MTA Dergisi, 108. 82-97, 1988
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI VE OFİYOLİTLE OLAN İLİŞKİSİ (DİVRİĞİ-SİVAS)
H.P. ZECK* ve Taner ÜNLÜ**
ÖZ.— Sivas ili, Divriği ilçesinin birkaç km K-KB sında yer alan, bileşimi kuvars-siyenitle diyorit arasında değişen bileşik
bir karaktere sahip olan Murmano plütonu, Divriği ofiyolit karmaşığına ait serpantinitler içerisine sokulum yapar. Rb-Sr yöntemiyle elde edilen 110 + 5 milyon yıllık ( I \ s ) türn kayaç izokronu plütonun sokulum
yaşını vermektedir. Bir mikro-kuvars
siyenit, beş monzonit ve bir tane de hidrotermal skapolitçe zengin dayktan oluşan yedi örnekli seri birlikte, plütonun güney
kenarında 100x200 m boyutlu bir alanı temsil etmekte olup, ilksel 87Sr/86Sr oranı 0.7068 olan 1 1 2 + 8 my kk (I\s) Rb-Sr
izokronuna karşılık gelmektedir. Plütonun güneybatı kesiminde 200x500 m boyutlu geniş bir alanı temsil eden 7 örnekli başka bir
seri ise, ilksel Sr Sr oranı 0.7058 olan 5 noktalı 109 + 5 my (I/s) izokronunu vermektedir. Birbirine uyumlu olan bu iki yaş,
110 + 5 my ( I s ) olarak, sokulumun yaşı olarak yorumlanmıştır. İki örnek serisi, farklı Rb-Sr izotop oranlarına sahip farklı
kaynak kayaç karmaşıklarının
anateksisiyle oluşmuş iki ayn magma kümesini temsil etmektedir. Plütonun yeterince büyük
2
olmasının (25 km ) yanı sıra hâkim silisik karakteri, birimin okyanusal kökenli olmadığını göstermektedir. Magma, 110 + 5
milyon yıldan daha önce olduğu düşünülen ofiyolitik karmaşığın üzerlemesinden sonra sokulum yapmıştır.
GİRİŞ
Türkiye'nin jeolojisi, Alpin orojenik sistemi içerisinde gelişmiştir ve bu nedenle Yunanistan ve İran'daki
orojenik kuşakların devamını oluşturur. Bununla birlikte, bu komşu sahalar arasında yapılan ayrıntılı jeolojik
korelasyonlar, yine de biraz tartışmalıdır (Dixon ve
Robertson, 1984).
Türkiye'nin jeolojik çatısı içerisinde yer alan
önemli elemanlardan birisi, orojenik kuşaklar boyunca
uzanan büyük ofiyolit karmaşıklarıdır. Bunlar okyanus
tabanı karmaşıklarının üzerlemiş ve yeniden hareketlenmiş kalıntıları olarak yorumlanırlar ve birçok yazar
tarafından, levha tektoniği sütur zonlarını gösterdikleri
düşünülür (Şek.l). Bunların orojenik kuşak içerisindeki dağılımı, orojenik yapı içinde yer alan mikrolevhaların sayısını, bunların oluşumunu ve kinematik gelişimini yeniden kurmada kullanılır. Açıkça görülmektedir
ki, orojenik sistemin çeşitli kısımlarındaki ofiyolit üzerlemesinin (obduction)/yitiminin (subduction) yaşının
tayini, levha tektoniği yapısını çözümlemede çok bü*
Kopenhag Üniversitesi,
Danimarka.
Petroloji
Enstitüsü,
Kopenhag-
** Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Maden Etüt ve
Arama Dairesi, Ankara.
yük önem taşır. Eldeki yazı, Türkiye'nin orta kesimindeki Divriği yöresinde yer alan ofiyolitik karmaşığın
yerleşim yaşının literatürde iddia edilenden daha önce
olduğunu gösteren kanıtlar sunmaktadır. Ofiyolit yerleşiminin minimum yaşı, karmaşık içerisine sokulum
yapan plütonun Rb-Sr yöntemiyle yapılan izotop yaş
tayinine dayanarak bulunmuştur.
Granitik gövdelerin, göründüklerinden daha az
homojen oldukları kanıtlanmıştır (Krauskopf, 1968).
Ayrıntılı çalışmalar, büyük masiflerin yaklaşık olarak
aynı yaşlı bir dizi sokulumdan oluşabileceğini ortaya
koymuştur. Bu sokulumları oluşturan ayrı magma yığışımları, büyük ölçekte aynı petrojenetik olayın ürünü
olup, kabuk içerisinden yükselimleri sırasında aynı termal kanalı kullanmış olabilirler (Marsh, 1982). Bu
magma yığışımları arasındaki petrojenetik ilişki önemli
derecede değişebilir. Bunlar, örneğin aynı ana magmanın fraksiyonlaşmasının farklı evrelerini, kabuksal malzemenin asimilasyonu ya da başka bir magmanın karışımı sonucunda oluşan magmatik kontaminasyonun
değişik derecelerini, anatektik bir eriyik içindeki artık
karışımın farklı derecelerini temsil edebilir, ya da farklı kaynak kayaç karmaşıklarının ergimesinin ürünü olabilirler. Rb-Sr izotop sistematikleri, bu değişik modellerde farklılık gösterir. Farklı kaynak kayaç karmaşık-
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
larının anateksisi sonucunda oluşan magma yığışımlarının, kaynak kayaç karmaşıklıkları arasındaki farklılıktan yansıtması beklenebilir. Bu şekilde oluşan bileşik plutonlar için elde edilen Nicolaysen diyagramları,
87
86
magma içine ilksel Sr/ Sr oranları farklı malzeme
karışabileceği için oldukça karmaşık olabilir.
2
Bu makalede, 25 km büyüklüğündeki bileşik
pluton üzerinde yapılan Rb-Sr izotop çalışmalarından
plütonik kütle içinde oldukça farklı kökene sahip magmatik malzemenin toplanmış olabileceğini gösterir.
Böylesine gizli ya da en azından açık olmayan heterojenlik, oldukça geniş yayılımlı olabilir ve bazı intruzif
kayaç gövdelerinin büyük ölçekli (izotop) jeokimyasal
araştırmalarında ortaya çıkan açık karışıklıklara açıklama getirebilir.
Makale Zeck ve Ünlü; 1987 ve 1988 yayınlan
87
yararlanılacaktır. Burada, pluton içinde ilksel Sr/
86
Sr oranları birbirinden farklı en az iki magma kümesinin temsil edildiği kanıtlanacaktır. Bu durum, aynı
83
doğrultusunda, her iki makalede yer alan bilgilerin bir
araya derlenmesi şeklinde hazırlanmıştır.
ÜST
JURA - A L T
UPPER JURASSİC - LOWER
KRETASE
CRETACEOUS
i.
Şek. l — Olası sütur zonlarını simgeleyen ofiyolit karmaşıklarının dağılımını gösteren Türkiye'nin taslak jeoloji haritası. KB-GD yönlü enine kesit, Robertson ve Dixon'a (1984) göre Üst Jura-Alt Kretase sırasında olası levha
tektoniği oluşum modelini simgelemektedir. Daire ile gösterilen kısım, incelenen sahayı göstermektedir.
H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ
84
SAHA İLİŞKİLERİ
Çalışılan saha, iç Torid sütur (kenet) zonu içerisinde yer almaktadır. Kırşehir bloku ile doğu Torid
bloku arasında yer alan bu zon, birçok ofiyolit karmaşığını içermektedir (Şek.l).
Sivas ili Divriği sahasında, ofiyolit karmaşıkları
başlıca serpantinitlerden meydana gelen kütleler olarak
görülürler. Karmaşık, bileşimi kuvars-siyenitle diyorit
arasında değişen bileşik silisik plutonla ve mermerlerle
dokanak oluşturmaktadır. Yaşları Üst Miyosenle Pliyosen arasında değişen kumtaşı ve konglomera çökelleri
yanı sıra, yerel olarak yataya yakın, tektonizma sonrası
oluşmuş Miyosen yaşh volkanitlerden oluşan bir örtü
de yer almaktadır. Bu çalışmanın odak noktası, Divriği
ilçesinin birkaç km K-KB sında yer alan Murmano plütonunun da yer aldığı sahadır. Şekil 2 de görülen sahanın jeoloji haritası, Koşal (1973) tarafından yapılmış
olup, kısmen de Klemm'in (1960) çalışmasına dayanmaktadır. 1985 yılı yazında yazarların yapmış olduğu
kısa süreli arazi çalışmalarına göre, Koşal'ın 1:25 000
ölçekli haritasında yer alan ayrıntılarla yazarların gözlemleri arasında büyük farklılık yoktur. Fakat, kayaç
ilişkileri hakkındaki yorum farklıdır.
Klemm (1960) ve Koşal (1973), ultrabazik kütlenin karbonatlı kayaçlar içine sokulum yaptığını iddia
etmişlerdir. Yazarlar, bu kayaçlar arasındaki birçok
dokanağı incelemiş, fakat bu yorumu doğrulayacak hiç
bir kanıt bulamamışlardır, özellikle, A-Kafa diye adlandırılan cevher kütlesinin güney kesiminde serpantinit
ve mermerden oluşan ardalanmalar görülmektedir, bu
dokanakların tektonik kökenli olduklarına ilişkin
Bozkurt ve İleri (1963) ile Bozkurt'un (1980) görüşlerine katlanmaktadır. Serpantinitlerle karbonatlı kayaçların ilişkisi hakkındaki yazarların yorumu, bu kayaçların ardalanmalı olarak sıralanışına büyük ölçekli yataya yakın tektonik hareketlerin neden olduğu şeklindedir. Daha sonra, normal faylanmalar bu ilksel tektonik
ilişkileri biraz değiştirmiştir. Şekil 2 de yer alan Koşal'ın
(1973) kesiti bu yoruma iyi uymaktadır. Yorum aynı
zamanda, ofiyolit kütlelerinin, okyanus tabanı karmaşıklarının tektonik olarak üzerlemiş parçaları olması gerektiği şeklindeki yorumla da uyuşmaktadır (Ricou,
1971; Dixon ve Robertson, 1984).
Öncel çalışmacıların tümü de plütonik kayaç kütlesini mermer ve serpantinitler içerisine sokulum şeklinde girmiş olarak yorumlamışlardır. Saha çalışmaları
bu sonuçla uyuşmaktadır. Plütonik kayaçla karbonatlı
kayaçlar arasındaki tektonik olmayan dokanaklarda
oluşan kalk-silikatik kayaçlar, monzonitik sokulumla
doğrudan ilişkili olarak oluşan kontakt metamorfik ve
hidrotermal ürünler olarak açıklanırlar. Kalk-silikatik
kayaçlar başlıca skapolit, diyopsit ve aktinolitten oluşurlar; granat, turmalin ve flogopit daha enderdir. (Daha fazla ayrıntı için Klemm'e (1960) bakınız). Plütonun güneydoğu kenarında, demiryolunun dokanağı
kestiği yerin birkaç yüz metre G-GB sında (Şek.2)
pluton, dokanaktan itibaren ilk 2-3 m içerisinde ince
taneli kenar fasiyesi şeklinde gelişme gösterir.
Serpantinitlerle monzonitik pluton arasındaki
ilişki, Cürek köyünün birkaç yüz metre doğusundaki
geniş bir yol yarmasında açıkça görülmektedir. Şekil 2
de de görüldüğü gibi, bu lokasyon 85Z126-85Z132 no.lı
örnek serisiyle temsil edilmiştir. Yol yarmasında, plütonun bir parçasını oluşturan büyük diyorit damarlarının,
kuşattığı ya da sokulum yaptığı çok sayıda, büyük serpantinleşmiş peridotit parçaları görülmektedir. Bu ilişkiler, plütonik kayacın ultrabazik kayaçlardan sonra
oluştuğunu açıkça göstermektedir.
Böylece, sahadaki ilişkiler oldukça iyi kurulmuş
görülmektedir; ofiyolitik karmaşık, tektonik olarak
karbonatlı kayaçlardan oluşan karmaşık üzerine ya da
içine yerleşmiştir. Monzonitin hâkim olduğu karışık
bileşimli pluton da bu karmaşık içerisine sokulum
yapmıştır (Zeck ve Ünlü, 1987,1988).
MURMANO PLÜTONUNUN PETROGRAFİK
ÖZELLİKLERİ (LİTOLOJİK DEĞİŞİMİ)
Murmano plütonu, tipik olarak masif kayaçlardan oluşmuştur. Sadece yerel olarak belirgin olmayan
akma foliyasyonu gözlenmektedir. İnterpenetratif
foliyasyon veya metamorfik-tektonik kökenli lineasyonlar görülmemektedir. Modal bileşimleri, kuvarssiyenitle monzonit, hatta diyorit arasında değişmektedir (plütonik kayaç sınıflaması ve isimlendirme, Streckeisen, 1976 ya göre yapılmıştır). Kuvars miktarı daha
yüksek olan granit ve granodiyorit gibi kayaçlar bulunamamıştır. Saha hakkındaki literatürlere göre (Koşal,
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
Şek.2— Murmano plütonun yer aldığı sahanın Koşal (1973) tarafından yapılan jeoloji haritası ve enine kesitleri.
85
H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ
86
1965, 1971, 1973) plütonun bileşimi siyenitik olarak
tanımlanmıştır. Çalışmalarımız, bu bileşik pluton içinde mafik mineral olarak klinopiroksen ve amfibol içeren monzonitin hâkim kayaç tipi olduğunu göstermiştir. Plütonun daha bazik olan, kesimleri, bu yazıda
Koşal' da (1973) belirtildiği gibi gabro değil diyorit olarak isimlendirilmiştir. Bunlar, ortalama bileşimi
An 50 den daha fazla olan plajiyoklaz içerirler, renk
indisleri 30-40 arasındadır, bol miktarda biyotitlidirler. İzotop çalışmalarında kullanılan kayaç örneklerinden elde edilen petrografik ve petrojenetik veriler,
aşağıda yer almaktadır :
Diyoritler (126, 127), plütonun güneybatı kısmında bulunmuştur (Şek.2); bunlar, benzer Rb-Sr
izotop sistematiklerine sahiptirler (Şek.3). Kayaçlar
iri ve orta tanelidirler. El örneğinde açık gri renkli öz
şekilli-yan öz şekilli 0.5-2 cm büyüklüğünde plajiyok-
laz kristalleri hâkim durumdadır, ince kesitlerde; çoğu
kez iç içe olan ve bir akıntı yapısı işaret eden cm boyutlu öz şekilli/yarı öz şekilli plajiyoklaz kristalleri,
öz şekilsiz/yarı öz şekilli plajiyoklaz, klinopiroksen ve
biyotit kristallerinden oluşan mm boyutlu taneli matriks içinde yer alırlar. Ana magmatik parajenez, kayacın hacim olarak % 95 inden fazlasını oluşturan plajiyoklaz, klinopiroksen, biyotit ve opak mineralleri içermektedir. Plajiyoklaz tipik olarak An60-30 bileşimine
sahiptir. En geç magmatik materyel ise K-feldispat ve
boşluk dolguları şeklinde olasılıkla biyotittir. En geç
magmatik-hidrotermal yarı-katı (sub-solidus) basamakta, esas olarak önce oluşan klinopiroksen kristalleriyle
sıvı fazın tepkimesi sonucunda küçük biyotit ve amfibol kristalleri oluşmuştur. Hacim olarak % l e varan ve
açıkça plajiyoklazın yerini alan skapolit, olasılıkla bu
evrede oluşmuştur. Kayaçların renk indisi 30-40 ara-
Şek.3— Murmano plutonundan alınan bazı örnekler arasındaki Rb-Sr izotop ilişkilerim gösteren Nicolaysen diyagramı. 2 ayn
saha incelenmiştir (bak. Şek.2), plütonun güney kenarı (siyah daireler) ve güneybatı kenan (beyaz üçgenler), örnek
serisinin her biri bir izokrona karşılık gelmektedir. 132 ve 130 no.lı örnekler regresyonlarda yer almamışlardır.
Mclntyre ve diğerlerine (1966) göre, regresyon çizgi hesaplamasında 87Rb/' 86Sr için % l presizyon, 87Sr/86Sr için
ise % 0.0002 presizyon alınmıştır.
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
sındadır. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri olan karbonat, serisit, sodik plajiyoklaz, epidot, klorit ve tremolit miktar olarak hacimce kayacın % 1-2 sini oluşturmaktadır.
Şekil 3 te yer alan Nicolaysen diyagramında,
monzonitler (132, 151, 152, 153, 156, 158) birbirine
yakın bulunurlar. Orta ile iri taneli, grimsi görünümdedirler ve renk olarak diyoritlerden biraz daha açıktırlar. Kayaçlar, 0.5-20 mm büyüklükte K-feldispat ve
plajiyoklaz kristallerinin oluşturduğu sürekli bir kafesten oluşan masif bir yapıya sahiptirler. Bu kristallerin
arasına, toplam kayacın hacimce % 10-15 ini oluşturan
birkaç mm büyüklüğe varan mafik mineral; klinopiroksen, amfibol (klinopiroksenin yerini almış olarak az
miktarda), biyotit, titanit (çoğu örneklerde titanit aksesuar olmaktan da öte oldukça önemli bir mafik mineraldir) ve opak mineral kristalleri dağılmıştır. Diğer bazı kesitlerde ise hornblend hâkim mineral olup, birçok
kesitte klinopiroksen kalıntılarım kuşatır görünümdedir. Monzonitler, diyoritlerle aynı mineralojik bileşime
(ek olarak biraz da titanit içinde birkaç rutil kapanımlan da gözlenmektedir) sahiptirler ve aynı dokusal ve
kökensel ilişkileri gösterirler. Asıl magmatik parajenez
plajiyoklaz, K-feldispat, klinopiroksen, titanit (hacimce
% 1-2) ve opak minerallerden oluşmuştur; bazı kayaçlarda biyotit ve/veya amfibol de bulunur. Geç magmatik-hidrotermal yarı-katı basamaktaki parajenez; kuvars, amfibol, biyotit, turmalinden ve Plajiyoklazlardaki 1-2 cm lik kristaller şeklindeki K-feldispat içinde
pertitik albitten (K-feldispat, pertitik olup, diğer tüm
bileşenleri, yani daha küçük öz şekilli plajiyoklaz kristallerini kuşatan 2 cm ye kadar varan büyüklükte poikilitik kristaller oluşturur.) oluşmuştur. Düşük sıcaklık
alterasyon ürünleri, K-feldispatı gizleyen opak minerallerden oluşmakta olup, hacim olarak % l e varan oranda bulunurlar.
Murmano plütonunun büyük bir kısmını oluşturan iri ile orta taneli tipik plütonik kayaçlar içerisinde
çoğu kez plütonik kayaçlarla keskin dokanaklar oluşturan dayklar halinde oluşan, ince taneli, kısmen porfiritik kayaçlar bulunmuştur. Bazı durumlarda bunların sahadaki ilişkileri biraz belirsizdir. Bu ince taneli
kayaçların çoğu, plütonik kayaçlarla yakın jenetik
ilişkinin yanı sıra aynı mineralojik ilişkiyi de gösterir.
87
Bunların diğer bir kısmı ise biraz farklı bir mineralojiye
sahip olup, monzonit ve diyoritlerle daha karmaşık jenetik ilişkiler gösterirler. Bu çalışma için benzer mineralojik ilişkiler gösteren ince taneli kayaçlardan 4 örnek (129, 130, 131, 155) alınmıştır. Bunlann Rb-Sr
izotop sistematikleri plütonik kayaçlarınkiyle uyuşmaktadır (Şek.3). örneklerden 3 ü (129, 130, 131)
ilişkileri belirgin dayklardan, bir diğeri (155) ise, sahadaki ilişkileri biraz belirsiz olan intruzif bir gövdeden
alınmıştır. 128 ve 154 no. lı iki örnek, oldukça farklı
mineralojik ilişkiler gösteren ince taneli kayaçları temsil eder. Bu kayaçlar daha kanşık jenetik ilişkiler gösterirler. 128 no. lı örnek, kersantitik karakterli mikrodiyoritik bir kayaç olup, sahadaki ilişkileri açıkça görülemez. 154 no. lı örnek ise, açık biçimde hacimce % 50
oranında skapolit içeren, 0.5 ile l m genişliğinde dayk
gövdesini temsil eder.
Monzonit ve diyoritlerle benzer mineralojiye
sahip ince taneli kayaçlar mikro-diyorit, mikro-siyenit
ve mikro-kuvars siyenitlerden oluşmuşlardır. Bunlann
çoğu porfiritik olup, çok ince taneli matriksle ( =50400m m) birlikte plajiyoklaz, K-feldispat ve amfibol
fenokristallerinden oluşmuştur, bunlardan amfibol
magmatik klinopiroksenin yerini almış olarak oluşabilmektedir. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri, monzonit
ve diyorittekine göre daha bol olup, hacim olarak
% 3-5 i bulmaktadır. Bunlar dışında, daha düzgün taneli mikro-kuvars siyenitler de bulunmaktadır ve bunlar
monzonitlere çok benzemektedir. Bu intruzif kayaçlardan elde edilen petrografik ve petrojenetik veriler şöyledir; 130 no. lı örnek, porfiritik mikro-diyorit olup,
birkaç mm ile l cm arasında değişen büyüklükte fenokristaller, öz şekilli plajiyoklaz kristallerini (hacimce
kayacın % 25 ini oluşturur) ve az miktarda yarı öz şekilli amfibol kristallerini içerir. 0.1-0.4 mm tane boyutlu matriks ise esas olarak iç içe büyüme gösteren yan
öz şekilli plajiyoklaz kristallerine ek olarak az miktarda
amfibol, titanit, opak mineral ve karbonattan oluşur.
Kayacın renk indisi 15 olarak bulunmuştur. Klinopiroksen ve biyotit bulunmamaktadır ve asıl magmatik
parajenez plajiyoklaz, amfibol ve titanitten meydana
gelir. Büyük amfibol kristallerinin her zaman karbonatla iç içe büyüme göstermesi ve klinopiroksenin yerini
alması mümkündür. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri
hacimce % 3-4 e varan oranlarda bulunur, karbonat ba-
88
H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ
kimdir. 129 no. lı örnek çok ince taneli matriksten (tane büyüklüğü 50-200 m m olup, kayacın hacimce
% 70 ini oluşturur) oluşan porfiritik mikro-siyenittir.
Matriks, birkaç mm büyüklüğündeki amfibol kristal
agregatlarıyle l cm büyüklüğe varan K-feldispat ve plajiyoklaz fenokristallerini kuşatmaktadır. Bu matriks,
başlıca yan öz şekilli K-feldispat kristallerine ek olarak
amfibol, titanit (hacimce % 2) ve karbonattan oluşmuştur. Kayacın renk indisi 5-10 arasındadır. Asıl magmatik parajenez K-feldispat, plajiyoklaz, amfibol ve titanitten oluşmaktadır. Bununla birlikte, 130 no. lı örnekte görüldüğü gibi, magmatik Parajenezin bir parçası olan
büyük amfibol kristalleri klinopiroksenlerin yerini almış olabilir. Düşük sıcaklık alterasyon ürünleri (hacim
olarak % 4-5) 130 no. h örnekteki gibidir. 131 no. lı
örnek, porfiritik mikro-kuvars siyenit olup, Rb-Sr izotop sistematiği bakımından da 129 no. h örneğe çok
benzemektedir (Şek.3). Farklılıklar; hacimce % 5-10
arasında kuvarsın varlığı, titanitin daha az olması (hacim olarak % 1) ve yine alterasyon ürünlerinin (hacim
olarak % 3-4) daha az olmasıdır. 155 no. lı örnek,
0.1-2 mm lik tane büyüklüğü gösteren mikro-kuvars
siyenittir. Bu kayaç, özellikle yukarıda tanımlanmış
olan monzonitlere benzemektedir, fakat daha ince
taneli, çok daha açık renkli olup, renk indisi 6 olarak
bulunmuştur ve ayrıca hacim olarak % 12 oranında
kuvars içerir. Asıl magmatik parajenez klinopiroksen,
K-feldispat, plajiyoklaz, kuvars ve titanitten (hacimce
% 1) oluşmaktadır. Amfibol, geç magmatik-hidrotermal yarı-katı basamakta oluşmuş olup, klinopiroksenin
yerini almıştır. Geç alterasyon ürünleri karbonat ve
beyaz mika (çoğu kez sarımsı renkli, limonit saçınımlıdır) olup, bunlar hacim olarak % l oranında bulunurlar.
Farklı mineralojik özellik gösteren kayaçlar içinde, iki tip ayırt edilmiştir; kersantitik karakterli mikrodiyoritler ve skapolitçe zengin kayaçlar. Bu kayaçlardan elde edilen petrografik ve petrojenetik veriler şöyledir; 128 no. h örnek, kersantitik karakterli mikrodiyoritik bir kayaç olup, diğer 2 diyorit örneğinin
alındığı yerin çok yakınından alınmıştır (Şek.2). Kayaç, irice taneli matrikse sahip (tane büyüklüğü 0.10.3 mm) masif yapılı bir kayaç olup, dağılmış halde
3 mm büyüklüğe varan yarı öz şekilli plajiyoklaz ve klinopiroksen fenokristalleri içerir. Matriks başlıca plaji-
yoklaz, biyotit, klinopiroksen ve opak minerallerden
oluşmuştur. Bu kayaç, mineralojik ve tekstürel olarak
diğer kayaçlardan farklılık gösterir. Kayaçta, örneğin
hacim olarak % 1-2 oranında olivin (büyük bir kısmı ornatılmış) bulunmaktadır ve hacim olarak % 25 oranında biyotit içerdiği için renk indisi 45 olarak bulunmuştur. Asıl magmatik parajenez plajiyoklaz, olivin, biyotit, klinopiroksen ve opak minerallerden oluşur. Genellikle klinopiroksenin yerini almış ince taneli agregatlar
şeklinde bulunan amfibol, biyotit ve yeşil mika geç
magmatikle yüksek sıcaklık yarı-solidus arası evrede
oluşmuştur. Epidot, serizit, bovlingit (?), talk ve karbonattan oluşan düşük sıcaklık alterasyon ürünleri, hacim
olarak kayacın % 2 sini oluştururlar. 154 no. lı örnek,
plajiyoklaz-klinopiroksen içeren masif skapolitli kayaç
olup, bu çalışmada incelenen diğer örneklerden ayrı bir
yeri vardır. Bu örnek, plütonun güney kesimindeki bir
dayktan alınmıştır. Bu kayaç, hacimce % 50 oranında
skapolitten oluşmuştur. Skapolitler 0.5-5 mm büyüklüğünde iç içe ksenoblastik kristaller oluşturur. Skapolitler diğer bileşenleri kapanımlar halinde içererek ve birbirine bağlayarak tüm kayacı kaplarlar. Bu şekilde poyikiloblastik olarak kuşatılmış olan kristaller, tercihli
yönlenme göstermezler ve klinopiroksen (hacimce
% 30-35), plajiyoklaz (hacimce % 15), titanit, amfibol,
biyotit, klinozoyisit, karbonat ve kloritten oluşurlar ve
tane büyüklükleri tipik olarak 50-300m m arasındadır;
az miktarda daha büyük kristaller şeklinde klinopiroksen (0.5-4 mm) ve plajiyoklaz da (0.5-1 mm) oluşmuştur. Klinopiroksen, öz şekilliden öz şekilsize kadar değişen kristaller oluşturur. Küçük olanlar ince prizmatikle taneli arasında, büyük olanlar ise daha eş boyutlu
ve öz şekillidir. Plajiyoklaz, düzgün, öz şekilli, ikizlenme gösteren (010) yüzeylerinin hâkim olduğu kristaller oluşturur. Daha büyük plajiyoklaz kristalleri, daha
az levhamsı/uzun fakat aynı zamanda mükemmel derecede öz şekillidirler ve tipik magmatik (dalgalı, normal)
zonlanma gösterirler. Bu özellikler tipik olarak metamorfik değildirler, fakat magmatik kalıntı yapılarını
temsil ederler. Bu ise, kayacın sub-volkanik bir daykı
temsil ettiğini gösterir. Bu daykm camsı ya da çok ince
taneli matriksi tamamen skapolit tarafından ornatılmış olup, ornatım sırasında önceden var olan klinopiroksen, plajiyoklaz ve titanit gibi magmatik kristaller
korunmuştur. Asıl metamorfik parajenez skapolit ve
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
olasılıkla biraz (rekristalize) klinopiroksen (diyopsit)
ve titanitten oluşmaktadır. Başlangıçtan itibaren bulunan metamorfik ürünler ise, yüksek sıcaklıkta amfibol
ve biyotit, düşük sıcaklıkta çoğu kez kütük şekilli damarlar içinde klorit, klinozoyisit ve karbonattır. Magmatik kalıntıların mineralojisi, intruzif magmanın andezitik ya da bazaltik karakterde olduğunu göstermekte87
86
dir. Kayacın
Sr/ Sr oranı ile esas-ve eser element
kimyası (Zeck ve ünlü, hazırlanmakta) buna uymaktadır. Fakat bunun için bazı varsayımlarda bulunmak gerekir. Metasomatik etkiler için örneğin Sr un tüketilmesi gerekir (Rb-Sr izotop sistematikleri bölümüne
bakınız).
ÖRNEKLEME, ANALİTİK ÇALIŞMALAR VE
SONUÇLARI
Rb-Sr yaş yöntemi için, her biri 7 örnekten
oluşan 2 kayaç serisi kullanılmıştır. İncelenmiş olan
2 kayaç serisi, pluton içerisindeki 2 sınırlı alandan alınmıştır (Şek.2). 85 Z 151 ile 158 arasındaki örnekler,
dokanaktan 100-150 m uzaklıkta, plütonun güney kesiminde yer alan 100x200 m boyutlu bir alanı temsil etmektedir. 85 Z .126 ile 132 arasındaki örnekler ise,
plütonun güneybatı kesiminde 200x500 m boyutlu bir
alanı temsil etmektedir. Her biri 4-5 kg ağırlığında olan
örneklerin bozunan yüzeyleri temizlenmiş, çeneli
Çizelge l— Rb-Sr analiz verileri
89
kırıcıda (Fritsch, WC) ve ardından da bilyalı değirmende (Siebtechnik, WC) öğütülmüştür. Analitik çalışmalar, Kopenhag üniversitesi Jeoloji Enstitüsünde yürütülmüştür. Rb/Sr oranları, XRF lâboratuvar şefi
Dr. J.C. Bailey tarafından PW 1400 Philips marka
X ışınları spektrometresinde ölçülmüştür. Kalibrasyon
için USGS standartları (G-2, GSP-1 ve AGV-1) ve
Pankhurst ve O'Nions (1973) değerleri kullanılmıştır.
Kütle-spektrometrik ölçümleri, Rb-Sr izotop lâboratuvar şefi O. Larsen tarafından yapılmıştır. Üst üste yapılan analizlere dayanan tayin edilmiş analitik presizyonlar (duyarlılık) (I \ s ) , 8 7 R b / 86Sr için % l, 87Sr/86Sr
için ise 0.0002 dir. Bu çalışma sırasında elde edilen
Einıer ve Amend SrCO3 standartı analizlerinden,
S r / Sr = 0.1194 e normalize edildiğinde,
86
87
0.70790 + 0.00005 (18 tayin) ortalama değeri elde
edilmiştir. Yaş hesaplamalarında kullanılan bozunma
sabiti, 8 7 Rb = 1.42xlO-11 a-1 dir (Neumann ve
Huster, 1976; Steiger ve Jâger, 1977 de önerilmiş).
Kütle-spektrometrik ölçümleri, Varian MAT TH5 katı
kaynak spektrometresinde yapılmıştır. Regresyon çizgi
hesaplamalarında Mclntyre ve diğerleri (1966) yöntemi
kullanılmıştır. Analitik sonuçlar Çizelge l de verilmiş,
Şekil 3 te Nicolaysen diyagramında özetlenmiştir.
90
H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ
Rb-Sr İZOTOP SİSTEMATİKLERİ
ya da çok yakın olduğu durumda, magmatik Rb-Sr
Şekil 3 te görülen Nicolaysen diyagramında, plütonun güney kesiminden alınan 7 örnek (siyah daireler)
izokron sistematiğinde bu önemli karışıklık devam edebilir. Yalnız, bu durumda radyojenik Sr üretimi için
zaman hiç yoktur ya da çok azdır. Magmatik sıvının
etkinlik süresi, sokulumun soğuma süresiyle sınırlıdır.
87
86
±
ilksel Sr/ Sr oranı 0.7068 olan ve 112 8 my yaşını (Is ) gösteren bir izokron vermektedir. MSWD 0.47
olup, yakın bir uyumu gösterir. 7 örneğin 5 i monzonitlere ait olup, çok benzer Rb-Sr izotop ilişkileri gösterir. Örneklerden biri, mikro-kuvars siyenit olup (155),
7 örnek içinde en yüksek Rb/Sr oranına sahip kayaçtır.
Bu 6 kayacın mineralojik ilişkileri birbirine çok benzerdir. Kayaçlar, hemen hemen tamamı magmatik, bir
kısmı da yüksek sıcaklık yarı-solidus evre ürünü bileşenlerden oluşmuştur. Düşük sıcaklık yan-solidus mineralleri, kayaçların hacimce % l ini oluştururlar. Bu durum, mevcut Rb/Sr izotop ilişkilerinin ilksel magmatik
sistemi yansıttığını gösterir. 6 örnek, 113 ± 10 my
(I s) izokron yaşını (Sr1= 0.7068, MSWD= 0.58) vermektedir. İzokron çizgisinden en büyük sapmayı gösteren 151 no. h örneğin göz önüne alınmaması, geri
kalan 5 örneğin gözle görülür derecede farklı bir izokron oluşturmasına neden olmaz [112 + 10 my (IV),
Sr1 = 0.7069, MSWD = 0.17]. 7 örnek içinde en düşük
Rb/Sr oranı gösteren 154 no.lı örnek, skapolitçe zengin dayktan alınmıştır. Bu örnekte görülen son derece
fazla olan elek yapısının, magmatik kalıntı izleri (palimpsest) yapısını temsil ettiği ileri sürülmüştür. Metamorfik ramplasman, skapolitçe tamamen ornatılan daykm esas olarak camsı ya da çok ince taneli olan matriksini etkilemiştir. Bu örnek, diyagramda diğer 6 örneğin oluşturduğu izokron çizgisi üzerine düşmektedir
(Şek.3). Buradan, ilksel daykı oluşturan magmanın,
diğer 6 örneğin kaynaklandığı magmayla aynı kökenli
olduğu, skapolitleşmeye neden olan malzemenin magmatik sistemin kendisinden kaynaklandığı ve skapolitleşmeye neden olan işlemin sokulumdan hemen sonra
etkinlik kazandığı söylenebilir. Skapolitleşmeye eşlik
etmiş olması gereken etkin metasomatizmanın, magmatik Rb-Sr izokronunu bozmaksızın gelişebileceğini bu
koşullar gösterecektir. Sr-SiO2 ve Sr-Rb değişim diyagramları (Şek.4, 5), daykta gelişen skapolitleşmenin
birkaç yüz ppm seviyesinde Sr tüketimine neden olduğunu göstermektedir, yine Rb içeriği de olasılıkla azalmıştır (Zeck ve ünlü, hazırlanmakta). Dayk oluşum ortamının 87Sr/86Sr oranı henüz magmatik değerle aynı
Norton ve Taylor'ın (1979) Skaergaard intruzyonunun
çeşitli soğuma modelleri üzerine yaptıkları ayrıntılı
tartışmalara dayanarak, Murmano plütonunun soğuma
süresinin 0.5 ile l my arasında değişebileceği tahmin
edilmektedir. Bu sınırlı süre içerisinde, magmatik sıvı/
87
86
kayaç sistemi, henüz pratik olarak tekdüze Sr/ Sr
değerine (hemen hemen) sahip olup, magmatik değerle
aynı, hatta daha fazladır, çünkü Sr içerikleri oldukça
yüksek, Rb/Sr oranlan ise düşüktür. Bu sistem içerisinde ve bu süre zarfında hidrotermal etkinlik, magmatik
izokronun gelişimini bozmayacaktır. Burada tartışılmış olan magmatik alt sisteme ait kalınlığı fazla olmayan bir daykta izlenmiş olan skapolitleşmeye az miktarda sıvı neden olmuştur ve bu sıvının, magmatik sistemin dışından gelmesi gerekmez. Az miktarda karbonat, beyaz mika ve klorit oluşumuna neden olan genel
düşük sıcaklık alterasyonu için de dışandan sıvı gelmesine gerek yoktur. Skapolit içinde önemli miktarda Cl
ve S bulunması (yayımlanmamış analizler), metasomatizmaya yol açan sıvının magmatik kökenli olduğunu
göstermektedir. Skapolitleşmiş dayk için önerilen Sr
sarfı (tüketimi), Sr izotop oranının değişiminden çok,
bu oranın korunmasını gerektiren genel bir koşul yaratır ve metasomatizmaya neden olan Sr ca fakir sıvının,
yine geç/post magmatik kökenli olduğunu gösterir.
Fakat, bütün bu göstergelere karşın, dışarıdan yabancı
Sr taşınmamış olduğu halde ya da en azından taşman
miktar, Sr ca zengin daykm Sr izotop oranını bozmaya
yetecek kadar olmadığı halde, dışarıdan karışan bir
miktar sıvının da bu olayda rol oynamış olabileceği
söylenebilir.
İkinci örnek serisi, 109 ± 5 my (I s ) (Sr1=
0.7058, MSWD = 1.93) yaşını gösteren izokron üzerinde 5 noktayla temsil edilir. İkinci seriye ait 7 örnekten
ikisi izokron üzerine düşmez (Şek.3). İzokronu tanımlayan 5 örnek; 2 diyorit, l kersantitik mikro-diyorit,
l mikro-siyenit ve l mikro-kuvars siyenit örneğinden
oluşmaktadır. 2 diyorit, birbirine yakın benzerlikte
mineraloji ve doku gösterir. Bunlar, hemen hemen ta-
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
91
mamen magmatik ve biraz da yüksek sıcaklık yarı-solidus evresi bileşenlerden oluşmuşlardır. Düşük sıcaklık
yan-solidus mineralleri, kayaç hacminin % 2 sine kadar
varan oranını oluşturur. Aynı şey, kersantitik mikrodiyorit için de geçerlidir. Mikro-siyenit ve mikro-kuvars
siyenit, daha düşük sıcaklıkta oluşan yarı-solidus ürünlerini içerirler. Bunlann miktan, hacimce % 3-5 oranını
bulmaktadır.İlk örnek serisindeki gibi, izokronun yaşı,
sokulumun yaşı olarak düşünülmektedir. Burada, düşük
si de fazla olmayacaktı. İzokron üzerine düşmeyen
2 örnek, birbirinden farklıdır. 132 no. lı örnek, Şekil 3
te diyagramda görülen ilk örnek serisine ait monzonitlerden makroskopik ve mikroskopik olarak ayırt edilemeyen bir monzoniti temsil etmektedir. Kayaçtaki alterasyon ürünlerinin miktan % l seviyesini aşmaz.
130 no. h örnek, diyoritik karakterli porfiritik bir
dayktır. Alterasyon ürünleri çok daha bol olup, hacim
87
86
olarak % 3-5 e varmaktadır. Bu 2 kayaç, Sr/ Sr ora-
sıcaklık yarı-solidus bileşenleri, ilk örnek serisi kayaçlara göre daha boldur ve bu nedenle bu alterasyon, kayaçlardaki Sr izotop oranım etkilemiş olabilir. Fakat,
nı diğer 5 örneği oluşturan magmadan farklı bir magmanın kristallenme ürünüdürler. Bu kayaçların da magmatizmayla birlikte oluşmuş olması ve ait oldukları
yukarıdaki yorumla karşılaştırıldığında, buradaki soku-
magmatik alt sistemin ilk örnek serisini oluşturan sis-
lum yaşı, alterasyonun magmatik Rb-Sr izotop sistematiklerini bozmadığını ortaya koymaktadır. Bu nedenle,
alterasyona karışmış olan hidrotermal fazın, magmatik
temle tamamen aynı olması mümkündür. İlk seriye ait
7 örnekle bu 2 kayacı içeren regresyon çizgisi, 107 + 7
sistemin kendisinden kaynaklandığı ve alterasyonun,
sokulumdan hemen sonra geliştiği düşünülmektedir.
Eğer dışarıdan sıvı karışmış olsaydı, bunların Sr katkısı çok az olup, sistemin Sr izotop oram üzerindeki etki-
my (Sr 1 = 0.7069, MSWD = 0.99) izokronunu tanımlamaktadır. Bu izokron, yalnızca 7 örneğin belirlediği
izokrondan istatistiksel olarak farklı değildir (yukarıya
bakınız).
Şek.4— İki örnek serisi için hazırlanan Sr-SiO2 değiş im diyagramı (Zeck ve Ünlü, hazırlanmakta). Simgeler
Şekil 3 teki gibidir. Üçgenlerle belirtilen küçük rakamlar (130, 132), örneklerin izokron üzerinde yer
almadığını göstermektedir. Kesikli çizgiler, olağan magmatik değişim modellerine uymaktadır.
92
Şek.5- İki Örnek serisi için hazırlanan Sr-Rb değişim diyagramı (Zeck ve Ünlü, hazırlanmakta). Simgeler
Şekil 3 teki gibidir. Üçgenlerle belirtilen küçük rakamlar (130, 132), örneklerin izokron üzerinde yer
almadığını göstermektedir. Kesikli çizgiler, olağan magmatik değişim modellerine uymaktadır.
Murmano plütonu içerisindeki iki sınırlı alandan
elde edilen 2 izokron birbirine paralel olup, bu durum,
elde edilen sonuçları da önemli derecede geçerli kılmaktadır. Varılan sonuçların doğruluğu açısından, bu
izokronlara ilişkin bazı şüpheli yanlar vardır (aynı izokron üzerinde yer alan kayaçlar arasındaki intruzif ilişkilerin varlığı, izokronlar boyunca yer alan veri nokta-
larının düzensiz dağılımı, bu izokronlardan biri üzerinde nokta sayısının az olması (5) ve örneklerden birinin,
yani skapolitleşmiş daykm oldukça değişik özelliği
gibi). Fakat, 2 izokronun paralellik göstermesi ve
Nicolaysen diyagramında önerilen oransal ilişkilerin
açık olması bu ilişkilere sadece şans faktörünün neden
olması olasılığını ortadan kaldırır. Bu nedenle, magma-
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
tik sokulumla buna bağlı hidrotermal etkinliğin
5 my (17) önce ortaya çıktığı sonucuna varılmaktadır.
Yukarıda tartışılmış olan Rb-Sr izotop ilişkileri sonucunda, pluton içerisinde çalışılan 2 sınırlı alanın,
2 farklı magmatik alt sistemi temsil ettiği düşünülmektedir; bunlardan biri, Sr1 = 0.7068, diğeri ise Sr1 =
0.7058 oranlarıyle karakteristiktir. Bu 2 magmanın,
aynı ana magmadan fraksiyonel kristalizasyonla oluşması gerçekçi görünmemektedir. Çünkü, bu 2 magma87
86
nın ilksel Sr/ Sr oranları arasında büyük farklılık
vardır. Buna karşılık daha uygun modeller verilebilir;
örneğin, aynı ana magma tarafından farklı derecelerde
kabuksal asimilasyon, 2 magmanın farklı oranlarda karışımı, anateksi ortamında artık/ergiyiklerin çeşitli
oranlarda kanşması ve farklı kaynak kayaç karmaşıklarının anateksisi. Sonuncusu dışında bütün bu modeller, 2 bileşim arasındaki karışım çizgilerinin tayin ettiği
oldukça basit değişim diyagramları sunmaktadır. Aslında, 2 kayaç serisi için hazırlanan Harker diyagramları
oldukça karışık olup, önceki modellere karşı çıkmaktadır (Zeck ve ünlü, hazırlanmakta). Böylece, araştırmanın bu aşamasında, 2 magma yığışımının kökeni için
sonuncu model olan farklı kaynak kayaç karmaşıklarının anateksisi tercih edilmiştir. Bu magmaların ilksel
87
Sr/86Sr oranları ile Sierra Nevada (ABD) batolitlerinden elde edilen veriler (Kistler ve Petermann, 1973)
karşılaştırıldığında, ergimenin kabuğun alt kesiminde
oluşmuş olabileceği sonucuna varılmıştır. Bu sonuç,
orta Andlar'dan elde edilen verilerle desteklenmektedir
(Hawkesworth, 1982; Bailey, 1981 Ie de karşılaştırın).
SONUÇ
İlk kayaç serisi; 151, 152,153,156 ve 158 no. lı
5 monzonit, 155 no. lı l mikro-kuvars siyenit ve 154
no. lı l adet skapolitçe zengin kayaçtan oluşmaktadır.
Bu son örnek, monzonitler içerisinde 0.5 m genişliğindeki bir dayktan alınmıştır. 5 monzonit örneği, birbirine, çok benzer petrografiye sahip olup, çok benzer
Rb-Sr izotop sistematiği gösterirler (Şek.3). Kuvars
siyenit örneği, monzonitler içerisinde bulunan daha
ince taneli malzemeden oluşan oldukça küçük bir gövdeyi temsil eder. Bu ise, aynı kökenli, fakat daha gelişmiş, biraz daha sonra oluşmuş magmayı temsil etmektedir. Skapolitçe zengin kayaç, hidrotermal olarak bo-
93
zunmuş, olasılıkla mikro-diyoritik karakterli bir daykı
temsil eder. Bu 7 örnek, sokulumun yaşı olarak yorumlanan 112 — 8 milyon yıllık (I s) yaş izokronunu vermektedir (Sr1 = 0.7068, MSWD = 0.47; Mclntyre ve
diğerleri, 1966). Skapolitçe zengin kayacın izokron
çizgisi üzerindeki yeri, skapolitleşmeye neden olan malzemenin magmatik sistemin kendisinden kaynaklandığı
ve Skapolitleşme sürecinin sokulumdan sonra kısa bir
sürede oluştuğunu göstermektedir. Bu koşullar, skapolitleşmeye eşlik etmiş olması gereken gözle görülebilir
derecedeki metasomatizmanın magmatik Rb-Sr izokronunu bozmaksızın gelişebileceğini göstermektedir.
İkinci seri örnekler, 126, 127 ve 128 no. h
3 diyoritik kayaç, 132 no. lı monzonit, 129, 130 ve
131 no. lı 3 porfiritik kayaçtan oluşmaktadır. Bu son
3 örnek, plütonik kayaçlar içindeki 3 daykı temsil etmektedir. 3 ü diyorit, 2 si de dayklardan alınmış olan
5 örnek, 109 ± 5 (I s) milyon yıllık (Sr1 - 0.7058,
MSWD = 1.93; Mclntyre ve diğerleri, 1966) izokron
çizgisine karşılık gelmektedir (Şek.3). Bu çizginin
kendi başına jeolojik anlamı biraz şüpheli olabilir. Bu
çizgiyi ilginç kılan şey, onun ilk seri kayaçların oluşturduğu izokrona paralellik göstermesidir.
Bu 2 serinin, birbirinden farklı jeokimyasal özelliklere sahip, özellikle Sr izotop bileşimleri farklı
(87Sr/86Sr
oranlan sırasıyle 0.7068 ve 0.7058) olan
eş zamanlı 2 magma kütlesinden kaynaklanan 2 farklı
kaynak kayaç karmaşığını temsil ettiği düşünülmektedir. Bu 2 magma rezervuarından, Murmano plütonunun
çerçevesi içerisinde magma, çeşitli evrelerde sokulum
yapmıştır. İlk lokalitede, masif monzonit sokulumunu
daha küçük kuvars-siyenit sokulumu izlemiştir. İkinci
lokalitede ise, diyorit sokulumunu, başlıca dayk şekilli
Rb ca daha zengin magma sokulumu izlemiştir. 132
no. lı monzonitle, 130 no. lı mikro-diyorit daykını temsil eden ve alttaki izokron çizgisi üzerine düşmeyen
2 örnek, izokron üstünde yer alan 5 örneğin kaynağını
oluşturan magmaya göre daha farklı özelliğe sahip magma yığınından kaynaklanmış olabilir. Bunlar, ilk seriye ait örneklerin kaynaklandığı aynı magma yığınından gelebilirler. Bu seriye ait 7 örnekle, ikinci serinin
bu 2 farklı örneğine ait regresyon çizgisi, 107 + 7
milyon yıllık (Sr1 = 0.7069, MSWD = 0.99) bir izokron
94
H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ
yaşını gösterir. Bu yaş, yalnızca 7 örnek için tayin edilen yaştan istatistiksel olarak farklı değildir.
BÖLGESEL JEOLOJİK YORUM
Alpin orojenik sisteminin parçası olarak, Türkiye'nin jeolojisi Afrika/Arap ve Avrasya levhalarının etkilendiği zonda gelişmiştir. Günümüz jeoloji literatürü,
Türkiye'nin jeolojik evrimini açıklamada oldukça çeşitli levha tektoniği modelleri sunmaktadır (Şengör ve
Yılmaz, 1981; Dixon ve Robertson, 1984). Saha jeolojisi bilgilerinin derli toplu olmayan seviyede olmasına
karşın, çeşitli modeller şaşırtıcı bir biçimde ayrıntılar
içermektedir.
En iyi tartışılmış olarak görülen bu levha tektoniği modelleri, daha büyük levhalar olan Afrika/Arap
ve Avrasya levhaları arasında kalan Tetis okyanusunun
kollan tarafından ayrılmış çok sayıda kıtasal parçalar
esasına dayanmaktadır. Daha sonraki orojenik evrimde,
kıtasal parçacıklar Türkiye'nin şimdiki yapısını oluşturacak şekilde kaynaşmışlardır. Aralara giren okyanuslar kaybolmuş, sütur zonlarının yerini gösteren okyanus tabanı karmaşıkları da üzerlemiştir. Bununla birlikte, süturdan uzak mesafelere taşınmış olan ofiyolitlerin süturun yerini saptamada yanlışlıklara yol açabileceğini de unutmamak gerekir. Divriği ofiyolit karmaşığı, Kırşehir ve Doğu Torid blokları arasında gelişmiş
İç Torid sütur zonunun bir parçası olarak görünür
(Şek.l).
Literatürde önerilmiş olan çeşitli mikro-levhalann dalma/batma yaşı 2 periyota karşılık gelmektedir;
üst Jura ile Alt Kretase arası ve Mestrihtiyen, üst Jura
ile Alt Kretase arasında meydana gelen üzerlemenin,
Yunanistan'da Helenid'lerin, Yugoslavya'da onun kuzey uzanımının ve şimdi Türkiye'nin kuzeyinde yer
alan Kimmer blokunun güney sınırının oluşumlarına
neden olan orojenik gelişim sırasında levha tektoniğinin oluşumunu etkilemiş olduğu düşünülmektedir. Yunan kuşağında, ofiyolit yerleşimi için 170 milyon yıl
civarında bir yaş önerilmiştir ve bu veri Atlantik ortası
açılımıyle korele edilmiştir (Smith, 1971; Spray ve diğerleri, 1984; Robertson ve Dixon, 1984).
Türkiye'de, Kimmer blokunun güney kesimindeki
ofiyolit üzerlemesinin Mestrihtiyende olduğu savunulmaktadır (Ricou ve diğerleri, 1975; Robertson ve
Dixon-, 1984). Fakat, bununla ilgili radyometrik yaş
verileri az olup, çelişkilidir. Toros kuşağının çeşitli
kısımlarında yer alan ofiyolit karmaşıklarının tabanında yer alan metamorfîk kayaçlarla ilişkili itilme dilimleri-ofiyolit tabanları üzerinde yapılan K/Ar yaş tayinleri, oldukça daha büyük yaş vermiştir. Thuizat ve diğerleri (1981), K/Ar yöntemiyle ölçtüğü mineral yaşlarının (hornblend, plajiyoklaz, birkaç mika) 85 ile
105 milyon yıl arasında değiştiğini belirtmiştir. Bu mineral serisi içinde daha güvenilir görülen hornblend 90
ile 105 milyon yıl arasında yaş vermiştir. Bunun yanı
sıra, belki de biraz şaşırtıcı olacak, yazarlar elde edilen
bu yaş bulgularını, Ricou ve diğerleri (1975) tarafından ortaya konulan yapısal kanıtlara dayalı üzerleme
yaşı
olarak
yorumlamışlardır.
Ricou
ve
diğerleri
(1975), üzerlemenin yaşını 30 milyon yıl sonraya,
yani Mestrihtiyene koymuşlardır. Buna karşılık, yazarlar Tetis ortamında kendine özgü erken itilme fazını ortaya atmışlar ve bulmuş olduktan 90-105 milyon
yıllık yaşı bu olaya yormuşlardır. Yılmaz (1984),
Antalya karmaşığına ait ofiyolitin tabanından alman
hornblend örneğinin K/Ar yöntemiyle 120+10 milyon yıl (I s ?) yaşını verdiğini belirtmiştir. Bu yazarın
bildirdiği diğer K/Ar yaşlan çok daha düşük olup, çoğunlukla 75-65 milyon yıl aralığına düşmektedir ve bu
yaşlar da üzerleme yaşı olarak yorumlanırlar. Bu yazann, Thuizat ve diğerleri (1981) tarafından önerilen
okyanus-içi itilme mekanizmasına itibar etmediği görülmektedir. Bunun yanı sıra, Yılmaz'ın (1984) ofiyolitik
yastık lavlar içindeki stratigrafik arakatkıları oluşturan
çökeller üzerine yapılan paleontolojik inceleme sonuçlarını yayınladığını da not etmek ilginç olabilir. Çeşitli
mikrofosiller, Alt Hoteriviyenden (130 my) daha genç
olmayan yaşları göstermektedirler, bu aynı zamanda
çok daha önceki bir üzerleme olasılığım da beraberinde
getirmektedir.
Bu makalede önerilen ofiyolit yerleşiminin en az
yaşı, 110 + 5 milyon yıla ( I s ) karşılık gelir ki, bu ise
Alt Kretase yani Albiyen (Harland ve diğerleri, 1982'ye
göre 113-97.5 my önce) ile Apsiyen arasına karşılık gelir. Murmano plütonunun büyüklüğü ve sialik, kalkalkalen özelliği, onun yitim zonunda türeyen magmayı
95
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
temsil ettiğini gösterir. Bu zonda plütonun sokulum
muş olduğu 110 + 5 milyon yıllık (Is ) minimum yaş,
yaptığı parçalanmış ofiyolit karmaşığı, üzerlemiş par-
bu tabloya pek uymamaktadır. Bunun dışında, yaş ta-
çayı temsil eder (Zeck ve ünlü 1987
; Zeck ve Ünlü,
yininde kullanılan kalk-alkalen monzonitik sokulumlar,
1988). Bu yorum belki de, yukarıda sözü edüen
Toros ofiyolit tabanına ait hornblendlerin K/Ar yönte-
aktif yitimin 110 + 5 my önce oluştuğunu göstermektedir. Bununla birlikte, orojenik evrim sırasında bölge-
miyle elde edilen 90-105 my arasındaki yaş bulguları-
deki levhaların hareketlerinin iyi bilinmediğini unutma-
nın yeniden yorumlanmasını teşvik edebilir.
mak gerekir. Bu nedenle, Divriği ofiyolitinin küçük bir
Michard ve diğerleri (1984), Murmano plütonunun sokulum yaptığı Divriği sahasındaki karbonatlı
kayaçlarla Divriği sahasının yaklaşık 50 km doğusunda
yer alan Munzur dağı karbonatlı masifi arasında stratigrafik bir korelasyon yapmıştır. Eğer bu korelasyon
okyanusal havzayı temsil etmesi mümkün olabilir. Bunun kısmen çökmesi, birbirine paralel uzanan okyanus
havzalarındaki aktif yayılmayla ilişkili olabilir. Toplam
yayılma etkisi, bölgesel levha tektoniği kuramıyle önerilen miktarın da üzerinde olabilir.
doğru ise, Ricou ve diğerleri (1975) tarafından yapılan,
Atlantik açılımının, Doğu Akdeniz'deki levha
ofiyolit karmaşıklarının Munzur dağı masifinin Mestrih-
tektonik hareketleriyle yakın ilişkili olarak geliştiği
tiyen yaşh üyeleri üzerine bölgesel olarak bindirdiğini
düşünülmektedir. Bu ise, Atlantik bölgesinden elde edi-
gösteren yapısal/kronolojik yorumlar bu makalenin
len Paleomanyetik veriler ve manyetik anomalilere da-
yazarlarının sunduğu modele ters düşüyor demektir.
yanılarak Doğu Akdeniz için önerilen levha tektoniği
Ricou ve diğerleri (1975) ve Michard ve diğerlerinin
kuramı çerçevesinde katı (rijid) kütle oluşumunu müm-
(1984) Munzur dağı sahasında yaptığı çalışmalar için,
kün kılar (Smith, 1971; Smith ve Woodcock, 1982).
genel saha jeolojisi temelini oluşturan ve levha tektoni-
Buna bağlı olarak, 118 my önce Kuzey Atlantik'in
ği kavranılan henüz ortaya atılmadan önce yapılmış
İberya ve Newfoundland arasında yer alan yarık bo-
olan 1961 tarihli 1:500 000 ölçekli jeoloji haritasının
yunca açılmaya başladığını (Tucholke ve Ludwig,
(Sivas paftası, MTA), önceden düşünülmemiş önemli
1982; fakat, manyetik anomali zaman ölçeği, Harland
tektonik ve stratigrafik karışıklıkları gizleyebileceğim
ve diğerleri, 1982 den alınmıştır) ve Türkiye'nin yer
dikkate almak gerekir. Yine, Ricou ve arkadaşlarının
aldığı bölgede levha hareketinde anî bir hızlanmaya
orojenik kuşağın evrimi üzerine geliştirdikleri bölgesel
neden olabileceğini belirtmek gerekir. Sonuç olarak, bu
tektonik modelin (Ricou, 1971; Ricou ve diğerleri,
olayla Divriği sahasındaki ofiyolit üzerlemesi arasında
1975, 1984), diğer çalışmacılar (Şengör ve Yılmaz,
bir ilişki kurulmaya çalışılmaktadır.
1981; Şengör, 1984; Robertson ve Dixon, 1984) tarafından geliştirilen modelden temelde farklı olduklarını
da vurgulamak gerekir. Bu ise, bölgesel jeolojik, stra-
KATKI BELİRTME
tigrafik/tektonik yapıların tartışmalı olduğunu gösterir
Yazarlar, metin üzerindeki eleştirilerinden ötürü
ve bu nedenle de birbirinden oldukça farklı yorumlara
J.C. Bailey; F. Kalsbeek (Kopenhag) ve C.J. Hawkes-
yol açar. Munzur dağı ile Divriği sahası karbonatlı kar-
worth (Milton Keynes), izotop ölçümlerinden ötürü
maşıkları arasında yalnızca bölgesel jeolojik ilişkiler
O. Larsen (Kopenhag), yazarlardan H.P. Zeck'in saha
değil, yerel paleontolojik/stratigrafik korelasyonlar da
gezisi sırasında desteklerinden ötürü MTA, TDÇİ ve
kurulmalıdır.
Danimarka Doğal Bilimler Araştırma Kuruluşuna ve
Çoğu yazarlar, güney Kimmer kıtasının güneyinde yer alan Kretaseyi, Türkiye'nin yer aldığı sahanın
kuzeye doğru genişlemesine neden olan D-B uzanımlı
aktif sırt sistemleriyle karakteristik bir dönem olarak
dikkate alırlar (Robertson ve Dixon, 1984; Whitechurc ve diğerleri, 1984).
üzerleme için yazarların bul-
yazarlardan T. ünlü'nün Kopenhag üniversitesinde iki
devre halinde çalışmalara katılmasını sağlayan Türkiye
ve Danimarka Milli Eğitim Bakanlıklarına ve MTA
Genel Müdürlüğüne teşekkürü borç bilirler.
Yayma verildiği tarih, 21 Eylül 1987
96
H.P.ZECK ve Taner ÜNLÜ
DEĞİNİLEN BELGELER
Bailey, J.C., 1981, Geochemical criteria for a refined tectonic
distrimination of orogenic andesites : Chem.Geol., 32,
132-154.
Bozkurt, R., 1980, Divriği demir madenleri cevher minerallerinin incelenmesi ve oluşumu : Eskişehir Üniversitesi,
Doçentlik tezi, Eskişehir.
—
ve İleri, S., 1963, Dumluca nikel-kobalt zuhuru : Maden
Yardım Komisyonu Rap. (yayımlanmamış), Ankara.
Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F., ed., 1984, The geological
evolution of the eastem Mediterranean : Blackvvell,
Oxford, 824.
Michard, A.; Whitechurch, H.; Ricou, L.E.; Montigny, R. ve
Yazgan, E., 1984, Tauric subduction (Malatya-Elazığ
provinces) and its bearing on tectonics of the Tethyan
realm in Turkey : Dixon, J.F. ve Robertson, A.H.F., ed.,
The geological evolution of the eastem Mediterranian
da., Blackwell, Oxford, 361-374.
87
Neumann, W. ve Huster, E., 1976, Discussion of the Rb half
-life determined by absolute counting : Earth Plan.Sci.
Lett., 33,277-288.
Norton, D. ve Taylor, H.P., 1979, Quantitative simulation of
the hydrothermal systems of crystallizing magmas on
the basis of transport theory and Oxygen isotope data:
an analysis of the Skaergaard intrusion: J.Petrol., 20,
421-486.
Harland, W.B.; Cox, A.; Liewellyn, P.G.; Pickton, C.A.G.;
Smith, A.G.; Walters, R. ve Fancett, K.E., 1982, A geological time scale :Cambridge Univ. (baskı).
Pankhurst, RJ.ve O'nions, R.K.,1973, Determination of Rb/Sr
and 87Sr/86Sr ratios of some standard rocks and evaluation of X—ray fluorescence spectrometry in Rb-Sr geochemistry : Chem.Geol., 12, 127-136.
Hawkesworth, C.J., 1982, Isotope characteristics of magmas
erupted along destructive plate margins : Thorpe, R.S.,
ed. Andesites : orogenic andesites and related rock da.,
Chichesıer, Wiley, 549 -5 71.
Ricou, L.E., 1971, Le croissant ophiolitique peri-arabe : üne
ceinture de nappes mises en place au Cretace'superieur:
Rev.Ge'ogr.Phys.Ge'ol.dynam., 13, 327-349.
Kistler, R.W. ve Peterman, Z.E., 1973, Variations in Sr, Rb, K,
S7 86
Na and intial Sr/ Sr in Mesozoic granitic rocks and
GeoLSoc.
intruded wallrocks in Central California
Amer.Bull., 84, 3489-3512.
Klemm, D.D., 1960, Die Eisenerzvorkommen von Divrik (Anatolien) als Beispiel tektonisch angelegter pneumatolytisch-metasomatischer Lagerstattenbildungen : N.Yb.
Min., Abh. 94, 591-607.
Koşal, C., 1965, Divriği civarı jeolojisi ve magmatojen cevher
yatakları : MTA Rap. 3743 (yayımlanmamış), Ankara.
— ,
1971, Divriği A-B kafası demir yataklarının sondajlı
aramalar jeolojik raporu :MTA Rap. 4304 (yayımlanmamış), Ankara.
,
1973, Divriği A-B-C demir yataklarının jeolojisi ve
oluşumu üzerinde çalışmalar : MTA Derg., 81,1—22,
Ankara .
Krauskopf, K.B., 1968, A tale of ten plutons : Bull.Geol.Soc.
Amer., 79, 1-18.
Mclntyre, G.A.; Brooks, C.; Compston, W. ve Turek, A., 1966,
The Statistical assessment of Rb-Sr isochrons: J .Geophys
Res., 71, 5459-5468.
Marsh, B.D., 1982, On the mechanics of igneous diapirism,
stoping, and zone melting : Amer.J.Sci., 282, 808— 855.
; Argyriadis, I. ve Marcoux, J., 1975, L'Axe Calcaire du
Taurus, un alignement de fenetres arabo-africaines sous
des nappes radiolaritiques, ophiolitiques et metamorphiques : BulLSoc.Geol.France, 7 eSer.,l7,1024-1044.
— ; Marcoux, J. ve Whitechurch, H., 1984, The Mesozoic
organization of the Taurides : one or several ocean basins?: Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem Mediterranian da., Blackvvell, Oxford, 349-360.
Robertson, A.H.F. ve Dixon, J.E., 1984, introduction: aspects
of the geological evolution of the eastem Mediterranian:
Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological
evolution of the eastem Mediterranean da., Blackvvell,
Oxford, 1-74.
Smith, A.G., 1971, Alpine deformation and the oceanic areas
of the Thesis, Mediterranean and Atlantic : Geol.Soc.
Amer., Bull., 82, 2039-2070.
—
ve Woodcock, N.H., 1982, Tectonic syntheses of the
Alpinc-Mediterranean region : a review : Berckhemer,
H. ve Hsu,K.,ed.Alpine-Mediterranean geodynamics da.,
Geodynam.Am.Geoph.Union, Washington, Ser.7,15—38.
Spray, J.G.; Bebien, J.;Rex,D.C. ve Roddick, J.C., 1984, Age
Constraints on the igneous and metamorphic evolution
of the Hellenic-Dinaric ophiolites : Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the
eastem Mediterranean da., Blackwell,Oxford, 619—628.
MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI
Steiger, R.H. ve Jager, E., 1977, Subcommission on Geochronology : convention on the use of decay constants in
geo-and cosmochronology : Earth Plan.Sci.Lett., 36,
359-362.
Whitechurch, H.;Juteau, T. ve Montigny, R., 1984, Role of the
eastem Mediterranean ophiolites (Turkey,Syria,Cyprus)
in the history of the Neo-Tethys : Dixon, J.E ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem
Mediterranean da., Blackwell, Oxford, 301-317.
Streckeisen, A., 1976, To each plutonic rock its proper name:
E.-Sci.Rev., 12, 1-33.
Şengör, A.M.C., 1984, The Çimmende orogenic system and
the tectonics of Eurasia : Geol.Soc.Amer., Spec. Pap.,
Yılmaz, P.O., 1984, Fossil and K-Ar data for the age of the
Antalya Complex, SW Turkey : Dixon, J.E. ve Robertson, A.H.F. ed., The geological evolution of the eastem
Mediterranean da., Blackwell, Oxford, 335-348.
195,82.
—
ve Yılmaz, Y., 1981, Tethyan evolution of Turkey : a
plate tectonic approach Tectonophysics, 75, 181—241.
Thuizat, R.;Whitechurch, H.;Montigny,R. ve Juteau.T., 1981,
Zeck, H.P. ve Ünlü, T., 1987, Parallel vvhole rock isochrons
from a composite, monzonitic pluton, Alpine belt,
Central Anatolia, Turkey : N.Jb.Mineral.Mh., 5, 193204.
K-Ar dating of some infra-ophiolitic metamorphic soles
from the eastem Mediterranean : new evidence for
oceanic thrustings before obduction : Earth Planet.Sci.
Lett., 52, 302-310.
Tuvholke, B. E. ve Ludwig, W.Y., 1982, Structure and origin
of the J anomaly ridge, Western North Atlantic ocean:
J.Geoph.Res., 87, B 11, 9389-9407.
— ve —, 1988, Alpine ophiolite obduction before 110±
5 Ma ago, Taurus Belt, eastem central Turkey : Tectonophysics, 145, 55-62.
— ve —, hazırlanmakta, Acalc-alkaline, I-type, monzonitic
pluton in the Alpine belt of eastern-central Turkey.
97
Download

MURMANO PLÜTONUNUN YAŞI VE OFİYOLİTLE OLAN İLİŞKİSİ