Çukurova Ünverstes fen blmler ensttÜsÜ ...i Öz doktora tez ali tÜmÜklÜ Çukurova Ünverstes...
TRANSCRIPT
ÇUKUROVA ÜN�VERS�TES�
FEN B�L�MLER� ENST�TÜSÜ
DOKTORA TEZ�
Ali TÜMÜKLÜ
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OF�YOL�T�K MAS�F�) YÖRES�NDEK�
KROM�T CEVHERLE�MELER�N�N JEOLOJ�K-METALOJEN�K VE
JEOK�MYASAL �NCELENMES�
MADEN MÜHEND�SL��� ANAB�L�M DALI
ADANA, 2005
ÇUKUROVA ÜN�VERS�TES�
FEN B�L�MLER� ENST�TÜSÜ
AL� TÜMÜKLÜ
DOKTORA TEZ�
MADEN MÜHEND�SL��� ANAB�L�M DALI
Bu Tez ... /.../2005 Tarihinde A�a�ıdaki Jüri Üyeleri Tarafından Oybirli�i/Oyçoklu�u
ile Kabul Edilmi�tir.
�mza �mza �mza
Prof. Dr. Mesut ANIL Prof. Dr. Feyzi B�NGÖL Doç. Dr. Osman PARLAK
Juri Ba�kanı Üye Üye
(Danı�man)
�mza �mza
Yrd. Doç. Dr. Ergül YA�AR Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ.
Üye Üye
Bu Tez Enstitümüz Maden Mühendisli�i Anabilim Dalı’nda Hazırlanmı�tır.
Kod No: Prof. Dr. Aziz ERTUNÇ
Enstitü Müdürü
Bu Çalı�ma Ni�de Üniversitesi Ara�tırma Fonu Tarafından Desteklenmi�tir.
Proje No:FBE. 2001/021
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OF�YOL�T�K MAS�F�)YÖRES�NDEK� KROM�T CEVHERLE�MELER�N�N JEOLOJ�K-
METALOJEN�K VE JEOK�MYASAL �NCELENMES�
Not: Bu tezde kullanılan özgün ve ba�ka kaynaktan yapılan bildiri�lerin, çizelge, �ekil ve foto�raflarınkaynak gösterilmeden kullanımı 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki Hükümlere tabidir.
I
ÖZ
DOKTORA TEZ�
Ali TÜMÜKLÜ
ÇUKUROVA ÜN�VERS�TES�
FEN B�L�MLER� ENST�TÜSÜ
MADEN MÜHEND�SL��� ANAB�L�M DALI
Danı�man: Prof. Dr. Mesut ANILYıl: 2005 Sayfa:151Jüri: Prof. Dr. Mesut ANIL
: Prof. Dr. Feyzi B�NGÖL: Doç. Dr. Osman PARLAK: Yrd. Doç. Dr. Ergül YA�AR: Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ.
Do�u Toros da�ları içerisinde bulunan Pozantı-Karsantı Ofiyoliti, Türkiye’deki önemliofiyolit masiflerden birisidir. Çalı�ma alanı olan masifin batı kesimindeki Mazmılı bölgesindeharzburjitler içerisinde dunitik kılıfla çevrili kromit yatakları ve masifin derin deniz sedimanları olanradyolaritler içerisinde nabit bakır cevherle�mesi bulunmaktadır. Kromit cevheri masif, saçınımlı,noduler ve bantlı yapıdadır. Mineral kimyası analizlerinde kromitlerin Cr2O3 içeri�i % 44.07-60.82Cr/Fe oranı 2.59-4.03 arasındadır. Mineral kimyasındaki analizlerin Cr2O3 ve Al2O3 de�erleri vekromit birim hücre boyutu (Å) arasında pozitif bir korelasyon bulunmaktadır. Kromit kristallerietrafında manyetitle�meler görülür. Bazı kesitlerde kristallerin kırıklarına ikincil olu�an stiktitminerali bulunmaktadır. Kesitlerde kromit dı�ındaki cevher mineralleri, kristallerin ve matriksiçerisinde pentlantit, millerit, avaruit ve nabit gümü� mineralleri ve Cu-Zn ala�ımlarından meydanagelmektedir. Nabit gümü�, mineral kimyası analizlerinde % 96.83-98.21 arasında Ag elementindenolu�maktadır.
Kromit cevher örneklerinin iz elementlerinden Zn, V, Ti ve Co elementleri ile Cr2O3
içerikleri arasında pozitif ve Ni elementi ile arasında negatif korelasyon bulunmaktadır.Bakır cevherle�mesi, radyolaritlerin genel tabakalanma yapısına uyumlu olarak de�i�ken
boyutta bant ve mercek �eklindedir. Cevherin içerisindeki Cu oranı % 5.40 oranına çıkabilmektedir.Nabit bakır kristallari mineral kimyası analizlerinde, kristaller % 97.03-97.01 arasında Cu elementiiçermektedir.
Anahtar Kelimeler:Pozantı-Karsantı, Ofiyolit, Mineral Kimyası. Kromit, Nabit Bakır
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OF�YOL�T�K MAS�F�)YÖRES�NDEK� KROM�T CEVHERLE�MELER�N�N JEOLOJ�K-
METALOJEN�K VE JEOK�MYASAL �NCELENMES�
II
ABSTRACT
Ph.D. THESIS
Ali TÜMÜKLÜ
DEPARTMENT OF MINING ENGINEERING
INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES
UNIVERSITY OF ÇUKUROVA
Supervisor: Prof. Dr. Mesut ANILYear: 2005 Pages: 151Jury: Prof. Dr. Mesut ANIL
: Prof. Dr. Feyzi B�NGÖL: Asistant Prof. Dr. Osman PARLAK: Associated Prof. Dr. Ergül YA�AR: Associated Prof. Dr. Mustafa AKYILDIZ
The Pozantı-Karsantı ophiolite located in the eastern Tauride mountains is one of the
important ophiolitic massives in Turkey. The study area is situated around the Mazmılı region in the
western part of the ophiolite body. The first location is represented by chromite mineralization within
the dunites hosted by harzburgites whereas the second location is characterized by native copper
mineralization within the radiolarites. The chromite ore includes massive, disseminate, nodular and
banded structures. Based on the microprobe analysis, the Cr2O3 contents range from 44.07 to 60.82 %
and the Cr/Fe ratio is between 2.59 and 4.03. The mineral chemistry shows that the cell size (Å) is
possitively correlated with the Cr2O3 and Al2O3 contents of the analysed chromites. Magnetite
mineralization is observed around the chromites. The secondary stichtite occurences are seen within
cracks of some of the chromites. Other ore minerals are characterized by pentlandite, millerite,
awaruite, native silver and Cu-Zn alloy. The native silver comprises 97.83 to 98.21 % Ag.
The Cr2O3 contents of the chromite are possitively correlated with some trace elements such
as Zn, V, Ti and Co whereas the Ni is negatively correlated.
The native copper mineralization is concordant with the layering of the radiolarites and
exhibits banded and lenticular forms. The Cu content reachs up to 5.4 %. The mineral chemistry
analysis shows that the native copper consists of 97.03 to 97.01 % Cu element.
Key words: Pozantı-Karsantı, Ophiolite, Microprobe, Chromite, Native Copper.
GEOLOGICAL METHALLOGICAL AND GEOCHEMICALINVESTIGATIONS OF CHROMITE ORE DEPOSISTS IN THE
MAZMILI (POZANTI-KARSANTI OPHIOLITE MASSIVE)
III
TE�EKKÜR
Bu Doktora Tez çalı�ması Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü
Maden Mühendisli�i Anabilim Dalında Prof. Dr. Mesut ANIL yönetiminde
hazırlanmı�tır.
Tez izleme komitesi olarak görev alan Prof. Dr. Mesut ANIL, Yrd. Doç.
Dr. Ergül YA�AR ve Yrd. Doç. Dr. Mustafa AKYILDIZ ba�ta olmak üzere
tezimin hazırlanı�ında sürekli yardımlarını gördü�üm Doç. Dr. Osman PARLAK
ve Fırat Üniversitesi ö�retim üyesi Prof. Dr. A. Feyzi B�NGÖL’e en içten
te�ekkürlerimi sunarım.
Tezimin mineral kimyası analizleri yapılması için davet eden ve
analizlerin yapımını gerçekle�tiren ve de�erli görü�leri ile katkıda bulunan
Hamburg (Almanya) Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü ö�retim üyesi
Prof. Dr. Mahmud TARKAIN ve XR-D analizlerinin yapımını sa�layan �stanbul
Üniversitesi Müh. Fak. Jeo. Böl. Ö�retim üyesi Prof. Dr. Sinan Öngen ile
analizleri yapan Ara�. Gör. Namık AYSAL’ a ayrıca cevher mikroskopisindeki
katkılarından dolayı Dr. Ahmet ÇA�ATAY’a çok te�ekkür ederim.
Arazi çalı�masında araç ve barınma ihtiyaçlarını sa�layan Mikro Maden
Ltd. �ti.’de görevli Maden Yük. Müh. Sabahattin SAKATO�LU’na te�ekkür
ederim.
AAS analizlerini yapan bölümümüz ara�tırma görevlilerinden Kimya Yük.
Müh. Mehmet TÜRKMENO�LU’na ve parlak ve ince kesitleri yapan Teknisyen
Nuri BULUT’a te�ekkür ederim.
IV
��NDEK�LER Sayfa No
ÖZ…………………………………………………………………………………….. I
ABSTRACT…………………………………………………………………………..II
TE�EKKÜR…………………………………………………………………………III
�Ç�NDEK�LER ……………………………………………………………………. IV
�EK�LLER D�Z�N�……………………………………………………………....VIII
TABLOLAR D�Z�N�………………………………………………………………...X
RES�MLER D�Z�N�………………………………………………………...……..XII
1. G�R��……………………………………………………………………………….1
1.1. Co�rafik Konum……………………………………………………………….4
1.2. Bölgesel Jeoloji………………………………………………………………...6
1.2.1. Otokton Birimler ………………………………………………………... 6
1.2.2.1.Ni�de Masifi………………………………………………………….6
1.2.1.2. Alada� Birli�i…..……………………………………………………8
1.2.1.3. Adana Baseni……………………………………………………….10
1.2.1.4. Ecemi� Koridoru Kayaçları………………………………………...11
1.2.2. Allokton Birimler………………………………………………………..13
1.2.2.1. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti……………………………….………….13
1.2.2.1.(1). Tektonitler………………………………………………………14
1.2.2.1.(2). Kümülatlar……………………………………………………...17
1.2.2.1.(3). Dayklar……………………………………………………..…. .18
1.2.2.1.(4). Volkanik kayaçlar………………………………...……….……18
1.2.2.1.(5). Kromit yatakları……………...…………………………………19
1.2.2.2.Metamorfik Dilim ve Ofiylitik Melanj……………………………..20
1.3. Yapısal Jeoloji………………………………………………………………...21
2. ÖNCEK� ÇALI�MALAR………………………………………………………..23
3. METARYAL VE METOD………………………………………………………32
3.1. Saha Çalı�maları……………………………………………………………...32
3.2. Laboratuar Çalı�maları………………………………………………………..32
3.2.1. Mineralojik ve Petrografik Çalı�malar…………………………………..33
3.2.2. Mineral Kimyası (Micoprop) Analizleri… ……………………………..33
V
3.2.2.1.�stanbul �i�e-Cam Ara�tırma Merkezi Lab. Çalı�ması……………..34
3.2.2.2. TÜB�TAK Ara�tırma Merkezi (MAM) Lab. Çalı�ması……………34
3.2.2.3.Hamburg Ün. Mineraloji-Petrografi Ens. Lab. Çalı�ması………......35
3.2.3. XR-D Analizleri ………………………………………………………...36
3.2.4. XR-F Analizleri…………………………………………………………36
3.3. Büro Çalı�maları……………………………………………………………...36
4.OF�YOL�T TANIMI VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI….40
4.1. Ofiyolit Tanımı……………………………………………………………….39
4.1.1. Metamorfik Taban……………………………………………………….41
4.1.2. Ofiyolitik Melanj………………………………………………………...42
4.2. Ofiyolit Tipleri………………………………………………………………..42
4.3. Ofiyolitlere Ba�lı Kromit Yatakları…………………………………………..45
4.3.1. Kromit Minerali………………………………………………………….45
4.3.2. Kromit Yatakları………………………………………………………...46
4.3.3. Podiform Kromit Yataklarının Olu�umu………………………………...48
4.3.3.1.Tektonitler �çerisindeki Kromit Kütlelerinin Olu�umu……………..48
4.3.3.2.Üst Kabuk Podiform Kromit Yataklarının Olu�umu ve Genel
Özellikleri…………………………………………………………………….55
5. ARA�TIRMA BULGULARI….……………………………………………….. 57
5.1. Toros Karbonat Platformu……………………………………………………57
5.1.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı ……………..…………………………………57
5.1.2. Karanfilda� Kireçta�ı ………………..………………………………...59
5.2. Ofiyolitik Birim……………………………………………………………….59
5.2.1. Ofiyolitik Melanj……………………………………………………….. 59
5.2.2. Metamorfik Dilim…………..……………………………………………58
5.2.3. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti……………………………………………… 61
5.2.3.1. Tektonitler………………………………………………………….61
5.2.3.1.(1). Harzburjit……………………………………………………….64
5.2.3.1.(2). Dunit……………………………………………………………69
5.2.3.2.Damar Kayaçları…………………………………………………….70
5.2.3.3. Kümülat Kayaçları………………………………………………….70
VI
5.2.3.4. Dolerit-Diyabaz Daykları…………………………………………..72
5.2.3.5.Radyoloritler………………………………………………………...72
5.2.3.6.Alüvyon……………………………………………………………..72
5.3. Cevherle�meler………………………………………………………………..74
5.3.1. Kromit Cevherle�mesi…………………………………………………...74
5.3.1.1. Masif-Kompakt Kromitler………………………………………….75
5.3.1.2.Saçınımlı-Dissemine Kromitler……………………………………..77
5.3.1.3. Noduler Kromitler………………………………………………….80
5.3.1.4. Bantlı Kromitler…………………………………………………….80
5.3.1.5. Karı�ık Cevher……………………………………………………...81
5.3.2. Kromit Yatakları……………………………………………………….. 81
5.3.2.1. Koparan Ocakları…………………………………………………...84
5.3.2.2.Ortaseki Oca�ı………………………………………………………84
5.3.2.3.Mahmut Oca�ı (Yeni Yayla II)……. ………………………………87
5.3.2.3. Çemberatan Oca�ı………………………………………………….87
5.3.2.4. Hakverdi Ocakları………………………………………………….87
5.3.3. Kromit Cevheri Mikroskop Çalı�ması…………………………………..89
5.3.3.1. Kromit………………………………………………………………89
5.3.3.2. Pentlantit……………………………………………………………90
5.3.3.3. Manyetit…………………………………………………………….90
5.3.3.4.Millerit……………………………………………………………... 92
5.3.3.5. Avaruit……………………………………………………………...92
5.3.3.6. Nabit Gümü�……………………………………………………….95
5.3.3.7.Cu-Zn Ala�ımı……………….…………………………...…………95
5.3.3.8. Stiktit ……………………………………………………………... 95
5.3.4. Bakır Cevherle�mesi……………………………………………………..98
5.4. Kromit Cevheri XR-D Analizleri……………………………………………100
5.5. Kromit Cevheri XR-F Analizleri……………………………………………107
5.5.1.Kromit Cevheri XR-F analizleri Ana Oksit De�erleri………………….108
5.5.2.Kromit Cevheri XR-F Analizleri �z Element De�erleri ………………..108
5.6. Bakır Cevheri AAS Analizleri………………………………………………111
VII
5.7. Kromit Cevheri Mineral Kimyası Analizleri……………………………......112
5.7.1. Millerit………………………………………………………………….112
5.7.2. Avaruit……………………………………………………………….....112
5.7.3. Cu-Zn Ala�ımları……………………………………………………….112
5.7.4. Nabit Ag………………………………………………………………..113
5.7.5 Kromit…………………………………………………………………..114
5.7.5.1.Mineral Kimyası % Oksit Histogramları………………………..…125
5.7.5.2. Mineral Kimyası Analizlerinin Cr2O3 ile Fe2O3, FeO, MgO ve
TiO2 Kar�ıla�tırma Diyagramları…………..………………….…..125
5.7.5.3. Mineral Kimyası Analizleri % Oksit De�erleri �le Birim Hücre
Boyutlarının Kar�ıla�tırma Diyagramları…………………………125
5.7.5.4.Mineral Kimyası 100Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe+2)
Diyagramı………………………………………………………….129
5.7.5.5. Mineral Kimyası Cr-Al-Fe+3 Stevens Üçgen Diyagramı………….129
5.7.5.6. Cr2O3-Al2O3 ve FeO-MgO Diyagramları…………………………129
5.8. Bakır Cevheri Mineral Kimyası Analizleri………………….……….……...133
6. SONUÇLAR VE ÖNER�LER………………………………………………….134
KAYNAKLAR……………………………………………………………….136
ÖZGEÇM��………………………………………………………………….149
EK……………………………………………………………………….……150
VIII
�EK�LLER D�Z�N� Sayfa No
�ekil 1.1. Alp Orejenez Ku�a�ındaki Ofiyolitlerin Da�ılımı……………………...3
�ekil 1.2. Çalı�ma Alanı Yer Bulduru Haritası………………………….. ……….5
�ekil 1.3. Çalı�ma Alanı ve Civarı Sadele�tirilmi� Genel Jeoloji Haritası………..7
�ekil 1.4. Toros Ku�a�ı �çerisindeki Ofiyolitlerin Co�rafik Konumları………...15
�ekil 1.5. Pozantı-Karsantı Ofiyolit� ve Taban Kayaçları Dikme Kesiti………..16
�ekil 4.1. �deal Ofiyolit �stifi ve Okyanusal Kabu�un Kar�ıla�tırılması………...41
�ekil 4.2. Harzburjit (Semail-Umman Ofiyoliti) ve Lerzolit (Trinity A.B.D.)
Tipi Ofiyolitlerin Kar�ıla�tırılması………………………………………43
�ekil 4.3. Peridotit �çinde Bazik Magmanın Dayk �eklinde Sokulum Yaptı�ı
Kırıklar Boyunca Olu�turma Modeli …………………………………….50
�ekil 4.4. Tektonit Harzburjit �çinde bazik Magma sokulum kanallarında Olu�an
Bo�luklar içinde Kromit Kütlesinin Olu�um Modeli…………………….51
�ekil 4.5. Hareket Halindeki Yayılma Sırtı Altında Üst Okyanus Mantosu �çinde
Kromit Kütlelerinin Olu�umu ve Geli�imi……………………………….53
�ekil 4.6. Podiform Kromit yataklarının Olu�umunu Tektonit Ortamlarla Olan
�li�kisini Gösteren �ekil……………………………………………… . 54
�ekil 4.7. Oman Ofiyolit �çerisindeki Üst Kabuk Podiform Tipi Kromitlerin
Konumunu Gösteren Dikme Kesit…………………………………….....56
�ekil 5.1.Çalı�ma Alanı Genel Jeoloji Haritası…………………………………..58
�ekil 5.2. Koparan Oca�ı Maden Haritası……………………………………….85
�ekil 5.3. Koparan Oca�ı 1’nolu Merce�e Ait A-A′ Kesiti……………………...86
�ekil 5.4. Mahmut Oca�ı Maden Haritası………………………………………..88
�ekil 5.5. Saçınımlı Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı……………….101
�ekil 5.6. Masif Cevher Örne�ine ait XR-D Difraktogramı …………………...102
�ekil 5.7. Masif Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı…………………...103
�ekil 5.8. Nodüler Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı………………...104
�ekil 5.9. Saçınmılı Cevher Örne�ine Ait XR-D Difraktogramı……………….105
�ekil 5.10. Kromit Cevheri XR-F analizleri % Oksit Oranlarının Kar�ıla�tırma
Diyagramları…………………………………………………………….109
�ekil 5.11. Kromit Cevherinden Yapılan XR-F Analiz Sonuçlarının % Cr2O3 �le
�z Element Kar�ıla�tırma Diyagramları…………………………………110
IX
�ekil 5.12. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin % Oksit Histogram
Diyagram Da�ılımları…………………………………………………...126
�ekil 5.13. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin % Oksit De�erlerinin
Kar�ıla�tırma Diyagramları……………………………………………..127
�ekil 5.14. Kromit Mineral Analizi % Oksit De�erleri Ve Birim Hücre
Boyutlarının Kar�ıla�tırma Diyagramları……………………………….128
�ekil 5.15. Kromit Mineral Kimyası Analizlerinin 100 Cr/(Cr+Al) –
Mg/(Mg+Fe2+ Diyagramı. ……………………………………………...130
�ekil 5.16. Cr-Al-Fe3+ Stevens Üçgen Diyagramı...…………………………...131
�ekil 5.17. Kromit Mineral Kimyası Analizleri Oksit De�erleri Diyagramları...132
X
TABLOLAR D�Z�N� Sayfa No
Tablo 1.1. Dünya’daki Önemli Kromit cevheri Çıkaran Ülkeler ve Rezerv
Durumları………………………………………………………………...2
Tablo 3.1. Kromit Kristali 1 Nolu Mineral Kimyası Analiz Sonucu…………….37
Tablo 4.1. Harzburjit tipi ofiyolit ve Lerzolit Tipi Ofiyolitleri Kar�ıla�tırılmalı
Genel Özellikleri…………………………………………………………44
Tablo 4.2. Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri (MORB) ve Dalma Batma Zon
Ofiyolitlerin (SSZ) Genel Kimyasal Özelliklerinin Kar�ıla�tırılması……45
Tablo 4.3. Kromit Cevherinin Kullanım Alanlarına Göre �stenilen Cr/Fe Rasyo
De�eri ve % Oksit Bile�im De�erleri………………………………….. . 46
Tablo 5.1.Kromit Cevherlerinden Yapılan XR-D Analiz Sonucunda Tespit Edilen
2θ Derleri ve Bunlara kar�ılık Gelen Mineraller………………………..106
Tablo 5.2.Kromit Cevherinden Yapılan XR-F analiz sonuçlarında % Oksit ve �z
Element De�erleri………………………………………………….……107
Tablo 5.3. Kromit Cevheri XR-F Analiz Sonuçları �z Element (ppm)
Da�ılımlarının Korelasyon Matriks Tablosu……………………………111
Tablo 5.4. Radyoloritler �çerisindeki Bakır Cevherle�melerinin Atomik
Absorpsiyon Spektro-Fotometri (AAS) Yöntemi ile yapılan % Element
Analiz Sonuçları………………………………………………………...111
Tablo 5.5. Kromit Parlak Kesiti �çerisindeki Millerit kristali Mineral Kimyası
Analiz Sonucu…………………………………………………………..112
Tablo 5.6. �ki Adet Kromit Parkla Kesit içerisinde yapılan Avaruit Kristali
Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...113
Tablo 5.7. Bir Adet Kromit Parlak Kesitinde Analizi Yapılan CU-Zn Ala�ımı
Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...113
Tablo 5.8. Kromit Parlak Kesitlerinde Yapılan Nabit Ag Mineralleri Mineral
Kimyası Analiz Sonuçları………………………………………………113
Tablo 5.9. �nceleme Alanı �çerisindeki Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde
Yapılan Kromit Mineral Kimyası Analizleri……………………………116
Tablo 5.10. Kromit Mineral Kimyasal Analizlerinde Oksit De�erleri Ve Bu
De�erlerden Hesaplanan Katyonik, Rasyo Ve Birim Hücre Boyutları,
Ortalama Maksimum Minumum Ve Standart Sapma De�erler………..124
XI
Tablo 5.11. Nabit Cu içeren Resim 5.34’deki Örnekte Üç ayrı Noktada Yapılan
Mineral Kimyası Analiz Sonuçları……………………………………...133
XII
RES�MLER D�Z�N� Sayfa No
Resim 3.1. JEO-JSM-6335 F SEM Elektron Mikroskobu……………………….34
Resim 3.2.Cameca SX Mikroprop Aleti…………………………………………35
Resim 5.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı Ofiyolit Sınırı ve Ofiyolit �çerisinde Kireçta�ı
Blokları…………………………………………… 60
Resim 5.2. Ofiyolitin Tabanında Bulunan Karanfil Da� Kireçta�ına Ait Antiklinal
Yapı………………………………………………….…………………..60
Resim 5.3.Ofiyolitik Melanj �çerisinde Tamamen Serpantinle�mi� Kayaç
�çerisinde Kromit Da�ılımı………………………………………………61
Resim. 5.4. Tektonitlerin Tabanındaki Metamorfik Taban Kayaçlardan Ye�il
�istlerin Arazide Görünümü……………………………………………...62
Resim 5.5. Metamorfik Taban Kayaçlardan Amfibolitlerin Arazide Görünümü..62
Resim 5.6. Harzburjitlerin Arazideki Görünümü………………………………...66
Resim 5.7. Harzburjitlerin Ayrı�ma Yüzeyi……………………………………..66
Resim 5.8. Harzburjitik Kayaç �çerisinde Olivin, Ortoproksen ve Serpantin
Mineralleri………… ……………………………………………………67
Resim 5.9. Harzburjit Kayaç �çinde Ortoproksen ve Kapanım �eklinde ve
Etrafında Olivin Kristali………………………………………………….67
Resim 5.10. Harzburjit Kayaç Mikroskop Görüntüsü…………………………...68
Resim 5.11. Harzburjit �çerisinde Birbirinden Oldukça Farklı Yapıda ve Kırıkları
ve Kenarları Boyunca Manyetitle�mi� Kromit Kristalleri……………….69
Resim 5.12. Harzburjit Kayaç Mikroskop Görüntüsü…………………….……..70
Resim 5.13. Harzburjitleri Kesen Damar Kayaçları……………………………..71
Resim 5.14.Harzburjitleri Kesen Dolerit-Diyabaz Dayklarının Arazi Görünümü …73
Resim 5.15. Radyoloritk Kayaçların Arazi Genel Görünümü…………………...73
Resim5.16.Tektonizma Sonucu Kromit Cevherinde Görülen Sucuklu Yapı……75
Resim 5.17. Masif Kromit Cevheri Arazi ve El Örneklerindeki Resimleri……...76
Resim 5.18. Deformasyon �zi Görülmeyen Masif Kromit Cevheri……………...78
Resim 5.19. Deformasyon Sonucunda Dunitik Matriks Kromit Cevheri �çerisinde
Belirgin Bir Yönelim Kazanmı�tır……………………………………….78
Resim 5.20. Saçınımlı Kromit Cevher Örnekleri………………………………...79
Resim 5.21. Nodüler Kromit Cevher Örnekleri …………………………………82
XIII
Resim 5.22. Bantlı Tip Kromit Cevherinde Masif Yapıda Bir Bantdan Sonra Bunu
Takip Eden Saçınımlı Bir Bantın Gelmesi……………………………….83
Resim 5.23. Bantlı Tip Kromit Cevherinde Dunit Blok ve Damarı……………...83
Resim 5.24. Gavurgeri Tepe’de Bulunan Koparan Oca�ı Genel Görünümü……86
Resim 5.25.Mahmut Oca�ı Harzburjitleri Kesen 40cm Kalınlı�ında Gabro Damarı88
Resim 5.26. Koparan Da� Batı Kesiminde Yer Alan Hakverdi Oca�ı
Mostralarında Nodüler ve Masif Yapıdan Olu�an Karı�ık Tip Kromit
Cevheri…………………………………………………………………...89
Resim 5.27. Kromit Cevheri Parlak Kesitleri Elektron ve Maden Mikroskop
Resimleri……………………………………………………………… ...91
Resim 5.28 Kromit Kristalleri �çerisinde Pentlantit Minerali……………………93
Resim 5.29. Kromit Kristali �çerisinde Uzun Eksenleri Aynı Do�rultuda Millerit
Mineralleri………………………………………………………………..93
Resim 5.30. Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde Avaruit Mineraline Ait Elektron
Mikroskop Resimleri……………………………………………………..94
Resim 5.31. Kromit Cevheri Parlak Kesitlerinde Kromit Kristalleri Ve Matriks
�çerisinde Nabit Gümü� Kristal Kümeleri………………………………..96
Resim 5.32. Tablo Kromit Parlak Kesitinde Kromit kristali kenarında bulunan Cu-
Zn ala�ımı………………………………………………………………...97
Resim 5.33.Tektonizma Sonucu Parçalanarak Küçük Tanelere Ayrılan Kromit
Kristalleri �çerisinde Ve Kenarlarında Tanelerin Bozu�ması �le Olu�an
Stiktit Minerali…………………………………………………………...98
Resim 5.34. Bakır Cevheri Mostra ve El Örnek Resimleri………………………99
Resim 5.35. Mineral Kimyası Analiz Yapılan Bakır Cevheri Örne�i………….133
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
1
1.G�R��
Geli�mekte olan ülkeler grubunda yer alan Türkiye’nin var olan do�al
kaynaklarını verimli bir biçimde kullanması kaçınılmaz bir gerçektir. Kromit
cevherle�mesi ve üretimi bakımından ülkemiz Dünya’da önemli bir yere sahiptir.
Dünya da bilinen 7.6 x109 ton’luk kromit cevherinin % 95’i G. Afrika, Zimbabve,
Rusya ve Kazakistan’da bulunmaktadır. Sadece G. Afrika rezervlerin % 73’ine
sahiptir (Tablo 1.1). Rezerv bakımından Dünya’daki kromit cevherinin % 1’inden
daha azına sahip olmasına ra�men Türkiye, cevher üretimi bakımından 1996-2001
arasında 6 yıllık dönem içerisinde Dünya’da üretilen toplam 76,99 milyon ton kromit
cevherinin 8,75 milyon ton cevher üretimi ile Dünya üretimin yakla�ık olarak % 11,5
oranını kar�ılamı�tır.
Türkiye’deki kromit yataklarının tamamı Alp Orejenez ku�a�ı (�ekil 1.1)
içerisinde yer alan ofiyolitler içerisindedir. Ofiyolitler içerisindeki kromit
yataklarının boyutlarını ve rezervlerini stratiform yataklar ile kar�ıla�tırıldıklarında
oldukça küçük boyutlu ve düzensiz bir da�ılıma sahip olmalarına ra�men, yatakların
i�letmeci�inin kolay olması ve buna ba�lı olarak üretim maliyetinin dü�ük
olmasından dolayı Dünya’daki önemlerini uzun yıllardan beri korumaktadır.
Türkiye’deki ilk kromit cevheri 1848 yılında Harmancık (Bursa)’da �ngiliz
Jeolog Lawrence Smith tarafından bulunmu�tur. �lk kromit cevherin bulunmasından
sonra 1850’li yıllardan itibaren kromit madencilik çalı�maları ba�lamı�tır.
Türkiye’deki kromit madencili�i 1950’den önceki yıllarda daha ziyade
i�letmelerin kıyı �eridine yakın ve büyük mostraların oldu�u yerlerde açık i�letmeler
�eklinde, krom cevherinde istenilen özelliklere sahip mostralar bulunması amacıyla
yapılmı�tır. Bu döneme ait krom madencili�i, yüzeyde belirgin mostrası olan kromit
yataklarının rastlama ve onları tanıma �eklinde tarif edilebilmektedir. 1960’lı
yıllardan ba�layarak krom yataklarının i�letmesinde yer altı madencili�i artmaya
ba�lamı� ve i�letilebilir boyutlarda krom mostrası çabasına indirgenmi� bir
aramacılık hakim olmu�tur. Bu �ekildeki bir aramacılık jeoloji biliminin pek yardımı
olmaksızın yürütülmü�tür. 1970’lı yılların sonlarına do�ru jeoloji biliminin
madencilik çalı�malarına katkısının artmasıyla birlikte krom madencili�inde de
önemli a�amalar olmu�tur. Krom yataklarının aranmasında peridotitlerin harzburjit
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
2
ve dunit olarak alt birimlere ayrılması, bu birimler arasındaki sınır ili�kileri,
lineasyon, foliasyon ve faylanma gibi yapısal etkiler yardımıyla iç yapının açıklı�a
kavu�turulması, arama ve üretim çalı�malarında sa�lam ve gerekli bir temel
olu�turmu�tur. Mostra veren veya yer altında izlenmi� bulunan merceklerden
hareketle krom yatakları do�rultu ve e�im yönlerinde geli�tirilebilmekte; mostrası
olamayan merceklerin nerelerde olabilece�i saptanabilmektedir.
Tablo.1.1. Dünya’daki önemli kromit cevheri çıkaran ülkeler ve rezerv durumları(U.S.G.S, Mineral Commodity Summaries, 1996-2001). (Toplam rezerv;günün ko�ullarında ekonomik rezervi, ekonomik sınırın biraz üstünde vebiraz altında olan kaynakları içermektedir.).
Yıllık üretim ve Rezervler (Bin ton.)
Ülkeler/Yıl 1996 1997 1998 1999 2000 2001 Top.Rez.
Cezayir 235 - 100 86 90 90 6.100
Brezilya 450 330 330 360 350 - 17.000
Finlandiya 582 611 611 611 610 - 120.000
Hindistan 1.363 1.360 1.363 1.310 1.400 1.500 57.000
�ran 129 200 200 212 200 - 2.400
Kazakistan 1.190 1.000 1.600 1.600 1.600 2.300 320.000
Rusya 97 150 130 130 130 - 460.000
Güney Afrika 5.018 5.780 5.500 6.480 6.500 5.400 5.500.000
Türkiye 2.000 1.750 1.600 1.400 1.500 500 20.000
Zimbabve 428 680 660 660 650 - 930.000
Di�er Ülkeler 428 639 600 701 700 2.300 99.000
Toplam 11.920 12.500 12.094 12.849 13.030 11.520 7.531.500
Doktora tez konusu, Pozantı-Karsantı Ofiyolitik Masifinin batı kesimini
olu�turan Mazmılı-Koparan bölgesi seçilmi�tir. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti kromit
potansiyeli 1940’lı yıllardan beri bilinmektedir ve kromit madencilik çalı�maları
bakımından önemli bir yere sahiptir. Bu ofiyolitik masif üzerinde dönem dönem
i�letilen kromit oca�ı 200 adet civarında oldu�u bilinmektedir. Pozantı-Karsantı
Ofiyolitik masifi ile ilgili bugüne kadar birçok ara�tırma yapılmasına ra�men,
çalı�ma alanı ile ilgili batı kesiminde metalojenik çalı�ma oldukça sınırlıdır. Ni�de
Üniversitesi Ara�tırma Fonu deste�i ile çalı�ma alanındaki kromit cevherle�melerinin
jeolojik-metalojenik ve jeokimyasal incelemeleri doktora tezi olarak incelenmi�tir.
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
3
�ekil.1.1. Alp Orejenez ku�a�ındaki ofiyolitlerin da�ılımı (Juteau, 2004’densadele�tirilmi�tir).
Doktora tez çalı�ması arazi, labroratuvar ve büro çalı�malarını kapsayan bir
program çerçevesinde gerçekle�tirilmi�tir.
Kromit cevherle�melerinin jeolojik konumlarını belirlemek amacıyla
doktora tez çalı�masının kapsadı�ı yakla�ık 160 Km2’lik bir alanın 1/25 000 ölçekli
jeoloji haritası önceki çalı�maların revizyonları yapılarak yeniden çıkarılmı�tır.
Bölgenin kromit maden imtiyaz sahibi olan Çeltik Madencilik yer altı ve yer üstü
maden harita ar�iv verileri kullanılarak kromit maden ocakların maden haritaları
yapılmı�tır. Bölgedeki kromit ocak ve mostralarından temsili kromit cevher ve kayaç
örnekleri toplanmı�tır. Kromit cevher örneklerinden parlak ve kayaç örneklerinden
ince kesitler yapılarak mineralojik ve petrografik incelemeler yapılmı�tır.
Mineralojik ve petrografik inceleme sonucu kromit parlak kesitlerinde belirlenen
minerallerde kromit, nikel-sülfür ve nabit Ag mineralleri ve radyolaritik kayaçlar
içerisindeki bakır cevheri içeren kayaçlardan nabit Cu minerallerinde mineral
kimyası (microprop) analizleri gerçekle�tirilmi�tir. Kromit cevher örneklerinden
XRF ve XRD analizleri gerçekle�tirilmi�tir.
Yapılan saha ve laboratuar çalı�malarından elde sonuçlar büro çalı�maları
ile bilgisayar ortamında grafiklere konularak ve çizimleri yapılarak bölgedeki
cevherle�melerin metalojenik ve gang minerallerine ili�kin sorunlar aydınlı�a
kavu�turulmaya çalı�ılmı�tır
K
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
4
1.1. Co�rafik Konum
Çalı�ma alanı Orta Toros’lar içerisinde içerisinde, Adana ve Ni�de il
sınırları içerisinde, 1/25000 ölçekli topo�rafik M34 d1-d2 paftalarında yakla�ık 160
km2’lik bir alanda yüzeylemektedir (�ekil 1.2.). Çalı�ma alanının kara yolu ba�lantısı
ile, Adana’ya 140 ve Ni�de’ye 110 km uzaklıktadır. Ula�ım, Adana ili Karaisalı
ilçesi Gerdibi köyü ve Ni�de ili Çamardı ilçesinde toprak yol ile sa�lanmaktadır.
Yerle�im alanı içerisinde Da�dibi (Pozantı-Adana) Köyü ve Mazmılı
Yaylası (Çamardı-Ni�de) ile çalı�ma alanın KB’sında Çamardı (Ni�de) ilçesi,
güneyinde Gerdibi ve Büyüksofulu (Karaisalı-Adana) köyleri bulunmaktadır.
Topa�rafya oldukça engebeli olup, çalı�ma alanının önemli yükseltilerini
2790 m (Koparan Da�ı) ve Gökziyaret Tepe (2200 m) olu�turmaktadır. Ayrıca
Mazmılı Yayla (1800 m) platosu bulunmaktadır. Çalı�ma alanın dü�ük rakımlı
yerlerini ise daha ziyade derin vadiler (Karanlık Dere, Köpüklü Dere) olu�turmakta
olup buralarda rakım 1000 - 1100m arasında de�i�mektedir.
Çalı�ma alanın kuzeyinde Orta Toros’ ların Demirkazık Tepe’den (3800 m)
sonra ikinci yüksekli�i olan Lorut Da�’ı (3700 m), güney kesiminin de Karanfil Da�
(3200 m) bulunmaktadır.
Akarsu olarak çalı�ma alanı içerisinde Köpüklü Dere, do�u kesimini
sınırlandıran Tahtalı Dere ve batı’da ise Ecemi� Fayı üzerinde özellikle ofiyolitik
kayaçlarla kireçta�larının kontaklarında çıkan bir çok kaynaktan beslenen Çamardı
Deresi bulunmaktadır.
Bölgenin önemli bir kesimi çam, ardıç ve katran a�açlarından olu�an
ormanlar ile kaplıdır. �klim karasal iklim etkileri ve Akdeniz iklim etkileri altındadır.
Bölgede, KB kesimi olu�turan Ni�de-Çamardı ilçesi çıvarında bahçecilik ve tarım,
güney do�u kesimini olu�turan Adana-Karaisalı ilçesinde ise tarım, hayvancılık ve
ormancılık çalı�maları görülür. Yaylacık turizmini Adana ve çevre ilçe ve köylerinde
gelenler olu�turmaktadır. Bölgenin kuzeyini olu�turan Alada�lar’da özellikle yabancı
turist grupları tarafından da�cılık faaliyetleri yapılmaktadır.
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
5
�ekil 1.2. Çalı�ma alanı yer bulduru haritası
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
6
1.2. Bölgesel Jeoloji
Orta Toros sırada�ları içerisinde yer alan çalı�ma alanı ve civarındaki
kayaçlar; Ni�de Masifi, Alada� Birli�ine ait Karbonatlar ve Ecemi� Fay Koridoru
kayaçlarından olu�an otoktan kısım ve bunların üzerinde allokton bölüm olarak
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tektonitleri ve kümülat kayaçları, ofiyoliti her seviyede
kesen dolerit-diyabaz dayk kümeleri, metamorfik dilim, ofiyolitik melanj ofiyolitik
masife ait volkanik ve derin deniz sedimanter kayaçları bulunmaktadır (�ekil 1.3).
1.2.1. Otokton Birimler
Çalı�ma alanı ve çevresindeki otokton birimleri Ni�de masif, Alada� Birli�i
Karbonat kayaçları, Ecemi� Fay Koridoru çökelleri ve Adana Baseni çökelleri
olu�turmaktadır.
1.2.1.1. Ni�de Masifi
Çalı�ma alanının KB’sında yer alan Ni�de masifi, Yeti� (1978a) ‘e göre
Paleosen-Alt Eosen ya�lı Ulukı�la Grubu kayaçları ile çevrilidir. Bu masif,
Jeotektonik konum itibariyle Toridler ile Anatolidler arasında yer alan Ni�de Masifi,
geni� anlamda Orta Anadolu Kristalin Masifi veya Kızılırmak Masifi Olarak
tanımlanan metamorfik kütlenin güneydo�u uçunu olu�turmaktadır (Ketin, 1956.,
Göncüo�lu, 1981, 1982, 1986). Göncüo�lu (1986), Ni�de Grubu kayaçlarını alttan
üstte do�ru; gnaysların hakim oldu�u Gümü�ler formasyonu, mermer-amfibolit-
kuvarsit-gnays ardalanmasından olu�an Kaleboynu formasyonu, masif mermer ve
ofiyolitk kayaçları içeren A�ıgedi�i formasyonu, gabroyik kayaçlardan olu�an
Sineksizyayla Metagabrosu ve bütün birimi kesen Üçkapılı Granadiyorit’i olmak
üzere be� litolojik birime ayırmı�tır. Ni�de Grubu üzerine ofiyolitlerin yerle�mesi,
metamorfizma ve deformasyonun Senomaniyen öncesi gerçekle�mi� olması
gerekti�ini bildirmektedir.
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
7
�ekil 1.3.Çalı�ma alanı ve civarının sadele�tirilmi� genel jeoloji haritası (Bingöl,1978).
Çalı�ma alanıX
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
8
Yeti� (1978a), birime; Alada�lar’da çalı�mı� olan Blumenthal’in (1952)
Paleozoyik, Okay’ın (1955) Eosen Öncesi, Kleyn’in (1966) Hersiniyen Öncesi
ya�larını verdiklerini ifade ederek, bölgesel ölçekte dü�ünüldü�ünde, Ecemi� fay
Ku�a�ının do�usunda mostra veren Devoniyem ve Karbonifer kayaçlarının
metamorfizmaya u�ramadı�ını, dolayısıyla Ni�de Metamorfitlerinin Devoniyen ve
hatta Silüriyen Öncesi ya�ta oldu�unu bildirmektedir.
1.2.1.2. Alada� Birli�i
Özgül (1976), Anadolu’nun güney ve do�u kesiminin Toroslar Alp orejenik
ku�a�ını kapsayan çalı�masında, Toros’ları ayırtman stratigrafi özellikleri ve
kapsadıkları kaya birimleri açısından Bolkarda�ı Birli�i, Alada� Birli�i, Geyik da�ı
Birli�i, Alanya Birli�i, Bozkır Birli�i ve Antalya Birli�i olarak ayırmı�tır.
Çalı�ma alanı civarında Özgül (1976) tarafından belirlenen Alada� Birli�ine
ait Siyah Alada�, Beyaz Alada� ve Karanfilda� kireçta�ı bulunmaktadır.
Siyah Alada�lar Kireçta�ı, çalı�ma alanının kuzeyinde yaygın olarak
bulunmaktadır. Blumenthal (1952) “Kara Alada� Kireçta�ı” adını vermi�tir. Birimi,
Yeti� (1978a) “Maden Kireçta�ı”, Tekeli ve ark. (1984) “Siyah Alada� Kireçta�ı”
adıyla incelemi�tir.
Alt seviyelerinde farklı litolojik özelliklere sahip gri-ye�il-kahverengi sarı-
renkli bir bölümü, üst seviyelerinde koyu-gri-siyah renkli uniform bir bölümü içeren
ve terrejenik kırıntılarla ara tabakalı kireçta�larından olu�an Siyah Alada� kireçta�ı
düzenli ince-orta-kalın tabakalıdır (Tekeli ve ark. 1984). Üzerine Lütesiyen ya�lı
Kaleboynu Formasyonu açılı diskordansla gelir ve birimin kalınlı�ı 1000 m’nin
üzerindedir (Yeti�, 1984a). Tabakalanma ve kıvrım eksenlerinin farklı yönde
olu�undan, Maden Bo�azı’ında , Siyah Alada� kireçta�ı üzerindeki Beyaz Alada�
kireçta�ı’nın açısal diskordanslı bulundu�u kanaati vardır (Yeti�, 1978a). Tekeli ve
ark. (1984)’na göre, kireçta�ı Triyas ya�lı Küçüksu formasyonu uyumlu olarak
örtmektedir.
Yeti� (1978a), birimden derledi�i örneklere göre, birimin ya�ını Permiyen-
Alt Triyas olarak belirlemi�tir. Tekeli ve ark. (1984) bölgede yaptıkları çalı�mada alt
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
9
seviyelerdeki fosillerin Üst Devoniyen ya�ını verdi�ini, takip eden Alt-Orta
Karbonifer, Üst Karbonifer, Alt Permiyen, Üst Permiyen ya�ının foraminifer ve
alglerle temsil edildi�ini bildirmektedirler. Tekeli ve ark. (1984), Siyah Alada�
kireçta�ının açık platform ortamında çökelen bir istif olarak yorumlamı�lar ve
birimin epeirik bir deniz ortamında çökeldi�ini ara sıra de�i�en deniz seviyesinin
düzensiz de�i�imlerinin sedimantasyonu etkiledi�ini ifade etmi�lerdir.
Beyaz Alada� Kireçta�ı; �lk kez Blumenthal (1952) tarafından “Beyaz
Alada� Kireçta�ı” olarak adlandırılan birim için Okay (1955) ve Metz (1955) “Ak
Alada� Kireçta�ı adını kullanmı�lardır (Yeti�, 1978b). Tekeli ve ark. (1984) aynı
birime “Beyaz Alada� Formasyonu” adı altında incelemi�lerdir. Yeti� (1978) ise
Maden Bo�azı ile Karanfil Da�ı arasında yaygın olarak bulunan açık-koyu boz, orta
kalın tabakalı ço�unlukla masif görünümlü, makro fosil içermeyen, az mikro fosilli
istifi “Demirkazık Kireçta�ı” olarak tanımlamı�tır.
Beyaz Alada� kireçta�ı, beyaz-bej renkli, orta-kalın tabakalı, masif dolomit
ve dolomitik kireçta�ından olu�ur ve birim, Senoniyen istiflerini tektonik olarak
üzerleyip, yukarı do�ru dereceli olarak Sırçak Kireçta�ı’na geçer (Tekeli ve ark.,
1984). Bu birimin alt kenarı Ecemi� ve Cevizlik fayları nedeniyle sarp yamaçlar
olu�turmu�tur. Maden Bo�azı’nda birim Siyah Alada� kireçta�ı üzerinde açılı
diskordanslıdır. Beyaz Alada� kireçta�ının, batı kenarındaki Pozantı-Karsantı
Ofiyoliti ile dike yakın konumlu dokuna�ı Cevizlik fayı nedeniyledir. �ki birim
arasındaki dokanak boyunca ezilme ola�andır. Maden Bo�azı’nda Beyaz Alada�
kireçta�ını, üzerindeki Lütesiyen ya�lı Kaleboynu formasyonu ve Oligosen ya�lı
Çukurba� formasyonu ile açılı diskordanslıdır. Birimin kalınlı�ı ise 900-1500 m.
arasındadır (Yeti�, 1978b).
Yeti� (1978b), Beyaz Alada� kireçta�ından derledi�i örneklerde Üst Triyas-
Jura ya�ını saptamı�tır. Tekeli ve ark. (1984), birime Üst Triyas-Alt Jura ya�ını
vermi�lerdir. Bu istifin platform kıyısı yakınındaki veya kıyıdan biraz uzaktaki açık
veya sınırlı �elf lagünü ortamında çökelmi�tir (Tekeli ve ark., 1984).
Karanfil Da� Kireçta�ı, ilk kez Blumenthal (1946) tarafından adlandırılan
bu birim, Karanfil da�ı civarında en iyi mostraları verir ve Beyaz Alada� kireçta�ı ile
yanal geçi�lidir. �ki bölümün bulundu�u istifin alt bölümünde açık gri, masif
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
10
kireçta�ı ve dolomitler; üst bölümde ise, ince-kalın tabakalı ve gri renkli
kireçta�ı bulunur. Her iki bölümde çört yumruları içerir. Senoniyen istifleri
tarafından uyumsuz olarak örtülen istifin kalınlı�ı yakla�ık 1500 m.’dir (Tekeli ve
ark., 1984).
Alt kesimlerinde Üst Triyas ya�ını veren fosilleri içeren birimin, bu kesim
üzerinde yer alan kireçta�larının kalınlı�ı dikkate alınarak Alt Jura’ yı da temsil
etmektedir. Birimin alt kesimi resifal fasiyes özelliklerini, üst kesimi ise resif gerisi
platform fasiyesi özelliklerini göstermektedir (Tekeli ve ark., 1984).
1.2.1.3. Adana Baseni
Adana Baseni; batıda Ecemi� Fay ku�a�ı, kuzeyde Toros Da� Ku�a�ı ve
do�uda Amanos Da�ları ile sınırlanmı�tır. Güneyde ise muhtemelen Akdeniz’in
altından Kıbrıs’a kadar uzanmaktadır (Ünlügenç ve ark., 1990). Tersiyer ya�lı Adana
baseni, Paleozoyik ve Mesozoyik ya�lı temel kayaçlar üzerine uyumsuz olarak gelir.
Tersiyer, basende Oligosen-Pliyosen zaman aralı�ında çökelen sedimanter kayaçlar
ile temsil edilmekte ve Toros orojenik ku�a�ını olu�turan Paleozoyik-Mesozoyik
ya�lı temel kayaçların olu�turdu�u engebeli bir topo�rafya üzerine uyumsuz olarak
gelmektedir. Bu topo�rafya Miyosen’deki sedimantasyonu etkilemi� olup, havza
kenarındaki vadi ve çukurluklara Oligosen-Erken Miyosen evresinde, tamamiyle
karasal akarsu ve göl ortamlarını karakterize eden Gildirli ve Karsantı formasyonları
çökelmi�tir (Ö�rünç ve ark., 2000). Paleotopo�rafik yükseltilerde ve basenin kenar
kesimlerinde Erken-Orta Miyosen zaman aralı�ında Kaplankaya ile Karaisali
formasyonları, daha derin kesimlerde ise Cingöz ve Güvenç formasyonları
çökelmi�tir (Schmidt, 1961). Kaplankaya formasyonu, alttaki Gildirli formasyonu ile
uyumlu olup, üzerine gelen resifal nitelikli Karaisalı Formasyonu ile yanal ve dü�ey
geçi�lidir (Görür, 1979., Özer ve ark., 1974). Türbiditik çökelleri temsil eden Cingöz
formasyonunun iki adet denizaltı yelpazesi ile temsil edilmekte ve yukarı do�ru
incelen istifler sunmaktadır (Gürbüz, 1993). Güvenç formasyonu, Cingöz
formasyonuna ait denizaltı yelpazelerinin derin kesiminde ba�lar ve istifin üst
kesimlerine do�ru sı�la�arak Kuzgun formasyonuna a�ınmalı bir dokanakla geçer.
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
11
Güvenç formasyonu türbiditlerin olu�madı�ı alanlarda: resifal karbonatlardan olu�an
Karaisalı formasyonundan ba�layarak güneye do�ru önce derinle�en sonrada sı�la�an
bir istif ile temsil edilir. Tortoniyen ya�lı karasal, sı� denizel ve deltayik sediman
ardalanmasından olu�an Kuzgun formasyonu, Kuzgun, Memi�li ve Salba� tüf
üyelerine ayrılmı�tır (Yeti� ve Demirkol, 1986, Yeti�, 1988). Kuzgun formasyonu
üzerinde Handere formasyonuna ait sı� denizel kırıntılar ve evaporitik çökeller ile
akarsu sedimanları yer alır. Bütün bu Miyosen sedimanları Kuvaterner ya�lı taraça,
kaliçi olu�umları ve alüvyon tarafından örtülmektedir (Ö�rünç ve ark., 2000).
1.2.1.4. Ecemi� Koridoru Kayaçları
Çalı�ma alanı batısında bulunan Ecemi� Koridoru içerisinde farklı litolojik
özelliklere sahip Çamardı formasyonu, Karada� Volkanitleri, Mavra� Kireçta�ı
Üyesi, Kaleboynu Formasyonu ve Çukurba� Formasyonu yer almaktadır.
Çamardı formasyonu; ilk Olarak Kleyn (1966) tarafından “Çamardı
Formasyonu” adıyla tanımlanan birim Tekeli ve ark. (1984) ve Yeti� (1978b)
tarafından aynı adla fli� fasiyesindeki Orta-Üst Paleosen ya�lı bir birim olarak
tanımlanmı�tır. Birime Ku�cu (2001), Çamardı Çakılta�ı olarak adlandırmı�tır.
Ecemi� Fay Koridorunun batısında yüzeyleyen formasyon, Karada� Volkanitleri ve
Mavra� kireçta�ı ile birlikte Ulukı�la Grubunu olu�turur. Birim yakla�ık kuzey-güney
uzanımlı olup, ince orta tabakalıdır (Yeti� ve Demirkol, 1984). Çamardı Formasyonu
tabandaki metamorfik kayaçları uyumsuz olarak üzerler ve çakıllarını ço�unlukla
alttaki gnays, meta-ofiyolit parçaları ve granodiyoritten alan bir taban çakılta�ı ile
ba�lar. Hem çakıl hem de kumta�larının malzemesi ve hamuru metamorfik
kayaçlardan türedi�i için el örne�inde birime ait kayaçları metamorfitlerden ayırt
etmek oldukça güçtür (Ku�çu, 2001). Keskin (1997), Çamaradı formasyonunu
sedimanter özelliklerine göre 9 litofasiyese ayırmı�tır. Yanal olarak litoloji ve
kalınlık de�i�imleri gösteren Çamardı formasyonu 200-650 m. kalınlı�a sahip olup
birimler birbiriyle yanal ve dü�ey geçi�li ve çok yerde ardalanmalıdır (Korkanç,
1998). Ni�de Metamorfitleir ile diskordanslı olan birim üzerine Evliya Tepesi’nde
Lütesiyen ya�lı Kaleboynu formasyonu; Bademdere güneyinde ve Mahmatlı Köyü
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
12
kuzeyinde ise Oligosen ya�lı Çukurba� formasyonu açılı diskordansla gelir (Yeti� ve
Demirkol, 1984). Atabey ve Ayhan (1986) birime Paleosen-Lütesiyen, Yeti� (1978b)
ise Orta Üst Paleosen ya�ını vermi�tir.
Karada� Spiliti; Yeti� (1978b) birime Karada� Spiliti, Atabay ve Ayhan
(1986) “Ulukı�la Volkanitleri” Tekeli ve ark. (1984) Ulukı�la Formasyonu, Ba� ve
ark. (1986) “Ulukı�la-Çamardı Volkanitleri” adını vermi�tir. Volkanitler bazaltik lav,
yastık lav, aglomera ve andezitler ile olivinli bazalt, bazalt spilit melafir (ayrı�mı�
bazalt) den olu�mu�tur (Yeti�, 1978b). Petrografik özellikleri, trakit, dasit, andezit ve
bazalt bile�imlidir ve açık renkli minerallerden plajioklaslar ço�unlukta olup
karsbald ve periklin ikizleri yaygındır. Feldispatlar bozu�mu� olup, bozu�ma
ürünlerini kil mineralleri, serizit ve klorit olu�turur (Korkanç, 1998). Birim bir çok
yerde Çamardı formasyonu ile dü�ey ve yanal yönde geçi�lidir, üzerine ise taban
çakıl ta�ı düzeyi ile Çukurba� formasyonu diskordanslıdır. Birim içinde merceksel,
çokça agli Mavra� Kireçta�ı üyesi ayırtlanmı�tır (Yeti�, 1978b).
Mavra� Kireçta�ı Üyesi: Blumenthal (1946) tarafından ilk defa “Ba�makçı
Kireçta�ı” olarak adlandırılan birim, Yeti�, (1978a) tarafından Karada� Volkaniti
içerisinde üye mertebesinde “Mavra� Kireçta�ı” olarak adlandırılmı�tır.
Abdülselamo�lu (1962), birime Ba�makçı Kireçta�ı adını vermi�tir. Genelde açık gri
açık gri beyazımsı dı� görünü�lü, taze yüzeyi grimsi beyazdır. Dayanımı iyi birbirini
kesen sık ve düzensiz çatlaklı, güncel çatlaklar açık, eski çatlaklar ise kalsit
dolguludur. Birimde karstik erimeler görülür. Yer yer kompakt, yer yer de iyi ve
kalın katmanlıdır (Korkanç, 1998). Birim Yeti� (1978) e göre Orta-Üst Paleosen
ya�lıdır.
Kaleboynu Formasyonu; ilk olarak Blumenthal (1952) in “Paleosen
Kireçta�ı” olarak adlandırdı�ı birime “Kaleboynu Formasyonu” adını Yeti� (1978)
vermi�tir. Ecemi� fay Koridoru do�usunda kalın tabakalı kireçta�ı ile gev�ek
tutturulmu� çakılta�ı ve kumta�ıyla Siyah Alada� ve Beyaz Alada� kireçta�ları
üzerine uyumsuzlukla gelen birim, fayın batısında açılı uyumsuzlukla Ni�de
Metamorfitlerini ve Çamardı Formasyonu üzerinde milta�ı, çakılta�ı ardalanması ile
gelir ve kireçta�ları ile son bulur. Formasyona Demirta�lı ve ark., (1973) Üst
Lütesiyen; Yeti� (1978) ise Lütesiyen ya�ını vermi�tir.
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
13
Çukurba� Formasyonu: Ecemi� Fay Koridoru boyunca, KD-GB
do�rultusunda bir �erit halinde uzanan birime Yeti� (1978), “Çukurba� Formasyonu”
adını vermi�tir. Çukurba� formasyonu çakılta�ı, kumta�ı, silta�ı ve çamurta�ı ile
nadiren marn nöbetle�mesinden olu�ur. Birim farklı bölgelerdeki, farklı bile�imli
taneleri bünyesinde bulundurmasından dolayı farklı renklerde gözlenmektedir. Genel
olarak kahverengimsi-bordo kırmızımsı açık kahve ye�ilimsi gri, yer yer kırmızımsı-
sarımsı-boz renkli olan birim, olgunla�mı�, sert, orta dayanımlı, sa�lam, küt kö�eli
kırıklı ve yer yer orta gözeneklidir (Uçar, 2001). Bu birim Siyah Alada� kireçta�ı,
Kaleboynu formasyonu, Karada� Volkaniti üzerine uyumlu olarak gelir (Yeti� ve
Demirkol, 1984). Çukurba� Formasyonun alt kesimini olu�turan ince çamurta�ı, kaba
kumta�ı, ve konglomeralarda yapılan fasiyes analizlerinde örgülü ve menderesli
nehir çökellerinin varlı�ı tespit edilmi�tir ve bununla birlikte formasyonanun üst
seviyelerinde ince taneli kumta�ı, beyaz marn ve jipsler ile kömür damarları, playa
ve laküstrin ortamlarını vermi�tir (Yeti�, 1978a).
1.2.2. Allokton Birimler
Çalı�ma alanı çevresindeki allokton kayaç birimlerini, tabandan tavana
do�ru, Ofiyolitik melanj, metamorfik dilim ve Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içersinde
bulunan kayaçlar olu�turmaktadır.
1.2.2.1. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti
Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin de içerisinde bulundu�u Do�u Akdeniz’deki
Tetis Okyanusu ofiyolitleri iki gruba ayrılmaktadır. Bitlis-Zagros çarpı�ma zonunda
yer alan birinci grup ofiyolitleri, Troodos (Kıbrıs), Bear-Bassit (Suriye) ve Kızılda�
(Hatay) ofiyolitleri olu�turmaktadır (Dilek ve Moores, 1990). �kinci grubu ise Toros
ku�a�ı Ofiyolitleri (Juteau, 1980) olan Antalya, Bey�ehir, Ali Hoca, Mersin ve
Pozantı-Karsantı ofiyolitleri olu�turmaktadır (Dilek ve Moores, 1990; Parlak ve
Delolaye, 1999). Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve Mersin ofiyoliti aynı orijinli olup
bölgeye yerle�tikten sonra Orta Eosen’den itibaren (Lütesiyen), Ecemi� Fayı ile bir
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
14
bölümü güneye kaymı�tır (Çakır, 1978., Yeti�, 1984). Pozantı-Karsantı Ofiyoliti,
Adana Baseni kuzeyinde Orta Toros sırada�ları içerisinde GB-KD yönünde yer
almaktadır (�ekil. 1.4. ). Ofiyolit, KG yönünde 80 km uzunlu�unda ve DB yönünde
olup, en geni� yerinde 25 km eninde ve yakla�ık 1300 Km2’lik bir alanda
yüzeylemektedir. Üst Kretase ya�lı Pozantı-Karsantı Ofiyolitin (Juteau, 1980; Dilek
ve Moores, 1990; Polat ve Casey, 1995) sınırlarını, batıda do�rultu atımlı sol yönlü
Ecemi� Fay koridoru içerisinde bulunan Oligosen ve Neojen çökelleri ve Tersiyer
volkanızmasına ait andezit akıntıları ile kuzey ve do�uda Paleozoyik ya�lı Toros
kireçta�ı kayaçları ile bindirme sınırlı ve güneyde Neojen ya�lı Adana Baseni
sedimanları ile kaplıdır (Ovalıo�lu, 1963; Bingöl, 1978 Çakır, 1978; Çataklı; 1978,
Polat ve Casey, 1995).
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti; ofiyolitik olmayan sedimanter ve volkanik
kayaçlardan olu�an bir tabanla Paleozoyik ve Mesozoyik kireçta�ları üzerine tektonik
olarak oturmu�tur. Alt üniteyi porfiroklastik ve onun üstündeki granoblastik
harzburjitler olu�turur. Bu ünite üzerine ço�u kez tektonik dokanaklı dünit,
piroksenit ve gabrolardan olu�an kümülatik seri gelir. Gerek tektonitler ve gerekse
kümülatlar sayıları binleri bulan izole ve nadiren gruplar halindeki dolerit-diyabaz
daykları ile kesilmi�lerdir. Bu iki ünitenin içinde ve ço�u kez üstünde yer yer
ekaylanmalarla yerle�mi� metamorfik kayaçlar ve nihayet çok yerde a�ınmasına
ra�men en üstte bazaltik lavlar görülür (�ekil 1.5) (Anıl, 1990).
1.2.2.1. (1)Tektonitler
Harzburjit
Pozantı-Karsantı Ofiyolitinde birbirini tamamlayan bölgeler �eklinde
doktora çalı�ması yapan Bingöl (1978), Çakır (1978) ve Çataklı (1978) tarafından
yapılan çalı�malarda harzburjitlerin porfiroklastik ve granoblastik olarak 2 farklı
dokuda oldu�u belirtilmektedir.
Harzburjitler; olivin (%70-80), ortopiroksen (%15-25), klinopiroksen (%1)
ve kromit (maksimum % 5)’ten olu�maktadır.
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
15
�ekil 1.4. Toros Ku�a�ı içerisindeki ofiyolitlerin co�rafik konumları.A-Toros sırada�ları içerisindeki ofiyolitler (Dilek ve Moores, 1990).B-Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve çevresi uydu foto�rafı (www.nasa.org.).
KARA DEN�ZA
B
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
16
�ekil. 1.5. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti ve taban kayaçları dikme kesiti (Bingöl, 1978;Parlak ve ark., 2002).
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
17
Porfiroklastik Harzburjitler: Arazide kırmızımsı sarı rengiyle karakteristik
ve kalınlıkları yakla�ık 2000m olan porfiroklastik harzburjitlerde lineasyon ve
deformasyon yaygın olarak görülür. Harzburjitler içerisindeki kristallerde
deformasyondan dolayı uzama ve e�ilme yapıları görülür ve granoblastik
harzburjitlere göre daha az deforme olmu�lardır.
Granoblastik Harzburjitler; yakla�ık kalınlıkları 4000 m olan granoblastik
harzburjitler ile porfiroklastik harzburjitler birbirine geçi�li fakat kümülat kayaçlarla
olan dokanakları belirgindir. Serpantinle�menin artması ve deformasyon yapılarının
ço�alması granoblastik harzburjitler için sahada ayırtman özelliktir (Billor, 1999).
Dunit
Çataklı (1983), Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki dunitleri kökenleri ve
harzburjitlerle olan köken ve konumlarına göre üç farklı yapıda oldu�unu
bildirmektedir.
�zole dunitler; kalınlıkları 2-70 cm ve uzunlukları birkaç 10 m’dir.
�çerisinde maksimum % 5’e kadar klinopiroksen içermektedir.
Uyumlu dunitler; 20-30 m kalınlı�ında ve 1m’den daha kalın harzburjitlerin
tüm seviyelerinde görülmektedir.
Uyumsuz dunitler; ba�lıca iki çe�ittir. Birinci tipteki cepler �eklinde, küçük
boyutlu (cm-dm) olup, granoblastik harzburjitler içinde görülür. Boyutsal olarak 300
metre çapa kadar ula�ır ve porfiroklastik harzburjitler içinde daha yaygın olarak
görülüler (Anıl, 1986).
1.2.2.1. (2) Kümülatlar
Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki ultramafik kümülat kayaçların toplam
kalınlı�ı 2200-3300m arasında de�i�mektedir (Bingöl, 1978; Çataklı, 1983). Kümülat
kayaçlar dunit, verlit, olivinli klinopiroksen, klinopiroksenit ve olivinli vebsterittir.
Kümülatların mineral kimyası analizlerine göre Mg# (Mg/(Mg+Fe)) de�erleri bir
gruptan di�er gruba sistematik olmayan de�i�iklikler göstermektedir. Tüm ultramafik
kümülat kayaç grupları adkümülat tekstür özelli�inde ve farklı oranlarda serpantinle�me
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
18
göstermektedir. Dünitler, % 95 olivin ve %5 oranında krom spinel ile
ortopiroksenden (enstatit)’ten meydana gelmi�tir. Krom spinel kayaç içerisinde
saçınımlı ve mm-cm boyutunda kromit bantlarından olu�maktadır. Verlit, 3-5 mm
tane boyutunda ∼%70 olivin, 2-6 mm tane boyutunda ∼%25 klinopiroksen ile
ortopiroksen (% 5>)’den olu�maktadır. Olivinli piroksen, 2-10 mm tane boyutunda
∼%85 klinopiroksen, ∼%12 olivin ve ∼%3 oranında ortopiroksenden olu�maktadır.
Klinopiroksenit, 2-9 mm tane boyutunda ∼%95 klinopiroksen, ∼%2 olivin ve ∼%1
ortopiroksenden olu�maktadır. Olivinli vebsterit, 2-6 mm tane boyutunda ∼%50
klinopiroksen, 1-5 mm tane boyutunda ∼%25 olivin ve 2-6 mm tane boyutunda
ortopiroksenden olu�maktadır (Parlak ve ark., 2002).
1.2.2.1.(3) Dayklar
Pozantı-Karsantı Ofiyolitini olu�turan tektonit ve kümülat kayaçları KD-GB
yönünde yönelime sahip ve kalınlıkları 1-10 m arasında de�i�en kalınlıktaki diyabaz
daykları tarafından kesilmi�tir (Çataklı, 1983).
Daykların birincil mineralleri hidrotermal alterasyon sonuçu de�i�erek
hornblend ile albit, klorit, serizit ve epidottan meydana gelmi�tir. Dayklar genellikle
intergranüler ve ofitik doku yapısında ve plajioklas (%60-65), klinopiroksen (%30-
35), amfibol (%3-5) ve Fe-Ti oksitler (≅ %1)’den olu�maktadır. Diyabaz daykların
kenarında zayıf bir so�uma kenarı ve holokristalin doku olmasından dolayı, ofiyolitin
içerisine yerle�imi sırasında daykların so�umamı� oldu�unu göstermektedir
(Dilek ve ark., 1999). Dayklar jeokimyasal özellikleri bakımından subalkalin/toleyitk
özellikte ve subalkalin bazaltik ve bazaltic-andezitik bile�imindedir (Parlak, 2000).
1.2.2.1.(4) Volkanik Kayaçlar
Pozantı-Karsantı ofiyolitin batı kesiminde bulunan volkanik kayaçları ilk
defa Blumenthal (1952) ve Çataklı (1983) tarafından varlı�ı bildirilmi�tir. Volkanik
kayaçlar petrografik özelliklerine göre bazik lavlar, alkalin bazaltlar, ara bile�imli ve
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
19
asit bile�imli lavlardan meydana gelmi�tir. Bazik lavlar mineralojik olarak
klinopiroksen, olivin ve 1/3 oranında plajioklas (mikrokristalin)’den olu�maktadır.
Alkalin bazaltlar, bazik lavlardan klinopiroksen ve olivinin yüzde olarak azalması,
plajioklas yüzdesinin 1/3’ün üstüne çıkması ve plajioklas kristallerinde feno ve
mikrofeno kristallerinin ortaya çıkması gibi farklılıklarla ayrılır. Ara bile�imli lavlar,
makroskopik olarak bazaltik bir görünü�te olup, bazik lavlardan en farklı özelli�i
plajioklas yüzdesinin artmasıdır. Asit lavlar, çok nadiren görülen bu çe�it daha çok
albitli trakit bile�imindedir (Anıl, 1986). Petrolojik ve jeokimyasal özelliklerine göre
iki tip bazaltik kayaç bulunmaktadır. Birinci grup, kuvars-hipersten içeriklerine göre
kuvars-toleyitik, ikinci grup ise olivin içeriklerine göre olivinli toleyittir.
Teknomagmatik diyagramlara göre, birinci grup kayaçlar dalma batma zonunda
(SSZ) ikinci grup kayaçlar ise yay gerisi basende olu�mu�tur (Parlak ve ark., 2001).
1.2.2.1.(5) Kromit Yatakları
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde bulunan kromit yatakları co�rafik
konumları itibariyle be� bölgeye ayrılır (Ovalıo�lu, 1963). Bu yataklar içerisinde
dönem dönem açılıp kapanan farklı boyutta ve özellikte kromit cevheri içeren
yüzlerce ocak oldu�u bilinmektedir.
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki kromit yatakları, seyrek olarak
50.000-60.000 tonu a�an fakat ço�u 10.000 ton’un altında yataklar �eklinde
görülmektedir. Ancak, yanal devamlılı�ı olan tenörleri oldukça dü�ük
(% 9-22 Cr2O3) fakat rezervleri ofiyolitik kromitler için oldukça büyük (1 milyon
ton’un üstünde) dunitik kümülatların tabanında kromit yatakları (Akinek da�,
Tekneli ve Sarı çoban) bulunmu�tur (Anıl, 2001).
Kromit yatakları iki farklı ortamda bulunurlar. Birincisi tektonik
harzburjitler içerisinde düzensiz yapıda podiform kromitler, ikincisi ise kümülat
dunitlerle birlikte bulunan stratiform kromitlerdir (Çakır, 1978., Bingöl, 1978).
Podiform kromitler; harzburjitler içerisinde yer alan podiform kromitler genellikle
foliasyona uyumlu bir konumdadır. Podiform kromitler masif, saçınımlı ve nodüler
yapıdadır (Çakır, 1978). Anıl (1990) tarafından kromit cevhere ait çe�itli ocaklardan
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
20
alınan örneklerde yapılan kromit mineral kimyası analizlerinde Cr2O3 % % 46.55-
60.65, Al2O3 % 8.44-22.20, Fe2O3 % 1.13-5.06, FeO % 8.35-13.63, MgO % 12.47-
16.09 ve TiO2 % 0.00-0.24 arasında bulundu�unu tespit etmi�tir.
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde düzensiz yapıda bulunan kromitlerin
harzburjitik tektonitler veya dunitler içinde bulundu�u, hemen hepsinin kalınlıkları
10-200 cm dunitik zarflarla çevrelendi�i görülmü�tür (Anıl, 2001).
Stratiform kromitler; Kümülat dünitler içerisinde yer alırlar ve saçılmı� ve
masif yapıdadırlar, bu tür kromitler genellikle birkaç dm kalınlıkta tabakalardan
yapılmı� masif kromit, sacınımlı kromit ve dunit ardalanması �eklinde geli�mi�
kümülatif istif sunarlar (Çakır, 1978., Bingöl, 1978). Parlak ve Ark.(2002) kümülat
ultramafik kayaçların içerisindeki kromit bantlarının içerisindeki kromit kristallerinin
mineral kimyası analiz sonuçlarının Cr2O3 % 57.5-59.1, Al2O3 % 10.1-10.8, Fe2O3
% 2.79-3.88, FeO % 13.8-17.63, MgO % 10.4-12.9 ve TiO2 % 0.13-0.2 arasında
de�i�ti�ini bildirmektedir.
1.2.2.2. Metamorfik Dilim ve Ofiyolitk Melanj
Metamorfik dilim; Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin tabanında yer yer ince
�eritler halinde uzanan ye�il�istlerin ve amfibolitlerin hakim oldu�u, meta çört ve
mermer ara tabakalı metamorfik istifler bulunur (Tekeli ve ark., 1984). Metamorfik
dilim kayaçlarının kalınlı�ı 400-500 m arasında ve mineral parajenezlerini ise
amfibolit-ye�il�ist fasiyesinde ters metamorfik zonlanma görülür (Çelik ve Delaloye,
2001).
Ofiyolitik Melanj; Bölgeye Üst Kretase (Maestrihyen)’de yerle�en Pozantı-
Karsantı Ofiyoliti ile daha önce çökelmi� olan kireçta�ları ile olan donakların da
melanj karakterine sahip birimler olu�turmu�tur (Çataklı, 1983). Ofiyolitk melanj
ultramafik-mafik bile�imli, üzerinde metamorfik istifler ta�ıyan nap karakterlidir ve
Senoniyen’ de güneyden kuzeye do�ru ilerleyen ofiyolit naplarının olu�turdu�u ani
alçalma ve yükselmelerde, platfrom temel üzerinde geli�en tava �ekilli Senoniyen
havzasında bol ofiyolitk malzemelerin ve melenj karakterli olistrosromal’dan
meydana gelir (Tekeli ve ark., 1984).
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
21
Litolojik, karakter, blokların kökeni ve bunları çevreleyen matriks,
deformasyon �ekli ve arazi ili�kilerine göre melanj;
Üst tektonik dilim,
Orta tektonik Dilim
Alt tektonik dilim,
�eklinde üç tektonik dilimden meydana gelir (Polat ve ark. 1996).
1.3. Yapısal Jeoloji
Çalı�ma alanı bölgesinde en önemli jeolojik yapısal unsur Ecemi� Fay
Koridoru olup, bu fay koridorunun önemli faylarından Cevizlik Fayı çalı�ma alanının
batı sınırını olu�turmaktadır. Ecemi� Fay Zonu, Kuzey Anadolu Fayı ve Do�u
Anadolu faylarından sonra ülkemizin önemli do�rultu atımlı faylarından birisidir.
�aro�lu ve ark., (2001)’na göre genel özellikleri açısından bir rift vadisi ve
Jaffey ve Robertson (2001)’e göre ise güney bölümleri graben ve kuzey bölümleri
yarı graben yapısındadır. Ecemi� Fay Koridoru, Orta Toroslar ve Güney Orta
Anadolu’daki neotektonik dönem olayları ve Anadolu’nun genelindeki olaylar ile
uyumludur. Yapısal ve morfolojik özellikleri göz önüne alınarak Demirkazık,
Kamı�lı ve Pozantı segmenti olmak üzere üç alt bölüme ayrılır (�aro�lu ve ark.,
2001).
Yeti� (1978b)’e göre Ecemi� Fayı, bölgede bulunan Lütesiyen ya�lı
Kaleboynu Formasyonun fayın do�u ve batı bloklarında yakla�ık kar�ı kar�ıya
bulunmasını baz alarak fayın bölgede yakla�ık 80±10 km.’lik sol yönlü bir do�rultu
atıma sahip oldu�unu bildirmektedir. Ara�tırmacı fayın Paleosen sonrası ve
Lütesiyen öncesi oldu�unu açıklamı�tır. Bölgede çalı�malar yapan Koçyi�it (2001)
Ecemi� Fayı’nın atımının 74 km oldu�unu bildirmektedir. Westaway, (1999) ise
fayın Eosen’de toplam 62 km atım kazandı�ını bildirmektedir.
Ecemi� Fay Zonu’nun batı blo�undaki Ni�de masifi, Kaledoniyen ve
Hersiniyen Orojenezlerinden kıvrımlanma ve Alpin Orejenezinden kırılma �eklinde
etkilenmi�lerdir. Do�u blokta temeli olu�turan üst Palazoyik ya�lı kireçta�ları
Laramik Fazı ile kıvrımlanmı�lardır. Bunun üzerindeki Alt Triyas-Alt Kretase ya�lı
1.G�R�� Ali TÜMÜKLÜ
22
Alada� birimleri Austrik veya Laramik fazında geni�çe kıvrımlanmı�lardır. Ofiyolit
yerle�mesi Subhersinik Fazı ile ili�kilidir. Alpin ortası fazlar, daha önceden olu�mu�
kimi fayları yeniden hareket geçirmi�tir. Bölge Pliyosen sonrası yükselme ve
açılmalar geçirmi�tir. Kuvaterner’e ait birikme ve yıpranma �ekilleri, Pasadenik
Fazı’nın dü�ey hareketiyle ili�kili geli�mi�lerdir. Bölge bu�ün yükselmekte
oldu�undan akarsu a�ı güçlü bir çentilme evresindedir. Ecemi� Fay Zonu boyunca
yakın tarihteki depremler özellikle ‘levha arası do�rultu atımlı faylanmayı’ belirtir
(Yeti�, 1978b)
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
23
2. ÖNCEK� ÇALI�MALAR
Blumenthal (1946), Pozantı (Adana)-Çamardı (Ni�de) arasında yer alan
Karanfilda�’ın genel jeoloji çalı�masında, Karanfilda�’ın 1000 m’den fazla bir
kalınlı�ında kireçta�ından olu�tu�unu ve yer radyolitlerin görüldü�ünü
bildirmektedir. Ayrıca Karanfilda�’ın altdan üstte do�ru Masif kireçta�ı, tabakalı
kireçta�ı ve en üstte ise kireçta�ları birlikte radyolarit serisinden meydana geldi�ini
bildirmektedir.
Heissleintner (1955), Pozantı-Karsantı bölgesindeki kromit yataklarını
incelemi�tir. Bu incelemeler genelde kromit ocak ve mostralarına yapılan kısa teknik
geziler �eklinde olmu�, yapılan gözlemler ile genel sonuçlar çıkarılmaya çalı�ılmı�tır.
Yazara göre kromitin içerisinde bulundu�u masifin ya�ının Paleozoyik olarak
belirlemi�tir.
Metz (1955), Alada�lar ve Karanfilda�’ın yapısında ve Pozantı-Karsantı
Ofiyoliti’nin batı kesimini olu�turan ve yazar tarafından Mazmılı peridoti olarak
adlandırdı�ı bölgenin genel jeolojisini çalı�mı�tır. Yazar, Alada�ların güneye bakan
kesimleri ile Karanfilda� do�usunda yakla�ık G-K yönünde bir çok tektonik
hareketin oldu�unu ve buna ba�lı olarak makaslanmaların bulundu�unu ve Solaklı
Köyü civarında Mazmılı Peridotitinin temeli olu�turdu�unu bildirmektedir.
Borchert (1961), Bölgedeki kromit yatakları hakkında genel jeolojik
incelemeler yapmı�tır. Bölgedeki masifin bugünkü konumlarına intrüzyonla
yerle�ti�ini ve masifin ya�ını Üst Kretase-Eosen oldu�unu kabul etmi�tir.
Ovalıo�lu (1963), Pozantı-Karsantı Ofiyolitini Almanya’da yaptı�ı doktora
tezinde ofiyolit içerisindeki kromit cevherini co�rafik konumlarından dolayı be�
önemli bölgeye ayırmı�tır. Bunlar;
-Kavasak-Akinekda�,
-Çe�-Cehennem,
-Fındıklı- Çatalardıç,
-Koparan-Uzundamar,
-Mercelida�-Sofulu gruplarıdır.
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
24
Yazar tarafından yapılan bu co�rafik gruplama günümüzde hala geçerlili�ini
devam ettirmektedir.
Akın ve Ark. (1974), Çanakpınarı, Kızılyüksek, Dorucalı Ocaklarını ve
Akinekda� Da� içerisine alan 40 km2’lik bir alanda kromit cevherle�mesi ile ilgili
ekonomik amaçlı ve ayrıntılı harita alımı yapmı�lardır.
Çabuk ve Ark. (1977), Çanakpınarı, Kızılyüksek, Kavasak, Dorucalı
Ocakları ve çevresindeki kromit cevherlerinin ekonomiklili�ini incelemi�ler ve
cevherle�menin rezerv hesaplama çalı�masını yapmı�lardır. Masif içerisinde bulunan
kayaçları kökenlerine göre, magmasal tabakalı kayaçlar (kümülatlar) ve tektonitler
olmak üzere iki gruba ayırmı�lardır. Kümalatlar ve tektonitler arasındaki dokana�ın
faylı oldu�unu ileri sürmü�lerdir. Kromit yataklarının, dunitik zonlarla ba�lı olarak
geli�ti�ini gözlemi�lerdir. Ayrıca bölgenin 1/10 000 ölçekli jeoloji haritasını
yapmı�lardır.
Bingöl (1978), Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin do�u kesiminde 300 km2 ‘lik
bir alanın ayrıntılı jeoloji haritasını yaparak, masifin bu kesiminin petrografik ve
mineralojik incelemesini yapmı�tır. Yazara göre, çalı�ma alanı Pozantı-Karsantı
Ofiyolitinin tamamında oldu�u gibi iki gruba ayrılmı�tır. Birincisi, primer birlik;
Litosferin büyüme zonunda meydana gelmi� olup, tektonit kümülat ve bunların
tabanında tektonik mercek ve kamalar �eklinde bulunan volkona-sedimanlardan
meydana gelmi� ve normal bir ofiyolitin içerisinde bulunan dayk komplekse
rastlanmamı�tır. �kincisi ise, ofiyolitik birli�in okyanus periyodu esnasında meydana
gelen kayaçlar olarak ise; metamorfitler ve diyabaz dayklarından olu�tu�unu
belirtmi�tir.
Çakır (1978), Pozantı-Karsantı ofiyolitinin, Bingöl’e ait çalı�ma alanın
kuzeyini olu�turan bölgede ayrıntılı petrografik ve mineralojik incelemesini
yapmı�tır. Ayrıca bölgedeki kromit ocaklarının ayrıntılı jeolojik çalı�masını
yapmı�tır.
Yeti� (1978 a), Yaptı�ı doktora tezinde, Ecemi� Ku�a�ının içerisindeki
birimlerin stratigrafisini ve Ecemi� Fayının özelliklerini ara�tırmı�tır. Bölgedeki en
ya�lı birimin Alt Paleozoyik ya�lı Ni�de Metamorfitleri oldu�unu belirtmi�tir. Ni�de
Metamorfitleri üzerinde Orta Paleosen-Alt Eosen ya�lı Ulukı�la grubunun
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
25
bulundu�unu ve Çamardı formasyonu, Karada� Spiliti ve Mavra� Kireçta�ı üyesini
ayırtlamı�tır. Fay Ku�a�ının Do�u Blokun da Permiyen-Erken Triyas ya�lı Maden
kireçta�ı’nın temeli olu�turdu�unu belirlemi�tir. Üst Triyas-Kretase ya�lı Demirkazık
Kireçta�ı üzerine Kampaniyen sonrası Üst Mestrihyen öncesi Mazmılı Ofiyolitinin
bindirmeli olarak bulundu�unu saptamı�tır. Ecemi� Fayı boyunca Lütesiyen ya�lı
Kaleboynu Formasyonu, Oligosen ya�lı Çukurba� ve Miyosen ya�lı Burç
Formasyonu yer aldı�ını ve Kuvaterner’de ise taraçaların olu�tu�unu belirlemi�tir.
Tekeli (1980), Alada�’ların yapısal evrimi ile yaptı�ı çalı�mada, bölgeyi
yapısal evrim olarak üç farklı dönemin etkin oldu�unu, bu dönemleri; Üst Triyas-Alt
Kretase zaman aralı�ını kapsayan duraylı kıta kenarı, ikincisi ise Senoniyen’de, kıta
kenarının bozulmasını ve ilk ofiyolit yerle�mesini kapsayan dönem de kıta kenarı
blok faylanmasına u�rayarak çökmü� ve �elf ortamına ait platform tipi karbonatlar
üzerinde geli�en Senoniyen havzasına çökelme yoluyla ilk ofiyolit malzemesi
yerle�erek ofiyolitli melanjı olu�turdu�unu ve üçünçü dönemde ise Maestrihyen’de
gerçekle�en kıta kenarı naplanması ve peridotit napının yerle�mesi olaylarını
kapsadı�ını bildirmektedir.
Çapan (1981), Toros Ku�a�ı içerisinde bulunan Marmaris, Mersin, Pozantı,
Pınarba�ı ve Divri�i Ofiyolitlerindeki 100 peridotit, 15 piroksenit, 25 gabro 22
dolerit 19 yastık yapılı bazalt ve 16 amfibolit olmak üzere 197 adet örnekteki majör
element analizlerini “ortalamalar farkı testi” (Schaffe testi) ile istatiksel olarak
yorumlamı�tır. Test sonucu peridotitler için, Marmaris ile Pozantı, Marmaris ile
Mersin, Mersin ile Pınarba�ı ve daha ileri derecede Marmaris ile Divri�i masifleri
arasında % 95 güvenirlik sınırında önemli farklılıklar bulundu�unu savunmu�tur.
Tekeli (1981), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tabanında bulunan melanjı,
Alada� Ofiyolitli Melanjı olarak adlandıran yazar, melanjı üç bölüme ayırmı�tır.
Bunlar alttan üstte do�ru: düzgün taban istifi, olistosrom bölüm ve kaotik bölümdür.
Melanjın olu�um ortamı için duraylı bir kıta kenarının bozulması a�amasında Üst
Triyas-Alt Kretase ya�taki kıta �elfine ait karbonat platformunun üzerinde geli�mi�
olan Senoniyen havzası oldu�unu ileri sürmektedir. Ayrıca melanjın temelini
olu�turan karbonatlarla çökelme dokanaklı oldu�unu ve bu nedenle melanj kaya
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
26
stratigrafi birimi özelliklerini bugün bulundu�u ortamda kazanmı�, otokton bir birim
olarak de�erlendirmektedir.
Akın (1983), Çanakpınarı, Kavasak ve Dorucalı kromit ocaklarının görünür,
muhtemel ve mümkün rezervlerinin tespit edilmesi için bir çok sondaj, galeri ve
yarma çalı�ması yapmı�tır. Ayrıca bölgedeki tektonik olaylar ayrıntılı olarak
incelenmi�, faylanmalar ve cevher yatakları arasında ili�kileri incelemi�tir.
Çataklı (1983), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti üzerinde ara�tırmalar yapmı� ve
bu birimin bölgeye Üst Maestrihtiyen de allokton olarak yerle�ti�ini saptamı�tır.
Yazar bölgedeki masif üzerindeki en kapsamlı çalı�mayı gerçekle�tirmi� olup, birli�e
ait tüm kayaçları ayrıntılarıyla incelemi� ve mineral kimyası analizleri yapmı�tır.
Juteau ve Ark., (1985), Toros ku�a�ı içerisinde yer alan ofiyolitlerin
üzerlemesi hakkında jeolojik ve kronolojik çalı�malar yapmı�tır. Ara�tırmacılara
göre ofiyolitlerden elde edilen yapısal ve jeokronolojik veriler ile platform istifinden
bazen ofiyolit altı pencerelerden, bazen de tektonik birimlerdeki istiflerden
teleskoplama ile sa�lanan stratigrafik ve yapısal veriler, Toros ku�a�ındaki ofiyolit
üzerlemesi ve onu izleyen bindirmeler hakkında jeolojik sınırlamaları
belirlemektedir. Bu bulguları sonucunda üç farklı ortama koymu�tur. Birincisi,
ofiyolitlerde Senoniyen öncesi devirde K-G do�rultulu transform faylarla ötelenen
D-B uzanımlı yı�ı�ım sonunda ofiyolitler olu�mu�lardır. �kincisi, Tetis Okyanus
kabu�unun okyanus içi dilimlenmsi 104-90 M.Y(Milyon Yıl). aralı�ında olu�mu�,
böylelikle gelecekteki metamorfik temel ile harzbujitlerdeki dü�ük sıcaklık
foliasyonu gerçekle�mi�tir. Kuvarsitlerdeki mikro-strüktürel analizler bindirmenin
kuzeyden güneye do�ru oldu�unu belirtmektedir. Üçüncüsü ise, tüm ofiyolit
istiflerini ve lokal olarak bazen metamorfik temelinde kesen fakat platfrom istifini
kesmeyen izole, toleyitik yay tipi dayklar Kampaniyen sırasında (80-75 M.Y.)
sokulum yapmı�lardır.
Anıl (1986), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki bantlı kromit
cevherle�mesini incelemi�tir. Bölgedeki ofiyolit içerisindeki kayaçların, ba�lıca
tektonit ve kümülatlardan olu�tu�unu ve genel uzanımlarının KB-GD olan bir çok
izole dolerit-diyabaz daykları ile kesildi�ini belirtmi�tir. Bölgede görülen kromit
bantlarının olu�umunda, magma odası tabanının stabil olmadı�ını ve magmatik
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
27
konveksiyon akımlarının aktif oldu�unu savunmu�tur. Çalı�ma alanı (Tekneli ve
Sarıçoban Dere kromit yatakları) çevresindeki dü�ük tenörlü ve önemli rezervlere
sahip stratiform kromit yataklarıyla ili�kili oldu�undan söz etmi�tir. �kisinin de aynı
dunitik birime ait oldu�unu söylemi�tir.
Anıl ve Ark. (1987), tarafından yapılan çalı�ma da Pozantı-Karsantı
ofiyolitindeki Gerdibi Grubu içerisindeki kromit yataklarının jeoloji ve
metalojenisinin incelenmesi �eklinde gerçekle�tirilmi�tir. Bölgedeki Ofiyolitik
serinin etkili deformasyona u�raması sonucunda fazlaca serpantinle�meden
bahsedilmektedir. Çalı�ma alanı ve çevresinde iki tip kromit yataklarının görüldü�ü
sonucuna varılmı�tır. Bunlardan birincisi olan podiform kromit yataklarındaki
cevherin tenörü, ikinci tip olan stratiform cevher yataklarındakinden yüksek
oldu�unu belirlemi�tir. Podiform cevher yatakları, harzburjitler içerisinde dunitik
bantlarla çevrili �ekilde, stratiform tipi cevher yatakları ise kümülatlar içerisindeki
dunitler içerisinde geli�tiklerini belirtmektedir.
Akay ve Uysal, (1988), orta Toroslar post-Eosen dönemde, muhtemelen Üst
Eosen-Alt Oligosen, Langiniye, Üst Tortoniyen ve Üst Pliyosenden günümüze olmak
üzere dört ayrı sıkı�ma döneminin etkisinde kaldı�ını, Üst Eosen-Alt Oligosen
sıkı�ma döneminde yanal ve normal atımları olan e�lenik iki fay karakterindeki
Ecemi� ve Bey�ehir faylarının geli�mi� oldu�unu, bunların K-G do�rultuda bir
sıkı�maya neden oldu�unu bildirmektedir.
Demirkol (1989), Pozantı-Karsantı-Karaisalı arasında yer alan karbonat
platformunun stratigrafisi ve jeolojisini incelemi�tir. Yazarın çalı�ma alanının kuzey-
kuzeybatısında iki ayrı mostrası bulunan ofiyolitik kayaçları, serpantinle�mi�
ultramafik ve mafik bile�imli bir kayaç toplulu�undan olu�tu�unu bildirmektedir.
Yaygın kaya türlerini; harzburjit, dunit, piroksenit, gabro ve diyabaz dayk
kümelerinden olu�tu�unu ve harzburjitlerin genelde iyi geli�mi� foliasyon ve
lineasyon sınırları içerisinde yer yer dunit ara katmanları ile izoklinal kıvrımlanma
gözlendi�ini bildirmektedir. Ayrıca çalı�ma alanındaki ofiyolitik kayaçların Kızılda�
melanjı üzerine bindirmeli oldu�unu, üzerine Adana Baseni Tersiyer istifinin gölsel
nitelikli kırıntılı-karbonatlardan olu�an Karsantı formasyonu heterolitik diskordanslı
olarak geldi�ini bildirmektedir.
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
28
Anıl (1990), Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda� (Hatay) ofiyolitlerindeki
kromit yataklarının morfolojik-yapısal ve jenetik özellikleri ile incelemi� ve Akdeniz
bölgesindeki benzer kromit yatakları kar�ıla�tırmasını yapmı�tır. Bazı bölgesel
farklıklara ra�men, Pozantı-Karsantı ve Mersin Ofiyolit komplekslerindeki kromit
yataklarında, Hatay Bölgesi’ndeki bir çok yataktan daha fazla Cr2O3 içeri�i
saptamı�tır. Bu özelli�i ile bu iki masifi Türkiye’deki di�er bazı kromit
bölgelerindeki (Fethiye, Marmaris, Antalya gibi) yataklardan Cr2O3 içeri�i
bakımından daha zengin oldu�unu belirlemi�tir. Bu üç masifteki tüm ocakların bir
bütün olarak ele alındı�ında ise, di�er Akdeniz tipi yataklarla global ölçekte büyük
benzerlikler gösterdi�ini belirlemi�tir.
Ünlü�enç ve Demirkol 1991, Karsantı, Akdam ve E�ner (KKD Adana)
dolaylarının stratigrafik incelenmesinde çalı�ma alanı içerisinde kalan ofiyolitik
melanj ve ofiyolitik kayaçlarında genel jeoloji çalı�ması yapmı�lardır. Ofiyolitik
melanjın; kireçta�ı olistolitleri, serpantinle�mi� ultrabazikler, derin deniz ve volkanik
kökenli kırıntılılar, radyolarit ve ayrı�mı� ofiyolitik kayaçlardan olu�tu�unu, birimin
üzerine gelen Jura-Üst Kretase ya�lı Demirkazık formasyonundan daha genç
oldu�unu bildirmi�lerdir. Ayrıca Açık Yayla do�usunda boksit olu�umlarının
bulundu�unu bildirmektedirler. Ofiyolitik kayaçların harzburjit, dunitten ve
piroksenitik kümülatlardan olu�tu�unu, diyabaz dayklarının bunları kesti�ini ve
bölgede zengin kromit yataklarının bulundu�unu bildirmektedirler.
Anıl (1995), Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda� (Hatay) Ofiyolitlerinin
içerisinde bulunan kromit yataklarından alınan masif, nodüler, saçınımlı ve bantlı
kromit cevher örneklerinin incelemesinde, 5-10 µm büyüklü�ünde platin grubu
mineral (PGM) Os, Ru ve Ir’ca zengin kristalleri belirlemi� ve bunların ekonomik
açıdan olmasa da bilimsel açıdan önem ta�ıdı�ını bildirmektedir. �ncelenen kesitlerde
kromit mineralinin cevheri olu�turdu�unu ve belirlenen PGM ile birlikte pentlandit,
millerit, heazlevodit, avaruit ve manyetit minerallerinin minerallerin varlı�ını
belirlemi� fakat ekonomik olarak önem ta�ımadı�ını belirlemi�tir.
Lytwyn ve Casey (1995), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisinde bulunan
doleritik ve gabroyik dayk kümelerinin kapsayan jeokimyasal incelemede
bulunmu�lardır. Ara�tırma sonucu, doleritik ve gabroyik dayk kümelerinin masifi ve
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
29
altında bulunan metamorfik taban kayaçlarını kesti�ini fakat ofiyolitik melanj
bunların altında bulunan kireçta�larını kesmedi�ini bildirmektedir. Yapısal ve ya�
ili�kilerine göre ise dayk kümelerinin yerle�iminin, ofiyolit masifin ve bunun
altındaki metamorfik tabanın olu�umundan sonra fakat masifin en son yerle�im
zamanından önce oldu�unu bildirmektedir.
Polat ve Casey (1995),. Pozantı-Karsantı Ofiyolitinin tabanında yer alan
metamorfik taban kayaçları ve bunun altındaki melanjı Alada� Karma�ı�ı olarak
yorumladıkları ve ofiyolitik melanj üzerinde makroskopik ve mikroskopik yapısal
çalı�malar yapmı�lardır. Ofiyolitik melanjı Alt, Orta, Üst dilim olarak üç tektonik
dilime ayırmı�lardır. Tektonik dilimlerin altında bulunan Üst Jura-Alt Kretase ya�lı
karbonat kayaçları kendi iç dilinim yapılarında tektonik dokanaklı oldu�unu
belirlemi�lerdir. Ofiyolitik melanjın üstünde yer alan metamorfik taban kayaçlarını
ise tabanda ye�il�ist fasiyesinde metamorfizması tektonitlerle olan üstte ise amfibolit
fasiyesindeki kayaçlardan meydana geldi�ini belirlemi�lerdir.
Polat ve Ark. (1996),. Alada� Kompleksi olarak yorumlanan bu birimdeki
kayaçları jeolojik, jeokimyasal ve yapısal olarak ara�tırmalar sonucu, Neo Tethis
Okyanusu içerisinde Orta-Üst Kretase de olu�tu�unu belirlemi�lerdir.
Billor, (1999), Doktora tezi olarak; Pozantı-Karsantı, Mersin, Kızılda�,
Orhaneli ve Kop Da�ı ofiyolitleri içerisinde bulunan çok sayıdaki kromit
ocaklarındaki cevherlerinin mineral kimyası analizleri ile kar�ıla�tırmalı olarak
incelemi�tir. �nceleme sonucu kromit yataklarının birbiriyle olan kimyasal benzerlik
ve farklılıklarını belirlemi�tir.
Parlak (2000), Pozantı-Karsantı ofiyolitini kesen mafik daykları
jeokimyasal yöntemle incelemi�tir. Ara�tırma sonucu; kümülat kayaçları kesen
dayklar subalken karakterde olup kimyasal olarak ada yayı toleyitik bazalt ve
bazaltik andezitlere benzerlik gösterdi�ini, iz element içeriklerine göre hazırladı�ı
tektonoma�matik diskriminasyon diyagramları daykların okyanus içi dalma-batma
zonu (Supra Subduction Zone) üzerinde olu�tu�unu belirlemi�tir.
Çelik ve Delaloye, (2001), Pozantı-Karsantı Ofiyolitin KD bölgesinde yer
alan Küçükçakır, Ulupınar ve Delialiu�a�ı köyleri civarındaki ofiyolitin tabanında
yer alan metamorfik taban kayaçlarıda ve bunları kesen dayk kümelerinde
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
30
jeokimyasal incelemeler yapmı�lardır. Metamorfik taban kayaçlarını kalınlı�ının
400-500 m arasında de�i�ti�ini ve mineral parajenezlerini ise amfibolit-ye�il�ist
fasiyesinde ters metamorfik zonlanma gösteren kayaçlardan olu�tu�unu
bildirmektedir. Metamorfik taban kayaçların tavanda orto-amfibolit ve tabanda ise
meta-sedimanter’ler den meydana geldi�ini belirlemi�tir. Amfibolitler KB-GD ve D-
B yönünde kıvrılmanmı� ve K50D ve D-B yönündeki dayklarla kesilmi� oldu�unu
belirlemi�tir. Piroksenit ve albitten olu�an dayk kümeleri 10-30 cm kalınlı�ında
oldu�unu bildirmi� ve piroksenit dayklarının ma�matik yapılı ‘statik’ magmatik
ayrımla�mayla olu�tu�unu bildirmektedirler.
Parlak ve Ark. (2001), Pozantı-Karsantı ofiyolitindeki bazaltik volkanik
kayaçları jeokimyasal analiz sonuçlarına göre iki gruba ayırmı�lardır. Bu gruplar:
kuvars ve hiperstenden olu�an kuvars-toleyitik kayaçlar ve olivinden meydana gelen
olivin-toleyitik kayaçlar olarak ayırtlamı�tırayırtlamı�tır. Kuvars-toleyitik olan
birinci tip volkanik kayaçları dü�ük Cr (32-62 ppm), Ni (10-32 ppm), Nb (1-7 ppm),
Ba (9-76 ppm), Sr (21-45 ppm) ve yüksek TiO2 (% 1.65-1.88) ve V (432-540 ppm)
ile karakteristik oldu�unu ve olivin-toleyitik olan ikinci tip kayaçların yüksek Cr (39-
199 ppm), Ni (32-86 ppm) Nb (5-18 ppm), Ba (39-444 ppm), Sr (149-410 ppm) ve
dü�ük TiO2 (% 1.13-1.63) ve V (254-337 ppm) ile karakteristik oldu�unu
belirtmektedirler. Birinci grubu olu�turan kayaçların normalize nadir toprak
elementlerinin de�erlerinin, Do�u Akdenizdeki ofiyolitlerin dalan kısımla
(Subduction-related) ilgili volkanik kayaçlarla aynı özellikte iken ikinci grubu
olu�turan daha çok manto kökenli oldu�unu bildirmektedir.
Billor ve Gibb (2002), Kızılda� (Hatay), �slahiye (G. Antep) ve Pozantı-
Karsantı Ofiyoliti içerisinde yer alan kromit cevherini mineral kimyası analiz
sonuçları bakımından kar�ıla�tırmalı olarak incelemi�lerdir. Buna göre;
Pozantı-Karsantı Ofiyolitindeki kromitlerinin Cr# [Cr=Cr/(Cr+Al)] bakımından
77-81 ve 72-75 olmak üzere iki farklı de�erde oldu�unu ve TiO2 de�erinin ortalama
% 0.21 olarak belirlemi�tir. Kızılda� ve Islahiye Ofiyolitlerindeki kromit
minerallerinin Cr2O3, Al2O3, Fe2O3, FeO ve MnO de�erlerinin geni� bir da�ılım
aralı�ına sahip oldu�unu ve Kızılda� ofiyolitindeki cevherin Islahiye Ofiyolitindeki
cevhere göre yüksek Cr2O3, ve dü�ük Al2O3 içeri�ine sahip oldu�unu
2.ÖNCEK� ÇALI�MALAR Ali TÜMÜKLÜ
31
belirlemi�lerdir.
Parlak ve Ark. (2002), Pozantı-Karsantı Ofiyoliti içerisindeki ultramafik
kümülat kayaçlarda tüm kayaç analizleri ve mineral kimyası ve masifin içerisinde
bulunan bantlı kromit cevherindeki kromit mineral kimyası analizleri yapmı�lardır.
Analiz sonuçlarını farklı diya�ramlarda de�erlendirerek Pozantı-Karsantı
Ofiyolitinin bir Dalma Batma Zonu (Supra-Subduction Zone) tipi ofiyolit oldu�unu
belirlemi�lerdir.
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
32
3. MATERYAL VE METOD
Çalı�ma alanı Orta Toros’lardaki Pozantı-Karsantı Ofiyolitik Masifi’nin batı
bölgesinde yer alan Mazmılı-Koparan bölgesidir. 1/25 000 ölçekli Kozan M34 d1-d2
topografik paftaları içerisinde 160 km2’ lik bir alanı kaplamaktadır. Tez ile ilgili
çalı�malar saha, laboratuar ve büro çalı�maları �eklinde üç ana bölümden
olu�maktadır.
3.1. Saha Çalı�maları
2001-2003 yılları arasında yaz aylarında doktora tez çalı�ması için saha
çalı�ması yapılmı�tır. Bölgenin daha önce yapılmı� olan 1/25 000 ölçekli jeoloji
haritaları baz alınarak jeoloji haritası revize edilmi�, kromit maden ocakları ve
cevher mostraları haritaya i�lenerek maden haritaları yapılmı�tır. Ocaklarda,
mostralarda ve yarmalarda kromit cevheri ve içerisinde bulundu�u tektonitlerin
konumları belirlenmeye çalı�ılarak kromit cevheri ile yan kayaçları arasındaki ili�ki
ara�tırılmı�tır. Radyolaritler içerisinde bulunan nabit bakır cevheri içeren bant ve
merceklerin radyolaritlerle olan yapısal ili�kisi ara�tırılmı�tır. Çalı�ma alanı
içerisindeki ofiyolitik kayaçlardan kayaç ve cevherle�meyi temsil eden kromit
cevheri ve nabit bakır içeren kayaçlardan örneklerin alımı yapılmı�tır. Kayaç ve
cevher örneklemesi maden ocaklarından, stok sahalarından ve mostralardan serbest
olarak ve örnek alımında alınan yeri temsil etmesine özen gösterilerek alınmı�tır.
Arazideki kayaçları ve cevherle�meyi temsil eden alanların, yapıların ve örneklerin
foto�raf çekimi yapılmı�tır.
3.2. Laboratuar Çalı�maları
Çalı�ma alanı içerisinde alınan kayaçlardan ve cevherlerden alınan
numuneler bölümümüz laboratuarlarında parlak ve ince kesitleri hazırlanmı�tır.
Hazırlanan bu kesitlerin mineralojik ve petrografik incelemesi yapılmı�tır.
Mineralojik inceleme sonucu seçilen parlak kromit cevheri ve nabit bakır cevheri
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
33
içeren örnek kesitlerde mineral kimyası (microprop) çalı�maları yapılmı�tır. Kromit
cevherle�mesini temsil eden be� adet örnekte XR-D ve on adet örnekte XR-F
analizleri yapılmı�tır.
3.2.1. Mineralojik ve Petrografik Çalı�malar
Çalı�ma alanı içerisinden alınan kayaçlardan ince kesitler yapılarak,
bunların polarizan mikroskopta mineralojik ve petrografik incelenmesi yapılmı�tır.
�nce kesitlerde gözlenen minerallerin konumları, ayrı�maları di�er mineraller ile olan
konumları ara�tırılmı� ve yapısal ve dokusal konumları belirlenerek bunların
mikroskopik resimleri çekilmi�tir.
Bölgedeki cevherle�meyi olu�turan kromitler ve nabit bakır
cevherle�melerinden yapılan parlak kesitler üzerinde maden mikroskobunda
mineralojik incelenmesi yapılarak, cevher minerallerinin tayini, di�er minerallere
dönü�ümü ve mineral kimyası analizinde kullanılacak örnek seçimi yapılarak
bunların mikroskopik resimleri çekilmi�tir.
3.2.2. Mineral Kimyası (Microprop) Analizleri
Çalı�ma alanı içerisinde masif, saçınımlı, bantlı ve nodüler kromit
cevherinde yapılan parlak kesitler de, �stanbul �i�e-Cam Ara�tırma Merkezinde ve
Almanya, Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsinde (Mineralogisch-
Petrographisches Institut Universitat Hamburg-Germany) kromit ve nikel
mineralleri, ala�ımlar (Alloys) ve nabit Ag minerallerinde mineral kimyası analizleri
yapılmı�tır. Radyolaritler içerisinde bant ve mercek �eklinde bulunan bakır
cevherle�mesindeki nabit Cu mineralleri içeren örnekler üzerinde mineral kimyası
analizleri yapılmı�tır. TÜB�TAK Marmara Ara�tırma Merkezinde (M.A.M.) Elektron
Mikroskopunda çalı�ma yapılmı�tır.
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
34
3.2.2.1. �stanbul �i�e-Cam Ara�tırma Merkezi Laboratuarı
Kromit cevherlerinden hazırlanan parlak kesitler üzerinde �stanbul
�i�e-Cam Ara�tırma merkezinde JEO JCXA-733 tip Süperprop aleti ile, 51 adet
kromit kristali ve 4 adet nikel-sülfür minerali ve 3 adet Cu-Zn ala�ımı (alloys)
üzerinde mineral kimyası analizi gerçekle�tirilmi�tir .
3.2.2.2. TÜB�TAK Marmara Ara�tırma Merkezi (MAM) Laboratuarı
Hazırlanan kromit cevheri yapılan parlak kesitlerde kromit kristalleri,
dönü�üm mineralleri ve inklüzyonlarda JEO-JSM-6335 F SEM (Field Emission
Scanning Electron Microscope-Taramalı Elektron Mikroskop) aleti (resim 3.1) ile
EDS (Electron Diffusion Spectrum-Elektron Yayma Yöntemi) yöntemi kullanılarak
mineral kimyası analizleri yapılarak ve küçük mikron bazında büyüklü�e sahip
minerallerin elektron mikroskop resimleri çekilmi�tir.
Resim 3.1. JEO-JSM-6335 F SEM (Field Emission Scanning Electron Microscope)elektron mikroskopu. (Tübitak-MAM)
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
35
3.2.2.3. Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü Laboratuarı
Hamburg Üniversitesi Mineraloji-Petrografi Enstitüsü’de Prof. Dr. Mahmud
Tarkain yönetiminde, Cameca SX-100 Mikroprop aletinde (resim 3.2.) kromit
cevheri parlak kesitlerinde mineral kimyası analizleri yapılmı�tır. Analiz ko�ulları
15.0 kV, 20.0 nA elektrik �artlarında 20 sn zaman sürecinde yapılmı�tır. Kromit
mineral kimyası analizlerinde Cr2O3, Al2O3, FeO, MgO, MnTiO3 ve NiO standartları
ile mikroprop aleti kalibre edilmi�tir. Mineral kimyası analizlerinde kromit
kristallerin de yakla�ık 175 adet ayrı nokta içerisindeki Cr2O3, Al2O3, FeO(t), MgO,
TiO2, NiO ve MnO de�erleri analizleri gerçekle�tirilmi�tir. Yapılan bu analizlerde
Prof. Dr. Mahmud Tarkain tarafından yapılan incelemede 118 tanesi seçilmi�tir.
Resim 3.2. Cameca Sx Mikroprop aleti (Hamburg Üniversitesi Mineraloji-PetrografiEnstitüsü).
Kromit parlak kesitlerindeki nabit Ag minerallerinde mineral kimyası
analizleri yapılmı�tır. Nabit Ag minerallerinin mineral kimyası analizlerinde
mikroprop aleti Ag standart’ı kullanılarak kalibre edilmi�tir.
Bölgedeki nabit Cu cevherle�mesini temsil eden bir adet örnek üzerinde
mineral kimyası analizleri yapılmı�tır. Mineral kimyası analizlerinde mikroprop aleti
Cu ve GaAs standartları kullanılarak kalibre edilmi�tir.
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
36
3.2.3. XR-D Analizleri
Çalı�ma alanı içerisindeki cevher numunelerinin mineral tespitlerinin
incelenmesi amacıyla, XR-D analizleri yapılmı�tır. XR-D analizleri iki farklı
laboratuarda yapılmı�tır . Bunlar;
�stanbul Ün. Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mh. Fak. Laboratuarı
Kromit cevherinden hazırlanan üç adet örnek üzerinde PHILIPS cihazı Cu
X ı�ını tüpü (�=1.5405 Å) kullanılarak XR-D analizi yapılmı�tır.
TÜB�TAK Marmara Ara�tırma Merkezi (MAM) Laboratuarı
Üç adet kromit cevheri ve bir adet bakır cevheri içeren örnek de
SHIMADZU XR-D-6000 cihazı ile Cu X-ı�ını tüpü (�=1.5405 Å) kullanılarak XR-D
analizi yapılmı�tır.
Yapılan XR-D analizlerinden elde edilen 2 theta (θ) de�erleri Uluslararası
Difraksiyon Veri Merkezinin (International Centre For Diffraction Data) JCPDS
tabloları kullanılarak bunlara kar�ılık gelen d Å (± 0.02) de�erleri ile mineral tespiti
yapılmı�tır.
3.2.4. XR-F Analizleri
Tübitak Marmara Ara�tırma Merkezinde, kromit cevherinden hazırlanan on
adet örnek üzerinde Philips PW-2404 model ve dalga boyu da�ılımlı X-I�ını Floresan
Spektrometre (XR-F) cihazı ile yarı kantitatif element analizi yapılmı�tır.
3.3. Büro Çalı�maları
Mineral kimyası analizlerinde elde kromit kristali içerisindeki % oksit
de�erleri Stiometrik yöntem (Droop, 1987) kullanılarak Fe+2 ve Fe+3 de�erleri
hesaplanmı�tır. Analiz de�erleri çok dü�ük olan Ti, Ni ve Mn elementinin de�erleri
bu hesaplamada ihmal edilmi�tir. Ayrıca örneklerdeki de�erler kullanılarak 32
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
37
oksijen ve 24 katyon bazına göre kromit kristali içerisindeki elementlerin katyonik
de�erleri hesaplanmı�tır. Analizlerde elde edilen 1’nolu örne�in (tablo 3.1)
hesaplanma �ekli a�a�ıda verilmi�tir.
Tablo 3.1. Kromit kristali 1 nolu mineral kimyası analiz sonucu.Cr2O3 Al2O3 FeOt MgO TiO2 NiO MnO Toplam49,88 20,95 15,42 15,07 0,16 0,10 0,13 101,71
Element Atom A�ırlıkları:
O:16.00 Cr:52.00 Al:26.97 Fe:55.85 Mg:24.32
Ti:47.90 Ni:58.70 Mn:54.90
Oksit Moleküller a�ırlıkları:
Cr2O3:(2x52)+(3x16)=152
Al2O3:(2x26.97)+(3x16)=101.94
MgO :24.32+16=40.32
FeO :55.85+16=71.85
Fe2O3 :(2x55.85)+(3x16)=159.7
TiO2 :47.90+(2x16)=79.90
NiO :58.70+16=74.70
MnO :54.90+16=70.90
AgMolekuler
OksitOranıMolarite
.%
. =
3+ de�erli katyonlar için:
% 100152
88.4932 XOCr = =% 32.82
55.20%10094.10195.20
% 32 == XOAl
Toplam=53.37
2+ de�erli katyonlar için:
37.37%10032.4007.15
% == XMgO
46.21%10085.7142.15
% == XFeO
Toplam=58.83
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
38
Katyonik fark =Katyon 2+ - Katyon 3+
Katyonik fark =58.83-53.37
Katyonik fark =5.46
82.1346.5
3.
32 ===farkKatyonik
OFe
91.2%100
7.15982.1% 3232 === OFe
XOFe
FeO ham de�eri =−
=sabitiFeFe
OFe32
32
1113.191.2
=2.61
FeO=FeOt-FeO ham de�eri=15.42-2.61
FeO=12.81
Kromit mineral kimyası bir nolu analiz de�erinin 32 oksijen ve 24 katyonik
bazına göre kromit kristalinde bulunan elementlerin katyonlarının hesaplanması:
Cr2O3 molarite oranı: 82.3200.15288.49
..%
==AgAt
Oksit
Al2O3 molarite oranı: 2055.094.10195.20
.%
==AgAt
Oksit
Fe2O3 molarite oranı: 0182.070.159
91.2.
%==
AgAt
Oksit
FeO molarite oranı : 2146.085.7181.12
.%
==AgAt
Oksit
MgO molarite oranı : 3737.032.4007.15
.%
==AgAt
Oksit
TiO2 molarite oranı: 0020.090.79
16.0.
%==
AgAt
oksit
NiO molarite oranı : 0013.070.74
10.0.
%==
AgAt
Oksit
MnO molarite oranı: 0018.090.7013.0
.%
==AgAt
Oksit
Katyon Oranları=Molarite Oranı X Atom Sayısı
Cr2O3 katyon oranı=32.82 X 2=0.6562
3.MATERYAL VE METOD Ali TÜMÜKLÜ
39
Al2O3 katyon oranı=0.2055 X 2=0.4110
Fe2O3 katyon oranı=0.0182 X 2=0.0364
FeO katyon oranı =0.2146 X 1=0.2146
MgO katyon oranı =0.3737 X 1=0.3737
TiO2 katyon oranı=0.0020 X 1=0.0020
NiO katyon oranı =0.0013 X 1=0.0013
MnO katyon oranı=0.0018 X 1=0.0018
Toplam = 1.6970
Analiz katyonik de�er sabiti= 1426.146970.124
.24
==KatyonToplam
Element katyon de�eri=Analiz katyonik de�er sabiti X Oksit katyon.oranı
Cr elementi =14.1426 X 0.6565=9.2846
Al elementi =14.1426 X 0.4110=5.8126
Fe +3 elementi=14.1426 X 0.0364=0.5162
Fe +2 elementi=14.1426 X 0.2146=3.0350
Mg elementi =14.1426 X 0.3737=5.2850
Ti elementi =14.1426 X 0.0020=0.0282
Ni elementi =14.1426 X 0.0013=0.0183
Mn elementi =14.1426 X 0.0018=0.0254
Toplam =24 ± 0.0050
Kromit mineral kimyası sonucu elde edilen % oksit de�erleri kullanılarak
kromit kristali birim hücre boyutları Å cinsinden SPINELLO (Universita Delgi Studi
Di Padova Dipartimento Di Mineralogia E Petrologia) bilgisayar paket programı
kullanılarak hesaplanmı�tır.
Elde edilen analiz sonuçları ve saha verileri bilgisayar ortamına aktarılmı�tır.
Verilerin matematiksel de�erlendirilmesi için Microsoft Excel, grafik çizimleri için
Minpet 2.02 ve Grapher 1.32 ve çizimler ise CorelDRAW 11. bilgisayar programları
kullanılarak yapılmı�tır.
Tüm elde edilen veriler Çukurova Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü yüksek
lisans ve doktora tez yazım kurallarına göre tez yazımı Microsoft Word programı ile
yazılmı�tır.
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
40
4. OF�YOL�T TANIMI VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI
4.1. Ofiyolit Tanımı
Yunan’ca da yılan anlamına gelen ‘Ofics’ kelimesinden kaynaklanan
ofiyolit terimi, ye�ilimsi rengi, benekli yapısı ve parlak görünümünden dolayı yılana
benzetilen serpantinitler için ilk defa Brongniart (1827) tarafından serpantinitleri tarif
etmek için kullanılmı�tır. Bundan dolayı ba�langıçta ofiyolit terimi serpantinler için
alternatif terim olarak yer almı�tır. Daha sonra Fouque ve Michel-levy (1879)
“Ophitic” terimini diyabaz’ların yapısal (textural) tarifini yapmak için kullanmı�tır.
Steinman (1927), peridotit (serpantinit), gabro, diyabaz, spilit ve yastık lavlar,
radyolarit ve bazı derin deniz çökelleri gibi ili�kili kayaçlar için ofiyolit kelimesini
kullanmı�tır. Bu �ekilde, Steinman, ofiyoliti bir kayaç ismi olarak de�il de bir kayaç
grubunun ismi olarak kullanmı�tır. Daha sonraları serpantinit, diyabaz-spilit,
radyolaritten olu�an kayaç grubuna ‘Steinman Üçlüsü’ olarak literatürde
tanımlanmı�tır. Dana (1946) yaptı�ı sınıflamasında karbonat mineralleri ile karı�mı�
serpantiniter için “Verd Antique”, “Ophite”, “Ophiolite” ve “Ophicalcite” olarak
de�i�ik isimler kullanmı�tır. Bu durum anlam karma�asına yol açmı�tır (Nicolas,
1989).
1972’de Amerika Jeoloji Toplulu�u (Geology Society of Amarica - GSA)
tarafından düzenlenen Penrose’de yapılan ofiyolit konferansında, ofiyolit kavramına
yeni bir tanımlama getirilmi�tir. Buna göre ofiyolit; bir kaya ismi de�il ultramafik ve
mafik kayaçlardan olu�an bir kayaç grubu ismidir ve harita alımında bir litoloji
birimi olarak kabul edilmemesi konferansta kabul edilmi�tir. Penrose Ofiyolit
Konferansında kabul edilen eksiksiz bir ofiyolit dizisi alttan üstte do�ru ba�lıca �u
kayaçlardan olu�ur (�ekil 4.1):
*Harzburjit, lerzolit ve dunit’in de�i�ik oranlarda karı�masından ve
genellikle tektonik kökenli metamorfik yapıya sahip, az yada çok serpantinle�mi�
ultramafik kayaçlara tektonitler denilmektedir.
*Kümülat özelli�indeki gabro zonu. Bu zon genellikle ultramafik
komplekslere göre daha az deforme olmu�tur. Bu kayaçlara kısaca kümülatlar
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
41
denilmektedir.
*Mafik damar kompleksi. Bunlar diyabaz, dolerit, trondjenit ve kuvars
porfir gibi dayklardan olu�ur. �zole ve gruplar halinde bulunurlar.
*Yastık yapılı bazalt ve spilit karma�ıgı.
*Derin deniz sedimanları. Bunlar radyolarit, ince �eyl ara tabakaları ve az
miktarda kireçta�ından olu�maktadır.
�ekil 4.1. �deal ofiyolit istifi ve okyanusal kabu�un kar�ıla�tırılması(Greenbaum,1972)
Ofiyolitlter yapısal ve kimyasal özellikleri bakımından incelendi�inde ideal
ofiyoliti olu�turan (tektonitler, kümülatlar, dayk kompleksleri, bazaltik yastık lavlar,
derin deinz sedimanları) birimler her zaman bir arada bulunmayabilir. E�er bir
ofiyolitte tüm bu kayaçların hepsi bir arada bulunmuyorsa kısmi, parçalanmı� veya
eksik ofiyolitten söz edilir.
Ofiyolit terimi ile aynı anlamda kullanılan di�er terimler; ye�il kayaçlar,
ofiyolit toplulu�u, ofiyolit birli�i ve ofiyolit kompleksidir.
4.1.1. Metamorfik Dilim
Ofiyolitlerin tabanında, genelde birkaç metre ile 500 m arasında de�i�en
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
42
kalınlıklarda metamorfik taban bulunmaktadır (MacKenzie, 1960). Metamorfik
kayaçlar ofiyolitlerin alt kesimlerini olu�turan peridotitlerin (tektonitlerin) tabanında
ince dilimler olu�turacak �ekilde uyumlu bir seri te�kil ederler. Fakat bu uyumluluk
daha sonraki tektonizma ve metamorfizma etkileri ile kaybolmaktadır (Spray, 1984).
4.1.2. Ofiyolitik Melanj
Ofiyolitlerin kıtaların üzerine bindirmesi sırasında tektonizmanın etkisiyle
tamamen karı�ması ve tabandaki yapının kısmen veya tamamen bozulması ile
ofiyolitik melanj terimi ortaya çıkmaktadır. Dünya’daki bir çok (örn. Alpler, Urallar,
v.b.) ofiyolit içerisinde tekrarlanan deformasyon ve metamorfizma etkileri görülen
dilimler �eklinde melanj veya tektonik karı�ımlar görülür (Coleman, 1977).
4.2. Ofiyolit Tipleri
Boudier ve Nicolas (1985) tarafından toplam 15 adet ofiyolitik masif
üzerinde yapılan incelemeyi kapsayan ara�tırmada, ofiyolitleri Harzburjitik Tipi
Ofiyolit (HOT) ve Lerzollitik Tipi Ofiyolit (LOT). olmak üzere iki farklı grupta
oldu�unu savunmu�tur. Yazarlar tarafından kabul edilen Harzbirjit Tipi ofiyolit ve
Lerzolit Tip Ofiyolite örnek dikme kesitler �ekil 4.2 de ve genel karakteristik
özellikleri Tablo 4.1 de görülmektedir.
Tablo 4.1. görüldü�ü gibi Harzburjit tipi ofiyolitler lerzolit tipe göre daha
kalın bir istif sunarlar. Harzburjit tipi ofiyolitlerin iç yapıları düzenli ve uyumludur.
Ofiyolitlerin genel kabuk bölümlerinin modellemesi ile ve özellikle gabro dizilimi
tam geli�mi�tir (Coleman. 1977) Kalınlıkları 3-7.5 km (Semail- Oman) arasında
de�i�mektedir. Lerzolit tipi ofiyolitler harzburjit tiplerine göre daha ince ve daha az
düzenlidir.
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
43
�ekil. 4.2. Harzburjit (Semail-Umman Ofiyoliti) ve Lerzolit (Trinity Amerika B.D.)tipi Ofiyolitlerin Kar�ıla�tırılması (Boudier ve Nicolas 1985).
Ofiyolit kavramı için günümüzde ise, Moores ve ark (2000). tarafından iki
farkı olu�um ortamı önerilmektedir. Bunlardan birincisi; ada yayı olamayan
ortamlarda deniz tabanı yayılması ile olu�an yapısal ve stratigrafik kanıtlara dayanan
okyanus ortası sırt ofiyolitleri (MORB-Mid-Ocean Ridge Basalts)’ dir. �kincisi ise
oldukça fazla tüketilen mantodan itibaren türeyen magmaların kimyasal verileri ile
desteklenen dalma-batma zonu (Supra-Subduction Zone SSZ) üstü ofiyolitleridir.
Dalma zonu etkisi gösteren bu tür ofiyolitler ilk defa Pearce ve ark. (1984) tarafından
SSZ ofiyolitleri olarak adlandırılmı�lardır. SSZ ofiyolitleri dalan levha üzerinde
kamalanmı� olan üst manto ± okyanusal litosferin kısmi erimesi sonucu olu�maktadır
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
44
Tablo 4.1. Harzburjit tipi ofiyolit (HOT) ve Lerzolit Tipi Ofiyolitleri (LOT)kar�ıla�tırılmalı genel özellikleri. Rakamlar ofiyolit numarasınıgöstermektedir. (Boudier ve Nicolas, 1985).
Ofiyolit Tipleri Harzburjit Tipi Ofiyolit(HOT)
Lerzolit Tipi Ofiyolit(LOT)
�ncelenen Masifler (1)Semail (Oman), (2)BayAdaları (Newfpunland)(3)Zambaler (Filipinler),(4)Troodos (Kıbrıs),(5)Antalya,(6)Pozantı-Karsantı(Türkiye),(7)SudMasifi (New Kaledonya),(8)Kanyon Da�ları (Oregon)
(9)Trinity (Kalifornya),(10)Piemont-Ligurya (Do�u�talya) ve Monte Maggirya(Korsika), (11)Lanzo (Batı�talya), (12)Othris(Yunanistan), (13)Zabargad(Mısır)
Yan kayaçlar Deniz sedimanları vevolkaniker: 12,3,4,5,6,7,8-Metamorfik Okyanusal taban:1,2,5,6
Deniz sedimanlar vevolkaniker: 9,10,11,12,13Bre�ler: 9,10Metamorfik kıtasalkabuk:11,12,13Metamorfik kabuk taban:9
Kabuk BölümüMaksimum Kalınlık 2-3 Km: 3,4,8
∼7 Km: 1,2,5,61 Km: 102-3 Km: 9,12
Kümülat Gabrolar 2-3 km-7 Km: 1,2,3,5,6 0-1 km-2-3 kmTabakalı Gabrolar Kalın ve genellikle devamlı �nce, yok veya sınırlı�ntrüsiflerin olu�umu Dayk:1,2,3,4,5,8 Dayklar ve siller �eklinde:
9,10,12Direk olarak ofiyolit toplulu�uile ilgili bazaltları kökeni
Toleyitik: 1,2,4,5,6 Toleyitik: 9,10,12Alkali: 12,13
Manto BölümüManto kayaçların kökeni Harzburjit ve dunit: Manto
kayaçlarının üsten itibaren10 Km a�a�ısına kadardunitler görülür.1,2,3,4,5,6,7,8
Plajıoklaslı lerzolit: Mantokayaçlarının üsten itibaren≤2Km. kalınlık içerisinde.9,11
�ç yapıları Düz foliasyonlu: 1,2,5,6,7 Genellikle dereceli foliasyonve e�imli lineasyonlu:9,10,11,13
Hp Plastik yönelim Dikey lineasyonla vebölgesel dikey lineasyon:3,4,5,8
Yeniden büyüme(neoblast)tane boyutu
Yaygın (∼4 mm): 1,2,3,4,7,8 Yaygın de�il(∼0,5 mm):9,11
Kromit Yatakları Var: 1,2,3,4,5,6,7,8 Yok: 9,10,11,12,13Diyabaz Olu�umları Yaygın de�il Üst bölüm içerisinde yaygın:
9,10,11,13Serpantinle�me Lizardit: 1,2,3,4,5,6,7,8 Lizardit ve antigorit:
9,10,11,12 Ofikalsit: 10
Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri ve Dalma Batma Zonu ofiyolitlerin tüm
kayaç analizlerindeki genel kimyasal özellikleri ve mineral kimyası analizlerindeki
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
45
sonuçlar itibariyle farklı karakterdedir (Yumul ve Balce, 1994). Bu farklılıklar tablo
4.2 de görülmektedir.
Tablo 4.2. Okyanus Ortası Sırt Ofiyolitleri (MORB) ve Dalma Batma ZonOfiyolitlerinin (SSZ) genel kimyasal özelliklerinin kar�ıla�tırılması (Yumulve Balce, 1994).
Özellikleri MORB Tipi Ofiyolit SSZ Tipi Ofiyolit
Toplam TiO2 Yüksek: > % 0.60 Dü�ük: < % 0.60
Toplam Al2O3/TiO2 < 20 > 20
Toplam CaO/TiO2 < 17 > 17
Toplam Ce/Ta Dü�ük Yüksek
Toplam Ce/Nb Yüksek Dü�ük
Toplam Ti/Cr Yüksek Dü�ük
Toplam Ti/V 20-50 < /=20
Toplam Zr ve Y Yüksek Dü�ük
Krom Spinel Cr/(Cr+Al) < 0.60 > 0.60
Plajioklas Ca/(Ca+Na+K) < 92 > 92
Olivin Mg/(Mg+Fe+2) Yüksek Dü�ük
Klinoproksen Al2O3/TiO2 Dü�ük Yüksek
Hornblend TiO2/K2O Yüksek Dü�ük
4.3. Ofiyolitlere Ba�lı Kromit Yatakları
Ofiyolitik kayaç grubu içerisinde olu�an metalik maden yatakları önem
sırasına göre krom, bakır, nikel platin grubu mineraller (Pt, Pd, Rh, Ir, Ru ve Os) ve
altın (listveni�melere ba�lı olarak) sıralanabilmektedir. Metalik maden yataklarını
dı�ında endüstriyel ham madde olarak da manyezit, olivin (forsterit), krizotil, talk ve
mermer (serpantinit, diyabaz) ofiyolit grubu kayaçlarla köken ili�kisi olan ve
ekonomik olarak i�letilebilenlerdir.
4.3.1. Kromit Minerali
Krom, periyodik cetvelde VI A grubunda yer alan ve atom numarası 24 olan
bir metalik elementtir. Do�ada bilinen mineraller içerisinde krom elementi 82 adet
mineralin içerisinde yer alabilmektedir (EK 1) ve bu mineralden sadece bir spinel
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
46
(AB2O4) grubu mineral olan kromit (FeCr2O4) minerali ekonomik olarak önem
ta�ımaktadır, fakat bu ideal bile�imde kromite do�ada rastlanmaz. Bundan dolayı
krom yatakları yerine kromit yatakları terimi kullanılmaktadır. Krom spinelin
yapısında A+2 , (Fe+2, Mg+2) ve B+3; (Cr+3, Al+3, Fe+3) de�erli elementleri yer alır.
Hemen her zaman Fe+2 bir miktar Mg+2 ile Cr+3 ise Al+3 ve Fe+3 ile yer de�i�tirir.
Buna ba�lı olarak kromitin formülünü (Fe,Mg) (Cr,Fe,Al)2O4 olarak belirtmek daha
do�ru olur. Bile�imindeki farklılıklar kromitin rengini, kristolografik yapısını ve
görünümünü de�i�tirmedi�inden kimyasal analizi yapılmadan kromitlerin tenörünü
(% Cr2O3) tahmin etmek mümkün olmaz. Kromit içerisinde kirlilik olarak bulunan
Ni, Mn, Co, V ve Ti elementlerinin varlı�ı cevherin de�erlendirilmesinde önem arz
etmezken, S ve P elementleri oldukça dü�ük de�erlerde veya olmaması istenir.
Cevher içerisindeki Si içeri�i % 10’dan dü�ük olması gerekmektedir
Ultrabazik kayaçlar içerisinde kromit mineralinin toplanımlarının ekonomik
olarak i�letilebilecek boyutta oldu�u yer kromit yata�ı olarak nitelendirilmektedir.
Kromit cevherinin kimyasal bile�imi endüstrideki kullanım alanlarını
belirlemektedir. Kimyasal analizlerdeki % Cr2O3-Al2O3 ve SiO2 miktarı ile Cr/Fe
rasyo de�eri göre metalürjik, kimyasal ve refrakter olarak üç grupta toplanır.
Cevherin kimyasal özellikleri ve rasyo de�erlerine göre kullanım alanları ve
kullanım oranları tablo 4.3 de görülmektedir.
Tablo 4.3 Kromit cevherinin kullanım alanlarına göre istenilen Cr/Fe rasyo de�eri ve% oksit bile�im de�erleri (Tathavadkar ve ark., 2004)
Cevher Bile�imiKromit CevheriKullanım Alanı
YataklanmaTipi
%Cr2O3Cr/Fe % SiO2
%Kullanım
OranıMetalürjik/Yüksek-Cr Podiform ve
stratiform 46-55 >2:1 <3 80
Kimya/Yüksek-Fe Stratiform 40-46 1.5-2:1 <1 15Refrakter/Yüksek-Al Podiform 33-38 ve
% Al2O322-34 2-2.5:1 <1 5
4.3.2. Kromit Yatakları
Köken, jeolojik konum, mineraloji, doku ve kimyasal özellikleri bakımından
kromit yatakları üç tipe ayrılır (Thayer 1960, Jackson ve Thayer 1972).
*Kıtalar içerisinde bazik introzyonlara ba�lı startiform kromit yatakları,
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
47
*Alpin Da� Ku�akları boyunca ultrabazik-bazik kaya topluluklarına
(Ofiyolitlere) ba�lı Alpin veya Podiform tip kromit yatakları,
*E� merkezli iç düzene sahip ultrabazik kayaç topluluklarına ba�lı kromit
yatakları.
Stratiform Tip Kromit Yataklar, küçük ve öz �ekilli kristal boyutu, kümülat
(çökel) dokulu, Fe içeri�i yüksek, Cr/Fe rasyo de�eri dü�ük, ma�matik tabaklanmaya
paralel birkaç km. yanal devamlılık gösteren, kalınlıkları 1.5 m.ye kadar çıkabilen
deformasyona u�ramamı� bantlar �eklindedir. Bu tip kromit yataklarında nodüler ve
orbiküler yapıda kromit cevherle�mesi görülmez. En tipik örnekleri Bushveld
(Güney Afrika) ve Stilwater komplekslerindeki kromit yataklarıdır.
Podiform Kromit Yatakları, ilk kez Thayer (1960, 1964) tarafından
ultrabazik komplekslerin içinde küçük kütleler olarak ve di� di� kütleler halindeki ve
düzensiz da�ılımlarıyla geni� tabakalı stariform yataklardan ayrılabilen olu�uklar için
ifade edilmi�tir (In Anıl, 2001).
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti’nin içerisinde Kızılyüksek bölgesinde stratiform
kromit yataklarına yapısal açıdan benzer bantlı kromitler bulunmaktadır. Bölgede
serpantinle�me göstermeyen dunitler içerisinde yakla�ık K-B yönünde ve 1 km kadar
yanal uzunlu�u bulunan dunitler yakla�ık 1500 m kalınlı�a sahiptir. Bu dunitler
üzerindeki kümülat kayaçlara taban olu�turmaktadır. (Çabuk ve Ark. 1977,
Rahgoshay ve Juteau, 1980, Engin ve Ark. 1986). Dunitler sacınımlı kromit ve bantlı
kromitler içermektedir. Bu kromitli zonun uzunlu�u yakla�ık 3 km olup kromitce
zengin bantlar ve kromitsiz dunit bantlarının ardalanmasından olu�maktadır. Kromit
kristalleri genelde öz�ekilli yapıdadır. Rahgoshay ve Juteau, (1980) buradaki
cevherle�meyi stratiform olarak kabul etmektedir (Engin ve Ark. 1986).
Düzensiz ve iri kristal �ekilli, Cr içeri�i geni� bir aralık içerisinde de�i�iklik
gösteren, Cr/Fe oranı yüksek, do�rultu ve e�im yönünde devamlılıklar sınırlı, mercek
veya düzensiz �ekilli kromit kütlelerinden olu�an rezervi birkaç yüz bin tonu nadir
olarak geçen yataklardır.
E� merkezli kromit yataklarının ekonomik bakımından önemi yoktur. Bu tip
yataklara en tipik örnek Alaska’daki cevherle�meler verilebilir.
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
48
4.3.3. Podiform Kromit Yataklarının Olu�umu
Ofiyolitler içerisindeki kromit kütlelerinin olu�umu ve ofiyolit içerisindeki
konumları ile ilgili bir çok görü� bulunmaktadır (Ör., Thayer, 1964, 1969; Dickey,
1975; Cassard ve ark. 1981; Lago ve ark., 1982; Paktunç, 1990; Leblanc ve Nicolas,
1992, Stowe, 1994; Ballhaus, 1998). Bu görü�lerin tamamında podiform kromit
kütlelerinin MOHO zonu altında tektonitler içersinde olu�abilece�i, teorilerin ana
ortak noktası yönünde idi. Fakat Dünyada üzerinde en çok çalı�ma yapılan ofiyolit
olarak tanınan Oman Ofiyolitinde, Arai ve ark. (2004) de yapılan bir çalı�mada,
levha dayklarının tabanı ile üst gabro zonu arasındaki bölge içerisinde podiform
kromit kütleleri bulundu�u bildirilmektedir. Yazarlar burada bulunan kromitleri
“Üst Kabuk Podiform Kromitleri (Upper Crustal Podiform Chromitite) olarak
adlamaktadırlar.
4.3.3.1.Tektonitler �çerisindeki Kromit Kütlelerinin Olu�umu
Tektonitler içerisindeki podiform kromit kütlelerinin olu�umlarıyla ilgili
farklı görü�ler bulunmaktadır. Stratiform tip kromit yataklarının olu�umu ile ilgili
olan kümülat süreçler ve jeosenklinal teorisi podiform tip kromit yataklarına
uyarlandı�ında; podiform kromit yatakları süper kompleksler içinde üst mantonun
kısmi ergimesi sonucu olu�an bazik magmanın, mantonun üst kısmında meydana
gelen magma odasında stratiform intrüzyonlarda oldu�u gibi yo�unluk farklıla�ması
sonucu bantlar �eklinde olu�ur (Engin, 2001). Moutte (1982), kromit bantlarının
olu�umunu bazik magmanın farklıla�arak kristallenmesi sırasında, ani basınç
dü�mesi sonucu eriyigin Cr bakımından çok doygun hale gelmesiyle açıklamaktadır.
Farklıla�arak olu�an bu birimlerin kabuk içine sıcak lapalar �eklinde sokuldukları
dü�ünülmektedir (Thayer, 1969).
Yeniden yerle�im sırasında katı haldeki kromit bantları kopup
parçalanmakta, olu�an yapılar içinde kendi yeni konumlarını kazanmaktadır. Olivin,
piroksen gibi silikat mineralleri yeniden kristallenmeye u�rarlar ve böylece mozayik
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
49
dokusu geli�ir. Olivinlerde deformasyon �eritleri (deformation lamellae) ve
piroksenlerde bükülme bantları (Kink bands) meydana gelir. Kromitler kataklazmaya
u�rarlar (Raleigh, 1967).
Bu olu�um modeli, okyanus tabanı yayılma modeline uyarlandı�ında;
okyanus tabanı yayılma merkezleri altında üst mantonun kısmi ergimesi sonucu
olu�an magma odalarında kromit kütleleri, kromit kristallerinin magma odası
tabanında kümülat süreçlerle (kristal çökelimi) birikimleri meydana geldi�i sonucuna
ula�ılabilir. Burada kromit kütleleri e� zamanlı dunitlerle beraber bulunur. Bu
modelde kısmi e�rime sonucu geride kalan ço�unlukla harzburjit mineralojisindeki
tektonitler içinde büyük kromit kütlelerinin ilksel ili�kili olarak bulunu�ları teorik
olarak açıklanmaktadır.
George (1978)’e göre tektonit harzburjitler içindeki kromit yataklarının
bulunu�unu dunit bant ve mercekleri ve bunların içinde yer alan kromit kütleleri
üstteki kümülatlar içinde olu�mu�lardır. Magma odası tabanındaki düzensizliklere
ba�lı olarak dunit ve kromitler kristal çökelmesi ile e�zamanlı deformasyona
u�rarlar. Magma odasında bu plastik deformasyon sürecinde kümülat istifin
tabanının ve kalıntı üst manto harzburjitlerini etkileyen kapalı derin kıvrımların
geli�ti�i ve bu kapalı derin kıvrımlar, üstte kümülatlar içinde geli�mi� olan dunit ve
kromit yataklarını harzburjitler içine ta�ımı�tır (Greenbaum, 1972).
Dickey (1975)’e göre; podiform kromitler, kuramsal olarak tektonit-kümülat
sınırı boyunca dunitler içinde magma ayrılma ku�a�ında kümülat süreçlerle te�ekkül
etmi�lerdir. Daha alt kesimlerde harzburjitler içinde bulunan kromit yataklarının
varlı�ı, üstte tektonit-kümülat sınırında olu�an kromit bant ve merceklerinin
a�ırlıkları nedeniyle altta harzburjitler içine batmı� olmalarıyla açıklanmı�tır.
Peridotit diyapiri içindeki bo�lu�u dolduran bazaltik magma ile bo�lu�un
duvarları arasındaki, ısı farkı nedeniyle burada konveksiyon akımı geli�mektedir.
Kristallenen tanelerin geli�en konveksiyon akımı üzerine izleyecekleri güzergah
a�ırlık farkı nedeniyle farklı olacaktır. Bu da tanelerin birbirleriyle karı�masına,
çarpı�masına neden olmaktadır. Böylece birbirleriyle temas eden kromit taneleri
uygun kristal kö�e ve kenarından ba�layarak büyümekte ve taneler toplulu�u veya
nodüller meydana gelmektedir. Burada biriken kromit taneleri, içinde bulundukları
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
50
bo�lu�un �ekline uygun olarak (�ekil 4.3. ) kromit kütlesini meydana getirmektedir
(Lago ve ark., 1982).
�ekil 4.3. Peridotit içinde bazik magmanın dayk �eklinde sokulum yaptı�ı kırıklarboyunca bo�luk olu�turma modeli. A) Tansiyon kırı�ında makaslanmayla e�zamanlı bo�lu�un meydana gelmesi. B)Tamamen kristalle�mi� olan eskibo�lu�a yeni magma getirimi (Lago ve ark. 1982).
Yan kayaç-ergiyik tepkimesindeki de�i�imler, kromit kristallenmesi,
magma karı�ımı ve ergiyik bile�iminde bir çok de�i�imlere ve dalgalanmalara sebep
olmakta ve bunun sonucunda da bir kromit kütlesinde masif ve saçınımlı kromit
bantları ve faz bantlanmaları meydana gelmektedir. Magma ve yan kayaç denge
durumuna ula�ıp, kayaç-ergiyik reaksiyonun durması sonucunda, kromit ve olivin
kotektik olarak kristallenmekte ve sacınımlı kromitler meydana gelmektedir.
Farklıla�mı� magma ile ilksel yeni magmanın karı�ması, eriyi�i tekrar kromit
kristallenme ortamına ta�ıyacaktır (Zhou ve ark., 1996).
Podiform kromit kütlelerinin etrafında bulunan dunit kılıfı, bo�lu�u
dolduran bazik magmanın, bo�lu�un cidarları boyunca kimyasal tepkimeye girmesi
ve harzburjitin ortopiroksenlerin olivine dönü�mesi sonucu geli�mektedir. Dunit
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
51
kılıfın kalınlı�ı bazik ma�manın ve harzburjitin ortopiroksenlerin bile�imi ve
tepkimenin süresiyle ba�lantılı olarak de�i�mektedir (Lago ve ark., 1982)
(�ekil 4.4).
�ekil 4.4. Tektonik harzburjit içinde bazik magmasokulum kanallarında olu�an bo�luklariçinde kromit kütlesinin olu�um modeli(Lago ve ark., 1982).
Bazaltik magmanın harzburjitin ortopirokseniyle reaksiyonu sonucu, krom
spinel kristallenmesinin yo�un �ekilde geli�ti�i, ancak piroksenitin ortopiroksenitin
bazalt magmasıyla tepkimesi sonucunda ise, hemen hemen hiç veya çok az krom
spinel meydana gelmektedir. Alkali bazalt magması aynı oldu�una göre, gözlenen
farklılık ortopiroksenlerin farklılı�ında kaynaklanmaktadır. Bu durum, harzburjitlerin
ortopiroksenlerin (Cr) içeri�inin fazla (Al) içeri�inin az, lerzolitlerin
ortopiroksenlerin (Cr) içeri�inin az (Al) içeri�inin fazla olu�uyla izah edilmektedir
(Arai, 1997).
Yan kayaç peridotitinin (Cr+Al) içeri�i kısmen de olsa bazaltik magma
tepkimesi sonucu olu�abilecek kromit kütlesinin boyutunu kontrol eden etmendir.
Podiform kromit kütlelerinin boyutu, bazik magma ile tepkimeye giren harzburjitin
mineralojisi ve ortoprioksenlerin bile�imi ile do�rudan ilgilidir. Harzburjitin (Cr)
içeri�i de önemlidir. (Cr) oranı % 0.4-0.6 olanların kromit olu�umu için en uygun
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
52
oldu�u dü�ünülmektedir (Arai, 1997).
Peridotit içinde yükselen bazik magmanın derinlerdeki yükseli� hızı
nispeten fazla oldu�undan bazik magma-peridotit tepkimesi için yeterli süre
olmamakta ve yeterli kromit kristallenmesi meydana gelmemektedir. Derinlerde
dü�ey konumlu magma ceplerinde genelde dunit mercekleri ve bu mercekler içinde
ancak kromit segregasyonları geli�mektedir. Tektonitler içinde kanallar boyunca
yükselen bazik magmanın yükselme hızı üst kesimlere do�ru giderek azalmakta ve
kendi itici gücüyle yan ta�ı parçalayıp yükselece�i yolu artık açmamaktadır. Bu
kesim ço�unlukla manto-kabuk geçi� ku�a�ına denk gelmektedir (Nicolas, 1989). Bu
nedenle kromit kütlelerinin daha çok manto-kabuk geçi� ku�a�ına yakın kesimlerde
harzburjitler içinde geli�tikleri dü�ünülmektedir. Bu yakla�ım daha önceden ileri
sürülen ve podiform kromit kütlelerinin kümülat-tektonit sınırından itibaren ilk 100
m içinde tektonit harzburjitler içinde bulunduklarını ifade eden arazi gözlemlerine
dayanan görü�le de uyumludur (Thayer, 1969., Moutte, 1982., Stowe, 1987). Dik ve
dike yakın konumdaki kanal ve bo�luklarda olu�mu� kromit kütleleri, dunit damarları
olu�umlarını takiben yukarı do�ru hareketleri sırasında konveksiyon akımları ve
okyanus tabanı yayılması sonucu giderek çıkı� kanallarının oldu�u yerden
uzakla�ırlar. Uzakla�tıkça da yava� yava� dikten yatay konuma geçerler (�ekil 4.5)
ve içlerinde yer aldıkları peridotitin iç yapısıyla uyumlu konum kazanırlar (Lago ve
ark., 1982, Stowe, 1987).
Kromitlerin genelde meydana geldi�i üst manto ve kabuk-manto geçi�
ku�a�ında kromitler olu�tuktan sonra kalıntı eriyikler hala sıcak ve hareket
kabiliyetine sahiptirler. Bunlar, kromititi ve etrafındaki dunit kılıfını ve tüketilmi�
harzburjiti bırakarak süzülüp daha yukarılara hareket ederler. Bazik magmanın
türedi�i kaynak ile üst kesimlerde tepkimeye girdi�i kısmi ergimeye u�ramı� manto
malzemesinin farklı oldu�u durumlarda, bazik magma ile peridotit arasındaki
tepkime daha �iddetli olacaktır. Buna ba�lı olarak da kromit olu�umu ve birikimi
daha fazla olacaktır (Zhou ve Robinson, 1997).
Dalma Batma zonu (Supra-subduction Zone SSZ), farklı ada yayı
jeokimyasına ve okyanus kabu�una sahiptir. Okyanus tabanı yayılması sonucu alta
dalan okyanus litosferin üstünde geli�mektedir (�ekil 4.6 ). Bunlar okyanus ortası
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
53
�ekil 4.5. Hareket halindeki yayılma sırtı altında üst okyanus mantosu içinde kromitkütlelerinin olu�umu ve geli�imi (Lago ve ark., 1982)
sırtı ofiyolitlerinde yalnızca jeokimyası yönüyle de�il, manto kesimlerinin daha fazla
tüketilmi� olması, içlerinde podiform krom yataklarının daha çok bulunması,
kümülat kesimde verlitlerin oranının trokitlerden daha fazla olması ile dikkat
çekerler (Arai, 1997). Dalma batma zonu ofiyolitleri, manto diliminin alta dalma
a�amasının ba�langıç safhasında ve ada yayı olu�umunda önce meydana gelmi�lerdir.
Okyanus içi dalma sonucunda olu�an magma boninitik bile�imlidir (camsı, modal
feldispat içermeyen, olivin, bronzit andezit). Bu magma manto dilimi içinde
bile�imine H2O almı� (hydrated) okyanus litosferin kısmi ergimesi sonucu
olu�mu�tur. Manto diliminin alta dalması devam etti�i sürece magmanın bile�imi ada
yayı toleyitine de�i�im gösterir (Pearce ve ark., 1984).
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
54
�ekil 4.6. Podiform kromit yataklarının olu�umunun tektonik ortamlarla olan ili�kisini gösteren �ekil.Olgunla�mı� eski yayılma sırtlarında eski litosfer mantosu yoktur. Yükselen eriyikleriçinden �eçtikleri tüketilmi� peridotitlerle kimyasal denge durumundadır, bu nedenleburalarda kromit olu�umu yoktur. Ada yayları altındaki kalın eski litosfer mantosu ergiyin-yan kayaç tepkimesi sonucu kromitlerin olu�umu için uygun ortamı sa�lamaktadır.Okyanus taban yayılması eski litosfer mantosunun incelmesi veya yok olması durumundayükselen ergiyikler içinde yer aldıkları yan kayaçdan daha refrakter olan yükselenastenosferle kimyasal tepkimeye girerler. Refrakter eriyikler, yo�un uçucu içerikleridolayısıyla ileri a�amada kismi ergimeyi i�aret ederler ve bunlar yüksek oranda kromitolu�umuna imkan sa�larlar. Yay arkası havzaları gibi yeni olu�an yayılma merkezlerinde,yayılma nedeniyle eski litosfer mantosu incelmi� ve yok olmu�tur. Yükselen eriyikler adayayı altındakilerden daha az refrakterdir. Bu ortamda eriyik-yan kayaç arasındaki kimyasaltepkime yayılmanın ba�langıç a�amasında kuvvetli olacak az refrakter nitelikli toleyitikbile�imli ergiyikler yüksek Al’lu kromitleri olu�turacaktır (Zhou ve Robinson, 1997).
Levha tektoni�i kavramından hareketle yukarıdaki bilgilerin ı�ı�ında,
podiform kromitlerin boninitik bile�imli bazik eriyiklerin tektonit harzburjitlerle
tepkimesi sonucu olu�tukları görü�ü a�ırlık kazanmaktadır. Kromit kütleleri,
boninitik magmanın yukarı do�ru hareketi ve daha önceki okyanus ortası sırtı tipi
peridoititle daha sı� derinlerde tepkimesi sonucu meydana gelmi�lerdir. Kromit
kütlelerini olu�turan kromit taneleri içlerinde sıvı kapanımlarının bollu�u ve su
içeren minerallerin fazlalı�ı ile dikkat çekerler. Bu da ana magmanın su oranının
fazla oldu�unu ve olu�umların dalma batma zonu’nda geli�ti�ini göstermektedir.
Podiform kromitler, ada yayı ve yeni olu�an yay gerisi yayılım merkezleri gibi
ba�lıca iki tektonik ortamda meydana gelmektedirler. Okyanus ortası sırtlar gibi eski
yayılma merkezlerinde podiform kromitlerin olu�ması pek beklenmez. Di�er bir
ifadeyle, okyanus ortası sırtı ofiyolitlerinin manto kesiminde bulunan kromitler
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
55
küçük boyutludur. Ekonomik boyuttaki kromit yatakları Dalma Batma Zonu
ofiyolitler ile ili�kili olarak bulunmaktadır (Zhou ve Robinson, 1997) (�ekil 4.5 ).
4.3.3.2. Üst Kabuk Podiform Kromit Yataklarının Genel Özellikleri ve Olu�umu
Arai ve ark.,(2004)., Oman Ofiyolitindeki yaptıkları ara�tırmada yeni bir tip
olarak Üst Kabuk Podiform tipi kromit kütleleri bulundu�unu bildirmektedirler.
Yazarlara göre bu kromit kütlelerin genel özellikleri:
* Levha dayk sistemi ve gabroların üst zonu arasında (�ekil 4.7),
*Podiform kromit kütleleri 30 cm den küçük düzensiz yuvarlı�ımsı yapılar
�eklinde,
* Kromit kütleleri, gabroyik kayaçların a�sı yapısıyla çevrili dunitik kayaç
içerisndedir,
* Kromit kütleleri içerisinde tabakalanma ve derecelenme benzeri yapılar
gözlenmez,
* MOHO zonu altında bulunan di�er podiform kütlelerine nazaran
ofiyolitlerin tavanına çok yakın konumlu bulunurlar,
* Kromit kütlesi, küçük feslik ve gabroyik kayaç olu�turan mineraller ile
dunit içerisindedir,
* Stratiform kromit kütlelerinde matriksi plajioklas ve klinoproksen
olu�tururken podiform kromitin matriksini olu�turan dunit aynı zamanda
kromit kristalleri içinde inklüzyonlar halinde bulunur. Üst kabuk kromitleri
bu yönüyle stratiform tipi kromitlere benzemekte,
* Kromit minerallinin (Ortalama, Cr2O3+Al2O3 = 58.08) de�erlerinin manto
normal kromitler içerisindeki de�erlerle (Manto Kromitleri ortalama
Cr2O3+Al2O3 = 69.01) kar�ıla�tıklarında oldukça dü�ük oldu�unu,
*Cr/(Cr+Al) oransal de�erinin ortalama 0.6 oldu�unu,
* Kromit kristali içerisindeki TiO2 de�erinin % 1-3 arasında de�i�ti�ini,
bildirmektedirler.
4.OF�YOL�T VE OF�YOL�TLERE BA�LI KROM�T YATAKLARI Ali TÜMÜKLÜ
56
�ekil 4.7. Oman Ofiyoliti içerisindeki Üst Kabuk Podiform Tipi kromitlerinkonumunu gösteren dikme kesit.Oman Ofiyoliti MOR (Mid-Ocean Ridge-Okyanus ortası açılım) ve SSZ (Supra-Subduction Zone-Dalma-BatmaZonu) bile�eninden meydana gelmektedir. Üst Kabuk Bölümü kromitkütleleri üst intrüzyon dünitleri içerisinde SSZ kayaçları bölümündedir(Arai ve ark. 2004).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
57
5. ARA�TIRMA BULGULARI
Doktora tez çalı�ması olarak seçilen alan, Toros Da� Ku�a�ı içerisindeki
Pozantı-Karsantı Ofiyoliti batı kesimini olu�turan Mazmılı-Koparan bölgesidir.
Çalı�ma alanın sınırlarını kuzeyde Orta Toros’ların ikinci yükseltisi olan Lorut Da�ı
güneyi kuzey sınırını, Karanfil Da� kuzeyi güney sınırını, batı kesimini Cevizlik Fayı
do�uda ise Tahtalı deresi olu�turmaktadır.
Çalı�ma alanı içerisindeki kayaçlar; Toros Karbonat platformuna ait Beyaz
Alada� Kireçta�ı, Karanfil Da� Kireçta�ı ile Ofiyolitik Melanj, taban metamorfik
kayaçları ve Pozantı-Karsantı Ofiyolitine ait kayaç grupları ve tüm bu kayaçların
üzerine gelen vadilerde ve çukur alanlarda görülen alüvyonlar olu�turmaktadır
(�ekil 5.1).
Bölgedeki cevherle�me ise ofiyolitin tektonitleri içerisinde bulunan
podiform kromit yatakları ve ofiyolitlerin derin sedimanter kayaçları olan
radyolaritler içerisinde bulunan bakır cevheri olu�turmaktadır.
5.1. Toros Karbonat Platformu
5.1.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı
Beyaz Alada� kireçta�ı, çalı�ma alanının kuzeyinde yayılım göstermektedir.
Üst Triyas-Alt Jura ya�lı (Tekeli ve ark., 1984) olan Beyaz Alada� kireçta�ları Lorut
da�ı güneyinde ofiyolitik kayaçlarla olan bindirme sınırı net olarak izlenebilmektedir
(Resim 5.1). Bindirme boyunca Beyaz Alada� kireçta�ı blokları, özellikle Solaklı
Köyü KD’daki mostralarda yaygın olarak görülür. Kireçta�ı blokları yer yer
100-150m boyutundadır. Çalı�ma alanı içerisindeki Beyaz Alada� kireçta�ı, beyaz-
gri renkli, orta kalın tabakalı veya masif görünümlü dolomit ve dolomitik
kireçta�larından olu�maktadır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
58
�ekil 5.1. çalı�ma alanı genel jeoloji haritası (Çataklı, 1983’den revize edilmi�tir.)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
59
5.1.2. Karanfil Da� Kireçta�ı
Karanfil Da� Kireçta�ı, çalı�ma alanın güney-batı kesiminde, Solaklı köyü
güneyi, Kargedi�i Tepe güneyi ve Karanlık Dere içerisinde yayılım göstermektedir.
Çalı�ma alanı içerisinde ofiyolitik kayaçların tabanında, yer yer antiklinal kıvrımlı
yapıda görülen, orta, kalın tabakalı içerisinde çört yumruları bulunduran dolomitik
kireçta�ı ve dolomitten olu�maktadır (Resim 5.2).
5.2. Ofiyolitik Birim
Çalı�ma alanı içerisinde ofiyolitik birli�i, Pozantı-Karsantı Ofiyoliti
içerisindeki tektonitler, kümülatlar, dolerit-diyabaz daykları, damar kayaçları ile
ofiyolitik melanj ve metamorfik dilim kayaçları olu�turmaktadır.
5.2.1. Ofiyolitik Melanj
Çalı�ma alanı içerisinde, Tozlu Tepe alt kesimleri, Karanlık Dere, Köpüklü
Dere ve Mazmılı Yayla civarında, ço�unlu�unu ofiyolitik birimden türemi�
kayaçların olu�turdu�u tektonik dilimler �eklinde çok karma�ık bir iç yapıya sahip
melanj karakterli birimler görülmektedir. Melanjı olu�turan kayaçlar, geni� kapsamlı
bir kayaç toplulu�u içermektedir. Bunlar; ofiyolitin tabanına ait bulunan kireçta�ı,
serpantinle�mi� ultrabazik kayaçlar, serpantinitler, gabro, dolerit-diyabaz dayk,
yastık lav, radyolarit ve benzeri kayaç parçalarından olu�maktadır. Ayrıca melanj
içersindeki serpantinize ultrabazikler ve serpantinler arasında yer yer görülen kromit
cevheri bulunmaktadır (Resim 5.3). Buradaki kromit cevheri tamamen ilksel yapısını
kaybetmi� olarak melanj içerisinde da�ınık olarak görülür.
5.2.2. Metamorfik Dilim
Çalı�ma alanı içerisinde Pozantı-Karsantı Ofiyoliti tabanında yer alan
metamorfik dilime ait kayaçlar yer yer 300-400m uzunlu�unda ince �eritler �eklinde
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
60
Resim 5.1. Beyaz Alada� Kireçta�ı Ofiyolit sınırı ve ofiyolit içerisinde kireçta�ıblokları (Mazmılı Yayla do�usu).
Resim 5.2. Ofiyolitin tabanında bulunan Karanfil Da� Kireçta�ı ait antiklinal yapı.(Karanlık Dere içi).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
61
Resim 5.3. Ofiyolitik melanj içerisinde tamamen serpantinle�mi� kayaç içerisindekromit da�ılımı (serpantinitler ye�ilimsi renkte ve kromit cevheri ise siyah.Tozlu Tepe batısı- Karanlık Dere �çi).
dolerit-diyabaz daykları tarafından kesilmi� olarak görülürler. Kalınlıklar ise 100
m’ye (Kargedi�i KD) çıkabilmektedir. Metamorfik kayaçlar da, arazi gözlemlerinde
ye�imsi-gri renkli �istlerden ve sarımsı-siyah renkli amfibolitlerden olu�an iki farklı
yapıdadır (Resim 5.4 ve 5.5). Metamorfik kayaçları kesen dayklar ise farklı kalınlıkta
olup 20-25m kalınlı�ında olanlarda (Kargedi�i Tepe do�usu) bulunmaktadır.
Metamorfik kayaçlardan peridotitik kayaçlara olan dokana�ına do�ru artan bir
metamorfizma izi makro olarak gözlenmektedir. Dü�ük metamorfizma izi görülen
kesimde ilksel kaya türü özellikleri daha iyi korunmu� olarak görülür.
5.2.3. Pozantı-Karsantı Ofiyoliti
5.2.3.1. Tektonitler
Ultramafik kayaç olan tektonitlerin sınıflandırılması kayaç içerisindeki
olivin miktarı ve piroksen türü minerallerin oran ve çe�idine göre yapılmaktadır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
62
Resim 5.4. Tektonitlerin tabanındaki metamorfik taban kayaçlardan ye�il �istlerinarazide görünümü (Kargedi�i Tepe güney do�usu).
Resim 5.5. Metamorfik taban kayaçlarından amfibolitik kayaçların arazide görünümü(Kargedi�i Tepe güney do�usu)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
63
Olivin miktarı % 90 dan fazla olan kayaça dunit adı verilir. Piroksen türü de�i�en
olivin % miktarı ile birlikte harzburjit ve verliti ayırır. Olivin miktarı % 90-40
arasında olan ultramafik kayaçlarda piroksenin türü ortopiroksen ise harzburjit,
piroksen türü klinopiroksen ise verlit olarak adlandırılır. Kayaç içerisindeki
ortopiroksen ve klinopiroksen türü yüzdesi yakla�ık e�it olan ve % 90-40 arasında
olivin içeren kayaça lerzolit adı verilir. Kayaç tamamen ortopiroksenden olu�uyorsa
ortopiroksenit veya tamamen klinopiroksenden meydana gelmi�se klinopiroksenit
denir. Çok az oranda olivin ço�unlukla piroksen türünden meydana gelmi� kayaca
ise vebsterit denir. Bir di�er anlamda % 40 üzerinde olivin içeren ultramafik
kayaçlara peridotitler, % 40 dan daha az olivinden meydana gelen ultramafik
kayaçlarda piroksenit adı verilir.
Tektonitler, bakiye ultrabazik kayaçlardan olup, magmanın büyüme zonu
altında yükselmesi sırasında katı halde deformasyon geçirmi� kayaçlardır (Coleman,
1971; Juteau, 1975). Tektonit kayaçlar içerisnde yer yer üst mantoya ait parçalar
bulunmakta ve kısmi ergime nedeniyle bazaltik farklıla�ma açısından oldukça kısır
görülmektedir (Juteau, 1975).
Boudier ve ark.(1982), ultramafik tektonitlerin olu�umu esnasında mantoda
meydana gelen deformasyonları iki kısma ayırmı�tır. Bunlar;
a-Birinci tip deformasyon ultramafik tektonitlerin hemen hemen tamamında
hakim olan deformasyon olup 200-400 bar basınçta ve yakla�ık 1000-1200 oCde
mantoda meydana gelen plastik akma sonucu olu�an deformasyondur. Bu
deformasyonlar peridotitlerin katıla�ma sınırına yakın oldu�u ve okyanus ortası
sırtlarda mantonun yukarıya do�ru yükselip her iki tarafa do�ru simetrik bir �ekilde
yayılması esnasında olu�maktadır. Ultramafik tektonitler içerisinde iki tip doku
gözlenmektedir. Bunlardan birincisi kaba taneli porfiroklastik doku olup üst
sevilerde gözlenir. Ultramafik tektonitlerin daha alt seviyelerinde gözlenen ikinci tip
doku ise daha çok taneli granoblastik veya mozayik doku �eklinde kendini gösterir
(Nicolas ve ark., 1980).
b-�kinci tip deformasyon ise tektonitlerin taban seviyelerindeki 1-2 km’lik
kısımda gözlenmektedir. Bu deformasyon, 700-900 oC’de ve 1-2 kbar basınçta
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
64
meydana gelmekte ve oldukça yaygın bir �ekilde milonitle�me ile kendini
göstermektedir.
Çalı�ma alanı içerisinde tektonitler en yaygın kayaç türü olup ço�unlukla
harzburjit ve daha az oranda dunit band ve paketlerinden olu�maktadır.
5.2.3.1.(1).Harzburjit
Harzbujitler çalı�ma alanı içerisinde en yaygın da�ılama sahiptir. Pozantı-
Karsantı Ofiyolitindeki harzburjitler porfiroklastik ve granoblastik olmak üzere iki
farklı dokusal yapıda (Bingöl, 1978; Çakır, 1978; Çataklı, 1978) olmasına ra�men
çalı�ma alanı içerisindeki harzburjiterin tamamı porfiroklastik yapıdadır.
Harzburjitlerin serpantinize yüzeyi sarı-kahve ve ye�ilimsi renkte olup, taze
yüzey rengi ye�ilimsi siyah renklidir (Resim 5.6). Serpantin yüzeylerinde piroksen
kristalleri çıplak gözle ayırt edilebilmektedir (Resim 5.7).
Harzburjitlerin Mineralojik ve Petrografik Özellikleri
Harzburjit kayaçlarında yapılan ince kesitlerin mikroskopta incelemesinde,
% 70-80 olivin, % 15-25 arasında ortopiroksen, % 1-2 klinopiroksen ve % 2-5 kromit
ile de�i�en oranda serpantin minerallerinden meydana geldi�i görülmü�tür.
Olivin
Harzburjitlerin ana bile�en minerali olan olivinler polarizan mikroskopta,
tek nikolde renksiz, çift nikolde sarı, mavi ve eflatun gibi canlı renklerde
deformasyon sonucu di�er minerallere göre daha az elastikiyet göstererek
parçalanarak tane boyları küçülmü�tür (Resim 5.8 ). Olivin, piroksen tane
sınırlarında daha küçük boyutlara ayrılmı� ve bu küçük taneler piroksen tanelerinin
etrafını mikro milonitik zona benzer yapılar ile çevrelemi�lerdir. Kırılmı� olivin
kristalleri piroksen sınırlarını a�ındırmı�tır. Olivin bazı kesitlerde piroksen
mineralleri içerisinde kapanımlar halinde görülür (Resim 5.9).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
65
Ortopiroksen
Ortopiroksenler, parçalanan ve küçük taneli olivin kristalleri ile çevrelenmi�
olan kristalleri, çift nikolde gri-sarı renklerde, tek nikolde renksiz olup e�ilme ve
bükülme yapıları gösterirler (Resim 5.8). Paralel sönme gösteren ortopiroksenler
kayaç içerisinde %15-25 arasında de�i�en oranda hacme sahiptir. Ayrıca dilinimleri
boyunca bastitle�meler görülür
Klinopiroksen
Harzburjit içerisinde birincil mineral olarak en az da�ılıma sahip olan
klinopiroksenler, tek nikolde rensiz, çift nikolde gri tonlarda, e�ik sönme gösterirler
ve ayrıca 3 yönde belirgin dilinimleri vardır (Resim 5.9). Kayaç içerisindeki ortalama
da�ılımları %1-2 civarındadır.
Kromit
Harzburjitler içerisinde 1-9 mm arasında kristal boyutlarında kromitin
varlı�ı % 5 kadar çıkabilmektedir. Kromit kristalleri polarizan mikroskopta, çift
nikolde opak, tek nikolde kırmızımsı turunçu rengiyle karakteristiktir. Kristallerinin
etrafında farklı kalınlıklarda manyetitle�meler oldukça sık görülür Deformasyon
sonuçu parçalanmı� ve iki yönde geli�mi� kırık sistemi vardır ve kırıkların arası
serpantin mineralleri ile doldurulmu�tur. Kristaller oldukça düzensiz bir kristal
boyutu ve yapısına sahiptir. Kristal boyutu büyük olan kristaller oldukça farklı kristal
yapısına sahip olup tamamen birbirinden farklı �ekillerde ve boyutlardadır (Resim
5.10. A-B.). Kristal boyutu küçük olanlar öz�ekilli olup, bir arada olanlarında
çizgisel bir dizilim görülür (Resim 5.11).
Serpantin Mineralleri
Harzburjitlerde yapılan tüm ince kesitlerde serpantinle�me yaygın olarak
görülmektedir. Kesitlerde, serpantin minerallerin da�ılımı kesitler içerisinde %10-40
arasında de�i�mektedir.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
66
Resim 5.6. Harzburjitlerin arazideki görünümü. Ayrı�ım yüzeyleri sarımsı kırmızırenkte, taze yüzeyleri mavimsi siyah renklidir (Koparan Ocakları).
Resim 5.7. Hazburjitlerin ayrı�ma yüzeyi. Beyaz renkli piroksen kristalleri çıplakgözle ayırt edilmektedir.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
67
Resim 5.8.Harzburjitik kayaç içerisinde Olivin, Ortopiroksen ve serpantinmineralleri. (Ol: Olivin, Opx:ortopiroksen, Sp: Serpantin. Pol mik. çift nikol).
Resim 5.9. Harzburjit kayaç içinde ortopiroksen kristali ve kapanım �eklinde veetrafında olivin kristali (Ol: Olivin, Cpx: Klinopiroksen-Polarizanmikroskop, çift nikol).
Cpx
Opx
0 0,2mm
0 0,2mm
Sp
Sp
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
68
-
-
Resim 5.10. Harzburjit içerisinde birbirinden oldukça farklı yapıda, kırık vekenarları boyunca manyetitle�mi� kromit kristalleri (Pol. mik. tek nikol).A-Olivinler içersinde kromit kristali ve kromitin içinde kapanım halindeolivin.B- Olivinler içerisinde tamamen öz�ekilsiz yapıda, kenar ve kırıklarıboyunca manyetitle�mi� kromit kristali.
0 0,2mm
0 0,2mm
A
B
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
69
Resim 5.11. Harzburjit kayaç mikroskop görüntüsü. Kromit taneleri uzun eksenleriboyunca dizilim göstermektedir. Serpantin minerali krizotil ise lifsiyapıdadır. (Polarizan mikroskop tek nikol, Cr: kromit- Sp:serpantin)
5.2.3.1.(2). Dunit
Arazide, harzburjitlerden piroksen kristallerinin % 10 dan az olması ile
ayrılırlar. Ayrı�ım yüzeyleri kırmızımsı-sarımsı renkte, taze yüzeyleri zeytin ye�ili
renkte olup, bandlar, uyumlu veya uyumsuz cepler �eklinde gözlenmektedir.
Bandların kalınlıkları birkaç cm ile birkaç on cm kalınlı�ındadır. Cepler �eklinde
görülen dunitler ise oldukça de�i�ken boyutlara sahip olup, bazen 40-50 m
uzunlu�unda olmasına ra�men yaygın olarak daha küçük boyutlarda görülmektedir.
Tektonit kayaçlar içerisinde bulunan kromit cevheri dı� kısmını dunitler bir zarf gibi
sarmasından dolayı cevher için klavuz kayaç özelli�indedir. Kromit cevherinin dı�ını
saran dunitler ile kromit yata�ının boyutu arasında bir ba�ıntı kurulamamı�tır.
Boyutlarının küçük ölçekli olmasından dolayı 1/25 000 ölçekli jeoloji haritasında
gösterilmesi mümkün olmamı�tır.
Dunitlerde yer yer % 80-85 oranında serpanti�le�meler görülür. Serpantinize
bir dunit, %90-95 olivin, %5-10 ortopiroksen ve tali olarak kromit kristallerinden
0 0,2mm
Sp
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
70
olu�ur. Bazı kesitlerde kromit kristalleri öz�ekilli olarak görülür (Resim 5.12).
Resim 5.12. Dunit kayaç mikroskop görüntüsü. Olivinler mavi, sarı canlı renklerinde,öz�ekilli kromitler ise opaktır. (Cr: kromit. Polarizan mik. çift nikol)
5.2.3.2. Damar Kayaçları
Tektonit harzburjit ve dunitler yer yer farklı kalınlıkta iki tip damarlarla
kesilmi�lerdir (Resim 5.13). Bunlar piroksenit ve gabro bile�imli damarlardır.
Piroksenit damarları genelde KD-GB yönünde dike yakın e�imli olarak
bulunurlar.
Gabro damarları, piroksenitler ile kar�ıla�tırıldıklarında daha ince bir
kalınlı�a sahiptirler. Gri beyaz renkli olup bazen pegmatitik özellik gösterirler .
Her iki damar tipinin de etrafında yakla�ık olarak damarın kalınlı�ı kadar
so�uma izi bulunmaktadır.
5.2.3.3. Kümülat Kayaçlar
Çalı�ma alanının kuzey do�u bölgesinde çok az bir alanda mostraları
bulunan kümülat kayaçları piroksenitik kümülat ve gabroyik kayaçlardan
olu�maktadır.
0 0,2mm
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
71
Resim 5.13. Harzburjitleri kesen damar kayaçları
A
B
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
72
Arazideki görünümleri pegmatitik özellikte ye�ilimsi gümü� renginde
tabakalı bir yapıda olan piroksenitik kümülatlar, makro olarak orta ve ince taneli
özelliktedir.
Tektonik olarak piroksenitik kümülatlar üzerine gelen gabroyik kümülatlar
çalı�ma alanı içerisinde oldukça az mostrası bulunmaktadır. Tabakalı yapıda olan
gabroyik kümülatlar birkaç cm kalınlı�ında vebsterit tabakaları üzerine oturmu�
durumdadır.
5.2.3.4. Dolerit-Diyabaz Daykları
Arazide di�er ofiyolitik kayaçlardan a�ınma dirençlerine ba�lı olarak daha
yüksek mostra vermeleri ile kolayca gözlenebilmektedir (Resim 5.14). Çok belirgin
olmamakla birlikte daykların KD-GB yönünde bir yönelimleri vardır. Kalınlıkları yer
yer 25-30 m ye çıkabilmektedir. Kalın olan dayklar da, daykın çevresindeki kayaçları
bir miktar metamorfizma etti�i gözlenmi�tir ve daykın dı� kesiminden merkezine
do�ru bir kristal büyümesi gözlenebilmektedir.
5.2.3.5. Radyoloritler
Ofiyolitik kayaçların derin deniz sedimanter kayaçı olan radyoloritler,
çalı�ma alanı içerisinde; kırmızı rengi, kendi içinde kıvrımlanarak olu�turdu�u
antiklinal ve senklinal yapıları ve di�er ofiyolitik kayaçlara göre daha yumu�ak
morfolojileri ile karakteristiktir (Resim 5.15). Radyolaritlerin içerisinde band ve
mercek �eklinde nabit bakır içeren cevherle�meler bulunmaktadır.
5.2.3.6. Alüvyon
Çalı�ma alanının içerisindeki vadilerde ve çukur alanlarda kötü boylanmı�
alüvyonlar bulunmaktadır. Özellikle ofiyolit-kireçta�ı bindirme sınırını olu�turan
çalı�ma alanı kuzeyindeki vadilerde kireçta�larından kopmu� ve vadileri dolduran
blok boyutuna varan alüvyonlar yaygın olarak görülür.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
73
Resim 5.14. Harzburjitleri kesen dolerit diyabaz dayklarının arazı görünümü.
Resim 5.15. Radyoloritik kayaçların arazi genel görünümü (Mazmılı Yayla güneyi).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
74
5.3. Cevherle�meler
Çalı�ma alanı içerisindeki cevherle�meyi dunitik kılıfla harzburjiler
içerisindeki podiform kromitler ile ofiyolitlerin derin sedimanter kayaçı olan
radyolaritler içerisindeki nabit bakır cevherle�mesi olu�turmaktadır.
5.3.1. Kromit Cevherle�mesi
Çalı�ma alanı içerisinde kromit cevherlerin tamamına yakın bölümü
podiform tipte yataklanmı� olup çok düzensiz ve küçük rezervli yataklardır.
Podiform tipte yataklanan kromit cevherin yanında küçük ölçekte
mostralarda bantlı tip cevherle�melerde görülür, fakat yanal devamlılıkları oldukça
sınırlıdır. Kromit cevheri; mercek, kama veya filon �eklinde masif, sacınımlı, bantlı
ve nodüler tiptedir.
Kromit cevheri ile cevherin içerisinde bulundu�u harzburjitler arasındaki
kontakt ilksel veya tektonik konumlu olup, tektonik dokanaklarda, cevher ile
harzburjitler arasında bre�le�mi� bir geçi� zonu bulunmaktadır. �lksel konumlu
kontaklarda cevher kütlesinin genel konumu ile harzburjitlerin konumu uyumlu, yarı
uyumlu ve uyumsuzdur. Tektonizmanın yo�un oldu�u bölgelerde cevher kütlelerinde
parçalanarak kopmalar ve deformasyonlar meydana gelmi�tir (Resim 5.16).
�nceleme alanı içerisindeki ocak ve mostralarda; masif, saçınımlı, nodüler
ve bantlı tip kromit cevherler oldukça düzensiz da�ılıma sahiptir. Kromit ocak veya
mostralarında belirtilen cevher tiplerinin hepsini birlikte görmek oldukça güçtür.
Ocak veya mostranın tabanında ba�layan bir cevher tipi daha sonra geçi�li veya
tedrici olarak ba�ka bir tip cevherle�meye geçebilmektedir. Bu geçi�in sebebi, büyük
bir kısmı magma odasında kromit çökelmesi sırasında hüküm süren fiziko-kimyasal
ko�ulların de�i�mesinden kaynaklanırken, bir kısmı da ofiyolitik masiflerin kıta
üzerine bindirmesi sırasında ve bindirmeden sonraki tektonik olaylardan
kaynaklanmı�tır (Anıl, 1990).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
75
Resim 5.16.Tektonizmanın sonucu kromit cevherinde görülen sucuklu (Budinaj) yapı(Gökziyaret Tepe güneyi).
5. 3.1.1. Masif-Kompakt Kromitler
Masif tip kromit cevheri, en yaygın cevher tipidir. Mercek veya filon
�eklinde cevherle�en masif kromitlerde merceklerin ve filonların boyutları oldukça
de�i�kendir. Mercek ve filonların uzun eksenleri birkaç 10’cm den (Resim 17 A-B,
mercek yapısında masif kromit) ba�layarak 70-80 m boyutuna ula�abilmektedir
(Koparan Oca�ı). Kromit merceklerinin etrafı farklı kalınlıkta dunitik ku�ak ile
çevrilidir (Resim 17. C-D ). Arazide küçük ölçekli merceklerde yapılan makro
gözlemlerde kromit merce�inin merkezi kesimlerinde, kromit kristalleri kenar
kısımlara göre daha iri kristallerden meydana gelmi�tir ve merce�in merkezinden
uzakla�tıkça kristal boyutlarında gözle görülür bir küçülme görülür. Bazı mostra ve
el örneklerinde kromit merce�inin merkezi kesimleri daha dü�ük tenörlü masif
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
76
Resim 5.17. Masif kromit cevheri arazi ve el örneklerindeki resimleri.
A
B
C D
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
77
cevher ve sacınımlı cevher ile ku�atılmı�tır. Masif kromit cevherlerinin merkezi
kısımlarında, kromit kristalleri hacimsel olarak % 90-95’e ula�abilmekte ve makro
olarak kristaller ayırt edilebilmektedir.
Masif kromit cevherinde makroskopik olarak iki tür yapısal doku görülür;
* Tektonizmanın çok az oldu�u mostra ve ocaklarda, kromit cevherini
olu�turan kristaller ile bunların arasını dolduran olivinlerin arasındaki dokanak
ili�kisi ilksel yapıdadır (Resim 5.18 ).
* Tektonizmanın yo�un olarak görüldü�ü bölgelerdeki ocak ve mostralarda,
kromit kristallerinde ve serpantinize olivinler ilksel konumlarını kaybederek,
içerisinde bulundukları merçek veya filonun genel uzanım do�rultusunda uzama ve
gerilmeler görülür (Resim 5.19 ).
5.3.1.2. Saçınımlı (Dissemine) Kromitler
Saçınımlı kromit cevher, masif cevherden sonra en yaygın da�ılıma sahip
cevher tipi olup, tüm ocak ve mostralarda görülür. Yan kayaç dunite göre daha fazla,
masif cevhere göre ise çok az kromit cevheri bulundurur. Sacınımlı cevher tipi
kromit merce�inin etrafını ku�atır konumda veya kromit merce�inden ba�ımsız
cevher olarak dunitler içerisinde görülürler. Kromit merce�inin etrafındaki sacınımlı
kromit cevheri ile merce�inin büyüklü�ü arasında bir ba�ıntı kurulamamı�tır.
Merce�in boyutu ister 5-10 cm olsun (Resim 5. 20. A) veya daha büyük olsun her iki
tipte de saçınımlı kromitler görülebilmektedir. Bazı örneklerde kromit kristallerin de
yönelim görülebilmektedir (Resim 5. 20. B)
Saçınımlı kromit cevherleri makroskopik kristal boyutları bakımından iki
farklı yapıdadır;
* Nispeten küçük kristal boyutlu saçınım cevher; kromit kristalleri 0.1-0.5
mm arası kristallerinden olu�ur ve kristallerin birbiriyle dokanakları yoktur.
Ortalama % 10-15 kromit cevheri içermektedir (Resim 5.20. C ).
* Nispeten büyük kristal boyutlu saçınımlı cevher; kromit kristalleri, 0.5 1
mm arasında ve kristallerin yakla�ık % 50’ si birbiriyle dokanak ili�kilidir. Ortalama
% 20-25 cevher içermektedir.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
78
Resim 5.18. Deformasyona izi görülmeyen masif kromit cevheri
Resim 5.19 Deformasyon sonucu dunitik matriks kromit cevheri içerisinde belirginbir yönelim kazanmı�tır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
79
Resim 5. 20. Saçınımlı kromit cevher örnekleri.
A
B
C
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
80
5.3.1.3. Nodüler Kromit
�nceleme alanı içerisinde nodüler kromit, yaygın olarak Gavurgeri Tepe batı
ve kuzey bölgesindeki ocak ve mostralarda görülür. Nodüler kromiti olu�turan
nodüler; yuvarlak, elipsoidal veya kö�eli �ekilde dunitik matriks içerisindedir
Nodüllerin uzun eksenleri 5-35 mm arasında de�i�mektedir (Resim 5. 21-A-F).
Nodüler kromit cevheri nodüllerin �ekli yönünde iki farklı tiptedir.
* Birinci tip, nodüller yakla�ık e� boyutlu olup, elipsoidal veya yuvarla�ımsı
yapıdadır (Resim 5.21 A. ).
* �kinci tip, nodüller e�boyutsuz, ve yer yer kö�eli nodüller içeren cevher
tipidir (Resim 5.21. B-C.).
Her iki gruba ait nodüllerin uzun eksenleri yata�ın genel uzanım yönüne
paraleldir (Resim 5. 21. D.)
Nodüllerin içerisindeki kromit cevheri iki farklı yapıdadır.
* Masif yapıda; kromit kristalleri masif cevher yapısında olup kristaller
birbiriyle kenetlidir ve matriks içermezler (Resim 5. 21.A).
*Nodüller masif yapıda olmayıp, yakla�ık olarak % 15-20 arasında
serpantinize dunitik matriks içermektedir (Resim 5.21. E).
Nodüler tip kromit cevherinin sadece podiform tip kromitlerde görülmesi,
staritiform ve podiform tip yatakların en ayırtman özelli�idir (Thayer, 1969).
Nodüllerin olu�umu, kromitçe zengin nodüllerin tekrar magma içerisine
karı�madan ve olivince zengin bandlar içinde zamanla sertle�erek, u�radı�ı tektonik
olayların �iddetine göre de �ekilleri bozulabilmektedir. Yüksek sıcaklıkta ve hızlı
kristalle�meler sırasında nodüllerin içinde dantritik yapılar geli�ebilmektedir
(Dickey, 1975).
5.3.1.4. Bantlı Kromit
Çalı�ma alanı içerisinde en az da�ılıma sahip cevher tipidir. Bantlı
kromitler, kalınlıkları 0.5-20 cm arasında de�i�en cevherli seviyeler ile dunitlerin
ardalanmasından meydana gelmektedir. Bant kalınlıkları oldukça de�i�ken olan bu
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
81
cevher tipinde, bantların kromit içerikleri oldukça de�i�kendir. Masif karakterli bir
bantdan sonra saçınımlı bir bant onu takip edebilmektedir (Resim 5. 22). Yada iki
farklı kromit seviyeleri pe�pe�e birbirini izleyebilmektedir. Bantlı tip kromitlerdeki,
kromitlerçe daha cevher içeren seviyeler bile dunitlerin ortalama kromit
içeriklerinden fazla kromit bulundururlar. Kromit bantları içerisinde dunit blokları ve
kromitleri kesen damarlar içermektedir (Resim 5.23. ).
Kromit içerisinde dunit blokları bunların aynı anda ve oldukça hızlı
kristalle�tiklerini gösteriri (Leblanc, 1980).
Bantlı kromitler, ultrabazik bir magmadan itibaren yan konveksiyon
akımlarının etkili olmadı�ı bir ortamda, kromit ve olivin kristallerinin magmatik
sedimantasyonla üst üstte birikmesiyle olu�maktadır. Segragasyon sırasında kromitin
doygun hale ula�tı�ı sırada zengin cevher bantları, doygunluk sınırında ise olivinin
hakim oldu�u steril bantlar olu�maktadır (Anıl, 1990).
5.3.1.5. Karı�ık Cevher
Masif, sacınımlı, noduler ve bantlı tip kromit cevherlerin yanında karı�ık
tipte cevherle�meler de çalı�ma alanı içerisinde mostra ve ocaklarda görülmektedir.
Karı�ık tip cevher olarak , en az iki tip cevherin bir araya gelen ve cevher tiplerinin
her oranda bulunabildi�i cevher tipidir.
5.3.2. Kromit Yatakları (Ocakları)
Çalı�ma alanı içerisinde kromit yata�ı olarak
Koparan,
Ortaseki (Yeniyayla I),
Mahmut (Yeniyayla II),
Çemberatan ve
Hakverdi (Gavurgeri) ocakları bulunmaktadır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
82
Resim 5. 21. Nodüler kromit cevher örnekleri.
0 1 cm0 1 cm
0 1 cm0 1 cm
0 1 cm
A B
C
E F
D
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
83
Resim 5. 22. Bantı tip kromit cevherlerinde masif yapıda bir bantdan sonra bunutakip eden sacınmlı bantın gelmesi.
Resim 5.23. Bantlı tip kromit cevherinde dunit blok ve damarı.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
84
5.3.2.1. Koparan Ocakları
Koparan Da� bölgesinde Gavurgeri Tepe (2727) ve eteklerinde önceki
yıllarda daha ziyade mostra madencili�i esasına dayalı olarak çalı�an küçük ocaklar
ve Ana Koparan oca�ı bölgedeki Koparan Ocakları olarak bilinmektedir. Buradaki
mostra madencilik esasına göre yapılan küçük ocaklar co�rafik zorluklardan dolayı
terk edilmi�tir. Ana Koparan Oca�ı 1949 yılında Gavurgeri Tepedeki filon �eklinde
iki adet kromit mostrasının i�letilmesi ile ba�lanmı� sonraki yıllarda yer altı
i�lemecili�i yapılarak devam etmi�tir. Cevher üretimi geçen süre içerisinde aralıklı
çalı�malarla yakla�ık 30-35 bin ton kromit cevheri çıkartılmı�tır (Maden Müh., Ali
Kara sözlü görü�me, Çeltik Madencilik). Koparan oca�ı yeri ve konumu tespit
edilmi� olan dört adet mercekten olu�maktadır (�ekil. 5.2.). Bu merceklere 2430
(resim 5.24) ve 2490 m kotlu K-G yönünde ve 2480 m kotlu KB-GD yönünde
açılmı� üç adet galeri ile imtiyaz sahibi �irket tarafından i�letme planı
olu�turulmu�tur. Mercekler yakla�ık 75-80O KB ya dalımlı olup ilgili �irket
tarafından yapılan sondajlarda merce�in uzun ekseninin 75-100 m civarında oldu�u
tahmin edilmektedir. 1 nolu merce�e ait kesit �ekil 5.3.’de görülmektedir.
Koparan oca�ında ana cevher tipi masif yapıda olup maden i�letmecileri
arasında takoz olarak nitelendirilmektedir. Mostralarda özellikle Gavurgeri Tepe batı
bölgesinde nodüler ve saçınımlı cevhere rastlanmı�tır.
5.3.2.2. Ortaseki (Yeniyayla I) Oca�ı
Tozlu Tepe KB’sında derin bir vadi içerisinde bulunan Ortaseki Oca�ı
bölgenin kromit cevheri üretimi bakımından en zengin oca�ı olmasına ra�men son 10
yıl içerisinde ruhsat sahibi �irket politikasından dolayı üretim yapılmamı�tır. Bu ocak
1955 yılında mostralardaki cevher üretimi ile ba�lanmı� daha sonraki yıllarda yer altı
üretimine geçilmi�tir. Çalı�tırılan süreler içersinde, önemli bir bölümü masif yapıda
olmak üzere, yakla�ık olarak toplam 100 bin ton kromit cevher üretimi yapılmı�tır
(Maden Müh., Ali Kara sözlü görü�me, Çeltik Madencilik ).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
85
�ekil 5.2. Koparan Oca�ı maden haritası.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
86
�ekil. 5.3. Koparan oca�ı 1 nolu merce�e ait A-A′ kesiti
Resim. 5.24. Gavurgeri Tepe de bulunan Koparan Oca�ı genel görünümü (Kuzeyebakı�).
2384m
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
87
5.3.2.3. Mahmut (Yeniyayla II) Oca�ı
Tozlu Tepe KD’sun da yer alan ocakta açık i�letme ve yer altı üretimi
birlikte yapılmaktadır. Ocak içerisinde üç adeti yüzeyde mostrası bulunan
merceklerde açık i�letme ve iki adet yüzeyde mostrası bulunmayan mercekte yer altı
üretimi yapılmaktadır (�ekil 5.4.). 2 nolu mercek K45D yönünde sol yönlü do�rultu
atımlı bir fay ile mercek ikiye bölünmü�tür. 5 nolu mercek ise yakla�ık KG
do�rultulu sa� yönlü bir fay ile bölünmü�tür. 4 nolu mercek açık i�letme metodu ile
i�letilmi�tir. 1 ve 3 nolu mercekler i�letme yapan �irket tarafından yapılan maden
sondajları sonucu yeri tespit edilmi� ve 1648 kotunda giri� yapılan galeri cevhere
ula�ılmı�tır. Mahmut Oca�ındaki mercekler masif yapıda olup merceklerin etrafı
daha dü�ük tenörlü sacınımlı cevher ile ku�atılmı�tır. 1 ve 2 nolu merce�in arasında
40 cm kalınlı�ında harzburjit kayaçları kesen gabro damar kayacı bulunmaktadır
(Resim. 5.25.).
5.3.2.3. Çemberatan Oca�ı
Çalı�ma alanı güneyinde Çemberatan bölgesinde bulunan Çemberatan oca�ı
1990’lı yılların ba�ında krom fiyatların yükseldi�i dönemde açılmı� ve daha sonra
terk edilmi�tir. Ocak D-B yönünde tahminen 50-60 m giri�i çökmü� olarak bulunan
galeri ile harzburjitler içerisindedir. Mostralarında sacınımlı, nodüler ve nodüllerin
bir araya olu�turdukları bantlı cevher tipleri bulunmaktadır.
5.3.2.4. Hakverdi Ocakları
Hakverdi Ocakları, Koparan Da� Batı kesiminde 1990’lı yılların ba�ında
açılmı� ve daha sonra terk edilmi�tir. Ocaklarda 11 adet D-B yönünde açılmı�
a�ızları kapatılmı� veya çökertilmi� halde galeri bulunmaktadır. Nodüler cevher ve
masif yapıda cevherin bir araya gelmesi ile olu�mu� karı�ık cevher tipine sık olarak
rastlanmaktadır (Resim 5.26).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
88
�ekil 5.4.Mahmut Oca�ı maden haritası.
Resim 5.25. Mahmut oca�ı harzburjitleri kesen yakla�ık 40 cm kalınlı�ında gabrodamar kayacı.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
89
Resim 5.26. Koparan da� batı kesiminde yer alan Hakverdi Ocak mostralarındanodüler cevher ve masif yapıdan olu�an karı�ık tip kromit cevheri.
5.3.3. Kromit Cevheri Mikroskop Çalı�ması
Hazırlanan masif, saçınımlı, nodüler ve bantlı kromit cevher örneklerinin
parlak kesitlerinde elektron ve klasik cevher mikroskopunda mineralojik incelemeler
yapılmı�tır. Kesitlerde cevheri olu�turan kromit kristalleri ile birlikte bulunan nikel,
nikel-sülfür, ala�ımlar, nabit gümü� ve kromitlerin dönü�üm mineralleri olan stiktit
ve manyetit mineralleri gözlenmi�tir.
5.3.3.1. Kromit (FeCr2O4)
Masif cevher, bantlı masif ve iç yapısı masif yapıda olan noduler
cevherlerde kromit kristallerinin tamamına yakını yarı öz�ekilli ve öz�ekilsiz yapıda
oldu�u ve çok az bir oranın ise öz �ekilli kristal yapısında oldu�u görülmü�tür
(Resim 5.27. A) Nispeten küçük boyutlu kristallerden olu�an saçınımlı cevher ise
daha çok öz�ekilli kristal yapısındadır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
90
*�ncelenen tüm kesitlerde kromit kristallerinde yo�un deformasyonlar
sonucu kristaller kataklastik özellik kazanmı� olup ilksel yapıda korunmu� kromit
kristaline rastlanmamı�tır ve bundan dolayı kristallerin kesin sınırları ayırt etmek
oldukça güçtür (Resim5. 27 B).
* Masif yapıda (masif, masif yapılı nodüler veya masif yapılı bantlı cevher)
olan kesitlerde kristaller birbiriyle olan dokanakları genelde kesitlerde kenetli
konumdadır (Resim 5. 27. C).
* Kristaller genelde iki yönde birbirine parelel geli�mi� kırık sistemine
sahiptir. Bu iki kırık sistemine ço�u zaman dik yönde geli�mi� ikinci bir kırık
sistemi vardır. Kırık sistemleri arasında kayma düzlemleri olu�mu� ve kromit
parçaları küçük bloklara ayrılarak çek-ayır (pull-apart) yapıları olu�mu�tur
(Resim 5. 27. D-E).
*Kristaller içerisinde kayaç yapıcı silikat mineralleri sık olarak
görülmektedir. Görülen bu silikat minerallerinin, kromitin içerisinde yataklandı�ı
dunitten yapılan ince kesitlerde bunların olivin oldu�u, daha sonra serpantin
minerallerine dönü�tü�ü gözlenmi�tir. Parlak kesitlerde görülen bu serpantinle�mi�
olivinlerin hem yuvarla�ımsı damlalar �eklinde hem de kaba kö�eli �ekillerden
olu�mu� olup boyutları oldukça düzensiz yapıdadır. Ayrıca içerisinde bulundu�u
kromit kristalinin boyutu ile silikat minerallerinin boyutu arasında bir ili�ki
kurulamamı�tır (Resim.5.27. A-F).
5.3.3.2. Pentlantit [[[[(Fe, Ni)9 S8]]]]
Birincil sülfür minerali olan pentlantit, küçük kristaller �eklinde kromit
kristalleri ve matriks içerisinde bulunur. Di�er nikel minerallerinden açık beyaz
rengiyle ve anizotrop olması ile ayırt edilir. Tane boyutları ortama 5-10 µm
boyutundadır (Resim 5.28).
5.3.3.3. Manyetit (Fe3O4)
Yapılan kesitlerde kromitten sonra en yaygın da�ılıma sahip olan
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
91
0
Resim 5.27. Kromit cevheri parlak kesitleri elektron ve maden mikroskop resimleri(Cr: kromit, Ol: Olivin).
A B
C D
E F
Cr
Ol
Cr Cr
Cr
Cr
Ol
Cr
0 0,1mm 0 0,1mm
0 0,1mm
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
92
manyetittir. Manyetit, kromit kristallerinin etrafında bunları sarar konumdadır. Dunit
kayaç örneklerinde yapılan ince kesitlerde kromit’in etrafındaki manyetit
mineralle�mesi daha belirgin olarak görülmektedir (Resim 5.11. B-C ).
Manyetitle�me, iki �ekilde meydana gelmi�tir. Birincisi; olivinlerin
serpantinle�mesi sonucu açı�a çıkan FeO’in kromit kristallerinin arasında meydana
gelmi�tir. Bu �ekilde olu�an manyetit, bazı kesitlerde martitle�erek hematite
dönü�mü�tür. �kincisi ise; kromit kristallerinin kenar ve kırıkları boyunca altare
olarak açı�a çıkan FeO daha sonra manyetite dönü�mü�tür.
Serpantinle�me sırasında ortamda bulunan Fe+3 de�erli katyonların bir
bölümü lizardit, klorit ve antigoritn yapısında toplanır, fakat önemli bir bölümü
manyetiti olu�turur (Hanley, 1996).
Serpantinle�me olayların hüküm sürdü�ü �artlarda kromit kristalleri Fe
bakımından zenginle�irken, Al ve Mg ortamdan uzakla�ır ve manyetit kromitin
etrafında onu saran ku�ak �eklinde meydana gelir (Leblanc ve Nicolas, 1992).
5.3.3.4. Millerit (NiS)
Çok küçük, taneler ve çubuklar �eklinde kromit kristalleri içerisinde ve
martiks mineralleri içerisinde gözlenmi�tir. Di�er nikel minerallerinden anizotrop
olması, �ekillerinin çubuk ve i�nemsi ve olması ile ayrılır. Bazı kesitlerde millerit
mineralleri eksenleri aydı do�rultuda 2-3 mineral birbirini takip eder konumludur
(Resim 5.29). Mineral kimyası olarak bir adet millerit mineralinde analiz yapılmı�tır.
5.3.3.5. Avaruit (Awaruite) (Ni2Fe-Ni3Fe)
Avaruit, kromit kristalleri parlak kesitlerin maden mikroskopu
incelenmesinde di�er nikel minerallerinden yüksek iç yansıması ile ayrılır. Kromit
parlak kesitlerinde üç adet avaruit minerali analizi yapılmı�tır. Elektron
mikroskopunda çekilen resimlerde kristallerin yüzeylerinin homojen bir yapıya sahip
olmadıkları görülmü�tür. Kristal boyutu oldukça de�i�ken olup, elektron mikroskop
incelemelerinde 10-50 µm arasında oldu�u görülür (Resim 5.30 A-B).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
93
Resim 5.28. Kromit kristalleri içerisinde pentlandit minerali
Resim.5.29. Kromit kristali içerisinde uzun eksenleri aynı do�rultuda milleritmineralleri.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
94
-
-
Resim 5.30 Kromit cevheri parlak kesitlerinde avaruit mineraline ait elektronmikroskop resimleri. A-Masif görünümlü avaruit minerali. B.-Kromitkristalinin kenarında olu�mu� öz �ekilsiz avaruit minerali.
A
B
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
95
5.3.3.6. Nabit Gümü� (Ag) Kristalle�mesi
Nabit gümü�, çalı�ma alanı içerisinde kromit cevherinde yapılan parlak
kesitlerde, cevher mikroskopunda kuvvetli aniztrop özelli�inde ve 10-20 µm boyut
aralı�ında de�i�en kümemsi yapıda kristallerden olu�maktadır. Mineral kimyası
analizlerinde yapılan be� adet analiz sonuçunda nabit gümü� kristallerinin %96.839-
98.821 Ag elementi içerdi�i görülmü�tür (Bölüm 5.7.4). Kristal kümeleri; kromit
minerallerinin kenarlarında, tektonizma sonucu meydana gelmi� kırık ve
çatlaklardaki çek-ayır (pull-apart) bo�luklarında ve aynı zamanda serpantinize
matriks içerisinde görülür. Bo�luklarda görülen nabit gümü� kristalleri içerisinde
bulundukları bo�lukları tamamen doldurmazlar, bunlar muhtemelen bo�lukları tam
olarak doldurmu�lardır fakat parlak kesitlerin yapımı a�amasında bu küçük
kristallerin bir kısmı ortamdan uzakla�mı�tır. Elektron mikroskop görüntülerinde
kristallerin kısa eksenlerinin ortalama 1-2 µm uzun eksenlerinin ise 10 µm kadar
çıkmaktadır. Elektron mikroskopunda yapılan çalı�mada bunların her zaman
kümemsi yapıda oldu�u görülmü� olup, tek ba�ına bir kristal tespit edilememi�tir.
(Resim 31).
5.3.3.7. Cu-Zn Ala�ımı
Parlak kesit incelemelerinde ayırt edilmesi pek mümkün olmayan fakat
elektron mikroskobunda ve mineral kimyası analizlerinde varlı�ı tespit edilen Cu-Zn
ala�ımları kesitlerde nadir olarak görülmektedir. Kromit kristallerinin kenarlarında
beyaz renkli ve yüksek anizotrop özelli�inde, ince sıvanımlar �eklindedirler (Resim
5.32). Bu ala�ımların belirli bir sistematik yapı ta�ımadıkları görülmü�tür.
5.3.3.8. Stiktit (Stichtite) [Mg6Cr2(OH)16CO34H2O]
Genelde ofiyolitlerin Cr’ca zengin serpatinle�mi� kayaçları içinde bulunan
stiktit minerali, pyorarit [Mg6R2(OH)16CO34H2O, R3+=Fe, Cr] (pyroaurite) grubu
mineralinden Mg ve Cr içeren sulu karbonat-hidroksit’tir. Manyetit’den sonra olu�ur.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
96
Resim 5.31 Kromit cevheri parlak kesitlerinde kromit kristalleri ve matriks içerisindenabit gümü� kristal kümeleri (Cr: Kromit, Ag: Nabit Gümü�).
A-Matriks içerisinde gümü� kristal kümeleri (cevher mikroskopu).B-Kromit kristali içerisinde gümü� kristal kümeleri (cevher mikroskopu).C-D-E-F-Farkı boyut ve yapıdaki gümü� kristal kümelerinin yakın plan
görünümü (elektron mikroskop).
Cr
Ag Cr
Ag
AgAg
A B
C D
E F
AgAg
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
97
Resim 5.32. Kromit parlak kesitinde kromit kristali kenarında Cu-Zn ala�ımları(elektron mikroskop).
ve bu mineralin olu�ması için, önemli miktarda akı�kan maddenin hem H2O ve CO2
olarak ayrılması ve hem de buhar fazında karı�ması gerekmektedir. Ortamdaki
serpantinle�me olaylarından etkilenmez (Ashwal ve Cairncross, 1997).
Serpantinle�me sırasında yüksek Al’lu kromit [55-60<Cr=100XCr/(Cr+Al)]
kristalleri bozu�maya u�rayarak klorit veya/ve manyetit olu�turur, fakat dü�ük Al’lu
[55-60>Cr=100XCr/(Cr+Al)] kromitlerde ise manyetit olu�turur klorit olu�turmazlar
(Pinset ve Hirst, 1977., Whittaker ve Watkinson, 1984, Hanley, 1996).
Tektonizma sonucu kataklastik yapı gösteren kromit parlak kesitlerinde
kristallerinin kenarları kırık ve çatlaklarında psödomorf yapıda stiktit mineralle�mesi
görülür. Stiktit mineralle�mesin görüldü�ü kesitlerde, kromit kristal parçaları relikt
yapıdadır. Stiktit olu�umu yer yer kromit kristallerinin etrafında 0.5 mm’ye
çıkabilmesine, ra�men genelde 25-30 µm arasındadır (Resim 5.32). Yapılan 5 adet
kromit cevheri XR-D analizlerin 4 adetinde 5 ayrı noktada 2 theta (θ) de�eri elde
edilmi�tir.
Barnes (2000), tarafından Do�u Avusturya’daki kromitlerde yaptı�ı
ara�tırmada, kromitlerin dü�ük ye�il �ist fasiyesinde metamorfizması sonucu stiktit’e
dönü�tü�ünü belirtmektedir.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
98
Resim 5.33. Tektonizma sonucu parçalanarak küçük taneler ayrılan kromit kristalleriiçerisinde ve kenarlarında tanelerinin bozu�ması ile olu�an stiktit minerali(Saçınımlı kromit, cevher mikroskopu)
5.3.4 Bakır Cevherle�mesi
Çalı�ma alanı içerisinde ofiyolitik kayaçların üzerinde bulunan, derin deniz
sedimanter kayacı olan kırmızı renkli radyolaritler içerisinde bakır cevherle�mesi
bulunmaktadır (Resim 5.34. A). Bakır cevherle�mesi, radyoloritik kayaçların tabakalı
yapısı ile uyumlu olarak süreksiz bant ve mercekler �eklindedir. Mostralarda
bantların uzunlukları 10 m’yi, kalınlıkları ortalama 30-40 cm’yi ve merceklerin uzun
eksenleri 1.5-2m’yi ve kısa eksenleri ise 50-70 cm’ yi bulmaktadır. Mercek �eklinde
cevherle�mede, bir çok mercek birbirini takip edebilmekte ve merceklerin uzun
eksenlerinde çizgisel bir yapı bulunmaktadır. Bantların do�rultuları ile merceklerin
uzun eksenleri birbirine paraleldir. Bantların ve merceklerin dı� kesimleri,
radyolaritlerden beyaza çalan grimsi rengi ile ayrılmakta ve iç kesimleri siyah-kahve
rengi arasında olup nabit bakır cevheri çıplak gözle görülebilmektedir (Resim 5. 34
B). Bezeda� güneyinde vadi içerisindeki kayaç parçaları arasında, 15X3 cm ebadında
masif yapıda bakır kütlesi bulunmu�tur (Resim 5.34. C). Bu masif yapıdaki bakır
kütlesi, dı� yüzeyi oksitlenerek ye�ilimsi renkte olup, kesme sonucu görülen iç rengi
tipik bakır kırmızısı renkte ve tamamen nabit bakırdan olu�maktadır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
99
Resim 5.34. Bakır cevheri mostra ve el örnek resimleri.A- Radyoloritlerle uyumlu olarak bant ve mercek �eklinde bakırcevherle�mesi .
B-Kayaç içerisinde bakır kırmızısı renginde ve 2-3 mm boyutlarında nabitbakır taneleri.C-Arazide alüvyon kayaçlar içerisinde bulunan bakır kütlesi.
B
C
A
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
100
5.4. Kromit Cevheri XR-D Analizleri
Çalı�ma alanı içerisinde alınan kromit cevher örneklerinde, cevher
numunelerin içerdi�i minerallerin belirlenmesi amacıyla, 5 adet örnekte
XR-D analizleri yapılmı�tır (�ekil.5.5, 5.6, 5.7, 5.8, 5.9). XR-D analizleri sunucunda
elde edilen 2 θ de�erleri, ICPDS (Internatial Centre For Diffraction Data)’nın 2θ
de�erleri ile kar�ıla�tırılarak örnek içerisinde bulunan mineraller tespit edilmi�tir.
Analiz sonuçlarında tespit edilen minerallerin tamamı tablo 5.1.de görülmektedir
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
101
�ekil.5 5. Saçınımlı cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1–1 nolu örnek)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
102
�ekil 5.6. Masif cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 2 nolu örnek)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
103
�ekil 5.7. Masif cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 3 nolu örnek)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
104
�ekil 5.8. Nodüler cevher örne�ine ait XR Difraktogramı (Tablo 5.1.- 4 nolu örnek)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
105
�ekil 5.9.Saçınımlı cevher örne�ine ait XR-Difraktogramı (Tablo 5.1.- 5 nolu örnek)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
106
Tablo 5.1. Kromit cevherlerinden yapılan XR-D analiz sonuçunda tespit edilen 2θ
de�erleri ve bunlara kar�ılık gelen mineraller.Analiz Numarası
2 θ 1 2 3 4 51 1.46 Kr Kr2 1.54 Kl4 1.59 Kr Kr5 1.60 Kr Kr Kr6 1.69 Kr Kr7 1.70 Kr8 1.75 Kl-F-Av9 2.03 Ag-Av10 2.07 Kr-Kl Kl-Kr Kr-Kl11 2.08 Kr-Kl12 2.26 F13 2.37 Ag - F14 2.39 Kr15 2.45 F-Kl16 2.46 Kl-F17 2.49 Kr18 2.50 Kr Kr19 2.51 Kr20 2.52 Kr21 2.76 F-Ml22 2.77 Ml-F23 2.93 Ml-Kr Kr24 2.94 Ml-Kr M-Kr25 2.95 Kr26 3.00 F27 3.65 Kl Kl28 3.66 Kl29 3.68 Kl Kl30 3.88 F31 3.89 F32 3.92 St33 4.78 Ml34 4.79 Ml-Kr35 4.80 Kr Ml-Kr Ml-Kr36 5.10 F37 5.11 F38 7.29 Kl Kl39 7.30 Kl40 7.33 Kl Kl41 7.37 Kl42 7.76 St St
1.Sacınımlı cevher- (�stanbul Ün. Jeo. Bl. Lab)2.Masif cevher (�stanbul. Ün. Jeo. Bl. Lab).3.Masif cevher (�stanbul Ün. Jeo. Bl. Lab)4.Nodüler cevher (TÜB�TAK-MAM. Lab)5.Sacınımlı cevher (TÜB�TAK-MAM. Lab)
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
107
Tablo 5.1’in devamıAg : Nabit Gümü� AgKr :Kromit: :FeCr2O3
Ml :Millerit :NiSAv :Avaruit :Ni2Fe-Ni3Fe:F :Forsterit :Mg2SiO4
Kl :Klinokrizotil :Mg3Si2O5(OH)4
St :Stiktit :[Mg6Cr2(OH)16CO34H2O]
5.5. Kromit Cevheri XRF Analizleri
�nceleme alanı içersindeki ocak ve mostralardan alınan masif, nodüler,
saçınımlı ve bantlı kromit cevherinden hazırlanan 10 adet örnek de XRF (X Ray
Fluorencence) analizleri yarı kantitatif (semi quantitative) yöntem ile yapılmı�tır.
XRF analiz sonuçu cevherin içerdi�i ana oksit ve iz element da�ılımları Tablo 5.2.de
görülmektedir.
Tablo 5.2. Kromit cevherinden yapılan XRF analiz sonuçlarında % oksit ve izelement (ppm) de�erleri. (B: Bantlı, M:Masif, S:Saçınımlı, N:Noduler).
1 2 3 4 5 6 7 8 9 109
Cevher tipi B B M M N N N S S SOrta
SiO2 45,91 42,33 12,45 3,81 34,70 31,64 23,87 38,75 30,61 41,58 30,57
Cr2O3 11,26 14,24 40,88 50,84 16,67 26,53 34,91 14,96 20,80 7,05 23,81
MgO 33,57 33,85 23,36 15,10 37,03 28,99 25,40 35,22 35,11 40,09 30,77
Al2O3 1,18 1,77 11,44 12,08 3,27 4,25 5,46 1,934 4,61 1,81 4,78
FeO(t) 6,73 7,18 11,34 17,37 7,56 8,10 9,79 7,011 8,19 8,65 9,19
Toplam 98,65 99,37 99,47 99,28 99,23 99,51 99,43 97,87 99,32 99,18 99,13
�z Element ppm
Ni 2840 2590 1710 1140 2630 1740 1890 2810 2380 2780 2251
Ti 220 300 520 1740 370 560 600 300 540 150 530
S 100 150 80 - 110 90 60 160 120 130 100
Ca 5880 280 90 110 1540 190 180 10790 390 840 2029
Co 80 110 200 280 110 110 130 90 110 130 135
V 120 170 700 990 210 290 400 190 290 90 345
Zn 50 70 200 270 80 110 160 60 110 60 117
Ga - 850 20 20 - - - - - - 296
Cl 490 - - 230 760 230 50 980 870 840 556
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
108
5.5.1. Kromit Cevheri XR-F Analizi Ana Oksit De�erleri.
Cevher örneklerinde yapılan analizlerde en yüksek (% 50.84) Cr2O3 oranı
masif cevherde, en dü�ük (% 14.24) Cr2O3 oranı ise bantlı cevherde elde edilmi�tir.
XRF analiz sonuçlarının % oksit de�erlerinde Cr2O3-Al2O3 ve Cr2O3-FeOt olan
diyagramlarında pozitif (�ekil 5.10.-A-B) ve Cr2O3-MgO arasında ise negatif bir
korelasyon vardır (�ekil 5.10 –C). Cevherin içerdi�i Cr2O3 miktarı artıkça buna ba�lı
olarak Al2O3 ve FeOt miktarı da artmakta ve cevherin içerdi�i Cr2O3 miktarı artıkça
MgO içeri�i azalmaktadır.
5.5.2. Kromit Cevheri XRF Analizi iz Element De�erleri
Cevher örne�inin içerdi�i % Cr2O3 de�eri ile iz element (ppm) de�erleri
arasında oksit de�erlerin kar�ıla�tırılmasında oksit de�erlerinkine benzer ili�kiler
bulunmaktadır.
Cevherin içerisinde bulunan % Cr2O3 oranı ile iz elementlerden Zn, V, Ti ve
Co elementleri ppm de�erleri arasında (�ekil 5.11.A-B-C-D) pozitif Ni elementi ile
negatif bir korelasyon vardır (�ekil 5.11. E).
Ni elementi ma�matik eriyik içerisinde pentlandit mineralini olu�turmasının
yanı sıra di�er mineraller içerisinde Fe ve Mg’in yerini alarak özellikle olivin,
kromit, az oranda piroksen ve manyetit’in yapısına girer. Co elementi, iyonik yarı
çapı ve elektronegatiflik de�erlerinin benzerli�i nedeniyle Ni’in yer aldı�ı tüm
minerallerin yapılarına girer (Ba� ve Terzio�lu, 1986). Podiform kromitlerin ana
bile�eni kromit ve olivindir. V ve Zn elementi kromit minerali için uyumlu ve olivin
minerali için ise uyumsuz element’tir. Bundan dolayı Cr2O3 ile V ve Zn elementi
arasındaki pozitif korelasyon kromit’in modal mineralojik özelli�inden
kaynaklanmaktadır (Zhou ve ark., 1998). �z elementlerin kendi içerisinde de
korelasyon ili�kileri bulunmaktadır (Tablo 5.3.) Burada pozitif korelasyon da en
yüksek de�er Zn-V elementleri arasında olup 0,983 de�erinde en az korelasyon
de�eri ise Ca-S arasında olup 0,493 de�erindedir. Negatif korelasyon ise en yüksek
de�er Zn-Ni elementleri arasında olup -0,938 de�erinde ve en dü�ük de�er ise -0,331
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
109
A0 10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
0
5
10
15%
Al2
O3
B0 10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
0
5
10
15
20
%FeO
(t)
C0 10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
0
10
20
30
40
50
%M
gO
�ekil.5.10.Kromit cevheri XR-F analizleri % oksit oranlarının kar�ıla�tırmadiyagramları.
A-Cr2O3-Al2O3 arasında görülen pozitif korelasyon-B-Cr2O3- FeOt arasında pozitif korelasyon.C- Cr2O3-MgO arasında negatif korelasyon.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
110
A0 10 20 30 40 50 60
%Cr2O3
10
100
1000Z
npp
m
B0 10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
10
100
1000
Vpp
m
C0 10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
100
1000
10000
Tip
pm
D
0 10 20 30 40 50 60% Cr2O3
10
100
1000
Co
ppm
E0 10 20 30 40 50 60
% Cr2O3
500
1000
1500
2000
2500
3000
Nip
pm
�ekil 5.11. Kromit cevherlerinden yapılan XRF analiz sonuçlarının % Cr2O3 ile izelement (ppm) kar�ıla�tırma diyagramları
A- % Cr2O3-Zn -B- % Cr2O3-V -C- % Cr2O3 -Ti -D- % Cr2O3-Codiyagramlarındaki pozitif korelasyon.
E- % Cr2O3–Ni arasında bulunan negatif korelasyon diyagramı.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
111
de�erindedir. Di�er iz elementler arasındaki korelasyon de�erleri bu de�erler
arasında da�ılmaktadır. Korelasyon de�erleri hesaplanırken 3 örnek içerisinde
görülen Ga ve 8 örnek içerisinde görülen Cl elementleri dikkate alınmamı�tır.
Tablo 5. 3. Kromit cevheri XRF analiz sonuçları iz element (ppm) da�ılımlarınınkorelasyon matriks tablosu
Ni Ti S Ca Co V ZnNi 1,000Ti -,845 1,000S ,742 -,645 1,000Ca ,549 -,331 ,493 1,000Co -,820 ,864 -,456 -,442 1,000V -,901 ,893 -,613 -,370 ,946 1,000Zn -,938 ,883 -,722 -,477 ,927 ,983 1,000
5.6. Bakır Cevheri AAS Analizleri
Radyolaritler içerisinde bulunan bakır cevheri içeren kayaçlardan 5 adetinde
kayacın içerdi�i Cu, Ni, Co, Zn ve Fe elementleri, Atomik Absorpsiyon Spektro-
Fotometri (AAS) yöntemi ile analizi yapılmı�tır. Analiz sonuçları Tablo 5.4. de
görülmektedir. �ki örnekte elde edilen % 5.54-4.70 sonuçları oldukça yüksek
de�erdedir.
Tablo 5.4. Radyolaritler içerisindeki bakır cevherle�melerinin Atomik AbsorpsiyonSpektro-Fotometri (AAS) yöntemi ile yapılan % element analiz sonuçları.
Örnekno
C1 C 2 C 3 C 4 C 5
% Element
Cu 5.540 4.700 0.480 0.050 0.240
Ni 0.050 0.070 0.120 0.090 0.080
Co 0.009 0.012 0.008 0.008 0.008
Zn 0.007 0.006 0.005 0.005 0.005Fe 0.630 0.720 0.850 0.730 0.870
Okyanus ortası sırtlarda yapılan sıcaklık ölçümleri ve sırt kayalarında
gözlenen alterasyonlar, deniz suyunun kırık ve çatlaklardaki dola�ımı sonucu sırtın
altındaki kayalardan elementleri çözdü�ü ve bunları yatak olu�turacak �ekilde uygun
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
112
yerlerde biriktirdi�ini göstermi�tir. Yapılan çalı�malarda, siyah renkli çözeltilerin Fe,
Zn, Cu ve sülfitleri beyaz renkli çözeltilerin ise çok az sülfit minerali, fakat
ço�unlukla barit birikimine sebep oldukları gözlenmi�tir (Hutchinson, 1973).
5.7. Kromit Cevheri Mineral Kimyası Analizleri
5.7.1. Millerit (NiS)
Kromit parlak kesiti içerisinde Ni-S minerali olan millerit kristalinde bir
adet mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo 5.5). Millerit kristali içerisinde,
kristalin Ni ve S elementleri ile birlikte Cr, Fe, Au ve Ag elementi içerdi�i de
görülmü�tür.
Tablo 5.5. Kromit parlak kesiti içerindeki millerit kristali mineral kimyası analizsonucu.% Element
Örnek no
Ni S Cr Fe Au Ag Toplam
7/1 63.122 30.775 2.508 2.215 1.163 0.215 99.998
5.7.2. Avaruit (Ni2Fe-Ni3Fe)
Kromit parlak kesitlerinde Ni-Fe minerali olan avaruit mineralinde iki farklı
kesitte 3 adet mineral kimyası analizi gerçekle�tirilmi�tir (Tablo 5.6). Kristallerde Ni
ve Fe ile birlikte Cr ve S elementleri içerdi�i görülmü�tür. Aynı örnekte yapılan iki
farklı mineralde (3/1ve 3/2) Cr elementi birbirine yakın iken di�er örnekteki (5/1) Cr
elementi bu de�erlerden oldukça dü�ük kalmı�tır. S elementi ise üç mineraldeki
de�erleri birbirine yakındır.
5.7.3. Cu-Zn Ala�ımları
Bazı kromit kristallerinin kenarlarında bulunan Cu-Zn ala�ımlarından 6/1
nolu kromit parlak kesitinde 3 adet mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo.5.7).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
113
Analizlerde Cu-Zn elementleri ile birlikte ala�ımın Ni, Fe ve Cr elementi de içerdi�i
görülmü�tür. Bu elementlerin yapılan noktalardaki de�erleri birbirine yakın
de�erdedir.
Tablo 5.6. �ki adet kromit parlak kesiti içerinde yapılan avaruit kristali mineralkimyası analiz sonuçları.
Örnek No
% Element
3/1 3/2 5/1
Ni 74.793 75.191 75.781
Fe 22.939 23.072 23.910
Cr 1.983 1.263 0.135
S 0.268 0.372 0.173
Toplam 99.983 99.989 99.999
Tablo 5.7. Bir adet kromit parlak kesitinde analizi yapılan Cu-Zn ala�ımı mineralkimyası analiz sonuçları
Örnek No
% Element
6/1 6/2 6/1
Cu 59.126 63.844 62.180
Zn 19.563 18.387 18.746
Ni 16.278 14.088 13.130
Fe 2.315 1.315 1.997
Cr 2.297 2.296 3.917
Toplam 99.579 99.93 99.970
5.7.4. Nabit Ag
Kromit kristallerinin içerisinde ve gang mineralleri içerisinde bulunan nabit
Ag kristallerinde 4 adet kesitte 5 adet mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo 5.8).
Analiz sonuçlarında kristallerinin nabit yapıda oldu�u ve sadece Ag elementinden
olu�tu�u görülmü�tür.
Tablo 5.8. Kromit parlak kesitlerinde yapılan nabit Ag mineralleri mineral kimyasıanaliz sonuçları.
Örnek No
% Element
117/1 118/1 118/6 9/6 9/2
Ag 96.839 98.821 97.663 97.543 97.324
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
114
Kromit cevheri içerisinde görülen gümü� kristallerinin olu�umu hakkında
iki farklı yorumlama yapılmaktadır. Bunlar;
Leblanc ve Lbouabi (1998)’ın Bou Azzer (Anti-Atlas, Morocco-
Cezayir)’deki ofiyolitik masif de yaptı�ı çalı�mada, kuvars diyorit-serpantin tektonik
dokana�ı boyunca nabit Ag mineralle�mesi oldu�unu bildirmektedir. Buradaki nabit
Ag mineralle�mesi genellikle K-Na metazomatik zonunuyla sınırlı oldu�unu,
rodinjitle�meyi takiben olu�tu�unu ve rodinjit mineralleri ile birlikte bulundu�unu
bildirmektedir.
Malitich ve ark. (2001) Kraubath Ofiyolit Masifi’ndeki (Avusturya)
podiform kromitlerdeki altere olmu� kromit kristallerinde yaptı�ı mineral kimyası
çalı�masında, nabit altın (Au94Ag6) ve Au-Ag ala�ımları (Au-Ag alloys)’nın
Au20-Ag80 ile Au30-Ag70 arasındaki de�erlerde oldu�unu ve içerisinde kirlenme
olarak Hg, Pd ve Cu elementi içerdi�ini bildirmektedirler. Yazarlar tespit ettikleri
Au-Ag nabit minerallerinin ve ala�ımların ortama hidrotermal olarak geldi�ini
bildirmektedirler.
5.7.5. Kromit (FeCr2O4)
Çalı�ma alanı içerisindeki ocak ve mostralardan alınan kromit cevherinden
hazırlanan parlak kesitlerde kromit kristallerinde mineral kimyası analizleri
yapılmı�tır. Analiz noktasının seçiminde kristalin olabildi�ince kataklastik özellik
göstermemesi, içerisinde silikat, nikel, nabit gümü� ve dönü�üm mineralleri
içermemesine dikkat edilmi� ve buna ba�lı olarak analiz yapılacak nokta seçilmi�tir.
Analizlerde kristalin içerdi�i % Cr2O3, Al2O3, FeO(t), MgO, TiO2, NiO ve MnO
de�erleri analizi yapılmı�tır. Elde edilen oksit de�erleri ve bu de�erlerler kullanılarak
hesaplanan Cr, Al, Fe2+, Fe3+, Mg, Ti, Ni ve Mn elementlerinin katyonik ve rasyo
de�erleri ile birim hücre boyutları (Å) Tablo 5.9 ‘de ve bunlardan hesaplanan
minimum, maksimum, ortalama ve standart sapma de�erleri Tablo 5.10.’de
görülmektedir.
Kromit mineral kimyası analizlerinde; Cr2O3 içeri�i % 44.07-60.82,
ortalama % 52.87 ve standart sapma 4.09, Al2O3 içeri�i % 10.96-23.93, ortalama %
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
115
17.24 ve standart sapma 3.50 FeOt % 12.16-19.33 ve standart sapma 1.25 Fe2O3 %
0.66-4.99, ortalama % 2.94 ve standart sapma 0.84, FeO % 10.21-16.67, ortalama %
12.69, MgO % 10.58-16.25, ortalama % 14.45 ve standart sapma 0.98, NiO % 0.01-
0.21, ortalama % 0.11 ve standart sapma 0.04, MnO % 0.01-0.22, ortalama 0.11 ve
standart sapma 0.05 ve TiO2 % 0.03-0.26, ortalama % 0.16 ve standart sapma 0.08.
de�erindedir.
Kromitlerin bile�imi, oksijen fugasitesi, basınç, sıcaklık (Barnes, 1986;
Murck ve Campbell, 1986; Roeder ve Reynolds, 1991) ve eriyik içerisindeki iyon
de�i�imi (Irvine, 1967; Lehmann, 1983) ile kontrol edilirken, Cr/Al oranı eriyik
içerisindeki Cr2O3 ve Al2O3’in konsantrasyonuna ba�lıdır (Zhou ve ark, 2001).
Podiform kromitlerin bile�imleri geni� bir aralıkta da�ılım gösterirler, fakat tipik
olarak yüksek Al (Al2O3 >%25 ) veya yüksek Cr (Cr2O3= % 45-60) olarak ayrılırlar
(Leblanc ve Violete, 1983). Yüksek Al kromitler genelde trokit daykları ile birlikte
bulunurlar (Thayer, 1969; Hock ve ark. 1986) ve muhtemelen dü�ük dereceli kısmi
ergime gösteren magmalardan türemi�lerdir (Zhou ve Robinson, 1994). Yüksek Al
kromit yatakları, dü�ük Mg’lu toleyitk eriyiklerden meydana gelirken, yüksek Cr
kromit yatakları daha yüksek Mg içeri�ine sahip (boninitik eriyiklere benzer �ekilde)
magmalardan türemi�lerdir (Zhou ve ark., 2001). Çalı�ma alanı içerisindeki
kromitlerin mineral kimyası analizlerinde elde edilen ortalama Cr2O3=52,87 ve
Al2O3=17,24 de�eri ile dü�ük Al ve yüksek Cr’lu kromit özelli�indedir.
Podiform kromitler manto içerisindeki kısmi ergimenin oranının yükselmesi
ile Cr#=(Cr/(Cr+Al) oranı yükselmektedir. Podiform kromit Cr# oranına göre üç
gruba ayrılmaktadır. Birinci grup, Cr#<0,60, ikinci grup Cr#>0,60 ve üçüncü grup
olarak birinci ve ikinci grup arasındaki geçi� grubunu olu�turmaktadır. Birinci grubu
olu�turan kromitler volkanik yay, stratiform kompleksler ve okyanusal bazaltlar
içerisinde, ikinci grubu olu�turan kromitler ise okyanusal kabu�a ait kromitlerdir
(Dick ve Bullen, 1984).
Çalı�ma alanı içerisindeki kromitler ortalama Cr#0,67 de�erinde olup, Dick
ve Bullen (1984), tarafından yapılan sınıflamada okyanusal kabu�a ait kromit
özelli�indedir.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
116
Tablo 5.9. �nceleme alanı içerisindeki kromit cevheri parlak kesitlerindenyapılan kromit mineral kimyası analizleri ile bunlardan hesaplanankatyonik ve rasyo de�erler ile birim hücre boyutları (Å).
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15
Cr2O3 49,88 57,53 56,91 57,27 47,46 47,47 47,15 47,32 47,24 47,49 55,62 53,16 53,45 57,10 57,62
Al2O3 20,95 13,64 13,53 13,63 22,53 22,50 22,66 22,60 22,53 22,25 13,41 14,20 13,18 13,34 13,54
Fe2O3 2,91 3,15 3,58 3,58 3,04 3,02 2,77 2,63 2,98 2,98 4,53 3,96 4,99 3,13 3,18
FeO 12,81 12,77 12,75 12,39 12,55 12,50 12,39 12,83 12,32 12,45 13,94 15,37 13,42 12,62 12,72
FeOt 15,42 15,61 15,97 15,61 15,29 15,21 14,88 15,20 15,00 15,13 18,02 19,33 17,91 15,43 15,58
MgO 15,07 14,40 14,24 14,61 15,19 15,27 15,22 14,99 15,29 15,12 13,41 14,20 13,18 14,27 14,42
TiO2 0,16 0,24 0,21 0,24 0,10 0,15 0,14 0,14 0,13 0,12 0,21 0,21 0,20 0,22 0,21
NiO 0,10 0,08 0,12 0,07 0,15 0,07 0,10 0,09 0,11 0,13 0,16 0,07 0,06 0,05 0,09
MnO 0,13 0,13 0,17 0,20 0,09 0,13 0,13 0,09 0,10 0,15 0,16 0,20 0,20 0,11 0,07
Toplam 102,01 101,94 101,51 101,99101,11101,11100,56100,69100,70100,69 101,44 101,37 98,68 100,84 101,85
Cr 9,2846 11,3194 11,2566 11,25219,02519,02378,99869,03759,00919,075911,079210,455210,931511,363711,3501
Al 5,8126 4,0003 3,9901 3,99156,38766,37496,44716,43376,40396,3385 3,9813 4,1617 4,0175 3,9585 3,9767
Fet 3,5564 3,2489 3,3418 3,24383,07603,05893,00423,07013,02593,0591 3,7962 4,0222 3,8743 3,2489 3,2458
Fe+3 0,5162 0,5905 0,6735 0,66860,55120,54610,50230,47800,54160,5412 0,8585 1,3030 0,9720 0,5930 0,5956
Fe+2 3,0350 2,6584 2,6683 2,57522,52492,51282,50192,59212,48432,5179 2,9377 2,7192 2,9023 2,6559 2,6501
Mg 5,2850 5,3441 5,3126 5,41185,44495,47395,47835,39715,49725,4499 5,0358 5,2641 5,0818 5,3546 5,3558
Ti 0,0282 0,0449 0,0399 0,04390,01810,02770,02600,02540,02270,0222 0,0406 0,0400 0,0395 0,0424 0,0388
Ni 0,0183 0,0152 0,0233 0,01460,02920,01410,01980,01810,02060,0245 0,0320 0,0148 0,0119 0,0095 0,0176
Mn 0,0254 0,0272 0,0356 0,04230,01920,02690,02600,01820,02060,0299 0,0350 0,0419 0,0436 0,0224 0,0152
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,6769 0,6678 0,6657 0,67760,68320,68540,68650,67550,68870,6840 0,6316 0,6594 0,6365 0,6684 0,6690
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr)0,0327 0,0371 0,0423 0,04200,03450,03420,03150,03000,03390,0339 0,0539 0,0818 0,0611 0,0373 0,0374
Cr/(Cr+Al) 0,6149 0,7389 0,7383 0,73820,58560,58600,58260,58410,58450,5888 0,7356 0,7153 0,7313 0,7416 0,7405
Fe+3/Fe+2 0,2022 0,2221 0,2524 0,25960,21830,21730,20080,18440,21800,2149 0,2922 0,4792 0,3349 0,2233 0,2248
Cr/Fe 3,0594 3,4840 3,3684 3,46882,93402,95002,99542,94372,97732,9669 2,9185 2,5994 2,8215 3,4978 3,4969
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2636 8,2929 8,2937 8,29328,25688,25698,25568,25608,25638,1578 8,2963 8,2947 8,2962 8,2934 8,2931
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
117
Tablo 5.9’ın devamı16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
Cr2O3 57,53 57,15 57,35 57,72 57,87 59,05 58,72 60,82 57,39 57,40 56,93 55,55 55,03 54,99 47,55
Al2O3 13,59 13,73 13,62 13,88 13,74 11,40 11,41 11,28 13,80 13,09 13,73 15,41 15,19 15,47 22,60
Fe2O3 3,26 3,47 3,34 3,33 4,27 3,71 3,32 2,49 2,31 3,14 2,42 3,41 3,47 3,28 3,01
FeO 12,56 12,37 12,39 12,51 11,55 11,02 11,42 11,40 12,26 12,82 12,05 11,48 10,95 11,22 12,98
FeOt 15,50 15,49 15,39 15,51 15,39 14,36 14,41 13,64 14,33 15,65 14,23 14,54 14,07 14,16 15,69
MgO 14,50 14,61 14,67 14,70 15,42 14,93 14,54 14,87 14,35 13,97 14,34 15,27 15,33 15,22 15,07
TiO2 0,24 0,26 0,25 0,21 0,19 0,18 0,19 0,17 0,06 0,08 0,09 0,13 0,10 0,12 0,16
NiO 0,18 0,17 0,08 0,09 0,14 0,18 0,14 0,11 0,08 0,06 0,13 0,17 0,08 0,23 0,05
MnO 0,08 0,14 0,04 0,13 0,14 0,13 0,17 0,09 0,09 0,13 0,09 0,03 0,11 0,01 0,15
Toplam 101,94 101,90 101,74 102,57 103,32 100,60 99,91 101,23 100,34 100,69 99,78 101,45 100,26 100,54 101,57Cr 11,3156 11,2307 11,2860 11,2660 11,1856 11,8216 11,8556 12,1158 11,4384 11,4728 11,4055 10,8375 10,8473 10,8096 9,0127
Al 3,9844 4,0231 3,9967 4,0374 3,9582 3,4009 3,4328 3,3487 4,1004 3,8998 4,0990 4,4806 4,4634 4,5335 6,3863
Fet 3,2249 3,2205 3,2040 3,2014 3,1462 3,0411 3,0766 2,8750 3,0209 3,3084 3,0145 3,0011 2,9340 2,9449 3,1458
Fe+3 0,6112 0,6490 0,6256 0,6186 0,7852 0,7078 0,6375 0,4718 0,4373 0,5981 0,4612 0,6325 0,6507 0,6129 0,5433
Fe+2 2,6136 2,5715 2,5784 2,5828 2,3610 2,3333 2,4391 2,4032 2,5836 2,7103 2,5533 2,3686 2,2834 2,3320 2,6025
Mg 5,3770 5,4145 5,4442 5,4101 5,6179 5,6377 5,5342 5,5870 5,3940 5,2649 5,4174 5,6171 5,6977 5,6428 5,3854
Ti 0,0443 0,0486 0,0459 0,0390 0,0355 0,0349 0,0371 0,0318 0,0119 0,0146 0,0172 0,0247 0,0193 0,0221 0,0288
Ni 0,0366 0,0336 0,0150 0,0183 0,0269 0,0371 0,0277 0,0227 0,0158 0,0116 0,0263 0,0332 0,0160 0,0460 0,0096
Mn 0,0171 0,0291 0,0082 0,0278 0,0296 0,0268 0,0361 0,0190 0,0186 0,0278 0,0202 0,0059 0,0222 0,0013 0,0313
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,6729 0,6780 0,6786 0,6769 0,7041 0,7073 0,6941 0,6992 0,6761 0,6602 0,6797 0,7034 0,7139 0,7076 0,6742Fe+3/(Fe+3+Al+Cr 0,0384 0,0408 0,0393 0,0389 0,0493 0,0444 0,0400 0,0296 0,0274 0,0374 0,0289 0,0397 0,0408 0,0384 0,0341
Cr/(Cr+Al) 0,7396 0,7363 0,7385 0,7362 0,7386 0,7766 0,7755 0,7835 0,7361 0,7463 0,7356 0,7075 0,7085 0,7045 0,5853
Fe+3/Fe+2 0,2339 0,2524 0,2426 0,2395 0,3326 0,3034 0,2614 0,1963 0,1693 0,2207 0,1806 0,2670 0,2850 0,2628 0,2088
Cr/Fe 3,5089 3,4872 3,5225 3,5191 3,5553 3,8873 3,8535 4,2142 3,7865 3,4677 3,7836 3,6112 3,6971 3,6706 2,8650
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2930 8,2927 8,2925 8,2922 8,2931 8,3008 8,3006 8,3005 8,2901 8,2946 8,2903 8,2844 8,2843 8,2834 8,2571
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
118
Tablo 5.9’ın devamı31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45
Cr2O3 47,02 45,61 59,61 59,66 59,06 58,47 58,75 57,39 57,53 58,45 47,73 46,58 46,92 46,35 47,41
Al2O3 22,72 23,93 10,96 12,83 11,31 11,09 11,24 11,32 11,93 11,17 22,93 22,78 22,99 23,06 22,92
Fe2O3 3,28 3,22 1,19 1,28 3,56 3,09 3,51 3,82 3,49 4,09 3,21 3,40 3,49 3,27 3,07
FeO 12,46 12,29 16,15 13,76 11,11 11,33 11,23 11,02 11,49 10,70 12,26 12,12 12,13 12,41 12,32
FeOt 15,41 15,18 17,24 15,04 14,31 14,11 14,39 14,46 14,63 14,38 15,14 15,18 15,27 15,35 15,09
MgO 15,31 15,47 10,58 11,77 14,85 14,32 14,70 14,61 14,54 14,97 15,61 15,43 15,70 15,30 15,47
TiO2 0,12 0,14 0,14 0,07 0,16 0,19 0,19 0,24 0,24 0,17 0,13 0,15 0,16 0,16 0,16
NiO 0,06 0,14 0,15 0,07 0,14 0,20 0,18 0,11 0,10 0,20 0,16 0,10 0,06 0,13 0,16
MnO 0,11 0,12 0,17 0,08 0,06 0,13 0,02 0,09 0,08 0,06 0,16 0,15 0,07 0,10 0,19
Toplam 101,08 100,92 98,95 99,52 100,25 98,82 99,82 98,60 99,40 99,81 102,19 100,71 101,52 100,78 101,70
Cr 8,9308 8,6246 12,4853 12,2277 11,8695 11,9474 11,8658 11,7192 11,6376 11,7928 8,9634 8,8664 8,8518 8,8147 8,9436
Al 6,4325 6,7453 3,4206 3,9189 3,3871 3,3777 3,3852 3,4444 3,5983 3,3577 6,4180 6,4633 6,4647 6,5380 6,4463
Fet 3,0958 3,0369 3,8192 3,2595 3,0426 3,0499 3,0746 3,1240 3,1310 3,0691 3,0076 3,0561 3,0460 3,0868 3,0101
Fe+3 0,5923 0,5787 0,0384 0,4782 0,6815 0,6002 0,6749 0,7433 0,6718 0,7854 0,5732 0,6159 0,6262 0,5912 0,5520
Fe+2 2,5035 2,4582 3,7809 3,2595 2,3611 2,4497 2,3997 2,3807 2,4592 2,2837 2,4343 2,4402 2,4198 2,4956 2,4581
Mg 5,4842 5,5165 4,1774 4,5489 5,6273 5,5161 5,5961 5,6242 5,5474 5,6950 5,5256 5,5372 5,5841 5,4864 5,5021
Ti 0,0222 0,0257 0,0279 0,0137 0,0310 0,0373 0,0371 0,0466 0,0462 0,0321 0,0227 0,0272 0,0287 0,0280 0,0291
Ni 0,0120 0,0277 0,0318 0,0144 0,0292 0,0424 0,0366 0,0224 0,0214 0,0402 0,0304 0,0198 0,0115 0,0259 0,0313
Mn 0,0226 0,0233 0,0379 0,0169 0,0134 0,0291 0,0048 0,0193 0,0182 0,0132 0,0324 0,0300 0,0133 0,0202 0,0376
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,6866 0,6918 0,5249 0,5826 0,7044 0,6925 0,6999 0,7026 0,6929 0,7138 0,6942 0,6941 0,6977 0,6873 0,6912
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0371 0,0363 0,0024 0,0287 0,0428 0,0377 0,0424 0,0467 0,0422 0,0493 0,0359 0,0386 0,0393 0,0371 0,0346
Cr/(Cr+Al) 0,5813 0,5611 0,7849 0,7573 0,7780 0,7796 0,7780 0,7729 0,7638 0,7784 0,5827 0,5784 0,5779 0,5741 0,5811
Fe+3/Fe+2 0,2366 0,2354 0,0102 0,1719 0,2886 0,2450 0,2812 0,3122 0,2732 0,3439 0,2355 0,2524 0,2588 0,2369 0,2246
Cr/Fe 2,8848 2,8400 3,2691 3,7514 3,9011 3,9173 3,8593 3,7514 3,7169 3,8424 2,9803 2,9012 2,9061 2,8556 2,9712
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2562 8,2514 8,3049 8,4056 8,3008 8,3013 8,3010 8,3004 8,2982 8,3014 8,2562 8,2557 8,2553 8,2547 8,2559
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
119
Tablo 5.9’ın devamı46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60
Cr2O3 44,42 44,07 49,75 53,13 53,95 52,35 56,26 49,88 54,46 51,25 51,49 53,12 55,01 52,32 58,13
Al2O3 22,65 22,61 19,75 18,25 17,35 16,55 16,57 18,80 16,55 16,25 18,45 14,25 1 ,25 19,55 15,25
Fe2O3 3,97 4,34 3,33 2,17 2,14 2,97 2,62 2,79 2,04 3,29 1,34 3,96 2,88 2,05 0,66
FeO 11,92 11,73 13,55 15,18 13,37 12,58 11,52 12,74 14,71 12,52 13,91 13,93 11,67 10,40 15,30
FeOt 15,50 15,63 16,55 17,13 15,29 15,25 13,88 15,25 16,55 15,48 15,11 17,49 14,25 12,25 15,90
MgO 15,13 15,12 14,27 13,25 14,27 14,12 15,65 14,26 13,27 13,84 13,55 12,85 14,87 16,25 13,12
TiO2 0,15 0,16 0,18 0,12 0,14 0,19 0,13 0,09 0,15 0,14 0,13 0,14 0,21 0,03 0,19
NiO 0,01 0,13 0,16 0,15 0,14 0,15 0,13 0,10 0,14 0,06 0,11 0,19 0,13 0,11 0,16
MnO 0,12 0,19 0,12 0,22 0,01 0,18 0,14 0,08 0,08 0,15 0,01 0,18 0,14 0,01 0,01
Toplam 98,37 98,35 101,11 102,47 101,37 99,09 103,02 98,74 101,40 97,50 98,99 98,62 100,16 100,72 102,82
Cr 8,6401 8,5777 9,6243 10,2883 10,511910,444710,7555 9,8865 10,7116 10,3970 10,231110,8406 10,8817 10,030211,3644
Al 6,5676 6,5608 5,6953 5,2668 5,0409 4,9212 4,7211 5,5537 4,8517 4,9137 5,4659 4,3359 4,4961 5,5862 4,4439
Fet 3,1883 3,2180 3,3859 3,5078 3,1508 3,2177 2,8058 3,1964 3,4428 3,3221 3,1765 3,7745 2,9823 2,4830 3,2873
Fe+3 0,7357 0,8034 0,6127 0,3992 0,3961 0,5639 0,4769 0,5259 0,3825 0,6345 0,2535 0,7684 0,5417 0,3746 0,1229
Fe+2 2,4526 2,4147 2,7733 3,1086 2,7548 2,6538 2,3290 2,6706 3,0603 2,6876 2,9230 3,0061 2,4407 2,1084 3,1644
Mg 5,5481 5,5489 5,2030 4,8395 5,2412 5,3122 5,6408 5,3056 4,9230 5,2950 5,0763 4,9431 5,5442 5,8734 4,8355
Ti 0,0283 0,0291 0,0339 0,0228 0,0256 0,0351 0,0233 0,0170 0,0271 0,0274 0,0248 0,0276 0,0403 0,0046 0,0344
Ni 0,0018 0,0259 0,0319 0,0301 0,0280 0,0307 0,0249 0,0238 0,0270 0,0120 0,0224 0,0390 0,0258 0,0205 0,0326
Mn 0,0258 0,0396 0,0257 0,0446 0,0017 0,0385 0,0287 0,0170 0,0169 0,0328 0,0030 0,0394 0,0297 0,0023 0,0019
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,6935 0,6968 0,6523 0,6089 0,6555 0,6669 0,7078 0,6662 0,6167 0,6633 0,6346 0,6218 0,6943 0,7358 0,6044
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0461 0,0504 0,0385 0,0250 0,0248 0,0354 0,0299 0,0329 0,0240 0,0398 0,0159 0,0482 0,0340 0,0234 0,0077
Cr/(Cr+Al) 0,5681 0,5666 0,6282 0,6614 0,6759 0,6797 0,6950 0,6403 0,6883 0,6791 0,6518 0,7143 0,7076 0,6423 0,7189
Fe+3/Fe+2 0,3000 0,3327 0,2209 0,1284 0,1438 0,2125 0,2048 0,1969 0,1250 0,2361 0,0867 0,2556 0,2219 0,1777 0,0388
Cr/Fe 2,7099 2,6655 2,8424 2,9330 3,3362 3,2461 3,8333 3,0930 3,1113 3,1297 3,2209 2,8721 3,6487 4,0396 3,4571
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2546 8,2552 8,2688 8,2760 8,2769 8,2795 8,2801 8,2695 8,2815 8,2799 8,2707 8,2912 8,2844 8,2652 8,2865
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
120
Tablo 5.9’ın devamı61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75
Cr2O3 53,45 48,46 58,28 52,18 53,25 54,87 51,29 53,25 55,28 54,25 50,25 48,25 46,21 54,22 56,44
Al2O3 17,46 21,45 15,25 15,65 18,87 17,28 20,11 17,59 16,28 16,25 17,91 20,12 21,22 18,68 15,28
Fe2O3 2,83 3,08 1,85 3,37 2,32 0,97 2,50 1,50 1,98 2,87 4,43 1,89 3,87 1,65 2,36
FeO 11,71 13,51 15,30 10,21 13,16 14,98 12,86 14,54 16,67 14,90 11,86 12,55 10,73 13,33 13,16
FeOt 14,26 16,28 17,15 13,25 15,25 15,85 15,12 15,89 18,46 17,48 15,85 14,26 14,21 14,81 15,28
MgO 15,25 14,52 11,32 15,24 14,86 13,24 14,98 13,29 12,25 13,24 15,05 14,21 15,65 14,72 14,21
TiO2 0,18 0,14 0,14 0,25 0,21 0,15 0,15 0,14 0,18 0,20 0,21 0,13 0,16 0,11 0,16
NiO 0,16 0,13 0,15 0,13 0,14 0,13 0,12 0,13 0,15 0,11 0,03 0,09 0,08 0,11 0,14
MnO 0,13 0,15 0,06 0,14 0,11 0,11 0,12 0,15 0,18 0,13 0,01 0,11 0,12 0,08 0,17
Toplam 101,17 101,44 102,35 97,17 102,92 101,73 102,13 100,59 102,97 101,95 99,75 97,35 98,04 102,90 101,92
Cr 10,3646 9,2698 11,5742 10,5435 10,1432 10,7280 9,7771 10,4966 10,8142 10,6398 9,8582 9,6131 9,0344 10,3458 11,0427
Al 5,0462 6,1171 4,5138 4,7137 5,3592 5,0368 5,7160 5,1678 4,7480 4,7499 5,2381 5,9769 6,1853 5,3139 4,4578
Fet 2,9243 3,2949 3,6037 2,8317 3,0719 3,2770 3,0483 3,3137 3,8189 3,6264 3,2881 3,0046 2,9394 2,9896 3,1629
Fe+3 0,5225 0,5614 0,5223 0,6487 0,4201 0,1798 0,4544 0,2823 0,3693 0,5353 0,8272 0,3592 0,7204 0,2996 0,4393
Fe+2 2,4019 2,7335 3,0814 2,1830 2,6518 3,0972 2,5939 3,0314 3,4495 3,0911 2,4609 2,6455 2,2189 2,6900 2,7237
Mg 5,5738 5,2375 4,2407 5,8072 5,3366 4,8810 5,3850 4,9387 4,5167 4,8962 5,5688 5,3388 5,7694 5,2946 5,2428
Ti 0,0334 0,0258 0,0255 0,0471 0,0388 0,0277 0,0263 0,0266 0,0342 0,0375 0,0383 0,0254 0,0299 0,0203 0,0302
Ni 0,0312 0,0245 0,0297 0,0263 0,0275 0,0261 0,0227 0,0253 0,0301 0,0227 0,0056 0,0172 0,0167 0,0204 0,0281
Mn 0,0266 0,0303 0,0123 0,0305 0,0229 0,0235 0,0247 0,0313 0,0379 0,0275 0,0029 0,0239 0,0249 0,0154 0,0356
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,6988 0,6571 0,5406 0,7268 0,6680 0,6118 0,6749 0,6197 0,5670 0,6130 0,6935 0,6687 0,7222 0,6631 0,6581
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0328 0,0352 0,0314 0,0408 0,0264 0,0113 0,0285 0,0177 0,0232 0,0336 0,0519 0,0225 0,0452 0,0188 0,0276
Cr/(Cr+Al) 0,6726 0,6024 0,7194 0,6911 0,6543 0,6805 0,6311 0,6701 0,6949 0,6914 0,6530 0,6166 0,5936 0,6607 0,7124
Fe+3/Fe+2 0,2175 0,2054 0,0000 0,2971 0,1584 0,0581 0,1752 0,0931 0,1071 0,1732 0,3361 0,1358 0,3247 0,1114 0,1613
Cr/Fe 3,5443 2,8134 3,2117 3,7233 3,3020 3,2737 3,2074 3,1676 2,8318 2,9340 2,9981 3,1994 3,0736 3,4606 3,4913
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2760 8,2621 8,2974 8,2803 8,2721 8,2779 8,2577 8,2763 8,2852 8,2840 8,2744 8,2625 8,2590 8,2721 8,2860
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
121
Tablo 5.9’ın devamı76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90
Cr2O3 50,88 54,19 57,27 54,26 53,22 57,29 53,27 50,98 49,82 51,12 53,29 53,30 54,20 52,01 58,78
Al2O3 19,54 15,42 15,55 17,85 18,65 12,38 15,85 19,85 18,25 19,84 18,96 18,96 16,48 19,88 13,89
Fe2O3 3,35 2,39 1,96 2,04 1,65 3,25 2,70 1,99 3,58 2,32 2,51 1,52 2,36 2,64 2,10
FeO 11,01 14,10 13,59 14,01 13,84 12,31 12,15 13,50 11,67 12,79 12,05 12,68 12,67 12,61 13,75
FeOt 14,02 16,25 15,35 15,85 15,33 15,24 14,58 15,28 14,89 14,88 14,31 14,05 14,79 14,98 15,64
MgO 15,88 13,29 14,22 14,12 14,16 14,03 14,26 14,31 14,85 14,81 15,05 14,87 14,39 15,22 14,03
TiO2 0,15 0,20 0,14 0,15 0,13 0,08 0,18 0,10 0,19 0,13 0,11 0,06 0,14 0,11 0,17
NiO 0,13 0,05 0,08 0,09 0,13 0,02 0,15 0,09 0,07 0,09 0,14 0,09 0,13 0,08 0,07
MnO 0,16 0,08 0,15 0,14 0,07 0,09 0,18 0,07 0,15 0,17 0,15 0,08 0,11 0,16 0,01
Toplam 101,10 99,72 102,96 102,66 101,85 99,45 98,74 100,89 98,58 101,27 102,26 101,56 100,48 102,71 102,80
Cr 9,7516 10,8603 11,0957 10,4484 10,2783 11,6019 10,6786 9,8693 9,8667 9,8350 10,1319 10,2600 10,6698 9,8626 11,4958
Al 5,5841 4,6072 4,4900 5,1239 5,3703 3,7387 4,7353 5,7287 5,3874 5,6912 5,3732 5,4395 4,8363 5,6212 4,0484
Fet 2,8426 3,4447 3,1466 3,2273 3,1315 3,2642 3,0926 3,1291 3,1187 3,0277 2,8781 2,8610 3,0790 3,0058 3,2363
Fe+3 0,6114 0,4558 0,3620 0,3746 0,3040 0,6271 0,5160 0,3659 0,6747 0,4255 0,4544 0,2789 0,4416 0,4757 0,3918
Fe+2 2,2312 2,9889 2,7846 2,8527 2,8275 2,6372 2,5766 2,7632 2,4441 2,6022 2,4238 2,5821 2,6374 2,5301 2,8445
Mg 5,7372 5,0216 5,1953 5,1270 5,1561 5,3556 5,3901 5,2234 5,5456 5,3707 5,3969 5,3958 5,3416 5,4432 5,1720
Ti 0,0264 0,0383 0,0262 0,0266 0,0237 0,0162 0,0351 0,0180 0,0356 0,0242 0,0203 0,0108 0,0262 0,0202 0,0320
Ni 0,0250 0,0104 0,0160 0,0184 0,0252 0,0049 0,0298 0,0167 0,0143 0,0170 0,0275 0,0170 0,0250 0,0149 0,0129
Mn 0,0331 0,0174 0,0303 0,0285 0,0149 0,0184 0,0387 0,0147 0,0316 0,0342 0,1721 0,0159 0,0221 0,0321 0,0025
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,7200 0,6269 0,6510 0,6425 0,6458 0,6701 0,6766 0,6540 0,6941 0,6736 0,6901 0,6763 0,6695 0,6827 0,6452
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0383 0,0286 0,0227 0,0235 0,0191 0,0393 0,0324 0,0229 0,0424 0,0267 0,0285 0,0175 0,0277 0,0298 0,0246
Cr/(Cr+Al) 0,6359 0,7021 0,7119 0,6710 0,6568 0,7563 0,6928 0,6327 0,6468 0,6334 0,6535 0,6535 0,6881 0,6370 0,7396
Fe+3/Fe+2 0,2740 0,1525 0,1300 0,1313 0,1075 0,2378 0,2003 0,1324 0,2760 0,1635 0,1875 0,1080 0,1674 0,1880 0,1377
Cr/Fe 3,4305 3,1527 3,5262 3,2375 3,2822 3,5542 3,4529 3,1541 3,1637 3,2483 3,5203 3,5862 3,4653 3,2812 3,5521
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2676 8,2848 8,2853 8,2764 8,2721 8,2966 8,2816 8,2667 8,2718 8,2669 8,2726 8,2695 8,2797 8,2678 8,2918
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
122
Tablo 5.9’ın devamı91 92 93 94 95 96 97 98 99 100 101 102 103 104 105
Cr2O3 56,12 54,22 51,99 52,98 50,91 56,89 55,99 52,98 49,88 50,67 53,42 58,53 56,78 54,22 52,89
Al2O3 13,25 14,86 15,88 15,86 18,93 14,56 14,03 17,22 18,99 18,79 15,88 13,25 15,32 15,45 14,55
Fe2O3 4,71 3,02 3,37 3,45 3,17 3,40 3,11 2,10 2,99 3,29 3,45 3,16 2,90 2,83 3,63
FeO 12,15 11,87 11,52 11,13 12,04 11,92 12,66 13,16 13,19 11,92 11,25 13,05 12,50 12,34 12,29
FeOt 16,39 14,59 14,56 14,24 14,89 14,99 15,46 15,04 15,88 14,88 14,36 15,89 15,11 14,89 15,56
MgO 14,56 14,03 14,47 14,88 15,01 15,11 14,09 14,11 14,07 15,11 15,03 14,24 14,78 14,34 13,89
TiO2 0,16 0,19 0,08 0,10 0,15 0,18 0,12 0,18 0,08 0,19 0,13 0,17 0,05 0,22 0,11
NiO 0,08 0,11 0,08 0,10 0,10 0,10 0,10 0,09 0,08 0,13 0,12 0,15 0,09 0,14 0,03
MnO 0,09 0,08 0,05 0,20 0,21 0,05 0,10 0,05 0,10 0,02 0,09 0,14 0,11 0,15 0,02
Toplam 101,12 98,38 97,44 98,70 100,52 102,21 100,20 99,89 99,38 100,12 99,37 102,69 102,53 99,69 97,40
Cr 11,1336 10,8992 10,5250 10,5835 9,8823 11,0761 11,1853 10,4673 9,8311 9,8668 10,5998 11,4765 11,0140 10,7957 10,8143
Al 3,9179 4,4515 4,7936 4,7238 5,4785 4,2253 4,1767 5,0720 5,5786 5,4538 4,6977 3,8716 4,4306 4,5842 4,4351
Fet 3,4392 3,1019 3,1170 3,0077 3,0569 3,0865 3,2659 3,1437 3,3109 3,0656 3,0127 3,2951 3,1010 3,1349 3,3642
Fe+3 0,8900 0,5774 0,6491 0,6555 0,5856 0,6308 0,5916 0,3941 0,5615 0,6097 0,6519 0,5892 0,5355 0,5357 0,7070
Fe+2 2,5492 2,5245 2,4679 2,3522 2,4713 2,4557 2,6743 2,7495 2,7495 2,4558 2,3608 2,7059 2,5654 2,5992 2,6572
Mg 5,4450 5,3160 5,5220 5,6033 5,4920 5,5475 5,3072 5,2563 5,2272 5,5488 5,6211 5,2661 5,4041 5,3829 5,3547
Ti 0,0293 0,0360 0,0162 0,0186 0,0268 0,0339 0,0232 0,0333 0,0144 0,0348 0,0253 0,0313 0,0100 0,0422 0,0218
Ni 0,0164 0,0227 0,0165 0,0205 0,0196 0,0194 0,0201 0,0179 0,0162 0,0264 0,0246 0,0307 0,0174 0,0286 0,0052
Mn 0,0187 0,1727 0,0098 0,0426 0,0439 0,0113 0,0216 0,0095 0,0215 0,0039 0,0187 0,0286 0,0231 0,0316 0,0046
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,6811 0,6780 0,6911 0,7043 0,6897 0,6932 0,6649 0,6566 0,6553 0,6932 0,7042 0,6606 0,6781 0,6744 0,6683
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0558 0,0363 0,0407 0,0411 0,0367 0,0396 0,0371 0,0247 0,0352 0,0383 0,0409 0,0370 0,0335 0,0337 0,0443
Cr/(Cr+Al) 0,7397 0,7100 0,6871 0,6914 0,6433 0,7239 0,7281 0,6736 0,6380 0,6440 0,6929 0,7477 0,7131 0,7019 0,7092
Fe+3/Fe+2 0,3491 0,2287 0,2630 0,2787 0,2370 0,2569 0,2212 0,1433 0,2042 0,2483 0,2761 0,2177 0,2088 0,2061 0,2661
Cr/Fe 3,2373 3,5137 3,3766 3,5188 3,2328 3,5886 3,4249 3,3297 2,9693 3,2186 3,5183 3,4829 3,5518 3,4437 3,2145
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2950 8,2874 8,2803 8,2812 8,2704 8,2886 8,2903 8,2764 8,2699 8,2703 8,2813 8,2952 8,2858 8,2840 8,2867
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
123
Tablo 5.9’ın devamı106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118
Cr2O3 58,77 47,45 49,89 51,34 52,66 53,81 55,31 45,88 46,77 49,39 48,78 50,77 52,89
Al2O3 14,12 19,67 18,47 17,67 18,03 15,89 16,22 22,66 20,64 19,39 19,90 18,05 17,45
Fe2O3 2,62 3,17 2,21 3,09 2,19 3,74 2,77 3,08 3,03 2,93 3,65 3,40 3,30
FeO 11,41 10,68 12,90 11,99 13,37 12,70 13,18 12,56 12,61 11,69 12,61 12,71 12,80
FeOt 13,77 12,16 14,89 14,78 15,34 16,44 15,66 15,33 15,34 14,33 15,90 15,77 15,77
MgO 15,44 15,66 13,89 14,67 14,23 14,89 14,03 14,88 14,33 14,90 14,67 14,34 14,67
TiO2 0,12 0,12 0,12 0,12 0,22 0,17 0,20 0,20 0,21 0,12 0,14 0,19 0,21
NiO 0,11 0,11 0,05 0,08 0,11 0,19 0,21 0,19 0,13 0,13 0,10 0,13 0,17
Mn 0,08 0,11 0,09 0,10 0,14 0,17 0,08 0,13 0,10 0,16 0,12 0,19 0,05
Toplam 102,67 96,98 97,61 99,06 100,94 101,55 102,00 99,59 97,83 98,71 99,98 99,77 101,54
Cr 11,3931 9,2678 10,0102 10,1610 10,2703 10,4578 10,7254 8,8470 9,2585 9,7191 9,4950 9,9954 10,2653
Al 4,0797 5,7270 5,5234 5,2118 5,2425 4,6035 4,6899 6,5136 6,0918 5,6875 5,7749 5,2962 5,0476
Fet 2,8237 3,1677 3,1597 3,0932 3,1643 3,3806 3,2132 3,1275 3,2116 2,9831 3,2740 3,2845 3,2380
Fe+3 0,4841 0,9613 0,4225 0,5824 0,4070 0,8774 0,5105 0,5652 0,5702 0,5496 0,6767 0,6380 0,6092
Fe+2 2,3396 2,2063 2,7372 2,5108 2,7572 2,5033 2,7026 2,5623 2,6414 2,4335 2,5972 2,6464 2,6288
Mg 5,6443 5,7693 5,2548 5,4743 5,2309 5,4557 5,1314 5,4104 5,3495 5,5291 5,3840 5,3229 5,3669
Ti 0,0216 0,0219 0,0219 0,0224 0,0401 0,0307 0,0371 0,0370 0,0397 0,0219 0,0267 0,0352 0,0390
Ni 0,0217 0,0227 0,0110 0,0156 0,0220 0,0372 0,0416 0,0369 0,0268 0,0266 0,0200 0,0262 0,0338
MnO 0,0160 0,0236 0,0189 0,0216 0,0299 0,0346 0,1614 0,0275 0,0221 0,0327 0,0254 0,0397 0,0095
Top. Katyon 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24 24
Mg/(Mg+Fe+2) 0,7070 0,7234 0,6575 0,6856 0,6548 0,6855 0,6550 0,6786 0,6694 0,6944 0,6746 0,6679 0,6712
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0303 0,0602 0,0265 0,0365 0,0256 0,0550 0,0321 0,0355 0,0358 0,0344 0,0424 0,0401 0,0383
Cr/(Cr+Al) 0,7363 0,6181 0,6444 0,6610 0,6621 0,6943 0,6958 0,5760 0,6031 0,6308 0,6218 0,6537 0,6704
Fe+3/Fe+2 0,2069 0,4357 0,1544 0,2319 0,1476 0,3505 0,1889 0,2206 0,2159 0,2258 0,2606 0,2411 0,2317
Cr/Fe 4,0348 2,9258 3,1681 3,2850 3,2457 3,0934 3,3380 2,8288 2,8828 3,2581 2,9001 3,0432 3,1703
Bir.Hc Byt.(Å) 8,2894 8,2670 8,2698 8,2741 8,2743 8,2851 8,2845 8,2554 8,2619 8,2668 8,2669 8,2743 8,2774
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
124
Tablo 5.10. Kromit mineral kimyası analizlerindeki oksit de�erleri ve bu de�erlerdenhesaplanan katyonik, rasyo ve birim hücre boyutları ortalama, maksimum,minumum ve standart sapma de�erleri.
Min max ortstn
sapma
Cr2O3 44,07 60,82 52,87 4,09
Al2O3 10,96 23,93 17,24 3,50
Fe2O3 0,66 4,99 2,94 0,84
FeO 10,21 16,67 12,69 1,25
FeOt 12,16 19,33 15,33 1,16
MgO 10,58 16,25 14,45 0,98
TiO2 0,03 0,26 0,16 0,05
NiO 0,01 0,21 0,11 0,04
MnO 0,01 0,22 0,11 0,05
Cr 8,5777 12,4853 10,3773 0,9462
Al 3,3577 6,7453 5,0154 0,9336
Fet 2,4830 4,0222 3,1884 0,2538
Fe+3 0,0384 1,3030 0,5625 0,1938
Fe+2 2,1084 3,7809 2,6325 0,2807
Mg 4,1774 5,8734 5,3374 0,3057
Ti 0,0046 0,0486 0,0297 0,0092
Ni 0,0018 0,0424 0,0228 0,0085
Mn 0,0017 0,1727 0,0291 0,0293
Top. Katyon 24,0000 24,0000 24,0000 0,0000
Mg/(Mg+Fe+2) 0,5249 0,7358 0,6693 0,0376
Fe+3/(Fe+3+Al+Cr) 0,0024 0,1719 0,0374 0,0215
Cr/(Cr+Al) 0,5611 0,7849 0,6741 0,0606
Fe+3/Fe+2 0,0102 0,4792 0,2175 0,0818
Cr/Fe 2,5994 4,0396 3,2712 0,3270
Bir.Hc Byt.(Å) 8,1578 8,3056 8,2761 0,0215
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
125
5.7.5.1. Mineral Kimyası % Oksit Histogramları
Kromit mineral kimyası analizlerinde analizi yapılan % Cr2O3, Al2O3,
Fe2O3, FeO, MgO, TiO2, NiO ve MnO de�erleri histogram da�ılımları �ekil 5.12’de
görülmektedir. Oksit de�erlerinin histogram da�ılımlarında MgO ve FeO hariç di�er
altı adet oksit de�erlerinde belirgin bir kümelenme görülmemektedir. MgO
histogramında analiz de�erlerinden dokuz adeti hariç di�erlerinin tamamı % 14-16
FeO’in ço�unlu�unu ise % 12-14 aralı�ında kümelenmektedir. Fe2O3 analizleri %
2-3 ve TiO2 de�erlerinde ise de�erlerinde analizler % 0.1-0.2 aralı�ında genel
kümelenmeleri vardır.
5.7.5.2. Mineral Kimyası Analizlerinin Cr2O3, ile Fe2O3, FeO, MgO ve TiO2
Kar�ıla�tırma Diyagramları
Kromit mineral kimyası analizlerinin ana oksit de�erlerinden Cr2O3, ile
Fe2O3, FeO, MgO ve TiO2 de�erleri kar�ıla�tırıldı�ında aralarında bir ba�ıntı
bulunmamaktadır (�ekil 5.13). Kar�ıla�tırma diyagramlarında Fe2O3 ve TiO2 ile
Cr2O3 diyagramlarında (�ekil 5.13. A-D) de�erler geni� bir aralıkta da�ılırken di�er
iki diyagramda (�ekil 5.13. B-C) da�ılımlar daha düz bir çizgisel yapıdadır.
5.7.5.3. Mineral Kimyası Analizleri % Oksit De�erleri ile Birim Hücre
Boyutlarının Kar�ıla�tırma Diyagramları
Kromitlerin mineral kimyasında elde edilen % Cr2O3, Al2O3, MgO ve FeOt
de�erinden hesaplanan FeO ve Fe2O3 de�erleri kromit kristalinin birim hücre boyutu
arasındaki ba�ıntılar �ekil 5.14 de görülmektedir. Kromit mineralinin ideal kristal
birim hücre boyutu 8.378 Å’dur (Deer ve ark. 1992). Analizi yapılan kristallerden
hesaplanan birim hücre boyutlarında ideal yapıda kristalin olmadı�ı görülmü�tür.
Birim hücre boyutları ile analizlerdeki Cr2O3 arasısında pozitif bir ba�ıntı vardır.
Kristalin birim hücre boyutu artıkça Cr2O3 de�erinde önemli bir artı� görülmektedir
(�ekil 5.14. A). Birim hücre boyutu ile kristalin Al2O3 arasında negatif bir ba�ıntı
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
126
�ekil 5.12. Kromit mineral kimyası analizlerinin % oksit de�erleri histogramda�ılımları.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
127
A40 45 50 55 60 65
% Cr2O3
0
1
2
3
4
5
Fe2O
3
B40 45 50 55 60 65
% Cr2O3
5
10
15
20
FeO
C40 45 50 55 60 65
% Cr2O3
5
10
15
20
MgO
D40 45 50 55 60 65
% Cr2O3
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
TiO
2
�ekil. 5.13. Kromit mineral kimyası analizlerinin % oksit de�erlerinin kar�ıla�tırmadiyagramları.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
128
A 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32
40
45
50
55
60
65%
Cr2
O3
B 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32
5
10
15
20
25
%A
l2O
3
C 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32
0
1
2
3
4
5
%Fe
2O3
D 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32
5
10
15
20
%Fe
O
E 8.24 8.26 8.28 8.30 8.32
5
10
15
20
%M
gO
Birim Hücre Boyutu (Å)
�ekil 5.14. Kromit mineral analizi % oksit de�erleri ile birim hücre boyutlarınınkar�ıla�tırma diyagramları.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
129
vardır. Kristalin birim hücre boyutu artması ile Al2O3 de�eri azalmaktadır (�ekil.
5.14. B). Di�er oksit de�erler (Fe2O3-FeO-MgO) ile birim hücre boyutu arasında bir
ba�ıntı kurulamamı�tır (�ekil 5.14.C-D-E).
Greenbaum, (1972) Troodos Ofiyoliti’ndeki (Kıbrıs) kromitlerdeki ve di�er
ofiyolitlerdeki benzer ba�ıntının Alpin (podiform) tip kromitlerin tipik özelli�i
oldu�unu belirtmektedir.
5.7.5.4. Mineral Kimyası 100 Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+) Diyagramı
Elde edilen kromit minerali analizlerinden hesaplanan 3+ de�erli
katyonlardan Cr ve Al ile +2 katyonlardan Mg ve Fe+2 de�erlerinden hesaplanan
100 Cr/(Cr+Al) (56-78 aralı�ında), Mg/(Mg+Fe2) (52-73 aralı�ında) 100 Cr/(Cr+Al)-
Mg/(Mg+Fe2) diyagramında de�erlerin tamamı podiform ve üç tanesi podiform-
stratiform ortak alanına dü�mektedir (�ekil 5.15). MAR bölgesine dü�en analiz
yoktur.
5.7.5.5. Mineral Kimyası Cr-Al-Fe+3 Stevens Üçgen Diyagramı
Kromit mineral kimyası analizlerindeki oksit de�erlerinden hesaplanan
katyonik Cr, Al ve Fe3+ de�erleri ile kromitleri podiform-stratiform ayrımı ve Al-
kromit, Cr-spinel, Fe-spinel, Al-manyetit, Cr-manyetit ve Fe-kromit ayırımı yapan
Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramında, podiform kromit ve Al-kromit alanı olan 1 no’lu
bölgede yer almaktadır (�ekil 5.16).
5.7.5.6. Cr2O3-Al2O3 ve FeO-MgO Diyagramları
Kromit mineral kimyası analiz sonuçlarında elde edilen oksit de�erlerinden
Cr2O3-Al2O3 ve FeO ve MgO arasında negatif bir korelasyon vardır. Bu oksit
de�erlerinde Cr2O3 de�eri artarken Al2O3 de�eri azalmaktadır. Benzer ili�ki FeO ile
MgO arasında da görülmektedir. Bu de�erler Bridges ve ark. (1995)
diyagramlarında dalma batma zonu ofiyolitleri bölgesinde yer almaktadır (�ekil
5.17A-B).
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
130
�ekil 5.15. Kromit mineral kimyası analizlerinin 100 Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+)diyagramı. Podiform ve stratiform alanları Irvine (1967) ve M.A.R. (MidAtlantic Ridge-Atlantik Ortası Rifti) alanı Aumente ve Loubat (1971) denalınmı�tır.
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
131
�ekil 5.16. Cr-Al-Fe+3 Stevens (1944) üçgen diyagramı. Podiform-stratiform alanlarıDickey (1975)’den alınmı�tır.
5
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
132
�ekil 5.17. Kromit mineral kimyası analizleri oksit de�erleri diyagramları (Bridgesve ark. 1995).A-FeO-MgO diyagramıB- Cr2O3-Al2O3 Diyagramı.
A
B
5. ARA�TIRMA BULGULARI Ali TÜMÜKLÜ
133
5.8. Bakır Cevheri Mineral Kimyası Analizleri
Nabit bakır kristallerini içeren kayaçlardan bir adet örnek (Resim 5.35)
üzerinde üç ayrı noktada mineral kimyası analizi yapılmı�tır (Tablo 5.11.). Analiz
sonuçunda bakır minerallerin nabit oldu�u ve Cu elementi ile birlikte As
elementinden olu�tu�u görülmü�tür.
Tablo 5.11. Nabit Cu içeren resim 5.34’deki örnekte üç ayrı noktada yapılan mineralkimyası analiz sonuçları.
% element 1 2 3Cu 97.033 97.904 97.016As 2.731 2.789 2.805Toplam 99.764 100.693 99.821
Resim 5.35. Mineral kimyası analizi yapılan bakır cevheri örne�i.
6.SONUÇLAR VE ÖNER�LER Ali TÜMÜKLÜ
134
6. SONUÇLAR VE ÖNER�LER
Çalı�ma alanı olan Pozantı-Karsantı Ofiyoliti’nin batı kesimini olu�turan
Mazmılı-Koparan bölgesindeki kromit ve bakır cevherle�mesi ile kayaçlarda yapılan
incelemelerde a�a�ıdaki sonuçlar elde edilmi�tir.
1. Çalı�ma alanı içerisinde kromit cevheri ocak i�letmecili�i ve arazide
mostralarda bulunum önem sırasına göre masif, saçınımlı, noduler ve bantlı tip
cevherden olu�maktadır. Bu dört tip cevherin en az ikisinin bir araya gelmesi ile
karı�ık tipte kromit cevheri de yer yer görülmektedir.
2. Deformasyon sonucu cevher içerisindeki serpantinize olivinler belirgin
bir yönelim kazanmı�tır. Masif yapıdaki cevherin etrafı saçınımlı cevher ile
ku�atılmı�tır. Noduler tip cevherlerin 0,5-35mm arasında de�i�en boyutlarda e�
boyutlu, e� boyutsuz, yuvarlı�ımsı ve kö�eli tipte nodullerden olu�tu�u görülmü�tür.
Bantlı tip cevher bölgede en az da�ılıma sahiptir.
3. Kromitlerde mikroskop çalı�ması sonucu, kromit kristallerinin
kataklazma sonucu tamamen parçalandı�ı ve ilksel yapıda kristalin korunmada�ı
görülmü�tür. Kromit kristallerin içerisinde serpantinize olivin kapanımlarının
bulundu�u görülmü�tür.
4. Kromit cevherinde yapılan kromit mineral kimyası analizlerinin podiform
ve stratiform tip kromitleri ayıran Cr/(Cr+Al)-Mg/(Mg+Fe2+) ikili diyagrama ve
Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramına konulması sonucu analiz de�erlerinin podiform
kromit özelli�inde oldu�u ve Cr-Al-Fe3+ üçgen diyagramında Al kromit oldu�u
görülmü�tür.
5. Kromit mineral kimyası % oksit analizlerinden MgO-FeO ve
Al2O3-Cr2O3 diyagramlarında kromitlerin dalma batma zonu (Supra-Subduction
Zone SSZ) ofiyolitleri kromit özelli�inde oldu�u görülmü�tür.
6. Kromit cevheri parlak kesitlerinde birincil nikel-demir-sülfür minerali
olan pentlantit (Fe,Ni)9S8) minerali optik olarak tespit edilmi�tir.
7. Cevher içerisindeki pentlantit minerallerin bozu�ması ile ikincil olarak
olu�an millerit (NiS) ve avaruit (Ni2Fe-Ni3Fe) mineralleri mineral kimyası
analizlerinde tespit edilmi�tir.
6.SONUÇLAR VE ÖNER�LER Ali TÜMÜKLÜ
135
8. Mineral kimyası analizlerinde kromit kristallerin etrafında Cu-Zn
ala�ımları görülmü�tür.
9. Bazı kromitlerin dü�ük ye�il �ist fasiyesinde metamorfizması sonucu
kromit kristallerinin etrafında ve kataklazma sonucu bölünen parçalarının içerisinde
stiktit [Mg6Cr2(OH)16CO34H2O] minerali olu�mu�tur.
10. Kromitlerin bozu�ması ile kristallerin etrafında, kırık ve çatlaklarda
manyetitle�meler tespit edilmi�tir.
11. Kataklazma sonucu olu�mu� kromit kristallerinin içerisindeki çek-ayır
dokularında ve kenarlarında hidrotermal olarak gelmi� yerle�mi� ve mineral kimyası
analiz sonuçlarına göre % 96.839-98.821 Ag elementinden olu�an nabit gümü�
mineralleri tespit edilmi�tir.
Sistematik numune alım yöntemi ile Nabit Ag kayna�ı ve muhtemelen
bulunan rezervi tespit edilebilir.
12. Kromit cevherinde yapılan XR-F analizleri sonucunda cevherin içerdi�i
% Cr2O3 ile FeOt ve Al2O3 arasında pozitif bir korelasyonun MgO ile arasında
negatif bir korelasyonu oldu�u tespit edilmi�tir.
Kromit cevheri içerisindeki Cr2O3 ile iz elementlerin kar�ıla�tırılmalarında,
Cr2O3 ile Zn, V, Ti, ve Co arasında pozitif ve Ni elementi ile negatif bir korelasyon
oldu�u tespit edilmi�tir.
13. Bölgedeki radyoloritik kayaçların yapısıyla uyumlu olarak önemli
ölçüde bakır cevherle�mesi bulunmaktadır. Bakır cevherinden yapılan mineral
kimyası sonucu analizlerine göre bunların nabit bakır oldu�u ve içerisinde
%2,73-2,80 oranında As elementi içerdi�i görülmü�tür. Bakır cevheri içeren
kayaçlarda yapılan AAS analizlerde bakır içeri�inin % 5’leri a�tı�ı tespit edilmi�tir.
Bölgede yapılacak bakır cevherle�mesi rezerv çalı�ması olumlu sonuçlar verebilir.
14. Yapılan mineral kimyası analizlerinde platin grubu (PGM) minerale
rastlanmamı�tır. Yapılacak çalı�malarda PGM’i tespit edilebilir.
136
KAYNAKLAR
ABDÜLSELAMO�LU, �., 1962. Kayseri-Adana Arasındaki Do�u Toroslar
Bölgesinin Jeolojisi Hakkında Rapor. MTA. Enst. Derleme No: 3264.
(Yayınlanmamı�).
AKAY, E. VE UYSAL, �. 1988. Orta Toroslar’ın Post-Eosen Tektoni�i. MTA.
Dergisi, 108, 57-68.
AKIN, A. K., ARTAN, Ü., ASUTAY, H., 1974. Çanakpınarı, Kızılyüksek, Dorucalı
Ocakları Dolayları, 1/10 000 ölçekli Jeoloji Haritası.
AKIN, A. K., 1983. Çanakpınarı-Kızılyüksek-Dorucalı Krom Ocakları Raporu.
MTA. Enst. Ankara (Yayınlanmamı�).
ANIL, M., 1986. Gerdibi-Gertepe-Çataltepe-Çe�tepe (Pozantı-Karsantı-Adana)
Kromit Yataklarının Jeolojik, Metalojenik ve ekonomik �ncelenmesi.
TUB�TAK Projesi TBAG. 667 (Yayınlanmamı�)
ANIL, M., Billor, Z., ÖZÜ�, S., l987. Gerdibi Grubu (Pozantı-Karsantı-Adana)
Kromit Yataklarının Jeolojisi ve Metalojenisi, Do�a, ll:2, l75-205, Ankara.
ANIL, M., l990. Pozantı-Karsantı, Mersin ve Kızılda� (Hatay) Ofiyolitlerindeki Bazı
Kromit Yataklarının Morfolojik Yapısal ve Jenetik Özellikleri ile Akdeniz
Bölgesindeki Benzer Kromit Yataklarının Kar�ıla�tırılması. Do�a, l4, 645-
675, Ankara.
ANIL. M., 1995., Kromit Cevherle�melerinde Görülen Sülfid, Dönü�üm ve Platin
Grubu Minerallerin Da�ılımı. Çu Ün. Ara�. Fonu. Proje No. MMF-94-1.
ANIL, M., 2001. Ecemi� Fay Ku�a�ının Batı ve Do�u Bloklarında Yer Alan
Ofiyolitik Kromitlerin Kar�ıla�tırılmalı Olarak �ncelenmesi. Ni�de Ün.
Müh: m�m. Fak. Ecemi� Fay Ku�a�ı Çalı�ma Grubu WORKSHOP-I.
Bildiriler 32-49.
ANONYMOUS, 1972. Penrose Field Conference on Ophiolites. Geotimes, 17, p. 24-
25.
ARAI, S., 1997. Control Of Wall-Rock Composition on The Formation Of Podiform
Chromitites As a Result Of Magma/Peridotite Interaction. Resource Geol.
47. 177-187.
137
ARAI, S., J. UESUGI and AHMED, H. A., 2004. Upper Crustal Podiform
Chromitite From The Northern Ophiolite As The Stratigraphically
Shallowest Chromite In Ophiolite And Its Implication For Cr Concentration.
Contrib Mineral Petrol. 47: 145-154.
ASHWAL, D. L. And CA�RNCROSS, B., 1997. Mineralogy And Origin Of Stichtite
In Chromite-Bearing Serpentinites. Contrib Mineral Petrol, 127- pp. 75-86.
ATABAY, A. ve AYHAN, A. 1986. Ni�de-Ulukı�la-Çamardı- Çiftehan Yöresinin
Jeolojisi. MTA. Rap. No. 8064. (yayınlanmamı�). Ankara.
AUMENTO, F. And LOUBAT, H., 1971. thE Mid-Atlantic Ridge Near 45o N XVI
Serpantinized Ultramafic Intrusions Can. J. Earth SC�ENCES. 8. 634-663.
BALLHAUS, C., (1998) Origin Of Podiform Chromite Deposits By Magma
Mingling. Earth Planet Sci Lett 156:185–193.
BARNES, S. J., 1986. The Distribution of Chromium Among Ortopyroxene, spinel
and Silicate Liquid at Atmospheric Pressure. Geochimica et Cosmochimica
Acta 50, 1889-1909.
BARNES, S.J., 2000. Chromite in Komatiites, II. Modification During Greenschist
to Mid-Amphibolite Facies Metamorphism. Journal of Petrology |V. 41
Number 3 P. 387-409.
BA�, H. Ve TERZ�O�LU, N. 1986. Jeokimya Ortamlr. Türkiye jeoloji Kurumu
Yerbilimleri E�itim Dizisi. Editör. A. ERLE. 1-61. Ankra
BA�, H., AYHAN, A. Ve ATABEY, E. 1986. Ulukı�la-Çamardı (Ni�de)
Volkanitlerinin Bazı Petrolojik ve Jeokimyasal Özellikleri. Türkiye Jeoloji
Bülteni. Ocak. 27-34.
B�LLOR, Z., 1999. Geochemical Features of Podiform Chromite Deposits In Turkey.
Çukurova Ün. Fen Bilimleri Enstitüsü Jeoloji A.B.D. Doktora Tezi.
(Yayımlanmamı�).
B�LLOR, M. Z. And GIBB, F., 2002. The Mineralogy and Chemistry of The
Chromite Deposits Of Southern (Kızılda�, Hatay and Islahiye, Antep) and
Tauric Ophiolite belt (Pozantı-Karsantı, Adana), Turkey. 9.th. Internaional
Platinum Sypmposium (Abstract). 21-25 July, Montona USA.
B�NGÖL, A.F. 1978. Petrologie du Masif Ophiolitique de Pozantı-Karsantı (Taurus
138
Cilicien, Turquie): Etude de la Orientale. These 3’e Cycle, Universite
Strasbourg.
BLUMENTHAL, M., 1946, Kilikya Toros’larının Çok Dikkate De�er Bir Parçası:
Karanfilda�. M. T. A. Mecmuası. No. 2. S. 257, 263.
BLUMENTHAL, M., 1952., Das taurische Hochgebirge des Alada�, Neuere
Forschungen zu Seiner Geographic, Stratigraphie und Tektonik. Jeolojik
Harita Materyalleri. M.T.A. Yayınları. Seri D. No. 6, 1952.
BORCHERT, H., 1961. Türkiye Krom Cevheri Yataklarında Yapılan Etüdlerden
Ö�rendiklerimiz. MTA. Dergisi. Sayı. 56. s.1-14.
BOUDIER, F., NICOLAS, A. and BOUCHEZ, J.L., 1982. Kinematics of Oceanic
Thrusting and Subduction From Basal Section of Ophiolites. Nature, 296.
825-828.
BOUIDER, F. AND NICOLAS, F. 1985. Harzburgite and Lherolite Subtypes In
Ophiolitic and Oceanic Environments. Earth and Planetary Science Letters,
76. 84-92.
BRIDGES, J. C., PRICHARD, H. M. and MEIRELES, C. A., 1995. Podiform
Chromitite-Bearing Ultrabasic Rocks From The Bragança Massif, Northern
Portugal: Fragments Of Island Arc Mantle?. Geo. Mag. 132(1). pp.39-49.
BRONGNIART, A., 1827. Classification et Caracteres Minerralogiques Des Roches
Homogenes et Heterogenes. F.G. Levrault edd. Paris.(In: Nicolas, A. 1989.,
Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer
Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands ISBN 0-7923-0255-9).
CASSARD D, N�COLAS A, RAB�NOW�CZ M, MOUTTE M, LEBLANC M. and
PR�NZHOFER A., 1981. Structural Classification Of Chromite Pods in
Southern New Caledonia. Econ. Geol. 76:805–831
COLEMAN, R. G., 1971. Plate Tectonic Emplacement Of Upper Mantle Peridotites
Along Continental Edges. Jurnal Of Geophys. Res. 76. 1212-1222.
COLEMAN, R. G. 1977. Ophiolites: Ancient Oceanic Lithosphere? Berlin, Springer-
Verlag, Berlin, 229 p.
139
ÇABUK, I., AKIN, K. ve AÇAN, S., 1977. Çnakpınarı-Kızılyüksek-Kavasak-
Dorucalı Krom Ocakları (Karsantı-Adana) ve Çevresine ait rapor: MTA.
Rapor. (Yayınlanmamı�).
ÇAKIR, Ü., 1978. Petrologie Du Masisf De Pozantı-Karsantı (Taurus Cilicien,
Turquie): Etude La Partie Centralla. These De Doctorat d’Ing. Univ.
Satrasbourg. p. 251.
ÇAPAN. Z. U., 1981. Toros Ku�a�ına ait Be� Ofiyolit Masifinde (Marmaris, Mersin,
Pozantı, Pınarba�ı, Divri�i) Major Element Analizlerinin �statistiksel
Yorumu:I. Ortalama De�erlerin Kar�ıla�tırılması. Yerbilimleri, 7, 105-114.
ÇATAKLI, A. S., 1978. Petrographie et Geochimie des Filons de la partie
Occidentale du Masif Ophiolitique de Pozantı-Karsantı (Turqie). 6 eme
R.A.S.T. Orsay, Paris. P. 94.
ÇATAKLI, A. S., 1983. Assemblage Ophiolitique et Roches Associees de la Partie
Occidentale du Masif de Pozantı-Karsantı. These d’etat, Univ. NancyI
ÇEL�K, Ö. F.and DELALOYE, M. (2001). Geochemical Character and Tectonic
Environment of the Ophiolite Related Metamorphic Rocks and Their Mafic
Dike Swarms in the Pozanti-Karsanti Ophiolite: New Age Constraints on
the Metamorphic Sole Rocks and Dike Swarms. Fourth International
Turkish Geology Symposium, (ITGS IV) September 2001, Adana/Turkey.
p. 238.
DEER, W.A.,HOWIE, R.A., VE ZUSSMAN, J., 1992. The Rock Forming Minerals.
Pearsen Education Limited, Edinburg-ISBN 0-582-30094-0
DEM�RKOL, C., 1989. Pozantı-Karsantı-Karaisalı (Do�u Toros) Arasında Yer Alan
Karbonat Platformunun Stratigrafisi ve Jeolojik Geli�imi. M.T.A. Dergisi,
109, 33-44.
DEM�RTA�LI, E., B�LG�N, A.Z., ERENLER, F., I�IKLAR, S., SANLI, D.Y.,
SEL�M, M., TURHAN, N., 1973. Bolkarda�larının Jeolojisi. Cumhuriyetin
50. Yılı Yer Bilimleri Kongresi, Tebli�ler. MTA. Yayını.
DICK, H.J.B. and BULLEN, T., 1984. Chromian Spinels as a Petrogenetic Indicator
in Abyssal and Alpine Type Pridotites and spatially Associated lavas.
Contributions to Mineralog and petrology. 86, 54-76.
140
DICKEY, J.S., 1975. A Hypotesis of Origine For Podiform Chromit Deposits,
Geochim. Cosmo, Chim. Acta 39
D�LEK, Y., and MOORES, E. M., 1990. Regional Tectonics of The Eastern
Mediterrannean Ophiolites.
D�LEK, Y., THY, P., HACKER, B., and GRUNDVIG, S., 1999. Structure and
Petrology of Tauride Ophiolites and Mafic Dike Intrusions (Turkey):
Implications for The Neotethyan Ocean. Bulletion of The Geological
Society Of America , 111, 1192-1216.
DROOP, G.T.R., 1987. A General Equation For Estimating Fe3+ Concentrations In
Ferromagnessian Silicates And Oxides From Microprobe Analyses, Using
Stoichiometric Criteria. Mineralogical Magazine, V.51, p.431-435.
ENG�N, T., OZKOÇAK, O., and ARTAN, U., 1986. General Geological Setting and
Character of Chromite Deposits In Turkey. Chromites, Unesco’s IGCP-197
Project Metallogeny Of Ophiolites. p. 199-228. Athens.
ENG�N, T. 2001. Ofiyolitler ve Ofiyolitlere Ba�lı Maden Yatakları. Magmatik
Petrojenez, TÜB�TAK Lisanasüstü Yaz Okulu. 7-12. Akcakoca-Düzce.
FOUQUE And MICHEL, L. 1879. (In: Nicolas, A. 1989., Structures of Ophiolites
and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer Academic Publishers.
Dordrecht. The Netherlands ISBN 0-7923-0255-9).
GEORGE, R. P., 1978. Structual Petrology Of The Olympus Ultramafic Complex �n
The Troodos Ophiolitic Coplexç Geo. Soc. Am. Bull. 89. 845-865.
GÖNCÜO�LU, M.C., 1981. Ni�de Masifinin Jeolojisi, �ç Anadolu’nun Jeoloji
Sempozyomu. TJK. 19-19.
GÖNCÜO�LU, M.C., 1982. Ni�de Paragnayslarında Zirkon U/Pb ya�ları. TJK.
Bült. 25/1. 61-66.
GÖNCÜO�LU, 1986. Orta Anadolu Masifinin Güney Ucundan Jeokronolojik Ya�
Bulguları. MTA Dergisi 105/106, 83-96.
GÖRÜR, N., 1979. Karaisalı Kireçta�ının Sedimantolojisi.Türkiye Jeoloji Kurumu
Bülteni, 22(2), 227-235.
141
GREENBAUM, D., 1972. The Chromitiferous Rocks of the Troodos Ophiolite
Complex, Cyprus. Economic Geology and the Bulletion of the Society Of
Economic Geologists. v. 72. No. 7. p.1175-1194.
GÜRBÜZ, K., 1993. Identification and Evolution of Miocene Submarine Fans In
The Adana Basin, Turkey. Ph.D Thesis, University of Keele. 327 p.
HANLEY, D. S. O., 1996. Serpentinitler, Record of Tectonic and Petrological
Histroy. Newyork . Oxford University Press. S. 100.
HOCK, M., FRIENDR�CH, G., PLUGER, W. and WICHOWSKI, a. 1986.
Refractory and Metallurgic-Type Chromite Ores, Zambales Ophiolite,
Luzan, Philippines: Mineralium Deposita, 21. 190-199.
HIESSLEITNER, G., 1955., Güney Anadolu Torosu Kromitli Peridotit
Serpantinlerin Jeolojisine Yeni �laveler. M. T. A. Mecmuası, No. 46/47.
HUTCHINSON, R.W., 1973. Volcanogenic Sulfide Depositsand Their Metallogenic
Significance: Econ. Geology. Vol. 68. No. 8.
IRVINE, T. N., 1967. Chromian Spinels As A Petrogenic Indicator, Part II,
Petrologic Applications. Canadian Jurnal Of Earth Sciences 4. 71-103.
JACKSON, E.D. and THAYER, T.P., 1972. Some Criteria-Gabbro Complexes :
Internat. Geol. Cong. 24. Montreal , Proc., 2. 280-296.
JAFFEY, N.and H.F., ROBERTSON, 2001. New Sedimantological and Structural
Data From The Ecemi� Fault zone, Southern Turkey: Implications For Its
Timing and Offset and The Cenozoic Tectonic Escape Of Anatolia. Jurnal
Of Geological Society, Vol. 158, pp..367-378.
JUTEAU, T., 1975. Les Ophiolites Des Nappes d’Antalya (Tauride Occidentales
Turquie) Petrologie d’un Fargment De I’ancieenne Croute Oceanique
Tethysi Enne Sc de La Terra, Mem. Nancy, No. 32., 692.
JUTEAU, T. 1980. Ophiolites of Turkey. Ofioliti 2, 199-237.
JUTEAU, T., MARCOUX, J., REUBER, I., LAGABR�ELLE, Y. ve MONTIGNY,
R., 1985. Terra Cognita Vol. 5 no. 2-3. p. 127 (Abstaract)
JUTEAU, T., 2004.The Ophiolites of Khoy (NW Iran): Their Significance in The
Tethyan Ophiolite Belts of The Middle-East. C.R. Geoscience 336 105-108
142
KESK�N, �., 1997. Ulukı�la-Çamardı Tersiyer Havzası Kuzeydo�u Kesiminin
Jeolojisi ve Sedimanter Özellikleri. �stanbul. Ün. Fen. Bil. Ens. Master T.
(Yayınlanmamı�).
KET�N, 1956. Yozgat Bölgesinin Jeolojisi ve Orta Anadolu Masifinin Tektonik
Durumu TJK. Bulteni., 6, 1-40. (In: Gönçüo�lu, M.C. 1986. Orta Anadolu
Masifinin Güney Ucundan Jeokronolojik Ya� Bulguları. MTA Dergisi
105/106, 83-96).
KLEYN, V. P.H. 1966., Geologie Reconnaissance Maping in the Alada�lar: MTA.
Rap. (M. Etüd. Rap. Yayınlanmamı�).
KOÇY���T, A., 2001. Kıta �çi Yeni Bir Do�rultu Atımlı Yapı; Orta Anadolu Fay
Zonuu. Ecemi� Fay ku�a�ı Çalı�ma Grubu, Workshop-I, 8, Ni�de.
KORKANÇ, M., 1998. Ecemi� Koridoru ve Eynelli-Bademdere (Çamardı-Ni�de)
Yöresinin Sedimantolojik ve Tektonik �ncelenmesi Ni�de Ün. Fen Bil.
Master T. (Yayınlanmamı�).
KU�ÇU, �., 2001. Çamardı (Ni�de) Dolayındaki Yapısal Elemanların Sınıflaması.
Ni�de Ün. Müh. Mim. Fak. Çalı�ma Grubu Workshop-I Bildiriler, 138-
149.s
LAGO BL, RABINOW�CZ, M. And NICOLAS, A., 1982. Podiform Chromite Ore
Bodies: A Genetic Model. J Petrol 23:103–125
LEBLANC, M., 1980. Chromite Growth Dissolution and Deformatin From A
Morphological Viev Point, Sem Investigation Deposita, Mineral
deposita,15, pp: 201-210.
LEBLANC, M. and VIOLETTE, J. F., 1983. Distribution of Al-Rich and Cr-Rich
Chromite Pods in Ophiolites. Economic Geology. 78, 123-132.
LEBLANC, M. And LBOUABI, M., 1998. Native Silver Minerallization Along a
Rodingite Tectonic Contact Between Serpentinite and Quartz Diorite (Bou
Azzer, Morpcco). Economic. Geology. 83, 1379-1391.
LEBLANC, M. And NICOLAS, A., 1992. Ophiolitic Chromitites. Int. Geology Rev.
34, 653-686.
LEHMANN, J. 1983. Diffusion Between Olivine and Spinel: Application to
Geothermometry. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 64, p. 123-138
143
LYTWYN, J. N. And CASEY, J.F., 1995. Geochemistry of Postkinematic Mafic
dike and Subophiolitic metabasites, Pozantı-Karsantı Ophiolite, Turkey:
Evidence for Ridge Subduction. GSA Bulletion; v:107; no: 7. P: 830-850.
MACKENZ�E, I. D., 1960. High Temperature Alpine Type Peridotite From
Venezuela. Geol.Soc. America Bull.., V. 71, p. 303-318.
MALITCH, K., MELCHERÃ, N. F. AND MUÈHLHANS, H., 2001. Palladium and
Gold Mineralization in Podiform Chromitite at Kraubath, Austria.
Mineralogy and Petrology, Springer-Verlag: 73: 247-277
METZ, K. 1955., Alada� ve Karanfil Da�ının Yapısı ve Bunların Kilikya Torosu
Tesmiye Edilen Batı Kenarları Hakkında Malümat Husulu �çin Yapılan
Jeolojik Etüt. MTA. Yayınları. Sayı 48- Sayfa 63-76 .
MOORES, E.M., LOUISE , H.K., D�LEK, Y., 2000. Tethyan Ophiolites, Mantle
Convection and Tectonic ‘Historical Contingency’ . A Resolution of The
‘Ophiolite Conundrum’. Special Paper 349: Ophiolites and Oceanic Crust:
New Iinsights From Field Studies and the Ocean Drilling Program:pp. 3–12.
MOUTTE, J., 1982. Chromite Deposits of The Tiebaghi Ultramafic Massif, New
Caledonia. Econ. Geo. 77. 576-591.
MURCK, B. W and CAMPBELL,I. H. 1986. The Effects Of Temperature, Oxygen
Fugacity And Melt Composition On The Behaviour Of Chromium In Basic
And Ultrabasic Melts. Geochimica et Cosmochimica Acta V. 50, Issue 9 , P.
1871-1887.
NICOLAS, A., BOUDIER, F., AND BOUCHEZ, J.L., 1980. Interpretation of
Peridotite Structures From Ophiolitic and oceanic Environments. American
Journal of Science, 280. 192-210.
NICOLAS, A. 1989., Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere.
Kluwer Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands. IBNN 0-7923-
0255-9.
OKAY, A.C, 1955, Ni�de-Çamardı (Maden) ve Ulukı�la Arasındaki Bölgenin
Jeolojisi: MTA Enstitüsü Rapor No: 2383 (Yayınlanmamı�).
OVALIO�LU, P., 1963. Die Chromerzlagerristatten Von Pozantı Reviers und ihre
Ophiolitissche Muttergeisteine: MTA. 114. 86.
144
Ö�RÜNÇ, G., GÜRBÜZ, K. ve NAZ�K, A., 2000. Adana Baseni Üst Miyosen-
Pliyosen �stifinde “Messiniyen Tuzluluk Krizine” Ait Bulgular. Hacettepe
Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Ara�tırma Merkezi Bülteni.
Yerbilimleri, 22, 183-192.
ÖZER, B., DUVAL, B., COURR�ER, P. and LETOUZEY, J. 1974.Antalya-Mut-
Adana Neojen Havzaları Jeolojisi. Turkiye II. Petrol Kongresi, Ankara,57-84.
ÖZGÜL, N., 1976. Toroslar’ın Bazı Temel Jeoloji Özellikleri. Türkiye Jeoloji
Kurumu Bülteni, c, 19. 65-78.
PAKTUNÇ, A.D., 1990. Origin Of Podiform Chromite Deposits By Multistage
Melting, Melt Segregation And Magma Mixing In The Upper Mantle. Ore
Geol Rev 5:211-222
PARLAK, O., 2000. Geochemistry and Significance of Mafic Dyke Swarms In The
Pozantı-Karsantı Ophiolite. Turkish J. of Earth Science. Vol. 24.pp. 29-38.
PARLAK, O., DELALOYE, M., 1999. Precise 40Ar/39Ar Ages From The
Metamorphic Sole of The Mersin Ophiolite (Southern Turkey).
Tectonophysics 301, 145–158.
PARLAK, O., ÇEL�K, Ö.F. and DELALOYE, M. (2001) Geochemistry of The
Volcanic Rocks From The Pozantı-Karsantı Ophiolite (S. Turkey). 4th
International Turkish Geology Symposium (ITGS-IV), 24-28 September
2001 Adana-Turkey, p. 239.
PARLAK, O., HÖCK, V., DELALOYE. M., 2002. The Supra-Subduction Zone
Pozantı-Karsantı-Ophiolite Southern Turkey: Evidence For High-Pressure
Crystal Fractionation of Ultramafic Cumulates. Lithos 65, 205-224.
PEARCE, J. A., LIPPARD, S.J. ve ROBERTS, S. 1984. Characteristics and Tectonic
Significance of Supra-Subduction Zone Ophiolites (In YALINIZ, M. K.
2001. Dalma Batma Zonu (Supra-Subduction Zone SSZ) Ofiyolitlerin
Petrojenezi. Magmatik Petrojenez TÜB�TAK. Lisans Üstü Yaz Okulu. 7-12.
377-400.)
PINSET,R.H. AND HIRST, D.M 1977. The Metamorphism of The Blue River
Ultramafic Body Cassiar, British Columbia. Canada Jurnal of Petrology 18,
567-594.
145
POLAT, A., CASEY, J.F., 1995 A Stuructural Record of The Emplacement of the
Pozantı-Karsantı Ophiolite Onto the Menderes-Taurus Block in Tthe Late
Cretaceus, Eastren Taurides, Turkey. J. Structu. Geology 17. 1673-1688.
POLAT, A., CASEY, J.F., KERRICH, R., 1996. Geochemical characteristics of
Accreted Material Beneath The Pozantı-Karsantı Ophiolite, Turkey: Intra-
Oceanic detachment, Assembly and Obduction. Tectonopysics 263. pp. 249-
276.
RAHGOSHAY, M. And JUTEAU, T., 1980. Chromites from the ophiolitic masif of
Pozantı-Karsantı, Cilicain Taurus, Turkey: New Observation About their
Structural Setting and Geochemistry: Unesco, An Int, Symp. On
Metallogeny of Mafic and Ultramafic Complexes. Vol., Athens (IGGP), P.
114-126.
RALEIGH, C. B., 1967. Experimental Deformation Of Ultramafic Rocks and
Minerals. (In Engin, 2001 Ofiyolitler ve Ofiyolitlere Ba�lı Maden Yatakları.
Magmatik Petrojenez, TÜB�TAK Lisanasüstü Yaz Okulu. 7-12. Akcakoca-
Düzce.
ROEDER, P.L. and REYNOLDS, I., 1991. Crystallization of chromite and
Chromium Solubility in Basaltic Melts. Jurnal of Petrology v. 32. 909-934.
SCHMIDT, G.C., 1961. Stratigraphic Nomenclature For the Adana Region
Petroleum Dist.. VII: Petrol Dairesi Ne�riyetı, No. 6.
SPRAY, J.G., 1984. Possible Causes and Consequences of Upper Mantle Decoupling
and Ophiolite Displacement.
STEINMANN, G. (1927). Die Ophiolithischen Zonen in Den Mediterranen
Kettengebirgen. XlVe Congr. Intern.Geol. (Madrid), C.R., fasc. 2, pp. 637-
668.( In: Nicolas, A. 1989., Structures of ophiolites and dynamics of oceanic
lithosphere. Kluwer Academic Publishers. Dordrecht. The Netherlands).
STEVENS, R. E., 1944. Composition Of Some Chromites Of The Western
Hemisphere Am. Mineralogist V. 29/1-2. 1-34. �llus Incl. Index Map, Jan.-
Feb. Econ. Geology.
STOWE, C. W., 1987. Chromite Deposits of The Shurugwi Greenstone Belt
Zimbabwe. Geological Society of South Africa Transactions, V.7.p. 303-314.
146
STOWE, C. W., 1994. Compositions and Tectonic Settings Of Chromite Deposits
Through Time. Econ. Geol. 89. 528-546.
�ARO�LU, F. EMRE, Ö ve KU�CU, I., 2001. Ecemi� Fayı ve Depram Potansiyeli.
Ni�de Üniversitesi Müh. Mim. Fak. Ecemi� Fay Ku�a�ı Çalı�ma Grubu
Worshop-I Bildiriler, 20-30.
TATHAVADKAR V.D.; ANTONY M.P. and JHA A., 2004. An Investigation of the
Mineralogical Properties of Chemical Grade Chromite Minerals
Scandinavian Journal of Metallurgy , vol. 33, no. 2, pp. 65-75(11).
TEKEL�, O., 1980. Toros’larda Alada�ların yapısal Evrimi. TJK. Bülteni 19. 65-78.
TEKEL�, O., 1981. Toros’larda Alada� Ofiyolitli Melanjının Özellikleri. Türkiye
Jeoloji Bülteni. C. 24.. s.57-64.
TEKEL�, O., AKSAY, A., ÜRGÜN, B.M. I�IK, A., 1984. Geolgoy of the Alada�
Mountains. Geology Of The Taurus Belt: Procedings Int. Sym., 26-29.
September., 143-149. Ankara. Turkey.
THAYER, T. P., 1960. Some Critical Differences Between Alpine Type and
Startiform Peridotite Gabro Complexes: 21. St. Inter Geol. Congr.,
Copenhagen, Reports., 13. 247-259.
THAYER, T.P., 1964. Principal Features and Origin Of Podiform Chromite Deposits
and Some Observations On The Guleman-Sorida� District, Turkey: Econ.
Geol., 59. 1497-1524.
THAYER, T.P., 1969. Gravity Differentiation and Magmatic Replacement Of
Podiform Chromite Deposits
UÇAR, L. 2001. Ecemi� Fay Ku�a�ı Boyunca Gülek-Kamı�lı Alanının Startigrafisi.
N.Ü. Müh. Mim. Fak. Ecemi� Fay Ku�a�ı Çalı�ma Grubu Workshop-I
Bildiriler, 91-112.
USGS. 1996-2001. Geological Survey Mineral Commodity Summaries. P. 46-47.
(Yayınlanmamı�)
ÜNLÜGENÇ, U.,C., KELL�NG, G. and DEM�RKOL, C., 1990. Aspecets Of Basin
Evolution In The Neogene Adana Basin, SE Turkey. International Earth
Science Congress On Aegean Regions. 1-6 Octeber, �zmir-Turkey, p. 353-
369.
147
ÜNLÜ�ENÇ, Ü. ve DEM�RKOL, C., 1991. Karsantı, Akdam ve E�ner (KKD
Adana) Dolaylarının Sratigrafik �ncelenmesi. Ahmet Acar Sempozyomu,
Bildiriler, 239-254. Adana.
YET��, C., 1978 (a) Çamardı (Ni�de) Yakın ve Uzak Dolayının Jeoloji �ncelenmesi
ve Ecemi� Yarılım Ku��ı’nın Maden Bo�azı-kamı�lı Arasındaki Özellikleri.
�:Ü. Fen Fakültesi, Doktora Tezi. (Yayımlanmamı�).
YET��, C., 1978. (b) Geology of the Çamardı (Ni�de) Region and the Characterics
of the Ecemi� Fault Zone Between Maden Bogazı and Kamı�lı. �stanbul
Ünv. Fen Fak. Mecm. Seri E. 43, 41-61.
YET��, C., 1984. New Observation on The Age of The Ecemi� Fault: Internatıonal
Symposium On The Geology of Taurus Belt, Proceeding, Ankara, 159-164.
YET��, C. ve DEM�RKOL, 1984., Adana Baseni Kuzey-Kuzeybatı Kesiminin
Temel Stratigrafisine �li�kin Bazı Gözlemler: TJK. 38. Bilimsel ve Teknik
Kurultayı Bil. Özetleri, 59-61.
YET��, C. ve DEM�RKOL, C., 1986. Adana Baseni Batı Kesiminin Detay Etüdü.
MTA Rapor No: 8037, 187 s., (Yayımlanmamı�).
YET��, C.,1988. Reorganisation of The Tertiary Stratigraphy In The Adana Basin,
Southern Turkey. Newsletter Stratigraphy, 20(1), 43-58.
YUMUL, G.P., BALCE, G. R., 1994. Supra-Subduction Zone Ophiolites as
Favorable Host For Chromitite, Platinum and Massive Sulfide Deposits.
Jurnal of Southeast Asian Earth Sciences. Vol. 10. no. ½. pp. 65-79.
ZHOU, M. F. and ROBINSON, P. T., 1994. High-Cr and High-Al podiform
Chromitites From Western China: Relations to Partial Melting and
Melt/Rock Interaction in The Upper Mantle: International geology Rewiew.
36, 678-686.
ZHOU, M. F., ROBINSON, P, T., MALPAS, J. And LIZ. 1996. Podiform
Chromitites in The Lobusa Ophiolite (Southern Tibet). Implications For
Melt-Rock Interactıon and Chromite Segration in The Upper Mantle.
Journal Of Petrografi 37/1. 3-21.
ZHOU, M. F. AND ROBINSON, P. T. 1997. Origin and Tectonic Enviroment of
Podiform Chromite Deposits. Economic Geology 92. 259-262.
148
ZHOU, M.F., SUN, M., KEAYS, R. R., and KERRICH,W. 1998. Controls On
Platinum-Group Elemental Distributions of Podiform Chromites: A Case
Study Of High-Cr-And High Al Chromitites from Chinese Orogenic Belts.
Geochimica et Cosmochimica Acta Vol. 4. 677-688.
ZHOU, M. F., ROB�NSON, P. T., MALPAS, J., AITCHISON, J., SUN, M., BAI,
W. J., HU, Xf., F., and YANG, J.S. 2001. Melt/Mantle Interactıon and Melt
Evolution In the High-Al Chromite Deposits Of The DAlabute Ophilite
(NW Chine). Jurnal Of Asain Earth Sciences. 19., 517-534
WESTAWAY, R., 1999. Comment on ‘‘A New Intracontinental Transcurrent
Structure: the Central Anatolian Fault Zone, Turkey’’. by A. Koçyigit and
A. Beyhan. Tectonophysics 314 469–479
WHITTAKER, P.J. and WATKINSON, D.H. (1984). Genesis of Chromitite From
The Mitchell Range, Central British Columbia. Canadian . Mineral. 22, 161-
172.
149
ÖZGEÇM��
�lk ve orta ö�renimimi Adana ili Sarıçam ilk okulu, Yavuzlar orta okulu ve
Merkez Endüstri Meslek Lise’sinde tamamladım. Lisans e�itimimi 1990 yılında
Çukurova Üniversitesi Mühendislik Mimarlık Fak. Jeoloji mühendisli�i bölümünde
tamamladım. 1996 yılında Çukurova Ün. Fen Bilimleri Ens. Jeoloji Ana Bilim
Dalında jeoloji yüksek mühendisi olarak mezun oldum ve aynı yıl Ni�de Üniversitesi
Mühendislik Fak. Jeoloji bölümünde maden yatakları-jeokimya anabilim dalında
ara�tırma görevlisi olarak göreve ba�ladım. 1997 yılında Çukurova Ü. Fen Bilimleri
Enstitüsü Maden Ana Bilim Dalında doktora e�itimime ba�ladım ve 1998 yılında
2547 sayılı YÖK kanunu 35. maddesi gere�ince doktora sürem boyunca ara�tırma
görevlisi kadrom Ç. Ü. Fen. Bilimleri Enstitüsü Maden A. B. D.’na aktarıldı.
EKLER Ali TÜMÜKLÜ
150
EK 1. Do�ada bilinen krom mineralleri
%Criçeri�i
Mineral ismi Kimyasal Formülü MolA�ırlı�ı
87.47% Cr Ferchromide Cr3Fe1-x(x=0,6) 178.3386.66% Cr Tongbaite Cr3C2 180.0178.78% Cr Carlsbergite CrN 66.0068.42% Cr Eskolaite Cr2O3 151.9967.41% Cr Isovite (Cr,Fe)23C6 1,249.4861.17% Cr Bracewellite Cr+++O(OH) 85.0061.17% Cr Grimaldiite Cr+++O(OH) 85.0061.17% Cr Guyanaite CrO(OH) 85.0054.88% Cr Brezinaite Cr3S4 284.2554.08% Cr Magnesiochromite MgCr2O4 192.2946.46% Cr Chromite Fe++Cr2O4 223.8444.56% Cr Zincochromite ZnCr2O4 233.3843.80% Cr Manganochromite (Mn,Fe++)(Cr,V)2O4 225.5341.15% Cr Rilandite (Cr,Al)6SiO11·5(H2O)(?) 568.6137.38% Cr Caswellsilverite NaCrS2 139.1236.87% Cr Schollhornite Na0.3CrS2·(H2O) 141.0436.10% Cr Daubreelite Fe++Cr2S4 288.1035.35% Cr Lopezite K2Cr2O7 294.1835.24% Cr Mcconnellite CuCrO2 147.5435.04% Cr Donathite (Fe++,Mg)(Cr,Fe+++)2O4 222.6135.00% Cr Cochromite (Co,Ni,Fe++)(Cr,Al)2O4 207.9734.94% Cr Kalininite ZnCr2S4 297.6533.32% Cr Chromatite CaCrO4 156.0732.10% Cr Cronusite Ca0.2(H2O)2CrS2 161.9830.65% Cr Nichromite (Ni,Co,Fe++)(Cr,Fe+++,Al)2O4 220.5329.19% Cr Yimengite K(Cr,Ti,Fe,Mg)12O19 837.3526.78% Cr Tarapacaite K2CrO4 194.1923.59% Cr Florensovite Cu(Cr1.5Sb0.5)S4 330.6822.95% Cr Knorringite Mg3Cr2(SiO4)3 453.1622.89% Cr Kosmochlor NaCr+++Si2O6 227.1520.99% Cr Chromdravite NaMg3(Cr,Fe+++)6(BO3)3Si6O18(OH)4 1,114.6120.78% Cr Uvarovite Ca3Cr2(SiO4)3 500.4819.99% Cr Hawthorneite Ba[Ti3Cr4Fe4Mg]O19 1,040.6319.94% Cr Olkhonskite (Cr+++,V+++)2Ti3O9 391.1018.54% Cr Mathiasite (K,Ca,Sr)(Ti,Cr,Fe,Mg)21O38 1,682.5617.69% Cr Lindsleyite (Ba,Sr)(Ti,Cr,Fe,Mg)21O38 1,763.2216.09% Cr Crocoite PbCrO4 323.1915.90% Cr Barbertonite Mg6Cr2(CO3)(OH)16·4(H2O) 654.0115.90% Cr Stichtite Mg6Cr2(CO3)(OH)16·4(H2O) 654.0115.70% Cr Hashemite Ba(Cr,S)O4 248.3415.29% Cr Petterdite PbCr+++
2(CO3)2(OH)4·H2O 510.0114.14% Cr Krinovite NaMg2CrSi3O10 367.8513.34% Cr Shuiskite Ca2(Mg,Al)(Cr,Al)2(SiO4)(Si2O7)(OH)2·(H2O) 506.8513.12% Cr Volkonskoite Ca0.3(Cr+++,Mg,Fe+++)2(Si,Al)4O10(OH)2·4(H2O) 475.6912.96% Cr Redledgeite BaTi6Cr+++
2O16·(H2O) 802.6012.91% Cr Carmichaelite (Ti,Cr,Fe)[O2-x(OH)x],x~0.5 76.5412.33% Cr Chromceladonite KCrMg(Si4O10)(OH)2 421.7511.73% Cr Vuorelainenite (Mn++,Fe++)(V+++,Cr+++)2O 221.5711.04% Cr Chromferide Fe3Cr1-x(x=0,6) 188.3410.22% Cr Iranite Pb10Cu(CrO4)6(SiO4)2(F,OH)2 3,052.6810.21% Cr Hemihedrite Pb10Zn(CrO4)6(SiO4)2F2 3,055.529.52% Cr Dietzeite Ca2(IO3)2(CrO4) 545.969.52% Cr Phoenicochroite Pb2(CrO4)O 546.399.47% Cr Wattersite Hg+4Hg++Cr++++++O6 549.17
EKLER Ali TÜMÜKLÜ
151
9.46% Cr Woodallite Mg6Cr2(OH)16Cl2·4H2O 659.319.38% Cr Chromphyllite (K,Ba)(Cr,Al)2[AlSi3O10](OH,F)2 415.648.49% Cr Redingtonite (Fe++,Mg,Ni)(Cr,Al)2(SO4)4·22(H2O) 918.747.37% Cr Vauquelinite Pb2Cu(CrO4)(PO4)(OH) 705.927.05% Cr Embreyite Pb5(CrO4)2(PO4)2·(H2O) 1,475.956.93% Cr Fornacite Pb2Cu(CrO4)(AsO4)(OH) 749.876.86% Cr Cassedanneite Pb5(VO4)2(CrO4)2·(H2O) 1,515.886.82% Cr Loveringite (Ca,Ce)(Ti,Fe+++,Cr,Mg)21O 1,678.436.65% Cr Edoylerite Hg++3Cr++++++O4S2 781.906.40% Cr Dukeite Bi+++24Cr++++++8O57(OH)6(H2O)3 6,499.556.12% Cr Georgeericksenite Na6CaMg(IO3)6(CrO4)2·12(H2O) 1,699.916.03% Cr Bentorite Ca6(Cr,Al)2(SO4)3(OH)12·26(H2O) 1,292.635.74% Cr Natalyite Na(V+++,Cr+++)Si2O6 226.365.30% Cr Macquartite Pb3Cu(CrO4)(SiO3)(OH)4·2(H2O) 981.285.24% Cr Mongshanite (Mg,Cr,Fe++)2(Ti,Zr)5O12 595.204.97% Cr Polyakovite-(Ce) (Ce,La,Nd,Pr,Ca)4(Mg,Fe++)(Cr,Fe+++)2(Ti,Nb)2Si4O22 1,255.424.34% Cr Deanesmithite Hg+2Hg++3Cr++++++O5S2 1,199.084.28% Cr Zhanghengite (Cu,Zn,Fe,Al,Cr) 60.743.55% Cr Heideite (Fe,Cr)1+x(Ti,Fe)2S4 292.663.55% Cr Iquiqueite K3Na4Mg(Cr++++++O4)B24O39(OH)·12(H2O) 1,466.163.34% Cr Mountkeithite (Mg,Ni)11(Fe+++,Cr)3(SO4,CO3)3.5(OH)24·11(H2O) 1,558.373.17% Cr Yedlinite Pb6CrCl6(O,OH)8 1,637.922.01% Cr Santanaite Pb++9Pb++++2CrO16 2,587.191.36% Cr Chrombismite Bi16CrO27 3,827.671.32% Cr Molybdofornacite Pb2Cu[(As,P)O4][(Mo,Cr)O4](OH) 790.121.29% Cr Ankangite Ba(Ti,V+++,Cr+++)8O16 803.050.85% Cr Khristovite-(Ce) (Ca,REE)(Ce,REE)(Mg,Fe,Cr,Ti,V,Al)Mn++Al(SiO4)
(Si2O7)(OH)(F,O)610.88