117

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

Maden Tetkik ve Arama Dergisi

http://dergi.mta.gov.tr

KOZBUDAKLAR W-SKARN YATAĞININ JEOKİMYASAL KARAKTERİSTİKLERİ VE NADİR TOPRAK ELEMENTLERİNİN DAĞILIMLARI (BURSA, BATI ANADOLU)

GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS AND RARE-EARTH ELEMENT DISTRIBUTIONS OF KOZBUDAKLAR W-SKARN DEPOSIT (BURSA, WESTERN ANATOLIA)

Ayşe ORHANa* ve Halim MUTLUb

aNevşehir Hacı Bektaş Veli Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, NevşehirbAnkara Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, Gölbaşı, Ankara. orcid.org/00000-0001-8103-5376

Araştırma Makalesi

Anahtar Kelimeler: Şeelit Mineralizasyonu, Nadir Toprak Elementler, Kozbudaklar, Bursa, Batı Anadolu.

Geliş Tarihi: 24.11.2016Kabul Tarihi: 08.02.2017

Keywords: Scheelite Mineralization, Rare-Earth Elements, Kozbudaklar, Bursa, Western Anatolia.

ÖZKozbudaklar W-skarn yatağı Tavşanlı Zonunda Eosen Topuk granitoyidi ile Triyas İnönü mermeri arasındaki dokanakta gelişmiştir. Bölgede endoskarn zonu plajiyoklaz-piroksen, ekzoskarn zonu ise piroksen, piroksen-granat, granat ve granat-piroksen skarn fasiyesleri ile temsil edilir. Ekzoskarn zonu ana oksit element içeriklerine göre kalsik karakterlidir. Piroksen ve piroksen-granat skarnda tungsten ve molibden konsantrasyonları sırasıyla 434 - 5507 ppm (ort. 2330 ppm) ve 8 - 90 ppm (ort. 40 ppm) arasında değişir. Granat ve granat-piroksen skarn fasiyeslerinde bu element konsantrasyonları sırasıyla 271 - 7616 ppm (ort. 2486 ppm) ve 7 - 493 ppm (ort. 107 ppm) arasında olup Mo konsantrasyonunun arttığı gözlenir. Topuk granitoyidi, endoskarn ve ekzoskarn zonları ve İnönü mermerine ait ƩNTE içerikleri sırasıyla 75.8 - 158.9 ppm (ort. 106.2 ppm), 75.8 - 171.5 ppm (ort. 114.6 ppm), 3.5 - 290.8 ppm (ort. 48.7 ppm) ve 2.3 - 15.3 ppm (ort. 6.1 ppm) arasında değişir. Skarn zonlarının ƩNTE konsantrasyonları plüton ve mermere kıyasla yüksek olmasına karşın tungstence zengin örneklerde ƩNTE konsantrasyonları önemli ölçüde azalmıştır. Şeelit mineralizasyonunun gözlendiği alanda, örneklerdeki NTE yönelimleri ve Eu anomalisi iki farklı desen sergiler. Piroksen ve piroksen-granat skarn fasiyesleri HNTE zenginleşmesi ve negatif Eu anomalisi ile Topuk granitoyidine benzerlik sunar. Bu skarn fasiyeslerinde, tungstence zengin örnekler Ce tüketilmesi ve düşük Eu/Eu* (Eu/Eu* = 0.56-0.88) anomalisi ile temsil edilir. Granat ve granat-piroksen skarn fasiyesleri konveks HNTE deseni, maksimum Pr ve Nd konsantrasyonları ve pozitif Eu anomalisi ile karakteristiktir. Tungstence zengin örneklerde ise Ce bakımından zenginleşme ve yüksek Eu/Eu* oranları (Eu/Eu* = 1.45 - 4.18) gözlenir. Kozbudaklar skarn yatağında molibden zenginleşmeleri ve NTE desenlerini dikkate alındığında, şeelit mineralizasyonunun yüksek sıcaklıklı iki farklı safhada geliştiği söylenebilir. İlk faz şeelit mineralizasyonu orta-oksidan koşullarda erken magmatik akışkanlarla, ikinci faz şeelit mineralizasyonu ise artan oksitlenmiş koşullarda gelişmiştir.

ABSTRACTThe Kozbudaklar W-skarn deposit occurs along the contact between Eocene Topuk granitoid and Triassic İnönü marble in Tavşanlı Zone. In the study area, the endoskarn is represented by plagioclase-pyroxene and exoskarn zone which is characterized by pyroxene, pyroxene-garnet, garnet and garnet-pyroxene skarn facies. According to major oxide element contents, exoskarn is of calcic character. In pyroxene and pyroxene-garnet skarn facies, tungsten and molybdenum abundances vary between 434-5507 ppm (mean 2330 ppm) and 8 - 90 ppm (mean 40 ppm). In the garnet and garnet-pyroxene skarns, concentrations of these elements are 271 - 7616 ppm (mean 2486 ppm) and 7 - 493 ppm (mean 107 ppm), respectively, and molybdenum concentration is increased. ƩREE contents of the Topuk granitoid, endoskarn, exoskarn and İnönü marble are in the range of 75.8 to 158.9 ppm (mean 106.2 ppm), 75.8 to 171.5 ppm (mean 114.6 ppm), 3.5 to 290.8 ppm (mean 48.7 ppm) and 2.3 to 15.3 ppm (mean 6.1 ppm), respectively. Although ƩREE concentrations of skarn zones are higher than those of Topuk granitoid and İnönü marble, ƩREE concentrations of

* Başvurulacak yazar: Ayşe ORHAN, ayse.orhan@nevsehir.edu.tr http://dx.doi.org/10.19076/mta.305914

MADEN TETK K VE ARAMA

D E R G S

Ç NDEK LER

Türkçe Bask 2017 155 ISSN: 1304-334X

Sorgun (Yozgat)-Y ld zeli (Sivas) Önülke Havzas n n Jeolojik Evrimi, Havzada Etkin Olan Volkanizman n Petrogra k, Jeokimyasal Özellikleri Ve Jeokronolojisi...................................................................................................................................................Ali Ekber AKÇAY, Metin BEYAZP R NÇ 1

Ba kale Fay Zonu’nun Tektonik Jeomorfolojisi...........................................................................................................................................Azad SA LAM SELÇUK, Meryem DÜZGÜN 33

Kale-Tavas ve Ac payam Havzalar nda Erken Miyosen Çökellerinin Mollusk Biyostratigra si(Denizli, GB Türkiye)................................................................................................................................................................................. Ye im BÜYÜKMER Ç 49

Munzur Da lar Alt Miyosen Çökelleri Mollusk Faunas , Paleoco rafyas Ve Paleoekolojisi ........................................................................................................................................................................................... Müjde GÜRSOY 75

Jura Ya l Lisar Granitinin (Tali Da lar , Kuzey ran) Tüm Kayaç Jeokimyas ve Tektonik Özellikleri .............................................................Roghieh BOZORG SEGHINSARA Hossein SHEIKHI KARIZAKI, Mohssen MOAZZEN.............................................................................................................................Mohsen POURKERMANI , Afshin ASHJA ARDALAN 101

Kozbudaklar W-Skarn Yata n n Jeokimyasal Karakteristikleri Ve Nadir Toprak Elementlerinin Da l mlar (Bursa, Bat Anadolu).................................................................................................................................................................Ay e ORHAN ve Halim MUTLU 117

Ar kl Ve Nusratl Köyleri (Ayvac k-Çanakkale) Hidrotermal Ve Yumrulu Fosfat Cevherle meleri............................................................................................................................................................................... Abdülbaki GÜNAYDIN 135

Demir Skarn Cevheri Ara t rmas na Yönelik Haritalamada Örtü Katsay s ve (AHP a rl na göre) TOPSIS Uygulamalar : Sarviyan Sahas Örnek Olay Çal mas , Markazi Bölgesi, ran........................................................................................Edris MANSOURI, Faranak FEIZI, Alireza Jafari RAD, Mehran ARIAN 151

Görgü (Ye ilyurt) Pb – Zn Madeni Çevresinde Yeti en Pb-Zn-Cd Akümülatör Bitkiler, Malatya, Türkiye................................................................................................................................................................................................. Güllü KIRAT 165

Co ra Bilgi Sistemi Tabanli Mantiksal Regresyon Yöntemi Kullanilarak Çubuk-Kalecik (Ankara) le abanözü (Çank r ) Arasinin Heyelan Duyarlilik De erlendirmesi........................................................................................................................................ Hasan ELMACI, Senem TEK N ve Nail ÜNSAL 179

29 Kas m 1795 Kahramanmara Depremi ............................................................................................................................................... Mahmut PALUTO LU ve Ahmet A MAZ 191

Sinop Demirciköy Havzas n n Hidrodinamik Karakteristiklerinin Belirlenmesi Ve Ayl k Doygunluk Derecesi Haritalar n n Üretilmesi..............................................................................................................................................................................Mustafa Can CANO LU 207

Tilt Aç s Yönteminin Bat Anadolu Bouguer Gravite Verilerine Uygulanmas......................................................................................................................................Fikret DO RU, Oya PAMUKÇU ve lkin ÖZSÖZ 219

Do u Pontidlerde Olur (Erzurum) Bölgesinde Eosen Magmatizmasina Ba li Alterasyon Zonlari Ve Önemi...............................................................Güzide ÖNAL, Mustafa AKYILDIZ, smet CENG Z, Mehmet ASLAN ve Serkan ÖZKÜMÜ 229

Levha Tektoni ini Ne Zaman Ba lad ? Komatiyitlerin Ve MgO çeriklerinin De i kenli ine Göre Levha Tektoni inin Ba lang c.............................................................................................................................................. An l ARDAHANLIO LU ve Efe DEM RC 259Maden Tetkik ve Arama Dergisi Yay m Kurallar ........................................................................................................................................ 265

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

118

1. Giriş

Magmatik kayaçların petrolojik sınıfl amasında yaygın olarak kullanılan nadir toprak elementleri (NTE), son yıllarda karbonatlı litolojiye sahip skarn yataklarında akışkan-kayaç etkileşimleri, akışkanın kaynağı, pH değişimleri, akışkandaki çeşitli ajanlar (Cl, SO4, CO3), indirgenme koşulları ve sıcaklık gibi bir çok parametrenin yorumlanmasında kullanım alanı bulmuştur (Michard, 1989; Bau, 1991; Vander Auwera ve Andre, 1991; Lottermoser, 1992; Whitney ve Olmsted, 1998; Bi vd., 2004; Oyman vd., 2013; Song vd., 2014). Bu konuda yapılan çalışmalar oksidasyon koşulları, pH ve sıcaklık gibi parametrelerdeki değişimlerin özellikle NTE dağılımları, Eu ve Ce konsantrasyonları üzerinde oldukça etkili olduğunu göstermiştir. Düşük sıcaklıktaki akışkan-kayaç etkileşimi ile tüm kayaçta NTE deseni bozulabilirken yüksek sıcaklık rejimlerinde bozulmaların daha sınırlı kaldığı belirlenmiştir. Akışkandaki pH düşüşü (asidik koşullar altında) NTE konsantrasyonlarını yükseltirken (Lottermoser, 1992), yüksek sıcaklıktaki akışkanların kayaç ile etkileşimi ve oksidasyon koşullarındaki değişimlerin ise Eu/Eu* oranlarını artırabileceği tespit edilmiştir (Bau, 1991; Whitney ve Olmsted, 1998; Bi vd., 2004; Oyman vd, 2013; Song vd., 2014). Ayrıca, kaynak kayaçta NTE’lerin tüketilmesi veya magmatik kayaçların fraksiyonlanması ile akışkan-kayaç etkileşimlerinin NTE desenleri üzerinde sınırlı bir etki gösterdikleri ortaya konmuştur (Bau, 1991).

W-skarn sistemlerinde yürütülen çalışmalar magma kimyası, yan kaya kompozisyonu, skarn oluşum derinliği, indirgenme koşulları ve sıcaklık değişimlerinin önemli parametreler arasında olduğunu göstermiştir (Sato, 1980; Kwak ve Tan, 1981; Newberry, 1982; Brown vd., 1985; Gerstner vd., 1989; Fonteilles vd., 1989; Zaw ve Singoyi, 2000; Timon Sanchez vd., 2009; Orhan, 2017). Basınç ve oksidasyon koşullarına göre “indirgen” ve “oksidan” tip şeklinde iki alt grupta tanımlanan W-skarn

yataklarının yüksek sıcaklık sistemlerinde geliştiği belirtilmiştir (Einaudi vd., 1981; Meinert vd., 2005). Bu araştırmacılara göre, ekonomik öneme sahip indirgen W-skarn sistemleri erken (prograd) evrede ferrus (hedenberjit, grossular, vs.) minerallerince karakteristik olmasına karşın oksidan tipteki W-skarn yatakları ferrik minerallerce (diyopsit, andradit, vs.) zengindir. Her iki skarn sisteminde de, şeelit tenörünün geç (retrograd) evrede sulu minerallerle birlikte ve akışkan-kayaç etkileşim derecesinin artışı ile ekonomik boyuta ulaştığı belirlenmiştir (Zaw ve Singoyi, 2000; Brown vd., 1985).

Bu çalışma kapsamında, Kozbudaklar Köyü (Keles, Bursa) W-skarn yatağında (Şekil 1) ana element oksit, iz ve NTE analizleri gerçekleştirilmiş ve elde edilen verilerle mineralizasyon gelişim sürecinde metasomatik akışkanların kaynağı, akışkan-kayaç etkileşimleri, oksidasyon koşulları ve sıcaklık değişimleri gibi parametreler araştırılmıştır. Bölgede önceki yıllarda jeolojik (Lisenbee, 1972; Okay, 1985; 2011; Orhan vd., 2015), Topuk granitoyidinin petrojenezi (Harris vd., 1994; Delaloye ve Bingöl, 2000; Okay ve Satır, 2006, Altunkaynak, 2007; Orhan vd., 2014a) ve cevher potansiyeline (Romberg, 1938; MTA, 1965; Pehlivan, 1987) yönelik çeşitli araştırmalar gerçekleştirilmiştir. Kozbudaklar Köyü civarında piroksen, granat, epidot ve vezüvyanit gibi skarn mineralleri ile birlikte şeelit, pirotin, molibden ve manyetit cevherleşmelerinin geliştiği ilk olarak Romberg (1938)’in çalışmasında bahsedilmektedir. MTA (1965) tarafından bölgede şeelitin rezerv ve tenörü 238.000 ton ve 0.31 %WO3 olarak tahmin edilmiştir. Skarn zonundaki mineral topluluğuna yönelik Orhan (2017) tarafından gerçekleştirilen güncel bir çalışmada ise, şeelit mineralizasyonunun ekonomik potansiyelini etkileyen cevher yapıcı akışkanların kompozisyonu ve P-T koşulları tartışılmıştır. Orhan (2017) Kozbudaklar şeelit skarn yatağının evriminde en az dört farklı safha tanımlamış ve bölgedeki şeelit mineralizasyonunun

tungsten-rich samples are signifi cantly depleted. In areas of scheelite mineralization, REE trends and Eu anomalies display two different patterns. REE trends, HREE enrichments and negative Eu anomalies of pyroxene and pyroxene-garnet skarn facies exhibit similarities with Topuk granitoid. In these skarn facies, tungsten-rich samples are represented by a Ce depletion and low Eu/Eu* (Eu/Eu* = 0.56-0.88). Garnet and garnet-pyroxene skarn facies are characteristic with a convex LRRE pattern, maximum Pr and Nd concentrations and positive Eu anomalies. Ce-enrichment and high Eu/Eu* ratios (Eu/Eu* = 1.45 - 4.18) are observed in tungsten-rich samples. Considering the molybdenum enrichments and REE pattern, scheelite mineralization in the Kozbudaklar W-skarn deposit can be said to have developed at two different high temperature phases. In the fi rst-phase mineralization was formed by early magmatic fl uids under moderate oxidant conditions whilst the second-phase scheelite mineralization was formed under increasing oxidant conditions.

119

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

Şeki

l 1- a

) Batı A

nado

lu’d

a ye

r ala

n Te

rsiy

er y

aşlı

plüt

onik

kay

açla

r (M

TA, 2

002’

den

sade

leşt

irile

rek

alın

mış

tır) v

e b)

Çalış

ma

alanının

jeol

ojik

ve

örne

k lo

kasy

on h

arita

sı (M

TA, 1

973)

.

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

120

retrograd evreden ziyade prograd (I. ve II.) evrede Topuk granitoyidinin dokanağında (proksimal zonda) geliştiğini belirtmiştir.

Bu çalışmada ise, Kozbudaklar şeelit skarn yatağında daha önce tanımlanmış olan (Orhan, 2017) skarn fasiyesleri esas alınarak farklı skarn fasiyeslerinde gerçekleştirilen ana oksit ve iz element analizleri ile ekzoskarnın karakteri (kalsitik veya dolomitik) belirlenmiştir. Ayrıca, NTE yönelimleri Topuk granitoyidi ve İnönü mermeri ile karşılaştırılarak metasomatik akışkanların kaynağı, akışkan-kayaç etkileşim derecesi, oksidasyon koşulları ve sıcaklık değişimleri gibi parametreler tartışılmıştır.

2. Analitik Yöntemler

İnönü mermeri (5 adet) ve farklı skarn fasiyeslerine ait (30 adet) kayaç örneklerinin ana oksit, iz ve nadir toprak element analizleri ACME (Kanada) analitik laboratuvarlarında gerçekleştirilmiştir. Analizleri gerçekleştirilen kayaçların lokasyonları Şekil 1 ve 2’de verilmiştir. Ana oksit, iz ve nadir toprak element analizi için yaklaşık 100gr taze örnek bozunmuş kısımları temizlenerek analize hazır hale getirilmiştir. Ana oksit ve bazı iz elementler (Ba, Ni, Sr, Sc, Y ve Zr) ICP-ES, iz ve nadir toprak elementleri ise ICP-MS yöntemi ile analiz edilmiştir. Analizler sırasında standart olarak CANMET SY–4 ve STD SO–17 standartları kullanılmış olup ana oksit ve iz element ölçümlerinin doğruluk değerleri sırasıyla %0.001–0.04 ve 0.01–0.5 ppm arasında değişmektedir.

3. Genel Jeoloji

Neo-Tetis okyanusunun kapanma izi olan İzmir-Ankara Kenet Zonu, Kuzeybatı Anadolu’yu kuzeyde Sakarya Kıtası ve güneyde Anatolid-Torid Platformu olarak ikiye ayırır (Okay vd., 1998). Topuk granitoyidi Kuzeybatı Anadolu’da Anatolid-Torid Bloğunun kuzeyinde Tavşanlı Zonunda yer alır (Şekil 1). Tavşanlı Zonunda dört tektonostratigrafi k birim tanımlanmıştır (Okay, 2011). Bunlar alttan üste doğru kıtasal kökenli kayalardan oluşan Orhaneli grubu, ofi yolitik melanj ve/veya ofi yolit, Eosen çökel kayaçları ve Eosen granitoyidleri şeklindedir. Çalışma alanında Orhaneli grubuna ait Paleozoyik-Mesozoyik Kocasu formasyonu ile Triyas İnönü mermeri, Üst Kretase Orhaneli ofi yoliti ve Eosen Topuk granitoyidi yüzeyler (Şekil 1).

Kocasu formasyonu, Orhaneli grubunun tabanında yer alır ve Tavşanlı Zonunun güneyi ile kuzeyi boyunca

yayılım sunar. Birim kuvars-mika şist, kuvars-kalk şist ve klorit şistlerden oluşmuştur (Okay ve Kelley, 1994; Okay, 2004; Orhan vd., 2015). Kocasu formasyonunda kuvars + fengit + jadeit + kloritoid + lavsonit + glokofan ve muskovit + biyotit + klorit + kuvars + albit mineral birlikteliği ile P-T koşulları 20±2 kbar ve 430±30oC olarak tespit edilmiştir (Harris vd., 1994; Okay, 2011). P-T koşulları bölgesel metamorfi zmanın yüksek-basınç koşullarında mavişist metamorfi k fasiyesinde geliştiğine işaret eder (Harris vd., 1994; Okay, 2011). Mavişist kayaçlarına ait prehnit ve glokofandan elde edilen 40Ar/39Ar yaşlarına göre metamorfi zma muhtemelen 108-88 My zaman aralığında devam etmiştir (Harris vd., 1994). Kocasu formasyonuna ait şistler üzerinde saf kalsit kristallerinden oluşmuş İnönü mermeri tedrici geçişli olarak gözlenir. Kalsitik mermer beyaz renkli, belirgin laminalı olup tane boyları skarn zonu ve plüton dokanağına doğru irileşmektedir.

Pontidleri Anatolidlerden ayıran Neo-Tetis okyanusunun kuzey Anadolu’daki kalıntı kütlesi olan Orhaneli ofi yoliti, Üst Kretase’de bindirme levhası olarak Paleozoyik - Mesozoyik yaşlı metamorfi k kayaçlar üzerine yerleşmiştir (Lisenbee, 1972; Örgün, 1993). Birim, yaygın olarak peridoditlerden ve az oranda gabro ve peridoditleri kesen piroksenit dayklarından oluşmaktadır (Örgün, 1993; Emre, 1996; Okay, 2011). Tavşanlı Zonunun doğu kesiminde ofi yolitik melanj içerisindeki radyolaritlerde yapılan tanımlamalar ile birimin yaşı Triyas-Kretase olarak belirlenmiştir (Tekin vd., 2002).

Batı Anadolu’da, Neo-Tetis okyanusunun Geç Kretase’de kapanması (Şengör ve Yılmaz, 1981) ve Anatolid-Torid bloğu ile Sakarya kıtasının çarpışması sonrası gelişmiş magmatik intrüzyonlardan biri olan Topuk granitoyidi yaklaşık olarak 55 km2’lik bir alan kaplar (Şekil 1). Yaklaşık doğu-batı uzanımlı eliptik şekilli Topuk granitoyidi, Paleozoik - Mesozoyik metamorfi k, Triyas mermer ve Üst Kretase ofi yolitik kayaçları keserek bölgeye yerleşmiştir. Plütonik ve metamorfi k kayaçlar arasındaki dokanakta andaluzit + kordiyerit + biyotit + muskovit + K-feldispat + plajiyoklaz mineral topluluğu metamorfi zmanın yaklaşık 2±1 kbar basınç ve 575±50°C sıcaklık koşullarında geliştiğine işaret eder (Okay ve Satır, 2006). Plüton ile Triyas mermerleri arasındaki dokanakta ise Kozbudaklar köyü civarında düzensiz tavan blokları şeklinde skarn zonu gelişmiştir.

Topuk granitoyidi gri, açık gri renklerde ve orta-kaba eş taneli dokuda gözlenir. Plütonun ana kayacı

121

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

granodiyorit bileşiminde olup yuvarlağımsı/elipsoidal şekilli monzodiyorit/monzogabro bileşimli mafi k mineral anklavlar (MME) içerir. Granitoyid, porfi rik dokulu granodiyorit, granit bileşimli aplit ve kenar fasiyeslerde de kuvars damarları tarafından sıkça kesilmiş olup ksenolit parçaları barındırır (Orhan vd., 2014a; 2015). Granitoyidin diğer birimler ile olan dokanaklarında alterasyon ürünleri oldukça yaygındır. Özellikle skarn dokanaklarına doğru granitoyidin tane boyunun küçüldüğü, feldispat oranının arttığı, oldukça bozunduğu ve kuvars damarları tarafından sıkça kesildiği gözlenir. Jeokimyasal ve izotopik analiz sonuçlarına göre Topuk granitoyidinin aktif kıta kenarında gelişmiş bir yay magmatizması ürünü olduğu, oluşumunda manto ile yitim zonu ile ilişkili ergiyiklerin önemli rol oynadığı belirlenmiştir (Harris vd., 1994; Altunkaynak, 2007; Orhan vd., 2014a). K-Ar yöntemine göre plütonun yaşı biyotit ve ortoklazda 43.0±2.7 - 49.8±2.7 My (Bingöl vd., 1982) ve hornblentte ise 47.8±4 My (Lisenbee, 1972) olarak belirlenmiştir.

4. Kozbudaklar Skarn Yatağının Özellikleri

Kozbudaklar Köyü civarında gelişen skarn zonlarının detaylı morfolojik ve mineralojik incelemesi ve kalk-silika ve cevher minerallerinde (granat, piroksen, şeelit ve plajiyoklaz) elektron mikroprob analizleri Orhan (2017) tarafından gerçekleştirilmiştir. Skarn zonunda şeelit cevherleşmesi Kozbudaklar Köyünün kuzeydoğu, güneydoğu ve güneybatısında sırasıyla Tepeköydedesi, Çobanyaylası ve Kepçe Tepe lokasyonlarında gözlenir (Şekil 2). Orhan vd. (2014b) ve Orhan ve Mutlu (2015)’e göre skarn zonunda ornatılan kayaç türüne göre endoskarn ve ekzoskarn zonları gelişmiştir.

Plütonun dokanağındaki endoskarn zonu kuzeydoğuda daha geniş alanlarda yer kaplamaktadır. Yaklaşık olarak 75 m - 165 m arasında genişliğe sahip endoskarn zonu baskın olarak klinopiroksen (Hd95-96) ve plajiyoklaz (An55-64) minerallerinden oluşmaktadır (Çizelge 1). Bu zon mineral bolluklarına göre plajiyoklaz-piroksen (Plj-Pir) skarn olarak

Şekil 2- Kozbudaklar bölgesinin skarn zon ve örnek lokasyon haritası.

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

122

tanımlanmıştır. Ekzoskarn zonu ise plütonun ve/veya endoskarnın dokanağında (proksimal zonda) ve mermer içerisinde (distal zonda) mono-mineralik zonlar, mercek ve düzensiz bantlar şeklinde gelişmiştir. Ekzoskarn zonu ile plüton, endoskarn zonu ve mermer arasındaki dokanaklar keskindir. Ekzoskarn zonunun kuzeydoğudaki yayılımı sınırlı olup genişliği kuzeydoğuda 2 m - 112 m ve güneyde 125 - 150 m arasında değişir. Mineral bollukları, dokusal özellikler ve mineral bileşimlerine göre ekzoskarn zonunda dört farklı skarn fasiyesi tanımlanmıştır (Çizelge 1). Bütün skarn zonları baskın olarak granat ve/veya klinopiroksenlerden oluşmasına karşın dokusal özellikleri ve belirlenen minerallerin bileşimleri farklılık sunmaktadır. Pir (Piroksen) skarn sadece Tepeköydedesi lokasyonunda gözlenirken Pir-Gar (piroksen-granat) skarn Tepeköydedesi, Çobanyaylası ve Kepçe Tepe lokasyonlarında

yüzeylemektedir. Pir skarn endoskarn dokanağında (proksimal zonda) gelişmiştir. Pir-Gar skarn ise Tepeköydedesi lokasyonunda Pir skarn içerisinde (proksimal zonda) ve Çobanyaylası ve Kepçe Tepe lokasyonlarında mermer dokanağında (distal zonda) gelişmiştir. Proksimal zonda piroksen ve granata şeelit, distal zonda ise vollastonit eşlik etmektedir. Klinopiroksenlerin ornatım ürünü olarak gelişmiş granatlar genellikle özşekilsiz kristaller halindedir (Orhan, 2017). Proksimal zonda klinopiroksenler baskın olarak hedenberjit (Hd94-61) distal zonda ise diyopsit bileşimine sahiptir (Hd17-22). Granatlar grossular ile andradit (Grs48-95) arasında bileşim sergilerken buradaki şeelitlerde Mo- içeriği kısmen düşüktür (Pov1.4-6) (Çizelge 1). Zonlu granatlarla temsil edilen Gar (granat) ve Gar-Pir (granat- piroksen) skarn plüton dokanağı boyunca (proksimal zonda) Çobanyaylası ve Kepçe Tepe lokasyonlarında

Çizelge 1- Kozbudaklar W-skarn yatağına ait skarn zonların karakteristik özellikleri ve skarn fasiyeslerine ait örnek numaraları (Orhan, 2017’den alınmıştır).

Kayaç tipi Örnek no Skarn fasiyesi Mineral topluluğu Karakteristik özellikleri

End

os-

karn

TK-1-6, 8, 9, 15, 16, 18, 19, 21, 29, 37, 39; KT-9, 11, 13, 15, 17, 18, 20, 23; GB-2, 4

Plj-Pir skarn

Plj (Lab) + Pir (Hd) + Ku ± Sf ± Ap ± Bi ± Amf ± Ort ± Ka ± Prt ± Kpr ± Pr ± Mn ±Ser

Orta-kaba eş taneli dokuda, Topuk Plütonunun dokanağın-da oluşmuş ve labradoritik plajiyoklaz (An55-64) ve heden-berjitik klinopiroksen (Hd95-96) içerir.

Ekz

oska

rn

TK-10/10a, TK-11, 13, 14, 22, 23, 26-28, 30, 33, 35

Pir skarn Pir (Hd) ± Ku ± Ka ± Sf ± Şl ± Prt ± Pr ± Mr ± Lm

Endoskarn dokanağında gelişmiş, granoblastik dokuda ve baskın olarak (>95 %) klinopiroksen (Hd93-94) içerir. Mo içeriği düşük şeelit (Pov2-6) hedenberjitle ile birlikte ge-lişmiştir. Şeelit ultraviyole lamba altında mavi ışık verir. Skarn fasiyesi kuvars ve kalsit damarı tarafından kesilmiş-tir.

TK-17, 20, 31, 38; KT-3 21, 22, 24, 25; ÇK-23, 25, 26; GB-3, 6, 7

Pir-Gar skarn Pir (Hd-Di) + Gar (Grs) ± Vo ± Ku ± Ka ± Sf ± Şl ± Kl

Proksimal zonda piroksen zonu içerisinde, distal zonda ise mermer dokanağında gelişmiştir. Proksimal zonda granat (Grs48-94) ve klinopiroksene (Hd61-73) şeelit (Pov1.4) eşlik eder. Distal zonda granat (Grs65-95) ve klinopiroksen (Hd17-

22) ile birlikte vollastonit gözlenir. Kalsit ve klorit ana alte-rasyon ürünleridir. Skarn fasiyesi kuvars ve kalsit damarla-rı tarafından kesilmiştir.

ÇK-2/2b, 5, 7, 9, 17, 19-22; KT-5-8, 12, 14, 16, 31

Gar skarnGar (Ad) ± Pir (Di) ± Ve ± Plj (An) ± Ku ± Ka ± Şl ± Pr ± Kpr ± Mn ± Kl ± Hm ± Kov

Proksimal zonda gelişmiş ve zonlu granatlardan oluşur. Zonlu granatlar grossular ile andradit (Grs24-92) arasında bileşim sergiler. Granatlar vezüvyanit tarafından ornatıl-mış ve granat bantlarında şeelit gelişmiştir. Şeelitlerin Mo içeriği yüksektir (Pov7-32) ve UV- lamba altında sarı ışık verir. Granatların üzerinde kuvars, kalsit ve klorit ile bir-likte manyetit ve sülfi t mineralizasyonu gelişmiştir. Skarn fasiyesi kuvars ve kalsit damarları tarafından kesilmiştir.

KT-10/10b, 19; ÇK-3, 4, 6, 8, 12, 16, 18, 25, 26

Gar-Pir skarnGar (Ad) + Pir (Di) ± Ku ± Ka ± Ve ± Ep ± Plj ± Şl ±Pr± Mn ± Ap ± Kl

Zonlu granatlar klinopiroksen tarafından ornatılmış, plaji-yoklaz (An91-97) kapanımları gözlenir. Granatlar grossular ile andradit (Grs30-90) arasında bileşim sergiler Klinopirok-senler ise baskın olarak diyopsit (Hd16-48) bileşimindedir. Kalsit ve klorit ana alterasyon ürünleridir. Granat çatlak ve boşlukları kalsit ve kuvars tarafından dolgulanmıştır.

Ad: andradit; Amf: amfi bol; An: anortit; Ap: apatit; Bi: biyotit; Di: diyopsit; Ep: epidot; Gar: granat; Hd: hedenberjit; Hm: hematit; Ka: kalsit; Kl: klorit; Kov: kovellin; Kpr: kalkopirit; Ku: kuvars; Mn: manyetit; Mr: markasit; Lab: labradorit; Lm: limonit; Ort: ortoklaz; Pir: piroksen; Plj: plajiyoklaz; Pr: pirit; Pov: povellit; Prt: pirotin; Ser: serisit; Sf: sfen; Şl: şeelit; Ve: vezüvyanit; Vo: vollastonit.

123

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

Şekil 3- Skarn zonlarına ait örneklerin AFC [(Al2O3+Fe2O3) - (Na2 O+K2O) – (CaO-3.3P2O5) – (MgO+ MnO+FeO)] üçgen di-yagramında gösterilmesi (Barton vd., 1991).

gelişmiştir. Zonlu granatlar çekirdek ile bantlar arasında grossular - andradit (Grs24-92) arası bileşim sergilemektedir (Çizelge 1). Klinopiroksenler, zonlu granatları ornatarak granattan daha sonra gelişmiş (Orhan, 2017) ve baskın olarak diyopsit (Hd16-48) bileşimindedir (Çizelge 1). Şeelitler zonlu granatların bantlarında veya granat ile klinopiroksenler arasında tek mineraller halinde gelişmiştir (Orhan, 2017). Bu zonlardaki şeelitlerin Mo-içeriği ise oldukça yüksektir (Pov7-32) (Çizelge 1).

Orhan (2017)’a göre Kozbudaklar skarn yatağında prograd evre ürünleri (granat ve klinopiroksen) üzerinde retrograd evreye ait sulu minerallerden olan epidot nadir olarak gelişmiştir. Aynı araştırmacı tarafından şeelit mineralizasyonunun retrograd evreden ziyade prograd evrede ve proksimal zonda değişen oksidasyon koşulları ile farklı fazlarda (I. ve II. evrede) geliştiği belirlenmiştir. Retrograd (III.) evrede ise, ana alterasyon ürünleri olan kalsit, klorit ve kuvars ile birlikte az oranda manyetit ve sülfürlü mineraller oluşmuştur. Kozbudaklar skarn yatağında son evre olarak tanımlanmış IV. evrede, proksimal zondaki skarn fasiyesleri depolanma sonrasında kısır kuvars ve kalsit damarları tarafından kesilmiştir.

5. Kozbudaklar Skarn Yatağının Jeokimyasal Özellikleri

Kozbudaklar skarn yatağında mineralojik ve petrografi k analizler sonucunda tanımlanmış skarn fasiyeslerine ait mineral birliktelikleri ve örnek numaraları çizelge 1’de verilmiştir. Skarn fasiyesleri, Topuk granodiyoriti ve İnönü mermerine ait temsili örneklerin ana oksit ve iz element analiz sonuçları ise çizelge 2’de sunulmuştur. Kozbudaklar skarn yatağına kaynaklık eden Topuk granodiyoritine ait ana oksit ve iz element analiz sonuçları Orhan vd. (2014a)’dan alınmıştır.

5.1. Ana Element Oksit Jeokimyası

Ekzoskarn zonu karbonatlı kayacın (magnezyumlu veya kalsik bileşimli) ve skarn minerallerinin baskın kompozisyonları esas alınarak sınıfl andırılmaktadır (Burt, 1977; Einaudi vd., 1981). Orhan (2017)’e göre, bölgedeki ekzoskarn zonu ve karbonatlı duvar kayacı kalsik karakterlidir. Kozbudaklar skarn zonuna ait kayaçların ana oksit içeriklerine göre çizilmiş ACF [(Al2O3+Fe2O3)-(Na2O+K2O) – (CaO-3.3P2O5) – (MgO+ MnO+FeO)] üçlü diyagramda (Barton vd., 1991) ekzoskarn zonu ve mermerlerin kalsik karakterli olduğu açıkça gözlenmektedir (Şekil 3). Ekzoskarn

zonundaki kayaçlar (TK-22 ve KT-3 hariç) üçlü diyagramda kalsiyum silikat bileşimli minerallerin bulunduğu (anortit, granat, vezüvyanit, diyopsit, vollastonit/kalsit) alana düşmektedir. Al2O3 içeriği yüksek olan Pir (TK-22) ve Pir-Gar skarna (KT-3) ait örnekler ise plütonik kayaç ve plajiyoklaz-piroksen skarn dokanağına yakın alanlardan alınmıştır.

5.2. Cevher Element Jeokimyası

Skarn yataklarının metal içerikleri oldukça değişken bir karaktere sahiptir. Bu yataklar üzerinde yapılmış jeokimyasal çalışmalar proksimal zondan distal zona doğru metallerde ayırım zonlarının geliştiğini ve metal içeriklerinin distal zonda daha ekonomik boyuta ulaştığını göstermiştir (Meinert vd., 2005). Kozbudaklar skarn yatağındaki metal bollukları özellikle proksimal zonda zenginleşme göstermektedir. Bölgede W dışında Cu konsantrasyonu sadece Tepeköydedesi mevkiinde Plj-Pir skarnda (endoskarn zonunda) iki örnekte (208.1 - 247.8 ppm) kısmen yüksektir (Çizelge 2). W ve Mo konsantrasyonları Tepeköydedesi, Çobanyaylası ve Kepçe Tepe mevkilerinde ve ekzoskarn zonunda artış sunmaktadır. Pir ve Pir-Gar skarnda W ve Mo bollukları sırasıyla 433.7 - 5507 ppm (ort. 2330 ppm) ve 7.8 - 90.2 ppm (ort. 40.28 ppm) arasında değişmektedir. Zonlu granatların geliştiği Gar ve Gar-Pir skarnda ise W ve Mo konsantrasyonları 270.8 - 7615.5 ppm (2485.8 ppm) ve 6.7 - 492.5 ppm (ort. 106.6 ppm) arasındadır. Gar ve Gar-Pir skarndaki W ve Mo bollukları Pir ve Pir-Gar skarna göre daha fazladır.

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

124

Örn

ek n

oT

P-3

TP-

10T

P-12

TP-

18T

P-23

TK

-1T

K-1

5K

T-13

KT-

23T

K-1

7T

K-3

1K

T-3

KT-

24T

K-1

0T

K-1

1T

K-1

3T

K-1

4T

K-2

2K

ayaç

tipi

TOPU

K P

LÜTO

NU

END

OSK

ARN

ZO

NU

EKZO

SKAR

N Z

ON

USk

arn

fasi

yesi

Plaj

iyok

laz-

piro

ksen

skar

nPi

roks

en-g

rana

t ska

rnPi

roks

en sk

arn

Maj

ör o

ksitl

er (%

)Si

O2

61.2

165

.42

57.9

363

.80

69.0

050

.77

45.9

250

.38

47.7

548

.93

45.3

048

.89

41.0

148

.44

53.9

555

.68

48.9

447

.91

TiO

20.

320.

360.

540.

440.

250.

600.

260.

690.

540.

020.

480.

750.

680.

040.

020.

010.

090.

55A

l 2O3

15.3

416

.37

18.1

816

.62

15.3

519

.37

20.8

418

.03

17.8

40.

6112

.74

20.1

712

.13

1.32

0.31

0.24

5.27

17.7

9Fe

2O3

4.10

4.64

7.39

5.04

3.08

7.07

10.0

77.

568.

4324

.55

11.7

46.

668.

6125

.72

23.6

622

.80

21.0

210

.22

MnO

0.09

0.14

6.65

0.12

0.08

0.31

0.50

0.49

0.52

1.49

0.67

0.45

0.51

1.49

1.60

1.53

1.32

0.37

MgO

1.25

1.37

0.22

1.62

1.06

2.86

1.48

2.61

2.75

3.07

3.12

2.19

2.40

1.82

1.34

1.27

2.37

1.50

CaO

8.58

5.15

2.76

4.85

3.97

14.0

815

.62

18.4

020

.31

22.2

323

.58

18.2

031

.74

21.6

019

.62

18.9

619

.92

18.2

4N

a 2O3.

173.

387.

033.

493.

142.

811.

661.

150.

920.

070.

431.

260.

010.

220.

070.

060.

730.

03K

2O1.

671.

793.

432.

523.

220.

140.

980.

050.

07<0

.01

0.60

0.05

<0.0

10.

18<0

.01

0.01

0.51

0.02

P 2O5

0.12

0.14

1.38

0.13

0.08

0.16

0.10

0.14

0.23

0.04

0.13

0.17

0.06

0.06

0.04

0.05

0.10

0.19

Cr 2O

30.

030.

040.

130.

050.

060.

029

0.02

20.

031

0.02

60.

007

0.03

40.

030

0.05

00.

007

0.01

60.

021

0.00

60.

031

A.Z

.4.

001.

000.

041.

100.

501.

72.

40.

30.

51.

20.

91.

02.

61.

01.

11.

40.

43.

0To

plam

99.8

899

.80

0.80

99.7

899

.80

99.8

599

.84

99.8

299

.87

99.8

599

.77

99.8

099

.85

99.9

299

.54

99.2

099

.87

99.8

4İz

ele

men

tler (

ppm

)W

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

1.1

0.9

18.1

0.6

433.

730

.714

.746

.33.

729

44.5

5507

.311

.048

.2M

o0.

20<0

.10.

20<0

.10.

601.

046

.21.

00.

67.

81.

40.

75.

01.

955

.390

.20.

61.

0C

u12

.60

9.00

181.

807.

707.

8024

7.8

208.

19.

613

.32.

50.

911

.05.

721

.16.

14.

470

.10.

8Pb

1.00

2.00

2.00

2.70

5.80

2.3

5.7

2.1

1.7

0.7

1.9

2.1

1.7

1.8

0.8

1.2

1.8

1.4

Zn23

.00

47.0

048

.00

45.0

022

.00

1021

1527

2318

2317

627

1827

1617

Au

(ppb

)<0

.5<0

.51.

00<0

.5<0

.5<0

.50.

6<0

.5<0

.51.

03.

8<0

.51.

6<0

.50.

8<0

.52.

63.

7N

adir

topr

ak e

lem

entle

r (pp

m)

La20

.00

16.7

016

.60

39.2

014

.50

11.0

40.4

31.3

22.0

0.9

74.0

36.7

14.6

2.7

0.4

0.7

11.4

17.4

Ce

36.6

033

.40

35.9

069

.90

27.2

026

.966

.567

.044

.90.

614

3.2

81.8

41.0

5.3

0.7

0.5

20.6

41.1

Pr4.

214.

135.

057.

113.

473.

677.

708.

465.

280.

1613

.62

9.11

5.65

0.60

0.14

0.18

2.05

4.97

Nd

16.9

016

.60

20.5

024

.70

14.9

014

.829

.134

.517

.61.

139

.936

.324

.92.

40.

80.

68.

018

.4Sm

20.0

03.

584.

693.

862.

863.

493.

846.

992.

950.

165.

227.

105.

530.

340.

150.

221.

064.

41Eu

0.81

0.92

113

0.85

0.81

0.58

0.54

1.06

0.71

0.04

1.34

1.05

1.17

0.06

0.05

0.05

0.15

0.91

Gd

2.76

3.52

4.5

3.75

3.06

3.68

3.32

6.33

2.60

0.16

4.42

6.43

5.03

0.46

0.20

0.34

1.05

4.71

Tb0.

440.

530.

780.

550.

470.

590.

410.

890.

380.

030.

590.

890.

680.

050.

030.

040.

140.

68D

y2.

783.

245.

203.

203.

293.

892.

705.

822.

500.

223.

515.

524.

060.

440.

220.

180.

924.

60

Çiz

elge

2- T

opuk

gra

nodi

yorit

i, sk

arn

fasi

yesl

eri v

e İn

önü

mer

mer

ine

ait t

emsi

li ka

yaçl

arın

ana

oks

it ve

iz e

lem

ent k

ompo

zisy

onla

rı.

125

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

Çiz

elge

2- d

evam

Çiz

elge

2- d

evam

Örn

ek n

oT

P-3

TP-

10T

P-12

TP-

18T

P-23

TK

-1T

K-1

5K

T-13

KT-

23T

K-1

7T

K-3

1K

T-3

KT-

24T

K-1

0T

K-1

1T

K-1

3T

K-1

4T

K-2

2K

ayaç

tipi

TOPU

K P

LÜTO

NU

END

OSK

ARN

ZO

NU

EKZO

SKAR

N Z

ON

USk

arn

fasi

yesi

Plaj

iyok

laz-

piro

ksen

skar

nPi

roks

en-g

rana

t ska

rnPi

roks

en sk

arn

Nad

ir to

prak

ele

men

tler (

ppm

)H

o0.

510.

721.

030.

690.

600.

820.

581.

170.

460.

030.

621.

060.

800.

120.

060.

060.

190.

94Er

1.70

2.30

3.23

1.93

1.89

2.56

1.70

3.40

1.46

0.11

1.85

3.10

2.36

0.43

0.21

0.21

0.57

2.67

Tm0.

270.

380.

500.

320.

310.

390.

260.

520.

200.

030.

270.

490.

320.

100.

040.

040.

110.

41Y

b1.

792.

573.

762.

482.

073.

011.

903.

501.

480.

321.

943.

102.

310.

870.

470.

290.

832.

86Lu

0.31

0.40

0.58

0.38

0.33

0.44

0.35

0.57

0.18

0.06

0.30

0.47

0.33

0.15

0.10

0.05

0.19

0.49

ƩNTE

92.1

588

.59

103.

9015

8.92

75.7

675

.82

159.

3017

1.51

102.

73.

9229

0.78

193.

1210

8.74

14.0

23.

573.

4647

.26

104.

5ƩH

NTE

84.3

578

.85

88.8

214

9.37

66.8

064

.12

151.

4015

5.64

96.0

43.

1228

1.70

178.

4997

.88

11.8

62.

442.

5944

.31

91.9

0ƩA

NTE

7.80

10.1

415

.08

9.55

8.96

11.7

07.

9015

.87

6.66

0.80

9.08

14.6

310

.86

2.16

1.13

0.87

2.95

12.6

5H

NTE

/AN

TE10

.87.

85.

915

.67.

55.

519

.29.

814

.43.

931

.012

.29.

05.

492.

23.

015

.07.

26(L

a/Y

b)n

8.01

4.66

3.17

11.3

45.

022.

6215

.25

6.41

10.6

62.

0227

.36

8.49

4.53

2.23

0.61

1.73

9.85

4.36

Eu/E

u*0.

830.

780.

710.

670.

830.

490.

450.

480.

770.

760.

830.

470.

670.

460.

880.

560.

430.

61

Örn

ek n

oÇ

K-2

ÇK

-7Ç

K-9

ÇK

-21

KT-

12K

T-16

ÇK

-4Ç

K-6

ÇK

-12

ÇK

-16

ÇK

-26

KT-1

0bK

T-19

TK

-24

KT-

4Ç

K-1

4Ç

K-2

2K

B-7

Kay

aç ti

piEK

ZOSK

ARN

ZO

NU

İNÖ

NÜ

MER

MERİ

Skar

n fa

siye

siG

rana

t ska

rnG

rana

t-piro

ksen

skar

nM

ajör

oks

itler

(%)

SiO

236

.38

36.2

638

.59

36.6

360

.98

41.1

837

.65

38.5

438

.68

38.3

037

.43

76.7

969

.70

0.53

0.16

0.23

0.10

0.37

TiO

2<0

.01

<0.0

10.

210.

010.

150.

070.

010.

010.

190.

22<0

.01

0.02

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

Al 2O

32.

229.

2313

.33

1.46

5.48

8.82

7.79

11.0

26.

286.

706.

361.

290.

310.

070.

05<0

.01

0.03

0.10

Fe2O

325

.71

14.8

511

.57

27.0

411

.95

18.0

315

.80

13.1

118

.28

18.9

619

.94

7.91

11.6

10.

160.

050.

060.

080.

05M

nO1.

001.

802.

381.

030.

940.

791.

882.

701.

621.

571.

510.

591.

680.

02<0

.01

0.01

<0.0

1<0

.01

MgO

0.70

1.09

0.64

0.49

0.33

0.33

1.49

1.54

2.00

1.38

1.04

1.21

2.32

0.81

0.56

1.43

1.00

0.83

CaO

30.9

229

.67

29.4

630

.08

18.2

729

.42

30.4

329

.56

29.3

330

.17

30.5

99.

7412

.74

55.3

555

.77

55.0

755

.43

55.2

9N

a 2O<0

.01

<0.0

10.

02<0

.01

0.08

<0.0

1<0

.01

0.02

0.02

0.01

<0.0

10.

030.

07<0

.01

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

K2O

<0.0

1<0

.01

0.01

<0.0

10.

100.

03<0

.01

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

0.02

<0.0

1<0

.01

<0.0

10.

03P 2O

50.

030.

030.

020.

020.

040.

020.

040.

050.

050.

040.

040.

060.

05<0

.01

0.02

<0.0

1<0

.01

<0.0

1C

r 2O3

0.03

40.

029

0.03

50.

031

0.03

20.

034

0.03

00.

056

0.02

40.

028

0.02

40.

063

0.05

1<0

.002

<0.0

02<0

.002

<0.0

020.

002

A.Z

.2.

86.

53.

73.

01.

61.

24.

33.

33.

42.

52.

81.

40.

443

.043

.443

.243

.343

.3To

plam

99.8

499

.49

99.9

299

.80

99.9

399

.93

99.4

099

.91

99.8

999

.89

99.7

499

.10

98.9

199

.96

99.9

799

.96

99.9

699

.97

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

126

Çiz

elge

2- d

evam

Örn

ek n

oÇ

K-2

ÇK

-7Ç

K-9

ÇK

-21

KT-

12K

T-16

ÇK

-4Ç

K-6

ÇK

-12

ÇK

-16

ÇK

-26

KT-1

0bK

T-19

TK

-24

KT-

4Ç

K-1

4Ç

K-2

2K

B-7

Kay

aç ti

piEK

ZOSK

ARN

ZO

NU

İNÖ

NÜ

MER

MERİ

Skar

n fa

siye

siG

rana

t ska

rnG

rana

t-piro

ksen

skar

nİz

ele

men

tler (

ppm

)W

808.

234

11.5

86.3

1163

.629

3.5

8.7

3853

.938

.610

7.9

270.

813

20.1

6013

.476

15.5

1.0

<0.5

<0.5

0.5

<0.5

Mo

40.1

82.5

2.7

17.8

6.7

0.7

155.

90.

610

.420

.799

.349

2.6

44.0

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.1

Cu

1.4

1.0

1.2

0.8

2.6

15.0

1.4

1.2

1.1

1.0

0.8

2.9

1.6

5.5

1.9

1.4

2.6

0.9

Pb0.

71.

80.

60.

60.

61.

30.

70.

70.

60.

50.

50.

90.

81.

20.

30.

30.

40.

9Zn

1132

4317

1738

3226

3632

819

291

22

21

Au

(ppb

)0.

8<0

.5<0

.5<0

.50.

61.

80.

6<0

.5<0

.5<0

.52.

22.

13.

7<0

.5<0

.5<0

.5<0

.5<0

.5N

adir

topr

ak e

lem

entle

r (pp

m)

La1.

60.

30.

81.

81.

91.

00.

90.

62.

12.

41.

00.

80.

94.

41.

81.

40.

70.

8C

e5.

11.

82.

03.

73.

17.

93.

62.

59.

712

.05.

92.

71.

82.

20.

70.

50.

71.

0Pr

0.79

0.54

0.45

0.38

0.69

2.25

0.91

0.82

1.67

2.08

0.97

0.40

0.21

0.87

0.24

0.20

0.11

0.16

Nd

2.9

4.0

4.6

1.1

4.8

15.2

5.0

5.8

7.9

10.5

2.9

1.7

0.9

4.0

0.8

0.8

0.3

1.0

Sm0.

270.

581.

760.

201.

492.

920.

370.

721.

782.

270.

220.

28<0

.05

0.66

0.11

0.06

<0.0

50.

11Eu

0.42

0.70

0.83

0.20

0.70

1.61

0.45

1.00

0.56

0.69

0.20

0.12

0.02

0.16

0.03

0.04

<0.0

20.

04G

d0.

350.

432.

630.

221.

542.

270.

360.

381.

191.

610.

250.

210.

050.

990.

340.

290.

110.

16Tb

0.04

0.03

0.36

0.02

0.17

0.27

0.05

0.04

0.13

0.15

0.03

0.03

<0.0

10.

130.

040.

040.

020.

02D

y0.

280.

192.

650.

181.

171.

700.

380.

370.

520.

770.

270.

18<0

.05

0.72

0.32

0.23

0.11

0.19

Ho

0.06

0.05

0.66

0.04

0.17

0.34

0.07

0.05

0.10

0.11

0.04

0.03

<0.0

20.

180.

080.

04<0

.02

0.04

Er0.

110.

112.

040.

110.

441.

110.

120.

190.

270.

240.

140.

07<0

.03

0.46

0.21

0.18

0.13

0.14

Tm0.

030.

020.

290.

010.

080.

170.

020.

030.

040.

050.

020.

01<0

.01

0.08

0.03

0.02

0.02

0.01

Yb

0.21

0.18

1.76

0.07

0.49

1.06

0.17

0.14

0.20

0.33

0.12

0.09

<0.0

50.

410.

210.

150.

070.

11Lu

0.03

0.03

0.27

0.01

0.06

0.15

0.03

0.01

0.04

0.05

0.02

0.02

<0.0

10.

050.

030.

030.

010.

01ƩN

TE12

.19

8.96

21.1

08.

0416

.80

37.9

512

.43

12.6

526

.20

33.2

512

.08

6.64

3.81

15.3

14.

943.

982.

283.

79ƩH

NTE

11.4

38.

3513

.07

7.60

14.2

233

.15

11.5

911

.82

24.9

031

.55

11.4

46.

213.

8113

.28

4.02

3.29

1.92

3.27

ƩAN

TE0.

760.

618.

030.

442.

584.

800.

840.

831.

301.

700.

640.

43-

2.03

0.92

0.69

0.36

0.52

HN

TE/A

NTE

15.0

413

.69

1.63

17.2

75.

516.

9113

.80

14.2

419

.15

18.5

617

.88

14.4

4-

6.54

4.37

4.77

5.33

6.29

(La/

Yb)

n5.

471.

200.

3318

.44

2.78

0.68

3.80

3.07

7.53

5.22

5.98

6.38

-7.

706.

156.

697.

175.

22Eu

/Eu*

4.18

4.10

1.18

2.90

1.40

1.84

3.72

5.26

1.11

1.05

2.60

1.45

-0.

600.

440.

76-

0.92

127

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

5.3. Nadir Toprak Elementleri Jeokimyası

Kozbudaklar skarn yatağındaki Plj-Pir, Pir-Gar skarna ait ƩNTE içeriklerinin (>400 ppm W içeren örnekler hariç) granodiyorit ve metamorfi k kayaçlara göre kısmen arttığı gözlenmiştir (Çizelge 3). ƩNTE içerikleri granitiyodin dokanağında gelişmiş endoskarn zonundan (Plj-Pir skarn) ekzoskarn zonuna doğru ise azalmaktadır. Topuk granodiyoriti, endoskarn, ekzoskarn zonu ve İnönü mermerinin ƩNTE bollukları sırasıyla 75.8- 158.9 ppm. (ort. 106.2 ppm), 75.8-171.5 ppm (ort. 114.6 ppm), 3.5-290.8 ppm (ort. 48.72 ppm) ve 2.3-15.3 ppm (ort. 6.1 ppm) arasında değişmektedir (Çizelge 2 - 3).

Topuk granodiyoritinin NTE bollukları kondrite göre yüksek olup hafi f nadir toprak elementleri (HNTE: 15 - 110 kat) ağır nadir toprak elementlerine (ANTE; 10 - 20 kat) nazaran daha yüksek zenginleşme göstermektedir (Şekil 4-5-6-7-8). Örneklerin (La/Yb)n [(La/Yb)n=(La/0.237)/(Yb/0.17)] oranı (Sun ve McDonough, 1989) 3.17 - 11.34 (ort. 6.35), HNTE/ANTE oranı 5.9 - 15.6 (ort. 9.1) ve Eu/Eu* [Eu/Eu*=(Eu/(Sm+Gd)*0.5] oranı (Sun ve McDonough, 1989) 0.67 - 0.83 (ort. 0.76) arasında değişmektedir (Çizelge 2 - 3). Topuk granodiyoritine ait HNTE’ler

KAYAÇ ƩNTE(ppm) ƩHNTE(ppm) ƩANTE(ppm) HNTE/ANTE (La/Yb)n Eu/Eu*

TOPUK PLÜTONU 75.8-158.9(ort. 106.2)

66.8-149.4(ort. 95.4)

7.8-15.1(ort. 10.7)

5.9-15.6(ort. 9.1)

3.17-11.34 (ort. 6.35)

0.67-0.83(ort. 0.76)

ENDOSKARN ZONU

Plj-Pir skarn 75.8-171.5 (ort. 114.6)

64.1-155.6 (ort. 103.7)

6.7-15.9 (ort. 10.9)

5.5-19.2 (ort. 10.4)

2.62-15.25 (ort. 10.17)

0.45-0.84 (ort. 0.77)

EKZOSKARN ZONU

Pir-Gar skarn 108.7-290.8(ort. 183.0)

97.9-281.7(ort.171.9)

9.1-14.6(ort. 11.1)

9.0-31.0 (ort.16.3)

4.53-27.36(ort. 12.63)

0.47-0.83(ort. 0.63)

Şeelit içeren örnek 3.9 3.1 0.8 3.9 2.02 0.76

Pir skarn 14.0-104.6(ort. 55.3)

11.9-91.9(ort. 49.4)

2.2-12.7(ort. 5.9)

5.5-15.0(ort. 9.3)

2.23-9.85 (ort. 5.48)

0.43-0.61 (ort. 0.50)

Şeelit içeren örnek 3.5-3.6(ort. 3.5)

2.4-2.6(ort. 2.5)

0.87-1.13(ort.1.00)

2.2-2.9(ort. 2.6)

0.61-1.73 (ort. 1.17)

0.56-0.88 (ort. 0.72)

Gar skarn 16.8-38.0(ort. 25.3)

13.1-33.2(ort. 20.2)

2.6-8.0(ort. 5.1)

1.6-6.9(ort. 4.7)

0.33-2.78 (ort. 1.26)

1.18-1.84 (ort. 1.47)

Şeelit içeren örnek 8.0-12.2(ort. 9.7)

7.6-11.4(ort. 9.1)

0.4-0.8(ort. 0.6)

13.7-17.3(ort. 15.3)

1.20-18.44 (ort. 8.37)

2.90-4.18 (ort. 3.73)

Gar-Pir skarn 12.7-33.3(ort. 24.0)

11.8-31.6(ort. 22.8)

0.8-1.7(ort.1.3)

14.2-19.6(ort. 17.3)

3.07-7.53 (ort. 5.27)

1.05-5.26 (ort. 2.47)

Şeelit içeren örnek 3.8-12.4(ort. 8.7)

3.8-11.6(ort. 8.3)

0.4 -0.8(ort. 0.5)

13.8 -17.9(ort. 11.5)

3.80 -6.38 (ort. 4.04)

1.45-3.72(ort. 1.94)

İNÖNÜ MERMERİ 2.3-15.3(ort. 6.1)

1.9-12.3(ort. 5.2)

0.4-2.0(ort. 0.9)

4.4-6.5(ort. 5.5)

5.22-7.70 (ort. 6.57)

0.44-0.92 (ort. 0.55)

Çizelge 3- Topuk granodiyoriti, skarn fasiyesleri ve İnönü mermerine ait kayaçların ve şeelit içeren örneklerin ƩNTE konsantrasyonları ve HNTE/ANTE, (La/Yb)n, Eu/Eu* oranları.

ANTE’e göre zenginleşmiş hafi f konveks deseni ve negatif Eu anomalisi ile karakteristiktir.

İnönü mermerine ait NTE’lerin zenginleşme derecesi ise kondrite göre daha düşüktür. HNTE’ler yaklaşık 0.3 - 15 kat, ANTE’ler ise 0.3 - 2 kat zenginleşmiştir (Şekil 4-5-6-7-8). Mermerin (La/Yb)n oranı 5.22 - 7.70 (ort. 6.57), HNTE/ANTE oranı 4.4

Şekil 4- Plajiyoklaz-piroksen skarn (endoskarn zonu), Topuk plü-tonu ve İnönü mermerine ait örneklerin nadir toprak ele-ment diyagramları (kondrit normalize değerleri Nakamura, 1974’den alınmıştır) (sarı ve mavi renklerde taralı alanlar sırasıyla Topuk plütonu ve İnönü mermerine aittir).

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

128

- 6.5 (ort. 5.5) ve (Eu/Eu*)n oranı (ÇK-22 hariç) 0.44 - 0.92 arasında değişmektedir (Çizelge 2 - 3). ÇK-22 nolu örnekte Eu (<0.02 ppm) ve Sm (<0.05 ppm) konsantrasyonları oldukça düşüktür. Bu sonuçlara göre mermerlerin HNTE ve ANTE’leri daha durağan ve Eu anomalisi daha değişkendir. Mermerlerdeki NTE desenlerinin tamamında dikkat çeken bir diğer özellik de negatif Ce anomalisidir. Bu durum denizel depolanma ortamına işaret eder (Murray vd., 1990).

Granitoyid dokanağından toplanan Plj-Pir skarn örnekleri kondrite göre HNTE’lerce yaklaşık 10 - 115 kat ve ANTE’lerce 10 - 15 kat zenginleşmiştir (Şekil 4). HNTE zenginleşmesi granodiyorite kıyasla kısmen yüksektir. Endoskarn zonunun (La/Yb)n oranı 2.62 - 15.25 (ort. 10.17), HNTE/ANTE oranı 5.5 - 19.2 (ort. 10.4) ve (Eu/Eu*)n oranı 0.45 - 0.84 (ort. 0.77) arasında değişmektedir (Çizelge 2 - 3). Buna göre endoskarn zonu, Topuk granodiyoriti gibi HNTE’lerce zenginleşmiş, Eu bakımından ise fakirleşmiştir.

Tungsten konsantrasyonu düşük Pir-Gar skarn örnekleri kondrit değerlerine göre HNTE’lerce yaklaşık 10 - 200 kat ve ANTE’lerce 15 - 20 kat zenginleşmiştir (Şekil 5). Tungsten konsantrasyonu kısmen yüksek tek bir örnekte ise (TK-17) NTE’ler oldukça düşük olup HNTE’ler yaklaşık 0.5 - 3 kat, ANTE’ler ise 0.5 - 2 kat zenginleşmiştir. Pir-Gar skarna ait tungsten konsantrasyonu düşük örneklerdeki HNTE’ler Topuk granodiyoritine kıyasla daha fazla zenginleşmiştir. Bu örneklerin (La/Yb)n oranı 4.53 - 27.36 (ort. 12.63), HNTE/ANTE oranı 9.0 - 31.0 (ort. 16.3) ve (Eu/Eu*)n oranı 0.47 - 0.83 (ort. 0.63) arasında değişmektedir (Çizelge 2 - 3). Tungsten konsantrasyonu düşük bu örnekler Topuk granodiyoritine oldukça benzer NTE desenleri ile HNTE’lerce zenginleşme ve Eu bakımından fakirleşme göstermektedir (Şekil 5). Tungsten konsantrasyonu kısmen yüksek örnekte ise (La/Yb)n oranı 2.02, HNTE/ANTE oranı 3.9 ve (Eu/Eu*)n oranı 0.76’dır. Bu örnek, mermerlerle uyumlu olarak Ce değerlerinde azalma ve HNTE - ANTE bakımından durağanlık sunarken negatif Eu anomalisi ile Topuk granodiyoritiyle örtüşmektedir. Aynı örnek, granodiyorit ve karbonatlı kayaçlardan farklı olarak Tm, Yb ve Lu bakımından kısmen zenginleşme gösterir.

Pir skarn fasiyesine ait örneklerin (TK-22 hariç) ƩNTE konsantrasyonları Topuk granodiyoritine kıyasla kısmen azalmıştır (Çizelge 2 - 3; Şekil 6). Bu örneklere ait Tm, Yb ve Lu içerikleri granodiyorit ve karbonatlı kayaçlara göre kısmen zenginleşmiştir.

Şekil 5- Piroksen-granat skarn (ekzoskarn zonu), Topuk plütonu ve İnönü mermerine ait nadir toprak element diyagramları (kondrit normalize değerleri Nakamura, 1974’den alınmış-tır) (sarı ve mavi renklerde taralı alanlar sırasıyla Topuk plütonu ve İnönü mermerine aittir).

Şekil 6- Piroksen skarn (ekzoskarn zonu) Topuk plütonu ve İnönü mermerine ait nadir toprak element diyagramları (kondrit normalize değerleri Nakamura, 1974’den alınmıştır) (sarı ve mavi renklerde taralı alanlar sırasıyla Topuk plütonu ve İnönü mermerine aittir).

Şekil 7- Granat skarn (ekzoskarn zonu) Topuk plütonu ve İnönü mermerine ait nadir toprak element diyagramları (kondrit normalize değerleri Nakamura, 1974’den alınmıştır) (sarı ve mavi renklerde taralı alanlar sırasıyla Topuk plütonu ve İnönü mermerine aittir).

129

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

Tungsten konsantrasyonu düşük örneklerin (TK-10, TK-14 ve TK-22) (La/Yb)n oranı 2.23 - 9.85 (ort. 5.48), HNTE/ANTE oranı 5.5 - 15.0 (ort. 9.3) ve (Eu/Eu*)n oranı 0.43 - 0.61 (ort. 0.50) arasında değişmektedir. Söz konusu örnekler zenginleşmiş HNTE’ler ve negatif Eu anomalisi ile Topuk granodiyoritine benzer bir desen sergilemektedir. Bu skarn fasiyesine ait örneklerde tungsten içeriğinin artışı ile birlikte ƩNTE ve Ce konsantrasyonlarının oldukça azaldığı gözlenmektedir (Şekil 6). Tungsten konsantrasyonu yüksek örnekler, düşük ƩNTE içeriği, negatif Ce anomalisi ve durağan HNTE ve ANTE’leri ile İnönü mermeri ile benzerlik sunarken negatif Eu anomalisi ile granodiyoritik kayaçla örtüşmektedir (Şekil 6). Bu örneklerde (La/Yb)n oranı 0.61 - 1.73 (ort. 1.17), (HNTE/ANTE oranı 2.2 - 2.9 (ort. 2.6) ve (Eu/Eu*)n oranı 0.56 - 0.88 (ort. 0.72) aralığındadır (Çizelge 2 - 3).

Zonlu granatların geliştiği Gar ve Gar-Pir skarnda ƩNTE içerikleri Topuk granodiyoritine göre oldukça düşüktür (Çizelge 2 - 3; Şekil 7 - 8). Akışkan infi ltrasyonu ile oluşmuş baskın andradit bileşimli örnekler, konveks HNTE deseni, yüksek Pr ve Nd konsantrasyonları ve pozitif Eu anomalisi ile karakteristiktir (Whitney ve Olmsted, 1998). Gar skarna ait tungstence zengin örneklerin ƩNTE içerikleri (8.0 - 12.2 ppm, ort. 9.7 ppm) tungstence fakir örneklere (16.8 - 38.0 ppm, ort. 25.3 ppm) kıyasla daha fazla düşüktür (Çizelge 2 - 3). Her iki tip örnek de benzer pozitif Eu anomalisi sunmaktadır (Şekil 7). Tungsten konsantrasyonu düşük örnekler, konveks HNTE deseni ve zenginleşmiş ANTE yönelimleri ile karakteristiktir. Bu örneklerin (La/Yb)n oranı 0.33 - 2.78 (ort. 1.26), HNTE/ANTE oranı 1.6 - 6.9 (ort. 4.7) ve (Eu/Eu*)n oranı 1.18 - 1.84 (ort. 1.47) aralığında değişmektedir. Tungsten konsantrasyonu yüksek örneklerin ise (La/Yb)n oranı 1.20 - 18.44 (ort. 8.37), HNTE/ANTE oranı 13.7 - 17.7 (ort. 15.3) ve (Eu/Eu*)n oranı 2.90 - 4.18 (ort. 3.73) arasındadır. Bu örnekler kısmen zenginleşmiş HNTE’leri ile Topuk granodiyoritine benzerlik sunarken ANTE yönelimleri ile İnönü mermeri ile uyum içerisindedir (Çizelge 3; Şekil 7).

Gar-Pir skarna ait örneklerin ƩNTE içerikleri Topuk granodiyoritine göre oldukça düşüktür (3.8 - 33.3 ppm, ort. 15.29 ppm) (Çizelge 2 - 3; Şekil 8). Tungsten konsantrasyonunun artışı ile birlikte ƩNTE içeriklerinin düştüğü açık bir şekilde gözlenmektedir. Tungsten konsantrasyonu diğer örneklere kıyasla yüksek olan KT-19 nolu örneğin (7615.5 ppm) Eu ve ANTE konsantrasyonları oldukça düşüktür (Çizelge

2 - 3; Şekil 8). Diğer örneklerin ise (La/Yb)n oranı 3.07 - 7.53, HNTE/ANTE oranı 14.2 - 19.6 (Eu/Eu*)n oranı 1.05 - 5.26 aralığında değişmektedir. Örnekler konveks HNTE deseni, pozitif Ce, Pr, Nd ve Eu anomalisi ve karbonatlı kayaca benzer ANTE yönelimleri ile karakteristiktir.

6. Tartışma ve Sonuçlar

Ana element oksit içeriklerine göre Kozbudaklar ekzoskarn zonu Dünyadaki çoğu W-skarn yatakları gibi (Einaudi vd., 1981) kalsik karakterlidir. Bu sonuç Orhan (2017) tarafından ortaya konulan mineralojik bulguları destekler niteliktedir. Bölgede şeelit mineralizasyonu kalsik karakterli ekzoskarnda ve sadece proksimal zonda gelişmiştir. W ve Mo konsantrasyonları ise Pir ve Pir-Gar skarndan (W: 433.7 - 5507 ppm, ort. 2330 ppm; Mo: 7.8 - 90.2 ppm, ort. 40.28 ppm) Gar ve Gar-Pir skarna (W: 270.8 - 7615.5 ppm, ort. 2485.8 ppm; Mo: 6.7 - 492.5 ppm, ort. 106.6 ppm) doğru artmaktadır. Orhan (2017) petrografi k ve mineral kimyası analiz sonuçlarına dayanarak Pir ve Pir-Gar skarnın prograd evrenin ilk safhasında oluştuğunu savunmuştur. Aynı araştırmacı bu skarn zonlarında gelişen şeelitteki WO3 ve MoO3 bolluklarını sırasıyla %76.95 - % 78.31 ve %0.35 - %1.42 olarak belirlemiştir. Prograd evrenin ikinci safhasını temsil eden zonlu granatların (Gar ve Gar-Pir skarn) bantlarında gözlenen şeelitlerde ise WO3 ve MoO3 bollukları %72.13 - %73.5 ve %1.75 - %10.27 arasında değişmekte olup Mo konsantrasyonunun kısmen arttığı tespit edilmiştir.

W-skarn yataklarında yapılmış çalışmalarda suca-zengin akışkanların sirkülasyonu sonucu şeelitin

Şekil 8- Granat-piroksen skarn (ekzoskarn zonu) Topuk plütonu ve İnönü mermerine ait nadir toprak element diyagramları (kondrit normalize değerleri Nakamura, 1974’den alınmış-tır) (sarı ve mavi renklerde taralı alanlar sırasıyla Topuk plütonu ve İnönü mermerine aittir).

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

130

evrede yüksek sıcaklıktaki akışkanların etkili olduğuna ve oksidasyon koşulların değiştiğine işaret etmektedir (Bau, 1991; Whitney ve Olmsted, 1998; Bi vd., 2004; Oyman vd., 2013).

Bölgede şeelit içeriği yüksek örnekler de benzer şekilde iki farklı NTE deseni sunmaktadırlar. Şeelitçe zengin örneklerde Ce ve Eu anomalilerinde de farklılık gözlenir. Prograd evrenin ilk aşamasında gelişmiş Mo-fakir şeelitler, durağan HNTE deseni ve negatif Ce anomalisi ile İnönü mermeri ile benzerlik sunarken Eu/Eu* (0.56 - 0.88) oranları ile Topuk granodiyoriti ile uyumluluk içerisindedir (Şekil 5 - 6; Çizelge 3). HNTE/ANTE (2.2 - 3.9) ve (La/Yb)n (0.61 - 2.02) oranları oldukça düşüktür. İkinci evreyi temsil eden Mo-zengin şeelitler ise mermer ile uyumlu ANTE deseni ve pozitif Ce ve Eu anomalileri ile karakteristiktir (Şekil 7 - 8; Çizelge 3). HNTE/ANTE oranı 13.7 - 17.9 ve (La/Yb)n oranı 1.20 - 18.44 arasında değişir. Mo-zengin şeelitlerin, Mo-fakir şeelitlere kıyasla HNTE’lerinin ANTE’lere göre zenginleştiği söylenebilir. Ancak, bölgedeki örneklerin W konsantrasyonlarının artışı ile ƩNTE konsantrasyonlarının oldukça düştüğü net bir şekilde gözlenmektedir (Şekil 10). Benzer şekilde, Giuliani vd. (1987) Fas’taki tungsten skarn yataklarında W konsantrasyonundaki artışına paralel olarak ƩNTE konsantrasyonlarının oldukça düştüğünü ortaya koymuşlardır. Aynı araştırmacılar ekonomik potansiyele ulaşmış W konsantrasyonlarında (>1000 ppm), tungstene ait (La/Yb)n ve Eu/Eu* oranlarının çok düşük olduğu tespit etmişlerdir. Bu veriler ışığında, şeelitin metamorfi zma ve hidrotermal alterasyon

mermer dokanağına doğru süpürüldüğü ve distal zonda sulu mineral ve Ca iyon aktivitesinin artışı ile şeelit tenörünün yükseldiği savunulmaktadır (Kwak ve Tan, 1981; Newberry, 1982; Zaw ve Singoyi, 2000). Mo-zengin şeelitlerin ise meteorik su girişi ile mobilize olması suretiyle saf şeelit ve molibdenitin sulu mineraller veya kuvars damarları ile tekrar çökeldiği ileri sürülmüştür (Newberry, 1982). Kozbudaklar skarn yatağında Mo konsantrasyonundaki artışın molibdenit çökelmesine işaret ettiği söylenemez. Artan Mo konsantrasyonunun şeelitlerin bileşiminden kaynaklandığı düşünülebilir. Kwak ve Tan (1981) zonlu granat bantlarında gelişen şeelitin bazen çözünmediğini ve bu nedenle retrograd evrede ekonomik bir tenöre ulaşamadığını belirtmiştir. Kozbudaklar skarn yatağında W ile birlikte Mo konsantrasyonunun artışı plütonun fraksiyonlanması esnasında oksidasyon koşullarının değiştiğine (Newberry, 1998) ve retrograd evrede şeelitin ekonomik tenöre ulaşamadığına işaret eder.

Şeelit mineralizasyonuna kaynaklık yapan Topuk granodiyoriti zenginleşmiş HNTE deseni ve hafi f negatif Eu anomalisi (Eu/Eu* = 0.67 - 0.83) ile karakteristiktir. İnönü mermeri ise daha durağan HNTE deseni, negatif Ce ve değişken Eu anomalisine sahiptir.

Kozbudaklar yatağında, skarn oluşum süreci boyunca kayaçlar iki farklı NTE deseni sunar. İki farklı evreyi temsil eden değişken nadir toprak element desenleri ile birlikte ƩNTE konsantrasyonları ve Eu/Eu* oranlarında da farklılıklar izlenir (Çizelge 3). Kozbudaklar skarn yatağında prograd evrenin ilk fazında (Plj-Pir, Pir-Gar ve Pir skarn) tungsten konsantrasyonları düşük örnekler NTE desenleri ve Eu/Eu* (0.43 - 0.84) oranları ile Topuk granodiyoriti ile oldukça uyumluluk içerisindedir (Şekil 4 - 5 - 6; Çizelge 3). Yüksek sıcaklıktaki erken magmatik akışkanların etkili olduğu ilk evrede ƩNTE konsantrasyonlarının granodiyorite kıyasla kısmen arttığı söylenebilir. HNTE’lerce zenginleşmelerin gözlendiği bu fasiyeslerde HNTE/ANTE ve (La/Yb)n oranları 5.5 - 31.0 ve 2.23 - 27.36 arasında değişir. Prograd evrenin ikinci fazında ise ƩHNTE konsantrasyonları azalma eğilimindedir (Çizelge 3; Şekil 9). Gar ve Gar-Pir skarn fasiyesleri pozitif Pr ve Nd desenleri, yüksek Eu/Eu* (1.05 - 5.26) ve düşük (La/Yb)n oranları (0.33 - 7.53) ile karakteristiktir. Kozbudaklar skarn yatağı için prograd evrenin ilerleyen aşamasında kaynak kayaçta (Topuk granitoyidinin fraksiyonlanması ile) HNTE konsantrasyonlarının oldukça tüketildiği söylenebilir. Yüksek Eu/Eu* anomalisi ise ikinci

Şekil 9- Ekzoskarn zonundaki örneklerin Eu/Eu* oranları ve ƩHN-TE konsantrasyonları.

131

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

koşulları altında akışkan-kayaç etkileşimlerinden etkilenmediği yani hareketsiz (immobile) davrandığı sonucuna ulaşmışlardır. Düşük Eu/Eu* oranlarına göre şeelitin oluşumu için indirgen koşullar tanımlamışlar ve kristal oluşumunun önceden tamamladığını ileri sürmüşlerdir.

Kozbudaklar skarn yatağında farklı evreleri temsil eden şeelit cevherleşmesinin düşük ƩNTE konsantrasyonları ile metamorfi zma veya hidrotermal koşullar altında akışkan-kayaç etkileşimlerinden etkilenmediği yani hareketsiz davrandığı söylenebilir. Ancak, bölgede W konsantrasyonunun artışı ile birlikte

Eu/Eu* oranlarının arttığı gözlenmektedir (Şekil 11a). Benzer şekilde aynı örneklerde Mo konsantrasyonları da artmaktadır (Şekil 11b). Eu, şeelitlerde Ca’un yerine geçebildiği için pozitif veya negatif Eu anomalisi ile cevher yapıcı akışkanların redoks koşulları tahmin edilebilir (Ghaderi vd., 1999). Kozbudaklar yatağında negatif Eu (Eu/Eu*=0.56 - 0.88) anomalisi ile birinci evre şeelitlerin oluşumu için kısmen indirgen koşullar tanımlanabilir (Giuliani vd., 1987). Ancak, şeelitlerde artan Mo konsantrasyonları (ort. 40.28 ppm → ort. 106.6 ppm) ile şeeliti çökelten akışkanlar için oksitlenmiş koşulların uygun olduğu söylenebilir (Ghaderi vd., 1999; Song vd., 2014). Benzer şekilde Song vd. (2014) oksitlenmiş koşullar altında şeelitteki Mo konsantrasyonunun arttığını ve maksimum Eu anomalisinin ortaya çıktığını belirlemiştir. Buna karşın, araştırmacılar indirgen koşullar altında şeelitteki Mo içeriğinin gittikçe düşerek molibdenit olarak çökeldiğini ileri sürmüşlerdir. Kozbudaklar skarn yatağında farklı fazlarda çökelen şeelitler için Orhan (2017) tarafından da benzer olarak farklı redüksiyon koşulları tanımlanmıştır. Araştırmacı, ilk faz şeelitlerle birlikte gözlenen kalk-silika mineral (granat, piroksen) kompozisyonları (ferrus bileşimi olması nedeni) ile şeelitin orta indirgen / orta oksidan koşullar altında çökeldiğini, Mo-zengin şeelitlerin ise kaynama olayını takiben daha oksidan şartlarda çökeldiğini tespit etmiştir. Yataktaki skarn fasiyeslerinde ƩHNTE’deki düşüşler, W ile birlikte Mo konsantrasyonlarındaki ve Eu/Eu* oranındaki artışlar ikinci faz şeelit mineralizasyonunun granitoyidin fraksiyonlanması esnasında daha oksidan koşullar altında geliştiğine işaret etmektedir.

Şekil 11- Ekzoskarn zonundaki örneklerin, a) W ve b) Mo konsantrasyonu ve Eu/Eu* oranları (semboller şekil 9 ile aynıdır).

Şekil 10- Ekzoskarn zonundaki örneklerin ƩNTE ve W konsantras-yonları (semboller şekil 9 ile aynıdır).

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

132

Katkı Belirtme

Bu çalışma, Türkiye Bilimsel ve Teknolojik Araştırma Kurumu tarafından desteklenmiş olup “Topuk Plütonu ile İlişkili Skarn Yataklarının (Bursa, Batı Anadolu) Mineralojik, Jeokimyasal ve Kökensel İncelenmesi” başlıklı YDABAG-111Y289 nolu projenin bir bölümümü oluşturur. Yazarlar, arazi çalışmaları esnasında yardımlarından dolayı Dr. Mehmet Demirbilek ve Dr. Ahmet Orhan’a teşekkür ederler. Ayrıca, makaleye olumlu eleştiri ve katkılarından dolayı Dr. Özcan Dumanlılar ve diğer iki hakeme teşekkür ederler.

Değinilen Belgeler

Altunkaynak, Ş. 2007. Collision-driven slab break off magmatism in Northwestern Anatolia, Turkey. Journal of Geology 115, 63-82.

Barton, M.D., Ilchik, R.P., Marikos, M.A. 1991. Metasomatism. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 26, 321-349.

Bau, M. 1991. Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fl uid-rock interaction and the signifi cance of the oxidation state of europium. Chemical Geology 93, 219-230.

Bi, X, Hu, R., Cornell, D.H. 2004. The alkaline porphyry associated Yaoan gold deposit, Yunan, China: Rare earth element and stable isotope evidence for magmatic-hydrothermal ore formation. Mineralium Deposita 39, 21-20.

Bingöl, E., Delaloye, M., Ataman, G. 1982. Granitic intrusion in Western Anatolia: a contribution to the geodynamic study of this area. E c l o g e a G e o l o g i s c h H e l v e t i c a 75 (2), 437-446.

Brown, P.E., Bowman, J.R., Kelly, W.C. 1985. Petrologic and stable isotope constraints on source and evolution of skarn-forming fl uids at Pine Creek, California. Economic Geology 80, 72-95.

Burt, M.D. 1977. Mineralogy and petrology of skarn deposits. Societa Italiana di Mineralogia e Petrologia 33(2), 859-873.

Delaloye, M., Bingöl, E. 2000. Granitoids from Western and Northwestern Anatolia: Geochemistry and modeling of geodynamic evolution. International Geological Review 42, 241-268.

Einaudi, M.T, Meinert, L.D, Newberry, R.J. 1981. Skarn Deposits. Economic Geology 75, 317-391.

Emre, H. 1996. Orhaneli Ofi yolitinin jeolojisi ve petrolojisi. Doktora Tezi, İstanbul Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, İstanbul, 165 s. (yayımlanmamış).

Fonteilles, M., Soler, P., Demange, M., Derre, C., Krier-Schellen. A.D., Verkaeren, J., Guy, B., Zahm, A. 1989. The scheelite skarn deposit of Salau (Ariege, French Pyrenees). Economic Geology 84, 1172-1209.

Gerstner, M.R., Bowman, J.R., Parteris, J.D. 1989. Skarn formation at the Macmillan Pass Tungsten Deposit (Mactung), Yukon and Northwest Territories. I. P-T-X-V characterization of the methane-bearing skarn forming fl uids. The Canadian Mineralogist 27, 545-563.

Ghaderi, M., Palin, M.J., Sylvester, P.J., Campbell, I.H. 1999. Rare earth element systematics in scheelites from hydrothermal gold deposits in the Kalgoorlie-Norseman Region, Western Australia. Economic Geology 94, 423-437.

Giuliani, G., Cheilletz, A., Mechiche, M. 1987. Behavior of REE during thermal metamorphism and hydrothermal infi ltration associated with skarn and vein-type tungsten ore bodies in Central Morocco. Chemical Geology 64, 279-294.

Harris, N.B.W, Kelley, S., Aral, I.O. 1994. Post-collision magmatism and tectonics in northwest Anatolia. Contributions to Mineralogy and Petrology 117, 241-252.

Kwak, T.A.P., Tan, T.H. 1981. The geochemistry of zoning in skarn minerals at the King Island (Dolphin) mine. Economic Geology 76, 468-497.

Lisenbee, A.A. 1972. Structural setting of the Orhaneli Ultramafi c Massif near Bursa. Ph.D Thesis, University of State, Pennsylvania, USA, 170 pp. (yayımlanmamış).

Lottermoser, B.G. 1992. Rare earth elements and hydrothermal ore formation processes. Ore Geology Reviews 7, 25-41.

Meinert, L.D., Dipple, G.M., Nicolescu, S. 2005. World Skarn Deposits. Society of Economic Geologist, Inc. Economic Geology 100TH Anniversary volume, 299-336.

Michard, A. 1989. Rare earth element systematics in hydrothermal fl uids. Geochimica et Cosmochimica Acta 53, 745-750.

MTA. 1965. Türkiye Volfram ve Molibden Yatakları, Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Rapor No: 128, Ankara, 12 s. (yayımlanmamış).

133

MTA Dergisi (2017) 155: 117-134

MTA. 1973. 1/25.000 ölçekli jeoloji haritası, H22d4, H22d3, İ21b2, İ22a1, İ22a2 Paftaları. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Ankara.

MTA. 2002. 1/500.000 ölçekli Türkiye Jeoloji Haritası, İstanbul ve İzmir Paftaları. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Ankara.

Murray, R.W., Buchholtz, T., Brink, M.R., Jones, D.L., Gerlach, D.C., Russ, G.P. 1990. Rare Earth Elements as Indicators of Different Marine Depositional Environments in Chert and Shale. Geology 18, 268-272.

Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38, 757-775.

Newberry, R.J. 1982. Tungsten-bearing skarns of the Sierra Nevada. I, the Pine Creek mine, California. Economic Geology 77, 823-844.

Newberry, R.J. 1998. W-and Sn-Skarn deposits, Lentz, D.R. (Ed.). Mineralized intrusion-related skarn systems. Mineralogical Association of Canada Short Course Series 26, 289-335.

Okay, A.I. 1985. Kuzeybatı Anadolu’da yer alan metamorfi k kuşaklar. Ketin Sempozyumu Türkiye Jeoloji Kurultayı yayınları, 83-93.

Okay, A.I. 2004. Tectonics and high pressure metamorphism in northwest Turkey, Field trip guide book-P01. 32TH International Geological Congress, APAT, Italy, 56 pp.

Okay, A.I. 2011. Tavşanlı Zonu: Anatolid-Torid Bloku’nun dalma-batmaya uğramış kuzey ucu. Maden Tetkik ve Arama Dergisi 142, 195-226.

Okay, A.I., Harris, N.B.W., Kelley, S.P. 1998. Exhumation of blueschists along a Tethyan suture in northwest Turkey. Tectonophysics 285, 275-299.

Okay, A.I., Kelley, S.P. 1994. Tectonic setting, petrology and geochronology of jadeite + glaucophane and chloritoid + glaucophane schists from northwest Turkey. Journal of Metamorphic Geology 12, 455-466.

Okay, A.I., Satır, M. 2006. Geochronology of Eocene plutonism and metamorphism in northwest Turkey: evidence for a possible magmatic arc. Geodinamica Acta 19, 251-266.

Orhan, A. 2017. Evolution of the Mo-rich scheelite skarn mineralization at Kozbudaklar, Western Anatolia, Turkey: Evidence from mineral chemistry and fl uid inclusion. Ore Geology Reviews 80, 141-165.

Orhan, A., Demirbilek, M., Mutlu, H. 2014a. Mineral and whole-rock chemistry of the Topuk Granitoid (Bursa, Western Anatolia, Turkey). EGU General Assembly, Geophysical Research Abstracts, v.16.

Orhan, A., Mutlu, H., Demirbilek, M. 2014b. Kozbudaklar (Bursa, Batı Anadolu) Şeelit Skarn Yatağının Mineralojik ve Jeokimyasal Karakteristikleri. 67. Türkiye Jeoloji Kurultayı, 14-18 Nisan, Ankara, 516-517.

Orhan, A., Mutlu, H. 2015. Topuk Plütonu ile İlişkili Şeelit Skarn Yatağının (Bursa, Batı Anadolu) Evrimi ve Hidrotermal Akışkanların Kökeni. 68. Türkiye Jeoloji Kurultayı, 6-10 Nisan, Ankara, 336-339.

Orhan, A., Mutlu, H., Demirbilek, M. 2015. Topuk Plütonu ile ilişkili skarn yataklarının (Bursa, Batı Anadolu) mineralojik, jeokimyasal ve kökensel incelenmesi. Türkiye Bilimsel ve Teknolojik Araştırma Kurumu Proje No: 111Y289, 212 s. (yayımlanmamış).

Oyman, T., Özgenç, İ., Tokcaer, M., Akbulut, M. 2013. Petrology, geochemistry and evolution of the iron skarns along the northern contact of the Eğrigöz Plutonic complex, Western Anatolia, Turkey. Turkish Journal of Earth Science 22, 61-97.

Örgün, Y. 1993. Topuk-Göynükbelen (Orhaneli-Bursa) Yöresi Nikel Oluşumlarının Kökensel İncelenmesi. Doktora Tezi, İ.T.Ü Fen Bilimleri Enstitüsü, İstanbul, 216 s. (yayımlanmamış).

Pehlivan, A.N. 1987. Kuzeybatı Anadolu wolfram ağırlıklı polimetal arama projesi (Kavap Rapor No:1) Bursa-İnegöl-Keles-Orhaneli çevresinin genel jeokimya raporu. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Rapor No: 8179, Ankara, 32 s. (yayımlanmamış).

Romberg, H. 1938. Bursa Vilayetinde Sebihtepe’de, Karaıslak, Kuzbudak ve Keles’de Tetkik Olunan Yataklar Hakkında Rapor. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Rapor No: 722, Ankara, 18 s. (yayımlanmamış).

Sato, K. 1980. Tungsten Skarn Deposit of the Fujigatani Mine, Southwest Japan. Economic Geology 75, 1066-1082.

Song, G., Qin, K., Li, G., Evans, N.J., Chen, L. 2014. Scheelite elemental and isotopic signatures: Implication for the genesis of skarn-type W-Mo deposits in the Chizhou Area, Anhui Province, Eastern China. American Mineralogist 99, 303-317.

134

Sun, S.S., McDonough, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Saunders, A.D., Norry, M.J. (Eds.). Magmatism in ocean basins. Geological Society London. Special Publications 42, 313-345.

Şengör, A.M.C., Yılmaz, Y. 1981. Tethyan Evolution of Turkey: A Plate Tectonic Approach. Tectonophysics 75, 181-241.

Tekin, U.K, Göncüoğlu, M.C., Turhan, N. 2002. First evidence of Late Carnian radiolarians from the Izmir-Ankara suture complex, central Sakarya, Turkey: Implications of the opening age of the Izmir-Ankara branch of Neo-Tethys. Geobis 35, 127-135.

Timon Sanchez, S.M, Moro Benito, M.C., Cembranos Perez, M.,L. 2009. Mineralogical and physiochemical evolution of the Los Santos scheelite skarn, Salamanca, NW Spain. Economic Geology 104, 961-995.

Vander Auwera, J.V., Andre, L. 1991. Trace elements (REE) and isotopes (O, C, Sr) to characterize the metasomatic fl uid sources: evidence from the skarn deposit (Fe, W, Cu) of Traversella (Ivrea, Italy). Contributions to Mineralogy and Petrology 106, 325-339.

Whitney, P.R., Olmsted, J.F. 1998. Rare earth element metasomatism in hydrothermal system: The Willsboro-Lewis wollastonite ores, New York, USA. Geochimica et Cosmochimica Acta 62, 17, 2965-2977.

Zaw, K., Singoyi, B. 2000. Formation of magnetite-scheelite skarn mineralization at Kara, Northwestern Tasmania: evidence from mineral chemistry and stable isotopes. Economic Geology 95, 1215-1230.