MADEN TETK ø K VE ARAMA DERG S Maden Tetkik ve ......cevher minerali olarak oksit mineralleri (manyetit ve hematit) bulunurken, Arnastal, Kotana, Kirazören, Eğrikar ve Dağbaşı

Page 1

167

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Maden Tetkik ve Arama Dergisi

http://dergi.mta.gov.tr

Dağbaşı skarn yataklarının jeolojik, mineralojik ve jeokimyasal özellikleri (Araklı-Trabzon, KD Türkiye)

Geological, mineralogical and geochemical properties of the Dağbaşı skarn ores (Araklı-Trabzon, NE Turkey)

Yılmaz DEMİRa*

a Recep Tayyip Erdoğan Üniversitesi, Jeoloji Mühendisliği Bölümü, 53100 Rize. orcid.org 0000-0001-6608-4823

Araştırma Makalesi

Anahtar Kelimeler: Dağbaşı skarn yatağı, skarn mineralojisi, skarn jeokimyası, Dağbaşı granitoyidi, Araklı-Trabzon.

Geliş Tarihi: 09.01.2018Kabul Tarihi: 25.05.2018

ÖZDağbaşı skarn cevherleri Üst Kretase yaşlı Dağbaşı granitoyidi ile Liyas volkanitleri içindeki Berdiga formasyonuna ait kireçtaşı blok ve merceklerinin granitoyide en yakın olduğu zonlar boyunca ekzoskarn tipte gelişmiştir. Erken evrede oluşan granatlar baskın grosüler (And0-0.81Grs59.69-

78.65Prs21.35-38.11), piroksenler ise diyopsit-hedenberjit arasında değişen bileşime sahiptir (Hed24.44-

31.81Diy67.3-76.99Joh0.52-0.88). Geç evreye ait granatlar yüksek andradit (And74.67-100Grs0-22.8Prs0-4.51), piroksenler ise artan johansenit (Hed22.17-62.63Diy0-36.2Joh31.86-76.69) içerikleriyle karakteristiktir. Geç evre granatların yüksek andradit içerikleri Cu-Fe tip skarnlar ile, piroksenlerin yüksek johansenit içerikleri ve Mn/Fe oranları da Zn tip skarnlar ile benzerlik sunar. Oksitlenmiş skarn tipine işaret eden andraditik granatlar skarnın epizonal bir plütonizmayla ilişkili olabileceğini göstermektedir. Granatların merkezden dışa doğru artan And/Grs oranları giderek artan oksitlenme derecesine işaret etmektedir. Retrograd evreye ait mineraller epidot, tremolit-aktinolit, kuvars, kalsit ve klorit şeklindedir. Manyetit, hematit, pirotit, pirit, kalkopirit, sfalerit ve galen skarnın gerileyen evresinde oluşan cevher mineralleridir. Galenlerin yüksek Ag içeriği (%1.18-1.43) önemli ölçüde gümüş potansiyeline sahiptir. Dağbaşı granitoyidi yüksek K’lu (%2.38-3.75 K2O), kalk-alkali, peralümin-metalümin geçişli (A/CNK=0.88-1.23) olup volkanik yay granitoyidi özelliği göstermektedir. Skarn zonları boyunca granodiyorit bileşimli olan Dağbaşı granitoyidinin çeşitli ana ve iz element içerikleri Fe-Cu-Zn tipi skarn oluşturan granitoyitlere benzerlikler sunarken, skarnın uzağında böyle bir ilişki gözlenmez. Bundan dolayı oksitli cevher minerallerinin yanında sülfürlerin gözlenmesi, skarn mineralojisinin, granitoyidin jeokimyasal özelliklerine göre şekillendiğini göstermektedir.

* Başvurulacak yazar: Yılmaz DEMİR, [email protected] http://dx.doi.org/10.19111/bulletinofmre.457070MTA Dergisi hem İngilizce hem Türkçe olarak yayımlanmakta olup makalelere yapılacak atıfl arın İngilizce baskısına yapılması gerekmektedir.

MADEN TETK K VE ARAMA

D E R G S

Ç NDEK LER

Türkçe Bask 2019 158

Çayeli (Rize) ve spir (Erzurum) aras nda kalan alan n tektonostratigra k özellikleri............................................ smet ALAN, Veli BALCI, Halil KESK N, brahim ALTUN, Nevzat BÖKE, Hünkar DEM RBA , Sedat ARMAN, ..............................................................................Hasan EL BOL, Mustafa SOYAK L, Alican KOP ve Nurullah HAN LÇ / Ara t rma Makalesi 1

Alanya yak nlar nda Toros Orojeni içerisinde belirlenmi makaslama zonunun yap sal özellikleri ve tektonik önemi, GB Türkiye....................................................................................................................................................................Volkan ÖZAKSOY / Ara t rma Makalesi 31

Burdur güneybat s (Yar l Gölü güneyi, Bat Türkiye) Selandiyen ya l bentik foraminifer topluluklar ve baz taksonomik revizyonlar ............................................................................................................................................................................. ükrü ACAR / Ara t rma Makalesi 49

Türkiye’den yeni bir Nummulites Lamarck (Nummulitidae, Foraminiferida) türü...................................................................................................................................................................... Ali DEVEC LER / Ara t rma Makalesi 123

Orta Anadolu’da Eosen magmatiklerindeki hidrotermal alterasyonun mineralojisi, petrogra si ve kökeni, Sivas-Türkiye.............................................................................................................................Zeynel BA IBÜYÜK ve Hüseyin YALÇIN / Ara t rma Makalesi 143

Da ba skarn yataklar n n jeolojik, mineralojik ve jeokimyasal özellikleri (Arakl -Trabzon, KD Türkiye)......................................................................................................................................................................... Y lmaz DEM R / Ara t rma Makalesi 167

Canca (Gümü hane, Türkiye) toprak jeokimyas verilerinin ters mesafe a rl kland rma (Tma) ve krigleme enterpolasyon metotlar yla de erlendirilmesi-ilk bulgular......................................................................................................................................................................Alaaddin VURAL / Ara t rma Makalesi 197

ran’ n kuzeybat s nda yer alan Sabalan volkanik kayaçlar n n jeokimyasal özellikleri Reza FAHIM GUILANY, Ali DARVISHZADEH, Seyed Jamal SHEIKHZAKARIAEE ve Mansour VOSOUGHI ABEDINI / Ara t rma Makalesi 221

Bulan k ve fraktal modelleme kullan larak Sonajeel sahas nda (KB ran) por ri bak r prospeksiyon haritalamas................................................................Zahra YAZDI, Alireza JAFARI RAD, Mehraj AGHAZADEH ve Peyman AFZAL / Ara t rma Makalesi 239

Petrollü eyllerin element karakteristikleri ve organik maddenin paleo-sedimanter artlar n kontrol eden faktörler; Çeltek formasyonu petrollü eylleri, Sorgun-Yozgat/Türkiye................................................................................................................................................... Berna YAVUZ PEHL VANLI / Ara t rma Makalesi 255

ç Anadolu alkali feldispat granit ve alkali feldispat siyenitlerinin feldispat hammadde potansiyelinin incelenmesi......................................................................................................................... K ymet DEN Z ve Yusuf Ka an KADIO LU / Ara t rma Makalesi 269

Arama ve üretim petrol sektöründe geli tirilmi petrol üretiminin rolü, Türkiye örne i........................................................................................................................................................................... Emre ÖZGÜR / Ara t rma Makalesi 295

Killerde genle menin üçgen diyagram ile tahmini....................................................................................................................................................................Ahmet ÖZGÜVEN / Ara t rma Makalesi 303

spendere mineralli ve termal sular n n hidro-kimyasal ve izotopik incelenmesi, Malatya, Türkiye...................................................................................................... Murat ÇELIKER, O. Faruk DURSUN ve Mahmut FIRAT / Ara t rma Makalesi 317

Elektromanyetik ve dü ey elektrik sondaj metodu kullan larak yeralt suyu ara t rmas...................................................................................................................Ha z MOHAMMED NAZIFI ve Levent GÜLEN / Ara t rma Makalesi 333

Elektrik özdirenç kuyu logu e rilerinden yap sal bilginin eldesi için bir yakla m ................................................................................... Do an Can KARATA , U ur ZAMAN ve Emin U. ULUGERGERL / Ara t rma Makalesi 351

Maden Tetkik ve Arama Dergisi Yay m Kurallar ...................................................................................................................................................... 361

ISSN : 1304-334XE-ISSN : 2651-3048

Keywords: Dağbaşı skarn ore, skarn mineralogy, skarn geochemistry, Dağbaşı granitoid, Araklı-Trabzon.

ABSTRACT

The Dağbaşı skarns have developed as an exoskarn type along the nearest border of Upper Cretaceous Dağbaşı Granitoid and block- and lens-shaped limestones of Berdiga Formation located in the Liassic volcanics. The early garnets are predominantly grossular type (And0–

0.81Grs59.69–78.65Prs21.35–38.11), while pyroxenes have a composition between diopside and hedenbergite (Hed24.44–31.81Diy67.3–76.99Joh0.52–0.88). The late garnets are characterized by high andradite (And74.67–

100Grs0–22.8Prs0–4.51), and late pyroxenes by increasing johannsenite content (Hed22.17–62.63Diy0–

36.2Joh31.86–76.69). High andradite content of late garnets is similar to Cu–Fe-type skarns, whereas the higher johannsenite and Mn/Fe ratios of pyroxenes are similar to Zn-type skarns. Higher andraditic garnets indicate an oxidized-type skarn and association with the shallow emplacement of intrusion. Increasing And/Grs ratios of garnets, from core to rim, also point out to increasing degree of oxidation. The retrograde skarn minerals are epidote, tremolite-actinolite, quartz, calcite, and chlorite. The ore minerals are composed of magnetite, hematite, pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite, sphalerite, and galena. The Ag content of the galena (1.18-1.43wt%) suggests signifi cant silver potential. Dağbaşı Granitoid shows high-K (2.38–3.75wt.% K2O), calc-alkaline, metaluminous–

Page 2

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

168

1. Giriş

Doğu Karadeniz Bölgesi farklı yatak tiplerinin bir arada bulunduğu önemli bir metalojenik kuşaktır. Masif sülfi tler başta olmak üzere epitermal, hidrotermal, skarn ve porfi ri tip yataklar bölgedeki yatak tiplerini oluşturmaktadır. Karbonatlı kayaçların (Berdiga Formasyonu) ve bunları kesen granitik intrüzyonların yaygın olması nedeniyle bölge çok sayıda skarn tip yatağa ev sahipliği yapmaktadır. Bunlardan en çok bilinenleri Çambaşı, Kotana, Kirazören, Ögene, Özdil, Dağbaşı, Kartiba, Sivrikaya, Demirköy, Eğrikar, Camiboğazı ve Arnastal’dır (Demir vd., 2017) (Şekil 1) .

Bölgedeki skarn tip yataklar ile ilgili yapılan çalışmalar (Aslan, 1991; Hasançebi, 1993; Saraç, 2003; Çiftçi ve Vıcıl, 2003; Çiftçi, 2011; Sipahi, 2011; Kurt, 2014; Sipahi vd., 2017; Demir vd., 2017) bu yatakların cevher tipleri, alterasyon ürünleri ve oluşum koşulları bakımından farklılıklar sunduğunu göstermiştir. Buna göre Özdil, Kartiba, Sivrikaya, Çambaşı, Kotana, Arnastal ve Camiboğazı yataklarında ekzoskarn tip cevherleşme söz konusu

iken, Kirazören, Ögene ve Eğrikar yataklarında hem endoskarn zonu, hem de ekzoskarn zonu gelişmiştir. Özdil, Kartiba, Camiboğazı ve Sivrikaya yataklarında cevher minerali olarak oksit mineralleri (manyetit ve hematit) bulunurken, Arnastal, Kotana, Kirazören, Eğrikar ve Dağbaşı yataklarında oksitlere sülfür mineralleri eşlik etmektedir (Demir vd., 2017). Yan kayaç açısından ise Erken Jura’dan Geç Kretase’ye kadar değişen karbonat kayaçları ile Jura’dan Eosen’e kadar değişen intrüzyon yaşları verilmektedir (Sipahi vd., 2017; Demir vd., 2017). Yapılan bu çalışmalara rağmen, bölgedeki diğer yatak tiplerine kıyasla, skarn yatakların daha az oranda araştırıldığı, dolayısıyla bu yataklar arasında görülen jeolojik, mineralojik ve jeokimyasal farklılıkların ve bu farklılıkların nedenlerinin yeterince aydınlatılmadığı görülmektedir.

Bu çalışmanın konusu olan Dağbaşı skarnları maden yatakları açısından Gülibrahimoğlu (1986) ve Hasançebi (1993) tarafından incelenmiştir. Bu çalışmalarda Kükürtlü ve İpekçili civarındaki skarn tip yataklarda manyetit, spekülarit, pirit, kalkopirit ve sfalerit gibi cevher minerallerinin geliştiği belirtilmiş, ancak skarn mineralojisine değinilmemiştir. Çalışma

peraluminous transitional (A/CNK=0.88–1.23) and volcanic arc type granitoid. The various main and trace element contents of the granodiorite observed along the skarn zones show similarities with Fe–Cu–Zn type skarn-related granitoids, whereas there is no clear relation between the skarn type and composition of outher granitoids. Therefore, the presence of sulfur phases in addition to the oxide ore suggests that geochemical characteristics of granitoid had a large effect on the mineral composition.

Şekil 1- Doğu Karadeniz Bölgesi’nin jeoloji haritası ve önemli bazı skarn tip yatakların dağılımları (Güven vd., 1998’den değiştirilerek).

Page 3

169

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

alanında bulunan ve söz konusu skarnların oluşumunda etkili olan granitler ise diğer bazı çalışmalarda incelenerek (Kaygusuz, 1992; Aydınçakır, 2006; Kaygusuz ve Aydınçakır, 2011), bu granitlerin I-tipi, düşük orta-K’lu kalk-alkali volkanik yay granitleri özelliği gösterdiği, ayrımlanmalı kristalleşme ve magma karışımlarının etkili olduğu belirtilmiştir.

Skarn tip yataklar granitoyit sokulumu ile karbonatlı yan kayaçlar arasında gelişen metazomatik süreçlere bağlı olarak oluşurlar. Bu sürecin erken evresinde sokulum yapan granitin yüksek sıcaklığından dolayı ilerleyen evre (prograd) skarn minerallerini, geç evresinde ise granitin soğumasına bağlı olarak gerileyen evre (retrograd) skarn minerallerini görmek mümkündür. İlerleyen evrede susuz silikat minerallerinin (granat ve piroksen gibi), gerileyen evrede ise sulu silikat minerallerinin (epidot, amfi bol, klorit) geliştiği daha önceki çalışmalarda belirtilmektedir (Einaudi vd., 1981; Meinert, 1992: Orhan ve Mutlu, 2009; Oyman, 2010).

Yapılan çalışmalarda granat ve piroksen bileşimleri ile skarnların metal içerikleri ve oksidasyon derecesi arasında bir ilişki görülmüş sınıfl andırmalar buna göre yapılmıştır (Einaudi vd., 1981; Nakona vd., 1994; Nakona, 1998; Meinert vd., 2005). Bu sınıfl amalarda mangan içeriği yüksek piroksenler (johansenit) Zn tip skarnlara, diyopsit-hedenberjit arası bileşime sahip piroksenler ise Cu-Fe tip skarnlara karşılık gelmektedir. Bu çalışmalara göre oksitlenmiş skarnlar yüksek andradit, düşük spesartin ve almandin içeriklerine sahiptir. Zonlu büyüme gösteren granatlarda mineralin merkezinden kenarına doğru artan Adr/Grs oranının oksitlenme derecesindeki artışı yansıttığı diğer bazı çalışmalarda ortaya konmuştur (Collins, 1977; Newberry, 1983; Abu el Enen vd., 2004). Newberry (1991) tarafından da indirgenmiş skarnlarda piroksenin granattan daha yaygın ve hedenberjit bileşiminde olduğu, oksitlenmiş skarnlarda ise piroksen bolluğunun granattan daha az ve diyopsit-hedengerjit arasında değişen bileşimde olduğunu belirtmektedir.

Granitoyitlerin kimyasal özellikleri ile skarn tipi ve metal içerikleri arasındaki ilişkiler de çok sayıda araştırmacı tarafından incelenmiştir (Kwak ve White, 1982; Newberry ve Swanson, 1986; Meinert, 1995; Meinert vd., 2005). Bu çalışmalarda skarn ile ilişkili granitoyitlerin çoğunluğunun normal kalk alkali tipi intrüzyonlara bağlı olarak oluştukları, bunlardan W, Sn ve Mo içeren skarnların kıta içi magmatizmin ürünü granitoyitlerle, Fe, Cu, Zn ve Au içeren skarnların

I-tipi adayayı granitoyitleri ile ilişkili oldukları belirtilmektedir. Alüminyum doygunluğu bakımından Sn skarnların sedimanter malzeme içeren kıtasal kabuğun ergimesiyle oluşan peralüminus karakterli plütonlarla, kalsik Fe skarnların adayayı ortamlarında oluşan metalüminus karakterli plütonlarla ilişkili oldukları, diğer skarn tiplerinin ise metalüminus-peralüminus geçişli granitoyitlere bağlı olarak oluştuğu belirtilmektedir.

Bu çalışmada Dağbaşı yöresinde granitoyit etrafında dört farklı skarn zonu belirlenmiştir. Bu skarn zonlarının herbirinin jeolojik ve mineralojik özellikleri sistematik olarak örneklenmek suretiyle araştırılmıştır. Skarn yatakların sınıfl andırılmasında, oluşum koşullarının belirlenmesinde ve skarnın metal içeriğinin tespitinde önemli bilgiler verdiğinden granat ve piroksen bileşimleri incelenmiştir. Granitoyitlerin jeokimyasal özellikleri ile skarn tipi ve metal içerikleri arasında ilişkiler bulunduğundan, Dağbaşı granitoyidinin jeokimyasal özellikleri araştırılmıştır. Ayrıca skarn zonlarındaki sülfür minerallerinin (pirotit, pirit, kalkopirit, sfalerit ve galen) bileşimleri mineral kimyası analizleri yapılarak ölçülmüş, ana ve iz element içerikleri değerlendirilmiştir.

2. Genel Jeoloji

Çalışma alanı içindeki yüzlek veren en yaşlı kayaçlar andezit, bazalt ve piroklastiklerinden oluşan, yer yer kumtaşı, marn, kiltaşı ve kumlu kireçtaşı ara seviyeleri içeren volkano tortul kayaçlardır. İpekçili, Köprüüstü, Kükürtlü, Çakırınsırt ve Kalaycıoğlu mahalleri ile Güney Tepe çevresini kapsayan oldukça geniş bir alanda yüzlek veren bu birim bol çatlaklı ve boşluklu yapıda olup yer yer ayrışma göstermektedir. Breşik, camsı, mikrolitik, mikrolitik porfi rik, amigloidal ve boşluklu dokuların gözlendiği andezit ve bazaltlar, plajiyoklaz, amfi bol, biyotit, ojit, opak mineraller ve hamurdan oluşmaktadır. Plajiyoklazların anortit içeriği mikroskop çalışmalarına göre andezitlerde An21-29, bazaltlarda ise An52-58’dir. Bu minerallere yer yer ikincil olarak oluşan kuvars, kalsit, epidot ve klorit mineralleri eşlik etmektedir. İkincil olarak oluşan kuvars, kalsit, epidot ve klorit mineralleri genellikle kırıklar boyunca veya gaz boşluklarında gözlenmiştir. Opak mineraller çoğunlukla ikincil minerallere eşlik etmektedir.

Tüf ve volkanik breşlerden oluşan piroklastik kayaçlar Çimenli, Akrut ve Ustaoğlu mahalleleri çevresinde volkanik kayaçlar içinde tortul ara

Page 4

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

170

seviyeler şeklinde gözlenmektedir. Tüfl er çok ince kristalli minerallerden ve bağlayıcısı durumundaki külden oluşurken, breşler daha iri kristalli mineral ve kayaç parçaları ile birlikte bağlayıcısı durumundaki külden oluşmaktadır. Çeşitli mineral ve kayaç parçası içeriklerine göre tüfl er kristal ve litik kristal tüf bileşimindedir. Birim içinde kalınlıkları birkaç metreyi, devamlılıkları ise birkaç yüz metreyi geçmeyen ince-orta tabakalı kumtaşı, marn, kumlu kireçtaşı ve kırmızı kireçtaşı seviyeleri gözlenmiştir.

Andezit, bazalt ve piroklastikleri ile yer yer tortul ara seviyeler içeren bu birime Schultze-Westrum (1961), Köprübaşı (1992) ve Çamur vd. (1994) tarafından Jura yaşı verilmiştir. Güven vd. (1998) tarafından ise aynı birim içindeki kırmızı bordo renkli kireçtaşı seviyelerinde saptadığı Involitina Liassica, Trocholina sp, Lenticulina sp, Spirillina sp, Vidalina Martana Farinacci, Lingulina sp, Lagenidea sp fosil bulguları dikkate alınarak Liyas yaşı verilmiştir. Diğer taraftan Aydınçakır (2006) volkano-tortul kayaçların Malm-Alt Kretase yaşlı Berdiga Formasyonu tarafından üzerlenmesi nedeniyle bu birimin Jura-Alt Kretase yaşlı olabileceğini savunmuştur.

Doğu Karadeniz metalojenik kuşağı boyunca geniş alanlarda yayılım gösteren ve Dağbaşı granitoyidi çevresinde yüzeyleyen en yaşlı volkanik kayaçlar (Şekil 2) bazı araştırmacılar tarafından Alt Bazik Seri olarak adlandırılmıştır (Schultze-Westrum, 1961; Gedikoğlu vd., 1979; Aslaner, 1977, Şen, 1988; Kaygusuz, 1992; Aydınçakır, 2006). Ancak paleontolojik veriler ile Liyas yaşlı olduğu tespit edilen bu volkano-tortul kayaçlar için bölge genelinde farklı adlamaların kullanıldığı gözlenmiştir. Bunlar Telmeyaylası formasyonu (Yüksel, 1976); Hamurkesen formasyonu (Ağar, 1977); Balkaynak formasyonu (Kesgin, 1983); Zimonköy formasyonu (Eren, 1983) ve Şenköy formasyonu (Kandemir, 2004) şeklindedir. Bu çalışmada Kandemir (2004) tarafından önerilen ve tabandan tavana kadar birimin tüm fasiyeslerini gözlemlemek suretiyle verilen “Şenköy formasyonu” adı tercih edilmiştir.

Şenköy formasyonunun üst seviyelerinde, kalınlıkları 300 m’ye, devamlılıkları ise km boyutuna ulaşan çok sayıda dolomitik kireçtaşı mercek ve blokları bulunmaktadır. Sırt, Çiftepınar, Kestanelik, Kükürtlü ve Köprüüstü mahalleleri ile Sel mezrası çevresinde yüzlek veren kireçtaşlarının tabaka kalınlıkları 10-30 cm arasında değişmektedir. Renkleri koyu griden açık griye değişen bu kireçtaşları, granitoyit dokanağı yakınlarında gri ile

bej arasında değişen daha açık renk tonlarında olup kalsit kristalleri irileşir. Doğu Karadeniz bölgesinin kuzeyinde bulunan ve yanal devamlılıkları olmayan masif tabakalı kireçtaşları çok sayıda araştırmacıya göre Berdiga Formasyonu’na karşılık gelmekte olup, platform karbonatlarının ürünüdürler (Kırmacı vd., 1996; Yılmaz vd., 2008; Kırmacı vd., 2018). Bazı araştırmacılar kireçtaşlarının yanal devamlılıklarının olmamasını Kretase dönemindeki aktif riftleşme tektoniği ile açıklamaktadırlar (Yılmaz ve Kandemir, 2006; Koch vd., 2008).

Kireçtaşlarından hazırlanan ince kesitlerde karbonat kırıntıları, volkanik kayaç parçaları, kavkı parçaları, ince kristalli kuvars, plajiyoklaz mineralleri, saçınımlı opak mineraller gözlenmiştir. Kil-silt boyutunda malzeme içeren seviyelerde belirgin bir laminalanma gözlenmiştir. Mikritik çimentolu kireçtaşları Folk’a (1962) göre biyomikrit, Dunham’a (1962) göre vaketaşı olarak adlandırılmıştır. Bazı kesitlerde Globotruncana ve Radyolarya kavkılarına rastlanmışsa da (tanımlama Dr. Raif KANDEMİR tarafından yapılmıştır) bu çalışmada bu birim için yaşlandırma yapılabilecek düzeyde paleontolojik veri elde edilememiştir. Ancak çeşitli araştırmacılar tarafından yapılan çalışmalarda birime Jura-Alt Kretase (Köprübaşı, 1992; Güven vd., 1998 ve Çamur vd., 1994) yaşının verildiği, bu yaşın farklı araştırmacılar tarafından da kabul gördüğü (Şen, 1988, Kaygusuz, 1992; Hasançebi, 1993; Aydınçakır, 2006; Kırmacı vd., 2018) anlaşılmaktadır.

Dağbaşı beldesi çevresinde yaklaşık 25 km2’lik alanda yüzeyleyen ve Şen (1988) tarafından “Dağbaşı Granitoyidi” olarak adlandırılan kayaçlar Şenköy formasyonuna ait volkano-tortul kayaçları ve Berdiga formasyonuna ait kristalize kireçtaşlarını keserek yerleşmiştir (Şekil 2). Makroskobik olarak kuvars, plajiyoklaz, alkali feldispat, piroksen ve amfi bol mineralleri gözlenmektedir. Granitoyidin merkezi kısımlarında ortoklaz içeriği belirgin bir artış gösterir. Buna bağlı olarak koyu pembe ve pembemsi gri renk tonları hakimdir. Bu kısımlarda daha iri kristalli olan granitoyit, kenar zonlara doğru daha ince kristallidir. Kenar zonlarda ortoklaz içeriği azalırken, kuvars ve plajiyoklaz içeriğinde bir artış söz konusudur. Dağbaşı granitoyidi volkanik kayaçlar ile olan dokanakları boyunca boyutları birkaç cm ile m ölçeğinde değişen mafi k mikrogronüler anklavlar içermektedir. Kaygusuz ve Aydınçakır (2011) tarafından zirkon minerallerinde U-Pb SHRIMP yöntemiyle yapılan yaşlandırmada plütonun yaşı 88.1-86.0 my olarak belirlenmiş olup

Page 5

171

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Şekil 2- Dağbaşı yöresinin jeolojik haritası (Aydınçakır, 2006’dan değiştirilerek).

Page 6

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

172

bu zaman aralığı Üst Kretase dönemine karşılık gelmektedir.

Aydınçakır (2006) tarafından yapılan çalışmada Dağbaşı granitoyidi, modal mineralojik bileşimine göre 4 farklı zona ayrılmıştır. Buna göre granitoyit, merkezi kısımlarda monzogranit bileşiminde iken, kenar zonlara doğru granodiyorit, tonalit ve diyorit bileşimindedir. Bu zonların dağılımları düzenli bir yapıya sahip olmadığından, skarn dokanakları çevresindeki granitoyitlerin petrografi k ve jeokimyasal özeliklerini belirlemeye yönelik örnekleme yapılmıştır. Hazırlanan ince kesitlerde, makro olarak da ayırt edilebilen kuvars, plajiyoklaz ve alkali feldispatın yanında hornblend ve biyotit mineralleri yaygın olarak görülmektedir. Apatit ve zirkon ise çok daha az oranda olup özşekilli kristaller şeklindedir. Özellikle biyotitlerin çevresinde gözlenen epidot ve kloritler ise ikincil olarak gelişmişlerdir. İnce kristalli porfi rik ve mirmekitik dokuların yaygın olduğu kesitlerde yer yer hornblend ve biyotit kapanımları içeren ortoklazların oluşturduğu poyikilitik dokular gözlenir.

Çalışma alanı çevresinde değişik alanlarda yüzlek veren, yer yer Şenköy formasyonuna ait volkanitleri ve Dağbaşı granitoyidini kesen dasitik kayaçlar bazı çalışmalarda “İri Kuvarslı Dasit” (Şen, 1988; Kaygusuz, 1992; Hasançebi, 1993) bazılarında ise Uzuntepe çevresinde gösterdiği karakteristik kolon debili yapısı dikkate alınarak “Uzuntepe Dasiti” olarak adlandırılmış ve Senoniyen yaşı verilmiştir (Aydınçakır, 2006; Kaygusuz ve Aydınçakır, 2011).

3. Analitik Yöntem

Bu çalışmada Dağbaşı çevresinde bulunan skarn zonları arazi çalışmaları ile sistematik olarak örneklenmiştir. İnce ve parlak kesitlerin hazırlanması ve incelenmesi, tüm kayaç analizi yapılacak örneklerinin kırılıp öğütülmesi Recep Tayyip Erdoğan Üniversitesi Jeoloji Mühendisliği Bölüm Laboratuvarı’nda yapılmıştır.

Dağbaşı granitoyidinden derlenen 20 adet örneğin ana, iz ve Lantan Grubu Element (LGE) analizleri ACME Analitik Laboratuvarı’nda (Kanada) yaptırılmıştır. Örneklerin ana ve iz element analizleri ICP-AES (İndüklenmiş Eşli Plazma-Atomik Emisyon Spektrometresi) yöntemiyle, Lantan Grubu Element analizleri ise ICP-MS (İndüklenmiş Eşli Plazma-Kütle Spektrometresi) yöntemiyle analiz edilmiştir. Bu laboratuvarda ana ve iz element analizleri için 0.2 gr toz örnek 1.5 gr LiBO2 ile karıştırılarak, % 5

HNO3 içeren bir sıvı içinde çözündürülmesinden sonra analiz yapılmaktadır. Lantan grubu element analizleri ise 0.25 gr toz örneğin çeşitli asitler içinde çözündürülmesi sonrasında analiz yapılmaktadır. Ana elementler % ağırlık olarak, iz ve Lantan Grubu Elementler ise ppm olarak verilmiştir.

Silikat ve sülfür minerallerinin bileşimleri Ludwig Maximilan Üniversitesi Mineraloji ve Petroloji Enstitüsü’nde CAMECA-SX100 marka elektron mikroprob aleti kullanılarak ölçülmüştür. Ölçümler 15 kV ve 20 nA şartlarında gerçekleştirilmiş ve elektron ışınının çapı 1 μm olarak seçilmiştir. Sayma zamanı Al, Ni ve Ca elementleri için 30 sn, Ti için 20 sn, diğer bütün elementler için 10 sn olarak belirlenmiştir. Kalibrasyon için doğal ve sentetik standartlar kullanılmıştır. Ölçülen elementlerin oksit bazındaki ölçüm alt sınırı (% ağ. olarak) Si, Al, K, Ti, Ca ve Na için 0.01, Mg için 0.02, Cr için 0.03, Fe ve Ni için 0.04 ve Mn için 0.06 olarak belirlenmiştir. Sülfür örneklerinin ölçüm alt sınırları ise Fe, Pb ve S için 0.08, Cu için 0.06, As, Co ve Ni, için 0.05, Zn için 0.04, Cd için 0.03 ve Ag için 0.02 şeklindedir.

4. Skarn Zonlarına Yönelik Çalışmalar

4.1. Skarn Zonları ve Skarn Mineralojisi

Dağbaşı yöresinde İpekçili, Köprüüstü, Kükürtlü ve Dere mahalle çevresinde dört ayrı lokasyonda skarn tipi cevherleşmeler gözlenmektedir (Şekil 3). Bu lokasyonların her birinde eski madencilik çalışmalarından kalma galeriler mevcut olup, bu galeriler kapalı durumdadır. Bu cevherlerin hepsi volkanik kayaçlar içindeki kireçtaşı mercek ve bloklarının plütona en yakın olduğu kenar zonları boyunca, kireçtaşları içinde gelişmiştir. Granitoyitler ile kireçtaşlarının dokanağı mostrada gözlenmez (Şekil 3). Bu zonlar boyunca granit içinde herhangi bir skarnlaşma görülmediğinden, sahadaki skarnların tamamı ekzoskarn tipte gelişmiştir. Her bir skarn zonu mineralojik ve dokusal özellikler dikkate alınarak incelenmiştir. İpekçili ve Köprüüstü skarnlarında benzer mineralojik özellikler gözlendiğinden bu iki lokasyon birlikte değerlendirilmiştir. Bu lokasyonlarda granat ve piroksenlerle temsil edilen ilerleyen evre, dokusal özelliklere göre erken ve geç şeklinde iki farklı evreye ayrılmış olup her iki evreye ait mineraller de distal zondaki kireçtaşları içinde tanımlanmıştır. Bunlardan erken ilerleyen evre granat ve piroksenlerin birlikte gösterdikleri birincil oluşumu ifade eden masif (Şekil 4a), ritmik bantlı (Şekil 4b), nodüler (Şekil 4c) ve granüler (Şekil 4d) dokular ile

Page 7

173

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

temsil edilir. Bu ilk aşamaya ait granatlar mikroskop (Şekil 4e) ve BSE görüntülerinde (Şekil 4f) zonlu büyüme yapıları göstermektedir. Geç ilerleyen evreye ait granat ve piroksenler ise kireçtaşlarının kırıkları boyunca damar tipte gelişmiş olup (Şekil 4g), bu

ikinci aşamaya ait granatların mikroskop (Şekil 4h) ve BSE görüntülerinde (Şekil 4i) de zonlu büyüme yapıları gözlenmiştir. Erken evreye ait granatların cevher mineralleri ile bir ilişkisi bulunmaz iken, kırıklar boyunca oluşan geç evreye ait granatların

Şekil 3- a) İpekçili, b) Köprüüstü, c) Kükürtlü, ve d) Dere mahalle skarnları çevresinin jeoloji haritası ve jeolojik kesitleri (Aydınçakır, 2006’dan değiştirilerek).

Page 8

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

174

Şekil 4- a) İpekçili skarnındaki masif granat dokusu, b) granat ve piroksen minerallerinin ritmik bantlı dokusu, c) Köprüüstü skarnında karbonatlar içinde granat ve piroksen içeren nodüler yapı, d) Granat ve piroksenin birlikte oluşumunu gösteren gronüler doku, e, f) granatlardaki zonlu büyüme yapılarının mikroskop (çift nikol) ve BSE fotoğrafı, g) kireçtaşları içindeki kırıklar boyunca geç evrede oluşan granat damarları (nadiren piroksen içerir), h, i) geç evre granatlardaki zonlu büyüme yapısının mikroskop (çift nikol) ve BSE fotoğrafı, j) geç evre granatların büyüme zonları boyunca manyetit ve hematit oluşumu, k) skarnın gerileyen evresinde volkanik yan kayaçlar içinde epidot ve kuvars oluşumu, l) volkanik yan kayaçlar içinde manyetit ve hematit içeren kalsit damarları (Grt:garnet; Pr: piroksen; Mag: manyetit; Hem: hematit; Ku: kuvars; Ka: kalsit; Trm: tremolit; Akt: aktinolit; Ep: epidot).

büyüme zonları boyunca gözlenen manyetit ve hematit oluşumları (Şekil 4j) cevherin bu geç evrede oluşmaya başladığını göstermektedir. Kesitlerde kuvars ve kalsit mineralleri ilerleyen evreye ait granat ve piroksenlere her zaman eşlik eder.

Bu iki lokasyonda gerileyen skarn evresi yaygın olarak volkanik yan kayaçların kırıkları boyunca

gelişen epidot, kuvars ve kalsit içeren damarlar (Şekil 4k, l) şeklindedir. Gerileyen skarn evresine ait epidot ve kuvars bazen volkanik yan kayaçlar içinde saçınımlar şeklinde de gözlenir (Şekil 5a). Bunun dışında yalnızca Köprüüstü lokasyonunda bulunan ve gerileyen evre ürünü olarak kabul edilen tremolit ve aktinolitler hem makro olarak granat ve piroksenleri mercekler şeklinde (Şekil 5b), hem de mikro olarak

Page 9

175

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

bu mineralleri kapanımlar şeklinde (Şekil 5c) içermektedir.

Kükürtlü ve Dere Mahalle lokasyonlarında ilerleyen evreyi temsil eden granat ve piroksen oluşumu hem arazi gözlemlerinde hem de ince kesitlerde gözlenmemiştir. Bu lokasyonlarda skarnın gerileyen evresinin izleri görülmektedir. Bu iki lokasyonda kireçtaşları ve volkanik yan kayaçların kırıkları boyunca gelişen epidot, klorit, kuvars ve kalsit damarları (Şekil 5d) yaygın olarak gözlenir. Kuvars ve epidot mineralleri arasında yer yer bantlı yapılar gelişmiştir (Şekil 5e). Bunların yanında hem kireçtaşları, hem de volkanik yan kayaçlar içinde birkaç cm boyutuna ulaşan kuvars kapanımları (Şekil 5f) bulunmaktadır. Yapılan ince kesitlere göre epidotların her zaman kuvarsa eşlik ettiği (Şekil 5g) bu kuvars kapanımları daha sonradan oluşan epidotlar

tarafından sarılmıştır. İnce kesitlerde volkanik yan kayaçlar içindeki kırıklar (Şekil 5h) ve gaz boşluklarında da yaygın olarak epidot, kuvars ve kalsit dolguları (Şekil 5i) yaygın olarak izlenir.

Oksit ve sülfür cevher mineralleri İpekçili ve Köprüüstü lokasyonlarındaki mostralarda farklı yapılarda gözlenmiştir. Bunlar kireçtaşları içinde düzensiz şekilli yığınlar (Şekil 6a) ve mercekler şeklinde, kireçtaşlarının katmanları arasındaki zayıf zonlar boyunca yer yer 30 cm’yi bulan kalınlıklarda tabakalı yapıda (Şekil 6b), kireçtaşlarının kırıkları boyunca kalınlıkları 10 cm’yi geçmeyen düzensiz şekilli kırık dolguları (Şekil 6c) ve volkanik yan kayaçlar içinde hem kırık dolgusu hem de breş bloklarının arasını dolduran cevher yapıları (Şekil 6d) şeklinde sıralanabilir. Cevher minerallerine bu zonlar boyunca epidot, kuvars ve kalsit eşlik

Şekil 5- a) Volkanik yan kayaçlar içindeki epidot ve kuvars saçınımları, b) Köprüüstü skarnında tremolit ve aktinolitler içindeki granat ve piroksen kapanımları, c) tremolit ve aktinolitler içindeki granat kapanımlarının mikroskop fotoğrafı (çift nikol), d) Kükürtlü ve Dere Mahalle skarnlarında volkanik yan kayaçların kırıkları boyunca gelişen epidot, kuvars ve kalsit damarları, e) kuvars ve epidotun bantlı yapısı, f) yoğun bir şekilde epidotlaşmış volkanik kayaçlar içinde kuvars kapanımları, g) kuvars ile birlikte epidot oluşumunun mikroskop fotoğrafı (çift nikol), h ve i) volkanik yan kayaçların kırıkları ve gaz boşluklarında epidot, kuvars ve kalsit oluşumunu gösteren mikroskop fotoğrafı (Ku:kuvars; diğer simgeler şekil 4’teki gibidir).

Page 10

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

176

Şekil 6- a) Kireçtaşları içinde düzensiz yapılı manyetit ve hematit içeren cevher yığınları, b) kireçtaşlarının katmanları arasındaki zayıf zonlar boyunca oluşan manyetit ve hematit içeren tabakalı cevher yapısı, c) kireçtaşlarının kırıkları boyunca gelişen cevher damarları, d) skarn dokanakları boyunca cevherin volkanik breş dolgusu yapısı, e) kireçtaşları içinde metre boyutuna ulaşan elipsoidal şekilli cevher yığınları, f, g) kireçtaşları içinde kalsit damarlarının çevresinde manyetit ve hematit içeren saçınımlı cevher yapısı ve ince kesit fotoğrafı (çift nikol), h) Epidotlar içinde kısmen ornatılmış cevher kapanımları, i) kırılmış cevher parçalarının arasını dolduran epidot ve kuvars, j) hematitler içindeki geç evre granat kapanımları, k) İpekçili skarnında yaygın olarak bulunan pirotitler kuş gözü (bird’s eye) yapısı ile karakteristiktir, l) pirotitlerin sfaleritler tarafından ornatılması, m) Köprüüstü skarnında yaygın olarak gözlenen sfaleritlerin ayrılım dokusu ve bunlar içindeki galenler, n) Köprüüstü skarnında oksit ve sülfür mineral birlikteliği, o) Kükürtlü skarnında hematit minerallerinin içerdiği pirit ve kalkopirit kapanımları (Kpr:kalkopirit; Prt:pirotit; Sf:sfalerit; Gl:galen; diğer simgeler şekil 4’teki gibidir).

Page 11

177

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

etmektedir. Ancak geç evre granatların büyüme zonlarında gözlenen manyetit ve hematitler cevher oluşumunun ilerleyen evrenin sonlarına doğru başladığını göstermektedir (Şekil 4j). Bununla birlikte hem cevherin yataklanma şekli, hem de cevhere eşlik eden epidot, kuvars ve kalsit gibi minerallerin varlığı esas cevher oluşumunun skarnın gerileyen evresinde geliştiğini göstermektedir.

Kükürtlü ve Dere mahalle lokasyonlarında kireçtaşları ve volkanik yan kayaçların kırıkları boyunca gelişen manyetit ve hematit damarlarının yanında, kireçtaşları içinde metre boyutuna varan elipsoyidal şekilli yığınlar da gözlenmiştir (Şekil 6e). Bunların dışında kireçtaşları içinde saçınımlı yapıdaki manyetit ve hematitler hem el örneklerinde (Şekil 6f), hem de ince kesitlerde (Şekil 6g) gözlenmiştir. Şekil 5f’de görülen kuvars dolgularına yer yer ornatım artığı manyetit ve hematit eşlik eder (Şekil 6h). Kükürtlü ve Dere mahalle lokasyonlarında ilerleyen skarn evresi tanımlanmadığından cevher, skarnın gerileyen evresinde oluşmuştur. Ancak kırılan cevher parçalarının arasını dolduran kuvars ve epidotlar (Şekil 6i), cevher oluşumunun kuvars ve epidotlardan önce başladığını göstermektedir.

Bütün lokasyonlarda manyetit ve hematit (bazen spekülarit formunda) ana cevher minerallerini oluşturmaktadır. Geç evre granatların büyüme zonlarında görülen manyetit ve hematitler (Şekil 4j), cevher oluşumunun geç evre granatlarla birlikte birlikte başladığını göstermektedir. Ancak bu granatların manyetit ve hematitler içinde kapanım şeklinde bulunması esas cevher oluşumunun granatlardan sonra gerçekleştiğini göstermektedir

(Şekil 6j). Manyetit ve hematitlerin dışında sülfür cevher mineralleri bakımından lokasyonlar arasında bazı farklılıklar bulunmaktadır. Buna göre İpekçili skarnı sülfür mineralleri bakımından pirotit, pirit ve kalkopirit mineralleri ile temsil edilir. Pirotitler kuşgözü dokuları ile karakteristiktir (Şekil 6k). Bu lokasyonda pirotitler daha sonradan oluşan sfaleritler tarafından ornatılmaktadır (Şekil 6l). Köprüüstü lokasyonunda ise pirit, kalkopirit ve sfalerit minerallerine bu minerallerden çok daha az bulunan galenler eşlik eder (Şekil 6m). Manyetit ve hematitler sülfürlü örneklerde de cevhere eşlik etmektedir (Şekil 6n). Ancak manyetit ve hematitler, sülfür mineralleri içinde kapanım şeklindedir. Birincil sülfürlerin ayrışma ürünü kovellit, kalkozit, dijenit ve götit mineralleri her iki lokasyonda bulunmaktadır.

Kükürtlü ve Dere mahalle skarnlarında esas cevher minerali manyetit ve hematittir. Bu mineraller içinde nadiren birkaç mikronluk pirit ve kalkopirit kapanımları gözlenmiş olup bunlar dışında sülfür oluşumu belirlenmemiştir (Şekil 6o). Buna göre İpekçili ve Köprüüstü lokasyonları ile karşılaştırıldığında Kükürtlü ve Dere mahalle lokasyonalarının sülfür içeriği oldukça düşüktür. Buraya kadar verilen skarn zolarının mineralojik özelliklerine göre Dağbaşı skarn cevherlerinin mineral parajenez ve süksesyonu şekil 7’deki gibi belirlenmiştir.

4.2. Dağbaşı Granitoyidinin Jeokimyasal Özellikleri ve Skarn Tipleri ile İlişkisi

Dağbaşı granitoyidi mineralojik ve jeokimyasal açıdan farklı özelliklere sahip zonlanmalar göstermektedir (Aydınçakır, 2006). Bu zonların

Şekil 7- Dağbaşı çevresindeki skarn cevherlerinin genelleştirilmiş mineral parajenez ve süksesyonu.

Page 12

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

178

dağılımları düzenli bir yapıya sahip olmadığından bu çalışmada skarn zonları boyunca gözlenen granitoyitlerin bileşimlerinin belirlenmesi gerekli görülmüştür. Buna göre skarn zonları çevresindeki granitoyitlerin jeokimyasal özellikleri toplam 20 adet örnekten ana, iz ve LGE analizleri yaptırılarak (Çizelge 1) incelenmiş, sonuçlar skarn tipleri ile ilişkilendirilmiştir. Ayrıca skarn zonu granitoyitlerinin çeşitli ana ve iz element içerikleri granitoyidin diğer kesimleri ile kıyaslanarak skarn tipleri açısından değerlendirilmiştir. Örneklerin SiO2, CaO ve Na2O değerleri sırasıyla % 61.76-71.69, % 2.32-4.88 ve % 2.77-4.30 arasında değişmektedir. Al2O3 içerikleri % 13.12-16.72 arasında değişen örneklerin K2O içerikleri de, iki ölçünün (12 ve 38 nolu örnekler) dışında (% 0.45 ve 0.82), % 2.28-3.75 arasındadır. Bu değerlere göre A/NK ve A/CNK oranları 1.51-2.45 ve 0.88-1.23 arasında hesaplanmıştır.

Dağbaşı granitoyidine ait örnekler, ana element içeriklerine göre P-Q diyagramı üzerinde (Debon ve Le Fort, 1983) granodiyorit-tonalit arasında bir bileşime sahiptir (Şekil 8a). Aydınçakır (2006) tarafından granitoyidin farklı kesimlerinden elde edilen granodiyorit, monzogranit ve tonalit bileşimli örnekler ise daha çok tonalit bileşimine sahiptir. Granitoyide ait örnekler, Aydınçakır (2006) tarafından elde edilen örneklerle birlikte AFM sınıfl andırma diyagramı üzerinde (Irvine ve Baragar, 1971) kalk-alkalen alana düşmektedir (Şekil 8b). Skarn zonu granitoyitleri SiO2-K2O diyagramı üzerinde yüksek potasyumlu kalk-alkali granitler alana düşerken (Şekil 8c) granitoyidin diğer kesimlerinden elde edilen sonuçlar orta kalk alkali ve toleyitik alanlara düşmektedir. Molar A/NK ve A/CNK oranlarına göre skarn zonu örnekleri metalüminus-peralüminus bileşimli iken, granitoyidin diğer kesimlerine ait örnekler peralüminus bileşimlidir (Şekil 8d). Skarn zonu granitoyidinin ana element içerikleri, farklı tiplerde skarn üreten granitoyitlerin bileşimleri ile karşılaştırıldığında (Şekil 8c, d), örnekler Fe-Cu-Zn tipi skarn üreten granitoyitler arasında (Meinert vd., 2005) bir bileşime sahiptir. Buna karşın grafi k üzerinde, Dağbaşı granitoyidinin diğer kesimlerinden Aydınçakır (2006) tarafından derlenen örnekler skarn oluşturan granitoyitlerin bileşiminden oldukça farklı bir bileşim sunmaktadır.

Skarn zonu granitoyitlerinin çeşitli ana element içeriklerinin SiO2’ye karşılık değişimleri, Dağbaşı granitoyidinin yalnızca belirli bir kesimini temsil ettiğinden belirgin bir yönseme vermemektedir. Ancak veriler Aydınçakır (2006) tarafından

granitoyidin diğer kesimlerini temsil eden örneklerle birlikte değerlendirildiğinde SiO2 değerlerindeki artışa karşılık K2O, CaO, MgO, Al2O3, Fe2O3, P2O5, TiO2 değerlerinin azalma trendi gösterdiği negatif bir ilişki gözlenmiştir (Şekil 9a, c-h). Buna karşılık SiO2 ile Na2O arasında pozitif bir ilişki vardır (Şekil 9b). Bunlardan SiO2 ile MgO, CaO ve Al2O3 arasında gözlenen negatif korelasyon plajiyoklaz, hornblend ve biyotit ayrımlanmalı kristalleşmesine, SiO2 ile Fe2O3 ve TiO2 arasındaki korelasyon manyetit ve Ti-oksit ayrımlanmasına, SiO2 ile P2O5 arasında gözlenen korelasyon ise apatit ayrımlanmasına işaret etmektedir. Ana element diyagramları üzerinde gözlenen bütün bu negatif korelasyonlar granitoyidin ana bir magmadan ayrımlanmalı kristallenme ile türemiş olduğuna işaret etmektedir.

Skarn zonu granitoyitlerine ait örnekler, tektonik ortam ayrımında kullanılan Nb-Y, Rb-Y+Nb iz element değişim diyagramları üzerinde volkanik yay tipi (VYG) granitler alanına düşmektedir (Şekil 10a, b). Skarn zonlarına yakın örneklerin iz element içerikleri Nb-Y, Rb-Y+Nb ve Rb-Sc grafi kleri üzerinde Fe-Cu-Zn tipi skarn üreten granitoyitler ile benzer bileşime sahiptir (Şekil 10a, b ve d). Buna karşın granitoyidin diğer kesimlerine ait örneklerin dağılımları skarn tiplerinden oldukça bağımsız bir bileşim sunar. Bu grafi kler, zonlu yapılar gösteren Dağbaşı granitoyidinde, skarn zonlarına yakın örneklerin skarn tipleri ile ilişkilendirilebileceğini, granitoyidin diğer kesimlerine ait örneklerin skarn tiplerinden bağımsız bileşimlere sahip olabileceğini göstermektedir. Diğer taraftan skarn zonlarına yakın örneklerle birlikte granitoyidin farklı kesimlerine ait örneklerin tamamı Rb/Sr-Zr grafi ği üzerinde Fe-Cu-Zn tip skarnlarla benzer bileşime sahiptir (Şekil 10c).

4.3. Skarn Minerallerinin Bileşimleri

Skarn tip yataklar granitik intrüzyonlar ile karbonatlı kayaçların dokanakları boyunca gelişen metazomatik süreçlere bağlı olarak oluşmaktadırlar. Bu süreçlerle oluşan her bir skarnın mineralojik bileşimi, magmanın kimyası, karbonatlı kayaçların türü, skarnın oluşum derinliği ve oksitlenme derecesine göre farklılık göstermektedir (Meinert vd., 2005). Bundan dolayı skarn tip yatakların tanımlanması ve sınıfl andırılmasında skarnların mineralojik özellikleri dikkate alınmakta, bu minerallerin kimyasal bileşimleri ve gösterdikleri zonlanmalar da skarn oluşumu ve ortamı hakkında önemli bilgiler vermektedir.

Page 13

179

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Örn

ek N

o2

712

1421

2527

2829

3133

3843

4445

4750

5657

58A

na o

ksit

(%)

SiO

262

.94

63.6

971

.69

62.8

663

.18

65.1

064

.25

63.2

665

.66

65.1

964

.62

71.2

163

.15

61.7

663

.30

63.7

064

.53

65.4

863

.04

62.7

3Ti

O2

0.39

0.38

0.30

0.39

0.38

0.34

0.37

0.39

0.33

0.32

0.37

0.33

0.40

0.40

0.37

0.38

0.39

0.36

0.40

0.38

Al 2O

316

.10

15.7

014

.54

16.1

815

.65

14.9

915

.66

15.4

515

.32

15.2

116

.72

13.1

215

.40

15.3

716

.01

15.5

916

.37

14.9

114

.66

15.9

2Fe

2O3

4.62

4.42

2.07

4.73

4.48

3.92

4.26

4.50

4.14

3.93

4.32

3.79

4.62

4.66

4.43

4.54

4.42

4.15

4.69

4.50

MnO

0.13

0.11

0.02

0.13

0.11

0.10

0.11

0.11

0.11

0.10

0.11

0.08

0.12

0.12

0.11

0.11

0.13

0.11

0.12

0.11

MgO

1.92

1.96

1.17

2.04

2.00

1.64

1.83

1.97

1.61

1.65

1.70

0.86

2.51

2.73

2.14

2.35

1.72

1.79

2.14

2.01

CaO

4.88

4.25

4.30

3.71

4.12

4.13

4.31

4.47

3.81

3.89

2.32

3.00

2.70

3.95

3.46

3.74

4.61

2.70

3.89

3.22

Na 2O

3.38

3.07

3.68

3.65

3.83

3.16

3.13

3.38

3.54

3.70

3.47

4.30

4.03

3.26

4.00

3.44

3.64

2.77

3.09

4.26

K2O

2.41

3.03

0.45

3.07

2.78

2.68

2.55

2.71

2.38

2.89

2.43

0.82

3.19

3.24

3.38

3.20

2.47

3.75

2.28

3.45

P 2O5

0.13

0.13

0.07

0.14

0.13

0.11

0.12

0.13

0.11

0.12

0.13

0.07

0.13

0.14

0.13

0.14

0.13

0.13

0.13

0.13

LOI

2.80

3.00

1.50

2.80

3.00

3.50

3.10

3.30

2.70

2.70

3.60

2.30

3.40

4.00

2.30

2.50

1.30

3.60

5.30

3.00

Topl

am99

.70

99.6

899

.78

99.6

899

.69

99.6

899

.66

99.6

799

.71

99.7

199

.75

99.8

399

.69

99.6

199

.68

99.6

799

.69

99.7

099

.72

99.7

3A

/NK

2.17

2.45

1.72

1.74

1.68

1.94

1.96

1.85

1.77

1.71

1.79

1.53

1.58

1.81

1.59

1.75

1.70

1.97

1.86

1.51

A/C

NK

0.88

1.06

0.90

0.97

0.91

0.99

0.98

0.93

0.98

0.96

1.21

1.00

1.06

0.99

0.98

1.01

0.90

1.23

1.03

0.99

İz E

lem

. (pp

m)

Ni

1.80

1.70

0.60

1.10

1.50

1.70

1.70

1.60

1.00

1.00

1.60

<0.1

8.10

8.90

6.60

7.40

1.40

1.40

2.10

2.30

V94

.00

99.0

050

.00

104.

0010

2.00

85.0

093

.00

100.

0084

.00

89.0

087

.00

27.0

096

.00

107.

0099

.00

107.

0085

.00

93.0

099

.00

103.

00C

u8.

409.

001.

109.

4012

.50

12.8

012

.60

13.6

09.

809.

2010

.00

1.00

8.20

2.50

12.9

014

.30

8.00

16.3

024

.30

14.7

0Pb

2.50

2.60

0.50

5.20

3.30

13.1

010

.40

2.80

7.70

2.50

10.2

01.

304.

004.

507.

506.

405.

7019

.50

72.8

05.

30Zn

46.0

043

.00

6.00

33.0

046

.00

37.0

043

.00

42.0

037

.00

37.0

046

.00

40.0

047

.00

50.0

036

.00

38.0

027

.00

46.0

011

8.00

47.0

0W

254.

0037

5.80

749.

9028

3.70

234.

6027

5.70

224.

1029

6.10

163.

2012

9.40

207.

6055

5.50

157.

5029

9.60

172.

6027

2.10

359.

0015

9.50

156.

0023

0.10

Rb

57.1

074

.70

6.10

81.3

067

.30

73.4

064

.20

59.5

062

.30

64.3

075

.10

14.7

084

.90

85.7

085

.50

79.4

061

.60

123.

8069

.10

84.9

0B

a11

36.0

011

29.0

014

3.00

1206

.00

1205

.00

1379

.00

1494

.00

1317

.00

1297

.00

1317

.00

782.

0023

0.00

1275

.00

1604

.00

1331

.00

1223

.00

1115

.00

1468

.00

1043

.00

1029

.00

Sr52

3.20

520.

7038

5.70

596.

3053

0.40

509.

7055

3.70

515.

5050

1.60

527.

2049

5.40

229.

0041

3.40

518.

0056

8.60

574.

8055

6.30

388.

0027

3.50

393.

00Ta

0.60

0.70

0.50

0.60

0.60

0.60

0.60

0.70

0.70

0.60

0.60

0.20

0.70

0.70

0.60

0.60

0.60

0.60

0.50

0.50

Nb

8.00

7.60

5.20

7.80

7.60

7.50

8.10

7.50

7.80

6.60

8.10

2.80

7.40

7.00

6.80

7.00

7.90

7.10

7.20

7.20

Hf

2.60

2.90

2.90

2.90

2.80

2.50

2.60

2.60

2.50

2.50

3.00

3.00

2.90

2.70

2.60

2.50

2.70

2.60

2.40

2.60

Zr10

6.20

106.

8098

.00

104.

9010

4.10

87.6

094

.50

93.6

096

.40

81.5

010

4.20

120.

1096

.90

103.

3096

.30

90.7

010

0.50

104.

3095

.00

91.3

0Y

12.5

011

.30

17.2

015

.60

12.1

010

.80

12.1

011

.80

11.0

09.

4013

.40

27.9

015

.20

12.6

012

.00

12.1

013

.00

12.4

011

.10

11.6

0Th

6.70

8.80

6.60

8.80

8.60

9.90

8.70

8.60

7.90

9.30

6.70

2.00

9.90

9.20

9.70

9.30

7.10

6.70

9.30

9.40

U2.

702.

601.

802.

702.

902.

902.

903.

102.

602.

702.

200.

702.

602.

802.

802.

902.

402.

302.

902.

70LG

E (p

pm)

La26

.40

28.0

019

.50

29.0

026

.80

27.8

027

.20

27.9

028

.50

25.0

028

.00

10.1

033

.10

24.2

028

.50

28.6

031

.30

22.9

023

.60

22.9

0C

e46

.40

45.5

034

.50

47.5

045

.80

46.2

045

.60

45.1

047

.60

42.5

046

.90

21.1

051

.10

42.6

047

.30

48.7

055

.60

43.5

042

.30

42.5

0Pr

4.73

4.68

3.60

5.12

4.50

4.47

4.58

4.73

4.71

4.07

5.18

2.60

5.38

4.48

4.60

4.78

5.51

4.32

4.40

4.18

Nd

16.7

016

.20

13.5

019

.10

15.6

015

.70

15.9

016

.10

16.1

013

.80

18.5

012

.00

20.3

016

.10

15.4

016

.70

18.6

014

.70

16.3

014

.70

Sm2.

902.

832.

413.

192.

662.

632.

642.

712.

672.

383.

182.

943.

022.

672.

772.

792.

932.

512.

622.

50Eu

0.80

0.74

0.71

0.86

0.77

0.70

0.80

0.80

0.80

0.70

0.91

1.05

0.94

0.82

0.81

0.83

0.85

0.65

0.63

0.71

Gd

2.71

2.46

2.71

3.19

2.57

2.20

2.34

2.61

2.18

2.10

2.68

3.91

3.08

2.59

2.62

2.56

2.71

2.37

2.14

2.17

Tb0.

350.

310.

400.

430.

350.

320.

330.

350.

330.

290.

400.

650.

400.

360.

320.

350.

370.

340.

320.

31D

y2.

221.

942.

662.

522.

061.

942.

021.

891.

801.

702.

224.

312.

222.

161.

872.

162.

111.

951.

991.

90H

o0.

420.

390.

560.

510.

410.

390.

380.

430.

400.

340.

451.

020.

450.

390.

380.

390.

440.

390.

400.

34Er

1.31

1.12

1.71

1.52

1.15

1.18

1.12

1.24

1.10

1.12

1.18

2.99

1.46

1.26

1.18

1.20

1.33

1.20

1.13

1.11

Tm0.

210.

180.

270.

220.

170.

180.

170.

180.

170.

150.

210.

460.

210.

190.

180.

200.

210.

200.

180.

18Y

b1.

271.

261.

801.

401.

331.

141.

351.

381.

240.

981.

302.

931.

281.

161.

201.

321.

331.

251.

151.

13Lu

0.22

0.20

0.29

0.23

0.19

0.19

0.20

0.21

0.20

0.20

0.24

0.49

0.23

0.21

0.21

0.18

0.22

0.19

0.19

0.19

Çiz

elge

1- S

karn

zon

u gr

anito

yidi

ne a

it ör

nekl

erin

ana

oks

it (ağ

%),

iz v

e LG

E el

emen

t (pp

m) i

çerik

leri.

Page 14

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

180

Şekil 8- a) Skarn zonlarına ait örneklerin Dağbaşı granitoyidinin diğer kesimlerine ait örneklerle birlikte P-Q diyagramı (Debon ve Le Fort, 1983) üzerideki dağılımları, b) örneklerin AFM diyagramı üzerindeki dağılımları ve farklı tipteki skarn üreten granitoyitlerle kıyaslanması (toleyitik-kalk alkali eğrisi Irvine ve Baragar, 1971’e göredir), c, d) örneklerin SiO2’ye karşılık MgO ve K2O değişimleri ve bunların farklı tipteki skarn granitoyitleri ile karşılaştırılması, e) molar A/NK’ya karşılık A/CNK değişimine bağlı alümino bazlı sınıfl ama (Maniar ve Piccoli, 1989). Yıldız işareti skarn zonu granitoyidine ait örneklerin ortalamasıdır.

Page 15

181

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Şekil 9- Skarn zonlarına ait örneklerin, Dağbaşı granitoyidinin diğer kesimlerine ait örneklerle birlikte SiO2’ye karşılık ana element değişim diyagramları (semboller şekil 8c’deki gibidir).

Page 16

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

182

Skarn tip yataklar üzerine yapılan çalışmalarda skarn zonlarında en yaygın olarak görülen granat ve piroksen minerallerinin bileşimleri ile skarn yatakların metal içerikleri arasında sistematik bir ilişkinin olduğu görülmüş, bundan dolayı sınıfl andırmalar bu minerallerin bileşimlerine göre yapılmıştır (Burt, 1972, 1982; Einaudi vd., 1981; Nakona vd., 1994; Nakona, 1998; Meinert vd., 2005). Buna göre analitik yöntemlerle kimyasal bileşimleri ölçülen bu minerallerin stokiyometrik bileşimleri yaygın olarak üçlü diyagramlar üzerinde uç bileşenler şeklinde gösterilmektedir. Bu çalışmalarda granat mineralleri için (pirop+spesartin+almandin)-grosüler-andradit uç

bileşenleri, piroksenler için ise johansenit-hedenberjit-diyopsit uç bileşenleri kullanılmaktadır.

Bu çalışmada skarn zonlarında görülen granat ve piroksen minerallerinin bileşimleri elektron mikroprob analizleri (EPMA) ile belirlenerek, bu minerallerin kimyasal stokiyometrik bileşimleri ve uç bileşenleri hesaplanmış ve üçgen diyagram üzerine aktarılan stokiyometrik bileşimlere göre skarn tipi belirlenmiştir. Ayrıca petrografi k olarak tanımlanan erken ve geç evreye ait minerallerin stokiyometrik bileşimlerindeki değişimler ile zonlanma gösteren minerallerdeki zonlar boyunca belirlenen kimyasal

Şekil 10- a, b) Dağbaşı granitoyidine ait örneklerin skarn zonlarına ait örneklerle birlikte tektonik ortam ayrımında kullanılan Nb-Y ve Rb-(Nb+Y) iz element diyagramlarındaki (Pearce vd., 1984) dağılımları ve bunların farklı tip skarn üreten granitoyitlerle karşılaştırılması (POG: plaka ortası granitoyitleri, OSG: okyanus ortası sırtı granitoyitleri, VYG: volkanik yay granitoyitleri, ÇP: Çarpışma granitoyitleri, kesikli çizgiler OSG’ne ait anomali değerlerinin üst sınırını göstermektedir), c, d) Dağbaşı granitoyidine ait örneklerin Zr-Rb/Sr ve Sc-Rb diyagramları üzerindeki dağılımları ve bunların farklı skarn tipleriyle ilişkili plütonik kayaçların bileşimleri ile karşılaştırılması (Meinert, 1995, semboller şekil 8c’deki gibidir).

Page 17

183

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

değişimler değerlendirilerek skarn oluşumunda etkili akışkanların evrimi incelenmiştir. Hesaplamada granatlar için toplam 24, piroksenler için toplam 6 oksijen esas alınmıştır. Granatların ferrik demir hesabı Droop (1987)‘a göre yapılmıştır.

4.3.1. Granat

Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarına ait granatların analiz sonuçları değerlendirilmiş ve bu lokasyonlardaki erken ve geç evreyi temsil eden granat kompozisyonları ayrı ayrı yorumlanmıştır. Her iki lokasyondan alınan örneklere ait granatlarda yapılan mineral kimyası analiz sonuçları çizelge 2’de verilmiştir. Buna göre Köprüüstü lokasyonundaki erken evre granatlar baskın grosüler tipte olup bileşimleri And0-8.81Grs59.69-78.65Prs21.35-38.11 şeklindedir. Geç evre granatlar ise andradit tipte olup bileşimleri And74.67-100Grs0-22.81Prs0-2.52 şeklinde hesaplanmıştır. İpekçili lokasyonundaki erken ve geç evrelere ait granatlar da benzer bileşim sunmaktadır. Buna göre baskın grosüler tipteki erken evre granatların bileşimleri And0-8.81Grs55.67-66.53Prs32.40-38.00 şeklinde iken, geç evre granatlar baskın andradit (And75.71-

99.96Grs0-21.80Prs0-4.41) bileşimindedir.

Analitik yöntemlerle belirlenen kimyasal analiz sonuçlarını üçlü diyagramlar üzerinde uç bileşenler olarak vermek suretiyle minerallerin stokiyometrik bileşimlerini ideal olarak göstermek mümkündür (Meinert, 1992). Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarındaki erken ve geç evrelere ait granatların bileşimleri (pirop+sipesartin+almandin)–grosüler–andradit üçlü diyagramı üzerinde her iki lokasyon için ayrı ayrı gösterilmiştir (Şekil 11a). Buna göre her iki lokasyonda da geç evre granatların andradit içerikleri yüksek, grosüler içerikleri düşüktür. Erken evrede ise her iki lokasyonda da bu granatların grosüler ve almandin içerikleri daha yüksektir.

Mikroskop çalışmaları sırasında kireçtaşı içindeki granat minerallerinin merkezden kenara doğru zonlanmalar gösterdiği belirlenmiştir. Mineral kimyası analizlerinde de belirli profi ller boyunca zonlanma sunan granatların merkezinden kenarına doğru, akışkan bileşimindeki değişimlere paralel olarak, element konsantrasyonlarında değişimler belirlenmiştir. Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarında erken evreye ait grosüler (XGrs:0.60-0.79 ve XGrs: 0.56-0.67) bileşimdeki granatların merkezinden kenarına doğru Al2O3 miktarının azalması ve FeO miktarının artması şeklindeki değişim (Şekil 12) granatların

grosülerden Ca3Al2(SiO4)3 andradite Ca3Fe2(SiO4)3 doğru değiştiğini göstermektedir.

Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarındaki andradit (XAnd:0.75-1) bileşimli granatlarda yapılan profi l analizlerine göre andraditlerin merkezinden kenarına doğru zonlanmalar gözlenmiştir (Şekil 13). Bu minerallerde merkezden dış zonlara doğru Al2O3 miktarı azalmakta, FeO miktarı artmaktadır. Buna göre andradit bileşimindeki granatların And/Grs oranı mineralin merkezinden kenarına doğru daha fazla artış göstermektedir.

4.3.2. Piroksen

Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarında bulunan piroksenler erken ve geç evreyi temsil edecek şekilde iki farklı grupta sınıfl andırılmıştır. Piroksenlerde yapılan analiz sonuçları çizelge 3’te verilmiş, bu sonuçlara göre piroksen bileşimleri hedenderjit-diyopsit-johansenit üçlü diyagramı üzerinde gösterilmiştir (Şekil 11b). Buna göre Köprüüstü lokasyonunda erken evre piroksenlerinin bileşimleri Hed24.59-29.57Diy69.65-74.76Joh0.6-0.88 şeklinde iken, geç evre piroksenler ise Hed22.17-62.63Diy0-36.2Joh31.86-76.69 şeklinde hesaplanmıştır. İpekçili lokasyonunda erken evre piroksenlerinin bileşimleri Hed22.44-31.81Diy67.3-

76.99Joh0.52-0.88 şeklinde, geç evre piroksenlerin bileşimleri ise Hed24.95-40.97Diy5.62-21.25Joh45.76-66.93 şeklinde hesaplanmıştır. Her iki lokasyonda da erken evreye ait piroksenler hedenberjit-diyopsit arasında bileşim sergilemekte olup baskın olarak diyopsit bileşimine sahiptir. Geç evreye ait piroksenlerin ise johansenit içeriklerinde artış gözlenmiştir (Şekil 11b). Geç evreye ait piroksenlerin johansenit içerikleri Mn2+ artışıyla ilişkilidir. Mangan artışı Mn/Fe oranını da artıracağından johansenit içeren geç evre piroksenlerde bu oran 0.78 ile 3.42 arasında oldukça yüksek değerlere ulaşmaktadır. Buna karşın erken evre piroksenlerde bu oran 0.02 ile 0.15 arasında değişmektedir.

Granat ve piroksenlerin bileşimleri, Einaudi vd. (1981) ve Meinert, (1983, 1992) tarafından önerilen ve skarn tiplerinin sınıfl andırıldığı üçlü diyagramlara aktarılarak değerlendirilmiştir. Buna göre grosüler ve almandin içerikleri yüksek olan erken evre granatlar skarn tipleri ile bir ilişki göstermezken, andradit içerikleri yüksek olan geç evre granatlar Fe, Cu ve Zn tip skarnlar ile benzer bileşimlere sahiptir. Diğer taraftan diyopsit-hedenberjit arasında değişen erken evre piroksen bileşimleri Au, Cu, Sn ve W skarn

Page 18

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

184

Örn

ek N

oE2

7E2

7E2

7E2

7E2

7E7

1E7

1E7

1E7

1E7

149

4949

4949

KL2

KL2

KL2

KL2

KL2

Ana

liz

No

12

34

57

89

1011

12

34

512

1314

1516

SiO

236

.58

37.2

537

.36

37.2

337

.23

34.0

634

.54

33.9

934

.17

33.9

637

.49

37.7

838

.11

37.6

138

.19

34.9

434

.93

34.9

135

.60

35.0

6

TiO

2bd

l0.

110.

110.

100.

17bd

lbd

l0.

01bd

lbd

l0.

050.

030.

200.

110.

12bd

lbd

l0.

02bd

lbd

l

Al 2O

320

.66

23.0

123

.35

23.2

223

.15

0.72

0.95

0.34

0.15

1.48

20.4

721

.23

20.7

920

.95

23.5

60.

410.

841.

740.

381.

05

Fe2O

316

.30

13.4

612

.95

13.0

213

.30

30.1

529

.50

30.3

830

.08

28.1

717

.56

16.2

416

.83

16.3

413

.57

31.4

030

.56

29.8

231

.45

30.5

4

MnO

0.06

0.06

0.01

bdl

0.04

0.43

0.62

0.40

0.35

0.48

0.37

0.17

0.12

0.32

0.23

0.58

0.68

0.83

1.43

0.61

MgO

0.01

0.05

0.04

0.06

0.05

bdl

0.01

bdl

bdl

bdl

0.03

0.02

0.46

0.54

0.05

0.01

0.01

0.01

bdl

bdl

CaO

23.1

723

.51

23.6

223

.55

23.5

531

.76

31.6

631

.58

31.4

430

.79

22.9

622

.93

23.2

522

.74

23.7

132

.81

32.1

232

.34

32.5

132

.88

Na 2O

0.02

bdl

0.01

bdl

bdl

0.01

0.02

0.01

bdl

bdl

0.01

bdl

bdl

bdl

0.01

0.01

bdl

bdl

0.02

bdl

K2O

bdl

bdl

0.01

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

0.01

bdl

bdl

bdl

0.15

0.20

bdl

bdl

bdl

0.01

0.02

bdl

Topl

am96

.80

97.4

597

.46

97.1

897

.49

97.1

297

.30

96.7

196

.21

94.8

898

.93

98.4

099

.89

98.8

299

.43

100.

1699

.14

99.6

910

1.40

100.

15

Si2.

954

2.92

02.

913

2.91

52.

913

2.95

32.

979

2.96

23.

024

2.99

22.

970

2.99

02.

979

3.01

72.

927

2.94

42.

976

2.94

02.

964

2.94

4

Al i

v0.

046

0.08

00.

087

0.08

50.

087

0.04

70.

021

0.03

7-

0.00

80.

030

0.01

00.

021

-0.

073

0.04

40.

024

0.06

00.

036

0.05

6

Al v

i1.

925

2.06

22.

080

2.07

72.

066

0.03

10.

082

-0.

016

0.15

61.

888

1.97

31.

900

1.95

62.

073

-0.

067

0.12

50.

003

0.05

6

Ti-

-0.

007

0.00

60.

010

--

0.00

6-

-0.

003

0.00

20.

012

0.00

60.

007

--

0.00

1-

-

Fe3+

0.06

7-

--

-1.

634

1.59

21.

657

1.67

11.

535

0.09

60.

023

0.07

80.

060

-1.

668

1.62

31.

561

1.65

51.

615

Fe2+

1.03

50.

973

0.96

30.

962

0.96

90.

552

0.53

60.

557

0.41

40.

541

1.06

71.

053

1.02

20.

850

0.97

40.

544

0.50

30.

539

0.53

50.

530

Mn

0.00

40.

004

0.00

1-

0.00

20.

031

0.04

50.

030

0.02

70.

036

0.02

50.

012

0.00

80.

022

0.01

50.

041

0.04

90.

059

0.10

10.

043

Mg

0.00

10.

006

0.00

50.

007

0.00

6-

0.00

1-

--

0.00

30.

002

0.05

30.

065

0.00

50.

002

0.00

10.

002

--

Ca

2.00

51.

975

1.97

41.

976

1.97

42.

950

2.92

62.

949

2.98

12.

907

1.94

91.

945

1.94

71.

954

1.94

72.

962

2.93

32.

918

2.90

02.

959

Topl

am8.

036

8.02

68.

029

8.02

78.

027

8.19

98.

183

8.19

48.

133

8.17

48.

031

8.00

88.

019

7.93

18.

021

8.20

58.

176

8.20

48.

193

8.20

3

Prop

00.

20.

20.

20.

20

00

00

0.1

0.1

1.8

2.2

0.2

0.1

0.1

0.1

00

Spes

artin

0.1

0.1

00

0.1

1.2

1.8

1.1

0.9

1.4

0.8

0.4

0.3

0.8

0.5

1.6

1.9

2.3

2.2

1.7

Alm

andi

n32

.032

.132

.032

.031

.90

00

00

33.4

34.5

32.6

29.4

32.8

00

00

0

And

radi

t3.

4-

--

-95

.794

.398

.099

.190

.94.

91.

13.

93.

1-

97.6

95.0

90.0

97.8

93.9

Gro

süle

r64

.567

.667

.867

.867

.83.

13.

90.

90.

07.

760

.863

.961

.464

.566

.50.

73.

07.

6-

4.4

Çiz

elge

2- K

öprü

üstü

ve İp

ekçi

li sk

arnl

arın

da e

rken

ve

geç

evre

gra

nat m

iner

alle

rini t

emsi

l ede

n EP

MA

ana

liz so

nuçl

arı (

bdl:

ölçü

m sı

nırı

altın

da).

Page 19

185

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Şekil 11- Granat ve piroksen bileşimlerine göre skarn tiplerinin sınıfl andırılması (Einaudi vd., 1981; Meinert, 1983 ve 1992), a, b) Köprüüstü ve İpekçili skarnlarındaki erken ve geç evrelere ait granatlar (Prp: pirop, Sps: spesartin, Alm: almandin, Grs: grosüler, And: andradit), ve piroksenlerin (Joh: johansenit, Diy: diyopsit, Hed: hedenberjit) bileşimlerindeki değişimler.

Page 20

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

186

Şekil 12- Köprüüstü (a) ve İpekçili (b) skarnlarındaki erken evre (grosüler bileşimdeki) granatlarda mineralin merkezinden kenara doğru FeO ve Al2O3 değişimleri.

Şekil 13- Köprüüstü (a) ve İpekçili (b) skarnlarındaki geç evre granatlarda (andradit bileşimdeki) mineralin merkezinden kenarına doğru FeO ve Al2O3 değişimleri.

Page 21

187

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Çiz

elge

3- K

öprü

üstü

ve İp

ekçi

li sk

arnl

arın

da e

rken

ve

geç

evre

piro

ksen

min

eral

lerin

i tem

sil e

den

EPM

A a

naliz

sonu

çları.

Örn

ek N

o68

6868

6868

3838

3838

3849

4949

4949

KL2

KL2

KL2

KL2

KL2

Ana

liz N

o4

56

78

67

89

104

56

78

34

512

15Si

O2

47.3

247

.49

47.3

747

.91

46.8

751

.46

51.6

551

.99

51.7

051

.26

48.0

747

.10

99.0

293

.38

47.0

658

.49

53.3

253

.19

54.2

754

.01

TiO

20.

01bd

lbd

lbd

lbd

l0.

530.

470.

430.

400.

51bd

lbd

lbd

l0.

01bd

lbd

lbd

lbd

lbd

l0.

01A

l 2O3

0.29

0.14

0.09

0.08

0.55

2.16

2.16

1.77

2.37

2.41

1.09

1.04

0.04

0.29

1.19

1.66

0.32

0.51

0.49

0.10

Fe2O

38.

808.

757.

8410

.91

10.4

911

.58

11.1

210

.51

9.95

11.3

912

.70

10.4

70.

280.

9411

.44

9.28

10.2

012

.70

12.5

411

.59

MnO

18.6

818

.91

20.2

115

.98

17.8

70.

300.

300.

280.

220.

3214

.87

16.7

50.

221.

2016

.41

0.78

1.48

1.76

1.89

1.06

MgO

1.11

0.86

0.76

1.48

1.40

15.1

815

.23

15.6

815

.75

15.1

11.

982.

15bd

l0.

781.

5419

.31

11.8

512

.63

12.2

710

.78

CaO

21.2

221

.22

21.0

921

.56

20.0

119

.48

19.7

620

.00

20.1

619

.55

20.4

720

.34

0.06

1.08

20.9

60.

4324

.59

15.7

918

.66

24.5

8N

a 2O0.

040.

010.

020.

050.

070.

270.

290.

250.

230.

280.

140.

110.

000.

020.

130.

010.

120.

100.

150.

07K

2Obd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

l0.

01bd

l0.

02bd

lbd

lbd

l0.

020.

020.

01To

plam

97.4

797

.38

97.3

897

.97

97.2

710

0.95

100.

9810

0.91

100.

7810

0.83

99.3

197

.97

99.6

297

.72

98.7

389

.96

101.

8896

.69

100.

2910

2.20

Si1.

986

1.99

91.

996

1.99

51.

971

1.90

01.

903

1.91

31.

900

1.89

31.

968

1.95

33.

979

3.81

51.

942

2.38

41.

980

2.08

92.

057

2.01

4Ti

0.00

0-

--

-0.

015

0.01

30.

012

0.01

10.

014

--

-0.

000

--

--

-0.

000

Al

0.01

50.

007

0.00

40.

004

0.02

70.

094

0.09

40.

077

0.10

30.

105

0.05

20.

051

0.00

20.

014

0.05

80.

080

0.01

40.

024

0.02

20.

005

Fe3+

0.01

60.

000

0.00

50.

010

0.03

60.

097

0.09

40.

091

0.09

20.

101

0.02

30.

054

--

0.06

8-

0.03

5-

--

Fe2+

0.29

20.

308

0.27

10.

370

0.33

30.

261

0.24

90.

232

0.21

40.

251

0.41

20.

309

0.00

90.

032

0.32

60.

316

0.28

20.

417

0.39

80.

361

Mn

0.66

40.

674

0.72

10.

564

0.63

70.

009

0.00

90.

009

0.00

70.

010

0.51

50.

588

0.00

70.

042

0.57

40.

027

0.04

70.

058

0.06

10.

033

Mg

0.06

90.

054

0.04

80.

092

0.08

80.

835

0.83

70.

860

0.86

30.

832

0.12

10.

133

-0.

047

0.09

51.

173

0.65

60.

739

0.69

30.

599

Ca

0.95

40.

957

0.95

20.

962

0.90

20.

771

0.78

00.

788

0.79

40.

774

0.89

80.

903

0.00

20.

047

0.92

70.

019

0.97

80.

664

0.75

80.

982

Na

0.00

30.

001

0.00

20.

004

0.00

60.

019

0.02

00.

018

0.01

70.

020

0.01

10.

009

0.00

00.

002

0.01

00.

001

0.00

90.

008

0.01

10.

005

K-

--

--

--

--

--

0.00

1-

0.00

1-

--

0.00

10.

001

-To

plam

44

44

44

44

44

44

44

44

44

44

Joh

63.7

65.0

69.0

54.5

58.3

0.8

0.8

0.7

0.6

0.9

48.2

54.3

37.4

31.9

54.1

1.7

4.6

4.8

5.3

3.4

Hed

29.6

29.7

26.4

36.7

33.7

29.6

28.7

27.0

25.8

29.3

40.5

33.4

62.6

31.9

37.0

22.0

31.0

34.7

34.8

36.4

Diy

6.7

5.2

4.6

8.9

8.1

69.6

70.5

72.3

73.6

69.9

11.3

12.3

-36

.28.

976

.364

.460

.560

.060

.2

Page 22

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

188

tiplerine benzerlik göstermektedir. Ancak johansenit içerikleri yüksek olan geç evre piroksenler Zn tip skarnlar ile karakteristik bir uyum içindedir (Şekil 11a, b).

4.4. Sülfürlerin Mineral Kimyası

Dağbaşı yöresinde Kükürtlü ve Dere mahalle skarnları cevher minerali olarak manyetit ve hematit içermektedir. Bu iki lokasyona ait parlak kesitlerde manyetit ve hematitler içinde nadiren birkaç mikronluk pirit ve kalkopirit kapanımlarına da rastlanmıştır (Şekil 6o). Buna karşın İpekçili ve Köprüüstü skarn zonlarında manyetit ve hematitin yanında önemli ölçüde sülfür oluşumu gözlenmiştir. Pirotit, pirit, kalkopirit, sfalerit ve galenden oluşan sülfür minerallerinin ana ve iz element içerikleri çizelge 4 ve 5’te verilmiştir.

İpekçili cevherinde yoğun olarak bulunan, buna karşılık diğer lokasyonlarda gözlenmeyen pirotitlerde yapılan mineral kimyası analizlerine göre en yüksek değerler olarak % 1.30 Pb, % 0.39 As, % 0.12 Cd ve % 0.13 Ag belirlenmiştir. Analiz sonuçlarına göre stokiyometrik bileşimden (FeS) %10’a varan miktarda sapma gözlenen pirotitlerin genel formülü Fe(1-0.1)S(1+0.1) şeklinde hesaplanmıştır. Pirotit mineralinin merkezinden kenarına doğru yapılan profi l analizlerinde Fe miktarında azalma, S miktarında ise artma gözlenmiştir (Şekil 14a, b). Buna göre merkezinde stokiyometrik bileşime yakın bileşim sunan pirotitler, Fe miktarındaki azalmaya bağlı olarak mineralin kenarına doğru stokiyometrik bileşimden sapma göstermektedir.

İpekçili cevherinde pirotit, kalkopirit ve sfalerite eşlik eden piritler, Köprüüstü cevherinde kalkopirit, sfalerit ve galenlere eşlik etmektedir. Mineral kimyası analizlerine göre piritlerde en yüksek değerler olarak % 4.31 Pb, % 1.4 Zn, % 1.29 Cu, % 0.78 As ve % 0.25 Cd belirlenmiştir. Bunların dışında toplam 46 ölçümün 4 tanesinde % 0.06 ile % 0.47 arasında değişen Co belirlenirken, Ni içeriği bütün ölçümlerde ölçüm sınırının altındadır.

İpekçili ve Köprüüstü lokasyonlarında gözlenen kalkopiritler en yüksek değerler olarak % 1.82 Pb, % 2.6 Zn ve % 0.47 As içermektedir. Kalkopiritlerin genel formülleri Fe0.96-1.05Cu0.97-1.04S1.95-2.02 şeklinde hesaplanmıştır. Lokasyonlar arasında element içerikleri bakımından herhangi bir farklılık gözlenmemiştir.

Köprüüstü cevherinde daha yoğun olarak gözlenen sfalerit mineralleri İpekçili cevherinde kısmen daha

az orandadır. Sfaleritler mineral kimyası analizlerine göre, ana bileşen olan Zn’nin dışında en yüksek değerler olarak % 5.01 Fe, % 3.18 Cu, % 2.04 Pb ve % 0.45 Cd içermektedir. Ayrıca birkaç analizde en yüksek değerler olarak % 0.31 As ve % 0.15 Ag belirlenmiştir. Sfaleritlerdeki Fe ve Cu’nun Zn ile olan korelasyonları bu elementlerin Zn ile değiş-tokuş (iyonik yer değiştirme) yaptığını göstermektedir (Şekil 14c, d).

Galen minerali çalışma alanı içinde yalnızca Köprüüstü lokasyonunda bulunmaktadır. Cevherin % 1’inden daha düşük oranda olan galenler daima sfaleritler içinde kapanımlar şeklinde gözlenmiştir. Galenlerin bileşiminde Pb’nin dışında iz element olarak ölçülen elementlerin en yüksek değerleri % 1.43 Ag, % 1.14 Cu, % 0.91 Zn ve % 0.49 Fe şeklindedir. Mineral kimyası analizlerine göre galen minerallerinin bileşimi Pb(0.94-0.95)S(0.98-1.02) şeklinde hesaplanmıştır. Bu iz elementlerden Ag’nin dışındaki elementler ölçüm alt sınırı ile verilen en yüksek limitler arasında değişmektedir. Buna karşılık 9 ayrı galen analizinin içerdiği Ag miktarı hem % 1’in üzerinde hem de birbirine yakın bir aralıkta değişim göstermektedir (% 1.18-1.43). Bu durum çalışma alanı içerisindeki galen minerallerinin gümüş potansiyelinin olduğunu düşündürmektedir.

5. Tartışma ve Sonuçlar

5.1. Yan Kayaç İlişkisi ve Skarn Mineralojisi

Dağbaşı yöresindeki skarn cevherleri Liyas yaşlı volkanitler içindeki Berdiga formasyonuna ait kireçtaşı blok ve merceklerinin granitoyide en yakın olduğu zonlar boyunca ekzoskarn tipte gelişmiştir. Saha çalışmalarında granitoyidin kireçtaşları ile dokanağı gözlenmediği gibi granitler içinde skarn mineralleri gelişmemiştir. Skarn tip yataklar granitoyit ile kireçtaşı arasında gelişen metazomatik süreçlerle geliştiğinden, dokanak ilişkisinin olmaması bölgedeki skarnları açıklamakta güçlük yaratmaktadır. Ancak her ne kadar mostrada dokanak ilişkisi gözlenmese de, kesitlerde görüleceği üzere, granitoyit ile kireçtaşının, yüzeyin altında dokanak halinde olması muhtemeldir (Şekil 3). Bu durumda yüzeyin altındaki dokanak boyunca kireçtaşları ile etkileşim halinde olan çözeltiler, kireçtaşı içindeki zayıf zonlar boyunca yayılarak yüzeye kadar ulaşmıştır. Buna göre esas skarn dokanağı ve cevherli zon yüzeyin altındadır. Skarn lokasyonlarındaki eski dönemlerden kalma galeriler ve bunların çevresindeki pasa esas cevherli

Page 23

189

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Piro

titPi

ritK

alko

pirit

İpek

çili

İpek

çili

Köp

rüüs

tüİp

ekçi

liK

öprü

üstü

Örn

ek N

oD

6-13

D6-

59D

6-59

-8D

5-19

D5-

22D

5-24

D6-

2-1

D6-

2-2

D6-

2-8

K10

-8K

10-9

K10

-11

KL1

-20

D6-

11D

6-22

K11

-13

K11

-13

-2K

10-

11K

10-

16K

10-

29Fe

57.7

060

.16

59.5

564

.22

63.4

563

.46

45.8

245

.44

45.2

145

.66

46.8

046

.33

46.0

630

.16

30.5

030

.18

30.3

129

.65

29.6

129

.40

Pb0.

82bd

l0.

67bd

l0.

18bd

l1.

300.

82bd

lbd

l0.

340.

64bd

l1.

371.

540.

681.

300.

510.

74bd

lA

sbd

lbd

lbd

lbd

lbd

l0.

130.

280.

360.

29bd

lbd

l0.

080.

28bd

l0.

060.

220.

240.

35bd

l0.

30Zn

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

1.42

0.94

0.73

bdl

bdl

bdl

0.07

bdl

0.40

1.35

1.73

Cd

0.07

bdl

bdl

bdl

0.08

0.07

0.10

bdl

bdl

bdl

0.17

0.15

bdl

bdl

bdl

0.08

bdl

bdl

bdl

0.15

Ag

bdl

0.10

bdl

0.11

bdl

bdl

bdl

bdl

0.07

bdl

0.15

0.08

bdl

0.07

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

Cu

0.07

0.06

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

0.13

0.08

0.05

0.44

32.8

932

.53

34.1

233

.94

34.6

734

.10

33.6

1C

obd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

l0.

47bd

l0.

060.

34bd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lS

40.0

839

.64

39.6

036

.93

36.8

137

.38

53.2

354

.01

54.0

352

.13

52.5

152

.30

53.3

934

.37

33.9

934

.81

34.5

633

.94

34.9

735

.15

Topl

am98

.59

99.7

199

.41

100.

9910

0.77

100.

4410

0.54

100.

4599

.45

99.8

110

0.20

100.

3799

.37

98.9

998

.37

100.

0910

0.41

99.0

299

.99

98.8

4

Fe0.

903

0.93

00.

925

0.99

80.

994

0.98

60.

988

0.97

40.

972

0.99

11.

007

1.00

40.

987

1.01

11.

027

0.99

61.

003

0.98

90.

972

0.96

4Pb

0.00

3-

0.00

3-

0.00

1-

0.00

80.

005

--

0.00

20.

004

0.00

40.

012

0.01

40.

006

0.01

20.

005

0.00

7-

As

--

--

-0.

001

0.00

50.

006

0.00

5-

-0.

001

0.00

4-

0.00

10.

005

0.00

60.

009

-0.

007

Zn-

--

--

--

--

0.02

60.

017

0.01

4-

--

0.00

2-

0.01

20.

038

0.04

8C

d0.

001

--

-0.

001

0.00

10.

001

--

-0.

002

0.00

2-

--

0.00

1-

--

0.00

2A

g-

0.00

1-

0.00

1-

--

-0.

001

-0.

002

0.00

1-

0.00

1-

--

--

-C

u0.

001

0.00

1-

--

--

--

0.00

30.

001

0.00

10.

008

0.96

90.

963

0.98

90.

987

1.01

60.

984

0.96

9C

o-

--

--

--

--

0.01

0-

0.00

10.

007

--

--

--

-S

1.09

21.

068

1.07

11.

000

1.00

41.

011

1.99

82.

015

2.02

21.

970

1.96

81.

973

1.99

32.

006

1.99

32.

000

1.99

11.

970

2.00

02.

008

Topl

am2.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

03.

000

3.00

03.

000

3.00

03.

000

3.00

03.

000

4.00

04.

000

4.00

04.

000

4.00

04.

000

4.00

0

Çiz

elge

4- P

irotit

, piri

t ve

kalk

opiri

t min

eral

lerin

i tem

sil e

den

min

eral

kim

yası

ana

liz so

nuçl

arı.

Page 24

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

190

Sfal

erit

Gal

enİp

ekçi

liK

öprü

üstü

Köp

rüüs

tü

Örn

ek N

oK

11-5

K11

-6K

11-9

K11

-13

K11

-14

K10

-16

K10

-17

K10

-18

K10

-20

K10

-22

K10

-24

K10

-3K

10-7

K10

-8K

10-1

0K

10-1

2K

10-3

-9K

10-3

-10

Fe2.

422.

813.

164.

643.

704.

762.

192.

732.

753.

082.

58bd

l0.

150.

180.

420.

230.

420.

49Pb

bdl

0.11

0.32

0.28

0.92

bdl

0.37

2.03

bdl

1.01

bdl

82.8

983

.15

82.1

182

.74

83.5

281

.23

82.7

6A

sbd

l0.

12bd

lbd

l0.

22bd

lbd

lbd

l0.

050.

26bd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lbd

lZn

65.2

564

.95

63.1

359

.95

62.7

459

.19

65.5

764

.30

65.1

964

.03

65.7

70.

180.

550.

19bd

l0.

350.

910.

47C

d0.

450.

410.

180.

080.

390.

280.

190.

110.

130.

230.

32bd

lbd

lbd

lbd

l0.

060.

130.

22A

gbd

l0.

06bd

lbd

l0.

15bd

lbd

lbd

l0.

13bd

l0.

061.

391.

221.

281.

371.

301.

431.

26C

u0.

530.

361.

232.

070.

692.

670.

360.

190.

430.

620.

280.

050.

260.

830.

100.

371.

140.

72C

obd

lbd

lbd

l0.

09bd

lbd

l0.

05bd

lbd

lbd

l0.

05bd

l0.

06bd

lbd

lbd

lbd

lbd

lS

30.9

630

.85

32.3

531

.45

31.6

132

.59

31.5

431

.77

31.5

831

.45

31.8

313

.88

13.5

913

.41

13.4

213

.28

13.7

114

.23

Topl

am99

.41

99.6

210

0.15

98.5

510

0.65

99.4

210

0.12

100.

7210

0.01

100.

1410

0.49

98.4

198

.98

98.0

498

.11

99.1

299

.02

100.

18

Fe0.

043

0.05

00.

055

0.08

20.

065

0.08

30.

039

0.04

80.

048

0.05

40.

045

-0.

006

0.00

80.

018

0.01

00.

017

0.02

0Pb

-0.

001

0.00

20.

001

0.00

4-

0.00

20.

010

-0.

005

-0.

942

0.94

10.

937

0.95

00.

954

0.89

70.

903

As

-0.

002

--

0.00

3-

--

0.00

10.

003

--

--

--

--

Zn0.

988

0.98

40.

939

0.90

90.

942

0.88

20.

985

0.96

50.

976

0.96

20.

979

0.00

60.

020

0.00

7-

0.01

30.

032

0.01

6C

d0.

004

0.00

40.

002

0.00

10.

003

0.00

20.

002

0.00

10.

001

0.00

20.

003

--

--

0.00

10.

003

0.00

4A

g-

0.00

1-

-0.

001

--

-0.

001

-0.

001

0.03

00.

027

0.02

80.

030

0.02

90.

030

0.02

6C

u0.

008

0.00

60.

019

0.03

20.

011

0.04

10.

006

0.00

30.

007

0.01

00.

004

0.00

20.

009

0.03

10.

004

0.01

40.

041

0.02

6C

o-

--

0.00

3-

-0.

001

--

-0.

001

-0.

002

--

--

-S

0.95

60.

953

0.98

20.

973

0.96

90.

991

0.96

60.

972

0.96

50.

963

0.96

71.

019

0.99

40.

989

0.99

60.

980

0.97

81.

003

Topl

am2.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

02.

000

2.00

0

Çiz

elge

5- S

fale

rit v

e ga

len

min

eral

lerin

i tem

sil e

den

min

eral

kim

yası

ana

liz so

nuçl

arı.

Page 25

191

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

zonun yüzeyin altında olduğu düşüncesini destekler niteliktedir.

İlerleyen evreyi granat ve piroksenlerin temsil ettiği sahada erken ve geç evre şeklinde iki farklı aşama tespit edilmiştir. Buna göre granat ve piroksenlerin kireçtaşları içinde birlikte oluşturduğu masif, ritmik bantlı, ince kristalli (gronüler) ve nodüler yapılar erken ilerleyen evrenin ürünleridir. Kireçtaşları içindeki kırıklar boyunca gelişen granat ve piroksen damarları ise geç ilerleyen evrenin ürünleri olarak değerlendirilmiştir. Mineral kimyası analizleri de bu minerallerin farklı bileşimlere sahip olduğunu göstermiştir. Tremolit-aktinolit, epidot, kuvars ve

kalsit ise skarnın gerileyen evresinin ürünleridir. Granatların büyüme zonlarında gözlenen manyetit ve hematitler, cevher oluşumunun geç ilerleyen evrede başladığını gösterse de esas cevher oluşumu skarnın gerileyen evresinde gelişmiştir. Kireçtaşları ve volkanitler içindeki kırık hatları boyunca gözlenen cevher damarlarının yanında kireçtaşlarının katman yüzeyleri boyunca gözlenen tabakalı cevher yapıları bölgedeki oksitli ve sülfürlü cevherlerin skarnın gerileyen evresinde geliştiğini göstermektedir.

5.2. Skarn Tipi ve Oluşum Koşulları

Granat minerallerinde yapılan mineral kimyası

Şekil 14- İpekçili cevherinde pirotitlerin stokiyometrik bileşimlerindeki değişimler, b) pirotitlerde yapılan profi l analizlerinde Fe’ye karşılık S değişimleri, c, d) Köprüüstü cevherinde sfaleritlerdeki element değiş-tokuşunu gösteren korelasyonlar.

Page 26

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

192

analizlerine göre bu minerallerin bileşimleri Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarında grosüler ve andradit arasında değişmektedir. Erken evrede oluşan granatların grosüler içerikleri yüksek olup bunların pirop+spesartin+almandin toplamları % 38’e kadar çıkmaktadır (And0-8.81Grs55.67-78.65Prs32.40-38.00). Einaudi vd. (1981)’e göre indirgen skarnlar düşük andradit (Fe3+), yüksek spesartin (Mn2+) ve yüksek almandin (Fe2+) içerikleriyle karakteristiktir. Buna göre erken ilerleyen evrede granatların yüksek grosüler ve almandin içerikleri indirgen skarn tipine işaret etmektedir. Buna karşın kırıklar boyunca geç evrede oluşan andradit içeriği yüksek granatlar ise pek çok araştırmacıya göre okside skarn tipine işaret etmektedir (Jamtveit, 1991; Jamtveit ve Hervig, 1994; Clechenko ve Valley, 2003; Ciobanu ve Cook, 2004; Meinert vd., 2005; Orhan ve Mutlu, 2009). Einaudi vd. (1981) de Fe+3 bakımından zengin granatların (andradit) okside skarnlarda yaygın olduğunu belirterek bu durumun sığ derinliklere yerleşen plütonizmanın göstergesi olabileceğini savunmaktadır.

Yukarıda yapılan açıklamalar dikkate alındığında erken evrede oluşan granatların grosüler tipte, geç evrede oluşanların ise andradit tipte olması indirgen skarn tipinden okside skarn tipine bir geçişin olduğunu göstermektedir. Böyle bir değişim araştırmacılar tarafından skarn dokanaklarında artan hidrolik basınca bağlı olarak üzerindeki kayaçların kırılmasıyla açıklanmaktadır (Yardley ve Lioyd, 1995; Dipple ve Gerdes, 1998; Clechenko ve Valley, 2003; Meinert vd., 2005). Buna göre meydana gelen kırılmalar kayaçların geçirimlilik ve gözenekliliğini artırarak meteorik çözeltilerin ortama girişine olanak sağlamaktadır. Kozbudaklar skarnında yaptığı çalışmada benzer bulguları elde eden Orhan (2017) granatların grosülerden andradite doğru değişim göstermesini, meteorik çözeltilerin girişine bağlı olarak gelişen kaynama ile açıklamaktadır.

Bu çalışmada grosüler ve andradit bileşimli granatlarda yapılan profi l analizlerinde de mineralin merkezinden kenarına doğru And/Grs oranlarında artış tespit edilmiştir. Bu konuda yapılan çalışmalarda araştırmacılar zonlu kristal yapısına sahip granatların skarn oluşum mekanizmasının anlaşılmasında kullanılabileceğini, merkezden kenara doğru görülen zonlanmanın, akışkanların evrimini yansıttığını savunmuşlardır (Collins, 1977; Newberry, 1983; Abu el Enen vd., 2004). Bu araştırmacılara göre granatların And/Grs oranında gözlenen artış skarnın oksitlenme derecesindeki ƒ(O2) artışa karşılık gelmektedir. Buna

göre bu çalışmada granatların merkezinden kenarına doğru And/Grs oranının artması skarnın oksitlenme derecesindeki artışla açıklanabilir.

Skarn tip yataklarda piroksenlerin element içerikleri ile skarn yatakların metal içerikleri arasında sistematik bir ilişki bulunmaktadır (Burt, 1972; Einaudi vd., 1981; Newberry; 1991; Nakona vd., 1994; Nakona, 1998). Einaudi ve Burt (1982)‘a göre piroksenlerin Mg, Mn ve Fe içerikleri skarn tipine göre değişim göstermektedir. Buna göre Mn içeren piroksenler (johansenit) Zn tip skarnları, diyopsit ve hedenberjit içeren skarnlar ise Cu-Fe tip skarnları temsil etmektedir. Piroksenlerin bileşimleri element içeriklerine göre üçlü diyagramlara aktarıldığında Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarındaki geç evrede oluşan piroksenler yüksek Mn içerikleriyle Zn tip skarn alanına düşmektedir (Şekil 11b). Buna karşın her iki lokasyondaki erken evre piroksenlerin hedenberjit-diyopsit arasında değişen bileşimleri üçlü diyagram üzerinde Cu-Fe tip skarn alanına düşmektedir (Şekil 11b).

Skarn tip yataklar üzerine yapılan çalışmalarda piroksenlerin Mn içeriklerinin yanında Mn/Fe oranlarının da bu yatakların sınıfl andırılmasında kullanıldığı görülmektedir (Nakano vd., 1994; Nakano, 1998). Bu çalışmalarda piroksenlerin Mn/Fe oranları Cu-Fe tipi skarnlar için < 0.1; W tipi skarnlar için 0.1-0.2 ve Pb-Zn tipi skarnlar için ise > 0.2 olarak belirtilmektedir. Bu çalışmada Köprüüstü ve İpekçili lokasyonlarındaki erken evre piroksenlerin Mn/Fe oranları 0.02-0.15 arasında değişirken, geç evre piroksenlerin Mn/Fe oranları 0.78-3.42 arasında hesaplanmıştır. Erken evreye ait piroksenlerin Mn/Fe oranları, her ne kadar 0.1’in üzerindeki değerlere göre bir miktar sapma gösterse de, büyük ölçüde Cu-Fe tip skarnların değişim aralığı ile uyumludur. Buna karşın geç evreye ait piroksenlerin 0.78 ile 3.42 arasında değişen oldukça yüksek Mn/Fe oranları Zn tip skarnlar için karakteristiktir. Skarn parajenezinde bulunan sfaleritler bu durumu destekler niteliktedir.

5.3. Granitoyit Jeokimyası ve Skarn Tipleri ile İlişkisi

Magmatik kayaçların bileşimleri ile skarn tipi ve metal içerikleri arasındaki ilişkiler pek çok araştırmacı tarafından incelenmiştir (Kwak ve White, 1982; Meinert, 1983; Newberry ve Swanson, 1986; Meinert vd., 1991; Meinert, 1995; Kuşçu vd., 2001; Meinert vd., 2005; Öztürk vd., 2005). Bu çalışmalara göre skarnla ilişkili granitoyitler kalk-alkalen bileşimlidir

Page 27

193

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

(Şekil 8b). Fe, Au ve Cu skarnları oluşturan plütonların MgO içerikleri W, Sn ve Mo skarnları oluşturan granitoyitlerden daha yüksektir (Şekil 8c). Buna karşın Fe, Au ve Cu skarnları oluşturan plütonların K2O içerikleri W, Sn ve Mo skarnlardan daha düşüktür (Şekil 8d). Alüminyum doygunluğu bakımından skarn oluşturan plütonların çoğunluğu metalümin-peralümin geçişli iken, Sn skarnlar sedimanter kökenli (S-tipi) granitoyitlerle ilişkiyi ifade eden peralüminyum bileşime, Fe skarnlar ise adayayı ortamlarındaki magmatik (I-tipi) plütonlarla ilişkiyi ifade eden metalüminyum bileşime sahiptirler (Şekil 8e).

Aydınçakır (2006) tarafından yapılan çalışmada Dağbaşı granitoyidi granodiyorit, monzogranit, tonalit ve diyorit şeklinde zonlara ayrılmıştır. Bundan dolayı heterojen bir yapıya sahip olduğu anlaşılan granitoyidin, skarn oluşturan bölgelerdeki jeokimyasal özellikleri belirlenerek skarn tipleri ile ilişkilendirilmiştir. Granitoyide ait örnekler skarn zonları boyunca granodiyorit-tonalit arasında bir bileşime sahip iken, granitoyidin diğer kesimlerine ait örnekler tonalit bileşimine sahiptir (Şekil 8a). Ana element içeriklerine göre granitoyide ait örneklerin tamamı kalk-alkalen bileşimlidir. Skarn zonu granitoyitlerinin K2O içerikleri Fe ve Cu skarnlar arasında bir bileşime sahip iken, granitoyidin diğer kesimlerine ait örneklerin skarn tipleri ile bir ilişkisi yoktur. MgO içerikler bakımından da skarn zonu granitoyitleri Fe-Cu skarnları oluşturan granitoyitlerle yakın bileşime sahip iken, diğer zonlara ait örnekler W, Sn ve Mo skarnlar ile benzerlik göstermektedir. Alüminyum doygunluğu bakımından ise skarn zonu granitoyitleri metalüminyum-peralüminyum geçişli iken, diğer zonlara ait örnekler genellikle peralüminyum bileşime sahiptirler.

Skarn tip yataklarla ilgili yapılan çalışmalarda (Meinert vd., 1991; Kuşçu vd., 2002; Meinert vd., 2005; Öztürk vd., 2005) plütonik kayaçların tektonik oluşum ortamları ve bunların skarn tipleri ile olan ilişkileri çeşitli iz element içeriklerine göre sınıfl andırılmıştır. Bu çalışmalarda Fe, Au, Cu ve Zn skarnlar volkanik yay granitoyitleri ile Sn, W ve Mo skarnlar plaka içi granitoyitlerle ilişkilendirilmiştir. Bu çalışmada skarn zonu granitoyitlerine ait örnekler, tektonik ortam ayrımında kullanılan Nb-Y, Rb-Y+Nb iz element değişim diyagramları üzerinde volkanik yay tipi (VYG) granitler alanına düşmektedir (Şekil 10a, b). Granitlerin iz element içerikleri, farklı skarn tiplerini oluşturan granitoyitlerle karşılaştırıldığında,

bu granitlerin Fe-Cu-Zn tipi skarn üreten granitler ile benzer bileşimde olduğu görülmektedir. Bunların yanında Dağbaşı granitoyidinin Rb/Sr oranları ve Rb içerikleri Sn, Mo ve W üreten granitoyitlerden oldukça düşük olup, Fe-Cu-Zn tipi skarn üreten granitlerle benzer aralıklarda değişmektedir (Şekil 10c, d).

Sonuç olarak Dağbaşı granitoyidinin skarn dokanakları boyunca hem ana element içerikleri, hem de iz element içerikleri Fe-Cu-Zn tip skarnları oluşturan granitoyitler ile benzerlik göstermektedir. Buna karşın kendi içerisinde zonlanmalar gösteren ve farklı bileşimler sunan granitoyidin skarn dokanaklarından uzak kesimleri skarn tiplerinden oldukça farklı bileşimlere sahiptir. Buna göre Dağbaşı skarnlarında oksitli cevher minerallerinin (manyetit ve hematit) yanında sülfürlerin (pirotit, pirit, kalkopirit, sfalerit ve galen) gözlenmesi, skarn mineralojisinin, granitoyidin jeokimyasal özellikleri tarafından kontrol edildiğini göstermektedir.

Katkı Belirtme

Bu çalışma TÜBİTAK tarafından 112Y331 nolu proje ile desteklenmiştir. Mineral kimyası analizlerine olanak sağlayan Melanie Kaliwoda’ya, Ludwig Maximilian Üniversitesi, Mineraloji ve Petroloji Enstitüsü (Almanya), analizler sırasında emeği geçen İbrahim Uysal’a ve mikroskop çalışmalarına özveriyle katkı sağlayan Raif Kandemir’e içtenlikle teşekkür ederim. Makalenin şekillenmesinde katkı sağlayan Emin Çiftçi ile birlikte isimlerini bilmediğim iki ayrı hakeme şükranlarımı sunarım. Arazi ve laboratuvar çalışmalarında yardımlarından faydalandığım Ali Dişli, Kadir Bayraktar, Mustafa Aksu ve Mehdi İlhan’a ayrıca teşekkür ederim.

Değinilen Belgeler

Abu El-Enen, M.M., Okrusch, M., Will, T.M. 2004. Contact metamorphism and metasomatism at a dolerite-limestone contact in the Gebel Yelleq area, Northern Sinai, Egypt. Mineralogy and Petrology 81, 135-164.

Ağar, Ü. 1977. Demirözü (Bayburt) ve Köse (Kelkit) Bölgesinin Jeolojisi. Doktora Tezi, İÜ, Fen Fakültesi, İstanbul.

Aslan, Z. 1991. Özdil (Yomra-Trabzon) Yöresinin Petrografi si Skarn Oluşukları ve Granat-Piroksen Ritmikleri. Yüksek Lisans Tezi, KTÜ Fen Bilimleri Enstitüsü, 72s, Trabzon.

Page 28

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

194

Aslaner, M. 1977. Türkiye bakır-kurşun-çinko yataklarının jeolojik ve bölgesel sınıfl amasıyla plaka tektoniği yönünden incelenmesi. KTÜ, Yerbilimleri Fakültesi, Yayın No: 12, Trabzon.

Aydınçakır, E. 2006. Dağbaşı (Araklı-Trabzon) granitoyidi ve çevresinin petrografi k, jeokimyasal ve petrolojik özelliklerinin incelenmesi. Yüksek Lisans Tezi, KTU, Fen Bilimleri Enstitüsü, 120s.

Burt, D.M. 1972. Mineralogy and Geochemistry of Ca-Fe-Si Skarn Deposits. Ph.D. Thesis, Harvard University, 256p.

Burt, D.M. 1982. Skarn deposits-historical bibliography through 1970. Economic Geology 77, 755-763.

Ciobanu, C.L., Cook, N.J. 2004. Skarn texture and a case study: the Ocna de Fier- Dognecea orefi eld, Banat, Romania. Ore Geology Reviews 24, 315-370.

Clechenko, C.C., Valley, J.W. 2003. Osciallatory zoning in garnet from the Willsboro Wollastonite Skarn, Adirondacks Mts, New York: a record of shallow hydrothermal processes preserved in granulite facies terane. Journal of Metamorphic Geology 21, 771-784.

Collins, B.I. 1977. Formation of scheelite-bearing and scheelite-barren skarns of Lost Creek, Pioneer Mountains, Montana. Economic Geology 72, 1505-1523.

Çamur, M.Z., Tüysüz, N., Güven, İ.H., Arıkal, T., Er, M. 1994. Eastern Pontides Volcanism and Related Ore Deposits, Internatonal Volcanologıcal Congress, IAVCEI, Ankara.

Çiftçi, E. 2011. Sphalerite associated with pyrrhotite-chalcopyrite ore occurring in the Kotana Fe-skarn deposit (Giresun, NE Turkey): exolutions or replacement. Turkish Journal of Earth Science 20, 307-320.

Çiftçi, E., Vıcıl, M. 2003. Kurtulmuş iron mineralization – an example to the skarn-type ore deposits from Eastern Pontides (Giresun, NE Turkey). Geosound 26, 79-92.

Debon, F., Le Fort, P. 1983. A chemical-mineralogical classifi cation of common plutonic rocks and associations, Trans, Roy, Soc., Edinburg, Earth Science 73, 135-149.

Demir, Y., Uysal, I., Kandemir, R., Jauss, A. 2017. Geochemistry, fl uid inclusion and stable isotope constraints (C and O) of the Sivrikaya Fe-skarn mineralization (Rize, NE Turkey). Ore Geology Reviews 91, 153-172.

Dipple, G.M., Gerdes, M.L. 1998. Reaction-infi ltration feedback and hydrodynamics at the skarn front. Mineral. Assoc. Can., Short Course Series 26, 71-97.

Droop, G.T.R. 1987. A general equation for estimating Fe+3 concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stochiometric criteria. Mineralogical Magazine 51, 431-435.

Dunham, R.J. 1962, Classifi cation of carbonate rocks according to depositional textures in W.E. Ham. (ed), Classifi cation of carbonate rocks. Amerikan Association of Petroleum Geologist 1, 108-121.

Einaudi, M.T., Burt, D.M. 1982. A Special Issue Devoted to Skarn Deposits, Introduction-Terminology, Classifi cation and Compositionof Skarn Deposits. Economic Geology 77, 4, 745-754.

Einaudi, M.T, Meinert, L.D., Newberry, R.J. 1981. Skarn Deposits. Economic Geology 75, 317-391.

Eren, M. 1983. Gümüshane-Kale Arasının Jeolojisi ve Mikrofasiyes incelemesi. Yüksek Lisans Tezi, KTÜ, Fen Bilimleri Enstitüsü, 197s, Trabzon.

Folk, R.L. 1962. Spectral subdivision of limestone types in W.E. Ham. (Ed)classifi cation of carbonate rocks. AAPG Bulletion 1, 62-82.

Gedikoğlu, A., Pelin, S., Özsayar, T. 1979. The main lines of the geotectonic evolution of the eastern pontides in mesozoik era. Geocome 1, 555-580.

Gülibrahimoğlu, İ. 1986. Araklı güneyinin jeolojik etüt raporu, MTA Rapor No: 2086.

Güven, İ.H., Nalbantoğlu, A.K., Takaoğlu, S. 1998. 1/100.000 Ölçekli Açınsama Nitelikli Türkiye Jeoloji Harita Serisi, Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Yayını.

Hasançebi, N. 1993. Dağbaşı (Araklı-Trabzon) granitoyidine bağlı cevherleşmelerin incelenmesi. Yüksek Lisans Tezi, KTÜ Fen Bilimleri Enstitüsü, 65s, Trabzon.

Irvine, T.N., Baragar, W.R.A. 1971. A guide to chemicla classifi cation of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8, 523-548.

Jamtveit, B. 1991. Oscillatory zonation patterns in hydrothermal grossular-andradite garnet: Nonlinear dynamics in regions of immiscibility. American Mineralogist 76, 1319-1327.

Jamtveit, B., Hervig, R.L. 1994. Constraints on transport and kinetics in hydrothermal systems from zoned garnet. Science 263, 505-508.

Kandemir, R. 2004. Gümüşhane Yakın Yörelerindeki Erken- Orta Jura Yaşlı Şenköy Formasyonu’nun Çökel Özellikleri ve Birikim Koşulları. Doktora Tezi, KTÜ Fen Bilimleri Enstitüsü, 274s, Trabzon.

Kaygusuz, A. 1992. Dagbası (Araklı-Trabzon) ve Çevresinin Minerolojik ve Petrografi k Olarak İncelenmesi. Yüksek Lisans Tezi, KTÜ Mimarlık-Mühendislik Fakültesi, 63s, Trabzon.

Page 29

195

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

Kaygusuz, A., Aydınçakır, E. 2011. U-Pb zircon SHRIMP ages, geochemical and Sr-Nd isotopic compositions of Cretaceous plutons in the eastern Pontides (NE Turkey): The Dağbaşı pluton. Neues Jahrbuch für Mineralogie 188, 211-233.

Kesgin, Y. 1983. Bayburt (Gümüşhane) İlçesi, Akşar Köyü ve Güneybatısının Jeolojik İncelemesi, Yüksek Lisans Tezi, KTÜ Fen Bilimleri Enstitüsü, 94s, Trabzon.

Kırmacı, M.Z., Koch, R., Bucur, J.I. 1996. An Early Cretaceous section in the Kırcaova area (Berdiga Limestone, NE-Turkey) and its correlation with platform carbonates in W-Slovenia. Facies 34, 1-22.

Kırmacı, M.Z., Yıldız, M., Kandemir, R., Eroğlu-Gümrük, T. 2018. Multistage dolomitization in late Jurassic-Early Cretaceous platform carbonates (Berdiga Formation), Başoba Yayla (Trabzon), NE Turkey, Implication of the generation of magmatic arc on dolomitization. Marine and Petroleum Geology 89, 515-529.

Koch, R., Bucur, I.I., Kırmacı, M.Z., Eren, M., Taslı, K. 2008. Upper jurassic and lower cretaceous carbonate rocks of the Berdiga limestone- sedimentation on an onbound platform with volcanic and episodic siliciclastic infl ux. Biostratigraphy, facies and diagenesis (kırcaova, kale-gümüşhane area; NE-Turkey). Neues Jahrb. für Geol. Palaontologie 247, 23-61.

Köprübaşı, N. 1992. Aşağı Harşit bölgesinin magmatik petrojenezi ve masif sülfi tlerde jeokimyasal hedef saptama uygulamaları, Doktora Tezi, KTÜ Fen Bilimleri Enstitüsü, Trabzon.

Kurt, Y. 2014. Giresun, Bulancak Kirazören bölgesi skarn tipi demir yataklarının jeolojik ve jeokimyasal incelenmesi. Yüksek Lisans Tezi, İstanbul Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü, 111s, İstanbul.

Kuşçu, İ., Gençalioğlu, G., Erler, A. 2001. Geochemical signatures of granitoids associated with skarn in central Anatolia. International Geology Review 43, 8, 722-735.

Kuşçu, İ., Gençalioğlu, G., Meinert, D., Floyd, A. 2002. Tectonic setting and petrogenesis of the Çelebi granitoid, (Kırıkkale-Turkey) and comparison with skarn granitoids. Journal of Geochemical Exploration 76, 3, 175-194.

Kwak, T.A.P., White, A.J.R. 1982. Contrasting W-Mo-Cu and W-Sn-F skarn types and related granitoids. Mining Geology 32, 4, 339-351.

Maniar, P.D., Piccoli, P.M. 1989. Tectonic discirimination of granitoids. Geological Society of Amerika Bulletion 101, 635-643.

Meinert, L.D. 1983. Variability of skarn deposits-guides to exploration, S.J. Boardman (Ed.), Revolution in the earth sciences: Kendal-Hunt Publishing, 301-316.

Meinert, L.D. 1992. Skarn and skarn deposits. Geoscience Canada 19, 145-162.

Meinert, L.D. 1995. Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits, chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization. Mineralogical Association of Canada, Short Course Series 23, 401-418.

Meinert, L.D., Brooks, J.W., Myers, G.L. 1991. Whole rock geochemistry and contrast among skarn types, in Bufa, R.H. and Coyner, A.R. (ed), Geology and ore deposits of the Great Basin: Reno, Nevada, Geological Society of Nevada, Fieldtrip Guidebook Compendium 1, 72-80.

Meinert, L.D., Diple, G.M., Nicolescu, S. 2005. World skarn deposits, society of economic geologist. Economic Geology 100th Anniversary Volume 299-336.

Nakano, T. 1998. Pyroxene Geochemistry as an Indicator for Skarn Metallogenesis in Japan, Mineralized Intrusion-Related Skarn Systems, D.R Lentz. (Ed.), Mineralogical Association of Canada, Short Course Series 26, 147-167.

Nakona, T, Yoshino, T, Shimazaki, H., Shimizu, M. 1994. Pyroxene Composition as an Indicator in the Classifi cation of Skarn Deposits. Economic Geology 89, 1567-1580.

Newberry, R.J. 1983. The formation of subcalcic garnet in scheelite-bearing skarns. Canadian Mineralogist 21, 529-544.

Newberry, R.J. 1991. Scheelite-bearing skarns in the Sierra Nevada region, California: Contrast in zoning and mineral compositions and tests of infi ltration metasomatism theory. In skarns - Their Genesis and Metallogeny, A. Barto- Kyriakidis (Ed.), Theophrastus Publications, Atkens, Greece 343-384.

Newberry, R.J., Swanson, S.E. 1986. Scheelite skarn granitoids: An evaluation of the roles of magmatic source and process. Ore Geology Reviews 1, 57-81.

Orhan, A. 2017. Evolution of the Mo-rich scheelite skarn mineralization at Kozbudaklar, Western Anatolia, Turkey: Evidence from mineral chemistry and fl uid inclusions. Ore Geology Reviews 80, 141-165.

Page 30

MTA Dergisi (2019) 158: 167-196

196

Orhan, A., Mutlu, H. 2009. Susurluk (Balıkesir) skarn yatağının mineralojik ve petrografi k Özellikleri. Eskişehir, Osmangazi Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Dergisi 12, 2, 65-90.

Oyman, T. 2010. Geochemistry, mineralogy and genesis of the Ayazmant Fe-Cu skarn deposit in Ayvalık, (Balıkesir), Turkey. Ore Geology Reviews 37, 75-101.

Öztürk, Y.Y., Helvacı, C., Satır, M. 2005. Genetic relations between skarn mineralization and petrogenesis of the Evciler Granitoid, Kazdağ, Çanakkale, Turkey and comparison with world skarn granitoids. Turkish Journal of Earth Science 14, 255-280.

Pearce, J.A., Harris, N.B.W., Tindle, A.G. 1984. Trace elements discrimination diagram for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology 25, 43-63.

Saraç, S. 2003. Doğu Karadeniz Fe-Skarn Yataklarının karşılaştırmalı mineralojik ve jeokimyasal özellikleri. Doktora Tezi, KTÜ Fen Bilimleri Enstitüsü, 259s, Trabzon.

Schultze-Westrum, H.H. 1961. Giresun Civarındaki Aksu Deresinin Jeolojik Profi li, Kuzeydoğu Anadolu’da Doğu Pontus Cevher ve Mineral Bölgesinin Jeolojisi ve Maden Yatakları ile İlgili Mütaalalar. MTA Dergisi 57, 63-71.

Sipahi, F. 2011. Formation of skarns at Gümüşhane (Northeastern Turkey). Neues Jahrbuch für Mineralogy 188, 2, 169-190.

Sipahi, F., Akpınar, İ., Eker, Ç.S.,Kaygusuz, A., Vural, A. 2017. Formation of the Eğrikar (Gümüşhane) Fe-Cu skarn type mineralization in NE Turkey: U-Pb zircon age, lithogeochemistry, mineral chemistry, fl uid inclusion, and O-H-C-S isotopic compositions. Journal of Geochemical Exploration 182, 32-52.

Şen, C. 1988. Dağbaşı (Trabzon) bölgesinde yüzeyleyen alt bazik (Jura)-Granitoid (Üst Kretase) formasyonlarının petrografi k özellikleri. Yüksek Lisans Tezi, KTU Fen Bilimleri Enstitüsü, 92s, Trabzon.

Yardley, B.W.D., Lioyd, G.E. 1995. Why metasomatic fronts are really metasomatic sides. Geology 23, 53-56.

Yılmaz, C., Kandemir, R. 2006. Sedimentary records of the extensional tectonic regime with temporal cessation: Gümüşhane Mesozoic Basin (NE Turkey). Geologica Carpathica 57, 1, 3-13.

Yılmaz, C., Carannante, G., Kandemir, R. 2008. The rift-related Late Cretaceous drowning of the Gümüşhane carbonate platform (NE Turkey). Italian Journal of Geoscience 127, 1, 37-50.

Yüksel, S. 1976. Şiran Batı yöresi Mesozoik karbonat kayaçları ve eosen fl isinin petrografi k ve sedimantolojik incelenmesi, Doçentlik Tezi, KTÜ, Trabzon.