalerit, tetraedrit, burnonit, galen ve kalkopirittir. önemli gang mineralleri ise kuvars, kalsit,

barit ve kil'dir. Yatak volkanojenik hidrotermal oluşumludur.

C- Besshi Tipi Masif Sfllf.it Yataklar : "Besshi tipi" deyimi Japonya'da Shikoku

maden bölgesinde bulunan masif sülfit yataklar ile bunlara benzeyen diğer yataklar için

kullanılır. Bu yatakların en önemli özelliği ada yayları oluşumunun erken safhasında teşekkül

etmeleridir. Andezit, bazalt, bunların piroklastik ürünleri ile volkanojenik kırıntılı derin deniz

tortul kayaçları (çamurtaşı, şeyi, çört, vb.) ile birlikte bulunurlar. Katmansı şekilde

yataklanmış Besshi tipi masif sülfit yataklarının başlıca cevher mineralleri pirit ve

kalkopirittir. Sfalerit ve galen de bol miktarda bulunabilir. Kuvars ve barit en Önemli gang

mineralleridir.

üst Mesozoik yaşlı Besshi tipi yataklar yüksek sıcaklık meta-morfizmasına

uğramışlardır. Yurdumuzda bu tipe benzeyen bir yatak saptanmamıştır.

D- Kıbrıs Tipi Masif Sülfit Yataklar : ismini bakır kelimesinden alan Kıbrıs

adasındaki Troodos masifinde çok sayıda bakır yatağı bulunmaktadır. "Kıbrıs tipi" veya başka

bir deyişle "ofiyolitle-re bağlı" bu masif sülfit yataklarının en önemli özelliği ofiyolit

topluluğunun bazaltları içinde yer almalarıdır. Kıbrıs'da Troodos masifinin esasını oluşturan

ofiyolitler alttan üste doğru şu lito-lojik birimleri içerirf

Ultramafik karmaşık: Az çok serpantinleşmiş dünit ve peridotit

Gabro karmaşığım Gabro, tronjihemit

Levha dayk karmaşığı: Diyabaz, dolerit, tronjihemit daykları

Pillov-lava'lı karmaşık: Ayrışmış taban lavları, toleitikalt pillov-lava'lar ve alkalen üst

pillov-lava'lardan müteşekkildir.

Masif sülfit cevherleşmeleri Kıbrıs'ta pillov-lava'lı karmaşığın değişik seviyelerinde

bulunabilmektedir, örneğin Kıbrıs'ın en tanınmış yataklarının yer aldığı ramasos'ta

cevherleşme taban lavları ile üst pillov-lava1lar arasında (Şekil 133) veya alt ve üst pillov-

lava1lar arasındadır (Şekil 134).

Kıbrıs'ta ofiyolitlerin tortul örtüsü demir ve manganezce çok zengin ince bir şeyi ile

başlar. Bu şeyi Kampaniyen yaşındadır. Daha üstte Maaştriştiyen-Alt Miyosen yaşlı

karbonatlı tortul kayaçlar bulunur. Bunlarında üstünde üst Miyosen ve daha genç karasal klas-

tik kayaçlar yer alır.

Kıbrıs'ta cevherleşme iki ayrı şekilde bulunabilir:

Masif cevher Başlıca, pirit, kalkopirit ve sfaleritten oluşmuştur. Diğer sülfürler iz

halindedir.

Stokverk Şeklindeki Cevher : Ayrışmış bazaltlar içindedir. Başlıca piritten oluşmuştur.

Diğer sülfürler daha az miktardadır. Bazaltların ayrışması killeşme, kloritleşme ve bilhassa

damarcıkların yakınında silisleşme şeklindedir. Kayaç içinde ayrıca saçınım halinde pirit

bulunur. Stokverk cevher daima masif cevherin altındadır. Derine doğru stokverk cevheri

oluşturan damarcıkların oranı azalır. Cevher kütlesinin lavlarla örtülü olduğu durumlarda

tavanda ince bir limonit tabakası mevcuttur. Cevher kütlesi mostra veriyorsa üstte demir şap-

ka (gossan) gelişmiştir. Demir şapkanın boşluklarında altın ve gümüşçe zengin oksidasyon

ürünleri bulunmaktadır.

Kıbrıs'taki masif sülfit yatakları başlıca bakır, çinko ve pirit bakımından ekonomik

önen taşımaktadır. Kıbrıs tipi masif cülfit yatakların masif cevheri volkano-tortul (= ekzalatif

sedimenter)

olarak teşekkül etmiştir. Bunlar okyamîo r ofiyolitik volkanizmanın bazaltları ile

birlikte oluşmuşlardır. Stokverk cevherleşme ise aynı volkanizmaya bağlı olcorak hidrotermal

şekilde meydana gelmiştir.

E- Ergani Bakır-Pirit Yatakları (Maden-Elazığ): Güneydoğu Anadolu'da Torid

Tektonik biriminin ofiyolit kuşağı içinde birçok benzer yatakla birlikte yer alırlar. Ergani

yatakları "Kıbrıs tipi" yataklara büyük benzerlik gösterirler.

Bölgenin genel jeolojik özellikleri de Kıbrıs Troodos masifinin özelliklerine büyük

ölçüde benzemektedir. Burada yoğun olarak serpantinleşmiş ultramafik kayaçlar (dünit,

peridotit, piroksenit), gabrolar, diyabaz daykları, diyabaz ve pillov-lava'lar bulunmaktadır. Bu

ofiyolitik birliğe ait kayaçları çörtler, Maastriştiyen yaşlı çamurtaşları ve üst Kretase-Alt

Eosen yaşlı bir fliş üstler.

Ergani'de Kuzey-batı'dan Güney-dogu'ya doğru 9 km'lik bir hat boyunca birçok yatak

veya zuhur bilinmektedir. Başlıcaları şunlardır;

tteiss Yatağı : Cevher katmansı halde, tavan ve taban kayaçları ile uyumlu olarak

bulunmaktadır. Yaklaşık 50 m genişliğinde, 10 m kalınlığındaki cevherin tavanında

çamurtaşları tabanında diya baz ve pillovlavalar bulunmaktadır. Taban kayaçları saçınım ha-

linde bir miktar cevher içermektedir. Pirit ve kalkopirit başlıca cevher mineralleridir. Weiss

yatağı tipik bir ekzalatif - sedimenter oluşumdur.

Anayatak : Türkiye'nin en eski ve en Önemli yataklarından biridir. Burada alttan üste

doğru şu litolojik birimler mevcuttur;

Serpantinit ve gabro.

Diyabaz-pillov-lava-volkanit karmaşığı.

Piritli çört ve manyetiti! klorititler.

Siyah çamurtaşları

Kırmızı-yeşil çamurtaşları (Maastristiyen)

Bütün bu birimler yoğun şekilde faylanmış olarak bulunurlar. Cevherleşme serpantinit

ve gabro biriminin üstünde, kırmızı-yeşil çamurtaşları biriminin altındaki diğer birimler

içindedir (Şekil 135). Merceksi yığın, stokverk, damar, damarcık ve saçınım şeklindedir.

Oldukça düzensiz olarak yaklaşık 500 m genişliğinde, 250 m genişliğinde bir alanda mostra

vermektedir. Başlıca cevher mineralleri pirit ve kalkopirittir. Pirotin, manyetit, sfalerit diğer

önemli metalik minerallerdir, özellikle pirit ve kalkopiritten itibaren türemiş oksidasyon ve

sementasyon zonu mineralleri öncelikle işletilmiştir. Bugün bu tür minerallere az

rastlanmaktadır. Klorit, kuvars, kalsit, ankerit ve siderit başlıca gang mineralleridir. Kobalt iz

unsur olarak mevcuttur.

Anayatak kısmen ekzalatif-sedimenter, kısmen de volkanojenik hidrotermal özelliği de

"Kıbrıs tipi" bir masif sülfit yatağıdır.

c) Kısabekir Yatağı : Burada cevher serpantinit ve diyabazlar içinde stokverk, damar

ve damarcık halindedir. 100 m uzunluğunda, 30 m genişliğinde bir yerde mostra veren cevher

başlıca pirit ve kalkopiritten ibarettir. Yatak daha ziyade volkanojenik hidroter-mal

oluşumludur.

F- Küre Pirit-Bakır Yatağı (Kastamonu) % Ofiyolitik volkaniz-maya bağlı olarak

oluşmuş bir masif sülfit yatağıdır. Ancak bu yöredeki ofiyolitlerin Liyas öncesi olduğu

düşünülmektedir. Liyas yaşlı şeyi, sleyt, fillit gibi kayaçlar bu ofiyolitleri örterler. Yaklaşık

150 m genişliğinde 40 m kalınlığındaki cevher merceğimsi yığın şeklindedir. En çok bulunan

mineral pirit'tir. Kalkopirit ikincil önemdedir. Yatakta ayrıca kobalt mineralleri de mevcuttur.

Küre bakır yatağının ekzalatif-sedimenter, kısmen de volkanojenik hidrotermal olduğu

düşünülmektedir.

G- Rio Tinto Pirit-Bakır Yatağı (ispanya) : Cevherleşme Kar-bonifer yaşlı sleyt ve

kuvarsitler ile riyolit ve riyolitik pirok-lastitler arasında masif halde bulunmaktadır. Riyolit ve

riyolitik piroklastitler ayrıca stokverk şeklinde cevher içermektedir (Şekil 136). Başlıca

mineraller pirit ve kalkopirittir. Yatak kısmen ckza-latif-sedimenter, kısmen de volkanojenik

hidrotermal olarak oluşmuştur. Yatak üzerinde ayrıca bir oksidasyon ve sementasyon zonu

gelişmiştir.

H- Horanda Tipi Masif Sülfit Yatakları (Kanada) : "Noranda tipi" deyimi Kanada'da

Noranda bölgesinde bulunan, az çok metamorfizmaya uğramış, Prekambriyen yaşlı masif

sülfit yataklar ile bunlara benze™ yen diğer yataklar için kullanalır.

Noranda bölgesinde cevherleşmeler riyolitik volkanizmaya bağlı olarak riyolitik

piroklastitler içinde yer almışlardır. Masif cevher merceğimsi yığınlar halindedir ve genellikle

demirli bir çört ile örtülmüşlerdir (Şekil 137). Masif cevherin altında riyolitik piroklastitler

içinde daima stokverk ve saçınım halinde daha zayıf bir cevherleşme mevcuttur.

Pirit, pirotin, kalkopirit ve sfalerit en çok rastlanan cevher mineralleridir. Mineralojik

bir zonlanma mevcuttur. Sfalerit va^ci duğunda masif cevherin en üst kısıtlında derişmiştir.

Kalkopirit ve pirit daha altta, masif pirit ise en altta bulunur. Mineralojik bileşimden de

anlaşılacağı gibi Horanda tipi yataklar özellikle bakır ve çinko bakımından ekonomik önem

taşırlar. Bu yataklardan ayrıca altın ve gümüş1te elde edilir.

Bu yatakların en tipik özelliklerinden biri saçınımlı cevherin de yer aldığı taban

kayaçlarının yoğun olarak kloritleşmiş olmasıdır. Kloritleşme yanal olarak azalır.

Masif cevher ekzalatif-sedimenter olarak oluşmuştur. Stokverk ve saçınımlı cevher ise

volkanojenik hidrotermal kökenlidir.

Comstock Lode Altın ve Gümüş Yatağı (Nevada, ABD) : Cevherleşme Tersiyer yaşlı

asit volkanitlerin içinde kırıklarda ve breşik fay zonlarında gelişmiştir. Damar, damarcık, breş

dolgusu ve saçınım şeklindedir. Yatakta başlıca cevher mineralleri pirit, kalkopirit, sfalerit,

galen, altın ve gümüş tellürürler ile nabit altındır. Kavaro on önemli gang mineralidir.

Comstock Lode volkanojenik hidrotermal bir yataktır.

Arapdağ Altın ve Gümüş Zuhuru (izmir) : Cevherleşme Tersiyer yaşlı dasitler içinde

birbirine paralel damarlar halindedir. Cevher mineralleri pirit, kalkopirit, sfalerit, galen ve

altın tellürürdür

Altın ayrıca pirit ve kalkopirit içinde de mevcuttur. Nabit altın çok azcb.ı-. Gümüş galene

bağlıdır. Breşik zonlarda altın tenoru daha yüksektir. Yüzeysel ayrışma olaylarına bağlı olarak

altın oksidasyon kuşağının eşit kısmında derişmiştir.

Arapdağ zuhuru volkanojenik hidrotermal bir oluşumdur.

4- Oruro Kalay ve Gümüş Yatağı (Bolivya) t Cevherleşme Tersiyer yaşlı asit

volhanitlerin içinde damarlar halindedir. Oruro yatağı son derece zengin bir mineralojik

bileşime sahiptir. En öneifli cevher minerali kassiterit1tir. Kassiterit dışında çok çeşitli sülfür

ve sülfoantimoniyür mineralleri mevcuttur. Gümüş pirarjirit gibi sülfoantimoniyür mineralleri

içindedir.

Oruro volkanojenik hidrotermal bir yataktır. Yurdumuzda benzerine rastlannılmıştır.

5- Helen Demir Yatağı (Kanada) : Helen demir yatağı "Algoma tipi" yataklara bir

örnek teşkil etmektedir. Algoma tipi demir yataklarının ortak özellikleri Prekambriyen yaşlı

yeşil kayaçlar birliği içinde yer almaları ve asit volkanik kayaçlara bağlı olmalarıdır.

Halen demir yatağı katmansı şekildedir. Tabanda riyolit, tavanda çört bulunmaktadır. Başlıca

cevher mineralleri siderit ve pirittir. Siderit altta, pirit ise üstte daha boldur. Yatak andezitik

dayklar tarafından kesilmiştir (Şekil 138).

Yeşil şist fasiyesinde metamorfizmaya uğramış Helen yatağı ek-zalatif-sedimenter bir

oluşumdur. Yurdumuzda bu tipte yatak bilinmemektedir.

6- Kirunavaara Demir Yatağı (isveç) : Kirunavaara demir yatağı yaklaşık 5 km

uzunluğunda, ortalama 90 m genişliğinde katmansı bir yataktır. Yatağın derinliği 1250 m

kadardır. Tabanda siyenit, tavanda riyolitler bulunmaktadır (Şekil 139). Yan kayaçlar ve

cevherleşme Prekambriyen yaşlıdır.

Başlıca cevher minerali manyetit1tir. En önemli gang minerali apatit'tir. Bu şekilde

apatitli ve manyetitli cevher için "Kiruna tipi" deyimi kullanılmaktadır.

Yatağın oluşumu çok tartışmalıdır. Riyolitik lavlar ile köken-sel bir ilişkinin varlığı

kabul edilmektedir. Ancak birçok yazar cevherleşmenin ortomagmatik dönemde sıvı halde

karışmazlık olayına bağlı olarak geliştiğini ve sokulum şeklinde yerleştiğini düşünmeJc-tedir.

Bazı yazarlar pnömatolitik bir oluşum ileri sürmektedirler.

Avnik Demir Yatağı (Genç-Bingöl) : Apatit ve manyetitli olması bakımından "Kiruna

tipi" bir yatak olduğu kabul edilmektedir. Avnik demir yatağı katmansı yapılardan

oluşmuştur. Uzunlukları 80 - 400 m, kalınlıkları 10-35 m arasında değişmektedir. Derinlik

yaklaşık 50 m'dir. Katmansı yapılar Paleozoik (?) yaşlı gnayslar içindedir. Cevher ile yan

kayaç kontağında genellikle ince bir amfibolit gelişmiştir (Şekil 140). Avnik demir yatağının

oluşumu tartışmalı olmakla beraber, bazı araştırıcılar yöredeki gnaysların metamorfizmaya

uğramış asit volkanitler olduğunu, yatayın da bu asit volkanitler ile köken bakımından ilişkili

olduğunu düşünmektedir.

Lake Superior Bakır Yatakları (Michigan, ABD) : Prekambriyen yaşlı, çok geniş bir

alana yayılmış bazaltların gözenekleri nabit bakır ile dolgulanmıştır. Bakırın iz unsur halinde

ve senjenetik olarak lavlar içinde bulunduğu, daha sonra yanal göç ile gözeneklerin içine

taşındığı düşünülmektedir. Bazı yazarlar bakırın derişmesini metamorfizma ile

açıklamaktadırlar.

9- Turhal Antimuan Yataklarz (Tokat) : Turhal yöresinde Paleozoik (?) yaşlı

metamorfik kayaçlar yüzeylenmektedir. Bunlar grafit şist, serisit şist, yeşil şist, mermer ve

metadiyabaz cinsi kayaçlardır. Yörede metarorfitleri örten Kretase yaşlı kireçtaşları ile

Tersiyer yaşlı marn, kil ve kumtaşları bulunmaktadır. Cevherleşme bir damar alanı içinde,

Doğu-Batı doğrultusu boyunca, paralel damarlar halindedir. Damarların hepsi metamorfik

kayaçların içinde yer almıştır.

Daima dike yakın bir eğime sahip olan damarların uzunluğu ve derinliği 200 m'ye

erişebilmektedir. Kalınlık ise birkaç cm ile birkaç m arasında değişir. Başlıca cevher minerali

antimonit,. başlıca gang minerali ise kuvars'tır.

Turhal antimonit yataklarının oluşumu tartışmalıdır. Bazı yazarlar bunların katmansı

nitelikte olduklarını ve metadiyabazlarla köken bakımından ilişkili olduklarını düşünürler.

Ancak çoğu yerde antimonit cevherleşmesinin epijrnetik teşekkülü belirgindir. Bu nedenle

cevherleşmelerin metamorfitlerden daha genç bir plütonizmaya veya volkanizmaya bağlı

olarak düşük ısılı hidrotermal (epitermel) şekilde teşekkül ettiği düşünülmelidir.

10- İvrindi Antimuan Yatakları (Balıkesir) : Yörede metamorfik bir zemin üstünde

Permiyen yaşlı klastik kayaçlar ile kireçtaşları bulunmaktadır. Bunların da üstünde Miyosen

yaşlı andezit ve dasitler bulunur, ivrindi yöresinde çok sayıda antimuan cevherleşmesi

özellikle Miyosen yaşlı volkanitler içinde damarlar halinde bulunmaktadır. Cevher minerali

antimonit, gang minerali kuvars'tır.

ivrindi antimuan yalakları Miyosen volkan!elerine baljlı düşük ısılı hidrotermal

(epitermal) oluşuklardır. Ancak bazı araştırıcılar cevherleşmelerin Paleozoik spilit ve

diyabazları ile eş oluşumlu olduklarını ve sonradan kırık hatlarına hareket ederek bugünkü

yerlerini aldıklarını ileri sürmektedir.

11- Almaden Civa Yatağı (ispanya) ; Dünyanın en önemli ve en eski civa yatağıdır.

Almaden1de cevherleşme daima Siluriyen yaşlı kuvarsitler içinde katmansı şekildedir (Şekil

141) . Kalınlığı yaklaşık 3-5 m olan uç cevher seviyesi bilinmektedir. Tabanda Ordovisiyen

yaşlı kiltaşları, tavanda Siluriyen yaşlı volkano-tortul kayaçlar mevcuttur.

Başlıca cevher minerali plan zinober kuvarsitin taneleri arasında, mikrokırıklarında ve

hatta bazen kum tanelerinin içinde bulunmaktadır. Cevherleşmenin volkanojenik hidrotermal

olduğu ve ter-cihan boşluklu kuvarsit içine yerleştiği düşünülmektedir.

12- Sızma-Lâdik Cıva Yatakları (Sarayönü-Konya) : Sızma ile Lâdik arasında

kalan alanda çok sayıda cıva yatak ve zuhuru bulunmaktadır. Bu yörede Paleozoik yaşlı

mermerler, fillitler ve kristalize kalkerler bulunmaktadır. Cevherleşme en çok fillit'in üstte

bulunduğu fillit-kristalize kalker stratigrafik dokunakların da görülmektedir. Bu kesimlerde

cevher katmansı şekildedir. Ancak cıva cevherleşmelerine kristalize kalker ve mermerlerin

içindeki breşik fay zonlarında, kırıklarda ve çok küçük cepler içinde de rastlanmaktadır (Şekil

142).

Asıl cevher minerali zinoberdir. Antimonit, realgar, orpiment ve pirite de

astlanmaktadır. Kuvars, kalsit ve flüorit başlıca gang mineralleridir.

Sızma-Lâdik cıva yatakları düşük ısılı hidrotermal (epitermal) oluşuklardır. Bazı

araştırıcılar yatakların volkanojenik kökenli olduğunu, diğer bazı araştırıcılar ise granitik bir

plütonizmaya bağlı olduğunu düşünmektedir.

Halıköy Cxva Yatağı (ödemiş-lztnir) : Cevherleşme tavanı gnays, tabanı mikaşist olan

ters bir fay hattı içinde yer almıştır. Fay hattı boyunca gelişmiş killi bir ezilme kuşağı kılavuz

niteliğindedir. Cevherleşme fay hattı içinde damar, damarcık ve saçınım şeklindedir (Şekil

143). Başlıca cevher minerali zinober, gang minerali ise kuvars'tır. Halıköy cıva yatağının

Tersiyer asit volkanizmasına bağlı düşük ısılı hidrotermal (epitermal) bir yatak olduğu

düşünülmektedir.

Doğu Pontid Manganez Yatak ve Zuhurları : Doğu Karadeniz bölgesinde üst Kretase

yaşlı volkano-tortul seri içinde yüzlerce küçük manganez yatak ve zuhuru mevcuttur. Ocaklı

(Maçka-Trabzon) zuhuru bunlardan bir tanesidir (Şekil 144). Doğu Karadeniz manganez

cevherleşmeleri başlıca üç şekilde bulunur.

- Volkano-tortul kayaçlar (s.str.) içinde katmansı şekilde ek-zalatif-sedimenter olarak.

/olkano-tortul kayaçlar veya genç dasitik lav ve piroklastitler içinde damar, damarcık,

stokverk, saçınım, breş dağılımı halindehidrotermal olarak.

Aynı yerde hem ekzalatif-sedimenter, hem de hidrotermal olarak.

Bütün bu yataklarda başlıca cevher mineralleri pirolüzit ve psilomelandır. Gang

mineralleri kuvars, kalseduan, rodokrozit ve kalsittir.

Doğu Karadeniz bölgesindeki manganez yatak ve zuhurları volkano-tortul seriye ait

volkanitlere bağlı, kırmızı kireçtaşlarıyla yaşıt oluşuklardır.

Keçiborlu Kükürt Yatağı (İsparta) : üst Tersiyer yaşlı riyolitik bir volkanizmaya bağlı

olarak, riyolit daykları boyunca oluşmuştur. Tipik bir ekzalatif yataktır. Kükürt sıvamalar,

damar

cıklar ve düzensiz küçük yığınlar halindedir.

Cumaovası Perlit Yatakları (izmir) : Yurdumuzun pekçok kesiminde önemli perlit

yatakları bulunmaktadır. Bunların hepsi Neojen veya daha genç yaşlıdırlar. Cumaovası

perlitleri Pliyosen yaşlı asit bir volkanizmanın ürünü olarak gölsel ortamda gelişmişlerdir.

BÖLÜK XVI

METAHORF1ZMAYA BAĞLI MADEN YATAKLARI

I. TANIM !

Metamorfizmaya bağlı yataklar geniş anlamda hem metamorfizma ile oluşmuş

yatakları, hem de metamorfizma ile yeni bir mineralojik bileşim, yapı ve doku kazanmış

yatakları kapsar.

Tanımdan da anlaşılacağı gibi metamorfizmaya bağlı yataklar konusunda başlıca iki

grup yataktan söz edilebilir.

Metamorfizma ile oluşmuş yataklar ( = başkalaşım yataklara) :

Olağan bir kayacın metamorfizmaya uğraması ile ekonomik öneme sahip bir yatak

oluşur. Bunlar genellikle endüstriyel hammadde yataklarıdır.

Metaraorf izmaya uğramış, yataklar ( = başkalaşvış yataklar):

Kökeni ne olursa olsun, önceden var olan bir yatak metamorfizmaya uğrayarak yeni bir

mineralojik bileşim, yapı ve doku kazanır. Bunlar genellikle metalik maden yataklarıdır.

Yukarıdaki iki grubu da kapsayan metamorfizmaya bağlı maden yatakları için

metamorfojenik veya başkalaşıma bağlı maden yatakları deyimleri de kullanılır.

II,. METAMORFÎZMAYA BAĞLI YATAKLARIN OLUŞUMU;

Metamorfizmaya bağlı yataklar başlıca ısı ve basınç faktörlerine bağlı olarak meydana

gelirler.

Yerkabuğu içinde ısının değeri jeotermik gradyana ve yükselen magmalara bağlıdır.

Bu ısı değeri genellikle anateksi sınırının ısısı olan yaklaşık 650°C'den küçüktür (şekil 145).

Metamorfizma olaylarında rol oynayan en önemli iki basınç litostatik basınç ile

yerkabuğu içindeki hareket ve sürtünmelerden ileri gelen yönlü basınçtır. Litostatik basınç

genellikle 10 kilobarı aşmaz. Yönlü basınç ise kıvrımlarıma, faylanma, bindirme, blok ha-

reketleri gibi tektonik olaylara bağlı olarak yerkabuğunun üst kısımlarında oldukça şiddetlidir.

Buna karşılık derinlere inildikçe etkisi azalır. Metamorfizmaya bağlı yatakların oluşumunda

buhar basıncı nispeten daha önemsiz bir rol oynar.

Isı ve basınç dışında su, karbondioksit ve metasomatik getirim-ler metamorfizmayı

kontrol eden diğer faktörlerdir. Metamorfizma katı ortamda iyonik difüzyon ile gerçekleşir.

Ancak minerallerin arasında veya çok kısa mesafelerde dolaşan sıvı fazın varlığı da kabul

edilmektedir.

Değişik faktörlerin etkinliklerine ve yatakların metamorfizma-ya uğramış veya

metamorfizmayla oluşmuş olmalarına göre aşağıdaki çeşitler ayırt ediliri

Kontakt metamorfizma ile oluşmuş yataklar

Kontakt metamorfizmaya uğramış yataklar

Rejyonal metamorfizma ile oluşmuş yataklar

Rejyonal metarnorfizmaya uğramış yataklar

Dinamik metamorfizma ile oluşmuş yataklar

Dinamik metaraorfizmaya uğramış yataklar

Bütün bu çeşitleri aslında topoşimik ve metasomatik diye ikiye ayırmak mümkündür.

Çok kısa mesafeler içinde gerçekleşen metasomato-zun, maden yataklarının oluşumu

açısından, genellikle önemli bir rolü yoktur. Daha uzun mesafelerde gerçekleşen

metasomatozda ise getirimler Steril migma niteliğindedir. Bununla beraber metasomatozla

ilgili olarak kontakt metamorfik ve ender olarak da bazı rejyonal metamorfik yataklar

meydana gelebilir. Yine bazı yenilenme olayları metasomatoza bağlı olabilir.

Diğer taraftan yukarıda sıraladığımız metamorfizmaya bağlı yatak çeşitlerini

fasiyeslere veya fasiyes serilerine göre alt gruplara ayırmak mümkündür yeşil şist fasiyesinde

metamorfizmaya uğramış yataklar, glokcfan şist fasiyesinde oluşmuş yataklar, vb., gibi.

l- Kontakt Metamorfizma ile Oluşmuş Yataklar : Plütonik kayaç-ların kontakt

zonlarında bulunan yataklar az veya çok oranda metasomatik şekilde meydana gelmişlerdir.

Granitik kayaçlarla da yakından ilişkili olduklarından bu yataklar daha önceki kısımlarda

pirometa-somatik başlığı altında ele alınmışlardı. Aslında bu tür yataklarda-ki cevher

elementlerinin kaynağı ve kontakt metamorfizmanın cevherleşme üzerine katkısı tartışma

konusudur. Zira kontakt zonlarındaki yataklara ait cevher elementleri

Kontakt metamorfizmaya uğrayan kayaçlara ait olabilir.

Granitik kayaçtan itibaren metasomatik olarak gelebilir.

Granitin yerleşmesinden sonra hidrotermal olarak gelebilir.

Son iki açıklama ile cevher elementlerinin az veya çok uzaktan gelebileceği kabul

edilse bile, bu tür yataklara ait gang minerallerinin kimyasal bileşimi yakın çevredeki

kayaçlara bağlıdır.

Metasomatik kontakt metamorfizma ile oluşmuş yataklara örnek olarak volfram,

demir, bakır, kurşun, çinko, vb., yatakları gösterilebilir. Bu pirometasomatik yataklara burada

tekrar değinilmeyecektir .

Metasomatoz olmaksızın, olağan bir kayaçtan itibaren metalik bir maden yatağı

oluşamaz. Ancak yeniden kristallerime sonucu oluşan bazı kayaç veya mineraller fiziksel

özellikleriyle endüstriyel hammadde teşkil edebilirler. Kontakt metamorfizmayla oluşan

mermer, gröna, andaluzit, vollastonit, diaspor, zımpara taşı, grafit yatakları vb. gibi.

2- Kontakt Metamorfizmaya Uğramış Yataklar : Kontakt metamorfizmaya uğrayan

bazı cevherleşmelerde şu değişiklikler meydana gelebilir :

Demir Cevheri : Oksit, hidroksit veya karbonat halindeki demir mineralleri ısı

yükselmesiyle önce hematite, daha sonra manyetite dönüşür. Söz konusu hematit yapraksı

yapıdadır ve spekülarit diye de adlandırılır. Manyetitin tane boyutu kontakt metamorfizmanın

şiddetiyle orantılıdır. Bu cevher minerallerinin yanında damirli, kalsiyumlu, silikatlı gang

mineralleri oluşur.

Manganez Cevheri : Oksit, hidroksit veya karbonat halindeki manganez mineralleri ısı

yükselmesiyle önce braunite, daha sonra hausmannite dönüşür. Bu minerallerin tane boyutu

kontakt metamorfizme şiddeti ile orantılıdır. Cevher minerallerinin yanında manganezil

kalsiyumlu, silikatlı gang mineralleri oluşur.

Alüminyum Cevheri : Boksit içindeki jibsit ve böhmit mineralleri alçak ısıda diaspora

dönüşür ve böylece diasporit adı verilen kayaçlar oluşur. Daha yüksek ısıda zımpara taşı

meydana gelir. Zımpara taşı başlıca korendon, Spinel, manyetit ve andaluzitten oluşmuştur. n

firit ve Sülfürlü Bakır, Çinko, Kurşun Cevheri : Sülfürler bileşimlerindeki kükürtü büyük

oranda kaybederler. Kükürtün ortamdan uzaklaşmasıyla pirit pirotine dönüşür. Daha yüksek

ısılarda pirotin monoklinik formuna veya manyetite dönüşür. Kalkopirit ve demir sülfürden

itibaren kübanit ve valeriit gibi mineraller oluşur. Sfalerit daha yüksek bir demir oranıyla

yeniden kristallenir. Galen de yeniden kristallenir.

Vanadyumlu Bitümlü Şistler : Bitümlü şist içinde dağınık halde bulunan vanadyum

patronit halinde kristallenir.

Kömür : Grafite dönüşür.

3- Rejyonal Metamorfizme ile Oluşmuş Yataklar : Birçok endüstriyel hammadde

yatağının oluşumu doğrudan rejyonal metamorfizmaya bağlıdır. Bu yataklar olağan bir

kayacın yeniden kristallenme sonucunda kazandığı fiziksel özelliklerle oluşmuştur. Başlıca

çeşitleri şunlardır; Amfibol asbest, zeolit, talk, dişten, sillimanit/ gröna, diaspor, zımpara taşı,

mermer, kuvarsit, arduvaz şist, grafit, vb.

Metasomatoz olmaksızın olağan bir kayaçtan itibaren metalik bir maden yatağı

oluşamaz. Buna karşılık, ender de olsa, bazı metalik cevher yataklarının metasomatik rejyonal

metamorfizmayla oluşabileceği düşünülmektedir. Olağan bir kayaç içinde düşük tenörde

dağınık olarak bulunan faydalı elementler, rejyonal metamorfizma ile az çok hareket ederek

yöredeki daha müsait bir kayaç veya yapı içinde deri şeb ilmektedir. Bazı titan, bakır, demir

ve manganez yatakları için bu açıklama yapılmaktadır.

4- Rejyonal Metamorfizmaya Uğramış Yataklar : Epijenetik iç kökenli bir

mineralizasyonün yan kayaçlarla beraber metamorfizmaya uğradığını veya yerini

metamorfizmadan sonra aldığını saptamak çoğu kez güçtür. Bu ancak ayrıntılı bir mineralojik

ve yapısal bir incelemeyle mümkün olur. Yan kayaçlarla beraber metamorfizmaya uğramış

cevherleşmelerde genellikle killeşme şeklindeki ayrışma zonlarının bulunmayışı diğer önemli

bir kriterdir.

Dünyada rejyonal metamorfizmaya uğramış pek çok yatak bilinmektedir. Bu

yataklardan bazılarına daha önce değinilmişti;

Toroslar'daki diasporit yatakları

Witwatersrand altın ve uranyum yatakları

Lake superior elemi r. (takonit) yatakları

İtabira demir (îtabirit) yatakları gibi.

Bu ve diğer bazı cevherleşmelerde rejyonal metamorfizma ile şu değişiklikler

meydana gelebilir.

Demir Cevheri : önceden yüksek ısılı koşullarda oluşmuş cevherde ancak mekanik

deformasyon oluşabilir. Düşük ısılı koşullarda oluşmuş kalıntı veya tortullaşmaya bağlı

yataklarda hematit (spekülarit) ve manyetit oluşur. Bu tür yataklarda kuvars bol miktarda

mevcuttur. Grünerit metamorfizmaya uğrayan demir yataklarının karakteristik bir mineralidir.

Manganez cevheri : Braunit ve hausmannit oluşur. Kuvars bol miktarda mevcuttur.

Rodonit karakteristik bir mineraldir.

Alüminyum Cevheri : Boksit zayıf metamorfizroa koşullarında diasporite, yüksek

metamorfizma koşullarında zımpara taşına dönüşür.

Pirit ve Sülfürlü Bakır, çinko, Kurşun Cevheri : Sülfürlerdeki kükürt oranı azalır.

Böylece pirotin, kübanit, valeriit gibi mineraller oluşur. Ancak bu tür cevherleşmelerdeki asıl

değişiklikler yapısal ve dokusal niteliktedir.

Fosfat : tri apatit kristalleri oluşur.

Kömür : Grafite dönüşür.

Dinamik Metamorfizma ile Oluşmuş Yataklar : Bu şekilde oluşmuş bir yatak

bilinmemektedir. Bazı fay zonlarında grafit mevcuttur. Ancak bu grafitin yanal göç ile

kırıklara sonradan geldiği veya kırıkların özellikle grafitçe zengin yumuşak kesimlerde

oluştuğu düşünülmektedir.

Dinamik Metamorfizmaya Uğramış Yataklar : Bu yataklarda yatak ölçeğinde

gerçekleşen kırılma, ezilme, kıvrılma gibi deformasyonların yanında mineral ölçeğinde de

bazı değişiklikler meydana gelir, örneğin; Pirit, pirotin gibi mineraller kırılır.

Kalkopirit, galen gibi mineraller plastik deformasyon gösterirler (uzama, bükülme, vb.

gibi) ve bazen ikizlenirler.

- Sfalerit çok hareketlidir. Diğer kırılmış minerallerin arağına girer.

III, METAMORFİZMAYA BAfiLI YATAKLARIN YATAKLANMA ŞEKiL VE

YERLER î :

Her tür yatay: raetamorfizmaya uğrayabileceğinden bunlara ait bütün yataklanma

şekillerine rastlanabilir. Alçak basınçtaki bir metamorfiz-ma ile yataklanma şekilleri pek

değişmez. örneğin tortullaşmaya bağlı yatakların katmansı şekilleri aynen korunmuştur. Buna

karşılık yüksek basınç koşullarında metamorfizmaya uğramış yataklarda yataklanma şekilleri

önemli değişikliklere uğrayabilir?

Cevher sucuklu yapı kazanabilir (budinaj).

Damar şeklindeki cevherleşmeler yan kayaçla uyumlu bir yapı kazanabilir.

Cevher yan kayacın yapısına uyumlu olarak akma kıvrımcıkları şeklinde

biçimlenebilir (Şekil 146).

Cevher kıvrımların eksen kısımlarında birikip, kanat kısımlarında inceleb.llir, hatta

yok olabilir (Şekil146) .

Metamorfizmaya bağlı yataklarda genellikle eşit taneli yapılara rastlanır. Çok ince

taneli yapılar, kuşaklı yapılar (yollu, kollo-form, sferoidal), kovuklu ve hücreli yapılar

yeniden kristallerime sırasında kaybolur. Tane boyutları metamorfizma derecesi ile orantılı

olarak artar. Rejyonal metamorfizmaya bağlı cevherleşmelerde taneler uzun bir şekil alır. Bu

tanelerin uzun eksenleri yaklaşık olarak birbirlerine paraleldir. Böylece yapraklı yapılar

oluşur. Pirit, pirotin gibi mineraller kolayca kataklastik bir yapı kazanırlar.

Metamorfizmaya bağlı yataklar genellikle yaşlı yan kayaçlar içinde görülürler. Zira

oldukça derinde gerçekleşen metamorfizmanın etkilediği kayaç ve yatakların erozyonla

yeryüzünde mostra verebilmeleri için uzun bir jeolojik zaman gerekmektedir. Daha genç

meta-morfik olaylara bağlı kayaç ve yatakların bir çoğu henüz derinde bulunmaktadır.

IV, KİMYASAL VE MİNERALOJİK BİLEŞİM

Metamorfizmaya bağlı yataklarda çok çeşitli mineraller varolabilir. Metamorfizmaya uğramış

âış kökenli yatakların parajönezleri, özellikle gang mineralleri bakımından, oldukça değişir.

Çok çeşitli silikatlar oluşur. Buna karşılık nispeten yüksek sıcaklıkta teşekkül etmiş olan iç

kökenli yataklar metamorfizmaya uğradıklarında parajönezlerini büyük ölçüde korurlar.

Metamorfizma ile oluşmuş veya metamorfizmaya uğramış yataklara ait bazı metalik

cevher mineralleri şunlardırı (Not: Pirometasomatik yataklara ait mineraller daha önceden

verildiğinden burada tekrarlanmayacaktır).

Manyetit

FeTiO 3

Tİ02

Mn2O3

Mn3Oı»

FeS2

FeS

CuFeS 2

CuFe2S3

ZnS PbS VS 2

Hematit (Spekülarit) îlmenit Rütil Braunit Hausmannit Pirit Pirotin Kalkopirit Kübanit

Valeriit . Sfalerit Galen Patronit

Gang ve endüstriyel hammadde mineralleri genellikle silikat bileşimindedirj Feldispat,

amfibol, piroksen, mika, talk, pirofil-lit, klorit, epidot, gröna (pirop, almanden), olivin, zeolit,

vb. Bu sayılanlar dışında metamorfizmaya bağlı yataklarda rastlanan başlıca mineraller

şunlardır:

Kuvars : SiO2

Kalsit : CaCOa

Korendon : Al 2O 3

Diaspor : A

Spinel

Sillimanit

Andaluzit

Dişten (=kyanit)

Staurotit

Grünerit

Rodonit

S f en

Apatit

Grafit

MgAl2(H

A16A1 Sİ05

A16A1SSİ05

A16A16Sİ05

FeAU (SİOO 202(OH) 2

Fe7(Siı,Oıı h (OH)2

(Mn,Fe,Ca)SiO3

CaTiSi05

Ca5(PQı,)a(

C

V.ZONLANMA:

Metamorfizmaya bağlı maden yataklarında zonlanma metamorfizme derecesine

bağlıdır. Isı ve basınç koşullarının değişimine bağlı olarak mineralojik ve dokusal

değişiklikler meydana gelir, örneğin, ince taneli pirit-iri taneli pirit-pirotin sıralanması.

VI, METAMORFİZMAYA BAĞLI YATAKLARIN EKONOMİK ÖNEMİ l

Metamorfizmaya bağlı yataklar metalik element olarak Fe, Ti, Mn, Cu, Zn ve Pb

bakımından önem taşırlar. Dünyanın en önemli demir yatakları Antekambriyen yaşlı

metamorfizmaya uğramış demirli jaspi-lit ve kuvarsitlerdir. Bu elementlere ilave olarak

vanadyum ile pi-rometasoıziatik yataklara özgü volfram yatakları da işaret edilebilir.

Metamorfizmaya bağlı yatakların asıl ekonomik Önemi eı-.iüstriyel hammaddelerden

ileri gelmektedir. Mermer, kuvarsit, arduvaz şist, diasporit, zımpara taşı, grafit, amfibol

asbest, zeolit, talk, pire-fillit, sillimanit, andaluzit, dişten, gröna, apatit bunlardan baş-

lıcalarıdır. Yakut (=rübi), jad (nefrit veya jadeit), kaplan gözü (amfibol enklüzyonlu kuvars)

ve jasp (koyu renkli kalseduan) süs eşyası yapımında kullanılan diğer ekonomik maddelerdir.

VII, METAMORFİZMAYA BAĞLI YATAKLARA ÖRNEKLER S

1- Broken - Hill Kurşun, Çinko Yatağı (Avustralya) : Dünyanın en önemli kurşun,

çinko yataklarından biri olmasına karşılık oluşumu tartışmalıdır. Prekambriyen yaşlı sillimanit

ve

grcnalı gnaylar içinde yer alan cevherleşmenin yataklarıma şekli oldukça karmaşıktır.

Kıvrımlanmış mercek veya yığın şeklinde tanımlayacağımız

cevherleşme yan kayaçla uyumludur (Şekil 147). Başlıca cevher mineralleri gümüşlü galen,

sfalerit ve kalkopirittir. Gang kuvars, kalsit, rodonit, manganlı hedenberjit ve flüorit'ten

oluşmuştur.

Broken-Hill kurşun-çinko yatağının ilk önce tortullaşmaya bağlı olarak teşekkül ettiği,

daha sonra rejyonal metamorfizmaya uğradığı düşünülmektedir.

Mina Ragra Vanadyum Yatağı (Peru) : Dünyanın en zengin vanadyum yatağıdır.

Katmansı veya mercek şeklindeki yatak yan kayaçla uyumludur. Tersiyer yaşlı bitümlü ve

vanadyumlu şistler asit sokulum kayaçlarının kontağında metamorfizmaya uğramışlardır.

Cevher minerali patronittir.

Söke (Aydın), Milas ve Yatağan (Huğla) Zampara Taşı Yatak ve Zuhurları : Permo-

Triyas yaşlı mermerler içinde, bu kayaçlara uyumlu mercekler halindedir. Bunlar rejyonal

metamorfizmaya uğramış eski boksit yataklarıdır.

Marmara Adası Mermer Yatakları (Bandırma, Balıkesir) : Bölgeye "Marmara"

denmesine neden olan mermerler Paleozoik yaşlı rejyonal metamorfik bir seriye aittir.

Yurdumuzda daha pek çok yerde (Afyon, Kırşehir, vb.) önemli mermer yataklar mevcuttur.

BÖLOfl XVII MADEN YATAKLARININ YERYUVARI ve ZAMAN ÎCINDEKÎ

DAĞILIMI

Benzer özellikteki maden yataklarının, birbirlerine yakın olarak, yeryuvarının belli

kesimlerinde bulunduğu çok eskiden beri iraden jeologlarının dikkatini çekmektediydi.

Metallojenîk provens, maden provensi veya maden bölgesi adı verilen bu kesimlerin belli

jeolojik (stratigrafik, petrografik, tektonik, vb.) özelliklere sahip olduğu da bilinmekteydi.

Son yıllarda jeolojide en önemli gelişme plaka tektoniği kuramı olmuştur. Levha

tektoniği, global tektonik veya küresel tektoni.' adları da verilen bu kuram ile yeryırvarının

değişik kesimlerindeki iç ve dış kökenli olaylar açıklanmaya çalışılmıştır. Yeryuvarında, i

bütün önemli jeolojik olayların (plütonizma, volkaniznıa, metamor-fizma, tortullaşma,

tektonizma vb.) plaka hareketlerine ve niteliklerine bağlı olarak meydana geldiği ileri

sürülmüştür. Maden yataklarının oluşumu da bu olayların bir parçası veya sonucu olduğuna

göre, plaka tektoniğinin maden jeolojisi bakımından önemi büyüktür. Günümüzde Paleozoik

veya daha genç yaştaki maden yatakları dağılımının plakalarla ilişkisi açıkça ortaya

konmuştur. Buna karşılık Paleozoik'ten daha yaşlı maden yatakların plakalarla ilişkisi tar-

tışmalıdır.

Diğer taraftan belli tipteki maden yataklarının jeolojik devirler boyunca belli

zamanlarda daha yoğun olarak teşekkül ettiği saptanmıştır. Bu bazı maden yatağı tiplerinin

zaman içindeki dağılımının gelişigüzel olmadığını göstermektedir.

Maden yataklarının yeryuvarı ve zaman içindeki dağılımıyla ilgili bilgiler bu

yatakların aranmasında kullanabileceğimiz önemli kılavuzlardır.

I, MADEN YATAKLARININ PLAKALARA GÖRE DAĞILIMI l

Burada plaka tektoniği kuramının açıklamaları yapılmayacaktır. Sadece bazı Paleozoik

veya daha genç yatakların plakalara göre konumu belirtilecektir.

1- Kıta Plakalarının İçinde : Kıta içleri maden yatakları bakımından oldukça

fakirdir. Bununla beraber kıta içi sıcak nokta civarlarında (Şekil 148) ve kıta içi rift

zonlarında (Şekil 149) bazı

cevherleşmelerin oluştuğu bilinmektedir. Bunlar alkalen granitlere bağlı Sn, F, Nb

cevherleşmeleri ile nefelinli siyenit ve karbonatitailesi kayaçlarına bağlı Nb, PaOs (apatit),

nadir toprak elementleri, Ba ve P cevherleşmeleridir.

Kıta içi rift zonlarına tekabül eden grabenlerde tortullaşmaya bağlı Cu, Zn, Pb, Ağ

yatakları oluşabilmektedir. Kıta plakalarının içinde ayrıca bazı kalıntı, oksidasyon ve

sementasyon ile kırıntı yatakları mevcuttur.

2- Kıta plakaları Arasındaki Rift Zonlarında : Bir kıta plakasının ikiye bölünmesi

ve böylece oluşan iki kıta plakasının birbirlerinden uzaklaşmasıyla belirlenen zonlarda başlıca

şu tip cevherleşmeler oluşur (Şekil 150)

Kızıldeniz dibindeki cevherleşmeye benzer şekilde metalce (Cu, Pb, Zn) zengin

çamurlar

Tortullaşmaya bağlı Mn yatakları

Karbonatlı kayaçlara bağlı Pb, Zn ve Ba yatakları. Bu yataklar için genellikle

"Mississippi tipi" deyimi kullanılmaktadır.

Evaporitler

Okyanus Plakalarının içinde : Okyanus plakaları içinde, sıcak nokta volkanitlerine

bağlı önemli bir cevherleşme bilinrrıerıtolir. Sadece okyanus tabanı üzerinde oluşan

tortullaşmaya bağlı Mn (Cu, Ni, Co) yumrularının varlığı belirtilebilir (Şekil 151).

Okyanus Ortası Sırtlar : Okyanus ortası sırtlarda okyanus kabuğu malzemesi veya

başka bir deyimle ofiyolit oluşmaktadır. Okyanus ortası sırtlarda ofiyolit oluşumuyla beraber

şu cevherleşmelerin de meydana geldiği bilinmektedir (Şekil 151)

Podiform kromit (Ni, Pt) yatakları

Kıbrıs tipi Cu-Pirit yatakları

Tortullaşmaya bağlı Fe, Mn yatakları

Pasif Kıta Kenarlarında : Amerika'nın doğu kıyılarına benzer ortamlarda tortullaşmaya

bağlı Fe, Mn, Cur Pb, Zn, U yatakları ile evaporitler oluşabilir (Şekil 152).

Yitim Zonlannda : Okyanus plakasının diğer bir okyanus plakası altına veya kıta

kabuğu altına dalmasıyla belirlenen yitim zonları maden yatakları açısından en önemli

kesimlerdir. Yitim zonları yay şeklindedir. Bu nedenle yitim zonlarına bağlı olarak oluşan

maden yatakları eşlik ettikleri plütonik, volkanik ve tortul kayaçlar gibi yay şeklindeki bir

kesimde yer alırlar, özellikle kalko alkalen magmatizma ile belirlenen yitim zonlarının başlıca

çeşitleri ve cevherleşmeleri şöyledir.

A- Ada Yayı : Okyanus plakasının diğer bir okyanus plakası altına dalmasıyla

belirlenen ada yaylarında (Şekil 153) yitim yönünde sırasıyla hendek (trench), dış yay, yay

arası çukurluk, volkanik yay, yay gerisi havza ve yay gerisi kıtasal kenar kuşakları bulunur.

Hendek : Türbiditlerin oluştuğu bu kesim metalik maden yatakları bakımından

enteresan değildir. Ancak kömür ve petrol oluşumu bakımından önem taşır.

dış Yay : Bu kesimde okyanus ortası sırtlarda veya okyanus tabanında oluşmuş

olmakla beraber, tektonik olarak ada yayına eklenen Podiform kromit (Ni, Pt)

Kıbrıs tipi Cu, pirit

Tortullaşmaya bağlı Fe, Mn yatakları bulunabilir. Bu yataklardan başka dış yaylarda

Serpantinitler içinde cıva yatakları

Altınlı kuvars damarları

Fe, Ni, Al kalıntı yatakları da görülebilir.

c. Yay Arası Çukurluk : Bu kesim özellikle kırıntı altın yataklarının oluşumu için

elverişlidir.

d.Volkanik Yay : Volkanik cevherleşme bakımından en zengin kesimdir;

Kuroko tipi masif sülfit (Pirit, Cu, Zn, Pb, Ağ, Au) yatakları

Besshi tipi masif sülfit (pirit, Cu, Zn, Pb) yatakları

Volkanizmaya bağlı Au, Ağ yatakları

Volkanizmaya bağlı Sb, Hg, As yatakları

Volkanizmaya bağlı S yatakları

Skzalatif sedimenter Fe, Mn yatakları

Granitleşmeye bağlı Fe, Au, Mo, Cu, Pb, Zn, Sn, W, Sb, Hg, vb. yatakları

Porfiri Cu (Au) yatakları

Porfiri bakır yatakları, Ada yaylarında da mevcut olmalarına rağmen, asıl And tipi

magmatik kuşaklar için karakteristiktirler.

Yay Gerisi Havza : Okyanus kabuğu niteliğinde olan bu kesimde okyanus ortası

sırtlarında veya okyanus tabanında oluşan yatak tipleri görülür (Şekil 154). Bunlar, dışında

bazı epitermal al

tın, gürriiş damarlarına da rastlanmıştır.

Yay Gerisi Kıtasal Kenar : Bu kesimde granitleşmeye bağlı olarak Sn, W, 3i, Mo, F ve

Sb yatakları görülür (Şekil 154).

B- And Tipi Magmatik Kuşaklar : Aktif kıta kenarı adı da verilen bu kosimlar okyanus

plakasının kıta plakası altına dalmasıyla belirlenir. Bu kuşakların ada yaylarında en önemli

farkı yay gerisi havzalarının bulunmayışıdır. Bazen volkanik yay gerisinde bir tortullaşma

havzası oluşabilse bile, tabanı okyanus kabuğu niteliğinde değildir (Şekil 155).

And tipi magmatik kuşaklarda hendek, dış yay ve yay arası çukurluğa ait

cevherleşmeler ada yaylarında olduğu gibidir. Volkanik yaya ait cevherleşmeler de büyük

ölçüde ada yaylarınkine benzer. Ancak burada daha ziyade Porfiri Cu (Mo, Au) yatakları

hakimdir. Buna karşılık Kurcko tipi, Besshi tipi yataklar daha enderdir. Diğer taraftan And

tipi magraatik kuşaklarda granitleşmeye bağlı Sn, W, Bi, Ko, F yatakları Porfiri Cu

yataklarını takip eder şekilde magmatik kucağın iç kesiminde mevcuttur.

7- Çarpışmış Plaka Sınırlarında : MITCHELL ve GARSON'a (1976) göre bazı maden

yatakları çarpışmayla ilgili olarak plaka sınırlarında ırisydana çelmektedir (Şekil 156) ;

Granitlere bağlı Sn, W, F yatakları

Granitlere bağlı Ağ, Ni, Co yatakları

Pegıuatitik mücevher taşı yatakları

Anortozitlere bağlı Fe, Ti yatakları

Tortullaşmaya bağlı U yatakları

Bu yataklar dışında yitim zonlarına, okyanus ortası sırtlara ve okyanus tabanına ait

cevherleşmeler de tektonik yerleşmeyle bu kesimde yer alabilirler.

8- Transform Faylar Boyunca : Okyanus ortası sırtlarını otele-yen transform faylar

cevherli akışkanların yukarı çıkmasını ve bazı yatakların oluşmasını sağlamıştır. Okyanusal

kabuk ortamında bu şekilde meydana gelen oluşuklar;

Kızıldeniz dibinde metalce (Cu, Pb, Zn) zengin çamurlar

Ni, Co, Ti ve Cu bakımından zengin peridotitler.

Transform fayların kıtasal kabuk içinde de uzanabileceği bilinmektedir. Kıtasal kabuk

içindeki transform faylara bağlı olduğu ileri sürülen cevherleşme tipleri şunlardır;

Karbonatitlere bağlı Nb, PaOs, Ce, Ba yatakları

Elmaslı kimberlitler

Bazı porfiri bakır yatakları.

II, MADEN YATAKLARININ ZAMAN İÇİNDEKİ DAĞILIMI ',

Yeryuvarı oluştuğu zamandan beri jeolojik bir evrim içindedir. vr,vı-,,,-lv 4^5 milyar

seneden beri manto ve kabuk içinde meydana gelen jeolojik değişiklikler bu evrimin

elemanları olmuştur. Diğer taraftan hidrosfer, atmosfer ve hatta canlı dünyasındaki (biyosfer)

değişiklikler de önemli rol oynamışlardır.

Yeryuvarında zamanla ilgili olarak meydana gelen değişikliklerden bazıları şunlardır;

Yerkabuğunun kalınlaşması

Bazı elementlerin yerkabuğu içinde derişmesi

Yerkabuğunun düşey ve yanal hareketleri

İyonik difüzyon yoluyla bazı elementlerin üst mantoda derişme:

Başlangıçta çok redükleyici olan atmosferdeki oksijen oranının gittikçe artması,

böylece oksitleyici özelliğin kazanılması canlıların evrimi, kutupların yer değiştirmesi, vb.

Maden yatakları oluştukları ortamın bir parçası ve hatta onun aynasıdır. Ortamın

özellikleri değiştikçe, doğal olarak, oluşan maden yataklarının türünde, biçiminde ve

niceliğinde de değişiklikler olmaktadır. Bu değişiklikleri bütün maden yatakları için

incelemek çok geniş kapsamlı olacağından burada sadece bazı yataklar ele alınacaktır .

1- DEMİR YATAKLARI:

Dünyanın bilinen en eski yatakları "itabira" tipindeki demir yataklarıdır, îlk örnekleri

yaklaşık 3,8 milyar yıl önce olmuştur. 3,8 milyar yıl önce tek hücreli alglerin ortaya çıktığı,

böylece denizin o sıradaki atmosferden farklı olarak oksitleyici bir nitelik kazandığı ve demir

yataklarının teşekkül ettiği düşünülmektedir. Bu tür yataklar Paleozoik başlangıcına kadar

(570 M.Y.) oluşabilmiş-lerdir. Lake süperior ve Algoma tipindeki yataklar da yaklaşık aynı

süreç içinde meydana gelmişlerdir.

Tortullaşmaya bağlı denizel oolitik demir yatakları ise Paleozoik, Mesozoik, ender

olarak da Senozoik yaşındadır.

Kalıntı demir yatakları Paleozoikten beri bilinmektedir, ancak en önemli rezervler

Oligosen veya daha genç yaşlıdır.

Pirometasomatik demir yatakları özellikle permo-Triyas, üst Kretase veya Miyosen

yaşlıdır.

2- BAKIR YATAKLARI :

Sudbury tipi bakır ve nikel yatakları 3,0 milyar yıldan Eosen1e kadar çeşitli

zamanlarda oluşmuşlardır. Ancak en önemli rezervler Prekambriyen'dedir.

Porfiri bakır yatakları tümüyle Prekambriyen sonrası oluşumlardır. En önemli

rezervler üst Kretase Tersiyer yaşlıdır.

Volkanojenik masif sülfid yatakları zaman içindeki dağılıra, on geniş olan yataklardır.

3,0 milyar yıldan Miyosen1e kadar çeşitli zamanlarda oluşmuşlardır. Doğu Karadeniz

bölgesindeki bilinen

bütün masif sülfit yatakları üst Kretase yaşındadır.

Tortullaşmaya bayii bakır yatakları Grta-üst Proterozoik geçişinde, Devoniyenf

Karbonifer ve Permiyen'de oluşmuştur. Miyosende oluşmuş birkaç küçük yatak da mevcuttur.

Pirometasomatik bakır yatakları diğer türlere göre rezerv bakımından daha az oranda

bulunur. Bu yataklar üst Kretase ve Tersiyer yaşlıdır.

3- KROM YATAKLARI :

Yeryuvarının bilinen ilk iç kökenli yatağı Grönland1daki 3,6 milyar yıl yaşındaki bir

kromit yatağıdır. Daima gabro-peridotit ailesi kayaçlarına bağlı olarak oluşan Kromitlerin %

95'i Prekamb-riyen'de oluşmuştur. Daha sonra oluşan kromit yatakları genellikle düşük

rezervli, buna karşılık Cr oranı yüksek oluşumlardır. Türkiye; kromit yatakları bu

sonunculardan olup yerleşim yaşları üst Kretase veya biraz daha gençtir.

4- ALÜMİNYUM YATAKLARI :

Günürr.üzde alüminyum sadece boksitlerden itibaren elde edilme,. tedir. Boksitler ise

kalıntı demir yataklarına benzer şekilde Paleozoik1 ton beri bilinmektedir. Türkiye'nin de yer

aldığı Akdeniz provensinde boksit yatakları Alt ve üst Kretase arasında oluşmuştur.

1dJi

Vtirtzit Ayrışma Mineralleri Smitsonit

Kalamin Hemimorfit Hidrozinsit : Zn5(CO3)2(OH)6 Zinsit : ZnO

Villemit : ZnjjSiO,

Çinko, kurşun ve bakır'dan daha hareketlidir. Dolayısıyle birincil çinko mineralleri

bulunsa dahi, oksidasyon kuşağında hiç izine rastlanmayabilir. Ancak, karbonatlı yan

kayaçların veya gang minerallerinin bulunması halinde, yerinde çinko karbonatlar oluşur.

Demirli Mineraller .

Birincil Mineraller

Pirit

Markasit

Lölenjit

Mispikel

Kalkopirit

Siderit

Ankerit

Şamozit

Glokoni

FeS2

FeS2

FeAs2

FeAsS

FeCuS 2

FeCO3

Ca(Mg, Fe) (CO3)2

Fe^Al (AlSi3OIO) (OH)6nH20

K^5(Fe+3, Fe+2, Mg, Al) ,,_6

(Si, Al)8020(OH)ıl

Ayrışma Mineralleri

Gümmit

Autunit

Kalkolit. torbernit

Tüyamünit

Karnot.it

Uranotil

Koffinit

ÜO3nH20

Ca (U02)2(POlt)2 10-12 H2O Cu (U02)2(POlf)2 8-12 H20 Ca (002)2(^^)2 8 H20

K7 (Ü09),(VOU), 3 H,O

f. £. £. H t- f,

CaO(UO2)2(Si02)26 H20

USİO,.

Bilhassa uranyum ayrışma mineralleri çok bol çeşitlidir. Bunlardan birçoğu tortullaşmaya

bağlı, yani birincil olarak da bulunabilir, üraninit ayrışma minerali olarak da bulunabilir,

g) Diğer Ayrışma Mineralleri

Cevher ve gang mineralleri ile yan kayaçlarda bulunabilecek silisyum, kaseduan

(Si02) ve opal (SiO2 nH2O) gibi mineraller verir. Kuvars ayrışmaz.

Kalsiyum oksidasyon zonunda jips'in (CaSOt, 2H2O) ve bazı durumlarda ikincil

olarak teşekkül eden kalsit'in (CaCOa) bileşimine girer.

Sülfürlerin bileşimindeki kükürt kısmen nabit kükürt olarak (S) oksidasyon zonunda

kalır.

Antimonit oksidasyon kuşağında sarı, kahverengi antimuan oksitlerine dönüşür. Sülfo

antimoniyürlerdeki antimuan da aynı ürünleri verir.

Orpiment, realgar gibi arsenik sülfürler güç ayrışırlar. Bunlar ve sülfoarseniyürlerdeki

arsenik, siyah arsenik oksitlere dönüşebilir.

Gümüş, nabit gümüş (Ağ) ve arjantit (Ag2S) şeklinde ayrışma mineralleri oluşturur.

Zinober genellikle ayrışmaz, ender olarak metazinober (HgS)t nabit civa (Hg)

verebilir.

Molibdenit genellikle ayrışmaz, ender olarak povellit verir.

Nikelli mineraller bazı hallerde annaberjit (Ni38K20) ve garnierit (Ni^(Si^Oıo)

(OH)tt4H20) verir.

Kobalt1 lı mineraller eritrit (Co3(AsO)28H20) verir

3- Süperjen Zonlanma :

Oksidasyon ve sementasyon olaylarına bağlı olarak gelişen süperjen zonlanmada

düşey kesitte yukarıdan aşağıya doğru genellikle şu bileşiklere rastlarız ;

Oksitler

Karbonatlar Oksidasyon kuşağı

Sülfatlar

Nabit mineraller

Süperjen sülfürler ^ Sementasyon kuşağı

Karbonatların pozisyonu yan kayacın veya gang minerallerinin cinsine göre değişir.

V, OKSÎDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARINA ÖRNEKLER

Hemen hemen bütün yataklara?» lekenleri ne olursa olsun Oksidasyon ve

sementasyon zonlarına az veya çok rastlanmaktadır. Sementasyon zonları öncelikle

işletilmektedir. Bazı çok düşük tönör-lü yataklarda ancak sementasyon zonları ekonomik

olabilmektedir. Doğu Karadeniz'de eski tarihlerde işletilmiş yüzlerce küçük maden ocağı

genellikle bu yüzeysel zenginleşme zonlarında açılmış/ birincil cevhere rastlandığında

terkedilmiştir.

1- Porfirik Bakır Yatakları :

Bu yataklar aslında, ileride de değineceğimiz gibi graniti^ ve sübvolkanik kayaçlara

bağlı olarak teşekkül etmiş intraplüto-nik yataklardır. Yataklarıma şekli saçınım veya

stokverk biçimindedir. Kalkopirit ve pirit halindeki birincil cevherleşme daima çok düşük

tenorlüdür. Bu yatakların ek"~ c,.:'!-. Lr.le gelmesi i.ncak yüzeysel ayrışma olaylarıyla

gerçekleşmiştir. Zenginleşme sementasyon zonunda kalkozin ile belirlenmektedir. Dünyadaki

başlıca örnekleri şunlardır :

Copper Cities (A.B.D.)

Chuquicamata (Şili)

Kerman - Sarçeşme (îran)

2- Ergani Bakır Yatağı (Elâzığ) s

Aslında ofiolitik volkanizmaya bağlı olarak gelişmiş bu yatağın en zengin kısmı olan

sementasyon zonu öncelikle ve tamamiyle işletilmiştir. Bu zonun minerallerini bornit,

kalkozin ve kovellin teşkil etmekteydi.

3- Zamantı Çinko Yatakları (Develi, Kayseri) :

Permo-Karbonifer veya Perrao-Triyas yaşlı kireçtaşları içinde hidrotermal olarak

bulunan çinko ve kurşun cevherleşmelerinden itibaren yüzeysel ayrışma ile oksidasyon ve

sementasyon zonu mineralleri teşekkül etmiştir. Bu şekilde meydana gelen minerallerden

özellikle smitsonit kireçtaşlarının karstik boşluklarını doldurarak önemli yataklar

oluşturmuştur. Türkiye'de Toros'lar boyunca rastlanan bu tür cevherleşmeler için "karbonatlı

cevher" veya oksitli cevher" deyimi kullanılmaktadır.

İÇİNDEKİLER