GULEMAN (ELAZIĞ) BÖLGESİNİN JEOLOJİSİ, STRATİGRAFİSİ, OFİYOLİTLERDE CEVHERLEŞME VE KROM YATAKLARI
Dr. İlker ŞENGÜLER, YILDIRIM Şirketler Grubu, YILMADEN Holding, İstanbul
1. GİRİŞ
Ülkemizin en büyük krom cevheri rezervlerine sahip kromit yatakları Guleman’da (Elazığ) bulunur. Ofiyolitik kayaçlar içerisinde yer alan kromit yatakları Bitlis-Zagros Kenet Zonu (BZKZ) olarak tanımlanan kuşak içerisinde yer alır. Neotetis okyanusunun güney kolunun oluşumu ile ilgili rifleşme, Geç Permiyen-Orta Triyas’ta başlamış, okyanus litosfer oluşumu Geç Triyas-Geç Kretase’ye kadar devam etmiş, Maastrihtiyen’den itibaren başlayan sıkışma tektoniği Miyosen’de platformların çarpışmasına neden olmuş ve BZKZ bugünkü konumunu almıştır. Neotetis okyanusal litosferin güney kolunun kalıntısı olan ofiyolitler, ofiyolitik melanjlar ile birlikte her iki platformun üzerine kuzey-güney yönlü bindirmeler ile yerleşmiştir.
2. OFİYOLİT KAVRAMI
Alp-Himalaya-Tibet dağoluşum kuşağı üzerinde bulunan Türkiye, birçok tektonik birlik ve bunlar arasında yer alan ofiyolitlerden oluşur. Bu ofiyolitlerin stratigrafik dizilimleri, içyapıları, kimyasal özellikleri, tektonik konumları ve oluşum yaşlarının belirlenmesi, bu birliklerin ve ofiyolitlerin günümüze kadar geçirdiği jeodinamik evrimi anlamak için çok önemli veriler sağlar.
Bitlis-Zagros Kenet Zonu içerisinde yer alan Guleman grubu kayaçlar, güncel ofiyolit tanımına göre parçalanmış eksik bir ofiyolitik istif olarak tanımlanmaktadır. Ofiyolit terimi ilk defa Steinmann (1926) tarafından 1926 yılındaki Ligurie’deki Serpantinit-Gabro-Spilit topluluğunu belirtmek için kullanılmış olup, ultrabazik kayaçlar topluluğu işaret edilmiştir (Beyarslan, 1994).
1960’lı yıllarda levha tektoniği teorisinin ortaya atılması ve 1972 yılında Penrose konferansından sonra ofiyolit terimi günümüzdeki tanımıyla kullanılmıştır. Bu tanıma göre ofiyolitler, okyanus tabanında oluşmuş, tabanda tektonitler, bunun üzerinde kümülatlar, levha-dayk kompleksi, bazaltik yastık lavlar, derin deniz sedimanlarından oluşmuş ve tektonik olarak kıtasal kabuk içerisine yerleşmiş ultrabazik-bazik kayaçlar topluluğudur (Şekil 1).
Şekil 1. İdeal bir ofiyolit istifin basit kesiti (Coleman,1977’den değiştirilerek; Ehlers ve Blatt,1982).
Tektonitler, değişik oranlarda metamorfik ve tektonik dokulu harzburjit, lerzolit ve dünitten oluşmuştur. Alttaki ultramafik kompleksten daha az deforme olmuş dünit ve gabroyik bileşimli kesimi ise kümülatlar oluşturmaktadır. Bu kompleks içerisinde yer yer peridotit ve piroksenit kümülatlarına da rastlanmaktadır. Alttaki kümülatlarla tedrici geçişler gösteren, diyabazik bileşimli dayklar ve bazaltik yastık lavlar olarak tanımlanan yastık lav şekilli mafik volkanik kayaçlar ile derin deniz sedimanlarından oluşan birim yer alır (Paktunç, 1981).
Ofiyolitler, uzun süre okyanus sırtlarında oluşmuş eski okyanus litosferinin parçaları olarak kabul edilmiştir (Juteau 1975, Coleman, 1977). Ancak daha sonraki çalışmalar ofiyolitlerin okyanus ortası sırtların yanında supra-subduction zonu ve yay ardı havzalarda da oluştuklarını kabul etmektedir (Coleman, 1984; Hawkins vd. 1984, Pearce vd. 1984).
Ofiyolitlerin oluşumu ile ilgili değişik modeller önerilmiştir. Bunlardan en önemlileri;
1- Plaktonit modeli
2- Deniz dibi büyük volkanizma modeli
3- Üst Mantonun katı dilimler modeli
4- Okyanus sırtları modeli
5- Levha tektoniği modeli
Günümüzde ofiyolitlerin oluşumu levha tektoniği ile irtibatlı olarak açıklanmaktadır. Yukarıdaki diğer modeller sadece tarihi önem arz etmektedir.
Bilindiği gibi yeryuvarı kalınlığı 4-60 km arasında değişen bir kabukla çevrilidir. Bu kabuğun altında “konveksiyon akımlarının” faal olduğu astenosfer bulunmaktadır. Konveksiyon akımları nedeniyle yer kabuğu bir kısım levhalara bölünmüştür. Yer kürenin en önemli tektonik, sismik ve volkanik olaylar levha sınırları boyunca meydana gelir. Ofiyolitler esas olarak tektonitler, kümülatlar, levha dayk kompleksi ve volkanik kayaçlardan oluşmuştur. Tektonitlerin uyumsuz elementler bakımından tüketilmiş olması ve oldukça homojen mineralojik ve kimyasal özellikler göstermesi, bunların üst manto kalıntıları olduklarını işaret etmektedir (Juteau,1975; Bingöl, 1996).
Tektonitleri oluşturan birimlerde gözlenen çeşitli deformasyon yapıları üst mantonun yüksek sıcaklıklarda plastik deformasyona uğraması ile oluşur. Folyasyon düzlemleri astenosferik akıntıları belirtmektedir (Nicolas ve Violette, 1982; Bingöl, 1996).
Kümülatların dokusal ve yapısal özellikleri, bunların tektonitler üzerinde kabuk içerisindeki bir magma odasında uzun zaman içerisinde fraksiyonel kristalleşme ile oluştuklarını göstermektedir. Magmatik bir odada kristal oluşumu magma odasının tavanına yakın kısımlarda olmakta, ancak daha sonra kristalin yoğunluğu sıvının yoğunluğundan fazla olduğundan magma odasının tabanına düşmektedir. Bu şekilde tabanda olivin ve piroksence zengin birimler oluşurken üste doğru plajiyoklasca zengin birimler oluşur. Kümülatlardaki bantlanmalar magma odasına birbiri ardı sıra gelen magma sokulumu ile açıklanmaktadır (Juteau, 1975; Champbell, 1977; Bingöl, 1996).
Ofiyolitler açılma zonlarında üst mantonun kısmi ergimesi ile oluşmaktadır. Ergimenin oluşabilmesi için basıncın düşmesi, sıcaklığın artması ve ortama su gelişi olması gerekmektedir (Bingöl, 1996).
Açılma zonlarında magma oluşumunda basıncın düşmesi etkendir. Levha tektoniği ile ilgili genel kuramlardan da bilindiği gibi, üst manto içerisinde konveksiyon akımları mevcuttur. Bu konveksiyon akımları ile diyapir şeklinde, adiyabatik olarak yükselen üst manto, üzerindeki basıncın azalması neticesinde ergimeye başlar. Üst manto bileşim olarak olivin+ortopiroksen+klinopiroksen±(plajiyoklas/spinel/granat)’tan oluşmuştur. Ergimenin başlangıcında ilk önce plajiyoklas, spinel veya granat, daha sonra klinopiroksen ve son olarak da ortopiroksen ve olivin ergimeye başlayacaktır. Ergimenin ilk evresinde uyumsuz elementler sıvı fazı tercih ettiklerinden hemen sıvı faza geçmektedirler. Ergimenin ileri safhalarında katı ile birlikte yükselen sıvı, ağırlık nedeniyle katıdan uzaklaşarak yüzeye kadar gelebilecektir (Best, 1982; Barker, 1983; Wilson, 1989). Manto malzemesi adiyabatik olarak yükselmekte, basınç azalması nedeniyle kısmi ergime meydana gelmektedir. Okyanusal litosfer okyanus sırtında meydana gelmekte ve sırttan uzaklaştıkça kalınlık artmaktadır.
Magma odasına zaman zaman yeni magmaların sokulum yapması fraksiyonel kristalleşmeye uğrayan magma ile karışmakta ve kümülatlardaki yinelenmeyi sağlamaktadır (Wilson, 1989). Magma odasının tavanı blok faylarla kontrol edilmektedir. Bu faylar ve eksen boyunca yükselen magma dayk ve volkanik kayaçları oluşturmaktadırlar (Bingöl, 1996).
3. TÜRKİYE’DE OFİYOLİTLER
Türkiye’de geniş yayılım sunan ofiyolitik kayaçlar, başlıca üç ana kuşakta toplanmıştır. Peri–Arabik ya da Güney Kuşak, Arap Platformuna ait birimleri tektonik olarak üzerleyen ofiyolit naplarını içerdiği gibi Arap Platformunun kuzeyindeki, Malatya–Pütürge ve Bitlis Metamorfitleri ile tektonik ilişkili ofiyolit naplarını kapsar. Toros Ofiyolit Kuşağı, batıdan doğu–kuzeydoğuya tüm Toros dağları boyunca gözlenen ofiyolit dilimleri içerir. Kuzey Ofiyolit Kuşağı ise Pontidlerde ve İzmir-Ankara-Erzincan Kenet Zonu boyunca bulunan ofiyolit istife ait ultrabazik-bazik kayaçları kapsar (Juteau, 1975). Ayrıca, Pontid ofiyolitleri, Anatolid ofiyolitleri, Torid ofiyolitleri, Güneydoğu Anadolu ofiyolitleri ve peri-Arabik ofiyolitleri olarak alt başlıklara ayrılarak ta incelenmiştir (Robertson, 2002).
Üç büyük kuşakta yer alan kayaçlar kuzeyden güneye doğru şöyle sıralanmaktadır (Gandder, 1959; Juteau, 1979; Bingöl, 1996).
1- Kuzey kuşak: İzmir’den başlayıp Orhaneli ve Mihalıcık masifinden Ankara ve Erzincan’a kadar uzanmaktadır. Bu kuşaktaki ofiyolitler, genellikle mavi şist ve yeşil şist fasiyeslerinde metamorfize olmuş ve granodiyoritik plütonlarla kesilmiştir (Reuber, 1982).
2- Orta kuşak veya Toros kuşağı: Batıdan doğuya doğru Marmaris, Fethiye, Antalya, Mersin Pozantı-Karsantı ve Pınarbaşı ofiyolitlerini kapsamaktadır. Bu kuşaktaki ofiyolitler çoğunlukla metamorfize olmamışlardır. Bu kuşaktaki ofiyolitler Orta Juradan itibaren açılmaya başlayan (Şengör ve Yılmaz, 1981; Şengör ve diğ. 1988; Bingöl, 1996 ) ve daha sonra kapanıp Geç Kretase’de kıtasal kabuk üzerine itilen Neo-Tetisin kalıntıları olarak kabul edilmektedir.
3- Güney kuşak: Kızıldağ, Bahçe-Kahramanmaraş, Kömürhan, Guleman, Koçali, Gevaş, Cilo ve Karadağ ofiyolitlerini kapsamaktadır. Bunlardan bazıları ada yayı malzemeleri ile birlikte bulunmakta ve ada yayı granitoyitleri ile kesilmektedir (Beyarslan ve Bingöl, 1996; Beyarslan, 1996). Bu ofiyolitlerin bir kısmı Toros Kuşağı ofiyolitleri ile aynı zaman ve ortamda oluşmuş iken, ada yayı malzemeleriyle birlikte bulunanların Üst Kretase sırasında kuzeye doğru dalan okyanusal levhanın üzerinde kalan levhadaki açılma ile oluştukları kabul edilmektedir. Robertson (1994), güney kuşaktaki ofiyolitleri ve Trodos ofiyolitinin (Kıbrıs) “subra-subduction” zonu ofiyolitleri olduğunu, bu kuşakta tipik okyanus ortası sırtı ofiyolitlerinin olmadığını belirtmektedir.
Ofiyolit naplarının bulunduğu kenet zonları, jeolojik zaman sürecinde kıtasal platformların arasında bulunan ve sonraki kıtasal çarpışma tektoniği ile yok olan okyanusal litosfer kalıntılarını işaret eder. Bu nedenle, kenet hatları, kıtasal çarpışma zonlarını ve dolayısı ile orojenik/dağ oluşum kuşaklarını temsil eder. Bu çalışmada, kenet zonları verilirken benzer özellikler sunan ofiyolit dilimleri takip edilmiştir. Ayrıca, ofiyolitlerle birlikte gözlenen granitlerin yitim zonunda tüketilen okyanusal litosfer ile ilişkili yay ürünü oldukları göz önünde tutularak, yay granitleri kenet zonu hatlarının belirlenmesinde yardımcı olmuştur. Bununla birlikte, hendek çökelleri olarak melanjlar ve fliş çökelleri de dikkate alınmıştır.
Türkiye’deki orojenik kuşaklar başlıca, Pontidler, Anatolid-Torid Platformu ve Arap Platformu olarak bilinen tektonik birlikler arasında gelişmiştir (Ketin, 1966). Kuzey Ofiyolit Kuşağı, farklı orojenik dönemlere ait ofiyolit dilimleri içerdiği için bu kuşak, İç-Pontid Kenet Zonu (İPKZ, Şengör ve Yılmaz, 1981) ve İzmir-Ankara-Erzincan Kenet Zonu (İAEKZ, Brinkmann, 1966) boyunca gözlenen ofiyolitler olarak sınıflandırılmıştır.
3.1. Elazığ çevresindeki ofiyolitler
Elazığ ve çevresinde Guleman, Koçali, Kömürhan ve İspendere Ofiyolitleri gözlenmektedir. Guleman ve Koçali ofiyolitleri harzburjitik ve dünitik tektonitler ile birlikte bazik kümülatlar ve bazik volkaniklerden oluşmaktadır. İspendere ve Kömürhan ofiyolitleri ise tektonitleri içermektedir. Kömürhan ofiyolitleri yer yer önemli miktarda tektonizmaya ve hatta kısmi ergimeye uğramışlardır.
Bunun sonucu olarak da amfibolitler ve diyoritik bileşimli kayaçlar oluşmuştur. Kömürhan ve Koçali ofiyolitlerinin bazik volkanik birimleri ada yayı ürünü olan volkanik ve volkanoklastiklere geçiş göstermekte ve özellikle Kömürhan ofiyoliti asit bileşimli kayaçlarla kesilmektedir. Bu özellikleri ile Kömürhan ve Koçali Ofiyolitleri, litolojik olarak Pearce vd. (1984)’nin “supra-subduction” zonu ofiyolitlerine benzerlik göstermektedir.
Bu ofiyolitlerin litolojik ve jeokimyasal özelliklerini inceleyen Bingöl (1994), Bingöl ve Beyarslan (1995) bu ofiyolitlerden Guleman ve İspendere ofiyolitinin sırt ekseninde oluşmuş okyanus tabanı kalıntıları olduğunu, Koçali, Kömürhan Ofiyolitleri ise Üst Kretase’den itibaren kuzeye doğru dalımlı okyanus içi yitim zonu üzerinde gelişen “supra-subduction” zonu ofiyolitleri olduğunu kabul ederler (Şekil 2).
Şekil 2. Supra-subduction zon şematik gösterimi
Doğu Toroslar’da inceleme yapan tüm araştırmacılar, Neotetisin Üst Triyastan itibaren açılmaya başladığını ve Üst Kretase’den itibaren de okyanus kabuğunun kuzeye doğru dalması sonucu, yok olduğunu kabul etmektedirler.
Bu bölgedeki ofiyolitler Üst Triyastan itibaren Arap Levhası ile Anadolu Levhası (Keban-Malatya, Bitlis-Pütürge masifleri) arasında açılmaya başlayan Neotetisin güney kolunun Üst Kretase’den itibaren kuzeye doğru açılmaya başlaması ile bu okyanus kabuğu üzerindeki okyanusal kabukta gelişen açılmaya bağlı olarak oluşan yeni okyanusal kabuk ürünleridir.
“Supra-subduction” zonu kayaçları, bugün İspendere-Guleman ofiyolitleri olarak adlandırılan ofiyolitleri veren okyanus kabuğu içinde gelişmektedir. Üst Kretase sonuna doğru üst levhadaki ofiyolitler, ada yayı malzemeleri (Elazığ Magmatitleri) ve Keban-Malatya Metamorfitleri birlikte güneye doğru itilmektedir. Ancak tüm bu birimler bugünkü konumlarını Alt Miyosen sonrası Doğu Toroslar’daki birimlere bağlı olarak almışlardır (Beyarslan, 1996 ).
3.2. Elazığ çevresindeki mermerler ve ofiyolit ile ilişkisi
Elazığ ili Alacakaya (Guleman) ilçesinde bulunan Elazığ Vişnesi olarak adı geçen ve literatürde Rosso Levanto olarak bilinen volkano sedimanter tektonik breş, mermer olarak üretilmektedir. 1980’ li yıllarda başlayan bir serüvenin ürünü bu gün Rosso Levanto olarak dünya literatüründeki yerini almıştır. Elazığ vişnesi olarak bilinen mermerin Alp-Himalaya Orojenezine (dağoluşumu) bağlı olarak oluşan kuşak Hatay’dan Adana’ya, Elazığ (Guleman)’dan Kulp’a, Ağrı’ya uzanıp İran’da son bulmaktadır. En iyi breşik mermerlerin oluştuğu yer de Elazığ-Guleman bölgesidir. Yapı ve oluşum tektonizmanın etkisi ile beraber bölgedeki kayaçlarla da orantılıdır.
Guleman yöresinde yüzeylenen ultramafik-mafik kayaçlar, tektonik dilimlenmeyle parçalanmış eksik dizi bir ofiyolit topluluğu olarak tanımlanmış ve “Guleman ofiyoliti” diye adlanmıştır (Özkan, 1982). Guleman (Alacakaya-Elazığ) bölgesini oluşturan litolojik birimler yaşlıdan gence Paleozoyik yaşlı Bitlis Metamorfitleri, Üst Kretase yaşlı Guleman Ofiyoliti, Üst Meastrihtiyen-Orta Eosen yaşlı Hazar Grubu, Orta Eosen yaşlı Maden Karmaşığı ve Miyosen yaşlı Lice Formasyonudur. Guleman Ofiyoliti; başlıca dünit ve kromitit içeren harzburjitlerden oluúan tektonitler ile dünit, verlit, klinopiroksenit, gabrolardan oluúan kümülatlar ve tüm bu birimleri kesen tekil diyabaz daykları, levha dayk karmaşığı ve bazik volkanik kayaçlardan oluşur.
Elazığ Vişnesi olarak adlandırılan mermer, Ofiyolit içerisinde fay yüzeyleri arasında taşınıp uygun havzalarda yeniden depolanmıştır. Vişne serpantin ile birlikte bulunup; kuzey-güney doğrultulu tabakalar ve yer yer patates olarak adlandırılan yapılar halinde bulunur. Bölgede görülen faylanma doğrultu atımlı ve ters faylardır. İçerisinde bulunan kırmızı rengi radyolaritten alır. Siyah renkli breşleri gabro; bağlayıcı maddesi (matriks) ise kalsittir. Kısmen çevreninde etkisi ile krom ve bakır yataklarının da etkisiyle mikalaşmış piritleri, dunitleri, kromitleri bünyesinde barındırmaktadır. Yan birimlerde radyolaritleri ve serpantinleri yaygın olarak görmek mümkündür. Elazığ Vişnesinin oluşumunda tektonizmanın etkisi büyük olmakla beraber bölgedeki ofiyolit ve yan kayaçların etkisi de çok yüksektir.
4. GULEMAN (ELAZIĞ) BÖLGESİNDEKİ ESKİ ÇALIŞMALAR
Guleman krom madeni 1935 yılında Abdullah Hüsrev (Guleman) tarafından bulunduğu bilgisi literatürde yer almaktadır. Ayrıca isimleri net olarak verilmeyen kişilere ait bulunuş hikayelerine de literatürde rastlanmaktadır. Çalışma sahasında ilk çalışma Çaheçef (1870) e ait olduğu bilgisi kayıtlarda yer almaktadır. Bölgede yapılan çalışmalar sırasıyla şöyledir;
Çaheçef (1870), Rus Jeolog 1870 yılında Türkiye Jeolojisine ait incelemeler yapmış ve Elazığ yöresinde kromit varlığına değinmiştir.
Abdullah Hüsrev Guleman (1935), 1935 yılında Elazığ İlinin Maden ilçesine bağlı Alacakaya köyü yakınlarında ilk krom cevheri yatakları yörede yaşayan bir köylünün heybesine doldurup getirdiği madenin krom olduğunu fark eden maden yüksek mühendisi Abdullah Hüsrev Guleman tarafından anlaşılmış ve köylünün yer tarifi üzerine bulunmuştur.
Helke (1938), Alman Jeolog Helke 1938 yılında Guleman bölgesinde çalışarak haritalama ve etüt faaliyetlerinde bulunmuştur. Kündikan’da yumuşak serpantin içerisinde kromit bloklarının basınç ve sıkışma nedeniyle ile çeşitli yönlere itilmiş olduğunu ve bu arada dik bir konuma geldiğini belirtmiştir. Raporunda cevher konumunun düzensiz olmadığını, belirli düzene sahip olduğunu ifade etmiştir.
Kovenko (1939), Serpantin masiflerindeki üst üste bindirmeler ve fayların tektonik hareketler neticesi olmayıp intrüzif kayacın serpantine dönüştükten sonra hidratlaşmasından ve bunu neticesinde hacminin artmış olmasından ileri geldiğini söylemektedir.
Rosire (1939), Serpantin kütlesinin kendi üzerine yataklanmış Senoniyen yaşlı “kırmızı yeşil seri” ile birlikte pek hafif bir meyille veya düz olarak fliş üzerine şaryaj ile geldiğini belirtmiştir.
Kovenko (1942), Guleman cevherinin komşu kayaçların katılaşmaya başlamasından sonra teşekkül ettiğini, kromit yataklarının NW-SE yönünde sıralanmış vaziyetlerinin sebebinin, kromitin yoğunlaşması ve magmanın katılaşması esnasında oluşan tektonik karakterlere bağlı olduğunu belirtmektedir.
Ketin (1948), Serpantinitin üzerine yataklandığı “kırmızı yeşil seri (alt fliş) ile birlikte fliş (üst fliş) ‘e üzerine şaryajını ön saha üzerine vaki İranidlerin kenar şaryajının bir kısmı olarak kabul etmiştir.
Hiessleitner (1951-1952), Guleman cevher kütlelerini ezilmiş bir kaide zonu olarak kabul etmektedir.
Berchert (1955), Ultrabaziklerin, Senoniyen denizinin zeminine yakın, sığ intrüzyonları olup Paleozoyik rijit yeraltının yumuşak jeosenklinal sedimanları ile olan sınırında teşekkül ettiğini söylemektedir.
Berchert (1956), Masif cevher ile serpantin arasında tektonik hudutlarda şiddetli serpantinleşme olduğunu, masif cevher kütlelerinin iri makaslamalarda koptuğunu söylemektedir.
Petrasekheek (1956-1958), Guleman’da katı ve rijit cevher gövdelerinin kayma yapmaya müsait serpantinler içerisinde daha evvelden tazyik edilmiş, sıkıştırılmış ve serpantin sınırında bu serpantinitin artık o kadar kaymaya müsait olmayan kırmızı, yeşil sarı örtüsü yakınında, sanki mekanik-tektonik olarak konsantre olmuş ve zenginleşmiş olduğundan bahsetmektedir.
Helke, A., (1963), Guleman kromitleri üzerine çalışmalarına devam eden jeolog, Economic Geology’de yayınladığı makalesinde Guleman kromitlerinin Variscan yada Alpin orojenezi neticesinde oluşmuş olabileceğini belirtmiştir.
Thayer, T.P., (1964), Guleman bölgesinde çalışan araştırmacı, Rut dağı bölgesi ve Kef dağı bölgesinin birbirinden farklı özellikler gösterdiğini belirtmiştir. Guleman ofiyoliti stratigrafisinin oldukça düzenli olduğunu belirten Thayer, kromit içeren birimlerin ve diğer birimlerin çok fazla sürüklenmediğini belirtmiştir.
Özkaya (1975), Perinçek (1979, 1980), Aktaş ve Robertson (1984) ile Bingöl (1986) Guleman Ofiyoliti’nın bölgesel ölçekli jeolojik çalışmalarında incelenmiştir. Engin ve diğ. (1982), “Guleman krom yataklarının ve Guleman peridotit biriminin genel jeolojik konumu ve yapısal özellikleri” adlı çalışmalarında birimin genel özellikleri ve yapısal özellikleri hakkında incelemelerde bulunmuşlardır. Yer bilimciler Sori bölgesindeki krom cevherleşmelerinin daha çok tektonit-kümülat sınırı ve tektonitler içinde bulunduğunu belirtmişlerdir.
Özkan ve Öztunalı (1984), Guleman Gurubu’nda daha çok yan kayaçlar üzerinde incelemelerde bulunup yan kayaç petrolojisini incelemişlerdir. Araştırmacı daha sonra
Guleman ofiyolitinin metamorfizma koşulları üzerinde çalışmalar yapmış ve serpantinleşme derecesi ile ikincil mineral oluşumları üzerinde tespitlerde bulunmuştur.
Bingöl (1986), Guleman bölgesindeki ofiyolitik birimin asıl olarak harzburjitlerden oluşuğunu belirtip, harzburjitler içerisinde dünit bant ve mercekleri ile podiform kromit yataklarının bulunduğunu belirtmiştir.
Özkan ve Sümer (1986), Rut, Orta Lasir ve Yeni Lasir Krom Yataklarının maden jeolojisi raporunda, 5750 m uzunluğundaki galerilerin 1/500 ölçekli yeraltı jeolojisi haritasını hazırlamışlardır.
Çakır (1994), Guleman bölgesinde Batı Kef krom yatağının jeolojik özelliklerini incelemiştir. Özsoy (2001), Ayıpınarı krom cevherleşmelerinin ortomağmatik evrede kristal eriyik farklılaşması ile okyanus ortası sırtlarda oluştuğu sonucuna varmıştır.
Aslantaş (2001), Kapin ve Şabata kromitlerini inceleyen araştırmacı, çalışma alanındaki kromit cevherleşmelerinin mineralojik ve kimyasal özelliklerini belirlemiş ve bunların Alpin tipi kromitlerle aynı karakterde olduğunu belirtmiştir.
Örün (2002), Rut-Lasir bölgesi kromitlerinin sınıflandırılması sonucunda Alpin tipi kromitlerin görüldüğü cevherleşme bölgesinde kromitlerin tektonik yerleşimli olduğunun sonucuna ulaşmıştır.
Kılıç (2005), Guleman Ofiyolitine ait kayaçların mineral topluluğunun prehnit – pumpelliyit fasiyesi ve alt yeşilşist fasiyesine kadar çıktığını belirtmektedir.
Başpınar (2006), Guleman Ofiyolitine ait kromitlerin PGE içeriklerini dünyanın diğer bölgeleri ile karşılaştırmıştır. Araştırmacı, Ir’un diğer bölgelere göre yüksek olduğunu, Pt ve Pd’un Merensky Reef ve Bushveld Kompleksi’nden düşük Dalabute ofiyolitinden yüksek değerlerde, Au’nın diğer bölgelere göre yüksek değerlerde olduğu sonucuna varmıştır.
Bölgede yapılan ilk ve en önemli çalışmalardan olan 1970’li yılların sonu ile 1980’li yılların başında MTA tarafından yürütülen “Uzun Vadeli Büyük Madenler Projesi” kapsamında Guleman ofiyolitinin büyük bir kesiminin prospeksiyonu yapılmış ve 1/5000 ölçekli jeolojik haritası hazırlanmıştır. Daha sonra krom cevheri zonlarının 1/1000 ölçekli detay jeolojileri yapılmış ve bunların yeraltındaki uzanımlarını karşılaştırmak için 1/500 ölçekli galeri jeoloji haritaları yapılmıştır (Arıkan ve Taşan,1986).
Güneydoğu bindirme kuşağı üzerinde yer alan Guleman ofiyoliti Özkaya (1985), Perinçek (1979-1980), Aktaş ve Robertson (1984) ile Bingöl (1986)’ nın bölgesel ölçekli çalışmalarında incelenmiştir.
Erdoğan (1982), Ergani- Maden yöresindeki Güneydoğu Anadolu ofiyolit kuşağının jeolojisi ve volkanik kayaçları adlı çalışması kapsamında, Maden Karmaşığı ve Guleman grubu kayaçların jeolojisi ve bunların metamorfizma koşulları ile jeokimyasal özelliklerini incelemiştir.
Engin ve diğ. (1982), Guleman krom yataklarının ve Guleman peridotit biriminin genel jeolojik konumu ve yapısal özellikleri adlı çalışmalarında Krom yatakları, litoloji özellikleri, yapısal durum ve coğrafi dağılım göz önüne alınarak Guleman peridotit birimini;
(a) Gölalan,
(b) Pütyan,
(c) Rut-Taşlıtepe,
(d) Kefdağ-Kapin-Şabata olarak 4 bölümde ele almış ve incelemişlerdir.
Özkan (1982) Guleman (Elazığ) ofiyolitinin jeoloji ve petrolojisi adlı çalışmada Guleman ofiyoliti kayaçları prehnit-pumpellit fasiyesinde metamorfizma geçirdiğini belirtip; ofiyolitlerde yapısal incelemelerde yaparak Guleman ofiyolitinin harita örneğinin, bölgesel gidişlerle uyumlu kıvrımlı bir yapı gösterdiğini ortaya çıkarmıştır (Özkan, 1983). Araştırmacı daha sonra Guleman ofiyolitinin metamorfizma koşulları üzerinde çalışmalar yapmış ve serpantinleşme derecesi ile ikincil mineral oluşumları üzerinde tespitlerde bulunmuştur (Özkan, 1984).
Engin vd (1985), Guleman bölgesinin yapısal durumunu ve buradaki peridotitlerin petrografisini incelerken; Bingöl (1986) birimin asıl olarak harzburjitlerden oluşuğunu belirtip harzburjitler içerisinde dünit bant ve mercekleri ile podiform kromit yataklarının bulunduğunu belirtmiştir.
Son yıllarda ise Çakır (1994), Guleman bölgesinde batı Kef krom yatağının jeolojik özelliklerini incelemiştir.
Elazığ çevresindeki ofiyolitlerin petrografik özelliklerini inceleyen Beyarslan (1997), Guleman ve Koçali ofiyolitlerinin harzburjitik ve dünitik tektonitlerle birlikte bazik kümülatlar ve bazik volkaniklerden oluştuğunu İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinin ise sadece tektonitleri içerdiğini belirtmiştir.
Kapin ve Şabata Krom cevherleşmelerini inceleyen Aslantaş, (2001) Kapin ve Şabata kromitlerinin sınıflandırılması sonucu Alpin tipi kromitlerle benzer olduklarını belirtilmiştir.
Bölgede ayrıca işletme ve üretimi geliştirme amaçlı olarak çalışmalar yapılmıştır. Bunlar daha çok tenörün ve cevher kütlelerinin duruşlarının tespiti üzerine olmuştur.
Guleman (Elazığ) bölgesinin jeolojisi ile Guleman ofiyolitinin tektono-stratigrafik dikme kesiti Beyarslan ve Bingöl (2014) tarafından litoloji bazında düzenlenerek verilmiştir (Şekil 3).
Şekil 3. (A) Guleman (Elazığ) Bölgesinin jeoloji haritası, (B) Guleman Ofiyolitinin tektono-stratigrafik dikme kesiti (Beyarslan ve Bingöl, 2014).
5. STRATİGRAFİ
Yörede yüzeyleyen ultrabazik kütleler, metamorfik ve sedimanter kayalar hemen hemen tümüyle Tersiyer sürüklenim kuşağı içerisinde bulunmaktadır (Balcı, 1986). Buna göre genelde Güney Anadolu’da olduğu gibi inceleme alanının stratigrafisinde de üç ayrı kayaç topluluğundan bahsetmek gerekir. Bunlar; Otokton birimler, Allokton birimler ve Neo-otokton birimlerdir. Burada Balcı (1986) tarafından benimsenen formasyon adlamaları ve tanımlamalar kullanılmıştır (Şekil 4).
5.1. Otokton birimler
Güneydoğu Anadolu sürüklenim kuşağının temelini oluşturan bu birimler, Arap Platformunun, Kambriyen’den günümüze kadar sürmüş olan devamlı bir sedimantasyon dizisine aittir. Sakin bir sedimantasyon devresine sahip düzenli bir istif içerisinde bulunan kayaçlar herhangi bir metamorfizmaya uğramamıştır.
Şekil 4. Guleman (Elazığ) yöresinin genelleştirilmiş stratigrafik kesiti (Özkan, 1982).
5.1.1. Lice formasyonu
Lice formasyonu Güneydoğu Anadolu’da çok geniş alanlarda yüzeyler. Bölgede Karabegan, Ameran, Saman, Dol yerleşim merkezlerinde mostra verirler.
Miyosen sürüklenimi ile bölgeye yerleşen allokton birimler güneyinde ve altında görülen Lice formasyonu, üzerine oturduğu Midyat formasyonu ile paralel diskordanslıdır.
Maden karmaşığı, Çüngüş formasyonu ve Guleman grubu ise birimin üzerinde sürüklenmiş olarak bulunurlar (Sungurlu ve diğ. 1985).
Şeyl-kumtaşı-marn ardalanmasından oluşan istifte yer yer kireçtaşı katkıları bulunur. Karabegan güney batısında kaba klastikler içerirler. Açık gri-sarımsı gri renkli ve genellikle dayanımsız olan istifin mostraları yoğun çentilenmiş topografya ve düşük engebe gösterirler. Formasyonun yaklaşık kalınlığı 250 metredir. Birimden derlenen numunelerde miogypsinoides sp. Amphistegina sp., Globijerinoides sp., fosilleri bulunmuş ve Alt Miyosen yaşı verilmiştir (Sungurlu ve diğ., 1985).
Bölgede Kot Kilise tepenin güneyinde görülen bu formasyon, kumtaşı-kiltaşı-marn ardalanmasıyla yaklaşık 0,2 km2’lik bir alan kapsamaktadır.
5.2. Allokton birimler
Lice formasyonu üzerine Tersiyer sürüklenmeleri olarak yerleşmiş, farklı litoloji ve farklı kökene sahip birimler topluluğunu oluşturan bu kayaçlar çok karmaşık bir stratigrafi ve yapı sunarlar.
5.2.1. Bitlis metamorfitleri
Guleman yöresinde görülen metamorfitler, Bitlis metamorfitleri olarak bilinen metamorfik istifin epimetamorfik örtü (Yılmaz, 1975) ya da üst birim (Boray, 1975) diye adlandırılan kesimleri içerisindeki yeşil şistler ile deneştirilerek bu adla anılmıştır. Bu metamorfik kayaçlar metamorfizma dereceleri ve yapısal konumları farklı iki alt birime ayrılmıştır.
Başlıca fillit, silisleşmiş metaşeyl ve kripto kristalleşmiş kireçtaşlarından oluşan ilk birim, ofiyolit kayaçları üzerinde ayrı bir tektonik dilim halinde bulunurlar. Fillit ve metaşeyllerde az çok belirgin bir yapraklanma (folyasyon) ve yeni mineral gelişimi (serizit, klorit, kuvars) görülürse de kireçtaşlarında belirgin bir metamorfizma etkisi yoktur.
İkinci birimi oluşturan metamorfitler ise başlıca kalkşist, fillit, kuvars, serisit şist, amfibolit ve kristalleşmiş kireçtaşlarından oluşur. Kristalleşmiş kireçtaşları dışında hepsinde belirgin bir yapraklanma gelişmiştir. Yani tüm kayaçlarda yeşil şist fasiyesinin mineral toplulukları izlenir. Ofiyolitli karmaşık (melanj) içinde ve bu kuşağa yakın yerlerde ofiyolit dilimi altında değişik boyutta bloklar halinde bulunurlar (Özkan, 1982). Paleozoik yaşlı oldukları benimsenen bu kayaçların içinde üst Triyas’a ait Megalodont fosillerinin bulunmuş olması nedeniyle metamorfizma yaşının Jura- Alt Kretase’ ye kadar çıkabildiği söylenebilir (Boray, 1975; Balcı, 1986).
5.2.2. Guleman Grubu
Güneydoğu Anadolu Tersiyer sürüklenim kuşağındaki ofiyolitik kayaçları ifade etmek için kullanılan Guleman, sürüklenme düzleminin hemen üstü durumundaki Kelhasi-Kündikan-Sularbaşı köyleri dolaylarında (Ofiyolit diliminin taban kesimlerinde) bir ofiyolitli karışık halindedir. Burada daha çok kümülat dizisine ait dünit, verlit, piroksenit, gabro gibi kayaçlar, sedimanter ve metamorfik kayaçlardan koparılmış yabancı bloklarla karışık biçimde bulunurlar. Ofiyolitik kayaçlar çoğunlukla eritilmiş milonitleşmiş ve aşırı derecede serpantinleşmiş ilksel minerolojileri silinerek tanınmayacak duruma gelmişlerdir. Bu kesimde stratigrafik dizilimleri de tümüyle bozulmuştur (Özkan, 1982).
Bölgenin diğer kesimlerinde ise Guleman grubu tektonik etkilerle stratigrafik dizilimi yer yer bozulmuşsa da bir tektonik karışık (melanj) durumunda değildir (Özkan, 1982). Guleman grubu Üst Kretase boyunca Bitlis-Pütürge Metamorfitleri üzerine, Alt Miyosenden sonra Lice formasyonu üzerine itilmiştir. Ofiyolitleri Hazar ve Maden karmaşığına ait birimler uyumsuz olarak üzerler (Bingöl, 1986).
Bölgesel veriler birimin yaşının Üst Jura-Alt Kretase olabileceğini göstermektedir (Özkan, 1982) .
5.2.3. Caferi volkaniti
Caferi köyü civarlarında yüzeyleyen bazik volkanitler bu ad ile anılmaktadır. Caferi volkaniti, 300-500 m kalınlıkta masif diyabazlar ve onun üzerine gelen yastık yapılı spilitlerden oluşmuştur (Özkan, 1982).
Birim Maden Karmaşığı üzerine sürüklenmiştir. Bundan başka hiçbir birimle ilişkisi gözlenmez. Yaşına ilişkin bulgu elde edilemediği için stratigrafik konumu hep tartışılmıştır.
Elde edilen kısıtlı veriler, Caferi volkanitinin yörede bilinen ofiyolitik (Guleman Grubu) ve ada yayı (Yüksekova Karmaşığı) volkanizmalarından her ikisinin de ürünü olma olasılığını destekler niteliktedir (Özkan, 1982).
Erdoğan (1982) ve Özkan (1982) bu volkanitlerin jeokimyasal anlamda jenetik olarak ofiyolitlerle ilişkili olabileceğini belirtirler (Bingöl, 1986). Özkan (1982) volkanitleri Guleman grubuna sokarak, terimi özdeş yaş ve kökenli bir kayaç topluluğunu göstermek üzere, etkin bir kıta kenarı, magmatizması ürünleri ile onlara yaşıt ve birincil ilişkili çökellerden oluşan bir kayaç topluluğuna özgülemek daha uygun bulunmuştur. Fakat Perinçek (1979), Yazgan (1981) ve Bingöl (1986) bu volkanitlerin esas olarak Üst Kretase yaşlı Yüksekova Karmaşığının parçası olduğunu ileri sürmüşlerdir (Bingöl, 1986).
5.2.4. Hazar Karmaşığı
Birim, Guleman grubu üzerinde yer yer görülen gabro/verlit çakıllı süreksiz ve ince kalınlıkta taban konglomeraları ile transgresif olarak başlar. Başlıca kumtaşı-şeyl-marn gibi kırıntılıların ardalanmasından oluşur. Üste doğru değişen kalınlıkta kireçtaşlarına geçer (Özkan, 1982).
Birimin çökelme yaşı Üst Maastrihtiyen-Alt Eosen olarak saptanmıştır (Rigo de Righi ve Cortesini, 1964; Perinçek, 1978; Perinçek ve Çelikdemir, 1979; Özkaya, 1978; Özkan, 1982).
4.2.5. Maden Karmaşığı
Karmaşık tipik olarak Elazığ’ın Maden ilçesi ve dolaylarında görülür. İlk kez Rigo de Righi ve Cortesini (1964) tarafından Maden Birimi olarak adlandırılmış, daha sonra TPAO jeoloji mühendisleri tarafından adlama, stratigrafi adlama kurallarına uygun bulunmayarak birimin adı “Maden Karmaşığı” olarak değiştirilmiştir. Hazar Karmaşığı üzerine volkanik olarak gelen birime çalışmalar neticesinde Orta Eosen yaşı verilmiştir (Perinçek1978, 1979; Özkaya 1978; Sungurlu, 1979; Özkan, 1982)
Volkanit mercekleri ve kireçtaşı olistolitleri içermesi ve geniş yüzeylemeler sunmasıyla belirgin olan birim daha çok kumtaşı şeyl, killi kireçtaşı ve kireçtaşlarının düzensiz ardalanması şeklinde bulunur. Değişik yüzeylerde birkaç dm ya da m kalınlıklarında ve fazla izlenemeyen olistostromal çakıltaşı mercekleri de içerirler. Guleman çevresinde birimin taban dokanağı faylıdır. Ancak bölgenin çok yakınlarındaki verilerle Hazar Karmaşığı üzerine uyumlu olarak geldiği bilinmektedir (Özkan, 1982).
5. Neootokton Birimler
5.1. Nacaran kireçtaşları
Nacaran (Baltaşı) Köyü çevresinde dar alanlarda yüzeylemeler sunan birim, kirli sarı renkli traverten nitelikli kireçtaşlarından ibarettir.
Paleontolojik olarak yaşı belirlenememişse de birimin kıvrımlanmamış olması, kabaca yatay bir tabakalanma göstermesi gibi verilerden, hiçbir deformasyon evresinden etkilenmemiş olduğu sonucu çıkarılmış ve böylece yaşının Tersiyer sürükleniminden genç olduğu sonucuna varılmıştır (Özkan, 1982).
Ayrıca yukarıda belirtilen birimlerden beslenmiş çakıl, kum, silt boyutunda tutturulmamış gereçlerden oluşan alüvyonlar yer alır.
KAYNAKLAR
(1) Guleman (Elazıg) Bölgesinin Jeolojisi, Stratigrafisi, Ofiyolitlerde Cevherleşme ve Krom Yatakları, 2019. Dr. İlker Şengüler, YILMADEN Holding / İSTANBUL.
YILMADEN Library, İSTANBUL
(2) Guleman (Elazıg) Bölgesinin Jeolojisi, Stratigrafisi, Ofiyolitlerde Cevherleşme ve Krom Yatakları, 2019. Dr. İlker Şengüler, YILMADEN Holding / İSTANBUL.
MTA Rapor Demirbaş No: 47899, Yer Numarası: 200 (328) S 476 g, MTA
Genel Müdürlüğü Kütüphane/Derleme, ANKARA.
ALACAKAYA (ELAZIĞ) MERMERİNDE GULEMAN OFİYOLİTİNİN MUCİZESİ
https://ilkersenguler.blogspot.com/2022/07/alacakaya-elazig-mermerinde-guleman.html
Yorumlar
Yorum Gönder