Read Microsoft Word - Kil09-HY-OB-DH.doc text version

14. Ulusal Kil Sempozyumu Bildiriler Kitabi, s.174-192 1-3 Ekim 2009, KTÜ, Trabzon-Türkiye Proceedings of 14 th National Clay Symposium, p.174-192

MALATYA-KULUNCAK YÖRESNDE SERPANTNT-YAN KAYAÇLI KRETASE YALI FLOGOPT OLUUMLARI Cretaceous Serpentinite-hosted Phlogopite Occurrences in Malatya-Kuluncak area, Turkey Hüseyin YALÇIN1, Ömer BOZKAYA1, Deniz HOZATLIOLU2

1

Cumhuriyet Üniversitesi, Jeoloji Mühendislii Bölümü, 58140, Sivas 2 Cumhuriyet Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, 58140, Sivas

e-posta: [email protected], [email protected]

ÖZET: Flogopit; ofiyolit istifindeki mika-peridotitlerin ana minerallerinden birisidir. Serpantinleme sirasinda gelien bozumalar açik ve koyu renkli minerallerin çeitli fillosilikatlara dönüümüdür. Serpantinleme-sonrasi bozuma listfenitleme olup; balica ofikarbonat (yaygin kalsit, dolomit ve manyezit; ender aragonit, siderit ve malahit), ofioksit-hidroksit (hematit ve götit) ve ofisilikat (kuvars) minerallerinin gelimesine; ayrica flogopitlerin tane boyunun artmasina ve belirli zonlarda birikmesine neden olmutur. Serpantinleme-sonrasinda, pirometasomatizma ve yüzeysel bozunma ile de çeitli kil (smektit, klorit, vermikülit, flogopit-vermikülit ve serpantin-talk) ve/veya fillosilikat (talk) mineralleri gelimi ve bunlarin oluum süreçleri iç içe geçmitir. Balica siyenit ve damar kayaçlarini etkileyen pirometasomatizma ile ilikili neoformasyon mineralleri skapolit, granat, piroksen, biyotit, epidot, kalsit, dolomit, hematit, jarosit ve kil ve/veya fillosilikatlar (smektit, illit, klorit, serpantin, illitvermikülit ve illit-smektit) olup; farkli evre ve oluum sirasina sahiptir. Rb, Cs, Ba ve Nb flogopit yapisinda zenginlemekte olup; kondrite göre flogopitler Ce, Nd, P, Hf, Eu, Tb, Y ve Yb için fakirleme, Rb, Ba, Th, U, K, Ta, Nb, La, Sr, Zr, Sm ve Ti için zenginleme; Ba, Sr, Hf ve Ti kuvvetli pozitif; Th, Ce, P ve Eu negatif anomali göstermektedir. Flogopitlerin toplam REE içerikleri, serpantinlere göre düük olup; La hariç dier elementlerde bir tüketilmeye; Eu, Dy ve Er için belirgin negatif; Tb, Ho ve Tm için pozitif anomaliye sahiptir. Flogopit ve lisfenitlere elik eden serpantin için 100 °C, ultramafik-ana kayaçli serpantin için ise 320 °C sicaklik deerleri bulunmutur. Ancak flogopit için belirlenen sicaklik ilksel magmatik oluumundan ziyade, lisfenitlemeye karilik gelmektedir. Deiik zamanlarda gelien bozumalar; Fe-oluumlarinin Üst Kretase-Paleosen yali kayaçlarin farkli zonlarinda birikmesine neden olmu, dolayisiyla farkli oluum biçimine sahip çok sayida ve farkli büyüklükte yataklar gelimitir. Anahtar Kelimeler: Ofiyolit, Listfenitleme, Pirometasomatizma ABSTRACT: Phlogopite is one of major minerals of mica-peridodites in the ophiolitic sequence. The alterations developed during syn-serpentinization are transformation felsic and mafic minerals of into various phyllosilicates. The alterations of post174

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

serpentinization are listwaenitization and developing mainly ophicarbonates (common calcite, dolomite, magnesite, rare aragonite, siderite, malachite), oxide-hydroxides (hematite, goethite) and ophisilicates (quartz); which also caused an increase of grain size and accumulation in definite zones in the phlogopites Various clay (smectite, chlorite, vermiculite, phlogopite-serpentine/P-V, serpentine-talc/S-T) and/or phyllosilicates (1M serpentine, talc) are also developed during post-serpentinization; pyrometasomatization and weathering, and formation processes of these are telescoped. Neoformation minerals related to pyrometasomatism affecting chiefly syenite and vein rocks are scapolite, garnet, pyroxene, biotite, epidote, calcite, dolomite, hematite, jarosite, phyllosilicates (smectite, illite, chlorite, serpentine, illite-vermiculite, illitesmectite) and have different formation stage and successions. Rb, Cs, Ba, and Nb are enriched in the structure of phlogopites that have depletion for Ce, Nd, P, Hf, Eu, Tb, Y and Yb; enrichment for Rb, Ba, Th, U, K, Ta, Nb, La, Sr, Zr, Sm and strong positive anomaly for Ti; Ba, Sr, Hf and Ti, and negative anomaly Th, Ce, P and Eu, compared to chondrites. Total REE contents of phlogopites are lower than serpentines and depletion exists for other elements except for La, and they show clearly negative anomaly for Eu, Dy and Er, and positive anomaly for Tb, Ho and Tm. 18O and D values increase from serpentine to phlogopite and talc. Temperatures of 100 °C for serpentines accompanying phlogopites and listwaenites and 320 °C for the ultramafic-hosted serpentines were found. But the temperature determined for phlogopite corresponds to listwaenitization rather than its primary magmatic occurrences. The alterations developed in different periods were the cause of the accumulation of Fe-occurrences with different sizes within the several zones of the Upper CretaceousPaleocene rocks. Keywords: ophiolite, listwaenitization, pyrometasomatism, phlogopite.

GR Flogopitler; isitildiklarinda ayrilma (eksfolyasyon) ve/veya fiziksel genleebilme kapasitesine sahip olmasi nedeniyle dier killer gibi yaygin biçimde ziraat ve sanayi (isi ve ses yalitimi, boya vb.) alanlarinda kullanilmakta ve endüstriyel anlamda vermikülit grubu içerisinde deerlendirilmektedir. nceleme alaninin yakin çevresinde farkli ya, jeotektonik konum ve kayaç türlerine sahip birimler bulunmaktadir (ekil 1a-b). Bunlardan, flogopit

mineralizasyonuna yataklik eden Divrii Ofiyolitli Kariii'ni da kapsayan Kuzey Anadolu Ofiyolitleri, Neo-Tetis okyanusunun kuzey koluna ait allokton topluluklari temsil etmekte olup; Üst KretasePaleosen'de (Yilmaz, 1985) ya da Üst Kretase'de (Göncüolu vd., 1997) güneye doru Torid-Anatolid Platformu üzerine yerletii ileri sürülmektedir. nceleme alani, Malatya'nin yaklaik 80 km, Hekimhan'in yaklaik 25 km kuzeybatisinda olup; Kuluncak'in K-KB'sini kapsamakta

175

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ekil 1. a) Bölgesel jeolojide Hekimhan havzasinin konumu (Göncüolu vd.,'nin 1997 tektonik siniflamasi esas alinarak ve kismen deitirilerek), b) nceleme alani ve yakin çevresinin jeoloji haritasi (MTA, 2002'den basitletirilerek), c) Kuluncak yöresinin jeoloji haritasi (Leo vd., 1978'den düzenlenerek).

ve 1:25.000 ölçekli Malatya K39-a1 ve a2 paftalarinin yaklaik 140 km2 lik bir kesimi ile sinirlandirilmitir (ekil 1c). Bu çalimada bölgedeki flogopit oluumlarinin ayrintili mineralojikpetrografik ve jeokimyasal özelliklerinin incelenmesi, bu çerçevede serpantinleme, flogopitleme ve lisfenitleme arasindaki ilikiler, oluum sirasi ve mekanizmasinin belirlenmesi; ayrica bölgedeki flogopit oluumlarinin yankayaç ve/veya köken ilikisi ile ofiyolitik dizilim içindeki konumunun saptanmasi amaçlanmitir. Bu çalima; sadece Türkiye literatüründe deil (Kuru vd., 2006), Dünya'da da çok az sayida gerçekletirilen (Zanetti vd., 1999; Krasnova, 2001; Rizzo vd.,

2001; Grégoire vd., 2002) flogopit aratirmalarindaki bilimsel bolua bir katki salayacaktir. nceleme alaninda toplam 85 adet mineral ve kayaç örnei alinmitir. Bunlar Cumhuriyet Ü Jeoloji Mühendislii Bölümü MineralojiPetrografi ve Jeokimya Aratirma Laboratuvarlari'nda ince-kesit, kirmaöütme-eleme, kil ayirma, X-iinlari difraksiyonu (XRD) ve optik mikroskopi (OM) gibi çeitli ilemlerden geçirilmitir. Ayrica, saf veya safa yakin fillosilikat minerallerinin ana, iz/eser ve nadir toprak element (REE) çözümlemeleri ile oksijen-hidrojen izotop jeokimyasi Kanada'daki Activation Laboratories Ltd. (Actlabs) irketine sirasiyla ICP,

176

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ICP-MS ve yaptirilmitir.

TIMS

kullanilarak

BULGULAR Flogopitlerin Jeolojisi Flogopit oluumlari; Divrii Ofiyolitli Kariii olarak tanimlanan birim içerisinde; KB-GD yönünde Darili, Yunnuk ve Kuluncak olmak üzere üç yörede bulunmaktadir (Özer ve Kucu, 1986). Üç yörede de flogopit oluumlari serpantinlemi ultramafiklere, lisfenitlere ve bazik vokanitlere elik etmektedir. Ultramafik kayaçlar; airi kataklaz etkisi gösteren serpantinitler (serpantinlemi peridoditler) ile temsil edilmektefir. Dünit, peridodit ve piroksenit türü ultramafikler ile grimsi-yeilimsi renkli ve orta taneli gabro ve diyorit türü derinlik kayaçlari serpantinitler içinde 10-50 cm boyutlu yumrular ve/veya bloklar halinde korunmutur. Magmatikler serpantinlemi peridoditler içinde dayk (5-10 m) ve 5-8 cm büyüklüünde prizmatik biçimli yeilimsi renkli piroksen ve gri-beyaz renkli plajiyoklazlardan oluan desimetrik kalinlikli gabro-pegmatit damarlar biçiminde de bulunmaktadir. Ultramafik kayaçlarda serpantin ve piroksen minerallerinin yani sira, tipik olarak yuvarlaimsi 1 mm'den daha küçük tane boyuna sahip kromit, ayrica manyetit, hematit ve götit türü Fe-oksit minerallerinin varlii da saptanmitir. Ultramafik kayaçlar çounlukla bozumu (serpantinleme, klorit-

leme, karbonatlama ve silisleme) olup, yeilin deiik tonlarinda renklere sahiptir. Bunlardan karbonatlami ultramafik kayaçlar listvenit, silislemi olanlar ise birbirit olarak adlandirilmaktadir (O'Hanley, 1996). Lisfenitler serpantinitlerde ilksel tabakalanmalarina uygun ve/veya keser durumda yaklaik 50-100 m kalinlia sahip makaslama zonlarina bali olarak gelimitir. Dier taraftan, bazi lisfenit yüzlekleri ise çok yaygin breik bir yapi göstermekte ve bu yapi içerisinde silis getirimini iaret eden birbirlerini kesen mm-cm kalinlikli beyaz renkli, sert silis damarlari da gözlenmektedir. Çounlukla beyaz-sari-kahve renkli lisfenitler bulunduklari köken kayaca (ofiyolit) ve mineralojik bileimlerine göre ofikarbonat (ofidolomit, ofikalsit, ofikalsidolomit, ofimanyezit) ve ofisilikat (ofisilika, ofitalk, ofiasbest) olarak adlandirilmitir. Ofimanyezitler beyaz renkli 5-20 cm büyüklüünde yumrular biçiminde bulunmaktadir. Ofiasbestler açik yeilimsi beyaz 1020 cm lik lifsi serpantinlerden olumaktadir. Darili yöresinde ultramafiklerin tabaninda Munzur Kireçtai, üzerinde ise Yamadai volkanitleri bulunmaktadir. Flogopit içeren zon KB-GD yönünde yaklaik 1500 m uzunluunda ve 50-250 m geniliinde yayilim göstermektedir. Görünür kalinlii ise 5-50 m arasinda deimektedir. Yunnuk yöresinde ofiyolitli karmaiin temelinde

177

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

kireçtalari, üzerinde Tersiyer yali sedimanter kayaçlar ile Yamadai volkanitleri yer almaktadir. Flogopit içeren zon D-B yönlü olup, yaklaik 370 m uzunluunda, 25-100 m geniliinde ve kalinlii ise 2-25 m arasindadir. Kuluncak yöresinde D-B uzanimli flogopit zonu yaklaik 1400 m uzunluuna, 100-600 m geniliine ve 3-40 m kalinliina sahiptir. Her üç yörede de flogopit zonlari ardalanmali olarak 1-5 m lik seviyelerde younlamaktadir. Yeil renkli, camsi ve/veya inci parlakliinda, yari effaf ve dilinim düzlemleri boyunca birbirinden kolayca ayrilabilen ve bükülebilen çok ince (< 0.5 mm) flogopit pullari 1-3 cm çapinda olup, üst üste dizilerek iri levha topluluklari (2-5 cm) oluturmaktadir. Darili yöresinde serpantinitler içerisinde KB-GD dorultulu 9-40 m uzunluunda, 3-8 m geniliinde yaklaik 5-10 m kalinliinda Femineralizasyonlari bulunmaktadir. Yunnuk yöresindekiler KB-GD yönlü 20-80 m uzunluunda, 4-14 m geniliinde yaklaik 5-15 m kalinlia sahiptir. Kuluncak yöresinde ise KDGB uzanimli Fe-zonunun boyutlari 60-70 m uzunluk, 6-30 genilik ve ortalama 5-50 m kalinlik sunmaktadir. nce Kesit Petrografisi Serpantinleme ile ilikili kayaçlardan holokristalin prototanesel dokulu ultramafik kayaçlar; koyu renkli bileenlerden balica piroksen (ojit ve enstatit) ve serpantinlemi olivin

içermektedir. Bazi örneklerde bol miktarda olmak üzere kahverengi kromit ve Fe-oksit türü opak mineraller ise tali bileenleri oluturmaktadir. Wicks ve Whittaker (1977) ve Wicks ve Plant (1979) siniflamasina göre tanimlanan psöydomorfik doku, yaygin serpantinlemenin gelitii ultramafiklerde elek/a dokusu ile temsil edilmektedir. Enstatitlerde klinopiroksen ayriim lamelleri bulunmakta ve serpantinleme (bastit dokusu) göstermektedir. Ayrica, inemsi ve/veya levhamsi biçimlere sahip serpantinlerde cam saati dokusu (Wicks ve O'Hanley, 1988) ve çatlaklarda eritler halinde gözlenmektedir. Çou serpantinitlerde tipik a dokusu korunmu olmakla birlikte, olivin kalintilarina rastlanilmami olup; sik sik karbonat mineralleri bulunmaktadir. Bu dokusal gözlemler, serpantinit-lerin dünitlerden ve/veya piroksen peridodit (lerzolit ve harzburjit) türediini iaret etmektedir. Flogopit içermeyen lisfenitler; mikrosparitik veya saparitik dokulu olup, kalsit, dolomit, manyezit, kuvars, Fe-oksitler ve kalinti serpantin içermektedir. Matrikste killeme yer yer killeme, gözeneklerde iri taneli karbonat, gözenek ve çatlaklarda kalsedonik kuvars gözlenmektedir. Ofikarbonatlar içerdikleri karbonat mineralinin türüne göre; ofikalsidolomit, ofidolomit ve ofimanyezit olarak adlandirilmitir.

178

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

Flogopit içeren lifenitlerde ince-iri taneli yari özekilli karbonat (kalsit ve/veya dolomit) ve özekilli Feoksitler (götit ve/veya hematit) yaygin, serpantin kalintilari ise çok az olarak gözlenmektedir. ri taneli öz ekilli-yari özekilli c-eksenine paralel flogopit mineralleri karbonat mineralleri ile çevrelenmi (ekil 2a) ve/veya keser konumdadir (ekil 2b). c-eksenine dik kesitler de sunan flogopitlerin arasini karbonatlarin yani sira, ince taneli kuvarslarda doldurabilmektedir (ekil 2c). Kalsedo-nik kuvarslar flogopit levhalarini kesebilmekte, ayrica opak mineraller dilinim düzlemlerinde çökelebilmektedir (ekil 2d). Renksiz flogopitlerde yer yer dilinim düzlemlerine paralel gelimi yeil renkli lameller biçiminde mineral dönüümleri (kariik tabakali flogopit-talk?) izlenmektedir. Gözeneklerde karbonat, silis ve demir oluumlari ve bu minerallerin flogopitleri keser ve/veya kemirmesi lisfenitlemenin sonraki bir süreci temsil ettiini göstermektedir. Lisfenitlerde pirometasomatizmanin izlerini gösteren biyotit ve epidot minerallerine de rastlanilmaktadir. Pirometasomatizma ile ilikili kayaçlardan holokristalin porfirik dokulu diyazbazlarda, balica iri taneli yari özekilli kisa ve çubuksu prizmatik ojit, yaygin killeme ve serizitleme gösteren plajiyoklazlar tarafindan çevrelenmitir. nce taneli yer yer serizitik görünümlü biyotitler ile çatlaklarda bulunan iinsal

kalsedonik kuvarslar alterasyon ürünlerini temsil etmektedir. Diyoritler; holokristalin tanesel dokulu olup; ana minerallerini plajiyoklaz ve hornblend oluturmaktadir. Hornblendlerden itibaren gelimi biyotit; ayrica skapolit, epidot, Fe-oksitler (hematit ve götit), gözeneklerdeki kuvars ve karbonatlar pirometasomatizma ile ilikili neoformasyon mineralleridir. Holokristalin tanesel dokulu gabrolar; balica plajiyoklaz ve ojit içermektedir. Ojitler bir örnekte tümüyle serpantinleme ve kloritleme, dierinde biyotitleme; plajiyoklazlar ise serizitleme, karbonatlama ve epidotlama göstermektedir. Siyenit porfirler; ortoklaz, plajiyoklaz, biyotit ve skapolit içermektedir. Çatlaklarda kuvars, gözeneklerde dolomit, jarosit ve Feoksit minerallerine de rastlanilmaktadir. Yari özekilli çubuksu prizmatik ve özekilsiz skapolit, renksiz pirop türü granat ve ince taneli epidot gibi tipik metamorfik mineraller içeren ve yönlü doku göstermeyen porfiroblastik dokulu kayaçlar; biyotit ve/veya granat ve/veya epidot ve/veya skapolitfels olarak adlandirilmitir. Bu minerallere ek olarak yeil renkli serizitik görünümlü biyotit, kuvars, yer yer sparitik büyüklükte karbonat (kalsit ve dolomit) ve Fe-oksitler de belirlenmitir. Bozumu bu kayaçlarda killeme ve serizitleme türü bozumalar yaygindir.

179

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ekil 2. Flogopitli lisfenit örneklerinin ince-kesit fotoraflari (çift nikol), a) Yari özekilli levhamsi flogopit, özekilsiz dolomit ve özekilli opak mineraller (MHK-3), b) Flogopitleri keser ve kemirmi konumda olumu sparitik dolomitler (MHK-3), c) Yari özekilli-özekilli yer yer altigen kesitler sunan levhamsi flogopitler ve bunlarin arasini dolduran ince taneli kuvars ve dolomitler (MHK-9), d) Levhamsi flogopitleri kesen ince taneli kalsedonik kuvars ve sparitik dolomitler ile flogopitlerin dilinim düzlemleri içerisine doru gelien opak mineraller (MHK-37) (Phl: Flogopit, Qtz: Kuvars, Dol: Dolomit, Om: Opak mineral).

X-Iinlari Mineralojisi Serpantinit ve lisfenitler balica karbonat (kalsit, dolomit, aragonit, manyezit), kuvars, feldispat, götit, hematit ve fillosilikat mineralleri içermektedir. Bunlara iki örnekte belirlenen aratabakali serpantin-talk ile birer örnekte belirlenen malahit ve siderit elik etmektedir.

Fillosilikat minerallerini serpantin, flogopit, smektit, talk, klorit, vermikülit, aratabakali flogopitvermikülit ve serpantin-talk oluturmaktadir. En yaygin fillosilikat birlikteliini smektit + flogopit + serpantin + P-V (ekil 3a-b) ve bütünüyle serpantin ve flogopitten oluan tek mineralli fazlar

180

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ekil 3. Divrii ofiyolitli kariiindan alinan flogopitli lisfenit (a,b, c) ve flogopit (d) örneklerinde belirlenen minerallerin XRD-KF difraktogrami.

oluturmaktadir. Bunlara ek olarak az sayidaki örnekte smektit + flogopit + klorit + serpantin + talk + P-V (ekil 3c), serpantin + talk, serpantin + S-T ve flogopit + vermikülit + P-V (ekil 3d) birliktelikleri de belirlenmitir. Darili bölgesinden alinan bütünüyle flogopit yapraklarindan oluan örnekte bütünüyle flogopit, buna karin Kuluncak bölgesinden alinan ve Darili bölgesinden alinan örnekle ayni görünüm sunan flogopit örneinde ise flogopit + vermikülit + P-V birliktelii belirlenmitir. Flogopitlerin vermikülite dönüümü iaret eden bu durum Kuluncak bölgesindeki pirometasomatiz-ma ile ilikili gözükmektedir.

Flogopitler Bailey (1980) tarafindan verilen ayirtman pik deerleri (4.59, 4.55, 3.92, 3.65, 3.39, 3.144 ve 2.513 Å) ve iddetlerine göre 1M (1 tabakali monoklinik) politipini temsil etmektedir. Serpantin mineralleri ise, Bailey (1988) tarafindan önerilen yönteme göre; 2.50, 2.15 ve 1.80 Å'daki pik iddetleri ile C-yapisal grubuna, 1.74 ve 1.80 Å ayirtman piklerinin varlii ve 2.15, 2.66, 3.67 ve 3.91ve 4.60 Å'daki piklerinin dier politiplerine göre daha iddetli olmasi nedeniyle 1M politipini (lizardit) yansitmaktadir. Pirometasomatizma ile ilikili kayaçlarda belirlenen fillosilikat minerallerini airlikli ortalama deerlerine göre feldispat, kalsit,

181

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

skapolit, dolomit, piroksen, hematit ve granat izlemektedir. Daha az dolomit içermesi ve feldispatlarin bol bulunmasi-nin yani sira, skapolit, granat ve epidot minerallerinin gözlenmesi ile pirometasomatizmayla ilikili bu kayaçlar serpantinleme ile ilikili kayaçlardan ayirt edilebilmektedir. Çounlukla skapolitli fels ve daha az da bozumu gabro, diyorit ve siyenit porfirlerden oluan bu kayaçlar balica kalsit, dolomit, kuvars, feldispat, piroksen, skapolit ve fillosilikat içermektedir. Bunlara birer örnekte belirlenen epidot, granat ve jarosit mineralleri elik etmektedir. ncelenen örneklerin büyük bir bölümü karbonat ve fillosilikatlarin yani sira skapolit, epidot, jarosit ve granat mineralleri de bulunmaktadir. Fillosilikat minerallerini smektit, illit, aratabakali illit-vermikülit (I-V), ve illit-smektit (I-S), klorit ve serpantin oluturmaktadir. Fillosilikat birlikteliklerini balica klorit + serpantin, illit + I-S ve smektit + illit + I-V oluturmaktadir. llitlerin 5 Å pik iddetlerinin düük olmasi optik mikroskop incelemelerinden de görüldüü gibi ince taneli biyotit minerallerinden kaynaklanmaktadir. IV mineralleri ise biyotitlerin vermikülitlemesi ile ilikili gözükmektedir. Jeokimya Fillosilikat/kil minerallerinin ana ve iz element içerikleri ile yapisal formülleri Çizelge 1 ve 2'de

sunulmutur. Yapisal formüller serpantin için 7, flogopit ve talk için 11 ve klorit için 14 oksijen atomuna göre hesaplanmitir. Talk örnei Kangal, klorit örnei ise sirasiyla Kangal (Yalçin ve Bozkaya, 2006) ve Tahtalida (Bozkaya ve Yalçin, 2007) yöresindeki ofiyolitik dizileri temsil etmekte olup, karilatirma amaciyla eklenmitir. Yukaridaki aratiricilarin verilerine göre; bu minerallerden klorit, deniz suyu-ultramafik kayaç etkileimi ve/veya yüzeysel bozunma ile koyu renkli minerallerden; talk ise daha ziyade ultramafiklerin alterasyonundan itibaren olumutur. ki serpantin örneinden birisi (MHK-11) lisfenitlemi serpantiniti; dieri (MHK-21) ise serpantiniti temsil etmektedir. Tipik trioktahedral bileime sahip flogopit; tetrahedralde Si-Al, oktahedralde bolluk sirasina göre Mg-Al-Fe sübstitüsyonuna sahiptir. Toplam oktahedral katyon miktari 2.74 olup, yapraklar arasinda bulunan ana katyonlar toplam 0.10 düzeyinde temsil edilen Mg, Na ve Ca'dur. Birim hücre bileimi aaidaki gibi olup; Fe-Al flogopit olarak adlandirilabilir:

Mg0.05Ca0.01Na0.04(Al0.31Fe0.19Mg2.23Ti0.01) [Si3.05 Al0.95O10](OH)2

Serpantinlerde tetrahedral sübstitüsyon oldukça düüktür (Si-Al 0.000.05). Oktahedral yer deitirme Mg için Ti, Al ve Fe biçiminde 0.14 mik tarindadir. Yapraklar arasinda yer alan

182

Kuluncak flogopitleri Çizelge 1. Fillosilikat minerallerinin ana element kimyasal bileimi ve yapisal formülleri.

Mineral % SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO Cr2O3 NiO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Toplam Si Al Fe TC Ti Al Fe Mn Ni Mg TOC OC Mg Ca Na K P ILC TLC Flogopit Serpantin Klorit Talk MHK-2 MHK- MHK- TAK ST 11 21 -294 (Ort.) 43.18 42.22 40.92 35.96 59.75 0.122 0.030 0.009 1.299 0.003 15.04 0.59 0.41 16.36 0.60 3.59 2.09 4.44 16.08 2.79 0.040 0.024 0.038 0.249 0.005 0.003 0.04 0.10 0.090 0.008 0.016 0.06 0.23 0.032 0.044 21.59 39.90 38.99 16.75 30.61 0.10 0.06 0.04 2.19 0.06 0.30 <0.01 0.14 1.22 0.05 8.96 <0.01 0.07 0.34 0.27 0.01 0.09 0.13 0.06 0.02 6.84 13.97 13.91 9.97 5.44 99.79 99.09 99.43 100.60 99.65 3.05 2.00 1.95 4.00 3.87 0.95 0.00 0.02 0.00 0.05 0.00 0.00 0.03 0.00 0.08 0.95 0.00 0.05 0.00 0.13 0.01 0.03 0.00 0.09 0.00 0.31 0.03 0.00 1.73 0.00 0.19 0.08 0.13 1.08 0.06 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 2.23 2.82 2.78 1.57 2.91 2.74 2.96 2.92 4.49 2.97 0.00 0.03 0.03 0.03 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.01 0.00 0.01 0.81 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.97 0.00 0.06 0.00 0.11 0.95 0.03 0.08 0.03 0.13

Yalçin ve di. Çizelge 2. Fillosilikat minerallerinin iz element kimyasal bileimleri.

Mineral ppm Cr Ni Co Sc V Cu Pb Zn Bi In Sn W Mo As Sb Ge Be Ag Rb Cs Ba Sr Tl Ga Ta Nb Hf Zr Y Th U La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Flogopit MHK-2 <20 144 77 6 30 <10 <5 63 <0.1 <0.1 4 1.7 <2 <5 <0.2 0.6 <1 <0.5 565 11.2 4660 18 0.59 5 1.65 41.3 0.3 4 <0.5 0.14 0.25 0.35 0.48 0.04 0.13 0.02 <0.005 0.03 <0.01 0.01 <0.01 0.01 <0.005 0.02 <0.002 Serpantin Klorit Talk MHK- MHK- TAKST 11 21 294 (ort.) 300 730 690 21 559 2060 280 158 24 134 97 5 7 7 14 1 17 9 206 5 <10 <10 130 8 <5 10 <5 5 33 40 150 37 0.1 <0.1 <0.1 0.1 <0.1 <0.1 <0.1 0.1 <1 <1 <1 3 10.4 3.2 16.4 0.6 <2 <2 14 2 10 15 <5 5 0.4 1.9 1.2 0.2 0.6 0.5 1.1 0.7 <1 <1 1 1 <0.5 <0.5 <0.5 0.5 3 <1 8 1 0.3 <0.1 0.3 0.1 <3 5 72 6 6 23 248 11 0.46 0.16 <0.05 0.05 <1 <1 21 1 0.05 0.03 2.67 0.01 1.0 0.3 35.4 12 0.3 <0.1 6.4 0.3 4 4 323 21 0.5 <0.5 12.7 0.5 0.40 0.35 2.89 0.22 0.27 0.32 0.88 0.04 0.40 0.64 9.37 0.27 0.63 0.99 17.5 0.54 0.06 0.09 1.75 0.06 0.24 0.26 6.65 0.23 0.06 0.06 1.27 0.04 0.017 0.019 0.533 0.008 0.09 0.04 1.32 0.02 0.01 <0.01 0.25 0.01 0.09 0.04 1.69 0.04 0.02 <0.01 0.44 0.01 0.07 0.03 1.68 0.02 0.012 0.007 0.301 0.005 0.07 0.06 2.33 0.02 0.008 0.013 0.397 0.03

Fe2O3: Toplam demir, LOI: Atete kayip, TC: Tetrahedral yük, TOC: Toplam oktahedral katyon, OC: Oktahedral yük, ILC: Tabaka arasi yük, TLC: Toplam tabaka yükü.

183

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

katyonlar ihmal edilebilir düzeydedir. Ortalama serpantin bileimi aaida verilmi olup; Wicks ve O'Hanley'nin (1988) tanimlamalarina göre Felizardit olarak adlandirilmitir:

Na0.02(Mg2.80Fe0.11Al0.02)[Si1.91Al0.01O5](OH)4

Fillosilikat minerallerinde toplam eser element konsantrasyonu flogopit ­ serpantin ­ klorit ­ talk yönünde azalmaktadir. Dier bir ifadeyle, elementsel sübstitüsyon flogopitte en çok, talkta ise en az düzey gerçekletii izlenimini vermektedir. Ancak, flogopit yapisinda K'u izleyen oldukça yüksek Ba ve Rb deriimleri hariç tutulduunda; dier eser elementlerin miktari düük kalmaktadir. Geçi metallerinden Cr, Ni ve Co serpantin, Sc, V, Cu ve Zn klorit yapisinda zenginlemektedir. Granitoyid elementle-rinden W ve Mo klorit; kalicilii düük elementlerden Rb, Cs, Ba ve Tl flogopit; Sr ve Ga klorit fraksiyonlarinda en bol bulunmaktadir. Kalicilii yüksek elementlerden Nb flogopit, dierleri ise klorit fazinda daha bol gözlenmektedir. Bazi fillosilikatlarda artmakla birlikte en az konsantrasyona sahip elementler Sc, Pb, Bi, In, Sn, Mo, Be ve Ag'dur. Fillosilikatlarin kondrite (Sun ve McDonough, 1989) göre normalize edilmi iz element dailimi ekil 4a da verilmitir. NASC için Nb ve Y Condie'den (1993); dier elementler Gromet vd.'den (1984) alinmitir. Kondrit deerlerine göre; genellikle

minerallerin desenleri birbirinden ve NASC' den ayrilmakta olup; belirgin bir ayrimlamayi ifade etmektedir. Flogopitte Ce, Nd, P, Hf, Eu, Tb, Y ve Yb için fakirleme / tüketilme (9 kat Eu), dier elementler için zenginleme (1934 kat Ba) gözlenmektedir. Serpantinlerde en fazla zenginleme U'da (40 kat), en fazla tüketilme Ti'da (9 kat) bulunmaktadir. Kloritte P hariç (8 kat), dier elementler 191 kata (Ta) kadar zenginlemektedir. Talkta U, Th, K ve Zr'da 8-28 kat arasinda deien sirasiyla zenginleme ve tüketilme ortaya çikmaktadir. P tüm fillosilikat fraksiyonlarinda belirgin negatif anomali oluturmaktadir. Flogopitte Ba, Sr, Hf ve Ti kuvvetli pozitif; Th, Ce ve Eu negatif anomalisine sahiptir. Kil minerallerinin nadir toprak element içerikleri kondrite (Sun ve McDonough, 1989) göre normalize edilerek element bolluklari karilatirilmitir (ekil 4b). Diyagrama Kuzey Amerikan eyllerinin (North Ameri-can Shale Composite-NASC) deerleri (Ho ve Tm elementleri için Haskin vd., 1968, dier elementler için Gromet vd., 1984) de eklenmitir. Kondrit deerlerine göre; NASC ­ klorit ­ serpantin ­ talk ­ flogopit yönünde toplam REE konsantrasyonlarinda belirgin azalma olup, minerallerin desenleri birbirinden ayrilmakta ve belirgin ayrimlamayi göstermektedir. Dier bir ifadeyle, toplam REE içerikleri, fillosilikat minerallerinden

184

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ekil 4. Fillosilikat minerallerinin kondrit-normalize element desenleri, a) iz, b) REE (Kondrit: Sun ve McDonough, 1989; NASC için Nb ve Y: Condie, 1993; Ho ve Tm: Haskin vd. 1968; dier elementler: Gromet vd., 1984).

en fazla kloritte; en az flogopitte bulunmakta; genellikle hafif REE'in (LREE) konsantrasyonlari, air REE'e (HREE) göre bir azal ma göstermektedir. Klorit hariç, dier fillosilikatlarda genellikle bir tüketilme gözlenmektedir. La hariç, flogopitteki tüketilme 25 kata kadar çikmakta; bu mineralde Eu, Dy ve Er için belirgin negatif; Tb, Ho ve Tm için pozitif anomaliye sahiptir. Özellikle REE açisindan flogopitler magmatik-hidrotermal süreçlerde en fazla, kloritler ise en az ayrimlamayi göstermi olup; flogopitle birlikte serpantin ve talk benzer bir köken kayaci iaret etmektedir (Örnein; McLennan, 1989). Oksijen ve hidrojen izotoplari jeokimyasi incelemeleri 1 adet flogopit ve 2 adet serpantin olmak üzere toplam 3 saf kil fraksiyonu üzerinde gerçekletirilmitir. Bunlardan flogopit (MHK-2) ve serpantin (MHK-21) ultramafik-, dier serpantin (MHK11) lisfenit-ana kayacindan elde edilmitir. Flogopitin 18O deeri

+12.3 (SMOW), D deeri ise -68 (SMOW), serpantin ve lisfenitlerdeki kalinti serpantinin deerleri ise sirasiyla 18O = +5.8 ve +15.2 (SMOW) ile D = -109 ve -121 (SMOW) olarak belirlenmitir. Fillosilikat minerallerinin 18O ve D deerleri ile birlikte, birçok aratirmaci (Craig, 1961; Sheppard vd., 1969; Sheppard, 1986; Sheppard ve Gilg, 1996; Wenner ve Taylor, 1974) tarafindan önerilen deniz suyu noktasi, meteorik su, süperjenhipojen, kaolinit alterasyon çizgileri ile okyanusal serpantinit, Alpin Tipi ultramafik kayaçlar ve deveylit bölgelerini de içerecek biçimde topluca verilmitir (ekil 5a). Karilatirma amaciyla Sivas Güneyi'ndeki ultrama-fik kayaçlardan alinan magmatik ana kayaçli serpantin ve talk örnekleri de eklenmitir (Yalçin ve Bozkaya, 2006). ncelenen örnekler lisfenitle ilikili kalinti serpantin örnei hariç, bütünüyle hipojen kesimde yer almaktadir. Serpantin örnekleri Alpin Tipi

185

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ultramafikler için çizilen bölge içerisinde konumlanmitir. nceleme alanindaki serpantin örnei Ula (Sivas) bölgesindeki serpantin örneine göre, daha düük 18O ve D deerlerine sahip olup; daha yüksek sicakliktaki oluum koullarini yansitmaktadir. Benzer iliki inceleme alanindaki flogopit ile Ula bölgesindeki talk için de geçerlidir. Serpantinlerin izotop bileimlerinden flogopit ve talklarinkine doru düzenli biçimde artan 18O ve D deerleri dikkati çekmektedir. Bununla birlikte, inceleme alanindaki serpantin ile kalinti serpantinin izotopsal bileimleri farklilik sunmaktadir. Lisfenit örneindeki kalinti ser-pantin örnei süperjen bölgede kaolinit alterasyon çizgisine yakin kesimde yer almaktadir. Bu durum, lisfenitlemenin serpantinlemeden çok daha düük sicaklik koullarinda gelitiine iaret etmektedir. Dier taraftan, serpantinlere göre flogopit ve talk oluumunda izotopsal farklilamada D, lisfenitlemesinde ise 18O deerlerindeki deiiklik daha belirgin olmaktadir. Mantonun 18O deeri yaklaik 5.7 olarak kabul edilmektedir (Kyser, 1986). Magmatik kayaçlarin 18O deerleri artan silisyumla veya kitasal kabuk etkileimiyle birlikte artmaktadir. Mafik kayaçlar mantodan biraz daha yüksek 18O deerlerine sahip olup, silisyum içeriinin artmasiyla birlikte granitlerde 10'u aabilmektedir (Taylor, 1968).

nceleme alanindaki flogopit ve serpantin minerallerinin oluum sicakliklarinin belirlenmesi için izotopsal ayrimlama balangiç deeri olarak ultramafik kayaçlara ait ilksel 18O deeri 5.7 alinmitir. Buna göre, Zheng (1993) tarafindan önerilen flogopit-su ve serpantin-su oksijen izotop ayrimlamasi verilerinden itibaren oluturulan erilerden itibaren flogopit için 100 °C, ultramafik-ana kayaçli serpantin için ise 320 °C sicaklik deerleri elde edilmitir (ekil 5b). Bununla birlikte; flogopit için bulunan sicaklik deerinin lisfenitle-meye karilik geldii sanilmaktadir. Flogopitlerin lisfenitik kayaçlar içinde yer almasi; bu mineralin izotopik bileiminin bozuma ile deitii izleni-mini yaratmaktadir. OLUUM Hekimhan ­ Hasançelebi ­ Kulucak bölgesinde Üst Kretase yali Divrii Ofiyolitli Kariii'nda serpantinleme, lisfenitleme ve Paleosen yali Hasançelebi siyeniti kontaklarinda gelien kontak pnömatolitik veya kontak hidrotermal alterasyon ve/veya kontak metasomatizma (pirosomatiz-ma) ile ilikili olmak üzere farkli zamanlarda gelimi, üç tür mineralizas-yon bulunmaktadir. Bunlar; yataklan-ma ekilleri, yapisal özellikleri, mineralojik bileimleri, yan kayaç ilikileri ve oluum süreçleri bakimindan birbirinden farklidir. Ancak mineralizasyonlarin iç içe

186

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

ekil 5. a) Serpantin, flogopit ve talk minerallerinin oksijen ve hidrojen izotop bileimlerinin 18O ve D diyagramindaki konumlari (Ok yönü serpantinden flogopit ve talka doru izotopsal farklilama yönünü göstermektedir. Kaolinit çizgisi: Sheppard ve Giilg, 1996; süperjen-hipojen çizgisi: Sheppard vd., 1969; Meteorik su çizgisi: Craig, 1961; Magmatik ve metamorfik su alanlari: Sheppard, 1986; serpantinit ve ultramafik kayaç alanlari: Wenner ve Taylor, 1974; Talk: Yalçin ve Bozkaya, 2006), b) Manto bileimi 18O = 5.7 varsayilarak (Kyser, 1986), flogopit ve serpantinlerdeki suyun Zheng'e (1993) göre hesaplanmi 18O (SMOW) deerleri ile sicaklik arasindaki iliki.

geçmesi ve plütonik kütlenin sokulum yaptii yan kayaçlarin çeitlilii (serpantinit, volkanit, karbonat, silisiklastik); bunlari birbirinden ayirt etmeyi zorlatirmaktadir. Bu nedenle bir kayaçta her iki döneme ait neoformasyon mineralleri birliktelik oluturabilmekte; ayirtman olan-larin diindaki minerallerin hangi alterasyonun ürünü olduunu saptamak olanaksiz olabilmektedir. Serpantinleme-öncesi minerallerden mika grubu, özellikle flogopit farkli jeotektonik ortamlarda, deiik yalara sahip yan ve ana kayaçlar içinde zenginleebilmektedir. Ultramafik kayaçlarin ana bileenlerinden birisi olan flogopitlerin; manto peridoditlerinin kismi ergimesi, kabuksal kirlenme ve

fraksiyonel kristallenme süreçlerini kapsayan potasik magmalardan itibaren olutuunu göstermektedir (Örnein; Abu-Jaber ve Kimberley, 1992; Peabody ve Einaudi, 1992; Lambert ve Epstein, 1992). Kuluncak yöresinde serpantinlemeden önce oluan flogopitler sinjenetik tek oluumdur. Dier bir ifadeyle, flogopit ofiyolitik dizideki mikaperidoditlerin ana bileenlerinden birisidir. Metasomatik zonlardan uzaklardaki flogopitlerde herhangi bir bozuma gözlenmezken; pirometasomatizmadan etkilenenlerde tane boyunun artmasina ve yer yer de önce I-V ara fazindan geçerek, vermikülit türü negatif dönüümlere neden olmutur:

187

Kuluncak flogopitleri KMg3[AlSi3O10](OH)2+0.50Ca+2+4H2 K0.5Ca0.25Mg3.0[AlSi3O10](OH)2.2H2O Ca0.5Mg3[AlSi3O10](OH)2.4H2O+K+

Yalçin ve di.

KAlSiO4-Mg2SiO4-SiO2-H2O sistemindeki sicaklik-basinç denge diyagramina göre (Luth, 1967); flogopitin oluum sicaklii yaklaik 1000 °C dir. Sicaklik-log aSiO2 aktivite diyagraminda (Wones ve Gilbert, 1982) flogopitin kararlilik alani 850-910 °C arasinda deimektedir. Bu termodinamik veriler; Kuluncak flogopitleri için bulunan düük sicaklik deerinin ( 100 °C); bu mineralin oluum sicakliini deil, lisfenitleme sirasindaki hidrotermal çözeltilerin neden olduu yeniden kristallenmeye karilik geldiini düündürmektedir. Bu süreç ile flogopitlerin tane boyu da artmitir. Pirometasomatizma ile ilikili mineralizasyonlar; Hasançelebi çevresindeki Fe-oksit yataklarinin da elik ettii kontak hidrotermal alterasyon zonlarinda ortaya çikmaktadir. Kuru vd. (2006) tarafindan yapilan mikro-termometrik sivi kapanimi incelemeleri, homojenleme ve % NaCl-edeeri tuzluluk deerlerinin minerallere göre; skapolit (310-390 ºC, 10-21), flogopit (> 700 ºC, 25), barit (190-380 ºC ile 80-170, 4.7-13), florit (150-380 ºC, 4.7-13) ve kalsit (80-320 ºC) arasinda deitii saptanmitir. Ancak bu aratiricilar skapolitlerde yaygin serisitik ve arjilitik alterasyon-lar bulunduunu, dolayisiyla belirlenen homojenleme ve tuzluluk

deerlerinin bu mineralden ziyade alterasyonu temsil ettiini vurgulamilardir. Bazi yazarlar (Kucu vd., 2005a; Gökçe, 2005) skapolitlerin flogopitlerden önce, daha yüksek sicakliklarda olutuunu ileri sürmekte-dir. Ancak, her iki mineralin yalarinin farklilii; bu görüün geçerliliini zayiflatmaktadir. öyle ki bu çalimada flogopitin K/Ar yöntemiyle yai 63.6+2.4 Ma (%K40 =7.84, Arrad, nl/g=19.355, % 40 Arair=88.8) olarak belirlenmitir. Pirosomatik bozuma zonlarindaki minerallerin oluum sirasinin granat-diyopsit, skapolit, flogopit-Kfeldispat, flogopit-manyetit, manyetithematit, hematit-serizit-kuvars-kalkopirit, barit, florit, pirit-kalsit-sideritankerit ve götit-malahit olarak gözlendii belirtilmektedir (Kucu vd., 2005a, 2005b, 2005c; Gökçe, 2005). Ancak; bu çalimada oluum yainin jeokronolojik olarak Üst Kretase olduu saptanan flogopitin, kontak metasomatik mineralizasyonun diinda tutulmasi gerekmektedir. Pirometasomatik bozuma ile ilikili mineraller skapolit, granat, piroksen, biyotit, epidot, kalsit, dolomit, hematit, jarosit ve kil ve/veya fillosilikatlar (smektit, illit, klorit, serpantin, I-V ve I-S) olup; bunlarin oluum sirasi (süksesyon) kesin olarak bilinmemekle birlikte; OM incelmeleri bunlardan skapolit, granat, biyotit ve epidotun ilk; hematit, jarosit ve kil ve/veya fillosilikatlarin ise son evrede olutuklari düünülmektedir.

188

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

KAYNAKLAR Abu-Jaber, N.S., Kimberley, M.M., 1992. Origin of ultramafic-hosted vein magnesite deposits. Ore Geology Review, 7, 155-191. Bailey, S.W., 1980. Structure of layer silicates. In Crystal Structures of Clay Minerals and Their X-ray Identification, G.W. Brindley and G. Brown, eds., Mineralogical Society, London, 1-123. Bailey, S.W., 1988. X-ray diffraction identification of the polytypes of mica, serpentine, and chlorite: Clays and Clay Minerals, 36, 193213. Bozkaya, Ö., Yalçin, H., 2007. Antalya Birlii'nin (Tahtalida ve Alakirçay Naplari) Diyajenez/ Metamorfizma Derecesinin ncelenmesi. TÜBTAK, YDABAG No.17317, 130 s. Condie, K.C., 1993. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales. Chemical Geology, 104, 1-37. Craig, H., 1961. Isotopic variations in meteoric waters. Science, 133, 1702-1703. Gökçe, H., 2005. HekimhanHasançelebi demir yatainin jeolojisi ve skapolitlerin mineralojisi ve jeokimyasi. Nide Üniversitesi, Yüksek Lisans Tezi. Göncüoglu, M.C., Dirik, K., Kozlu, H., 1997. General Characteristics of pre-Alpine and Alpine Terranes in Turkey: Explanatory notes to

the terrane map of Turkey: Annales Geologique de Pays Hellenique, 37, Geological Society of Greece, 515-536. Grégoire, M., Bell, D.R., Le Roex, A.P., 2002. Trace element geochemistry of phlogopite-rich mafic mantle xenoliths: their classification and their relationship to phlogopite-bearing peridotites and kimberlites revisited. Contributions to Mineralogy and Petrology, 142, 603-625. Gromet, L.P., Dymek, R.F., Haskin, L.A., Korotev, R.L.,1984. The "North American shale composite": Its compilation, major and trace element char-acteristics. Geochimica et Cos-mochimica Acta, 48, 2469-2482. Haskin, L.A., Haskin, M.A., Frey, F.A., Wildeman, T.R., 1968. Relative and absolute terrestrial abundances of the rare earths. In : Origin and Distribution of the Elements, L.H.Ahrens (ed.). Pergamon Press, 889-912 p. Krasnova, N.I., 2001. The Kovdor phlogopite deposit, Kola Peninsula, Russia. The Canadian Mineralogist, 39, 33-44. Kuru, G, S., Kucu, ., ali, B.,Yilmazer, E.,Demirela, G., 2006. Hasançelebi (Malatya) demir oksit yataklarinin oluum koullari; mikrotermometrik bir yaklaim. Maden Tetkik Arama Dergisi, 132, 101-111. Kucu, ., Marschik, R., Kaymayçi, N., Yilmazer, E., Demirela, G.,

189

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

Gökçe, H., Gülenç, N., 2005a. Hasançelebi-Karakuz (Malatya) demiroksit yataklarindaki alterasyonlarin kökeni: Tuzlu-Evapori-tik sularda yikanma modeline kari magmatik-hidrotermal model. 58. Türkiye Jeoloji Kurul-tayi, Geniletilmi Bildiri Özleri Kitabi, 75-77, Ankara. Kucu, ., Yilmazer, E., Demirela, G., Gökçe, H., 2005b. Orta ve Bati Anadolu'daki bazi Skarn Tipi Feoksit yataklarinin Fe-oksit-Cu-Au (Doba) potansiyeli. Öztürk, H, Kahriman, A. Ve Hanilçi, N., (eds) Türkiye Demir Yataklari Jeolojisi Madencilii ve Mevcut Sorunlari Sempozyumu Bildiriler Kitabi, 181-206, stanbul. Kucu, ., Marschik, R., Kaymayçi, N., Güleç, N., 2005c. Hasançelebi-Karakuz (Malatya) bölgeleri demiroksit yataklarinda alter-asyon zonlanmasi. 58. Türkiye Jeoloji Kurultayi, Geniletilmi Bildiri Özleri Kitabi, 66-67. Kyser, T.K., 1986. Stable isotope variations in the mantle, In: Stable Isotopes in High Temperature Geological Process-es (Eds: J.W. Valley, H.P.Jr. Taylor, J.R. O'Neil), Reviews in Mineralogy, Chelsea, Mineralo-gical Society of America, 141-164 p. Lambert, S.J., Epstein, S., 1992. Stable-isotope studies of rocks and secondary minerals in a vapordominated hydrothermal system at The Geysers, Sonoma County, California. Journal of Volcanology

and Geothermal Research, 53, 199226. Leo, G.W., Önder, E., Kiliç, M., Avci, M., 1978. Geology and Mineral Resources of the Kuluncak-Sofular Area (Malatya K-39a1 and K39a2 Quadrangels), Turkey. Geological Survey Bulletin, No. 1429, 58 p. Luth, W.C., 1967. Studies in the systems KAlSiO4-Mg2SiO4-SiO2H2O: I, Inferred phase relations and petrologic applications. Journal of Petrology, 8, 372-416. McLennan, S.M., 1989. Rare earth elements in sedimentary rocks: Influence of provenance and sedimentary processes. In. Geochemistry and mineralogy of rare earth elements (Eds. B.R. Lipin and G.A.McKay), Rev. in. Min., Soc. Amer. 169-200. MTA., 2002. 1:500 000 Ölçekli Türkiye Jeoloji Haritalari, Sivas Paftasi. MTA Genel Müdürlüü. O'Hanley, D.S., 1996. Serpentinites: records of tectonic and petrological history. Oxford Monographs on Geology and Geophysics, 34, 277 p. Özer, T., Kucu, A.E., 1986. MalatyaDarende-Kuluncak, DüüksöütKizilok Boynu, Yunnuk düük tenörlü demir madenleri jeoloji raporu. Maden Tetkik Arama Raporu No: 7871. Öztürk, A., Boztu, D., Yalçin, H., nan, S., Gürsoy, H., Bozkaya, Ö., Yilmaz, S., Uçurum, A. 1996. Hekimhan (KB Malatya) ve Kangal (GD Sivas) Yörelerinde

190

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

Mevcut Maden Yataklarinin Jeolojik ve Madencilik Açisindan Deerlendirilmesi Çalimalari. Cilt I: Jeolojik Etüdler. DPT Projesi, No :89 K 120450, 186s. Peabody, C.E., Einaudi, M.T., 1992. Origin of petroleum and mercury in the Culver-Baer cinnabar deposit, Mayacmas district, California. Economic Geology, 87, 1078-1103. Rizzo, G., Piluso, E., Morten, L., 2001. Phlogopite from the ultramafic rocks, Central Calabria, Southern Italy. European Journal of Mineralogy, 13, 1139-1151. Sheppard, S.M.F., 1986. Characterization and isotopic variations in natural waters. 165184 p. in: Stable Isotopes in Hightemperature Geological Processes (J.W. Valley, Jr H.P. Taylor, J. O'Neil editors). Reviews in Mineralogy 16, Mineralogical Society of America, Washington DC. Sheppard, S.M.F., Gilg, H.A., 1996. Stable isotope geochemistry of clay minerals. Clay Minerals, 31, 1-24. Sheppard, S.M.F., Nielsen, R.L., Taylor H.P.Jr., 1969. Oxygen and hydrogen isotope ratios of clay minerals from porphyry copper deposits. Economic Geology, 64, 755-777. Sun, S.S., McDonough, W.E., 1989. Chemical and isotopic syste-matics of ocean basalts: Implica-tions for mantle composition and processes. 313-345 p. in: Magmatism in

Ocean Basalts, (A.D. Saunders and M.J. Norry, editors), Geological Society of London, 42, London. Taylor, H.P., Jr., 1968. The oxygen isotope geochemistry of igneous rocks. Contribution to Minera-logy and Petrology, 19, 1-71. Wenner, D.B., Taylor, H.P.Jr., 1974. D/H and O18/O16 studies of serpentinization of ultramafic rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38, 1255-1286 Wicks, F.J., Plant, A.G., 1979. Electron-microprobe and X-ray microbeam studies of serpantine textures: Canadian Mineralogist, v. 17, 785-830 p. Wicks, F.J., Whittaker, E.J.W., 1977. Serpentine textures and serpentinization. Canadian Mineralogist, 15, 459-488. Wicks, F. J., O'Hanley, D. S., 1988. Serpentine minerals: structures and petrology: in Hydrous Phyllosilicates (Exlusive of Micas). S. W. Bai1ey, ed., Mineral. Soc., Am., Rev. Mineral., 19, Washington, 91167 p. Wones, D.R., Gilbert, M.C., 1982. Amphiboles in the igneous environment. Reviews in Mineralogy 9B, Mineralogical Society of America, 355-390. Yalçin, H., Bozkaya, Ö., 2006. Mineralogy and geochemistry of ultramafic- and sedimentaryhosted talc deposits of Paleocene in the southern part of the Sivas basin, Turkey. Clays and Clay Minerals, 54, 333-350.

191

Kuluncak flogopitleri

Yalçin ve di.

Yilmaz, A., 1985. Yukari Kelkit çayi ile Munzur dalari arasinin temel jeoloji özellikleri ve yapisal evrimi. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 28, 79-92. Zanetti, A., Mazzucchelli, M., Rivalenti, G., Vannucci, R., 1999. The Finero phlogopite-peridotite massif: an example of subduction-

related metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology, 134, 107-122. Zheng, Y.F., 1993. Calculation of oxygen isotope fractionation in hydroxyl-bearing silicates. Earth and Planetary Science Letters, 120, 247-263.

192

Information

Microsoft Word - Kil09-HY-OB-DH.doc

19 pages

Report File (DMCA)

Our content is added by our users. We aim to remove reported files within 1 working day. Please use this link to notify us:

Report this file as copyright or inappropriate

492361