Türkiye Jeoloji Bülteni, C, 35, 1-14, Şubat 1992Geological Bulletin of Turkey, V, 35, 1-14, February 1992

MENDERES MASİFİ'NİN METAMORFİK TARİHÇESİ VEJEÖTEKTONİK KONUMU

Geotectonic position and metatnorphic history of the Menderes Massif

I O. ÖZCAN DORA D.E.Ü, Müh, Mim. Fak. Jeoloji Müh. Böl, İzmirNEJAT KUN DJE.Ü, Müh. Mim, Fak. Jeoloji Müh, Böl, izmirOSMAN CANDAN D.E.Ü. Müh, Mim. Fak, Jeoloji Müh, Böl, İzmir

ÖZ: Menderes Masifi'nin temelini, gözlü, granitik ve bantlı gnayslarla migmatitten yapılı gnays birimi oluşturur. Bu% birimi uyumlu olarak, metavolkanit (dar anlamıyla leptit) birimi üstler. Leptitleri uyumlu izlenimi veren bir dokanakla

şistler örter.Şistler» alt düzeylerinde disten-staurolit-granat şist, üst düzeylerinde ise granat-mikaşist ile temsil edilirler. Şistleri

platform tipi kireçtaşlarından türemiş zımpara içeren mermerler uyumlu olarak örter. Masifin üst düzeylerinde de Paleo-sen yaşlı plaketli kımızı mermerler yeralır. Litolojik istifi postmetamorfık sokulmuş granodiyoritik ve gabroik plüton

I stokları tamamlar,Menderes Masifı'nde alçak dereceli metamorfik kuşaktan yüksek dereceli metamorfik kuşağa kadar tüm metamorfik

diziyi gözlemek olasıdır. Diaspor/korundum izogradmdan başlayarak sillimanit-ortoklas topluluğuna ulaşılması ve kimiyörelerde çok iyi gelişmiş migmatitlere rastlanması, metamorflzma esnasında 420° ile 650° C arasında sıcaklıkların vegenelde 5-6,5 Kb. arasında basınçların egemen olduğunu ortaya koyar,

I Gözlü gnayslar 500 milyon yıl dolayında bir radyometrik yaş vermişlerdir. Bu da Menderes Masifi'nin ilk metamor-fızmasını Kambriyen/Ördovisyen smınndageçirdiğini vurgular, İlkmetamorfjzmanın ürünleri olduğu düşünülen metag-ranodiyoriüer de gene 480 milyon yıl dolayında bir yaş sergilerler. Metagranodiyoritlerin ytteeysel eşlenikleri kabul edi-len metavolkanitler (leptitler) Pan-African yay volkanikleriyle yaş, kimyasal bileşim ve jeolojik çerçeve yönünden yakınbir benzerlik sunarlar* Benzer yaşlı (462 ± 48 milyon yıl) migmatitlere Menderes Masifi'nin batı uzantısı sayılan Kikladadalarında da rastlanır. Buradan da Menderes Masifi'nin en azından bu temel birimlerinin günümüz Afrikası'mn yerindeki

t Ebürnian kratonun*parçaları olduğu söylenebilmektedir.Paleosen'e kadar uzanan Menderes istifi, Paleosen-Geç Eosen aralığında, üzerinden geçen okyanusa! kabuk bileşeni!

Likya naplan nedeniyle Masife bugünkü görünümünü veren "Ana Metamorfîzma!tyâ uğramıştır, Orta basınç/yükseksıcaklık koşullarında gerçekleşen bu metamorflzma çoğunlukla Barrow tipi mineral topluluklarının oluşumuna nedenolmuştur*

ABSTRACT: The gneiss complex which consists of augen, granitic and banded gneisses and migmatites, occurs atthe lowest level of the metamorphic sequence in the menderes Massif, This unit is conforambly overlain by the meta-volcanics (leptites) and these metavoleanics are covered by a schist series with an apparently conformable contact*

The schist series mainly consist of kyanite-staurolite-garaet schist at the lower levels and garnet-mica schist at thei. upper levels. The schist series conformably overlain by the platformtype marbles-with emery lenses. Paleocene aged red-

coloured, thinbanded marbles occur at the uppermost level of the metamorphic sequence in the Menderes Massif, Theposimetamorphic granodioritic and gabbroic plutons are the other units of the rock succession of the Massif,

It is possible to observe all the succession of the metamorphic zones from the low-grade to high-grade mefamorpÄcconditions in the Menderes Massif. The presence of the widely-developed migmatites in same places and the variation ofthe metamorphic conditions from the diaspore/corundum isograd to sillimanite-orthoclase assemblage at the lowest level

| of the sequence indicate that in the course of the metamoiphism, the temperature and pressure conditions have prevailedbetween 420-650°C and 5-6,5 Kb. respectively.

The age of the gneisses was determined to be about 500 Ma using Rb/Sr radiometric technique, This evidence sug-gests that the first metamoiphism of Menderes Massif occured between Cambrian/Ordovician and the metagranodioriteswhich are assumed to be product of the first metamoiphism, were dated about 480 Ma, The metavolcanics (leptites)which are regarded to be surface*equivalents of the metagranodiorites, show a great similarity with the Pan-African arc

ivolcanics in terms of age, chemical composition and geological setting. The same aged*inigmatitic rocks (462 ± 48Ma) are also observed at the Cyclade Islands which are regarded to be Western extention of the Menderes Massif* Accor-

1

DORA-KUN-CANDAN

ding to these evidences, it may be suggested that, at least, these major units of the Menderes Massif are the parts of theEburaean Craton situated at the present position of the NE Africa,

The sequence of the Massif continued until Paleocene, was subjected to the "Main-Metamorphism11 which has giventhe present position of the Menderes Massif related to ttie thrusting of the Lycian nappe comlex between Paleocene-LateEocene time. This metamorphism which was taken place under the medium Pressure/high temperature contions, givenrice the formation of the Borrowian-Type mineral assemblages.

GÎRÎŞ

Batı Anadolu'da binlerce ton2 alan kaplayan "Mende-res Masifi", KD-GB uzanımh, yumurta biçimli birgörünüm sunar. Yaklaşık D-B uzanımlı Büyük Mende-res» Küçük Menderes, Gediz ve Simav grabenieri Masifidört asmasife bölerler (Dora, 1975). Masifin KB kenarıÎzmir-Ankara Zonu'nun (Brinkmann, 1966) ofıyolitikkaya topluluğuyla, G kenarı ise Toros kuşağı ilesınırlanır (şekil 1). Bati uzantısı Ege Denizi'ndeki Kik-lad adalarında gözlenirken, doğuda parçalanarak kalınNeojen örtünün altında kaybolur.

19601i yıllarda Menderes Masifi'nin Varistik ya dadaha yaşlı dönemlerde metamorfizmaya uğradığı varsayı-lıyordu (Schuiiing, 1958, 1962). Zamanla Masifin AnaMetamorfızması'nm Alpin yaşı hakkında daha kesin ve-riler kazanılmıştır (Brinkmann 1967, Dürr, 1975; Çağ-layan ve diğ., 1980, Dora 1981; Şengör ve diğ., 1984;Dora ve diğ., 1987), Gene altmışh-yetmişli yıllarda;metamorfik kayaların ilksel malzemesinin çoğunluklasedimenter kökenli olduğu görüşü egemendi, Ancak sonyıllarda, Masif içinde çok kalın metavolkanit (leptit) is-tifi ve büyük metagranit ve metagranodiyorit kütle-leriyle, pek çok yörede postmetamorfik asitik ve baziksokulumlar ortaya çıkarılmıştır, Bu yayında Masifingünümüzdeki resminin kısa tanımlaması yapılmaktadır.

LÎTOSTRATÎGRAFİ

Menderes Masifî'nin temelini gözlü gnays, granitikgnays, bantlı gnays ve migmatitten yapılı gnays birimioluşturur (Şekil 2). Hiçbir yerde gnaysın tabanınıgörmek olası değildir. Görünür kalınlığı 2-3 km'yi bul-maktadır. Gnays birimini uyumlu olarak metavolkanit-1er (dar anlamda leptitler) üstler. Son yıllarda gnays biri-mi ile metavolkanit birimi arasında yeralan, 5 -300 mkalınlığında bir "mavi gözlü gnays" düzeyi bulunmuştur(Kun ve diğ,, 1988 a). Bu düzey içinde bol miktarda

, gnayslaşamamış leptit kalıntılannın gözlenmesi, bun-ların ilkel kayaçiannın leptitler gibi volkanik kökenliolduğunu göstermektedir (Kun ve Candan 1987 a). Griaçık pembe renkli olan metavolkanitler, kötü yaprak-lanmış, boynuztaşı benzeri kayalardan yapılıdır vekısmen porfırik doku sunarlar. Bu nedenle kayaların ilk-sel volkanik karakterleri hala tanınabilmektedir. Andezit-ten riyolite kadar değişen bir kimyasal bileşim sunarlar.Öte yandan, metavolkanitler içinde çok sık rastlananbazik dayklar zengin anortit ve piroksen kapsarlar ve budinlenmiş yapılar sunarlar (Kun ve Candan 1987 b). Ra-

dyometrik yaş saptamalarına göre, gnays birimi ve me-tavolkanitler için Prekambriyen-Karnbriyen arası bir yaşkabul edilmektedir,

Metavolkanit birimini, ilk bakışta uyumlu izlenimi- lni veren bir dokanak ile şistler üstler. Şiddetli metamor-fizma ve yapraklanma nedeniyle bu dokanağın uyumlugözüktüğü, bölgedeki önemli rejim değişikliği ve bili-nen ilk metamorfizma nedeniyle metavolkanitlerleşistler arasında bir uyumsuzluğun varlığı^düşünülmektedir. Ancak bugüne kadar yaptığımızçalışmalarda, Menderes MasilYnde uyumsuzluk var-sayımımızı kanıtlayacak kesin bir veri henüz elde edil-miş değildir. Masifin Güney sınırında Gökçay Dere/Kavaklıdere dolayında gnayslarla şistler arasında,tanımlanan 5-20 m kalınlığındaki metakonglomeralar(Konak ve diğ,, 1987) yukarıdaki varsayımımızı destek-ler niteliktedir. Özellikle Ödemiş ve Gördes asmasifle-rinde şistlerin kalınlığı 4 km'ye erişir. Tabanda daha çokdişten-staurolit-granat şistler, egemenken, tavanda gra-nat-mika şistler bollaşır. Şistler içinde sürekli metaku-varsit, kuvars şist ve kuvars-muskovit şist arakatman-larına rastlanır. Disten-staurolit-granat şistlerde iri granatporfıroblastlan kapsayan, koyu renkli amfibolit mercek-leri yaygındır. Buna karşın tavan şistlerinde fillit vekalkşist düzeyleri artar. Çine Asmasifi'nde ender de olsa jbulunan fosillere dayanarak, şistlerin üst düzeylerinin se-dknentasyon yaşının Üst Devon-Üst Permiyen aralığınadüştüğü söyienebilnıektedir (Boray ve diğ., 1973),

Menderes Masifînin şist zarfım uyumlu bir dokanak-la, platform tipi karbonatlı seriden türemiş, kalkşist ve4

mermerler örter. Tabanda şisüer ile ardalanmalı olan veiyi katmanlanma sunan mermerler, tavanda son, kaba ta-neli ve katmansız bir görünüm kazanırlar. Beyaz, sommermerlerin alt düzeyleri dolomitiktir; üst düzeylerindeÖzellikle Masifin güney kanadında kilometrelerce uza-,-nan, eski emersiyon horizonlannı yansıtan zımpara cev-herli kuşak yer alır. Mermer ve rekristalizekireçtaşlarının Üst Triyas-Üst Kretase yaşlı olduklarıbildirilmektedir (Dün; 1975; Çağlayan ve diğ., 1980).

Zımpara düzeyli mermerleri uyumlu olarak MenderesMasifi istifinin en üst birimini oluşturan Paleosenvyaşlı, plaketli kırmızı mermerler üstler,

Menderes Masifi'nin 6-7 km'ye ulaşan görünür meta-morfik kaya istifi postmetamorfik granodiyoritik-tonalitik plütonlar ve bunların volkanik türevleriyle,daha genç gabroik plütonlar ve bunların volkanitleritarafından katedilrnektcdir. Granodioritİk tonalityplütonlar güneyde (Çine Asmasifi) ancak metavolkanitdüzeyine kadar sokulurken, Masifin orta kesiminde

2

MENDERES MASM

(Odemiş-kiraz Asmasİfİ, Bozdağ yöresi) mermerdüzeyine kadar yükselirler. Derin sokulumların stok türüyerleşimlerine karşın, sığ sokulumlarda değişikkalınlıkta» yatay tektoniğin etkisiyle budinlenmiş silleregemendir, Granodioritin şist ve kalkşistle yaptığı doka-naklarda andalusiüi felsler gelişmiştir, Yazıbaşı/Bayındırtonaliünden alman kayalarda K/Ar yöntemiyle lg,2±Ö,7m.ylık bir toplam kaya yaşı saptanmıştır (United Na-

tions, 1974). Bu yaş, Batı Anadolu'daki sıkışma rejimi-nin gençleşme rejimine dönüştüğü devreye rastlar,

Gabroik stoklar ise genellikle çizgisel tektonik hatlarboyunca dizilirler (Kun, 1983), Kimi zaman asitik stok-ları da keserler, ancak hiçbir zaman gnays ve leptit biri-minden daha üst düzeylere sokulmamışlardır. Derin so-kulum olmaları nedeniyle, önemli sayılacak dokanakmetamorfızmasına neden olmamışlardır.

Şekîl 1: Menderes Masifı'nin yerbulduru haritası. Figure I: Location map of Menderes Massif,

3

DÖRA-KÜN-CANDAN

M E N D E R E SMORFİZMASI

M A S Î F Î ' N İ N M E T A -

Menderes Masifi en az İM progresif (İlerleyen) meta-morfizmamn etkisinde kalmıştır.

Bugün ilke olarak son "Ana Metamorfizmanya aitmineral topluluklarıyla karşılaşmaktayız. Birinci meta-morfizmanın izleri hemen hemen silinmiştir. Ancakeski mineral kalıntıları, farklı şistozite ve lineasyondoğrultuları, kimi evrelerde kümelenen radyometrikyaşlar ve magmaüzma en az iki progresif metamorfiz-manm varlığına işaret sayılmaktadır, Birinci metamor-fızmamn etkisinde kalmış* olan gnays ve metavolkaniüerçoğunlukla asmasiflerin en derin kesilmişçekirdeklerinde yer alırlar. Genelde asmasiflerde, dıştanİçe doğru, aşağıdaki zonları ayırüamak olanaklıdır. Herasmasifin ilksel kayalarındaki küçük sapmalar, meta-morfik zoniarm mineral bileşimine de hemenyansımaktadır,

L Alçak Dereceli Metamorfik Zon

Menderes Masifi'nin en dış zarfını mermerler veonların altında bulunan alçak dereceli metamorfik şistleroluşturur (Şekil 3). Mermer içinde metamorfizmakoşullarını belirleyici anahtar minerallerin bulunma-masına karşın (Şekil 4a), zımpara mercekleri içinde sap-tanan 420°C lik diaspor/korundum izogradı, sıcaklıkölçüsü olarak kullanılabilir. Çine AsmasifTnin alçak de»

reçeli metamorfik şistleri yeşilşist fasiyesinin üç alt fa-siyesini de, yani klorit- biotit* ve almandin zonunu kap-sarlar. Üç alt fasiyesin içinde de kloritoide rastlanmak-tadır. Ö nedenle Çine Asmasifi'nin alçak derecelimetamorfik zonunda orta basınç ve 420°O540°C arasısıcaklıklar hüküm sürmüştür,

Ödemiş Asmasİfİ'nde alçak dereceli metamorfikşistler fliliüerle temsil edilir (Şekil 4b). Fîllitler, granat-biotit-muskovit, granat-kloritoıd-staurolit mineral toplu-luklarını kapsarlar. Bu yöre de İlginç olarak "staurolit-kloritoid" parajenezi dengededir (Şekil 4c). "Staurolit-kloritoîd topluluğu birkaç yüz metreden sonra "granat-staurolit" parajenezine, yani orta dereceli metamorfikzona, geçer. Anılan mineral topluluklarına dayanarak,Ödemiş Asmasifı alçak dereceli metamorfik zonunun,Çine Asmasifi'ndekilerle benzer koşullarda oluştuğunusöyleyebiliriz. Buna karşın Gördes Asmasifi'nde klori-toide rastlanmaz. Buradaki alçak dereceli metamorfikşistler kalın bir granat şist (1500 m) ile temsil edilirler(Şekil 4d). Granat şistlere staurolitin eklenmesiyle ortadereceli metamorfik zon başlar. Yukarıdaki mineral top«tuluklarına göre, Menderes Masifi Ana Metamorfız-masında basıncın güneyden kuzeye doğru göreceli birazalma gösterdiğini söyleyebiliriz. Bu olgu, orta derecelive yüksek dereceli metamorfik zonlann mineral toplu-luklarında da ortaya çıkar.

2. Orta Dereceli Metamorfik Zon

Menderes Masifi şistlerinde alçak ve orta dereceli me-tamorfik zoniarm geçişi çok iyi gözlenebilmektedir.Ödemiş ve Gördes Asmasiflerinde granadı şistlerinaltında çok kalın staurolit-granat şistler yer alır,Özellikle Gördes Asmasifinde bu şistlerin kalınlığı 2Imı'ye erişir.

Staurolitin ortaya çıkışını çeşitli tepkimelerebağlamak olanaklıdır. Çine ve Ödemiş AsmasiflerindestauroMt büyük olasılıkla kloritoidin tüketilmesi sonucukuvarsla birlikte ortaya çıkmaktadır, özellikle ÖdemişAsmasifi'ncte granat-kloritoid zonu önce bir ara basamakolan granat-kloritoid-stauroiit zonuna geçmekte ve sonrada granat-staurolit zonunu türetmektedir. Gördes Asma»silînde ise staurolit zonu doğrudan granat-mika şistlerlegeçişlidir. Burada büyük olasılıkla Froese ve Gasparrini(1975) tarafından öne sürülen,

Klorit+Muskovit+Almandin Staurolit + Biotit +

tepkimesiyle Staurolit ortaya çıkmaktadır (Candan.1988b).

Gerek ödemiş gerekse Gördes Asmasiflerinde granat-staurolit şistlerin altında disten-staurolit-granat şistlererastlarız (Şekil 5), Her üp yörede de stauroiit ve diştenmineralleri bir süre birlikte bulunurlar. Benzer ara zonto=

KŒNDERES MASÎFÎ

ra Dünya'nm diğer bölgesel metamorfık bölgelerinde derastlanır (Alpler, Britisch Colombia v.b.). Turner(1968)fe göre bu parajenezler almandin/amfibolit zonu-nun K2O yönünden fakir şistlerinde oluşabilmektedir.Gerçekten de bu şistler % 2 K2Ö kapsarken, yalnız diş-ten şistlerdeki K2Ö içeriği % 2*5 değere ulaşır,

Menderes Masifi'ndeki disten-staurolit-granatşistlerin içinde çok yaygın granat-amfibolit merceklerinerastlanır. Mercekler 10 m ene ve birkaç yüz metre uzun-luğa sahip olabilirler« Bir cm boya ulaşan granat kristal«leriyle özellikle göze batarlar. Çok karmaşık bir mineraltopluluğu sergilerler: Kuvars-plajioklas (An 27-55)-hornblend (aktinolit)- granat (almandin)- epidot- zoisit-kiorit-biotit-sfen-zirkon-apatit-opak mineraller. Büyükolasılıkla eski bazik sillerin ya da tüf düzeylerinin meta-moıflzmasıyla oluşmuşlardır.

Gördes Asmasifi'nin staurolit-disten-granatşistlerindeki staurolitler bazen 10 cm'ye ulaşabilir. Buşistlerdeki AI2O3 zenginliği, pegmatoid damarlarında 20cm'ye ulaşan dev dişten kristallerinin büyümesine deneden olmuştur, Gördes Asmasifi'nin bu zonunda silli-manitede rastlanır. Sillimanit özellikle feldspat, diştenya da staurolît sınırlarında büyümektedir. Sillimanitinortaya çıkmasıyla staurolit kaybolur ve sillimanit-disten-granat şistlere geçilir. Bu zonu orta ve yükselr de-receli metamorfık zonlar arasında bir geçiş kuşağı olaraksaymak mümkündür. Bu geçiş zonunun pegmatoidik da-marlannda üç AI2SİO5 modifikasyonunu bir aradagörmek olasıdır (Candan, 1988 a). Buradan da, oluşumkoşulları olarak, 600ôC dolayında sıcaklıkların ve 5=6Kb dolayında basınçlann hüküm sürmüş bulunduğunusöyleyebiliriz. ,

DORA-KUN-CANDAN

3, Yüksek Dereceli Metamorfik Zem

Tüm asmasiflerde yüksek dereceli metamorfik zongenellikle gnayslarla temsil edilir (Şekil 6a), Çine veÖdemiş Asması ilerinde bu birime metavolkanitler (lep-titler) eklenil' (Şekil 6b). Gnays ve metavolkanitlerdemigmatizasyona uğramış kesimler boldur (Şekil 6c).Öte yandan bu birimler içinde sürekli sillimanit ya da

sillimanit dişten minerallerine rastlanır. Bu nedenlerleMenderes Masifinin yüksek dereceli metamorfik zon-larında sıcaklığın 600-650°C ye ve basıncın da 6-6,5Kb'a çıktığını rahatlıkla kabul edebiliriz (Kun, 1983).Çoğunlukla gözlü yapı sunan gnaysların mineralojikbileşimi şöyledir: Kuvars-plajioklas (oligoklas)-K-feldspat-bioüt-muskovit-granat-tunnalm-zirkon-apatit,Gnays benzeri doku sunan yaşlı metagranitler de aynı

A B

Şekil 4: Alçak dereceli metamorfik zona ait kayaçlar. A: Mermer, B; Filliı, C: Slaurolit-Kloritoid şist, D: Granatmika şist.

Figure 4: Rocks of the low-grade metainorphic zone, A; Marble, B: Phyllite, C: Staurolte-Chloritoid schist, D: Gar-net mica schist,

6

MENDERES MASİFİ

mineralojik bileşime sahiptirler. Mavi gözlü gnayslardave metavolkanitlerde bu topluluğa sillimanit ve diştenmineralleri eklenir. Kimi metavolkanitler leopara benzerlekeler sunarlar. Bu lekeler, halen granat, sillimanit,muskovit ve biotit mineralleri tarafından doldurulmuşmineral yuvalan olup, eski fenokristallerin yerlerinisimgelemektedirler.

Yüksek dereceli metamorfık zondaki sillimanitlerçeşitli tepkimeler sonucu ortaya çıkarlar. Klasik

Muskovit+Kuvars ^ K-feldspat+Sillimanit+H2O

tepkimesi yanında Diş ten^ Sillimanit dönüşümü de

yaygındır. Birçok sillimanit» plajiokîas/plajioklas, pla-jioklas/K-feldspat disten/plajioklas ve granat/plajioklassınırında büyümektedir. Kimi zaman da biotitin (001)

Şekil 5: Orta dereceli metamorfık zonda gözlenendisten-staurolit granat şistler.Bio: Biotit, Kya: Dişten, Gar: Granat, Plg:Plajioklas, Qz: Kuvars,

Figure 5: Kyanite-stauroüte-garnet schist observed inthe medium-grade metamoıphic zone.Bio: Biotite, Kya: Kyanite, Gar: Garnet,Pig: Plagioclase, Qz: Quartz.

Şekil 6: Yüksek derece metamorfik zona ait ka-yaçlar, A: Gözlü gnays, B:Sillimanit-granatleptit» C-Migmatit, Sili: Sillimanit, Bio:Biotit, Plg: Plajioklas, GaK Granat, Or: Or-toklas, Qz: Kuvars, K-Fel: KTeldspar.

Figure 6: Rocks of the high-grade metamorphic zone.A:Augen gneiss, B: Sillimanite-garnet lep-tite, C: Migmatite. Sill: Sillimanite, Bio:Biotite, Plg: Plagioclase, Gar: Garnet, Or:Orthoclase, Qz: Quartz, K, Fel: K-Feldspar,

7

DORA-KUN-CANDAN

yüzeyine yerleşen sillimanit iğneleri, biotit basisyüzeyini 60° lik açı ile Widmannstaetten kafesine benzerbir şekilde bölerler.

Gnayslar ve metavolkaniüer en az iki progresif (iler-

Şekil 7: Post-metamorfik asidik ve bazik plutonlar.A'Granodiorit, B: Olivin gabro, Ölv: Oli-vin, PlgıPlajioklas, Prx: Piroksen, Mus:Muskovit, Bio: Biotit, Qz: Kuvars, Or: or-toklas, Gra: Granat,

Figure 7; Post-Metamorphic acidic and basic plutons,A: Granodiorite, B: Olivine gabbro. Ölv:Olivine, Plg: Plagioclase, Prx: Pyroxene,Mus: Muscovite, Bio: Biotite, Qz: Quartz,Or: Qrthoclase, Gar: Garnet

leyen) metamorfizmanm etkisinde kalmışlardır. Ancakbugün bilinci metamorfizmanm kalıntı mineralleri çokgüç seçilebilmektedir. Genelde K35B doğrultulukıvrımların K20D kıvrımlarından daha yaşlı olduklarıbilinmektedir.

POSTMETAMORFİK PLUTONLAR

Menderes Masifi'nin tüm metamorük istifini kesenNeojen yaşlı postinetamorfık plütonlarda metamorfık et-kilere rastlanmaz, Asitik derin sokuluınlarda sıkça silli-manit ve granat mineralleri gözlenir. Sillimanitler ge-nelde feldspat sımrlaıında, ya da biotitleri replase ederekbüyümüşlerdir, Sokulumlann kimyasal bileşimleri vemineral içerikleri "S" tipi granitlerle uyum sağlar (Kun1983), Genel mineralojik bileşimleri, kuvars, plajioMas(olıgoklas), ortoklas, biotit, muskovit, granat, sillima-nit ve yan minerallerden apatit, zirkondur (Şekil 7a),Granitik, granodioritik ve tonalitik kaya türleri saptana-bilınektedir. Sığ sokulumlann şistlerle yaptığı dokanak-larda gelişen andalusitli felslerde andalusit-muskovit-kuvars parajenezi yaygındır. Bu plutonlar yatay tekto-niğin neden olduğu milonitik kuşaklar boyunca Mende-res Masifi'nin içine sokulmuşlardır.

Gabrolar asitik plütonları da kesmektedir. Ancakbunlar metavolkanit düzeyine kadar yükselirler. Çok tazeolivin kristalleri yanında, plajioklas (labrador), kenarlarıboyunca uralitleşmiş orto ve klinopiroksen, granat, bio-tit, zoisit, apatit ve klorit kapsarlar (Şekil 7b). Olivinlinoritik gabro olarak adlandırılmışlardır» Küçük boyutlustoklar olduklarından ofıtik doku yaygındır. Özşekilligranatlar büyük olasılıkla hidrotermal kökenlidir. Öteyandan gene hidrotermai etkiler nedeniyle bu kayalardabelirgin bir AI2Ö3 zenginleşmesi olmuştur» Tüm asma-siflerdeki gabro stokları düşey tektoniği simgeleyenkink hatları boyunca dizilmektedir.

MENDERES M A S İ F İ N İ N M E T A M O R F Î KEVRİMİ VE JEOTEKTONİK KONUMU

Menderes Masifi'nin gözlü gnayslarından Rb/Sryöntemiyle saptanmış 529, 490 ± 90 ve 520 ± 10 m.y.lık toplam kaya yaşları elde edilmiştir (Schuilling 1973,Dora, 1975; Satır ve Friedrichsen 1986), 500 ın.y,(dolayındaki bu değerler ilk metamorfizma yaşını simge-lemektedir. Duraylı izotop değerleri OöısO: %o 10,4-14?6 gnays için, %o 9-11 metagranit için) ilksel kaya-ların sedimenter kökenli olduklarına işaret etmektedii'(Satır ve Friedrichsen 1986), Sahadaki korunmuş eskisedimenter yapılar ve katmanların birbirini ardalaması dabu görüşü desteklemektedir. Satır ve Freidrichsen (1986)yine Rb/Sr yöntemi ve Compton-Jeffcry ve Nicolaysenbirleşik diyagramı ile, gnaysların ilksel sedimentasyonuiçin 680 (?) m.y, délaymda olasılı bir yaş sap-tamışlardır.

8

MENDERES MASÎFÎ

Petrografik ve jeokronolojik veriler, Menderes Masi-fi'nin temelini oluşturan gnaysların Geç Proterozoyik-Kambriyen döneminde, kıta kenarında çökelmiş kırıntılısedimentlerden türedikierini göstermektedir. Bu kıta,büyük olasılıkla günümüz Afrika'sının yerindekiEbürnian Kmtonu'nun KD kenarıydı. Bu nedenle Mende-res Masifi'nin gnayslarını Pan-Afrikan orojenik metase-dimentleriyle eşleştinnek olasıdır. Bu eşleştirmede,Menderes Masifi'nin temel birimlerinden sayılan metag-ranodioriüer ve metavolkanitler önemli rol oynar. GerekÇine Asmasifı'nde, gerek Ödemiş Asmasifı'nde gnayslanÖrten metavolkanitler (dar anlamda leptiüer) gnayslarlabirlikte ilk metamortlzmadan etkilenmişlerdir. Kalkalka-lin soylu adayayı türü (Şekil 8a, b, c, d)bu volkanitle-rin derinlik kayalan olarak düşündüğümüz metagranodio-ritlerden 471 ± 9 m,y, lık radyometrik yaş ölçülmüştür(Satır ve Friedriehsen, Î986), Menderes Masifi'nin me-tagranodioriüerine ve metavolkanitlere benzer kaya top-luluklarına Pan-Afrikan karmaşığının üst serisinde derastlamaktayız. Yukarıdaki veriler Menderes Masifi'ninjeotektonik açıdan Pan-Afrikan kuşağının Anadolu'dakiuzantısı olduğunu kuvvetle vurgulamaktadır Şengör vediğ., (1984) de; Dora (1982) ve Kun ve Dora (1984)tarafından duyurulmuş olan Menderes masifi metavolka-nitlerini ve Toroslardaki Karacahisar Dom'undagözlenen Pîekambriyen yaşlı şist ve diabazlan (Dumont,1979) kullanarak Pan-Afrikan kuşağının Menderes Masi-fı'ne kadar uzandığını belirtmişlerdir. Günümüze kadarsağlanan verilerin ışığında Üst Pan-Afrikan dönemininMenderes Masifl'ndeki tarihçesini şöyle yorumlayabili-riz:- Menderes Masifı'nde Geç Proterozoyik ve Kamb-

riyen'de Orta ve Üst Pan-Afrikan dönemindeki gibizengin grovak ve arkoz çökelimi olmuştur,

- Kambriyen/Ordovisiyen sınırında, yaklaşık 500m.y. önce bu sedimentler büyük olasılıkla yüksekdereceli bir metamorfızma geçilmişlerdir,

- Bu metamorflzmayı izleyen evrede ya da eş zamanlı,470 m.y. Önce tonolitik-granitik sokulumlar

, yükselmiştir. Bunu izleyen evrede de gnayslan, so-kulum kayaların eşlenikleri olan riyolitik-andezitikbileşimli tüffitler, metavoikanitler (leptitler)örtoüştür. Üst Pan-Afrikan istifinde de çok bolriyolit-andezit volkanitlerine rastlanır (Şekil 9a),

- Pan-Afrikan istifinin volkanitleri gibi, MenderesMasifi metavolfeanitleri de kalkalkalin soylu, sialikkökenli ve adayayı türü kayalardır (Dora ve diğ.,1988).

Benzer Post Pan-Afrikan magmatizmasına Kikladadalannda (los adası tonalit ve granitlerinde saptanan462±48 m.y, toplam kaya yaşı, Kunst ve Kreuzer,1982), Niğde Masifı'nde (gnayslardan 460±53 m.y, top-lam kaya yaşı» Göncüoğİu, 1986) ve Bitlis Masifı'nde(Metavolkanitlerin 453+13 m,y, toplam kaya yaşı,Yılmaz ve diğ,, 1971) rastlanmıştır. Özellikle Bitlis

Şekil 8: Tixl0"2/Zı^Yx3, TixlO-2/Zr/Sr: 2 ve Ti/Zrdiagramlan (Pearce and Cann (1973),A) A ve B: Düşük K-Toieyitler, C ve B:Kalkalkalen bazaltlar, B: Okyanus tabanı ba-zaltları, D: Plaka içi bazaltları.B) A: Potasyumca fakir toleyiüer B: Okyanustabanı bazaltları, C: Kalkalkalen bazaltlar,C) D ve B: Okyanus tabanı bazaltları, A veB: Düşük potasyumlu toleyiüer, C ve B:Kalkalkalen bazaltlar»D) TiÖ2 (%)/Zr (ppm) diagram! (Pearce1980; Gass 1982 den)

Figure 8: TixlO-2/Zr/Yx3, TixlÖ-2/Zr/Sn 2 andTi/Zrdiagrams after Pearce and Cann (1973),A) A and B: Low K-Tholeiites, C and B:Calc-alkaline basalts, B: Ocean floor basalts,D; Within plate basalts,B) A: K-Poor Tholeiites, B: Ocean floor ba-salts, C: Calc-alkaline basalts,C) D and B: Ocean floor basalts* A and B:Low K-Tboleiites, C and B: Calc-alkalinebasalts.D) TİÖ2 (%) Versus Zr(ppm) diagram afterPearce (1980: in Gass 1982),

9

DORA-KUN-CANDÀN

10

MENDERES MASÎFÏ

Masifi tabanda Menderes Masifi ile aynı kaya istifinisunar ve ilk metamorfizmasını Kambriyen/Ördovisiyensınırında tamamlamıştır (Erdoğan ve Dora» 1983).

Menderes Masifi'nin ilk metamorfizmasmdan sonra,bu bölgede kalın bir klasük istif çökelır. Bölge, Epi-Gondwana platformunun kuzey uzantısını

oluşturmaktadır. Kaim klastik seri içinde seyrek olarak5-20 m. kalınlıkta tüf ya da sili arakatmanianna rast-lanır. Permokarhonifer'de özellikle Çine Asmasifi'ndeklastitler yerini bitümlü kalker arakatkılı killi şistlerebırakır. "Göktepe Formasyonu" adı verilen bu asbirimFusulinler kapsar, Triyas-Üst Kretase arasında tüm

11

DORA-iCUN-CiWDAN

bölge platform tipi kalın kireçtaşı çökelimine sahneolur. Bugün mermerlere dönüşmüş olan kireçtaşlarınmtabanı dolomitiktir, Mermerler içinde muhtemelen Jurayaşlı en az iki metaboksit (zımpara) düzeyi yer alır.Mermerlerin en üst düzeylerinde Üst Kretase yaşlı rudist-1ère rastlanmıştır (Dürr, 1975), Çine Asmasifi'nde sedi-ment çökelimi kesintisiz Paleosen'e kadar devam eder(Şekil 9b). Paleosen pelajik kırmızı piaketlikireçtaşlanyia temsil edilir. Tüm bu metamorfik Mende-res istifinin üzerine dev bir bindirme ile Likya nap-lanntn metamoıfik olmayan örtü serileri gelir (Şekil9c), Likya napları, okyanus kabuğunu simgeleyen;devâsâ boyutlu peridotit ve diabaz dilimleri kapsarlar.

Yukarıdaki gözlemler, Menderes Masifi'ndeki "AnaMetamorfızma"nm Paleosen-Geç Eosen aralığına rast-ladığını vurgulamaktadır. Îzmir-Ankara Zonu'na aitokyanusa! ofıyolit naplarimn Üst Kretase'den başlayarakkuzeyden güneye doğru Menderes* Masifi istifininüzerinden geçmesi, genelde Masifin "Ana Metamorfiz«ması"nm nedeni sayılmaktadır'(Kaya 1981, Şengör vedig,, 1984; Dora, ve dig., 1987), Masifin en kuzeyucunda okyanusal kabuk ve üst mantonun altında kalanserilerde mavi şist fasiyesine ait yüksek basınç ve düşüksıcaklık metamorfiüeri ortaya çıkmaktadır (Okay, 1985),Sonradan buradaki mavi şistler Paleosen yaşlı molasçökelieriyle örtülmüştür, Îzmir-Ankara Ofıyolitkuşağının okyanusal kabuğu Menderes Masifı'nin güneykenarına Geç Eosen'de ulaşmıştır. Bu naplarınkalıntılarına, günümüzde de Masifin değişik yörelerindeklipler halinde rastlamaktayız (Kaya 1981; Candan1988a), Böylece Paleosen-Geç Eosen arasında kaim birokyanusal kabuğun altında kalan Menderes birimleriBarrovian tipi bir orta basınç ve yüksek sıcaklık meta-morfizması geçirmişlerdir. Bu metamorfizma, şiddetliyatay hareketlerin, kıvrımlanmalarm, bölümsel ergime-lerin ve migmatitieşmelerin eşliğinde gerçekleşmiştir(Şekil 9d). O* nedenle Menderes Masifi kayalarındabugün gözlenen tüm yapı ve dokular, sözü edilen ikinci"Ana Metamorfizma"nın ürünleridir, Lineasyonlar vekıvrım eksenleri Menderes Masifi'nin genel KKDdoğrultusuna koşuttur, Kambriyen/Ordovisiyen sınırındailk metamorfızmasını geçiren temel birimler (gnays vemetavolkanit) yeniden metamorfızmaya uğradıklarındankarmaşık yapılar kazanmışlardır.

Gnayslardan Rb/Sr yöntemiyle elde edilen muskovityaşları 63 ile 48 m,y, arasında oynamaktadır. Ortalamadeğer 56±1 m,y, dir (Satır ve Friedrichsen, 1986). Bunagöre Menderes Masifi'ndeki "Ana Metamorfizma"nınMasif in Likya naplan tarafından örtülmesinden (ÜstKretase) 10-15 m.y, daha geç başladığı görülmektedir.

Benzer gecikme Alplerde de gözlenir (Şengör ve diğ.,1984). Gnays ve metagraniüerdeki biotitier ise gene Rb/Sr yöntemiyle 37±1 m.y, ortalama yaş veraıektedirler(Satır ve Friedricnsen, 1986). Bu son yaş, Alplerdekigibi soğuma yaşı olarak yorumlanabilir, Menderes Ma-

sifi'nin Paleosen-Geç Eosen arasında seyreden ikinci"Ana Metamorfizması"nı, küçük zaman kaymalarıylaKiklad adalarındaki metamorfizmayla eşieştirmek ola-naklıdır.

Çünkü Kiklad adalarmda 82 ile 26 m.y. arasındadeğişen muskovit yaşları saptanmaktadır. Böylece» Men-deres Masifi'nde "Ana Metamorfiana"nın kuzeyde birazdaha erken başlayarak güneyde Alt Eosen-Çok ErkenOligosen aralığında geçmiş olabileceği, gerek litolojikistifle, gerekse radyometrik yaş verileriyle desteklenmek-tedir. Güneyde Tavas dolayında metamorfık birimleriuyumsuz olarak üstleyen molas Orta Oligosen yaşlıdır.Buna göre Masif, büyük olasılıkla Oligosen başındayükselmiş ve aşınmaya başlamıştır.

Menderes Masifi'nde sıkışma rejimi Öligosen-OrtaMiyosen boyunca sürmüştür. Bu genç sıkışma rejimininneden olduğu yataya yakın düşük açılı faylar boyuncaMenderes MasifMn kimi yörelerinde (Şekil 3, Germen-cik-Nazilli hattı kuzeyi), gnays ve metavolkanit gibiyüksek dereceli metamorfık birimler, mermer, kalkşistve fıllit gibi düşük dereceli metamorfık birimler üzerinebindirmişlerdir, Gene sıkışma rejimi nedeniylekalınlaşmış olan sialik kabuğun altında kimi yörelerdebölümsel ergimeler gerçekleşmiş ve granitik-tonalitikstoklar ezik zonlar boyunca metamorfik istifin içine so-kulmuşlardır. Hiç metamorfik iz taşımayan bu post-metamorfık plütonlardan Yazıbaşı/Bayındır tonaliti, OrtaMiyosene karşıt gelen 18,2±0,7 m.y lık bir radyometrikyaş vermektedir. Kimi granodioritlerin granat ve siUima-nit kapsamaları ve ancak gnays ve metavolkanitlerle do-kanak yapmaları, sokulumlarm kimi yörelerde (Çine veÖdemiş Asmasifleri) çok derinde kaldığınıgöstermektedir. Sokuiumların Masifi kalbur gibi heryörede delmeleri, Menderes Masifi'nin altında devasa birgranitik-granodioritik kütlenin varlığına işaret etmekte-dir.

Orta Miyosen'den sonra tüm Anadolu'da Neotektonikrejim başlar (Şengör, 1980). Bu sistemde Menderes Ma-sifi K-G yönlü genleşme kuvvetlerinin etkisindekalmıştır. Bu döneme kadar tümüyle katılaşmış ve rijitbir kütleye dönüşmüş olan Menderes Masifi D-Bdoğrultulu derin hatlar boyunca kırılarak, Batı Anado-lu'nun ünlü grabenleıi meydana gelmiş ve Masif de as-masiflere bölünmüştür. Blok tektoniğine koşut olarak,ana graben yönünü denetleyen, graben uzantısına çaprazbüyük düşey faylar boyunca olivinli gabro stoklan so-kulmuştur (Şekil 9e). Üst manto kaynaklı bu kayalar,genelde daha sonraki hidrotermal süreçte AI2O3yönünden zenginleşmişlerdir ve klasik diyagramlardafarklı bölgelere düşmektedirler (Kun ve diğ, 1988 b).Gabroların, Batı Anadolu'da Üst Miyosen-Alt Pliyosensmınnda (9-10 M.y) gözlenen bazik-bazanitik volkanit-lerin derinlik eşdeğerleri oldukları düşünülmektedir.Menderes Masifi içinde Kula, Kiraz ve Söke'de gözlenengenç bazaltik volkanitler, bazik volkanizmanın gabro

12

MENDERES MASİFİ

sokulumunun ardından Masifte devam ettiğini vurgula-maktadır (Şekil 9f). Menderes Masifi graben zonlarıiçinde saptanan zengin jeotermal aktivite, son bazik vol-kanamanın günümüzdeki uzantısını oluştumıaktadır.

SONUÇLAR

Menderes Masifı'nin gözlü, granatik ve bantlı gnays-larla, migmatik ve metavolkanitlerden yapılı temel bi-rimieri, yaklaşık 500 milyon yıl önce, Kambriyen/Ördovisiyen sınırında, ilk metamorfîzmasırtı geçirmiştir,Metavolkanitlerin (Leptîüer), radyometrik yaş, kimyasalbileşim ve jeolojik çerçeve yönünden Üst Pan-Afrikanadayayı voikanitleriyle benzerlik sunması, MenderesMasifi temel birimlerinin günümüz Afrîkası'nm yerinde-

* ki Ebüraian Kratonunun parçalan oldukları düşüncesinikuvveüendkmektedir.

Benzer yaşlı magmatitler Mjasif in batıya uzantısısayılan Kiklad adalarında da bulunur, ilk metamorfiz-manm yüksek dereceye ulaştığı düşünülmekte, ancak

§ koşullan hattında kesin veriler sunulamamaktadır,ilk metamorfızmayı izleyen evrede, Ördovisiyen-

Paleosen gibi geniş bir zaman aralığında» Menderes Ma«sifı'nin bulunduğu yerde önce kaim bir klastit, dahasonra da kaim bir karbonat istifi çökelir, Üst Kretase'den

5 başlayarak bölgede egemen olan sıkışma rejimi sonucu,izmir-Ankara Zonu'na ait okyanusal ofiyolit naplannınkuzeyden güneye doğru Menderes Masifi istifininüzerinden geçmesi, Masife esas görünümünü kazandıran"Ana Metamorfizmaltya neden olmuştur, Paleosen-GeçEosen aralığında etkin olan "Ana Metamorfizma" Barro-

6 vian tipi mineral topluluklarının oluşumuna nedenolmuş, 420-650°C sıcaklık ve 5-6,5 Kb baspçkoşullarında seyretmiştir. Masifte alçak derece ileyüksek dereceli metamorfık zorüar arasındaki tüm meta-morfîk dizi sergilenir,

& ikinci kez metamorfızmaya uğrayan temel birimlerçoğunlukla migmatitleşmiş ve çok karmaşık yapılar ka-zanmıştır,

Menderes Masifi'nde sıkışma rejimi Oligosen-OrtaMiyosen boyunca sürmüş ve kalınlaşmış olan sialik

<* kabuğun altındaki kimi yörelerde bölümsel ergimelergerçekleşmiştir, Orta Miyosen'de granitik-tonalitik post-metamorfık plütonlar ezik zonlar boyunca sİUer ve apo-fızler şeklinde metamorfik isüfm içine sokulmuşlardır,Sokulumlann Masifi kalbur gibi her yörede delmeleri,

^Menderes Masifi'nin altında devasa bir granitik-granodioritik kütlenin varlığına işaret etmektedir.

Orta Miyosenden sonra tüm Anadolu'da egemen olangenleşmeii Neotektonik rejim, o döneme kadar rijit birkütleye dönüşmüş Menderes Masifi'ni D-B doğrultuluderin hatlar boyunca kırarak, Batı Anadolu'nun ünlü gra-benlerini meydana getirir. Masif içinde blok tektoniğe

jt koşut olarak, ana graben yönünü denetleyen, grabenuzantısına çapraz büyük düşey faylar boyunca olivinli

gabro stoklan yükselir. Üst manto kökenli bu kayalarınBatı Anadolu'da Üst Miyosen-Alt Pliyosen sınırındagözlenen bazik-bazanitik volkanitlerin derinlikeşlenikleri oldukları düşünülmektedir. Bazik volkanizmaizlerine Menderes Masifi'nde Kula, Kiraz ve Sökeyörelerinde rastlamaktayız. Masifin graben zoniarıiçinde saptanan zengin jeotermal kaynaklar, volkanik ak«tivitenin günümüzde de sürdüğünü göstermektedir.

DEĞİNİLEN BELGELER

Boray, A., Akat, Ü., Akdeniz, N,, Akçören, Z.,Çağlayan, A., Günay, E., Korkmazer, B.,Öztürk, EM., Sav, H., 1973, Menderes Masi-fi'nin güney kenan boyunca bazı önemli sorunlarve bunların muhtemel çözümleri: Cumhuriyetin50. yılı Yer, Bil Kong, s. 11-20.

Brinkmann, R., 1966, Geotektonische Gliederung von* Westanatolien: N, Jb. Geol. Paleont. Mh. 10,603-618.

Brinkmann, R,? 1967, Menderes Masifi'nin Milas-Bodrum-Ören civarındaki güney kanadı: E. t İFİ lilmi raporlar serisi 43, 12 s.

Candan, O., 1988 a, Demirci-Borlu arasında kalanyörenin (Menderes Masifi kuzey kanadı) petro^a-fisi, petrolojisi ve mineralojisi: Doktora tezi,D.E.Ü, Fen Bil. Ens. 163 s.

Candan, O,, 1988 b. Petrography, petrology and minera»logy of the region located between Demirci-Borlutowns (Northern fland of the Menderes Massif):D.E.Ü. Fen Bil. Ens. Araş. Rap. 19 s.

Çağlayan, M.A., Öztürk, E.M., Öztürk, Z., Sav, H.,Akat, U,, 1980, Menderes Masifi güneyine ait bul-gular ve yapısal yorum: Jeo» Müh. Der., s. 9=17,

Dora, O.Ö., 1975, Menderes Masifi'ndeki alkali feld-spatların yapısal durumları ve bunların petrojene-tik yorumlarda kullanılması: Türkiye Jeol. Kur,Bült., 18, 111-126.

Dora, O. Ö,, 1981, Menderes Masifi'nde petroloji vefeldspat incelemeleri: Yerbilimleri Derg. 7, 54-63.

Dora, O,Ö., 1982, Menderes Masifi'nin jeolojisi paneli,Türkiye Jeol, Kur,, Ankara, 50 s.

Dora, Ö,<X Savaşçın, M.Y., Kun, N., Candan, O,s

1987. Menderes Masifi'nde post metamorfık plu-tonlar: Yerbilimleri Derg., 14, 1-11,

Dora5 O.Ö., Kun, N.f Candan, O,, 1988. Metavolcanics(leptites) in the Menderes Massif; A possiblepaleo-arc volcanism: O.D.T.Ü., Temel ve Uygu-lamalı Bil, Derg., 20? 4,

Dumont, J.F., 1979, Les deux types de soubassementspaleozoiques dans la coupolede Karacahisar (re-gion d'Isparta, Turquie) et leur séparation par unaccident anté Iriasïqbe: Bull Miner, Res, Explor,Inst. Turk., 90, 77-81,

13

DORA-KUN-CANDAN

Dürr, S., 1975* Über alter und geotektonische Stellungdes Menderes-Kristallins/SW-Anatolian und seineaequivalente in der mittleren Aegaeis: Habilita-tion thesis, 107 pp. University of Marburg,

Erdoğan, B„ Dora, O.CX, 1983, Bitlis Masifi apatitlidemir yataklarının jeolojisi ve oluşumu: TürkiyeJeol. Kur, Bült., 26, 133-144,

Gass, LG., 1982, Upper Proterozoie (Pan-Aftican) Cale-alkaline magmatism in north-eastern Africa andArabia: In Andésites edited by R,S, Thorpe, JohnWüey and Jons, 59-609.

Göncüoğlu, C,5 1986, Orta Anadolu Masifi'nin güneyucundan jeokronolojik yaş bulguları: Maden Tet-kik Arama Derg,, 105/106, 111-124.

Frose, E,, Gasparrini, E,, 1975, Canad, Mineral 13,162-167,

Kaya, O,, 1981. Batı Anadolu alta bindirmesi: ultrama-fik birimin ve Menderes Masifi'nin jeolojik ko-numu: Doğa Bilimleri Dergisi, Atatürk özelsayısı s, 15-36,

Konak, N., Akdeniz, N., Öztürk, E.M., 1987, Geologyof the south of Menderes Massif: I.G.C.P. pro-ject no, 5, correlation of Varican and Pre-Varisean events of the Alpinemediterraneanmountain belt, field meeting, Turkey, 42-53.

Kun, N., 1983, Çine dolayının petrolojisi ve MenderesMasifi'nin güney kesimine ait petrolojik bulgu-lar: (Doktora tezi) DJE.Ü, Fen Bil Ens, 124 s.

Kun, R, Dora, Q.Ö„ 1984. Menderes Masifı'nde meta-volkanitler (leptitler), TJ.K. 38. Bilimsel veTeknik Kurultayı Bildiri Özetleri. Ankara, s.131432,

Kun, N., Candan, O,, 1987 a. Ödemiş Asmasifi'njlekileptitlerin dağılımı, konumları ve oluşumkoşulları, TBAG-688 nolu proje, 133 s,

Kun? N., Candan, O., 1987 b. Menderes Masifi'ndekierken paleozoik yaşlı bazik damar kayaları, H.Ü,Yer Bil Derg. c, 14.

Kum N,, Candan, O., Dora, O.Ö., 1988 a, Kiraz-Birgiyöresinde (Ödemiş-Menderes Masifi) metavolka-nitlerinin (leptitlerin) varlığı: Türkiye Jeol, Kur,Bült, 32, 21-35.

Kun, R, Dora, O., Tuzcu, N., Candan, O,, 1988 b,Menderes Masifi'ndeki postmetamorfık gabrostoklarının petrolojisi: Akdeniz Üniv, İspartaMüh, Mim, Fak. Derg, 4, 304-324,

Kunst, H,R, kreuzer, H., 1982, Isotopie dating of Pre-Alpidic rocks from the island of los (Cyclades,Greece): Contrib. Mineral Pertol, 80, 245-253.

Pearce, J.A., Cann, J.R., 1973. Tectonic setting ofbasic volcanic rocks determined using trace ele-ment analysis: Earth and Planet, Sei, Lett, 19,250^300,

Okay, A,, 1985, Kuzeybatı Anadolu'da yeralan meta-morfik kuşaklar: TJ.K, Ketin sempozyumu Bil-diriler Kitabı, 83-92.

Satır, M,, Friedrichsen, H., 1986. The origin and evolu-tion of the Menderes Massif, W-Turkey; A Rubî- 1

dium/Strontium and Oxygen isotope study: Geol.Rdsch. 75/3, 703-714.

Schulung, R.D„ 1958. Menderes Masifı'ne ait bir gözlügnays üzerinde zirkon etüdü: Maden TetkikArama Derg. 51, 38-41.

Schulung, R.D., 1962, Türkiye'nin GB'sındaki Mende-res Migmatit Kompleksinin petrolojisi» yaşı veyapısı hakkında: Maden Tetkik Arama Derg, 58,71-84.

Schuiling, R.D., 1973. Active role of continents in tec- k

tonic evolution, geothennal modals: In: De jong,K.A. and R, Schölten (Eds): Gravity and Tecto-nics, New York, 37-47.

Şengör, A.M.C., 1980, Türkiye'nin neotektoniğininesasları: Türk, Jeol. Kur. Konf. Ser. % 40 s.

Şengör, ,A.M.C, Satır, M,, Akkök, R., 1984, Timingof tectonic events in the Menderes Massif, Wes-tern Turkey: Implications for tectonic evolutionand evidence for Pan-African bassement in Tur-key: Tectonics, 3/7, 693-707,

Turner, F.J., 1968, Metamorphic petrology: McGraw-Hill's, New York.

United Nations (1974), Mineral exploration in twoareas: Technical report 4, DP/DN/TUR-72-004/4,Turkey,

14