Geochemistry of the Esence granitoid (Göksun-Kahramanmaraﬂ), SE …1)/Yerbilimleri... ·...

Geochemistry of the Esence granitoid (Göksun-Kahramanmarafl),SE Turkey

Esence granitoyidinin (Göksun-Kahramanmarafl) jeokimyas›, GD Türkiye

Tamer RIZAO⁄LU, Osman PARLAK, Fikret ‹fiLERÇukurova Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 01330 Balcal›, ADANA

ABSTRACT

The Esence granitoid intruded into the Paleozoic-Mesozoic Malatya metamorphics and Late Cretaceous Göksunophiolite in the area between Göksun and Afflin, to the north of Kahramanmarafl. It is represented by granodiori-te and microgranite. The granodioritic rocks contain amphibole-bearing mafic microgranular enclaves (MME) ran-ging in size between 5 cm and 30 cm whereas the microgranites comprise number of aplitic dykes. These rockspresent granular, microgranular porphyric and micrographic textures, respectively. On the basis of geochemicalobservations, the intrusive rocks are interpreted as I-type, calcalkaline granitoids. ORG-normalized spider diagramshows LIL element (K, Rb, Ba, Th) enrichment and HFS element (Hf, Zr, Sm, Y) depletion, suggesting subducti-on related setting for the granitoid rocks. Tectonomagmatic discrimination diagrams also confirm their volcanic arcsetting. All the geochemical data combined with the field observations suggest following evolutionary scenario forthe Esence granitoid rocks. The ophiolites and related metamorphic rocks were formed in a suprasubduction zo-ne environment in southern branch of Neotethys in Late Cretaceous. These units were then accreted to the baseof the Malatya-Keban platform. Finally all the former units were intruded by the Esence granitoid in volcanic arcsetting in Late Cretaceous.

Key Words: Aplitic dike, granitoid, mafic microgranular enclave, volcanic arc.

ÖZ

Kahramanmarafl’›n kuzeyinde Göksun-Afflin aras›ndaki bölgede yeralan Esence granitoyidi Paleozoyik-Mezozo-yik yafll› Malatya metamorfitleri ve Geç Kretase yafll› Göksun ofiyolitini kesmektedir. Esence granitoyidi, granodi-yorit ve mikrogranitlerle temsil edilmektedir. Granodiyoritik kayaçlar boylar› 5-30 cm aras›nda de¤iflen amfibolcezengin mafik mikrogranuler enklavlar (MME) içerirken, mikrogranitler ise çok say›da aplitik dayk içermektedir. Bukayaçlar s›ras›yla granüler, mikrogranüler porfirik ve mikrografik dokular sunmaktad›rlar. ‹ntruzif kayaçlar, jeokim-yasal incelemelere dayanarak, I tipi kalkalkalen granitoyid olarak yorumlanm›flt›r. Granitoyide ait kayaçlar, okya-nus ortas› s›rt› granitlerine (ORG) göre normalize edilmifl örümcek diyagram›nda, yüksek iyon yar›çapl› (LIL) ele-mentler (K, Rb, Ba, Th) bak›m›ndan zenginleflme ve HFS elementler (Hf, Zr, Sm, Y) bak›m›ndan tüketilme göster-mekte ve dalma batma ile ilgili bir ortam› iflaret etmektedir. Ayr›ca tektonomagmatik ay›rtlama diyagramlar› daEsence granitoyidinin volkanik yay ortam›nda olufltu¤unu do¤rulamaktad›r. Arazi gözlemleriyle birlefltirilmifl tüm je-okimyasal veriler, Esence granitoyidi için afla¤›daki oluflum evrimini önermektedir. Ofiyolitler ve bunlarla iliflkili me-tamorfik kayaçlar Geç Kretase’de Neotetis’in güney kolunda bir yitim zonu üzerinde oluflmufllard›r. Daha sonratüm bu birimler nap hareketleri s›ras›nda Malatya-Keban platformunun taban›na tektonik olarak yerleflmifller veGeç Kretase’de volkanik yay ortam›nda oluflan Esence granitoyidi taraf›ndan kesilmifllerdir.

Anahtar kelimeler: Aplitik dayk, granitoyid, mafik mikrogranüler enklav, volkanik yay.

Yerbilimleri (Earth Sciences), 26 (1), 1-13Hacettepe Üniversitesi Yerbilimleri Uygulama ve Araflt›rma Merkezi DergisiJournal of the Earth Sciences Application and Research Centre of Hacettepe University

T. R›zao¤luE-mail: [email protected]

INTRODUCTION

Granitoids of Mesozoic and Cenozoic in age areextensively observed as intruding the meta-morphic massifs, platform units, ophiolites andpost-Mesozoic (Early Tertiary) rocks as a resultof closure of Neotethyan ocean basins throug-hout Anatolia. In relation to these activities, thePontide belt comprises Late Eocene granitoids(Ço¤ulu, 1975; Karsl› et al., 2002). The magma-tism in this belt is represented by calc-alkaline,I-type subduction-related granitoids in the eas-tern region (fiengör and Y›lmaz, 1981; Ayd›n etal., 2003; Karsl› et al., 2002). The intrusive as-sociations in Central Anatolia are characterizedby (a) syncollisional S-type, (b) post-collisional I-type and (3) post-collisional A-type granitoids(Ak›man et al., 1993; Boztu¤ et al., 1994, 1997;Göncüo¤lu and Türeli, 1994; Erler and Bayhan,1995; Erler and Göncüo¤lu, 1996; ‹lbeyli andPearce, 1997; Alpaslan and Boztu¤, 1997; Ekiciand Boztu¤, 1997; Boztu¤, 1998; Tatar andBoztu¤, 1998; Ayd›n and Önen, 1999; Yal›n›z etal., 1999; Gençalio¤lu-Kuflçu et al., 2001; ‹lbey-li et al., 2004). The northwest Anatolia compri-ses volcanic arc (Güçtekin et al., 2004) to post-collisional (Genç and Y›lmaz, 1997) granitoidsof Middle-Late Eocene in age (Delaloye andBingöl, 2000).

The granitoids in the southeast Anatolian oro-geny are of Carboniferous and Late Cretaceousin age. The Carboniferous intrusive rocks areseen within the high grade metamorphic schistsand gneisses of the Bitlis and Pötürge massifs(Y›lmaz, 1971, 1978; Helvac› and Griffin, 1983).The Late Cretaceous granitoids are widespreadin Kahramanmarafl, Malatya and Elaz›¤ regionsand seen as intruding into the platform carbona-tes (i.e. Malatya, Keban metamorphics), ophioli-tes (Göksun, Berit, ‹spendere and Kömürhanophiolites) and volcanic arc units (Yükseko-va/Elaz›¤ magmatics) of the southeast Anatolia(Tarhan, 1986; Yazgan and Chessex, 1991;Parlak and R›zao¤lu, 2004). This paper pre-sents major and trace element geochemical da-ta on the granitoid rocks of the Esence (Göksun-Kahramanmarafl) region (Figure 1) to interpretits importance in the regional geology of the so-utheast Anatolia.

REGIONAL GEOLOGY

In the north of Kahramanmarafl region, the sout-heast Anatolian orogeny comprises three dis-tinct, approximately E-W trending tectonic ele-ments, which are separated from one anotherby major north dipping thrust faults (Figure 2).From north to south these are the nappe zone,

2 Yerbilimleri (Earth Sciences)

Figure 1. Location map of the study area (modified from Perinçek and Kozlu, 1984).fiekil. 1. Çal›flma alan›n›n yerbulduru haritas› (Perinçek ve Kozlu 1984’ ten de¤ifltirilerek al›nm›flt›r).

the zone of imbrication and the Arabian platform(Y›lmaz, 1990, 1993; Y›lmaz et al., 1993). Thenappe zone forms, morphologically, the highesttectonic unit which consists of two large nappestacks, the lower and the upper nappes (Y›lmaz,1993). The lower nappe is mainly characterizedby the variably metamorphosed ophiolitic unitsand the Maden Group whereas the upper nappeis represented by the metamorphic massifs (Bit-lis, Pütürge, Malatya, Keban, Engizek and Bin-bo¤a) of southeast Anatolia (Ketin, 1983; Y›l-maz, 1993). The imbrication zone is a narrow E-W trending belt which was squeezed betweenthe nappe region to the north and the Arabianplatform to the south (see Figure 2). The zone ofimbrication is represented by a number of northdipping thrust slices with southerly vergence(Y›lmaz et al., 1987; Y›lmaz, 1990; Karig andKozlu, 1990). The rock units in the imbricatedthrust sheets range in age from Late Cretaceousto Early Miocene (Y›lmaz, 1993). Further to thewest-southwest, the rock units of the imbricationzone is traced along the Misis-And›r›n Mountainbelt (Y›lmaz et al., 1987; Y›lmaz, 1990; Kellinget al., 1987). Y›lmaz et al., (1993) suggestedthat the Misis-And›r›n Mountain belt is an esca-ped zone between the nappe zone and the Ara-bian platform (see Figure 2). The Arabian plat-form comprises autochthonous and parautocht-honous sedimentary units deposited since Early

Paleozoic time as seen in Figure 2 as well asUpper Cretaceous ophiolite nappes and theirsedimentary cover (Y›lmaz, 1993).

The granitoids related to the evolution of the so-uthern Neotethys in the southeast Anatolia areobserved at three localities, namely the Göksun-Afflin (Kahramanmarafl), Do¤anflehir (Malatya)and Baskil (Elaz›¤) regions as intruding the tec-tonostratigraphic/magmatic units of the nappezone (Y›lmaz, 1993). The most important pointat these localities is that the granitoids are seenas intruding both into the Malatya-Keban plat-form, ophiolites and related metamorphic units,suggesting that the Malatya-Keban platform andophiolitic units had been tectonically juxtaposedbefore the intrusions took place in Late Cretace-ous.

The Esence granitoid crops mainly up along theGöksun River (Figure 3). It has an intrusive con-tact relations with the ophiolitic units and is over-lain by the Plio-Quaternary cover sediments (Fi-gure 4). Although, in the study area granitoidand the Malatya-Keban platform are not in con-tact, the intrusion of the Esence granitoid intothe Malatya-Keban platform is mentioned byParlak and R›zao¤lu (2004) elsewhere in the re-gion. The Esence granitoid is represented by

R›zao¤lu et al. 3

Figure 2. Tectonic units and structural features of the Kahramanmarafl-Elbistan region (Simplified after Y›lmaz,1993).

fiekil 2. Kahramanmarafl-Elbistan bölgesinin tektonik birlikleri ve yap›sal özellikleri (Y›lmaz, 1993’ten basitlefltirile-rek al›nm›flt›r).


Figure 3. Geological map of the study area.fiekil 3. Çal›flma alan›n›n jeoloji haritas›.

granodiorites and microgranites (see Figures 3and 4). The granodiorites are very fresh andcontain amphibole bearing mafic microgranularenclaves (MME) ranging in size between 5 cmand 30 cm. The microgranites show extensivearenatization, and are cut by aplitic dykes.

PETROGRAPHIC FEATURES

The Esence granitoid is located along the Gök-sun River in the vicinity of Deveboynu- Karga-bükü and Esence villages in the study area (seeFigure 3), and is represented by granodioritescontaining mafic microgranular enclaves(MME), microgranites and aplitic dikes.

The medium to coarse grained granodioritesare light gray and have amphibole bearing ma-fic microgranular enclaves (MME) (Figure 5a).They present granular texture (Figure 5b) andare mainly composed of quartz (25-30%), pla-igoclase (50-55%), orthoclase (10-15%), hornb-lende (3-4%) and biotite (3-4%). Titanite andiron-oxide minerals are the accessory phases.The plagioclase is the most common felsic mi-neral, and shows polysynthetic twinning and zo-

Figure 4. Stratigraphic column showing the relationsof the Göksun ophiolite, Esence granitoid,Malatya platform and sedimentary units.

fiekil 4. Göksun ofiyoliti, Esence granitoyidi, Malatyaplatformu ve sedimanter birimler aras›ndakiiliflkiyi gösteren kolon kesit.

ning (see Figure 5b). The quartz is the secondcommon felsic mineral, and occurs as xeno-morphic grains. The K-feldspar displays perthitictexture and Carlsbad twinning. The hornblendeis more abundant mafic mineral and enclosesplagioclase and biotite minerals. The biotite ischaracterized by its dark to pale brown pleoch-roism (see Figure 5b). Prehnite is seen as se-condary mineral in veins. The granodiorite disp-lays variable degrees of low temperature altera-tion minerals including kaolinite, sericite, calciteand chlorite. Mafic microgranular enclaves(MME) are diorite in composition. They present

microgranular texture and are mainly composedof plagioclase (50%), hornblende (35%), K-feldspar (7-8%), quartz (1-2%), and iron oxideminerals. The plagioclase is the most commonfelsic mineral which presenting polysynthetictwinning and zoning. The main ferromagnesianmineral of the mafic microgranular enclaves(MME) is hornblende which xenomorphic andsub-automorphic in shape. K-feldspars are seenas medium grained xenomorphic crystals. Thesize of mafic microgranular enclaves (MME)ranges from 5 to 30 cm in diameter, and most ofthe mafic microgranular enclaves (MME) have


Figure 5. (a) Field view from the granodiorite and mafic microgranular enclaves (MME), (b) microscopic view fromgranodiorite (XPL), (c) microgranite, and (d) aplitic dike, (e) field view from the aplitic dike and microgra-nite. (Q:Quartz, Plg: Plagioclase, KF: K-feldspar, Bi: Biotite).

fiekil 5. (a) Granodiyorit ve mafik mikrogranüler enklavlar›n arazi görünümü, (b) granodiyoritin, (c) mikrogranitin ve(d) aplitic dayklar›n mikroskopik görüntüleri (Çift Nikol), (e) Aplitik dayk ve mikrogranitlerin arazi görünü-mü (Q:Kuvars, Plg: Plajiyoklas, KF: K-feldspat, Bi: Biyotit).

sharp contacts with the immediate surroundinggranodiorite host (see Figure 5a).

The medium grained microgranites are pinkishand yellowish in color and present wide spreadarenatization in the study area (Figure 5e). Themicrogranites exhibit both microgranularporphyric and micrographic textures, and aremainly composed of quartz (40-45%), plagiocla-se (10-15%), orthoclase (30-35%), biotite (3-4%) and hornblende (1-2%) (Figure 5c). The qu-artz is the most common felsic mineral of themicrogranites and present as phenocrystals andmicrogranules. Some of the quartz crystals cor-roded magmatically, and lost their regular sha-pes. The second common felsic mineral, K-feldspar, is present as phenocrystals and mic-rogranules. Some of the K-feldspars exhibitperthitic texture and Carlsbad twinning. Themicrogranites include plagioclase as both mic-rogranules and phenocrystals in microgranularporphyric texture (see Figure 5c). The biotiteand hornblende are the mafic minerals of themicrogranites. Kaolin, sericite, prehnite and cal-cite are secondary phases in the rocks.

The microgranites are cut by pinkish colored ap-litic dykes which have different thickness andorientation (see Figure 5e). They present mic-rographic and aplitic textures and are composedof quartz (35-40%), orthoclase (25-30%), plagi-oclase (25-30%), biotite (1-2%), muscovite (1-2%) and iron-oxide minerals (Figure 5d).

GEOCHEMISTRY

A total of 15 samples from the granodiorites,microgranite and aplitic dikes were analysed formajor and trace element contents. Major andtrace element analyses were carried out at theUniversity of Geneva. Major elements were de-termined by XRF spectrometer (PW2400 with aRhodium Tube from the Company of Pananaly-tical) on glass beads fused from ignited powdersto which Li2B4O7 was added (1:5), in a gold-pla-tinum crucible at 1150 oC. Trace elements wereanalysed on powder pressed-pellets by the sa-me method. The analytical precision for majorelements is 0.3 % for SiO2, 0.03 % for TiO2, 0.2% for Al2O3, 0.1 % for FeO*, 0.015 % for MnO,0.15 for MgO, 0.15 for CaO, 0.15 % for Na2O,0.06 % for K2O, 0.02 % for P2O5. Detection limitfor the trace elements is 1 ppm for Nb, 1 ppm for

Zr, 1 ppm for Y, 1 ppm for Sr, 1.5 ppm for U, 1ppm for Rb, 2 ppm for Th, 2 ppm for Pb, 1 ppmfor Ga, 2 ppm for Zn, 2 ppm for Cu, 2 ppm forNi, 2 ppm for Co, 2 ppm for Cr, 2 ppm for V, 3ppm for Ce, 4 ppm for Nd, 9 ppm for Ba, 4 ppmfor La, 1 ppm for Hf, 2 ppm for Sc.

Whole rock major and trace element analyses ofthe granodiorites, microgranites and aplitic di-kes are presented in Table 1. The granodioritesare characterized by high amount of TiO2 (0.28-0.43 wt %), Al2O3 (15.24-16.19 wt %), FeO(3.22-5.44 wt %), MgO (0.89-2.01 wt %), CaO(2.77-4.99 wt %), P2O5 (0.09-0.11 %), Zr (87-136 ppm), Sr (190-232 ppm) and low amount of SiO2 (64.48-69.77 wt %) and K2O (2.13-4.55 wt %)compare to microgranites and aplitic dikes (seeTable 1), corresponding to their modal minera-logy. The major element Harker (1909) diag-rams are shown in Figure 6. Overall Al2O3, TiO2,MgO, FeO, CaO, MnO and P2O5 decrease byfollowing linear trend with increasing SiO2 wt %.These linear trends may indicate that thesethree rock types may be originated from sameparental magma with fractional crystallization.Two samples (TR-13 and TR-14) in granodioritesuite are plotted away from the others and rep-resented by lower content of SiO2 and highercontents of other elements in the diagram (Figu-re 6). However these two samples remain onsame line with the other samples, suggestingthat there is a compositional gap which could bedue to insufficient sampling for geochemicalwork.

The granodiorite, microgranite and aplitic dikesin the Esence granitoid show subalkaline cha-racter in total alkali-silica (TAS) diagram of Irvi-ne and Baragar (1971) (Figure 7), and exhibittypical calcalkaline character as seen in Figure8. In the Maniar and Piccoli (1989) diagram, thegranodiorites and microgranites exhibit metalu-minous to peraluminous character whereas theaplitic dikes show metaluminous character (Fi-gure 9). “The Ocean Ridge Granite (ORG)-nor-malized multi element spider” diagram of theEsence granitoid displays selective enrichmentin large ion lithophile (LIL) elements such as Rb,Ba, Th and depletion in high field strength (HFS)elements such as Nb, Zr, Hf, Sm, Y (Figure 10).The field of plutons from modern volcanic arcsettings is shown for comparison (Pearce et al.,1984). The multi-element patterns of the grani-toid rocks show similarity to the volcanic arc gra-


nites (Figure 10). Moreover distinctly negativeNb anomaly is typical of magmas derived from asubduction-modified mantle (Wilson, 1989).Tectonomagmatic discrimination diagrams ofPearce et al. (1984) based on immobile ele-ments are effective at discriminating betweentectonic environments in granitoid material. Fi-gure 11 presents Nb versus Y and Rb versusY+Nb diagrams for the granitoid rocks from theEsence region. The Nb versus Y diagram sepa-rates VAG+Syn-COLG and WPG (Figure 11a).The samples are mainly plotted in theVAG+Syn-COLG field. To separate volcanic arcgranites from syncollisional granites, a Rb ver-sus Y+Nb diagram is used in Figure 11b. It is

evident that the granitoid rocks plot within theVAG field. The rocks from the Esence granitoidplot in the Syn-COLG field in the R1-R2 diagramof Batchelor and Bowden, (1985) (Figure 12),resulted from an ongoing collisional processbetween ensimatic island arc (Göksun ophiolite)and continent (Malatya-Keban platform) in thesouthern branch of Neotethyan oceanic basin(Y›lmaz, 1993; Y›lmaz et al., 1993; Parlak andR›zao¤lu, 2004).

DISCUSSION AND CONCLUSIONS

There are number of tectonomagmatic units thatare important in understanding the geological


Table 1. Results of the major and trace element analyses of the rocks from the Esence granitoid.Çizelge 1. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n ana ve iz element analizlerinin sonuçlar›.

Microgranite Aplitic dike Granodiorite

TR-4 TR-6 TR-7 TR-20 TR-21 TR-5 TR-8 TR-9 TR-10 TR-13 TR-14 TR-15 TR-16 TR-17 TR-18

SiO2 76.23 73.63 75.48 74.39 73.75 76.63 76.65 76.52 75.59 65.04 64.48 67.89 68.06 69.37 69.77TiO2 0.04 0.10 0.08 0.10 0.11 0.04 0.06 0.05 0.03 0.43 0.43 0.34 0.30 0.28 0.28Al2O3 13.26 14.06 13.66 14.03 14.31 13.12 12.97 12.68 13.12 16.19 15.98 15.41 15.44 15.24 15.34FeO* 0.93 1.77 1.56 1.39 2.02 0.80 1.23 1.33 0.81 5.44 5.37 4.02 3.58 3.45 3.22MnO 0.02 0.03 0.02 0.04 0.04 0.01 0.03 0.03 0.06 0.09 0.09 0.05 0.04 0.06 0.05MgO 0.06 0.26 0.20 0.30 0.33 0.07 0.12 0.10 0.05 1.95 2.01 1.26 1.06 0.98 0.89CaO 0.41 1.19 1.30 1.12 1.09 0.32 0.69 0.82 0.53 4.94 4.99 2.93 2.85 2.77 2.88Na2O 3.78 3.93 3.78 3.93 4.16 3.32 3.09 3.19 3.86 3.28 3.27 3.16 3.12 3.66 3.45K2O 4.79 4.43 4.06 4.25 3.92 5.65 5.32 5.09 4.95 2.21 2.13 4.10 4.55 3.43 3.55P2O5 0.03 0.05 0.04 0.05 0.05 0.03 0.03 0.03 0.03 0.10 0.11 0.11 0.10 0.10 0.09LOI 0.30 0.86 0.20 0.46 0.41 0.26 0.27 0.16 0.19 0.62 0.66 0.74 0.61 0.98 0.67Total 99.84 100.31 100.38 100.06100.19 100.24100.45100.00 99.23 100.27 99.51100.00100.25 100.31 100.18Nb 9 9 8 10 11 15 8 6 18 7 7 9 9 11 10Zr 41 65 58 62 65 45 45 57 29 103 87 135 122 136 126Y 27 23 17 17 19 35 23 34 9 15 17 19 19 22 16Sr 15 69 123 103 108 16 48 44 28 232 231 192 190 200 228U 6 5 4 10 9 7 7 6 7 4 4 6 6 7 5Rb 154 147 135 134 131 113 160 154 270 89 84 162 161 126 128Th 19 21 14 21 17 23 25 14 18 8 9 16 16 14 16Pb 37 33 31 33 36 32 38 40 33 14 12 25 14 18 15Ga 13 13 12 13 13 15 11 11 14 16 16 18 17 17 18Zn 10 14 11 12 13 11 12 12 10 33 32 28 21 23 22Cu 9 9 9 4 12 8 11 12 9 12 14 573 44 12 12Ni 5 5 6 2 5 2 5 7 4 10 11 9 10 9 8Co 2 3 2 2 3 2 2 2 2 14 13 8 7 7 6Cr 23 27 35 13 26 20 24 28 24 60 48 36 42 36 51V 6 10 9 13 14 5 10 8 7 95 90 55 53 43 39Ce 17 23 25 20 22 25 28 24 9 30 24 45 43 45 43Nd 4 6 7 5 7 7 9 9 4 18 9 17 20 19 20Ba 143 571 853 891 724 125 274 181 156 571 547 751 840 696 770La 11 14 11 14 11 7 15 13 10 7 10 23 22 18 21Hf 8 6 8 7 6 6 7 7 8 6 6 8 6 6 6Sc 2 2 3 4 3 3 2 2 2 15 14 8 7 5 5

Total Fe is expressed as FeO*


evolution of the region during the Late Cretace-ous in southeast Anatolia. These units are (a)the granitoids, (b) the ophiolites, and (c) the op-hiolite-related metamorphic rocks. The granito-

ids are located in Göksun-Afflin (Kahramanma-rafl), Do¤anflehir (Malatya) and Baskil (Elaz›¤)regions (Aktafl and Robertson, 1984; Yazganand Chessex, 1991; Beyarslan and Bingöl,

Figure 6. Harker type (Harker, 1909) variation diagrams for the rocks from the Esence granitoid.fiekil 6. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n Harker tipi (Harker, 1909) diyagramlar›.


Figure 7. Total alkali-silica diagram for the rocks fromthe Esence granitoid (after Irvine and Bara-gar, 1971).

fiekil 7. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n toplam al-kali-silis diyagram›ndaki (Irvine ve Baragar1971’den) konumlar›.

2000). The granitoid rocks intrude the Malatya-Keban platform, ophiolites and related meta-morphic rock units in these regions. The LateCretaceous ophiolitic bodies of the southeastAnatolia are represented by the Göksun (Kahra-manmarafl), ‹spendere (Malatya) and Kömür-han-Guleman (Elaz›¤). These ophiolites wereformed above north dipping subduction zonesome time during Late Cretaceous in the sout-hern branch of Neotethys (Robertson, 2002;Parlak et al., 2004; Beyarslan and Bingöl,2000). These ophiolites are interpreted as to ha-

ve been originated as single vast Late Cretace-ous thrust sheet that was dispersed betweenthe metamorphic massifs during the ongoingorogenic system between Late Cretaceous andLate Miocene (fiengör and Y›lmaz, 1981; Yaz-gan and Chessex, 1991; Y›lmaz et al., 1993;Beyarslan and Bingöl, 2000; Robertson, 2002;Parlak et al., 2004). The ophiolite-related meta-morphic rocks are observed in the Do¤ansehir(Malatya) and Elaz›¤ regions in tectonic contactwith overlying ophiolitic units; they display inver-ted metamorphic zonation from pyroxene-gra-nulite facies to epidote-amphibolite facies (Par-lak et al., 2002). These metamorphic units arealso interpreted as being the equivalent of theBerit metaophiolite (Perinçek and Kozlu, 1984;Genç et al., 1993) to the north of Kahramanma-rafl region.

The granitoids in the region were intruded thro-ugh the ophiolites, related metamorphic rocksand Malatya-Keban platform. The Malatya-Ke-ban platform is thrust over the ophiolitic units inthe region. This suggests that the Malatya-Ke-ban platform, ophiolites and related metamorp-hic units had been tectonically juxtaposed befo-re the intrusions took place in Late Cretaceous.

The K-Ar age obtained from the granitoid inGöksun-Afflin (Kahramanmarafl) region display

Figure 8. Distribution of the rocks from the Esencegranitoid on AFM diagram (after Irvine andBaragar, 1971).

fiekil 8. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n AFM (Ir-vine ve Baragar 1971’den) diyagram›ndada¤›l›m›.

Figure 9. A/NK versus A/CNK diagram for the rocksfrom the Esence granitoid ( after Maniar andPiccoli, 1989).

fiekil 9. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n A/NK-A/CNK (Maniar ve Piccoli, 1989’dan) diyag-ram›.


an age range from 85 to 70 Ma (Parlak and R›-zao¤lu, 2004). The formation age of the meta-morphic soles and oceanic crust is thought tobe contemporaneous and constrained approxi-mately as 90-92 Ma (Parlak and Delaloye,1999; Dilek et al., 1999). This shows that the int-rusion of granitoid exceeds the formation of theophiolites in time.

The geochemical and field data for the Esencegranitoid are in agreement with the followingscenario: The ophiolites in the southeast Anato-lia were formed above a north dipping subducti-on zone between the Arabian platform and theTauride platform in Late Cretaceous (~90-92Ma) (Parlak et al., 2004). During this intraoce-anic subduction, the oceanic crust and sea floorsediments were fragmented and accreted to thebase of the hanging wall to form the metamorp-hic sole in subduction zone. Following thisevent, the ophiolites and related metamorphicunits were then accreted to the base of the Ma-latya-Keban platform during the progressive eli-mination of the southern Neotethyan oceanicbasin. The thrusting of the Malatya-Keban plat-form over the ophiolites and related metamorp-hic rocks were followed by the intrusion of a vol-canic arc granitoids (88 to 85 Ma) along the Ta-uride active continental margin.

The geochemistry and geochronology of thegranitoids in the SE Anatolian orogen is very im-portant because they restrict the ensimatic is-land arc-continent collision in space and time.

The Esence granitoid, which is one of the grani-toid bodies in the SE Anatolian orogen betweenKahramanmarafl and Elaz›¤, has not been stu-died in detail. This work simply presents prelimi-nary geochemical data for a limited part of theEsence granitoid and future studies are neededfor a detail geochemical work. The petrographyand major-trace element geochemistry of theEsence granitoid rocks suggests that they are I-type, calcalkaline and formed in a subductionrelated environment (volcanic arc) during thecollision of the Tauride continent and the Gök-

Figure 10. ORG-normalized spider diagram for therocks from the Esence granitoid (normali-zing values are from Pearce et al., 1984).

fiekil 10. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n ORG’yegöre normalize edilmifl örümcek diyagram›(ORG de¤erleri Pearce vd., 1984’ten al›n-m›flt›r).

Figure 11. Tectonomagmatic discrimination diagramsbased on Rb vs Y+Nb (a) and Nb vs Y (b) forthe rocks from the Esence granitoid (afterPearce et al., 1984).

fiekil 11. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n Rb -Y+Nb (a) ve Nb - Y (b) tektonomagmatikay›rtman diyagramlar›ndaki da¤›l›m› (Pear-ce vd., 1984’ten).


Figure 12. R1 vs R2 diagram for the rocks from theEsence granitoid (after Batchelor and Bow-den, 1985).

fiekil 12. Esence granitoyidine ait kayaçlar›n R1 - R2diyagram›ndaki da¤›l›mlar› (Batchelor veBowden, 1985’ten).

sun ophiolite in the Late Cretaceous. The meta-luminous to peraluminous nature of the granitodrocks is consistent with an evolution involvingcontamination of mantle-derived magmas bycontinental crust.

ACKNOWLEDGEMENT

This research was supported by the ScientificResearch Projects Unit of Çukurova University(Project Number:FBE99YL-22). Michel Delalo-ye is thanked for providing to use XRF facility inthe Mineralogy Department at Geneva Univer-sity (Switzerland). Guidance of Fabio Capponiduring XRF analysis is appreciated. The aut-hors also thank to Alaiddin Bolat and Utku Ba¤-c› for their field assistancy, and Nilgün Güleçand an anonymous reviewer for their constructi-ve and informative reviews of the manuscript.Editorial handling by Reflat Ulusay is greatlyappreciated. Osman Parlak acknowledges thefinancial support from the Turkish Academy ofSciences, in the frame of the Young ScientistAward Program (TÜBA-GEB‹P).

REFERENCES

Ak›man, O., Erler, A., Göncüo¤lu, M.C., Güleç, N.,Geven, A., Türeli, T.K., and Kad›o¤lu,Y.K., 1993. Geochemical characteristics of

granitoids along the western margin of theCentral Anatolian Crystalline Complex andtheir tectonic implications. Geological Jo-urnal, 28, 371-382.

Aktafl, G., and Robertson A.H.F., 1984. The Madencomplex, SE Turkey: evolution of a Ne-otethyan continental margin. In: J.E, Di-xon, and A.H.F, Robertson (ed.), The Ge-ological Evolution of the Eastern Mediter-ranean, Geological Society of LondonSpecial Publication, 17, 375-402.

Alpaslan, M., and Boztu¤ D., 1997. The co-existenceof the syn-COLG and post-COLG plutonsin the Y›ld›zeli area (W-Sivas). Turkish Jo-urnal of Earth Sciences, 6, 1-12.

Ayd›n, N.S., and Önen, A.P., 1999. Field, petrograp-hic and geochemical features of the Bara-nada¤ quartz monzonite of the CentralAnatolian granitoids, Turkey. Turkish Jour-nal of Earth Sciences, 8, 113-123.

Ayd›n, F., Karsl›, O., and Sad›klar, M.B., 2003. Mine-ralogy and chemistry of biotites from eas-tern Pontide granitoid rocks, NE Turkey:some petrological implications for granito-id magmas. Chemie der Erde, 63, 163-182.

Batchelor, B., and Bowden, P., 1985. Petrogenetic in-terpretation of granitoid rock series usingmulticationic parameters. Chemical Ge-ology, 48, 43-55.

Beyarslan, M., and Bingöl, A.F., 2000. Petrology of asupra-subduction zone ophiolite (Elaz›¤,Turkey). Canadian Journal of Earth Scien-ces, 37, 1411-1424.

Boztu¤, D., 1998. Post-collisional central Anatolianalkaline plutonism, Turkey. Turkish Jour-nal of Earth Sciences, 7, 145-165.

Boztu¤, D., Y›lmaz, S ve Keskin,Y., 1994. ‹ç-Do¤uAnadolu alkalin provensindeki Köseda¤plütonu (Suflehri-KD Sivas) do¤u kesimi-nin petrografisi, petrokimyas› ve petroje-nezi. Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 37,1-14.

Boztu¤, D., Debon, F., ‹nan, S., Tutkun, S.Z., Avc›,N., and Keskin, Ö., 1997. Comparative ge-ochemistry of four plutons from the Creta-ceous-Palaeogene Central-Eastern Ana-tolian alkaline province (Divri¤i region, Si-vas, Turkey). Turkish Journal of Earth Sci-ences, 6, 95-115.

Ço¤ulu, H.E., 1975. Gümüflhane ve Rize yörelerindepetrolojik ve jeokronolojik araflt›rmalar.‹TÜ Yay›nevi, 1034, 112 s.

Delaloye, M., and Bingöl, E., 2000. Granitoids fromwestern and northwestern Anatolia: geoc-hemistry and modeling of geodynamicevolution. International Geology Review,42, 241-268.

Dilek, Y., Thy, P., Hacker, B., and Grundvig, S.,1999. Structure and petrology of Taurideophiolites and mafic dyke intrusions (Tur-

key): implications for the Neotethyan oce-an. Geological Society of America Bulletin,111, 1192-1216.

Ekici, T. ve Boztu¤, D., 1997. Anatolid-Pontid çarp›fl-ma sisteminin pasif kenar›nda yeralanYozgat batolitinde Syn-COLG ve Post-COLG granitoid birlikteli¤i. Yerbilimleri(Geosound), 30, 519-538.

Erler, A. ve Bayhan, H., 1995. Orta Anadolu granito-yidleri’nin genel de¤erlendirmesi ve sorun-lar›. Yerbilimleri, 17, 49-67.

Erler, A., and Göncüo¤lu, M.C., 1996. Geologic andtectonic setting of the Yozgat batholith,northern Central Anatolian CrystallineComplex, Turkey. International GeologyReview, 38, 714-726.

Genç, fi.C., and Y›lmaz, Y., 1997. An example ofpost-collisional magmatism in northwes-tern Anatolia: the K›zderbent volcanics(Armutlu Peninsula, Turkey). Turkish Jour-nal of Earth Sciences, 6, 33-42.

Genç, fi.C., Yi¤itbafl, E. ve Y›lmaz, Y., 1993. Beritmetaofiyolitinin jeolojisi. Suat Erk JeolojiSempozyumu, Bildiriler Kitab›, 37-52.

Gençalio¤lu-Kuflçu, G., Göncüo¤lu, M.C., and Kuflçu,‹., 2001. Post-collisional magmatism onthe northern margin of the Taurides and itsgeological implications: geology and petro-logy of the Yahyal›-Karamadaz› granitoid.Turkish Journal of Earth Sciences, 10,103-119.

Göncüo¤lu, M.C., and Türeli, K.T., 1994. Alpine colli-sional type granitoids from western CentralAnatolian Crystalline Complex, Turkey. Jo-urnal of Kocaeli University Earth Sciences,1, 39-46.

Güçtekin, A., Köprübafl›, N. ve Aldanmaz, E., 2004.Karabiga (Çanakkale) granitoyidinin je-okimyas›. Yerbilimleri, 29, 29-38.

Harker, A., 1909. The Natural History of IgneousRocks. London, Metheuen, 384 pp.

Helvac›, C., and Griffin, W.L., 1983. Rb-Sr geochro-nology of the Bitlis massif, Avnik (Bingöl)area, SE Turkey. Journal of Geological So-ciety, 13, 255-265.

‹lbeyli, N., and Pearce, J.A., 1997. Petrogenesis ofthe collision-related Anatolian granitoids,Turkey. European Union of Geosciences(EUG) 9, Strasbourg-France, 502.

‹lbeyli, N., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F., and Mitchell,J.G., 2004. Petrogenesis of collision-rela-ted plutonics in central Anatolia, Turkey.Lithos, 72, 163-182.

Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A., 1971. A guide tothe chemical classification of the commonvolkanic rocks. Canadian Journal of EarthSciences, 8, 523-548.

Karig, D.E., and Kozlu, H., 1990. Late Paleogene-Ne-ogene evolution of the triple junction nearMarafl, south-central Turkey. Journal ofGeological Society, 147, 1023-34.

Karsl›, O., Ayd›n, F., and Sad›klar, M.B., 2002. Geot-hermobarometric investigation of the Ziga-na granitoid, Eastern Pontides, Turkey. In-ternational Geology Review, 44, 277-286.

Kelling, G., Gökçen, S.L., Floyd, P.A., and Gökçen,N., 1987. Neogene tectonics and plateconvergence in the eastern Mediterrane-an: new data from southern Turkey. Ge-ology, 15, 425-429.

Ketin, ‹., 1983. Türkiye Jeolojisine Genel Bir Bak›fl.‹TÜ Kütüphanesi,1259, 595s.

Maniar, P.D., and Piccoli, P.M., 1989. Tectotic discri-mination of granitoids. Geological Societyof America Bulletin, 6,129-198.

Parlak,O., and Delaloye, M., 1999. Precise 40Ar/39Arages from the metamorphic sole of theMersin ophiolite (Southern Turkey). Tecto-nophysics, 301, 145-158.

Parlak, O., and R›zao¤lu, T., 2004. Geodynamic sig-nificance of granitoid intrusions in the sout-heast Anatolian orogeny (Turkey). Proce-edings of 5th International Eastern Medi-terranean Geology Symposium, Thessalo-niki, Greece, Abstracts, 157.

Parlak, O., Önal, A., Höck, V., Kürüm, S., Delaloye,M., Ba¤c›, U., and R›zao¤lu, T., 2002. In-verted metamorphic zonation beneath theYüksekova ophiolite in SE Anatolia. 1st In-ternational Symposium of Faculty of Mines(‹TÜ) on Earth Science and Engineering,‹stanbul, Turkey, Abstracts, 133.

Parlak, O., Höck, V., Kozlu, H., and Delaloye, M.,2004. Oceanic crust generation in an is-land arc tectonic setting, SE Anatolian oro-genic belt (Turkey). Geological Magazine,141, 583-603.

Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G., 1984.Trace element discrimination diagram forthe tectonic interpretation of granitic rocks.Journal of Petrology, 25, 956-983.

Perinçek, D., and Kozlu, H., 1984. Stratigraphy andstructural relations of the units in the Afflin-Elbistan-Do¤anflehir region (Eastern Ta-urus). Proceedings of InternationalSymposium, Geology of Taurus Belt, An-kara, Turkey, 181-198.

Robertson, A.H.F., 2002. Overview of the genesisand emplacement of Mesozoic ophiolitesin the Eastern Mediterranean Tethyan re-gion. Lithos, 65, 1-67.

fiengör, A.M.C., and Y›lmaz, Y., 1981. Tethyan evo-lution of Turkey : a plate tectonic appro-ach. Tectonophysics, 75,181-241.

Tarhan, N., 1986. Do¤u Toroslarda Neotetisin kapa-n›m›na iliflkin granitoyid magmalar›n›n ev-rimi ve kökeni. Maden Tetkik ve AramaDergisi, 107, 95-112.

Tatar, S., and Boztu¤, D., 1998. Fractional crystalliza-tion and magma mingling/mixing proces-ses in the monzonitic association in the


SW part of the composite Yozgat batholite(fiefaatli-Yerköy, SW Yozgat). Turkish Jo-urnal of Earth Sciences, 7, 215-230.

Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis: A GlobalTectonic Approach. Chapman & Hall, Lon-don, 466 pp.

Yal›n›z, M.K., Ayd›n, N.S., Göncüo¤lu, M.C., and Par-lak, O., 1999. Terlemez quartz monzoniteof Central Anatolia (Aksaray-Sar›kara-man): age, petrogenesis and geotectonicimplications for ophiolite emplacement.Geological Journal, 34, 233-242.

Yazgan, E., and Chessex, R., 1991. Geology and tec-tonic evolution of the southeastern Tauri-des in the region of Malatya. Turkish Asso-ciation of Petroleum Geologists, 3, 1-42.

Y›lmaz, O., 1971. Etude petrographique et geochro-nologique de la region de Cacas. PhDThesis, Universite de Science et Medicalede Grenoble, France, 230 pp.

Y›lmaz, Y., 1978. Bitlis massif and ophiolite relations-hip around Gevafl, Van. Proceedings of4th Turkish Petroleum Congress, 88-93.

Y›lmaz, Y., 1990. Allochthonous terranes in the Teth-yan Middle east: Anatolia and surroundingregions. Philosophical Transactions of Ro-yal Society of London, A 331, 611-24.

Y›lmaz, Y., 1993. New evidence and model on theevolution of the Southeast Anatolian oro-gen. Geological Society of America Bulle-tin, 105, 251-271.

Y›lmaz, Y., Gürp›nar, O., Kozlu, H., Gül, M.A., Yi¤it-bafl, E., Y›ld›r›m, M., Genç, fi.C. ve Kes-kin, M., 1987. Kahramanmarafl kuzeyininjeolojisi (And›r›n-Berit-Engizek-Nurhak-Binbo¤a Da¤lar›). Türkiye Petrolleri A.O.Rapor No: 2028, 218 s (unpublished).

Y›lmaz, Y., Yi¤itbafl, E., and Genç, fi.C., 1993. Ophi-olitic and metamorphic assemblages ofSoutheast Anatolia and their significancein the geological evolution of the orogenicbelt. Tectonics, 12 (5), 1280-1297.


Kömür-su kar›fl›mlar› teknolojisinde farkl› yap›daki Türkkömürlerinin yanma özellikleri

The combustion properties of different structural Turkish coals in coal-waterslurries technology

Feridun BOYLU, Gündüz ATEfiOK, Mustafa ÖZER‹stanbul Teknik Üniversitesi, Maden Mühendisli¤i Bölümü, 34469 Maslak, ‹STANBUL

ÖZ

Bu çal›flmada, kömürleflme derecesi birbirinden farkl› olan üç farkl› Türk kömüründen haz›rlanm›fl kar›fl›mlar üze-rinde yakma deneyleri gerçeklefltirilmifltir. Kömür tane boyutu ve yanma oran› sabit tutularak gerçeklefltirilen yak-ma deneyleri sonucunda, kar›fl›m haz›rlama aflamas›nda etkili olan kömürleflme derecesinin, kar›fl›mlar›n yak›lma-s› iflleminde çok etkin olmad›¤›, kömürleflme derecesine ba¤l› olmaks›z›n, kar›fl›mlar›n yüksek yanma verimleri ileyak›labilece¤i saptanm›flt›r. Gerçeklefltirilen yakma deneyleri sonucunda, farkl› kömürleflme derecesine sahip kö-mür-su kar›fl›mlar›n›n yak›lmas›yla % 96.5-99.0 gibi yüksek yanma verimlerine ulafl›lm›flt›r. Is› kay›plar› ise, kömür-leflme derecesine ba¤l› olarak, % 5-22 aras›nda de¤iflim göstermifltir.

Anahtar Kelimeler: Kömür, kömür-su kar›fl›mlar›, yakma.

ABSTRACT

In this study, combustion experiments were carried out by using different rank coals from Turkey. The experiments,performed at a constant coal particle size and combustion ratio suggested that the coalification degree, which isvery important parameter in preparation of coal-water mixtures, is not effectual on the combustion of coal-waterslurries. It is observed that the slurries can be combusted with high combustion efficiency independent on the deg-ree of coalification. As a result of combustion tests, a combustion efficiency of 96.5 - 99.0% was achieved in thecombustion of coal-water slurries prepared from different rank coals. On the other hand, heat losses during thecombustion determined between 5 - 22% depending on the degree of coalification.

Key Words: Coal, coal-water slurries, combustion.


G. AteflokE-mail: [email protected]

G‹R‹fi

Kömür-su kar›fl›mlar› (KSK) ile ilgili ilk çal›flma-lar, yaklafl›k yüz y›l önce, kömür-fuel oil kar›fl›m-lar›n›n endüstriyel bir yak›t olarak kullan›lmas›y-la bafllam›flt›r. ‹lk temel araflt›rmalar, I. ve II.Dünya savafllar› s›ras›nda yap›lm›flt›r. Ak›flkan-laflt›r›c› ortam olarak, bafllang›çta, fuel-oil kulla-n›lm›flt›r. Petrol tüketimine olan gereksinimi ta-mamen ortadan kald›rmak için yap›lan çal›flma-larda, KSK yak›t›nda ak›flkanlaflt›r›c› olarak sukullan›m› gündeme gelmifl ve kömür-su kar›fl›-m›, 1980 y›l›ndan sonra bu konu ile ilgili araflt›r-malar›n odak noktas›n› oluflturmufltur.

KSK’lar›n yak›t olarak de¤erlendirilmek isten-mesinin iki temel nedeni vard›r. Bunlar; (1) mev-cut fuel oil yakma sistemlerinde yap›lacak ufakde¤ifliklikle kar›fl›mlar›n, a¤›r fuel oile benzerflekilde yak›labilmesi ve depolanabilmesi ve (2)KSK’lar›n boru ile tafl›nabilir olmas›d›r.

Tipik bir KSK, %60-75 kömür, %24-30 su ve %1katk› maddelerinden oluflan bir kar›fl›md›r. Uy-gun bir kar›fl›m haz›rlanmas›, çeflitli de¤iflkenle-rin birlikte dikkate al›nmas›n› gerektiren karma-fl›k bir ifllemdir. Uygun bir kar›fl›m tan›m›ndan,

en fazla kömür yüklenmesi yap›lm›fl, en fazlaa¤›r fuel-oilinkine efl de¤er bir viskoziteye sahip,belirli depolama ve iflletme koflullar›nda sorunyaratmayan (kömür taneciklerinin çökelmesi,viskozitedeki ani de¤iflimler gibi) bir kar›fl›m an-lafl›lmaktad›r (NEDO, 1997). Bir KSK için en-düstride beklenen, ancak kesin olmayan hedef-ler; Brookfield viskozitesinin, 100 rpm’de 1000cp ve çalkalanma olmaks›z›n, bir hafta sonundaalt k›s›mda oluflan sert birikimin KSK hacminin%5’inden daha az olmas›d›r (Natoli vd., 1985;Ateflok vd., 2002a ve 2002b; Dinçer vd., 2002ave 2002b; Boylu ve Ateflok, 1999 ve 2003; Boy-lu vd., 2001). KSK yak›t›n›n yanma özelliklerininbelirlenmesi, yakma sistemlerinin tasar›m›n›gerçeklefltiren üretici firmalara, yak›t›n endüstri-yel ölçekte yak›lmas›nda daha baflar›l› sonuçla-r›n al›nmas› için gerekli bilgileri sa¤lar.

Kömürün yanmas›, genel olarak üç aflamadanoluflmaktad›r. Bunlar; kömür taneci¤inin ›s›nma-s›, uçucu madde ç›k›fl› sonucu görünür alev ileyanmas› ve yar›kok yanmas›d›r. KSK yak›t›n›nyanmas›da, baz› farkl›l›klar içermekle birlikte,genel olarak kömürün yanmas›na benzer bir du-rum sergilemektedir. En önemli fark, KSK’lar›ns›v› yak›tlar gibi atomize edilerek yak›lmas›d›r.Konu ile ilgili olarak baflta ABD, Kanada, ‹sveç,Japonya, ‹talya ve Çin olmak üzere bir çok ülke-de araflt›rmalar yap›lm›flt›r ve halen de yap›l-maktad›r. Yap›lan çal›flmalarda kömür-su oran›-n›n, stokiometrik yakma oran›n›n ve ikincil havamiktar›n›n KSK’n›n yakma özelliklerini önemliölçüde etkiledi¤i belirlenmifltir (NEDO, 1997;McHale, 1985).

Özellikle, toplam yanma süresinin büyük bir bö-lümünü oluflturan yar›kok yanmas›n›n kömürüntürüne ba¤l› oldu¤u birçok araflt›rma taraf›ndansaptanm›flt›r. Az say›da linyit kömürü üzerindegerçeklefltirilen tek damla yanma deneylerinde,linyit-su kar›fl›mlar›n›n toplam yanma süresinin,bitümlü kömür ile haz›rlanan KSK’lar›n›n yanmasüresinden daha uzun oldu¤u sonucuna var›l-m›flt›r. (Yavuz, 1996). Metthews ve Jones(1986), hem deneysel, hem de kuramsal olarak,orta kömürleflme derecesine sahip kömürle ha-z›rlanan KSK’n›n, düflük veya yüksek kömürlefl-me dereceli kömürlere göre daha h›zl› yand›¤›-n› göstermifllerdir. Sato vd. (1988), yanma veri-minin kömür tanecik boyutunun küçülmesiyleyükseldi¤ini, ancak baca gaz›ndaki NOx yay›n›-m›n›n artt›¤›n› saptam›fllard›r. %70-80’I 75 mik-

ronun alt›nda ve ortalama tane boyutu 20-30mikron civar›nda olan kar›fl›mlar›n yanmada enyüksek verimi sa¤lad›¤› di¤er bir araflt›rmadasaptanm›flt›r (McHale, 1985). Olen (1984), ger-çeklefltirdi¤i çal›flmada, etkin bir yakma içinKSK’n›n bir ön ›s›tma ifllemine tabi tutulmas›n›önermektedir.

Yap›lan baz› araflt›rmalar›n sonuçlar›na göre;ak›flkan yatakta KSK’n›n yak›lmas›nda herhan-gi bir viskozite s›n›rlamas› getirilmemekte veKSK için en ideal yakma sistemi olarak ak›flkanyatak önerilmektedir (NEDO, 1997; Kefa vd.,1985). Kar›fl›m›n tanecik boyutu, di¤er sistemle-re göre daha büyük olabilmektedir. Özellikle ba-s›nçl› ak›flkan yatakta, yakma esas›na dayanangüç üretimi için en cazip yak›t KSK’d›r. Ancakak›flkan yatakta yakma ile ilgili en büyük soru-nun besleme sistemi oldu¤u belirtilmektedir(Shang, 1984; Arena vd., 1985).

Ak›flkan yatak, yata¤a sorbent ilave edilmek su-retiyle SO2 yay›n›m›n›n kontrolünde önemli birüstünlü¤e sahip oldu¤u di¤er bir çal›flmada be-lirlenmifltir. Gaz yay›n›mlar› konusunda gerçek-lefltirilen di¤er çal›flmalarda ise; ak›flkan yataktaKSK yak›lmas› halinde, kömürün yak›lmas›nda-kine oranla NOX yay›n›m›n›n azald›¤› saptan-m›flt›r (Mackay vd., 1985).

fiimdiye kadar KSK ile ilgili gerçeklefltirilen yak-ma deneylerinde ve pilot ölçekli çal›flmalardagenellikle düflük küllü (%5-10) kömürler kullan›l-m›flt›r. Bu çal›flma kapsam›nda ise; yüksek küliçerikli Zonguldak bitümlü kömürü, Soma yar›bi-tümlü kömürü ve ‹stanbul-Yeniköy linyit kömürüile haz›rlanan kömür-su kar›fl›mlar›n›n (KSK),pilot ölçekli düfley yakmal› kömür yak›c›s›ndayakma deneyleri gerçeklefltirilmifl ve elde edilensonuçlar mevcut veriler çerçevesinde yorumlan-m›flt›r.

MALZEME VE YÖNTEM

Malzeme

Farkl› yap›ya sahip Türk kömürleri ile haz›rlanankömür-su kar›fl›mlar›n›n yakma özelliklerinin in-celendi¤i bu araflt›rma kapsam›nda; bitümlü,yar› bitümlü ve linyit kömürlerini temsil eden, s›-ras›yla; ZB (Zonguldak-Armutçuk), SYB (Soma)ve ‹stanbul-Yeniköy (‹SL) kömürleri kullan›lm›fl-t›r. Bu kömürler üzerinde yap›lan standart veelementel kömür analiz deneylerinden elde edi-


len sonuçlar kuru baza göre Çizelge 1’de veril-mifltir. Haz›rlanan kömür-su kar›fl›mlar›nda da-¤›t›c› olarak a¤›rl›k baz›nda %0.3 oran›nda sod-yum polistiren sulfonat (PSS) ve stabilizör ola-rak da %0.01 miktar›nda karboksil metil selüloz(CMC) kullan›lm›flt›r. Haz›rlanan kar›fl›mlar›npH’› 8.8 (do¤al pH) olarak sabit tutulmufltur.Yakma deneylerinde kullan›lan kar›fl›mlar›nözellikleri Çizelge 2’de verilmifltir.

Çizelge 2’den görülece¤i üzere; yakma deney-lerinde kullan›lan kar›fl›mlar›n haz›rlanmas›nda,kar›fl›mlar›n içindeki kömür boyutu 24 mikron(d50) olarak sabit tutulmufltur. Yakma deneyle-rinde, fiekil 1’de gösterilen ve yakma oran›193000 kcal/saat olan düfley yakmal› kömür ya-k›c›s› kullan›lm›flt›r.

Yak›c›; 305 cm uzunlu¤unda ve 114 cm iç ça-p›nda olup, 7.62 cm kal›nl›¤›nda Hydrecon 3000tip, 1650 oC’ye kadar ›s›ya dayan›kl› refraktermalzeme ile kaplanm›flt›r. Yak›c› ayn› zamanda;20 cm kal›nl›¤›nda, hafif ve yüksek alümüna içe-rikli malzeme ile yal›t›larak, yak›c› içi s›cakl›kla-

r›n 1450-1500 oC’de tutulmas› sa¤lanm›flt›r.1.56-2.27 m3/dakika aras›nda ak›c› gaz üretenyak›c›da ak›c› gaz, kullan›lan ›s› eflanjörleri ile104 oC’ye kadar so¤utularak son filtreye gönde-rilmektedir. Yak›c›y› terk eden ak›c› gaz ve yan-ma sonras› elde edilen yanma ürünleri, MODELBB-9-III marka pulse-jet tipi, 6 m2’lik filtre alan›-na sahip son filtre kullan›larak tutulmaktad›r.Son filtrenin toz tutma kapasitesi % 99’dur. Ya-k›c› içerisindeki farkl› kamaralardaki s›cakl›klar,yak›c›n›n de¤iflik bölgelerine yerlefltirilmifl olans›cakl›k sensörleri ile belirlenmekte, yanma so-nucu elde edilen ak›c› gaz konsantrasyonlar› isegaz kromatograflar› ve bilgisayar vas›tas›yla on-line olarak gözlenmekte ve kaydedilmektedir.

Uygulanan Yöntemler

Yakma deneyleri, fiekil 1’de gösterilen düfleyyakmal› kömür yak›c›s› kullan›larak, üç farkl› kö-mür için üç farkl› atomize edici hava bas›nc›nda(2.11, 4.22 ve 6.33 kg/cm2) gerçeklefltirilmifltir.Yakma deneylerinde kar›fl›mlar›n yak›c›ya bes-leme h›zlar›, 193000 kcal/saat yakma miktar›na

Boylu vd. 17

Çizelge 1. Deneylerde kullan›lan kömürlerin standart ve elementel analiz sonuçlar›.Table 1. Proximate and ultimate analyses of the samples used in the study.

Özellikler ZB SYB ‹SL

Nem, (%) 1.20 18.42 35.50Kül, (%) 12.61 15.31 40.36Uçucu madde, (%) 30.33 42.37 43.60

Standart Sabit karbon, (%) 57.06 42.32 16.04Toplam kükürt, (%) 0.61 0.69 1.20Üst kalorifik de¤er, (Kcal/kg) 7086 4608 3677Yanar kükürt, (%) 0.40 0.42 0.73

C, (%) 74.86 60.78 58.10

Elementel N, (%) 1.08 1.09 0.87O, (%) 6.21 17.83 16.91H, (%) 4.63 4.30 4.80

Porozite, (%) 9.70 11.8 18.30

ZB: Zonguldak-Armutçuk bitümlü kömürü SYB: Soma yar› bitümlü kömürü ‹SL: ‹stanbul linyit kömürü

Çizelge 2. Yakma deneylerinde kullan›lan kar›fl›mlar›n özellikleri.Table 2. Properties of each slurry used in the combustion experiments.

Boyut ToplamÖrnek (d50) PKO Viskozite Besleme oran› kalorifik de¤er

(mikron) (%) (mPa.s) (kg/dak) (kcal/saat)

ZB 23.95 64.2 560 0.3178 193000SYB 24.12 56.4 250 0.5448 193000‹SL 24.29 40.2 110 1.1350 193000

karfl›l›k gelecek flekilde ayarlanm›flt›r. Yakmaifllemi öncesinde yak›c› 63000 kcal/saat yakmaoran›nda, do¤al gaz kullan›larak ›s›t›lm›fl ve ya-k›c› içi s›cakl›k 1150 oC’ye ayarlanm›flt›r. Bu s›-cakl›ktan sonra do¤algaz beslemesi kesilerekKSK beslemesi yap›lm›flt›r. Yakma ifllemi bo-yunca, yanma ifllemi kontrol alt›nda tutulmufl,birincil ve ikincil yakma havas›, yak›c› içerisin-deki O2 gaz konsantrasyonu % 4.5 (sabit) ola-cak flekilde ayarlanm›flt›r. Yakma deneyi sonuç-lar›; ak›c› gaz (O2, CO, CO2, SO2 ve NOx) emis-yonlar›, yak›c› içi s›cakl›klar› ve yanma etkinli¤iderecesi baz al›narak de¤erlendirilmifltir. Yan-ma süresi boyunca her 30 saniyede bir yukar›-da belirtilen ak›c› gaz emisyonlar› ve yak›c› içis›cakl›klar› ölçülerek kaydedilmifltir. Yak›c› içis›cakl›klar, yanman›n etkin oldu¤u ve kar›fl›mla-r›n yak›c› içerisine ilk girdikleri bölge olan 2. ka-mara s›cakl›klar› baz al›narak de¤erlendirilmifl-tir. Deneylerde atomizer 2. kamaraya yerlefltiril-mifltir. Yanma sonunda, son filtreden kat› örnek-leri al›narak kül analizi yap›lm›fl ve yanma etkin-li¤i afla¤›daki eflitlik kullan›larak hesaplanm›flt›r.

(1)

Burada; FB yak›t yanma oran› (%), AC kömürünorijinal kül içeri¤i (%) ve AR yanma sonunda ge-ride kalan kat›n›n kül içeri¤i yüzdesidir.

DENEYSEL ÇALIfiMALAR

Yanma deneyleri ile ilgili deney koflullar›, her üçkömür için toplu halde Çizelge 3’de verilmifltir.Farkl› atomize edici hava bas›nçlarda (AEHB)gerçeklefltirilen yanma deneyleri sonucunda,6.33 kg/cm2 de¤eri optimum AEHB de¤eri ola-rak belirlenmifltir. fiekil 2-6’da, deneysel çal›fl-malarda kullan›lan kömürlerle haz›rlanm›fl kar›-fl›mlar›n optimum AEHB’›nda yak›lmas› sonu-cunda elde edilen ak›c› gaz emisyonlar› s›ras›y-la verilmifltir. fiekil 2’de görüldü¤ü gibi, her üçkömür-su kar›fl›m›n›n yanmas› s›ras›nda ortam-daki oksijen içeri¤i % 4.5 civar›nda sabit tutul-

( )( ) 010

A100A

A100A1FB

CR

RC ×

−

−−=


fiekil 1. Düfley yakmal› kömür yak›c›s› ve yard›mc› ekipmanlar.Figure 1. Down-fired coal combustor and other equipment.

mufltur. Bu flekilde, üç kömürle haz›rlanm›fl ka-r›fl›mlar›n yak›lmas› sonucu elde edilen gazemisyonlar›n›n karfl›laflt›rmas›n›n daha do¤ruolaca¤› düflünülmüfltür.

fiekil 3’te ise, yakma ifllemleri sonucunda ulafl›-lan CO emisyonlar› verilmifl olup, ayn› yakmaoran› olan 88200 kcal/saat için elde edilen COemisyonlar› kömürleflme derecesine ba¤l› ola-rak farkl›l›k göstermektedir. Bununla birlikte, üçfarkl› kömür-su kar›fl›m›n›n yak›lmas› s›ras›ndaelde edilen CO emisyonlar› 80-140 ppm aras›n-da seyretmifl olup, bu de¤erler oldukça küçüktürve her üç kömürün de yüksek yanma verimi ileyak›ld›klar›n› göstermektedir. Sabit O2 (% 4.5)ve CO2 içeri¤ini (% 13.5) esas alarak de¤erlen-dirme yap›lacak olursa, ‹stanbul ve Zonguldakkömürlerinin Soma kömürüne oranla daha etkinbir flekilde yak›ld›¤› söylenebilir. Bununla birlik-te, 80-140 ppm aras›nda bir karfl›laflt›rma yap›l-mas› CO emisyonlar› çok küçük oldu¤undançok do¤ru bir yaklafl›m olmayacakt›r. Ancak, ge-nel olarak, her kömür-su kar›fl›m›n›n yak›lma-s›nda düflük CO emisyonlar›n›n elde edildi¤i da-ha do¤ru bir ifade olacakt›r.

Üç farkl› kömür örne¤inden haz›rlanm›fl kar›-fl›mlar›n yak›lmas›ndan elde edilen SO2 emis-yonlar› fiekil 4’te verilmifl olup, bu kömür-su ka-

Boylu vd. 19

Çizelge 3. ZB, SYB ve ‹SL kömür-su kar›fl›mlar› ile gerçeklefltirilen yanma deneyi koflullar›.Table 3. The conditions of combustion experiments carried out by using ZB, SYB and ISL coal-water slurries.

Özellikler (ZB) 2.11 kg/cm2 4.22 kg/cm2 6.33 kg/cm2

Birincil hava miktar› 171 kg/saat 182 kg/saat 171 kg/saat0.47 kg/cm2 0.57 kg/cm2 0.57 kg/cm2

‹kincil hava miktar› 152 kg/saat 152 kg/saat 152 kg/saat0.35 kg/cm2 3.5 kg/cm2 0.34 kg/cm2

AEHB (atomize edici hava bas›nc›) 304 kg/saat 400 kg/saat 437 kg/saat2.11 kg/cm2 4.22 kg/cm2 6.33 kg/cm2

Kar›fl›m besleme h›z› 0.3178 kg/dakika 0.3178 kg/dakika 0.3178 kg/dakika

Özellikler (SYB) 2.11 kg/cm2 4.22 kg/cm2 6.33 kg/cm2



AEHB(atomize edici hava bas›nc›) 361 kg/saat 437kg/saat 494 kg/saat2.11 kg/cm2 4.22 kg/cm2 6.33 kg/cm2


Özellikler (‹SL) 2.11 kg/cm2 4.22 kg/cm2 6.33 kg/cm2



AEHB (atomize edici hava bas›nc›) 361 kg/saat 399 kg/saat 418 kg/saat2.11 kg/cm2 4.22 kg/cm2 6.33 kg/cm2


O2

(%)

Süre (dakika)

ZONGULDAKSOMA‹STANBUL

fiekil 2. Üç farkl› kömür-su kar›fl›m› için, yanma s›ra-s›nda süreye ba¤l› olarak O2 konsantrasyo-nunun de¤iflimi (6.33 kg/cm2 hava bas›nc›n-da).

Figure 2. O2 concentrations in combustor during thecombustion for each coal-water slurries (under air pressure of 6.33 kg/cm2).

r›fl›mlar›n›n yak›lmas›yla farkl› SO2 emisyonlar›elde edilmifltir. Ancak bu durum, kar›fl›mlar›nhaz›rlanmas›nda kullan›lan kömür örneklerinin

yap›s›ndan, ya da inorganik madde içeri¤indenkaynaklanmaktad›r. Çizelge 4’de verilen, örnek-lere ait küllerde yap›lan plazma emisyon spekt-



Süre (dakika)

CO

(pp

m)

fiekil 3. Üç farkl› kömür-su kar›fl›m› için, yanma s›ra-s›nda süreye ba¤l› olarak CO konsantrasyo-nunun de¤iflimi (6.33 kg/cm2 hava bas›nc›n-da).

Figure 3. CO concentrations in combustor during thecombustion for each coal-water slurries (un-der air pressure of 6.33 kg/cm2).

SO

2(p

pm)


Süre (dakika)

fiekil 4. Üç farkl› kömür-su kar›fl›m› için, yanma s›ra-s›nda süreye ba¤l› olarak SO2 konsantras-yonunun de¤iflimi (6.33 kg/cm2 hava bas›n-c›nda).

Figure 4. SO2 concentrations in combustor during thecombustion for each coal-water slurries (un-der air pressure of 6.33 kg/cm2).

Çizelge 4. ZB, SYB ve ‹SL kömürlerine ait küllerde yap›lan ICP analiz sonuçlar›.Table 4.Results of the ICP analyses of ZB, SYB and ISL coal ashes.

ELEMENT ZB SYB ‹SL

SiO2 (%) 41.75 19.64 27.86Al2O3 (%) 21.89 9.44 13.92Fe2O3 (%) 11.85 6.58 9.79MgO (%) 3.17 2.73 2.62CaO (%) 5.50 45.25 27.16Na2O (%) 1.75 0.83 1.87K2O (%) 2.33 0.56 1.00TiO2 (%) 1.15 0.36 0.53P2O5 (%) 0.14 0.28 0.26MnO (%) 0.12 0.07 0.10Cr2O3 (%) 0.043 0.032 0.043Ba (ppm) 1005 1312 1156Ni (ppm) 235 72 232Sr (ppm) 643 664 981Zr (ppm) 257 105 171Y (ppm) 80 24 47Nb (ppm) <10 <10 <10Sc (ppm) 32 11 20K›zd›rma kayb› (%) 9.9 2.6 5.9Toplam karbon (%) 7.41 1.07 2.87Toplam sulfür (%) 1.12 4.32 1.0Baz/Asit oran› (B/A) 0.38 1.9 3.32Curuf oluflturma faktörü 0.232 1.31 1.20T›kanma faktörü 0.665 1.577 1.87

B/A = (Fe2O3+CaO+MgO+Na2O+K2O)/(SiO2+Al2O3+TiO2)Curuf oluflturma faktörü (Rs) = B/A*Kömür kükürt içeri¤i, % (kuru baza göre)T›kanma faktörü (Rf) = B/A* Na2O, % (Kül içerisindeki)

rometresi (ICP) analizleri sonucunda, kömürle-rin yap›s›ndaki inorganik madde içeri¤inin, özel-likle Ca içeri¤inin farkl›l›k gösterdi¤i görülmekte-dir.

Soma ve Zonguldak kömürlerinin toplam ve ya-nar kükürt içeri¤i birbirine yak›n olmas›na ra¤-men, Soma kömürü ile haz›rlanm›fl kar›fl›mlardadaha düflük SO2 emisyonlar›na (40-80 ppm)ulafl›lm›flt›r. Oysa, Zonguldak kömürü ile 300-350 ppm civar›nda SO2 emisyonlar› elde edil-mifltir. Bilindi¤i üzere, kömürlerin yap›s›nda bu-lunan Ca yanma s›ras›nda aç›¤a ç›kan SO2 iletepkimeye girerek gibsite dönüflmekte ve bu sa-yede aç›¤a ç›kan SO2 emisyonlar›n›n bir k›sm›-n› tutmaktad›r.

Ancak, sa¤l›kl› karfl›laflt›rma yapabilmesi içinCa/S oran›na göre de¤erlendirme yap›lmas› ge-rekmektedir. Ca/S oranlar›; Zonguldak, Somave ‹stanbul kömürleri için s›ras›yla 0.82, 3.42 ve6.53 olarak hesaplanm›flt›r. Bu durumda, Somakömürünün Zonguldak kömürüne oranla dahadüflük SO2 emisyonlar› vermesi, daha yüksekCa/S oran›na sahip olmas›ndan kaynaklanmak-tad›r. Ancak, ‹stanbul kömürünün di¤er kömür-lere göre daha yüksek Ca/S oran›na sahip ol-mas›na karfl›n, daha yüksek SO2 emisyonlar›vermesinin nedeni, kömürlerin yap›s›ndaki kü-kürt oluflturan maddenin farkl›l›¤›ndan kaynak-lanabilmektedir. Örne¤in; kömür yap›s›ndaki kü-kürt oluflturan maddenin, inorganik veya orga-nik kökenli, ya da pirit ya da markasit olmas› daSO2 gaz› emisyonlar›n› do¤rudan etkileyebil-mektedir. Ancak, genel olarak, Soma kömürü-nün inorganik madde yap›s›ndan dolay›, SO2emisyonlar›n›n yaklafl›k olarak % 85-90’›n› tut-tu¤u söylenebilir.

Üç farkl› kömür-su kar›fl›m›n›n yanmas› sonu-cunda ulafl›lan NOx emisyonlar› fiekil 5’te gös-terilmifltir. fiekil 5’ten görülece¤i üzere, bu kar›-fl›mlar›n yak›lmas›nda, NOx emisyonlar›n›n EPAstandard› (EPA, 1998) olan 500 ppm’in alt›ndaoldu¤u anlafl›lmaktad›r. Kömürleflme derecesi-ne ba¤l› olarak, NOx emisyonlar›nda gözlemle-nen de¤ifliklilik tamam›yla kömürün yap›s›ndakiN içeri¤inden ve yanma ortam›n›n s›cakl›¤›ndankaynaklanmaktad›r. Zonguldak kömürü ile ha-z›rlanan kar›fl›mlar›n yak›lmas›nda di¤er kar›-fl›mlara nazaran daha yüksek NOx emisyonlar›elde edilmifltir (bkz. fiekil 5). Standart ve ele-mentel kömür analizleri sonuçlar›n›n verildi¤i Çi-

zelge 1’den Zonguldak kömürünün yap›s›ndakiN içeri¤inin di¤er iki kömürünkine göre dahayüksek oldu¤u görülmektedir. Bununla birlikte,fiekil 6’da verilen ortam s›cakl›klar›ndaki de¤i-flimle Zonguldak kömürünün daha yüksek NOxemisyonlar› vermesinin nedeni anlafl›lmaktad›r.Genel olarak de¤erlendirildi¤inde, NOx iki kay-naktan dolay› oluflmaktad›r. Bunlar, kömürünyap›s›ndaki N ve yanma ortam›ndaki havadangelen N’dir (havadaki N oran› % 78). Ancak yan-ma ortam›ndaki oksijen içeri¤i % 4.5 olarak sa-

Boylu vd. 21


Süre (dakika)

NO

x (p

pm)

fiekil 5. Üç farkl› kömür-su kar›fl›m› için, yanma s›ra-s›nda süreye ba¤l› olarak NOx konsantras-yonunun de¤iflimi (6.33 kg/cm2 hava bas›n-c›nda).

Figure 5. NOx concentrations in combustor duringthe combustion for each coal-water slurries(under air pressure of 6.33 kg/cm2).


Süre (dakika)

4. k

amar

adak

i s›c

akl›k

, (°C

)

fiekil 6. Üç farkl› kömür-su kar›fl›m› için, yanma s›ra-s›nda süreye ba¤l› olarak ortam s›cakl›k de-¤iflimi (6.33 kg/cm2 hava bas›nc›nda).

Figure 6. Temperature variation during the combusti-on for each coal-water slurries (under airpressure of 6.33 kg/cm2).

bitlendi¤inden, NOx farkl›l›¤› tamamen kömürle-rin yap›s›ndaki N içeri¤i farkl›l›¤›ndan kaynak-lanmaktad›r. Bununla birlikte, NOx oluflumlar›genellikle 1000 oC’nin üzerindeki ortam s›cakl›k-lar›nda meydana gelmektedir. Zonguldak kömü-rü ile haz›rlanm›fl kar›fl›mlar›n yak›lmas›nda or-tam s›cakl›¤›, bu kömürün yüksek ›s›l de¤erin-den dolay› 1200 oC civar›nda seyretmifltir (fiekil6). Bu da, daha yüksek NOx emisyonlar›na ne-den olmufltur.

Kömür örneklerinin yanmas› sonucu elde edilenyanma etkinlikleri fiekil 7’de verilmifltir. Bunagöre; kömür- su kar›fl›mlar›n›n yak›lmas›nda %96.5-% 99.0 aral›¤›nda de¤iflen yüksek yanmaverimlerine ulafl›lm›flt›r. Ancak, ‹stanbul kömü-rüyle haz›rlanm›fl kar›fl›mlardaki su oran›n›nyüksek olmas›ndan dolay›, ›s› kay›plar› di¤erkar›fl›mlara nazaran çok daha yüksek olmakta-d›r. Su içeri¤ine ba¤l› olarak gerçekleflen ›s› ka-y›plar› Zonguldak, Soma ve ‹stanbul kömürleriile haz›rlanm›fl kar›fl›mlar için s›ras›yla % 5, % 9ve % 22 olarak saptanm›flt›r.

SONUÇLAR

Bu çal›flmada elde edilen bafll›ca sonuçlar afla-¤›da verilmifltir;

1. Zonguldak-Armutçuk, Soma ve ‹stanbul-Ye-niköy kömürleri ile haz›rlanm›fl kar›fl›mlarüzerinde gerçeklefltirilen yakma deneylerisonucunda, atomize edici hava bas›nc›n›n

(AEHB) gerek yanma verimleri, gerekse yan-ma sonucu aç›¤a ç›kan ak›c› gaz içerisinde-ki CO, SO2 ve NOx emisyonlar› aç›s›ndanönemli etkisinin olmad›¤› anlafl›lm›flt›r.

2. Yanma s›ras›nda, kar›fl›mlar›n su içeriklerineve ›s›l de¤erlerine ba¤l› olarak ortam s›cakl›-¤›n›n de¤iflti¤i saptanm›flt›r. S›cakl›k de¤i-flimleri de¤erlendirildi¤inde, Zonguldak-Ar-mutçuk ve Soma kömürleri ile haz›rlanm›flkar›fl›mlar›n su içerikleri ve ›s›l de¤erleri ne-deniyle yanma s›ras›nda, ortam s›cakl›¤›n›artt›rd›¤› belirlenmifltir. ‹stanbul-Yeniköy kö-mürü ile haz›rlanm›fl kar›fl›mlar›n ise, % 60su içeri¤ine ve 3677 Kcal/kg (kömür için) ›s›lde¤erine sahip olmalar› nedeniyle, yanmas›ras›nda, yanma ortam› s›cakl›¤›n› zamanaba¤l› olarak azaltt›¤› anlafl›lm›flt›r.

3. Zonguldak-Armutçuk, Soma ve ‹stanbul-Ye-niköy kömür-su kar›fl›mlar›n›n yak›lmas› so-nucunda, yanma verimleri her bir kömür-sukar›fl›m› için s›ras›yla, %98-99, %99-99.8 ve%96.5-97.5 olarak saptanm›flt›r. Ancak, kar›-fl›mlar›n kömürleflme derecesine ba¤l› olma-dan yüksek verimlerle yak›labilmesine ra¤-men, yanma s›ras›nda kar›fl›mlar›n içerdikle-ri su oran›na ve ›s›l de¤erlerine ba¤l› olarakelde edilen s›cakl›¤›n bir k›sm› suyun buhar-laflmas› ifllemi için kaybolmaktad›r. Kömür-su kar›fl›mlar›nda su oran›n›n % 30-60 ara-s›nda de¤iflti¤i dikkate al›n›rsa; su oranlar›de¤iflimi için ›s› kay›plar› Zonguldak-Armut-çuk, Soma ve ‹stanbul-Yeniköy kömürlerin-den haz›rlanm›fl kar›fl›mlar için s›ras›yla, %3-13, % 4-18 ve % 7-23 olarak saptanm›flt›r.

4. Kömür-su kar›fl›mlar›n›n gerek haz›rlanmas›,gerekse yak›lmas› s›ras›ndaki özellikler vedavran›fllar, tamamen kömürleflme derece-sine ba¤l› olarak de¤iflmektedir. Ancak, kö-mürleflme derecesine ba¤l› olarak de¤iflen›s›l de¤er, boyut da¤›l›m›, nem çekme özelli-¤i, porozite, tane flekli gibi özelliklere ra¤-men, kömür-su kar›fl›mlar›, kömürleflme de-recesine ba¤l› kalmadan yüksek yanma ve-rimleri ile yak›labilmektedir. Bununla birliktekömürleflme derecesi düflük olan kömürlerinyak›lmas›nda oluflan ›s› kay›plar› nedeniyledüflen ortam s›cakl›¤›n› artt›rmak için, yak›c›-ya do¤algaz, ya da fuel oil (düflük kükürt içe-rikli) ilavesiyle yard›mc› yakma ifllemi gerek-mektedir.

Bu çal›flmada, farkl› kömürleflme derecesinesahip Türk kömürleri ile gerçeklefltirilen kar›fl›mhaz›rlama ve yakma ifllemleri sonucunda, bu

22 Yerbilimleri (Earth Sciences)F

reka

ns (

%)

Orjinal kül (%) Kül içeri¤i (%)Yanma verimi (%) Is› kayb› (%)

ZONGULDAK SOMA ‹STANBUL

fiekil 7. Her üç kömür-su kar›fl›m› için, yanma sonu-cunda elde edilen yanma verimlili¤i histog-ramlar›.

Figure 7. Histograms for evaluation of combustion ofeach slurry.

kömürlerin KSK teknolojisine uygun oldu¤u vekullan›labilirli¤i saptanm›flt›r.

KAYNAKLAR

Arena, U., De Michele, G., Maresca, A., Massimilla,L., and Miccio, M., 1985. Fluidized com-bustion of coal and coal-water slurry: Acomprasion. Proceeding of InternationalConference on Fluidized Bed Combustion,VIII (2), 853-864.

Ateflok, G., Boylu, F., Sirkeci, A. A., and Dinçer, H.,2002a. The effect of coal properties of co-al water slurries. Fuel, 81, 1855-1858.

Ateflok, G., Boylu, F., and Sirkeci, A. A., 2002b. Rhe-logical behaviour of low rank turkish coal-water slurries. Proceedings of 9th Interna-tional Mineral Processing Symposium, Ka-podakya, 208-210.

Boylu, F. ve Ateflok, G., 1999. Çevre dostu yeni birenerji hammaddesi: Kömür-su kar›fl›mlar›.Türkiye’de Kömür Politikalar› ve TemizKömür Teknolojileri Sempozyumu BildirilerKitab›, Ankara, 154-161.

Boylu, F., and Ateflok, G., 2003. The effect of pss(sodium polystyrene sulphonate) disper-sing agent on grindability of coal-waterslurries. Proceedings of 10th Balkan Mine-ral Processing Congress, Varna, 308-314.

Boylu, F., Ateflok, G., Acarkan, N., and Koçak, E.,2001. Determining properties of some tur-kish lignites for the coal water slurry tech-nology. Proceedings of the 9th Balkan Mi-neral Processing Congress, ‹stanbul, 395-400.

Dinçer, H., Boylu, F., and Ateflok, G., 2002a. Stabili-zation of coal water slurries and its stan-dartization. Proceedings of 19th Internati-onal Pittsburgh Coal Conference, Pitts-burgh, USA. ISBN I-890977-19-5.

Dinçer, H., Boylu, F., Sirkeci, A. A., and Ateflok, G.,2002b. The effect of chemicals on the vis-cosity and stability of coal-water slurries.International Journal of Mineral Proces-sing, 70, 41-51.

EPA (U.S. Environmental Protection Agency), 1998.NOx - How nitrogen oxides affect the waywe live and breathe. US EPA Office of AirQuality Planning and Standards.

Kefa, C., Guoquang, H., and Mingjiang, N., 1985. Pi-peline conveyance and fluidized bed com-bustion of coal-water mixtures with highviscosity. Proceedings of 2nd EuropeanConference on Coal liquid Mixtures, Inter-national Chemical Engineering Symposi-um., Series No 95, 87-99.

Matthews, K.J., and Jones, A.R., 1986. The effect ofcoal composition on coal-water slurrycombustion and ash deposition characte-ristics. Proceedings of 8th InternationalSymposium on Coal Slury Fuels Prepara-tion and Utilization, Orlando, 1-20.

McHale, E.T., 1985. Review of CWF combustiontechnology. Energy Progress, 5(1), 15-24.

Mackay, G.D.M., Trivett, G.S., Field, R.S., Zayed,R.S., and Al Taweel, A.M., 1985. Combus-tion of coal-water mixtures in fluidisedbeds. Proceedings of 1985 InternationalConference on Coal Science, Sydney,427-430.

Natoli, J., Mahar, R. C., and Bobsein, B. R., 1985.Polyacrylate thickeners for coal-water slur-ries: slurry formation, stability and rhe-ology. Proceedings of 2nd Europian Con-ference on Coal liquid Mixtures, Internati-onal Chemical Engineering Symposium,Series No 95, 17-36.

NEDO (New Energy and Industrial Technology Deve-lopment Organization), 1997. CWM in Ja-pan, International Cooperation Project forCoal Utilization Technology, 416 pp.

Olen, K.R., 1984. Atomization and combustion of co-al/water mixture fuels. The American Soci-ety of Mechanical Engineers, 1, 1-7.

Shang, Y.J., 1984. An overview of Fluidized bedcombustion boilers. Fluidized Bed Boilers:Design and Applications, PergamonPress, New York, 350 pp.

Sato, K., Shoji, K., Okiura, K., Akiyama, I., and Baba,A., 1988. Effect of coal particle and spraydroplet sizes on combustion characteris-tics of coal-water mixtures. Powder Tech-nology, 54, 127-135.

Yavuz, R., 1996. Linyit-su kar›fl›mlar›n›n incelenmesi.Doktora Tezi, ‹stanbul Teknik Üniversitesi,Kimya ve Metalurji Fakültesi, Kimya Mü-hendisli¤i Bölümü, ‹stanbul (yay›mlan-mam›fl).

Boylu vd. 23

‹kizce (Ordu) yöresindeki Tersiyer yafll› kalk-alkalen volkanitlerininmineral kimyas› ve petrokimyas›, KD Türkiye

Mineral chemistry and petrochemistry of Tertiary calc-alkaline volcanic rocksin the ‹kizce (Ordu) area, NE Turkey

‹rfan TEM‹ZEL, Mehmet ARSLANKaradeniz Teknik Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 61080 TRABZON

ÖZ

Do¤u Pontidler’in bat›s›nda yer alan inceleme alan›n›n taban›nda; Geç Kretase-Paleosen yafll› Akveren Formas-yonu’nun Tekkiraz Üyesi bulunmaktad›r. Bu formasyonun üzerine uyumsuzlukla Paleosen (?)-Eosen yafll› Koçev-yan› bazalt› gelmektedir. Bu birimi uyumsuzlukla üzerleyen Eosen yafll› Tekkeköy Formasyonu; Çaybafl› Üyesi,Kurttafll› Tepe andeziti, Kale Üyesi, ‹kizce andeziti ve Teknecik andezit porfirinden oluflmaktad›r. ‹ncelenen volka-nitler; genellikle andezit, andezit porfir ve piroklastitlerinden daha az oranda ise bazalt ve bazaltik andezitten olufl-makta olup, genelde porfirik, mikrolitik porfirik, hyalo-mikrolitik porfirik, hyalopilitik, yer yer de entersertal, entergra-nüler, ak›nt› ve glomeroporfirik doku göstermektedir. Kayaçlar; klinopiroksen (Wo44-48En45-39Fs10-13), plajiyoklas(An31-80), olivin (Fo83-84), hornblend (Mg#=0.49-0.82), biyotit (Mg#=0.48-0.60), daha az oranda da magnetit, apatitve zirkondan oluflmaktad›r. Plajiyoklas fenokristallerinde halkal› zonlanma, elek dokusu, kemirilme; hornblend vebiyotitlerde opaklaflma ve bozunma; klinopiroksenlerde kemirilme yap›lar› gibi dengesizlik dokular› gözlenmekte-dir. Volkanitler; genel olarak kalkalkali ve toleyitik-alkali geçiflli olup, orta derecede potasyum içerirler. Ana oksit veiz element de¤iflimleri, kayaçlar›n gelifliminde klinopiroksen, olivin, hornblend, plajiyoklas, magnetit ve apatit ay-r›mlaflmas›n›n etkili oldu¤una iflaret etmektedir. Yüksek büyük iyon yar›çapl› litofil element (Sr, K2O, Rb, Ba) vehafif nadir toprak element (La, Ce) ile düflük Nb, Zr, Y ve TiO2 içerikleri, kayaçlar›n yitim ve astenosferik ergiyikle-rin kar›flt›¤› zenginleflmifl bir köken magmadan türedi¤ine iflaret etmektedir. Ayr›ca Koçevyan› bazalt› olivin+ojit de-netimli ayr›mlaflmayla, andezitik kayaçlar ise ojit + hornblend ± plajiyoklas kontrollü ayr›mlaflma ve özümleme ±magma kar›fl›m›yla oluflmufltur.

Anahtar Kelimeler: Andezit, bazalt, Do¤u Pontid, kalkalkalen volkanitler, kristal ayr›mlaflmas›, mineral kimyas›,Tersiyer volkanizmas›.

ABSTRACT

IThe lowermost unit in the studied area, located at the west of Eastern Pontids, is the Late Cretaceous-Paleoce-ne Tekkiraz Member of Akveren Formation. Paleocene (?)-Eocene Koçevyan› basalt overlies this unit unconfor-mably. Eocene Tekkeköy Formation consisting of Çaybafl› Member, Kurttafll› Tepe andesite, Kale Member, ‹kizceandesite and Teknecik andesite porphyr overlies this unit unconformably. The studied volcanic rocks are compo-sed of mainly andesite, andesite porphyr and pyroclastics, rarely basalt and basaltic andesite, and show generallyporphyric, microlitic porphyric, hyalo-microlitic porphyric, hyalopilitic and rarely intersertal, intergranular, fluidal andglomeroporphyric textures. The rocks include clinopyroxene (Wo44-48En45-39Fs10-13), plagioclase (An31-80), olivine(Fo83-84), hornblende (Mg# = 0.49-0.82), biotite (Mg# = 0.48-0.60), rarely magnetite, apatite and zircon. In theserocks, disequilibrium textures are observed such as oscillatory zoning, sieve texture and corrosion in plagioclasephenocrysts, breakdown and opaque in hornblendes and biotites, and dissolution in clinopyroxenes. Volcanics aregenerally calcalkaline and tholeiitic-alkaline transitional in character, and have medium-K contents. Major oxideand trace element variations indicate a significant role of clinopyroxene, olivine, hornblende, plagioclase, magne-tite and apatite fractionation during the evolution of rocks. High LILE (Sr, K2O, Rb, Ba) and LREE (La, Ce), and


‹. TemizelE-mail: [email protected]

G‹R‹fi

Do¤u Pontidler, Özsayar vd. (1981)’ne göre,yaklafl›k olarak, Ardanuç-‹spir-Kemaliye-Refla-diye s›n›r› ile kuzey ve güney olmak üzere ikizona ayr›lmaktad›r. Bektafl vd. (1995)’ne göreise Kuzey zon, Eksen zonu ve Güney zon ol-mak üzere üç zona ayr›lmaktad›r. Do¤u Pontidkuzey zonunda magmatik ve volkano-sediman-ter kayaçlar, güney zonunda ise sedimanter vevolkanik kayaçlar yayg›n olarak bulunmaktad›r.Do¤u Pontidler’de; Jura, Geç Kretase ve Eosenolmak üzere, üç ana volkanik evre gözlenmek-tedir (Adamia vd., 1977; E¤in vd., 1979; Kazminvd., 1986; Çamur vd., 1996; Arslan vd., 1997).Liyas volkanizmas›n›n gerilmeli rejim alt›nda rift-leflmeye ba¤l› olarak, Üst Kretase volkanizma-s›n›n yitim sonucu, Eosen volkanizmas›n›n iseyitim sonunda alt kabuk ve/veya üst mantodank›smi ergime sonucu olufltu¤u ileri sürülmekte-dir (Arslan vd., 1997). Do¤u Pontidler’de ÜstKretase’ye kadar olan dönemde kuzey ve gü-ney zonda litolojik olarak benzerlikler gözlen-mektedir. Ancak Üst Kretase’de farkl›l›klar belir-gin olup, Güney zonda sedimanter kayaçlarakarfl›n, Kuzey zonda volkanik kayaçlar›n yayg›noldu¤u gözlenmektedir (Güven, 1993). Do¤uPontid Tersiyer volkanitleri ise, Kuzey zonda(Trabzon-Tonya yöresi) alkalen karakterli, Gü-ney zonda (Gümüflhane-Kale yöresi) ise kalk-alkalen karakterli olmak üzere, iki farkl› kayaçgrubu oluflturmaktad›r (Arslan vd., 1997, 2000,2002). Güney zonda, Gümüflhane-Torul yöre-sinde yüzeylenen ve bafll›ca bazaltik andezit,andezit ve daha az oranlarda bazalt ve aglome-ralardan oluflan volkanik kayaçlar›n taban›ndave ara seviyelerinde sedimanter birimlerin bu-lundu¤u belirtilmektedir (Aliyaz›c›o¤lu ve Arslan,1998; Arslan ve Aliyaz›c›o¤lu, 1998, 2001). Ku-zey zonda, Trabzon ve Tonya çevresinde yü-zeylenen volkanitler ise; alkali bazalt, tefrit, fo-nolitik tefrit, bazanit, aglomera ve tüflerindenoluflmaktad›r (Arslan vd., 2000). Petrografik vepetrokimyasal incelemeler, bu alanda iki farkl›

kayaç toplulu¤unun varl›¤›n› göstermifl olup,bunlar Trabzon ve Tonya grubu olarak ikiye ay-r›lm›flt›r (Arslan vd., 1997; fien vd., 1998). Olivin(Fo90-92) mineralinin genellikle Tonya grubunda-ki kayaçlarda, özflekilli analsim (lösitin alteras-yon ürünü olarak), nefelin ve sanidin mineralle-rinin ise Trabzon grubu kayaçlar›nda yayg›nolarak gözlendi¤ini ifade etmektedirler (Arslanvd., 1997, 2000, 2002; Ayd›n, 2003). Trabzonvolkanitlerinin karakteristik bir özelli¤i de, de¤i-flik boyut ve mineralojiye sahip kümülat karak-terli ksenolit içermesidir (fien, 2000).

‹nceleme alan›, Do¤u Pontid Tektonik Kufla-¤›’n›n bat›s›nda yer almakta olup, yaklafl›k120 km2’lik bir alan kapsamaktad›r. Bu çal›flma-n›n amac›, ‹kizce (Ordu) yöresi volkanitlerininstratigrafisi, petrografisi, mineral kimyas› ve pet-rokimyas›n› ortaya koyarak, öncel çal›flmalarladenefltirilerek bölgedeki volkanizman›n geliflimi-ni aç›klamak ve kökenini irdelemektir.

ANAL‹Z YÖNTEMLER‹

Çal›flma kapsam›nda araziden derlenen 120adet el örne¤inin ince kesitleri haz›rlanarak po-larizan mikroskopta ayr›nt›l› olarak incelenmifl-tir. Bu örneklerin petrografik özellikleri belirlene-rek modal analizleri yap›lm›fl ve adland›r›lm›fl-lard›r. Seçilmifl örneklerden parlat›lm›fl kesitlerhaz›rlanarak karbonla kaplanm›fl ve kesitlerüzerinde mineral analizleri Ulusal ÜniversitesiYer Bilimleri Araflt›rma Okulu Elektron Mikrop-rob Laboratuvar›’nda (Avustralya) CamecaMICROBEAM marka mikroprob ile gerçekleflti-rilmifltir. Arazi çal›flmalar› ve petrografik incele-meler esas al›narak ve mümkün oldu¤unca ay-r›flmam›fl olmas›na özen gösterilerek seçilen 25örnekten ana oksit, iz ve nadir toprak elementanalizleri yap›lm›flt›r. Önce çeneli, daha sonrada halkal› ö¤ütücüde yaklafl›k 200 meshe kadarö¤ütülen örnekler ana oksit, iz ve nadir elementanalizi için ACME Analitik Laboratuvar› (Kana-da)’na gönderilmifltir. Burada ana oksit ve iz ele-mentler ICP, nadir toprak elementler ise ICP-


low HFSE (Nb, Zr, Y, TiO2) contents show that the rocks have evolved from a parental magma derived from anenriched source of mixed subducted slab and asthenospheric melts. Besides Koçevyan› Basalt evolved by olivine+ augite controlled fractionation whereas andesitic rocks developed augite + hornblende ± plagioclase controlledfractionation and assimilation ± magma mixing.

Key Words: Andesite, basalt, Eastern Pontid, calc-alkaline volcanics, crystal fractionation, mineral chemistry, Ter-tiary volcanism.

MS ile analiz edilmifltir. Toz örneklerden 0.200 gal›narak 1.5g LiBO2 ile kar›flt›r›lm›fl, %5 HNO3içeren bir s›v› içinde çözündürülmüfltür. Anaelementler % a¤›rl›k, iz elementler ppm olarakölçülmüfltür. Toz örneklerden 0.250 g dört farkl›asit içinde çözündürülmüfl ve ppm olarak nadirtoprak element analizleri gerçeklefltirilmifltir.

GENEL JEOLOJ‹

Do¤u Pontid Tektonik Birli¤i’nin bat›s›nda yeralan ve genelde volkanitlerin egemen oldu¤uçal›flma alan›n›n taban›n›, Keskin vd. (1998) ta-raf›ndan adland›r›lan ve çamurtafl›, kireçtafl›,kumtafl›, marn, tüf-tüfit seviyelerinden oluflan,Geç Kretase-Paleosen yafll› Akveren Formas-yonu’na ait Tekkiraz Üyesi oluflturmaktad›r (fie-kil 1 ve 2). Temizel (2002)’in yapt›¤› çal›flmalar

sonucu belirlenen, iri ojit kristallerine sahip yeflil,koyu yeflil ve siyah renkli, masif, yer yer yast›klav debisi gösteren bazaltlardan oluflan ve ilkkez tan›mlanan Paleosen (?)-Eosen yafll› Ko-çevyan› bazalt› bu birimi uyumsuz olarak üzer-lemektedir. Tüm bu birimlerin üzerine uyumsuz-lukla gelen ve çal›flma alan›n›n hemen hementamam›n› kapsayan andezit, bazalt ve piroklas-titleri ile kumtafl›, silttafl›, marn, tüfit ara seviye-lerinden oluflan Eosen yafll› Tekkeköy Formas-yonu ilk defa Yoldafl vd. (1985) taraf›ndan ta-n›mlanm›flt›r. Bu birim, Temizel (2002)’in yapt›-¤› çal›flmalar sonucunda üye düzeyinde ay›rtla-narak incelenmifltir (bkz. fiekil 1 ve 2). Bu for-masyonun taban›n› çamurtafl›, silttafl› ve kumta-fl› ardalanmas› ile çak›ltafl› ara seviyelerindenoluflan Çaybafl› Üyesi (Keskin vd., 1998) olufl-turmaktad›r. Bu birimi keserek yüzeylenen ve

Temizel ve Arslan 27

fiekil 1. ‹nceleme alan›n›n yer bulduru ve jeoloji haritas›.Figure 1. Location and geological maps of the investigated area.

koyu gri, siyah ve kahverengimsi renklerde,cams› ve çok k›r›kl› bir yap›ya sahip olan ande-zitlerden oluflan Kurttafll› Tepe andeziti çal›flmaalan›n›n küçük bir k›sm›nda yüzeylenmektedir.Bu birimlerin üzerinde koyu gri, koyu yeflil, kah-verengi ve siyah renkli aglomera ve brefller ilegri, koyu gri, yeflilimsi sar› ve aç›k kahverengirenklerdeki tüflerden oluflan Kale Üyesi yer al-maktad›r. Bunlar›n üzerine de gri-yeflil, koyu ye-flil, kahverengi, prizmatik debili andezitten olu-flan ‹kizce andeziti gelmektedir. Eosen yafll› Ka-le Üyesi’ne ait brefller, gri, koyu gri, koyu yeflilrenkte gözlenen Teknecik andezit porfiri taraf›n-dan kesilmekte ve üzerlenmektedir. ‹stif, Kuva-terner yafll› taraça ve alüvyonlarla örtülmektedir(bkz. fiekil 1 ve 2).

VOLKAN‹TLER‹N PETROGRAF‹S‹VE M‹NERAL K‹MYASI

Koçevyan› Bazalt›

Genellikle porfirik, glomeroporfirik, hyalopilitik,entergranüler ve entersertal doku gösterirler.Ayr›ca, klinopiroksen fenokristallerinin kenarla-r›nda k›smi ergime ile geliflen kemirilme yap›s›ile plajiyoklas ve opak mineral kapan›mlar› içe-ren klinopiroksenlerin gösterdi¤i kümülofirik do-ku gibi dengesizlik dokular›na da rastlamakmümkündür (fiekil 3). Kayaç içerisinde iri kristalolarak klinopiroksen, fenokristal olarak plajiyok-las, olivin ve opak mineral gözlenmektedir. ‹kin-cil mineral olarak, bunlara kalsit ve klorit efllik et-mektedir. Hamurda ise, daha çok plajiyoklasmikrolitleri ve volkanik cam bulunmakta olup,genelde mikrolitik ve hyalo-mikrolitik doku gös-termektedirler.

Bazaltlardaki plajiyoklaslar mikroprob analizler-ine göre bitovnittir (fiekil 4). Bileflimleri genellik-le An74-80 Ab23-18 Or3-2 aras›nda de¤iflmektedir(Çizelge 1). Klinopiroksenlerde yap›lan mikro-prob analizleri (Çizelge 2) dikkate alarak,Morimoto (1988)’ya göre diyopsitik ojit olaraktan›mlanm›flt›r (fiekil 5). Diyopsitlerin bileflimiWo46-47En43-40Fs11-13, fenokristal ve mikro-fenokristal olarak gözlenen olivinlerin bileflimleriise Fo83-84 aras›nda de¤iflmektedir (Çizelge 3).Genellikle klinopiroksen ve olivin fenokristalleriiçerisinde inklüzyonlar halinde gözlenen oksitminerallerin tamam› titano-magnetittir (fiekil 6,Çizelge 4).

Kurttafll› Tepe Andeziti

Genellikle hyalo-mikrolitik ve mikrolitik dokuyasahip olan andezitler içerisinde bol miktardamikrofenokristal olarak plajiyoklas bulunmakta-d›r. Bol olarak volkanik cam içeren hamur içeri-sinde nadiren mikrolitler halinde plajiyoklas,hornblend, biyotit ve ojit mineralleri ile metamiktzirkon minerali gözlenmektedir. Minerallerin bo-zunmufl olmas› nedeniyle mineral kimyas› ana-lizleri yapt›r›lmam›flt›r. Bol olarak mikro çatlakla-ra sahip olan kayac›n mikroskobik incelenme-sinde ikincil kalsit mineraline rastlanmaktad›r.

Kale Üyesi

Brefl çak›llar›ndan al›nan örneklerin ço¤u ande-zit, yer yer bazalt bileflimlidir. Bu örneklerden


fiekil 2. ‹nceleme alan›n›n genellefltirilmifl stratigrafikkolon kesiti.

Figure 2. Simplified stratigraphic columnar section ofthe investigated area.

ALÜVYON TARAÇA

TEKNEC‹K ANDEZ‹TPORF‹R‹

ANDEZ‹T DAYKI

BAZALT DAYKI

‹K‹ZCE ANDEZ‹T‹

KALE ÜYES‹(Aglomera, brefl ve tüf)

KURTTAfiLI TEPEANDEZ‹T‹

ÇAYBAfiI ÜYES‹(Tüf-tüffit-silttafl›-kumlukireçtafl› ardalanmas›)

KONGLOMERA

KOÇEVYANI BAZALTI(Yer yer aglomera vebrefl seviyeleri içrenolivin-ojit bazalt)

TEKK‹RAZ ÜYES‹(Çamurtafl›-Silttafl›-kumtafl›-mam ardalanmas›)

(ÖLÇEKS‹Z)


fiekil 3. ‹kizce (Ordu) volkanik kayaçlar›nda gözlenen dengesizlik dokular›: (a) klinopiroksende geliflen kemirilmeyap›s› (Örnek No. 3A; çift nikol.), (b) plajiyoklas fenokristalinde elek dokusu ve kenar›ndaki yeniden bü-yüme zarf› (Örnek No. K15; çift nikol), (c) opak mineral ve cam inklüzyonlar› içeren, özflekilli hornblendfenokristali (Örnek No. K27; çift nikol), (d) halkal› zonlu ve süngerimsi plajiyoklas (Örnek No. K15; çift ni-kol), (e) plajiyoklas ve opak mineral inklüzyonlar› içeren klinopiroksenin oluflturdu¤u kümülofirik doku (Ör-nek No. B2; çift nikol), (f) volkanik cam inklüzyonlar› içeren, halkal› zonlu plajiyoklas (Örnek No. B3; çiftnikol) (Kp: klinopiroksen, Hb: hornblend, Bi: biyotit, Pl: plajiyoklas, Op: opak mineral).

Figure 3. Disequilibrium textures in the ‹kizce (Ordu) volcanics: (a) Embayed margins of the clinopyroxene (Samp-le No. 3A; xpl), (b) sieve texture and overgrowth in plagioclase phenocryst (Sample No K15; xpl, (c) eu-hedral hornblende containing opaques and glass inclusions (Sample No. K27; xpl), (d) oscillatory zonedand spongy textured plagioclase (Sample No. K15; xpl), (e) cumulophyric texture formed by clinopyroxe-ne including plagioclase and opaques (Sample No. B2; xpl), (f) oscillatory zoned plagioclase includingglass (Sample No. B3; xpl) (Kp: clinopyroxene, Hb: hornblende, Bi: biotite, Pl: plagioclase, Op: opaque).

sadece bazaltik çak›llardan mikroprob analiziyap›lm›flt›r. Kayaç içerisinde plajiyoklas, hornb-lend, biyotit ve ojit mineralleri bulunmakta olup,genelde porfirik, mikrolitik porfirik, hyalo-mikroli-tik porfirik ve glomeroporfirik doku gösterirler.Hamurda ise; mikrolitik, hyalo-mikrolitik doku ileakma dokusu hakimdir.

Brefller içerisindeki bazaltik çak›llarda fenokris-tal olarak gözlenen plajiyoklaslar genelde labra-dor, nadiren de bitovnittir (bkz. fiekil 4).Bileflimleri ise, An58 Ab39 Or3’den An63 Ab35 Or2’ye kadar de¤iflmektedir (bkz. Çizelge 1). Hamuriçerisinde mikrolit olarak gözlenen plajiyok-laslar (bkz. fiekil 4, Çizelge 1) ise labrador(An65Ab34Or1) ve nadiren bitovnittir (An72Ab27Or1).Hornblendlerin mikroprob analizleri (Çizelge 5)dikkate al›nd›¤›nda, Leake vd. (1997)’ne göreyap›lan s›n›flamada magnezyo-hastingsit olarakisimlendirilebilir (bkz. fiekil 5). Klinopiroksenle-rin mikroprob analizleri (bkz. Çizelge 2) dikkateal›nd›¤›nda, Morimoto (1988)’nun s›n›flamas›nagöre diyopsit ve diyopsitik ojittir. Baz› örneklerdiyopsit-ojit s›n›r›nda yer almaktad›rlar (bkz. fie-kil 5). Diyopsitlerin bileflimleri mineralin kenar

k›s›mlar›nda Wo44-45En45-4Fs11-7, mineralin mer-kez k›s›mlar›nda ise Wo45-46En48-46Fs7-8’dir(bkz. Çizelge 2).

‹kizce Andeziti

‹ncelenen kayaçlarda, genel olarak mikrolitik,hyalo-mikrolitik, mikrolitik porfirik, entersertal veentergranüler doku gözlenmektedir. Kayaç içeri-sinde plajiyoklas, hornblend, biyotit ve klinopi-roksen mineralleri bulunmaktad›r. Yer yerhornblend minerallerinin kenarlar›nda dengesiz-lik dokular›n› ifade eden yeniden büyüme zarf›gözlenmektedir (bkz. fiekil 3). ‹kincil mineralolarak klorit içermektedir. Hamurda genelliklemikrolitik, hyalo-mikrolitik doku gözlenmektedir.

‹kizce andezitindeki plajiyoklaslar›n cinsi labra-dordur (bkz. Çizelge 1). Hamurdaki plajiyoklasmikrolitlerden yap›lan analizler, bunlar›n dahaçok sanidin ve anortoklas olduklar›n› göster-mektedir (bkz. fiekil 4). Genellikle kayaç içeri-sinde fenokristal olarak gözlenen plajiyoklaslarlabrador olup, An54-61Ab43-37Or3-2 bileflimlidir.Kayaç içerisinde gözlenen hornblendlerin tama-


Anortoklas

Sanidin

Or

Oligoklas Andezin Labrador Bitovnit AnortitAlbit

Ab 10 30 50 70 90 An

fiekil 4. ‹kizce (Ordu) volkanitlerindeki feldispatlar›n An-Ab-Or üçgen diyagram›nda s›n›flamas›.Figure 4. Classification of the feldspars in the ‹kizce (Ordu) volcanics on ternary An-Ab-Or plot.


Çiz

elge

1.‹

kizc

e (O

rdu)

vol

kani

tleri

plaj

iyok

lasl

ar›n

›n m

ikro

prob

ana

liz s

onuç

lar›

(m

ega:

meg

akris

tal,

feno

: fen

okris

tal,

k: k

rista

l ken

ar›,

m: k

rista

l mer

kezi

).T

able

1.R

esul

ts o

fmic

ropr

obe

anal

ysis

of p

lagi

ocla

ses

from

the

‹kiz

ce (

Ord

u) v

olca

nics

(m

ega:

meg

acry

st, f

eno:

phe

nocr

yst,

k: c

ryst

al r

im, m

: cry

stal

cor

e).

Tek

neci

k A

ndez

it P

orfir

i .K

ale

Üye

si (

Baz

altik

Brefll

er)

Koç

evya

n› B

azal

t›‹k

izce

And

eziti

And

ezit

Day

k›B

azal

t Day

k›

Örn

ek N

o.6C

6C6C

6C8

17A

66

66

31A

31A

22A

22A

K18

K18

K23

K23

Pla

j-3P

laj-3

Pla

j-3P

laj-3

Pla

j-5P

laj-3

Pla

j-5P

laj-5

Pla

j-1P

laj-1

Pla

j-1P

laj-1

Pla

j-3P

laj-3

Pla

j-3P

laj-3

Pla

j-2P

laj-2

meg

am

ega

meg

am

ega

mik

rolit

mik

rolit

feno

feno

mik

rolit

mik

rolit

feno

feno

feno

feno

feno

feno

feno

feno

km

km

km

km

km

km

SiO

258

.71

57.7

859

.05

60.9

164

.77

55.9

553

.68

52.6

349

.88

52.6

648

.17

49.6

952

.62

54.3

057

.84

59.1

253

.93

51.0

3A

l 2O3

25.6

426

.57

25.4

024

.66

21.7

527

.63

28.6

629

.30

30.8

729

.85

31.6

730

.67

29.5

628

.63

26.8

625

.31

28.6

730

.75

FeO

0.30

0.35

0.29

0.14

0.34

0.47

0.77

0.82

0.71

0.79

1.49

1.27

0.83

0.76

0.32

0.33

0.65

0.76

CaO

7.69

8.67

7.62

6.40

4.54

9.95

11.5

712

.45

14.4

112

.95

15.9

15.1

612

.46

11.1

29.

017.

4011

.48

14.1

2N

a 2O6.

836.

056.

607.

656.

695.

614.

233.

882.

993.

742.

022.

634.

135.

026.

066.

874.

763.

20K

2O0.

480.

430.

390.

442.

160.

270.

460.

400.

230.

220.

320.

460.

350.

440.

290.

390.

500.

28T

opla

m99

.65

99.8

599

.35

100.

210

0.25

99.8

899

.37

99.4

899

.09

100.

2199

.57

99.8

899

.95

100.

2710

0.38

99.4

299

.99

100.

14

For

mül

32

oksi

jen

üzer

inde

n he

sapl

anm

›flt›r

.

Si

10.5

510

.37

10.6

110

.82

11.4

510

.09

9.79

9.62

9.20

9.55

8.89

9.15

9.58

9.82

10.3

310

.62

9.79

9.31

Al

5.43

5.62

5.38

5.16

4.53

5.87

6.16

6.31

6.71

6.38

6.89

6.66

6.34

6.10

5.65

5.36

6.13

6.61

Fe+2

0.05

0.05

0.04

0.02

0.05

0.07

0.12

0.12

0.11

0.12

0.23

0.20

0.13

0.12

0.05

0.05

0.10

0.12

Ca

1.48

1.67

1.47

1.22

0.86

1.92

2.26

2.44

2.85

2.52

3.14

2.99

2.43

2.15

1.72

1.43

2.23

2.76

Na

2.38

2.11

2.30

2.64

2.29

1.96

1.49

1.38

1.07

1.32

0.72

0.94

1.46

1.76

2.10

2.39

1.67

1.13

K0.

110.

100.

090.

100.

490.

060.

110.

090.

050.

050.

080.

110.

080.

100.

070.

090.

120.

06T

opla

m20

.00

19.9

219

.89

19.9

619

.67

19.9

719

.93

19.9

619

.99

19.9

419

.95

20.0

520

.02

20.0

519

.92

19.9

420

.04

19.9

9

Ab

59.9

054

.50

59.7

066

.70

63.0

049

.70

38.7

035

.20

26.9

033

.90

18.3

023

.20

36.7

043

.80

54.0

061

.20

41.6

028

.60

An

37.3

043

.00

38.0

030

.80

23.6

048

.70

58.5

062

.40

71.7

064

.80

79.8

074

.10

61.2

053

.70

44.3

036

.50

55.5

069

.80

Or

2.80

2.50

2.30

2.50

13.4

01.

602.

802.

401.

401.

301.

902.

702.

102.

501.

702.

302.

901.

60

Fe+2

topl

am d

emir

olar

ak v

erilm

ifltir

.


Çiz

elge

2.‹

kizc

e (O

rdu)

vol

kani

tleri

klin

opiro

ksen

lerin

in m

ikro

prob

ana

liz s

onuç

lar›

(K

.pir:

klin

opiro

ksen

, k: k

rista

l ken

ar›,

m: k

rista

l mer

kezi

).T

able

2.R

esul

ts o

fmic

ropr

obe

anal

ysis

of c

linop

yrox

enes

from

the

‹kiz

ce (

Ord

u) v

olca

nics

(K

.pir:

clin

opyr

oxen

e, k

: cry

stal

rim

, m: c

ryst

al c

ore)

.

Koç

evya

n› B

azal

t›K

ale

Üye

si (

Baz

altik

Brefll

er)

‹kiz

ce A

ndez

itiB

azal

t Day

k›

Örn

ek N

o.31

A31

A31

A31

A6

66

622

A22

A22

A22

AK

23K

23K

23K

23K

.pir-

7K

.pir-

7K

.pir-

7K

.pir-

7K

.pir-

4K

.pir-

4K

.pir-

4K

.pir-

4K

.pir-

1K

.pir-

1K

.pir-

1K

.pir-

1K

.pir-

1K

.pir-

1K

.pir-

1K

.pir-

1k

mm

kk

mm

kk

mm

kk

mm

k

SiO

245

.67

48.7

450

.14

50.5

452

.47

53.2

553

.47

53.7

449

.87

50.0

750

.07

50.0

349

.80

52.8

150

.84

53.6

6T

iO2

1.01

0.60

0.51

0.46

0.34

0.25

0.27

0.15

0.68

0.87

0.84

0.72

0.61

0.32

0.48

0.25

Al 2O

38.

185.

844.

824.

102.

412.

392.

311.

474.

644.

884.

794.

714.

292.

473.

511.

43F

eO10

.44

7.95

7.44

7.16

6.21

5.02

4.49

4.42

7.02

6.93

6.94

6.97

8.09

4.69

6.70

4.38

MnO

0.14

0.08

0.11

<0.0

80.

20<0

.08

0.09

0.09

0.11

0.13

0.11

0.17

0.16

<0.0

80.

08<0

.08

MgO

12.0

913

.93

14.6

915

.09

16.1

216

.67

16.9

917

.14

14.6

514

.80

14.8

314

.913

.75

16.4

115

.04

17.2

9C

aO22

.21

22.7

722

.70

22.5

721

.93

22.7

922

.41

22.6

121

.84

22.0

022

.18

22.0

823

.00

23.1

322

.59

22.7

4T

opla

m99

.74

99.9

110

0.41

99.9

299

.68

100.

3710

0.03

99.6

298

.81

99.6

899

.76

99.5

899

.70

99.8

399

.24

99.7

5

For

mül

6 o

ksije

n üz

erin

den

hesa

plan

m›fl

t›r.

Si

1.73

1.82

1.86

1.88

1.94

1.94

1.95

1.97

1.87

1.85

1.86

1.86

1.95

1.95

1.96

1.93

Ti

0.03

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.00

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

Al

0.37

0.26

0.21

0.18

0.10

0.10

0.10

0.06

0.20

0.21

0.21

0.21

0.07

0.07

0.07

0.10

Fe+2

0.33

0.25

0.23

0.22

0.19

0.15

0.14

0.14

0.22

0.21

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

0.02

Mn

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.21

0.22

0.12

0.12

0.11

0.13

Mg

0.68

0.78

0.81

0.83

0.89

0.91

0.92

0.94

0.82

0.82

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.90

0.91

0.90

0.90

0.87

0.89

0.87

0.89

0.88

0.87

0.82

0.82

0.92

0.92

0.91

0.90

Top

lam

4.04

4.04

4.02

4.02

4.01

4.00

3.99

4.00

4.01

3.98

3.12

3.14

3.08

3.08

3.07

3.09

Mg#

0.67

0.76

0.78

0.79

0.82

0.86

0.87

0.87

0.79

0.79

--

--

--

Wo

46.9

747

.03

46.3

045

.92

44.4

345

.67

45.1

645

.24

45.7

045

.74

45.9

145

.64

47.3

546

.62

46.2

945

.29

En

35.5

740

.03

41.6

842

.71

45.4

346

.48

47.6

347

.71

42.6

542

.81

42.7

042

.84

39.3

946

.00

42.8

747

.90

Fs

17.4

612

.94

12.0

211

.37

10.1

47.

857.

217.

0511

.65

11.4

511

.39

11.5

213

.26

7.38

10.8

46.

81

Fe+2

topl

am d

emir

olar

ak v

erilm

ifltir

. Mg#

(M

g-nu

mar

as›)

= M

g/(

Mg

+ F

e+2 ).

m› Leake vd. (1997)’nin s›n›flamas›na göre par-gasittir (fiekil 7, bkz. Çizelge 5). Klinopiroksen-lerin analiz sonuçlar› (bkz. Çizelge 2) dikkateal›nd›¤›nda, Morimoto (1988)’nun yapt›¤› s›n›f-lamaya göre diyopsit ile diyopsitik ojit olup, bile-flimleri Wo45-46En43-42Fs11-12 aras›nda de¤ifl-

mektedir (bkz. fiekil 5). Mikrofenokristaller ha-linde gözlenen oksit mineralleri titano-magnetit-tir (bkz. fiekil 6, Çizelge 4).

Teknecik Andezit Porfiri

Bu kayaç, genel olarak plajiyoklas, hornblend,biyotit ve opak mineral içermekte olup, porfirik,mikrolitik porfirik, hyalo-mikrolitik porfirik dokugöstermektedir. Ayr›ca plajiyoklas fenokristalle-rinde dengesizlik dokular› gözlenmekte olup,bunlar plajiyoklaslardaki elek dokusu ve kenar-lar›ndaki yeniden büyüme zarf› ile opak mineralkapan›mlar› içeren plajiyoklaslardaki halkal›zonlu ve süngerimsi yap›d›r (bkz. fiekil 3). ‹kin-cil mineral olarak ço¤unlukla kalsit, daha azoranda ise klorit içermektedir. Aksesuvar mine-ral olarak da apatit gözlenmektedir. Hamurdagenellikle mikrolitik, hyalo-mikrolitik doku hakim-dir.

Yap›lan mikroprob analizlerine (bkz. Çizelge 1)göre plajiyoklaslar, genellikle andezin, nadirenoligoklas ve labradordur (bkz. fiekil 4). ‹ri kristal-ler olarak gözlenen paljiyoklaslar andezin olup,bileflimleri An31-43Ab67-54Or2-3 aras›nda de¤ifl-mektedir. Hamurda gözlenen mikrolitler, oligok-


Klinoenstatit

Pijeonit

Ojit

5050

4040

20

5

En

20

5

Fs50

Wo

Diyopsit Hedenberjit

Klinoferrosilit

fiekil 5. ‹kizce (Ordu) volkanitlerindeki klinopiroksen-lerin s›n›flama diyagram› (Morimoto, 1988)(semboller fiekil 4’teki gibidir).

Figure 5. Clinopyroxene classification diagram (Mori-moto, 1988) of the ‹kizce (Ordu) volcanics(symbols are the same as for Figure 4).

Fe2

TiO2

O3

HematitMagnetit

Ulvöspinel

İlmenit

fiekil 6. ‹kizce (Ordu) volkanitleri Fe-Ti oksit mineral-lerinin bileflimini gösterir üçgen diyagram(Bacon ve Hirschmann, 1988)(sembollerfiekil 4’teki gibidir).

Figure 6. Fe-Ti oxide composition plot (Bacon andHirschmann, 1988) of the ‹kizce (Ordu) vol-canics (symbols are the same as forFigure 4).

Ferroedenit Sadanagait

MagnezyoSadanagait

FerropargasitAl(VI) ≥ Fe

Edenit

+3

+3

HastingsitAl (VI) < Fe+3

PargasitAl (VI) ≥ Fe+3

MagnezyoHastingsitAl(VI) < Fe

Ti < 0.50

Ca (B) ≥ 1.50 ; (Na + K)(A) ≥ 0.50

1.00

0.80

0.60

0.40

0.20

0.008.0 7.50 7.00 6.50 6.00 5.50 5.00 4.50

Si

fiekil 7. ‹kizce (Ordu) volkanitleri hornblendlerinin s›-n›flama diyagram› (Leake vd., 1997)(sem-boller fiekil 4’teki gibidir).

Figure 7. Hornblende classification diagram (Leakeet al., 1997) of the ‹kizce (Ordu) volcanics(symbols are the same as for Figure 4).

34 Yerbilimleri (Earth Sciences)Ç

izel

ge 3

.‹ki

zce

(Ord

u) v

olka

nitle

ri bi

yotit

lerin

in v

e ol

ivin

lerin

in m

ikro

prob

ana

liz s

onuç

lar›

(bi

yt: b

iyot

it, k

: kris

tal k

enar

›, m

: kris

tal m

erke

zi).

Tab

le 3

.Res

ults

of m

icro

prob

e an

alys

is o

f bio

tites

and

oliv

ines

from

the

‹kiz

ce (

Ord

u) v

olca

nics

(bi

yt: b

iotit

e, k

: cry

stal

rim

, m: c

ryst

al c

ore)

.

Tek

neci

k A

ndez

it P

orfir

i Biy

otitl

eri .

Örn

ek N

o.19

A19

A19

A19

A8

88

8B

iyt -

1B

iyt -

1B

iyt -

1B

iyt -

1B

iyt -

1B

iyt -

1B

iyt -

1B

iyt -

1k

mm

kk

mm

k

SiO

236

.03

35.6

335

.86

36.8

536

.04

36.1

135

.80

36.5

7T

iO2

4.01

4.29

4.12

4.10

3.91

3.70

3.64

3.82

Al 2O

314

.35

14.7

914

.43

15.4

514

.97

15.9

815

.82

15.0

1F

eO20

.38

20.6

520

.01

19.5

719

.88

19.5

419

.77

19.8

9M

nO0.

350.

330.

380.

380.

250.

260.

250.

32M

gO10

.65

10.8

110

.95

10.8

311

.49

11.7

911

.55

11.4

8C

aO0.

260.

290.

260.

320.

280.

400.

320.

33N

a 2O<0

.14

<0.1

40.

240.

200.

150.

260.

190.

14K

2O8.

728.

888.

828.

458.

898.

518.

618.

86T

opla

m94

.75

95.6

795

.07

96.1

595

.86

96.5

595

.95

96.4

2

For

mül

22

oksi

jen

üzer

inde

n he

sapl

anm

›flt›r

.

Si

5.56

5.46

5.52

5.56

5.49

5.43

5.43

5.53

Ti

0.47

0.49

0.48

0.46

0.45

0.42

0.41

0.43

Al [

IV]

2.44

2.54

2.48

2.44

2.51

2.57

2.57

2.47

Al [

VI]

0.17

0.14

0.14

0.30

0.17

0.26

0.26

0.20

Al [

T]

2.61

2.67

2.62

2.74

2.69

2.83

2.83

2.67

Fe+3

0.70

0.86

0.68

0.54

0.72

0.70

0.72

0.62

Fe+2

1.94

1.80

1.90

1.94

1.82

1.76

1.78

1.88

Mn0

.05

0.04

0.05

0.05

0.03

0.03

0.03

0.04

Mg

2.45

2.47

2.51

2.43

2.61

2.64

2.61

2.59

Ca

0.04

0.05

0.04

0.05

0.05

0.07

0.05

0.05

Na

0.00

0.00

0.07

0.06

0.05

0.07

0.06

0.04

K1.

721.

741.

731.

621.

731.

631.

681.

71T

opla

m15

.54

15.5

815

.60

15.4

515

.64

15.5

815

.60

15.5

6

Mg

#0.

480.

480.

490.

500.

510.

600.

510.

52

Flo

gopi

t43

.12

43.4

544

.05

43.0

245

.06

45.1

445

.16

45.0

1A

nnit

34.3

231

.69

33.7

234

.18

31.4

630

.29

31.4

533

.05

Fe+2

ve

Fe+3

ay›r

›m› D

ymek

(19

83)’e

gör

e he

sapl

anm

›flt›r

. M

g# (M

g-nu

mar

as›)

= M

g/(M

g+F

e+3+F

e+2).

Koç

evya

n› B

azal

t› O

livin

leri

.

Örn

ek N

o.31

A31

A31

A31

A31

A31

AO

livin

-2O

livin

-2O

livin

-2O

livin

-2O

livin

-4O

livin

-4k

mm

kk

m

SiO

239

.56

40.0

039

.74

39.6

139

.93

39.7

0T

iO2

<0.0

6<0

.06

<0.0

6<0

.06

<0.0

6<0

.06

Al 2O

3<0

.08

<0.0

8<0

.08

<0.0

8<0

.08

<0.0

8F

eO14

.86

14.5

414

.42

14.7

114

.68

14.5

6M

nO0.

310.

300.

280.

380.

290.

24M

gO44

.43

45.0

244

.57

44.3

644

.59

44.2

8C

aO0.

430.

320.

300.

400.

380.

40C

r 2O5

<0.1

2<0

.12

<0.1

2<0

.12

<0.1

2<0

.12

Top

lam

99.5

910

0.17

99.3

199

.46

99.8

799

.19

For

mül

4 o

ksije

n üz

erin

den

hesa

plan

m›fl

t›r.

Si

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

1.00

Ti

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

Al

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

<0.0

1<0

.01

Fe+2

0.31

0.30

0.30

0.31

0.31

0.31

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

1.67

1.68

1.68

1.67

1.67

1.67

Ca

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K0.

000.

000.

000.

000.

000.

00C

r0.

000.

000.

000.

000.

000.

00T

opla

m3.

003.

003.

003.

003.

003.

00

Mg

#0.

840.

850.

850.

840.

840.

84

For

ster

it82

.90

83.6

083

.60

83.0

083

.20

83.2

0F

ayal

it15

.50

15.1

015

.10

15.4

015

.30

15.3

0

Fe+2

topl

am d

emir

olar

ak v

erilm

ifltir

.M

g# (M

g-nu

mar

as›)

= M

g/(M

g+F

e+2).


Çiz

elge

4.‹

kizc

e (O

rdu)

vol

kani

tleri

Fe-

Ti o

ksitl

erin

in m

ikro

prob

ana

liz s

onuç

lar›

(k:

kris

tal k

enar

›, m

: kris

tal m

erke

zi).

Tab

le 4

.Res

ults

ofm

icro

prob

e an

alys

is o

f Fe-

Ti o

xide

s fr

om th

e ‹k

izce

(O

rdu)

vol

cani

cs (

k: c

ryst

al r

im, m

: cry

stal

cor

e).

Tek

neci

k A

ndez

it P

orfir

iK

oçev

yan›

Baz

alt›

.‹k

izce

And

eziti

Baz

alt D

ayk›

Örn

ek N

o.6C

6C8

831

A31

A31

A31

A27

27K

23K

23U

lvös

pine

lU

lvös

pine

lT

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-T

itano

-m

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

titm

agne

tit

TiO

225

.20

30.1

85.

174.

962.

322.

292.

262.

356.

306.

515.

745.

14A

l 2O3

0.14

<0.0

91.

651.

489.

499.

379.

279.

364.

153.

121.

821.

79F

e 2O3

17.9

27.

7256

.86

56.9

053

.91

53.2

654

.98

55.2

351

.05

52.9

458

.15

58.9

7F

eO50

.93

56.1

833

.56

32.2

723

.23

23.2

923

.85

23.5

035

.77

33.9

829

.43

28.5

8M

nO0.

580.

371.

663.

080.

370.

250.

300.

331.

111.

070.

770.

60M

gO1.

130.

660.

40<0

.12

7.30

7.12

7.15

7.46

0.61

1.56

4.18

4.31

CaO

<0.0

50.

080.

070.

130.

090.

07<0

.05

0.08

0.11

0.17

0.13

0.11

Cr 2O

30.

120.

15<0

.08

<0.0

83.

453.

493.

313.

32<0

.09

0.12

0.15

<0.0

8T

opla

m96

.02

95.3

299

.37

98.8

210

0.16

99.1

410

1.12

101.

6399

.60

99.7

710

0.37

99.5

0

For

mül

4 o

ksije

n üz

erin

den

hesa

plan

m›fl

t›r.

Ti

0.74

0.88

0.15

0.14

0.06

0.06

0.07

0.06

0.17

0.18

0.16

0.14

Al

0.01

0.01

0.07

0.06

0.38

0.38

0.36

0.37

0.22

0.14

0.08

0.08

Fe+3

0.52

0.23

1.65

1.65

1.40

1.40

1.42

1.41

1.33

1.49

1.61

1.63

Fe+2

1.65

1.83

1.06

1.04

0.78

0.78

0.79

0.79

1.11

1.07

0.90

0.89

Mn

0.02

0.01

0.05

0.10

0.01

0.00

0.00

0.01

0.04

0.03

0.02

0.02

Mg

0.06

0.04

0.02

0.01

0.37

0.38

0.36

0.36

0.03

0.09

0.23

0.24

Top

lam

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

3.00

Fe+3

ve

Fe+2

ay›

r›m

› sto

kiyo

met

rik o

lara

k ya

p›lm

›flt›r

.


Çiz

elge

5.‹

kizc

e vo

lkan

itler

i hor

nble

ndle

rinin

mik

ropr

ob a

naliz

son

uçla

r› (

M.H

as: m

agne

zyo

hast

ings

it, A

mf:

amfib

ol, k

: kris

tal k

enar

›, m

: kris

tal m

erke

zi).

Tab

le 5

.Res

ults

ofm

icro

prob

e an

alys

is o

f hor

nble

ndes

from

the

‹kiz

ce v

olca

nics

(M

.Has

: mag

nesi

o ha

stin

gsite

, Am

f:am

phib

ole,

k:c

ryst

al r

im, m

:cry

stal

cor

e).

Tek

neci

k A

ndez

it P

orfir

i.K

ale

Üye

si (

Baz

altik

Brefll

er)

‹kiz

ce A

ndez

itiA

ndez

it D

ayk›

Baz

alt D

ayk›

Örn

ek N

o.19

A19

A6C

6C6

66

622

A22

A27

27K

18K

18K

23K

23M

.Has

.M

.Has

.P

arga

sit

Par

gasi

tM

.Has

.M

.Has

.M

.Has

.M

.Has

.P

arga

sit

Par

gasi

tP

arga

sit

Par

gasi

tM

.Has

.M

.Has

.M

.Has

.M

.Has

.A

mf -

2A

mf -

2A

mf -

4A

mf -

4A

mf -

3A

mf -

3A

mf -

3A

mf -

3A

mf -

4A

mf -

4A

mf -

2A

mf -

2A

mf -

2A

mf -

2A

mf -

5A

mf -

5

km

km

km

mk

km

km

km

km

SiO

242

.58

40.6

441

.77

39.9

042

.51

42.6

942

.39

41.1

541

.64

43.1

941

.73

41.2

143

.50

46.2

842

.73

42.2

8T

iO2

1.29

1.93

1.38

2.16

1.52

1.51

1.59

1.65

1.58

1.53

1.77

2.32

1.88

1.20

1.9

2.02

Al 2O

310

.41

12.1

512

.16

14.9

812

.65

12.5

312

.90

14.1

614

.97

13.0

813

.96

13.1

810

.63

9.22

12.3

612

.37

FeO

18.5

317

.76

16.4

614

.02

9.89

9.74

10.4

611

.41

8.40

7.33

10.5

711

.34

15.2

213

.05

9.58

9.64

MnO

0.63

0.48

0.58

0.22

<0.0

80.

090.

08<0

.08

<0.0

8<0

.07

0.00

0.00

0.42

0.30

<0.0

8<0

.08

MgO

9.90

9.88

10.5

111

.33

15.2

815

.77

14.9

613

.71

15.6

716

.98

14.3

614

.11

12.0

914

.22

15.5

214

.95

CaO

11.3

411

.52

11.2

911

.77

12.2

312

.25

12.2

812

.33

12.0

612

.20

12.3

112

.05

11.6

411

.73

12.2

712

.3N

a 2O1.

982.

042.

062.

392.

112.

161.

951.

922.

312.

242.

562.

361.

891.

482.

122.

16K

2O1.

161.

320.

880.

750.

950.

940.

990.

941.

131.

231.

121.

170.

730.

481.

131.

29T

opla

m97

.82

97.7

297

.09

97.5

297

.14

97.6

897

.60

97.2

797

.76

97.7

898

.38

97.7

498

.00

97.9

697

.61

97.0

1

For

mül

23

oksi

jen

üzer

inde

n he

sapl

anm

›flt›r

.

Si

6.48

6.20

6.33

5.97

6.25

6.24

6.22

6.09

6.05

6.24

6.10

6.09

6.48

6.77

6.25

6.24

Ti

0.15

0.22

0.16

0.24

0.17

0.17

0.18

0.18

0.17

0.17

0.19

0.26

0.21

0.13

0.21

0.22

Al

1.85

2.17

2.15

2.62

2.17

2.14

2.21

24.4

2.54

2.21

2.39

2.28

1.85

2.57

2.12

2.15

Fe+3

0.37

0.40

0.40

0.36

0.45

0.52

0.50

0.50

0.44

0.38

0.26

0.35

0.38

0.46

0.36

0.21

Fe+2

1.97

1.85

1.65

1.35

0.75

0.66

0.77

0.89

0.50

0.44

0.98

0.99

1.48

1.07

0.76

0.95

Mn

0.08

0.06

0.07

0.03

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.05

0.04

0.00

0.00

Mg

2.25

2.25

2.38

2.53

3.35

3.44

3.27

3.02

3.39

3.66

3.13

3.11

2.68

3.10

3.38

3.29

Ca

1.85

1.88

1.83

1.89

1.93

1.92

1.93

1.96

1.88

1.89

1.93

1.91

1.86

1.84

1.92

1.94

Na

0.59

0.60

0.61

0.69

0.60

0.61

0.55

0.55

0.65

0.63

0.72

0.67

0.55

0.42

0.60

0.62

K0.

230.

260.

170.

140.

180.

180.

190.

180.

210.

230.

210.

220.

140.

090.

210.

24T

opla

m15

.82

15.8

915

.75

15.8

215

.85

15.8

915

.83

15.7

715

.83

15.8

515

.91

15.8

815

.68

16.4

915

.81

15.8

6

Fe+3

ve F

e+2ay

r›m

› Lea

ke v

d. (

1997

)’ne

göre

hes

apla

nm›fl

t›r.

las ve andezindir. Bileflimleri ise An49-24Ab50-

63Or1-13 aras›nda de¤iflim göstermektedir (bkz.Çizelge 1) Leake vd. (1997)’nin s›n›flamas›nagöre hornblendlerin genellikle magnezyo-has-tingsit ve pargasit oldu¤u belirlenmifltir (bkz. fie-kil 7, Çizelge 5). Belirgin bir bileflimsel de¤iflimesahip olmayan biyotitler, Deer vd. (1992)’nin s›-n›flamas›na göre %43 flogopit ve % 45 annit bi-leflimlidir (fiekil 8, bkz. Çizelge 3). Fe-Ti oksitlerulvöspinel ve titano-magnetittir (bkz. fiekil 6, Çi-zelge 4).

Bazalt ve Andezit Dayklar›

Breflleri kesen bazalt dayk›; klinopiroksen, plaji-yoklas, olivin ve opak mineral içermekte olup,genelde hyalo-mikrolitik porfirik, hyalopilitik, en-tergranüler ve entersertal doku gösterirler. ‹kin-cil mineral olarak da bunlara kalsit ve klorit eflliketmektedir. Hamurda ise, daha çok plajiyoklasve klinopiroksen mikrolitleri ile volkanik cam bu-lunmakta olup, genellikle mikrolitik ve hyalo-mikrolitik doku gözlenmektedir. Teknecik ande-zit porfirini kesen andezit dayk› plajiyoklas,hornblend, biyotit, klinopiroksen ve opak mine-ral içermekte olup mikrolitik, hyalo-mikrolitik vemikrolitik porfirik doku sunmakta ve ikincil mine-ral olarak kalsit içermektedir. Hamurda geneldemikrolitik, hyalo-mikrolitik doku gözlenmektedir.

Bazalt dayk›na ait plajiyoklaslar genellikle labra-dordur (bkz. fiekil 4). Labradorlar daha çok fenok-ristal halinde olup, bileflimleri An55-70Ab42-29Or3-1aras›nda de¤iflmektedir (bkz. Çizelge 1). Hornb-lendler magnezyo-hastingsittir (bkz. fiekil 7, Çi-zelge 5). Bazalt dayk›na ait klinopiroksenler Mori-moto (1988)’nun yapt›¤› s›n›flamaya göre diyop-sittir (bkz. fiekil 5), bileflimleri Wo45-47En48-39Fs7-14aras›nda de¤iflmektedir (bkz. Çizelge 2). Ka-yaçda yayg›n olarak bulunan oksit minerali tita-no-magnetittir (bkz. fiekil 6, Çizelge 4). Andezitdayk›na ait mikroprob analizlerine (bkz. fiekil 4)göre; plajiyoklaslar›n tamam› andezin olup, bile-flimleri An36-44Ab61-54Or3-2‘dir (bkz. Çizelge 1).Hornblendler de magnezyo hastingsittir (bkz.fiekil 7, Çizelge 5).

VOLKAN‹TLER‹N PETROK‹MYASI

‹kizce (Ordu) yöresi volkanik kayaçlar›n ana ok-sit, iz ve nadir toprak element içerikleri belirlene-rek, petrokimyasal özellikleri ve jeotektonik or-tamlar› de¤erlendirilmifltir. Ayr›ca volkanik ka-yaçlar›n kimyasal bileflimindeki de¤ifliklikler ilemagmatik olaylarla (kristal ayr›mlaflmas›, mag-ma kar›fl›m›, özümleme vb.) aras›ndaki iliflkiaraflt›r›larak, oluflumlar› hakk›nda bilgiler edinil-mifltir. Bu amaçla, seçilmifl örneklerden yap›lanana oksit, iz ve nadir toprak element analizleriÇizelge 6 ve 7’de verilmifltir.

Kimyasal Adland›rma

‹ncelen volkanik kayaçlar›n kimyasal adland›r-mas›, baz› ana oksit ve iz elementlerden ya-rarlan›larak yap›lm›flt›r. Le Maitre (1989)’ninSiO2’ye karfl› toplam alkali diyagram›na göre ör-nekler bazalt, bazaltik trakiandezit, trakiandezit,bazaltik andezit, andezit ve dasit alan›nda yerald›klar› görülmektedir (fiekil 9a). Yine bu diyag-ram üzerinde Irvine ve Baragar (1971)’›n alkali-subalkali ay›r›m›na göre; Koçevyan› bazalt›naait örneklerin geçifl karakterli oldu¤u, andezitikbileflimli kayaçlar›n ise genel olarak subalkalikarakterde oldu¤u görülmektedir (bkz. fiekil 9a).SiO2’ye karfl› K2O s›n›flama diyagram›nda (LeMaitre, 1989) örnekler, genelde yüksek potas-yumlu bazalt, yüksek ve orta potasyumlu bazaltve bazaltik andezit, yüksek potasyumlu andezit,andezit ve dasit alanlar›nda yer almaktad›r (fie-kil 9b). Ana elementlere dayal› bu adland›rma-larda baz› örneklerin (özellikle andezitik) dasitikalanda yer almas› nedeniyle haraketsiz iz ele-


Annit Fe / (Fe + Mg) Flogopit

Siderofillit Eastonit

fiekil 8. ‹kizce (Ordu) yöresi Teknecik andezit porfiribiyotitlerinin Al (IV)’e karfl› Fe/(Fe+Mg) di-yagram› (Deer vd., 1992) (taral› alan do¤aloluflan biyotitlerin bileflimini temsil etmekte-dir, semboller fiekil 4’teki gibidir).

Figure 8. Al (IV) versus Fe/(Fe +Mg) diagram (Deeret al., 1992) of the Teknecik andesite por-phyr biotites (Shahed area represents com-position of the natural biotites, symbols arethe same as for Figure 4).


Çizelge 6. ‹kizce (Ordu) volkanitlerinin ana (% a¤›rl›k) ve iz element (ppm) analiz sonuçlar›.Table 6. Results of major (wt.%) and trace element (ppm) analysis of the ‹kizce (Ordu) volcanics.

Teknecik Andezit Porfiri Koçevyan› Bazalt› Kurttafll› Tepe Andeziti

Örnek No. 5b 6c 8 14 17A 19A 20A B15 31A B1 K1 K2

SiO2 62.91 61.64 62.30 60.00 60.00 65.30 61.00 59.60 46.91 47.38 57.29 57.38TiO2 0.48 0.54 0.53 0.61 0.50 0.44 0.60 0.49 0.68 0.69 0.91 0.92Al2O3 17.15 16.89 16.30 16.90 17.00 16.70 17.00 16.50 11.84 12.05 17.53 17.86Fe2O3* 4.47 4.88 4.41 5.28 5.10 3.37 5.00 4.43 10.83 10.88 6.19 5.66MnO 0.11 0.10 0.10 0.13 0.20 0.09 0.10 0.21 0.18 0.18 0.13 0.11MgO 1.82 2.10 2.38 2.45 2.60 1.47 2.30 1.93 11.67 10.61 1.90 1.67CaO 5.12 5.17 5.46 6.37 5.80 3.54 5.10 5.30 10.70 11.15 4.74 4.88Na2O 4.24 4.55 4.27 4.57 4.10 5.07 4.20 3.96 1.60 1.77 3.87 3.92K2O 2.12 2.12 1.70 2.11 2.40 2.87 2.40 2.45 1.89 1.84 4.31 4.31P2O5 0.21 0.24 0.21 0.36 0.30 0.20 0.30 0.29 0.31 0.32 0.53 0.53AK 1.00 1.30 2.00 0.80 1.80 0.50 1.60 4.50 3.10 2.80 1.90 2.40

Toplam 99.63 99.53 99.66 99.58 99.80 99.55 99.60 99.66 99.71 99.67 99.30 99.64

Zr 120 132 117 131 126 190 124 141 44 44 240 237Sr 1171 1383 1380 1601 1343 1313 1202 1299 764 827 522 520Rb 49 53 35 48 49 69 56 51 29 33 135 131Th 9 11 11 12 12 16 11 12 3 2 2 2Ta 0.5 0.6 0.6 0.6 0.4 0.7 0.5 0.7 0.1 0.1 1.3 1.3Hf 3.1 3.7 3.1 3.7 3.4 5.0 3.3 4.0 1.3 1.3 6.5 6.6Co 8 12 11 10 11 7 13 10 55 55 11 10Cr 160 160 120 170 150 130 140 140 760 790 < 10 < 10Ba 1115 1182 1161 1231 1048 1546 1162 1268 562 576 850 858Nb 8 10 8 10 7 11 8 8 2 2 17 17

Mg# 29 30 35 32 34 31 31 30 53 50 24 24

Kale Üyesi

. Bazaltik Brefl ‹kizce Andeziti Andezit veAndezitik Brefl Çak›llar› Çak›llar› Bazalt Dayk›

Örnek No. 6 8A B6 B18 K4 K5 K14 13 22A 24 27 K18 K23

SiO2 52.57 56.71 67.40 61.09 46.70 59.74 44.70 67.07 63.65 70.50 52.97 69.84 60.56TiO2 0.84 0.89 0.48 0.68 0.99 0.82 0.63 0.41 0.63 0.32 0.81 0.28 0.79Al2O3 15.40 16.14 14.40 15.70 19.25 14.66 11.61 15.18 15.22 13.99 17.36 14.99 14.12Fe2O3* 6.39 5.95 3.48 5.11 10.73 6.20 10.58 3.61 4.74 2.72 5.32 2.44 5.89MnO 0.11 0.08 0.04 0.06 0.24 0.09 0.16 0.06 0.09 0.04 0.10 0.04 0.08MgO 5.80 3.96 1.70 3.24 4.94 3.81 9.36 1.69 2.78 1.49 5.07 0.98 3.53CaO 9.17 8.47 5.18 5.73 10.16 7.09 13.49 4.42 5.69 4.13 7.00 3.79 6.49Na2O 3.46 3.53 3.53 3.90 2.50 3.46 1.56 4.05 3.68 3.55 4.19 4.13 3.24K2O 1.47 2.01 1.53 1.88 1.29 2.09 2.26 2.07 1.82 1.87 2.65 2.19 2.07P2O5 0.47 0.45 0.13 0.21 0.26 0.32 0.30 0.17 0.27 0.10 0.42 0.10 0.33AK 3.80 1.50 1.80 2.10 2.90 1.70 5.50 1.00 1.00 1.00 3.70 1.10 2.70

Toplam 99.48 99.69 99.67 99.70 99.96 99.98 100.15 99.73 99.57 99.71 99.59 99.88 99.80

Zr 107 84 91 77 42 97 40 92 91 71 111 81 94Sr 1607 1387 1231 1345 621 1213 715 1069 1168 909 1074 1008 1156Rb 45 32 39 51 23 51 40 49 28 46 47 64 46Th 8 6. 4 4 2 7 3 7 5 4 12 5 7Ta 0.3 0.3 1 0.2 0.2 0.8 0.2 0.4 0.3 0.5 0.4 0.6 0.7Hf 3.4 2.8 2.6 2.7 1.2 3.3 1.3 2.6 2.6 2.1 3.4 2.4 3.1Co 24 17 15 20 27 18 50 8 15 8 16 5 17Cr 320 130 170 130 < 10 10 580 170 250 130 150 < 10 20Ba 1103 791 1297 679 463 703 770 990 878 1148 960 1139 683Nb 6 4 5 3 2 10 2 6 5 6 7 8 9

Mg# 48 40 33 39 32 39 48 32 37 36 50 29 37

Not: Fe2O3*, Fe2O3 cinsinden toplam demir. AK, ateflte kay›p.

Mg# (Mg-numaras›)=100xMgO/(MgO+Fe2O3*).

Çizelge 7. ‹kizce (Ordu) volkanitlerinin nadir toprak element analiz sonuçlar›.Table 7. Results of rare earth element (ppm) analysis of the ‹kizce (Ordu) volcanics.

Teknecik Andezit Porfiri . ‹kizce Andeziti

Örnek No. 5b 6c 8 14 17A 19A 13 22A 24 27

La 28.10 34.40 36.40 41.90 36.50 40.70 21.70 19.80 12.00 43.40Ce 52.70 65.00 65.60 77.40 70.70 74.30 40.70 37.60 22.50 85.00Pr 5.30 6.59 6.53 8.02 7.10 7.20 4.20 4.58 2.48 8.79Nd 19.80 24.80 24.20 31.30 28.30 27.10 15.90 18.80 9.80 34.70Sm 3.20 4.10 3.80 4.90 4.20 4.00 2.60 3.60 1.90 5.60Eu 0.94 1.14 1.10 1.27 1.26 0.97 0.77 1.08 0.52 1.57Gd 2.31 2.97 2.68 3.43 3.04 2.74 1.96 2.90 1.50 4.00Tb 0.34 0.38 0.36 0.44 0.39 0.32 0.27 0.38 0.21 0.49Dy 2.04 2.22 2.14 2.55 2.29 1.90 1.46 2.08 1.16 2.68Ho 0.42 0.50 0.45 0.53 0.46 0.39 0.33 0.39 0.23 0.50Er 1.20 1.45 1.23 1.46 1.37 1.17 0.97 1.14 0.68 1.52Tm 0.18 0.19 0.17 0.19 0.18 0.17 0.14 0.15 0.09 0.19Yb 1.23 1.41 1.19 1.33 1.40 1.24 0.94 0.96 0.69 1.27Lu 0.19 0.21 0.18 0.20 0.20 0.19 0.16 0.14 0.11 0.19

Kale Üyesi .Koçevyan› Kurttafll› Tepe Bazalt ve Andezit

And. Brefl Çak›llar› Baz. Brefl Çak›llar› Bazalt› Andeziti Dayk›

Örnek No. 6 8A K5 K14 31A B1 K1 K2 K18 K23

La 32.50 25.00 26.50 11.90 12.40 12.00 45.20 44.10 16.50 25.00Ce 67.90 53.50 54.10 23.60 26.00 26.00 93.90 92.10 29.60 51.90Pr 7.41 6.11 6.23 3.06 3.26 3.20 10.93 10.71 3.08 6.09Nd 31.90 26.60 24.20 14.00 15.40 16.00 42.80 42.00 11.60 23.70Sm 5.00 5.10 4.50 3.20 3.80 3.70 8.50 8.80 1.80 4.50Eu 1.55 1.49 1.24 1.03 1.10 1.10 1.72 2.08 0.58 1.24Gd 3.84 3.85 3.07 3.09 3.33 3.30 6.99 6.63 1.40 3.69Tb 0.49 0.47 0.47 0.42 0.45 0.40 1.12 1.08 0.23 0.55Dy 2.66 2.68 2.87 2.72 2.37 2.50 6.43 6.48 1.2.0 2.75Ho 0.55 0.58 0.49 0.45 0.49 0.50 1.16 1.20 0.24 0.53Er 1.38 1.54 1.46 1.35 1.39 1.30 3.80 3.53 0.69 1.56Tm 0.16 0.20 0.20 0.17 0.20 0.20 0.51 0.47 0.07 0.20Yb 1.19 1.40 1.23 1.16 1.27 1.30 3.57 3.22 0.53 1.17Lu 0.16 0.19 0.20 0.19 0.19 0.20 0.52 0.55 0.12 0.23

mentlere dayal› kayaç s›n›flamas›na da yer ve-rilmifltir. Buna göre, Winchester ve Floyd(1977)’un Nb/Yb’ye karfl› Zr/TiO2*0.0001 kimya-sal adland›rma diyagram›nda; örneklerin genelolarak andezit, trakiandezit, andezit/bazalt, su-balkalen bazalt, alkalen bazalt alanlar›na düfltü-¤ü gözlenmektedir (fiekil 9c). Yar› alkalen ka-raktere sahip volkanik kayaçlar›n afinitelerinibelirlemek için Irvine ve Baragar (1971)’›n AFM(Na2O+K2O, FeOt, MgO) üçgen diyagram› kul-lan›lm›flt›r (fiekil 9d). Koçevyan› bazalt›na ait ör-nekler ile Kale Üyesine ait breflin bazaltik çak›l-lar› geçifl, andezitik bileflimli örneklerin ise kalk-alkali karakterli oldu¤u görülmektedir (bkz. fiekil9d).

Ana ve ‹z Elementler

‹ncelenen volkanitlerin SiO2’ye karfl› ana oksitve iz elementlerdeki de¤iflimler kayaçlarda göz-lenen ana fenokristal fazlar›n›n ayr›mlaflmas›y-la iliflkilidir (fiekil 10 ve 11). Bazaltik bileflimlikayaçlarda (Koçevyan› bazalt› ve Kale Üyesineait bazaltik brefller), SiO2 art›fl›yla Al2O3, P2O5,TiO2, Sr, Zr, Th ve Hf içerikleri artarak pozitif ilifl-ki, andezitik bileflimli kayaçlarda (Teknecik an-dezit porfiri) ise SiO2 art›fl›yla Al2O3, P2O5, TiO2,Sr, Zr, Th ve Hf içerikleri azalarak negatif bir ilifl-ki gözlenmektedir. SiO2’nin artmas›na karfl› Al-

2O3, P2O5, MnO, Sr, Zr, Hf ve Th içeriklerindeönce artma daha sonra da bir azalma söz konu-


sudur (bkz. fiekil 10 ve 11). Kayaçlar›n tümün-de gözlenen, SiO2 art›fl›na karfl›n MgO, CaO,Al2O3 ve Cr azalmas› önemli ölçüde klinopirok-sen ve plajiyoklas ayr›mlaflmas›n› yans›tmakta-d›r. Klinopiroksen ve plajiyoklas, magman›n so-¤umas› esnas›nda kabuk içerisindeki magmaodas›nda meydana gelen önemli kristalleflme-lerdir. Kristallenme bas›nc› ile klinopiroksen/pla-jiyoklas oran› azalmakta (Gust ve Perfit, 1987),magmadaki su içeri¤i artmaktad›r. Bunlar›n ya-n›s›ra plajiyoklas oran› da azalmaktad›r (Eggler,1972; Presnall vd.,1978; Baker ve Eggler,1983). SiO2 art›fl›na karfl›n Al2O3 azalmas› (ço-¤unlukla andezitik kayaçlarda), volkanik kayaç-lar›n gelifliminde hornblend ayr›mlaflmas›n›n daetkili olabilece¤ini göstermektedir. Üstelik,hornblendlerin kalk-alkalin karakterli volkanikkayaçlar›n gelifliminde önemli bir ayr›mlaflma

faz› oldu¤u da bilinmektedir (Chawthorn veO’Hara, 1976). Kayaçlar›n tümünde gözlenenSiO2 art›fl›na karfl›n Fe2O3

* ve TiO2 azalmas›magnetit ayr›mlaflmas›na iflaret etmektedir. Si-O2’ye karfl› P2O5 de¤iflim diyagram›nda bazaltikkayaçlarda gözlenen pozitif iliflki apatit zengin-leflmesini, genellikle andezitik kayaçlarda gözle-nen negatif iliflki ise apatit ayr›mlaflmas›n› yan-s›tmaktad›r. SiO2’ye karfl› K2O, Na2O, Ba, Rb,Nb ve Ta iliflkileri göreceli olarak düzensiz ol-makla birlikte, pozitif e¤ilimlidir. Gözlenen dü-zensiz da¤›l›m, k›smen alterasyondan (özelliklealkalilerde) kaynaklanabilir. Ana oksit ve iz ele-ment de¤iflim diyagramlar›nda gözlenen bu ilifl-kiler, volkanik kayaçlar›n gelifliminde mineralayr›mlaflmas›n›n etkili oldu¤unu ve klinopirok-sen, hornblend, plajiyoklas, magnetit ve apatit


Tefrit(Ol<%10

Bazanit(Ol>%10) Traki-

bazalt

TrakiandezitBazaltiktrakiandezit

Pikro-bazalt Bazalt

Bazaltikandezit

Andezit Dasit

35

0.010.001

0.01

0.1

0.1 1 10

40 45 50 55 60 65 70 75

10

8

6

4

2

045

1

2

3

4

5

50 55 60 65 70 75

SiO (%)2 SiO (%)2

Bazalt

Şoşonit

Bazaltikandezit

Düşük K'luBazaltikandezit

Andezit

Dasit

Yüksek K'luAndezit

Yüksek K'luBazaltikandezit

Riyolit

Düşük K'luAndezit

Düşük K'luDasit

Düşük K'luRiyolit

Y-K'luBazalt

Traki Andezit

Trakit

Riyolit

Riyodasit/Dasit

Andezit

Andezit/Bazalt

Subalkalen BazaltAlk-Bazalt

1

Andezit ve Bazalt Daykı

Teknecik Andezit Porfiri

İkizce Andeziti

Kale Bazaltik Breşleri

Kurttaşlı Tepe Andeziti

Koçevyanı Bazaltı

fiekil 9. (a) %SiO2’ye karfl› %Na2O+K2O kimyasal adlama diyagram› (Le Maitre, 1989; Alkali-Subalkali e¤risi Irvi-ne ve Baragar (1971)’a göredir), (b) %SiO2’ye karfl› %K2O kimyasal adlama diyagram› (Le Maitre, 1989),(c) Nb/Yb karfl› Zr/TiO2*0.0001 kimyasal adlama diyagram› (Winchester ve Floyd, 1977), (d) AFM üçgendiyagram› (Toleyitik - Kalkalkali ay›r›m e¤risi Irvine ve Baragar (1971)’a göredir).

Figure 9. a) SiO2 (wt.%) versus Na2O+K2O (wt.%) chemical nomenclature diagram (Le Maitre, 1989; Alkaline-Su-balkaline dividing line is from Irvine and Baragar (1971)), (b) SiO2 (wt.%) versus K2O (wt.%) chemical no-menclature diagram (Le Maitre, 1989), (c) Nb/Yb versus Zr/TiO2*0.0001 chemical nomenclature diagram(Winchester and Floyd, 1977), (d) AFM ternary plot (Tholeiitic-Calcalkaline dividing curve is from Irvineand Baragar (1971)).

ayr›mlaflmas›n›n önemli ölçüde rol oynad›¤›n›göstermektedir (bkz. fiekil 10 ve 11).

Genel olarak, incelenen volkanik kayaçlar›n silisiçeri¤i artt›kça, uyumsuz element içeriklerinin

artmas› (Ba, Sr) ve uyumlu element içeriklerininazalmas› mineral ayr›mlaflmas›yla aç›klanmak-tad›r. Bu özellik, kayaçlar›n bir ana magmadanmineral ayr›mlaflmas›yla türemifl olabilecekleri-ni, ancak bunun kayaçlar›n gelifliminde ana


fiekil 10. ‹kizce (Ordu) volkanitlerinin % SiO2’ye karfl› ana oksit (% a¤›rl›k) de¤iflim diyagramlar› (semboller fiekil9’daki gibidir).

Figure 10. SiO2 (wt.%) versus major oxide (wt.%) variation plots of the ‹kizce (Ordu) volcanics (symbols are thesame as for Figure 9).


fiekil 11. ‹kizce (Ordu) volkanitlerinin % SiO2’ye karfl› iz element (ppm) de¤iflim diyagramlar› (semboller fiekil 9’da-ki gibidir).

Figure 11. SiO2 (wt.%) versus trace element (ppm) variation plots of the ‹kizce (Ordu) volcanics (symbols are thesame as for Figure 9).

magmatik olay olmad›¤›n› ve di¤er magmatikolaylar›n (magma kar›fl›m›, kabuk özümlemesivb.) da rol oynad›¤›na iflaret etmektedir.

Uyumsuz Elementler

‹ncelenen kayaçlar, eski bir yitim zonu ortam›naait olduklar›ndan iz element içerikleri zenginlefl-mifl okyanus ortas› s›rt› bazalt›na (E-TipiMORB) göre oranlanarak oluflturulan da¤›l›mdiyagramlar›yla ana magmalar› belirlenmeyeçal›fl›lm›flt›r (fiekil 12a). ‹z element da¤›l›m di-yagramlar›na bak›ld›¤›nda; kayaçlar›n tümünde

büyük iyon yar›çapl› litofil element (Sr, K2O, Rbve Ba) konsantrasyonlar› bak›m›ndan zengin-leflme, Nb, Zr, TiO2 ve Y içerikleri bak›m›ndanfakirleflme söz konusudur. Bu özellik, volkanikkayaçlarda kabuk özümlemesi ± magma kar›fl›-m›n›n varl›¤›na iflaret etmektedir. Negatif Nbanomalisi (bkz. fiekil 12a) ise, kayaçlar›n anamagmas›n›n gelifliminde yitim bilefleninin varl›-¤›n› göstermektedir (Pearce, 1983). Ayr›ca Ko-çevyan› bazalt› ve andezitik kayaçlar›n tümününiz element da¤›l›mlar›n›n birbirine benzerlik gös-termesi, bunlar›n kökenlerinin benzer olduklar›-n› ve daha sonra magmatik süreçlerden (kabuközümlemesi ± magma kar›fl›m›) etkilenerek ge-lifltiklerini göstermektedir.

Nadir Toprak Elementleri

‹ncelenen kayaçlar›n kondritlere göre normalizeedilmifl nadir toprak element (NTE) da¤›l›mlar›birbirine benzerlik göstermektedir (fiekil 12b).Bu durum, bazaltik ve andezitik kayaçlar›n ayn›kökenden türediklerini do¤rulamaktad›r. Kayaç-larda hafif nadir toprak element (HNTE) zengin-leflmesinin, orta ve a¤›r nadir toprak element(ANTE) zenginleflmesine göre daha fazla oldu-¤u görülmektedir (bkz. fiekil 12b). Da¤›l›mlar›norta k›sm›n›n çukur olmas› ve HNTE’e do¤ru gi-dildikçe yukar›ya do¤ru konkav bir yap› sunma-s›, volkanik kayaçlar›n gelifliminde hornblendayr›mlaflmas›n›n etkili bir flekilde rol oynad›¤›n›göstermektedir (Green ve Pearson, 1985; Ro-mick, 1987). Da¤›l›mlara bak›ld›¤›nda; Kurttafll›Tepe andezitine ait örnekler hariç, örneklerdeönemli derecede Eu anomalisinin olmamas›, bukayaçlar›n gelifliminde plajiyoklas ayr›mlaflma-s›n›n önemli bir rol oynamad›¤›n› veya yüksekoksijen fugasitesini göstermektedir (Gill, 1981).

Tektonik Ortam

‹ncelenen kayaçlar›n genel petrokimyasal özel-likleri, birbirine yaklaflan plakalarla iliflkili yitimzonu volkanitlerinin özelliklerine benzemektedir(Saunders vd., 1980; Gill, 1981; Ewart, 1982;Pearce, 1983; Thompson vd., 1984; White vePatchett, 1984). Bu özellikler; düflük Nb, Zr veTiO2 içeri¤i, büyük iyon yar›çapl› litofil element(LILE) ve yüksek hafif nadir toprak element(HNTE) içerikleri ile yüksek Ba/Zr oranlar›na sa-hip olmalar›d›r. ‹ncelenen örneklerin Ba/Laoranlar› aklafl›k 20-85 aras›nda de¤iflmekteolup, orojenik andezitlere benzerlik gösterirler


La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

1

1

10

20

Sr K O O Zr TiO YRb Ba Th Nb Ce P2 52 2

0.2

1

10

40

fiekil 12. (a) E-tipi okyanus ortas› s›rt› bazaltlar›na(OOSB) (Sun ve McDonough, 1989) görenormallefltirilmifl iz element da¤›l›mlar›, (b)kondrite (Taylor ve McLennan, 1985) görenormallefltirilmifl nadir toprak element da¤›-l›mlar› (semboller fiekil 9’daki gibidir).

Figure 12. (a) E-type MORB (Sun and McDonough,1989) normalised trace element plot, (b)chondrite (Taylor and McLennan, 1985) nor-malised rare earth element patterns (sym-bols are the same as for Figure 9).

(fiekil 13a). Zr’a karfl› Ba diyagram›nda (Floydvd., 1991) volkanik kayaçlar›n ço¤u ada yay›bazaltlar› alan›na düflmektedir (fiekil 13b). Bualan›n d›fl›nda kalan örnekler, afl›r› derecedefarkl›laflmaya u¤ram›fl örnekleri temsil etmekte-dir.

SONUÇLAR VE TARTIfiMA

Do¤u Pontid kuzey ve güney zonu volkanitleriçok say›da araflt›rmac› taraf›ndan incelenmifl ve

bu incelemeler sonucunda Tersiyer volkanizma-s›n›n geliflimi hakk›nda pek çok veri elde edil-mifltir. ‹kizce (Ordu) yöresinde yap›lan bu çal›fl-mayla, bugüne de¤in kuzey zonda ve güneyzonda yap›lan önceki çal›flmalara katk›da bulu-nularak, stratigrafik, petrografik ve petrokimya-sal aç›dan Tersiyer volkanizmas›n›n geliflimiaç›klanmaya çal›fl›lm›flt›r.

‹kizce yöresinde çal›flma alan›n›n taban›n›, GeçKretase-Paleosen yafll› Akveren Formasyo-nu’na ait Tekkiraz Üyesi oluflturmaktad›r. ‹ri ojitkristallerine sahip yeflil, koyu yeflil ve siyahrenkli bazaltlardan oluflan Paleosen (?)-Eosenyafll› Koçevyan› bazalt› bu birimi uyumsuz ola-rak üzerlemektedir. Tüm bu birimlerin üzerineuyumsuzlukla gelen ve çal›flma alan›n›n hemenhemen tamam›n› kapsayan andezit, bazalt vepiroklastitleri ile kumtafl›, silttafl›, marn, tüfit araseviyelerinden oluflan Eosen yafll› TekkeköyFormasyonu gelmektedir. ‹stif, Kuvaterner yafll›taraça ve alüvyonlarla örtülmektedir.

‹kizce (Ordu) yöresindeki volkanitler; ço¤unluklaandezit, andezit porfir ve piroklastitleri ile dahaaz oranlarda bazalt ve bazaltik andezitlerdenoluflmakta ve genelde porfirik, mikrolitik porfirik,hyalomikrolitik porfirik, hyalopilitik, entersertal,entergranüler, yer yer ak›nt› ve glomeroporfirikdoku göstermektedirler. Koçevyan› bazalt›n›n be-lirgin özelli¤i, diyopsit-ojit (Wo46-47En43-40Fs11-13)ve olivin (Fo83-84) fenokristallerini içermesidir.Andezit porfirde ise, halkal› ve karmafl›k zon-lanma gösteren mega fenokristal plajiyoklas(An31-43Ab67-54Or2-3) mineralleri ile opaklaflmave bozunma yap›lar›n›n çok iyi gözlendi¤i biyotit(Mg#=0.48-0.60) mineralleri oldukça yayg›nd›r.Bu minerallere ayr›ca, fenokristal olarak, plaji-yoklas (An32-80), hornblend (Mg#=0.49-0.82) vemagnetit, tali mineral olarak da apatit ve zirkonefllik etmektedir.

‹kizce (Ordu) yöresi volkanitleri; kalkalkalen ka-rakterli olup, genellikle orta derecede K2O içer-mektedir. Artan SiO2 karfl› MgO, CaO, MnO,Fe2O3

*, Cr ve Co içeriklerinde azalma, Al2O3,P2O5, TiO2, Sr, Zr, Th ve Hf içeriklerinde ise ar-t›fl söz konusudur. Bu iliflkiler; bazaltik kayaçla-r›n gelifliminde klinopiroksen+olivin+magnetitayr›mlaflmas›n›n, andezitik kayaçlar›n geliflimin-de ise klinopiroksen+plajiyoklas+magnetit ay-r›mlaflmas›n›n etkin bir flekilde rol oynad›¤›naiflaret etmektedir. Ayr›ca, Temizel ve Arslan


100 1000 10000Ba (ppm)

1

10

100

600

Ada Yayı Bazaltları

2000

1600

1200

800

400

00 50 100 150 200 250

Zr (ppm)

fiekil 13. (a) Ba (ppm)’a karfl› La (ppm) diyagram›(alanlar Perfit vd. (1980) ve (Gill, 1981)’e gö-redir), (b) Zr (ppm)’a karfl› Ba (ppm) diyag-ram› (alanlar Floyd vd. (1991)’ne göredir,semboller fiekil 9’daki gibidir).

Figure 13. (a) Ba (ppm) versus La (ppm) plot (Fieldboundaries are from Perfit et al. (1980) and(Gill, 1981)), (b) Zr (ppm) versus Ba (ppm)plot (field boundaries are from Floyd et al.(1991), symbols are the same as for Figure9).

(2003) yapt›klar› mineral ayr›mlaflmas› olaylar›-n›n jeokimyasal modellemesi çal›flmalar›ndavolkanitlerin iz element çiftlerinden (Zr karfl› Nb,Zr karfl› La, La+Ce karfl› Nb gibi) yararlanarakkayaçlar›n geliflimi s›ras›nda klinopiroksen, pla-jiyoklas ve magnetit ayr›mlaflmas›n›n önemli fle-kilde rol oynad›¤›n› belirlemifllerdir.

‹ncelenen volkanitler; yüksek Sr, K2O, Rb, veBa içeriklerine, düflük Nb, Zr ve TiO2 içeriklerinesahip olup, bunlar›n iz element da¤›l›mlar› E-Ti-pi MORB’a daha çok benzerlik göstermektedir.Volkanitlerin NTE da¤›l›mlar›n›n birbirine para-lellik göstermesi, bazaltik ve andezitik bileflimlikayaçlar›n ayn› kökenden türediklerini do¤rula-maktad›r. Ayr›ca, Temizel ve Arslan (2003) yap-t›klar› NTE k›smi ergime modellemesine göreana magman›n oluflumunda ilksel magmayagöre k›smi ergime miktar›n›n a¤›r nadir toprakelementler dikkate al›nd›¤›nda, yaklafl›k % 30-35, hafif nadir toprak elementlerde ise yaklafl›k% 10-30 aras›nda de¤iflti¤ini belirtmifllerdir. ‹kiz-ce volkanitlerine ait NTE da¤›l›mlar›n›n, E-TipiMORB ve OIB’ye ait da¤›l›mlarla benzerlik sun-mas›n›, volkanitlerin yitim ve astenosferik ergi-yiklerin kar›flt›¤› zenginleflmifl bir köken mag-madan türeyebilecekleri fleklinde yorumlam›fl-lard›r (Temizel ve Arslan, 2003).

‹nceleme alan›ndaki (‹kizce-Ordu) volkanitleri-nin yüksek Sr, K2O, Rb, Ba ve düflük Nb, Zr veTiO2 içeriklerine sahip olmalar›ndan dolay›, Gü-müflhane yöresindeki volkanitlere benzerlikgöstermekte olup, yitim sonucu zenginleflmifl birkaynaktan türeyen kalkalkalen volkanizma özel-li¤i göstermektedirler (Temizel, 2002, Temizelve Arslan, 2002). Ayr›ca bu volkanik kayaçlar›nyüksek LILE (Rb, Ba, Sr, K2O) içerikleri ile dü-flük Nb, Zr, TiO2 ve Y içeriklerine sahip olmas›,bunlar›n yiten bir plakan›n dehidratasyonu so-nucu metazomatizmaya u¤rayarak zenginlefl-mifl bir manto kayna¤›n›n varl›¤›n› desteklemek-tedir. Bunlar›n yan› s›ra, volkanik kayaçlardakikimyasal de¤iflimler, kaynak bölgesindeki k›smiergime, ayr›mlaflma, özümleme ve magma kar›-fl›m› gibi olaylarla aç›klanabilir. Temizel ve Ars-lan (2003), ‹kizce volkanitleri üzerinde yapt›klar›özümleme+mineral ayr›mlaflmas› (AFC) jeokim-yasal modelleme çal›flmalar›nda, kayaçlar›n ge-liflimi esnas›nda özümleme+mineral ayr›mlafl-mas› olay›n›n (AFC) çok etkili olmay›p (özümle-me oran› / mineral ayr›mlaflmas› oran›n›n

<%20), mineral ayr›mlaflmas›n›n daha bask›noldu¤unu belirtmifllerdir.

‹kizce yöresindeki volkanik kayaçlar, Do¤u Pon-tid kuzey zonu (Trabzon ve Tonya yöresi) ve gü-ney zonunda (Gümüflhane-Kale yöresi) yer alandi¤er volkanik kayaçlar ile stratigrafik, petrogra-fik ve petrokimyasal özellikleri aç›s›dan deneflti-rildi¤inde, daha çok güney zonu (Gümüflhane-Kale yöresi) volkanitlerine benzerlik göstermek-tedirler. Ayr›ca, ‹kizce volkanitleri, güney zonuTersiyer volkanitlerinin devam› olarak düflünüle-bilir.

KATKI BEL‹RTME

Bu çal›flma, birinci yazar›n yüksek lisans tezininbir bölümü olup, Karadeniz Teknik ÜniversitesiBAP Birimi (Proje no: 2001.112.5.10) taraf›ndanmaddi olarak desteklenmifltir. Yazarlar, mikrop-rob analizlerinin gerçeklefltirilmesinde yard›mc›olan Dr. Nick Ware (Avustralya Ulusal Üniversi-tesi, Avustralya)’e teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Adamia, S. A., Lordkipanidze, M. B., and Zakariadze,G. S., 1977. Evolution of an active conti-nental margin as exemplified by the Alpinehistory of the Caucasus. Tectonophysics,40, 183-199.

Aliyaz›c›o¤lu, ‹. ve Arslan, M., 1998. Gümüflhane yö-resi volkanik kayaçlar›n›n jeokimyasal vepetrolojik karakteristikleri: Do¤u PontidGüney Zonunda Paleosen-Eosen volka-nizmas›n›n geliflimi. Türkiye Cumhuriye-ti’nin 75. Y›l›nda F›rat Üniversitesi’nde Je-oloji Mühendisli¤i E¤itiminin 20. Y›l› Sem-pozyumu Bildiri Özleri Kitab›, Elaz›¤, 24-25.

Arslan, M., and Aliyaz›c›o¤lu, ‹., 1998. Petrographicaland geochemical characteristics of theGümüflhane area Eocene volcanic rocks:Implications for the evolution of EasternPontide back-arc volcanism, Third Interna-tional Turkish Geology Symposium Abst-racts, Ankara, p.182.

Arslan, M., and Aliyaz›c›o¤lu, ‹., 2001. Geochemicaland petrochemical characteristics of theKale (Gümüflhane) volcanic rocks: Impli-cations for the Eocene evolution of Eas-tern Pontide arc volcanism, Northeast Tur-key. International Geological Review,43(7), 595-610.

Arslan, M., Tüysüz, N., Korkmaz, S., and Kurt H.,1997. Geochemistry and petogenesis of


the Eastern Pontide volcanic rocks, Nort-heast Turkey. Chemi der Erde (Geoche-mistry), 57, 157-187.

Arslan, M., Aslan, Z., fien, C., and Hoskin, P., 2000.Constrains on petrology and petrogenesisof Tertiary volcanism in the Eastern Ponti-de Paleo-arc system, NE Turkey.Goldschmidt 2000. Journal of ConferenceAbstracts, Volume 5(2), 157-158.

Arslan, M., Temizel, ‹., and Abdio¤lu, E., 2002. Sub-duction input versus source enrichmentand role of crustal thickening in the gene-ration of Tertiary magmatism in the PontidPaleo-Arc setting, NE Turkey. In: B. De Vi-vo and R.J. Bodgar (eds.) Workshop-Short Course on Volcanic Systems, Geoc-hemical and Geophysical Monitoring, Meltinclusions: Methods, Applications andProblems, Naples, Italy, 13-16.

Ayd›n, F., 2003. De¤irmendere vadisi (Trabzon-Esi-ro¤lu, KD-Türkiye) volkanitlerinin mineralkimyas›, petrolojisi ve petrojenezi. DoktoraTezi, Karadeniz Teknik Üniversitesi, FenBilimleri Enstitüsü, Trabzon, 233 s (yay›m-lanmam›fl).

Bacon, C.R., and Hirschmann, M. M., 1988. Mg/Mnpartitioning as a test for equilibrium betwe-en coexiting Fe-Ti oxides. American Mine-ralogist, 73, 57-61.

Baker, D.R., and Eggler, D.H., 1983. Fractionationpaths of Atka (Aleutians) high-alumina ba-salts: constraints from phase relations. Jo-urnal of Volcanology and Geothermal Re-search, 18, 387-404.

Bektafl, O., Y›lmaz, C., Tasl›, K., Akda¤, K., and Öz-gür, S., 1995. Cretaceous rifting of theEastern Pontide carbonate platform, NETurkey: The formation of carbonate brec-cias and turbitides as evidence of a drow-ned platform. Giornale di Geologia, 57,233-244.

Çamur, M. Z., Güven, ‹. H., and Er, M., 1996. Geoc-hemical characteristics of the EasternPontide volcanics: An example of multiplevolcanic cycles in arc evolution. TurkishJournal of Earth Sciences, 5, 123-144.

Chawthorn, R.G., and O’Hara, M.J., 1976. Amphibo-le fractionation in calcalkaline magma ge-nesis. American Journal of Science, 276,309-329.

Deer, W. A., Howie, R. A., and Zussman, J., 1992. AnIntroduction to the Rock-Forming Mine-rals. Longman, London, 696 pp.

Dymek, R. F., 1983. Titanium, aluminum and interla-yer cation distributions in biotite from high-grade geisses, West Greenland. AmericanMineralogist, 68, 880-899.

Eggler, D.H., 1972. Amphibole stability in H2O-under-saturated calcalkaline melts. Earth andPlanetary Science Letters, 15, 28-34.

E¤in, D., Hirst, D.M., and Phillips, R., 1979. The pet-rology and geochemistry of volcanic rocksfrom the northern Harflit river area, Pontidvolcanic province, northeast Turkey. Jour-nal of Volcanology and Geothermal Rese-arch, 6, 105-123.

Ewart, A., 1982. The mineralogy and petrology ofTertiary-Recent orogenic volcanic rocks:with special reference to the andesitic-ba-salticcompositional range. In: R.S. Thorpe(ed.) Andesites: Orogenic Andesites andRelated Rocks, John Wiley, New York, 29-95.

Floyd, P.A., Shail, R., Leveridge, B.E., and Franke,W., 1991. Geochemistry and provenanceof Rhenohercynian synorogenic sandsto-nes: implications for tectonic environmentdiscrimination. In: A.C., Morton, S., Todd,and P.D.W. Haugton (eds.) Geological So-ciety of London Special Publication, 57,173-188.

Gill, J.B., 1981. Orogenic Andesites and Plate Tecto-nics. Springer, Berlin, 390p.

Green, T.H., and Pearson, N.J., 1985. An experimen-tal study of Nb and Ta partitioning betwe-en Ti-rich minerals and silicate liquids athigh pressure and temperature. Geochimi-ca et Cosmochimica Acta, 47, 925-939.

Gust, D.A., and Perfit, M.R., 1987. Phase relations ofa high-Mg basalt from the Aleutian IslandArc: implications for primary island arc ba-salt and high-Al basalts. Contributions toMineralogy and Petrology, 97, 7-18.

Güven, ‹. H., 1993. Do¤u Pontidler’in jeolojisi ve1/250 000 ölçekli kompilasyonu. MTA, An-kara (yay›mlanmam›fl).

Irvine, T.N., and Baragar, W.R.A., 1971. A guide tothe chemical classification of common vol-canic rocks. Canadian Journal of EarthSciences, 8, 523-548.

Kazmin, V. G., Sbortshikov, I. M., Ricou, L. E., Zo-nenshain, L. P., Boulin, J., and Knipper, A.L., 1986. Volcanic belts as markers of theMesozoic-Cenozoic Evolution of Tethys.Tectonophysics, 123, 123-152.

Keskin, ‹., Yergök, F. A., Kara, H., Dönmez, M. veArslan, M., 1998. Ünye-Fatsa-Kumru-Kor-gan (Ordu) dolay›n›n jeolojisi. M.T.A Ra-poru, 10182, Ankara (yay›mlanmam›fl).

Le Maitre, R. W., 1989. A Classificiation of IgneousRocks and Glossary of Terms. Blackwell,Oxford, 193 pp.

Leake E. B., Wooley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W.D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne,F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev,V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J.,Maresch, W. V., Nickhel, E. H., Rock, N.M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C.,Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., Whit-taker, E. J. W., and Youzhi, G., 1997. No-menclature of Amphiboles Report of the


Subcommittee on Amphiboles of the Inter-national Mineralogical Association Comis-sion on New Minerals and Mineral Names.European Journal of Mineralogy, 9, 623-651.

Morimoto, M., 1988. Nomenclature of pyroxenes. Mi-neralogical Magazine, 52, 535-550.

Özsayar, T., Pelin, S. ve Gediko¤lu, A., 1981. Do¤uPontidler’de Kretase. Karadeniz TeknikÜniversitesi Yer Bilimleri Dergisi, 2, 65-114.

Pearce, J.A., 1983. Role of the sub-continental lit-hosphere in magma genesis at active con-tinental margins. In: C.J., Hawkesworth,and M.J. Norry, (eds.) Continental Basalt-sand Mantle Xenoliths, Shiva, Cheshire,230-249.

Perfit, M.R., Gust, D. A., Bence, A.R., Arculus, R.J.,and Taylor, S. R., 1980. Chemical Charec-teristic of Island-Arc Basalts: Implicationsfor Mantle Sources. Chemical Geology,30, 227-256.

Presnall, D.C., Dixon, J.R., O’donnell, T.H., Drennes,N.L., Schrick, R.L., and Dycus, D.W.,1978. Liquidus phase relations on the joindiopside-forsterite-anorthite from 1 atm to20 kb: Their bearing on the generationandcrystallization of basaltic magma.Contributions to Mineralogy and Petro-logy, 66, 203-220.

Romick, J.D., 1987. Amphibole fractionation andmagma mixing in andesites and dacitesfrom the central Aleutians, Alaska. Tran-sactions American Geophysical Union(EOS), 68, 461 pp.

Saunders, A. D., Tarney, J., and Weaver, S. D.,1980. Tranverse geochemical variationsacross the Antarctic Peninsula: Implicati-ons for the genesis of calc alkaline mag-mas. Earth and Planetary Science Letters,46, 344-360.

Sun, S., and McDonough, W.F., 1989. Chemical andisotopic systematics of oceanic basalt:Implications for mantle composition andprocesses In: A.D. Saunders, and M.J.Norry, (eds.), Magmatism in the OceanBasins, Geological Society of LondonSpecial Publication, 42, 313-345.

fien, C., 2000. Do¤u Pontid alkalen provensine (KD,Türkiye) ait Eosen sonras› kayaçlar içeri-sinde bulunan ultramafik nodüllerin pet-rografisi, mineralojisi ve kimyas›. Cumhuri-yetin 75. Y›ldönümü Yerbilimleri ve Ma-

dencilik Kongresi Bildiri Özleri Kitab›, 1,55-66.

fien, C., Arslan, M. ve Van. A., 1998. Do¤u Pontid(KD Türkiye) Eosen (?) alkalen volkanikprovensinin jeokimyasal ve petrolojik ka-rakteristikleri. Turkish Journal of Earth Sci-ences, 7, 231-239.

Taylor, S.R., and McLennan, S.M., 1985. The Conti-nental Crust, Its Composition and Evoluti-on. Blackwell, Oxford, 312 pp.

Temizel, ‹., 2002. ‹kizce (Ünye-Ordu) yöresi volkanikkayaçlar›n›n petrografik, jeokimyasal vepetrolojik incelenmesi. Yüksek Lisans Te-zi, Karadeniz Teknik Üniversitesi, Fen Bi-limleri Enstitüsü, Trabzon, 152 s (yay›m-lanmam›fl).

Temizel, ‹., and Arslan, M., 2002. Geochemical andpetrological characteristics of ‹kizce (Or-du) area volcanic rocks: Evidences on theevolution of Eastern Pontides Tertiary Vol-canism, NE Turkey. 1st InternationalSymposium of the Faculty of Mines (‹TÜ)on Earth Sciences and Engineering,Abstracts, p.90.

Temizel, ‹. ve Arslan, M., 2003. ‹kizce (Ünye-Ordu)yöresi Tersiyer volkanitlerinin geliflimindeetkili olan magmatik olaylar›n jeokimyasalmodellenmesi (KD Türkiye). SüleymanDemirel Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitü-sü Dergisi, 7(2), 161-177.

Thompson, R.N., Morrison, M.A., Hendry, G.L., andParry, S.J., 1984. An assessment of therelative roles of crust and mantle in mag-ma genesis: An elemental approach. Phi-losophical Transactions of The Royal So-ciety, London, a310, 549-590.

White, W.M., and Patchett, J., 1984. Hf-Nd-Sr isoto-pes and incompatible element abundan-ces in island arcs: implications for magmaorigins and crust mantle evolution. Earthand Planetary Science Letters, 67, 167-185.

Winchester, J., and Floyd, P.A., 1977. Geochemicaldiscrimination of different magma seriesand their differantation productus using›mmobile elements. Chemical Geology,20, 325-343.

Yoldafl, R., Keskin, B., Korkmaz, S., Didik, S., Kal-kan, ‹., A¤r›da¤, D. ve Besbelli, B., 1985.Samsun ve dolay›n›n (K›z›l›rmak-Yeflil›r-mak aras›ndaki bölge) jeolojisi ve petrololanaklar›. MTA Rapor No. 8130 (yay›m-lanmam›fl).


Feldispat-kuvars ay›r›m›nda hidroflorik asit kullan›lmayan flotasyonyöntemlerinin karfl›laflt›r›lmas›

The comparision of non-hydrofluoric acid flotation methods used in feldsparquartz separation

Derya KALYON, Özcan Y. GÜLSOYHacettepe Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Maden Mühendisli¤i Bölümü, 06532 Beytepe, ANKARA

ÖZ

Bu çal›flmada, feldispat-kuvars ay›r›m›nda kullan›lan hidroflorik asitsiz flotasyon yöntemleri birbirleriyle ve konvan-siyonel HF/amin yöntemi ile karfl›laflt›r›lm›flt›r. Literatürde bir çok çal›flma mevcut olmas›na ra¤men, bunlar aras›n-dan en etkili ve laboratuvarda uygulanabilir olanlar karfl›laflt›rma yapmak amac›yla seçilmifltir. Literatürdeki çal›fl-malar üç grupta toplanmaktad›r. Bunlar anyonik+katyonik toplay›c› kar›fl›mlar› kullan›lanlar, yaln›zca katyonik top-lay›c› kullan›lanlar ve iyonik olmayan toplay›c› kullan›lan yöntemlerdir. Seçilmifl olan yöntemler feldispat ile kuvar-s›n kar›flt›r›ld›¤› yapay kar›fl›ma uygulanm›flt›r. Sonuçlar›n karfl›laflt›r›lmas› için, bir alkali indeksi gelifltirilmifl ve buindeks kullan›larak da bir seçimlilik de¤eri hesaplanm›flt›r. Ay›r›mda, en etkili ve seçimli yöntemin konvansiyonelHF/amin yöntemi oldu¤unu belirlenmifltir. Duomeen TDO kullan›lan yöntem, konvansiyonel yönteme en yak›n so-nuçlar›n elde edildi¤i yöntemdir. Bu nedenle, HF/Amin ve Duomeen TDO kullan›larak feldispat›n kinetik davran›fl›ortaya konulmufltur. Kinetik testler iki yöntemde de feldispat›n yüzme h›z›n›n benzer oldu¤unu göstermektedir.

Anahtar Kelimeler: Anyonik toplay›c›, feldispat, kuvars, hidroflorik asit, katyonik toplay›c›, noniyonik toplay›c›.

ABSTRACT

In this study, non-hydrofluoric acid flotation methods used in feldspar-quartz separation were compared with eachother and conventional HF/amine method. Although, there are many studies in the literature, only the most effec-tive and the suitable methods for the laboratory facilities were selected for comparision. The methods are catego-rized into three groups in the literature. These are anionic + cationic collector combinations, only cationic collectorand non-ionic collector group used. The selected methods were applied to an artificial feldspar-quartz mixture. Inorder to compare the results, an alkaline index was developed and a selectivity parameter was calculated from thealkaline index for each separation. The results showed that conventional HF/amine method is the most effectiveand selective method. Duomeen TDO method was the second effective method on the feldspar-quartz separati-on. Therefore, the flotation kinetics of feldspar were determined in both HF/amin and Duomeen TDO methods. Thetests results suggested that the flotation rate of the feldspar obtained in both methods was the same.

Key Words: Anionic collector, cationic collector, feldspar, quartz, hydrofluoric acid, nonionic collector.


D. KalyonE-mail: [email protected]

G‹R‹fi

Feldispatlar yerkabu¤unun %60-65’ini olufltu-ran, sodyum, potasyum ve kalsiyumlu alkali vetoprak alkali susuz alüminyum silikatlard›r (Ar›,2001). Feldispat mineralleri cam ve seramik sa-nayinin yan› s›ra, birçok sanayide kullan›lmakta

olup, içermifl oldu¤u Na, K veya Ca oran›na görealbit (NaAlSi3O8), ortoklaz/mikroklin (KAlSi3O8),ve anortit (CaAlSi3O8) olarak adland›r›lmakta-d›rlar. Na-feldispat minerali olan albit, alüminakayna¤› olarak cam üretiminde, K-feldis-

pat minerali olan mikroklin ve ortoklaz ise, dahaçok porselen ve seramik üretiminde kullan›l-maktad›r. Cam ve seramik sanayinde feldispat-tan istenen en önemli özellik yüksek alkali vealümina içeri¤idir. Alümina cam ve seramik bün-yeye dayan›kl›l›k kazand›r›rken alkali içeri¤i iseerime s›cakl›¤›n› düflürerek piflme, ya da erimesüresinin k›salmas›n› sa¤lar.

Seramik sanayi, piflme s›ras›nda renk vereniçerikleri düflük K2O içeri¤inin de olabildi¤inceyüksek oldu¤u K-feldispat konsantresi talep et-mektedir. Bu nedenle, öncelikle K-feldispat bün-yesindeki renk verici bileflenlerin (mika, demiroksit, titan oksit) uzaklaflt›r›lmas› ve daha son-rada kuvars ve özel durumlarda da Na-feldispa-t›n ayr›lmas› gerekebilmektedir.

Renk verici minerallerden olan mika asidikpH’da katyonik toplay›c› ile demir-titan oksit isezay›f asidik pH’da anyonik toplay›c›larla ayr›l-maktad›r. Ayr›ca bu renk verici mineraller ser-bestleflmeye ba¤l› olarak manyetik ay›rma ilede ayr›labilmektedir. Feldispat kuvars ay›r›m›n-da ise, tek yöntem flotasyondur. Kuvars›n flo-tasyon ile ayr›lmas› sonucu feldispat›n alkaliiçeri¤i önemli miktarda yükselmekte ayr›ca, ku-vars demir-titan ve alkali içerikleri aç›s›ndan ka-liteli bir yan ürün olarak elde edilmektedir (Bay-raktar vd., 1999).

Feldispat›n kuvarstan seçimli olarak flotasyo-nunda asidik pH’da (2.5-3) katyonik toplay›c›larile (amin) birlikte hidroflorik asit (HF) kullan›l-maktad›r. HF feldispat› canland›r›c› etkisinin ya-n›nda kuvars› da bast›r›c› bir etki göstermekte-dir. Ancak, HF’in yüksek maliyeti, afl›r› korozifli-¤i ve çevresel zararlar› nedeniyle uzun süredirHF d›fl› yeni yöntemler üzerinde çal›fl›lmaktad›r.Bu çal›flmalar anyonik/katyonik (El-Salmawyvd., 1995; Jakobs ve Dobias, 1991; Jiaying vd.,1988; Malghan, 1981; Mathieu ve Sirois, 1984;Özkan vd., 2001; Rao ve Forssberg, 1993; She-hu ve Spaziani, 1999; Yachuan vd., 1993), an-yonik (Iverson, 1932; K›lavuz, 2000), katyonik(Sousa vd., 1997) ve noniyonik (El-Salmawyvd., 1993a; 1993b; 1995) toplay›c›lar kullan›lanyöntemler olarak gurupland›r›lmaktad›r.

Bu çal›flma kapsam›nda literatürde verilen an-yonik/katyonik, anyonik, katyonik ve noniyoniktoplay›c›lar›n kullan›ld›¤› yöntemlerin baz›lar›seçilerek laboratuvar flotasyon makinas›nda fel-

dispat ile kuvars›n kar›flt›r›ld›¤› yapay kar›fl›mauygulanm›flt›r. Seçilmifl olan yöntemler aras›n-da sadece Hallimond tüpünde gerçeklefltirilmiflçal›flmalar mevcuttur. Bu nedenle, kimyasalmiktarlar›n› belirlerken literatürden belirlenensonuçlara ba¤l› kal›nmas›na ra¤men, ay›r›msa¤lanamad›¤› durumlarda özellikle toplay›c›dozajlar› art›r›larak a¤›rl›k verimlerinin art›r›lma-s›na çal›fl›lm›flt›r. Bu yöntemler kullan›larak eldeedilen sonuçlar birbirleri ve HF’li flotasyon yön-temi ile seçimlilik aç›s›ndan karfl›laflt›r›lm›flt›r.Böylece, bu çal›flmada feldispat-kuvars ay›r›m›için önerilen yöntemlerin, pratik aç›dan, karfl›-laflt›r›lmas› ve en verimli yöntemin belirlenmesiamaçlanm›flt›r. Bu amaçla, anyonik/katyoniktoplay›c› kar›fl›m› kullan›lan çal›flmalardanMalghan (1981)’›n Duomeen TDO, Jiaying vd.(1988)’nin amin+petrol sülfonat, El-Salmawy vd.(1995)’nin amin+sodyum dodesil sülfonat kul-land›¤› yöntemler seçilmifltir. Anyonik toplay›c›kullan›lan çal›flmalardan El-Salmawy vd.(1993a)’nin Ca-sodyum dodesil sülfonat ve K›-lavuz (2000)’un Pb-oleat kulland›¤› yöntemlerçal›flma kapsam›na al›nm›flt›r. Noniyonik topla-y›c› kullan›lan çal›flmalardan ise El-Salmawyvd.(1993b; 1995)’nin Brij+amin, Brij+sodyumdodesil sülfonat ile yapt›¤› çal›flmalar seçilmifl-tir.

DENEYSEL ÇALIfiMALAR

Literatür araflt›rmalar›na ba¤l› olarak, feldispatkuvars ay›r›m›nda baflar›l› oldu¤u ileri sürülenyedi farkl› yöntemin bu çal›flma kapsam›nda de-nenmesine karar verilmifltir. Yöntemlerin seçil-mesinde öncelikle ay›r›m etkinli¤inin yüksek ol-mas›na dikkat edilmifltir. Ayr›ca özel düzenekgerektirmeyen yöntemler seçilmifltir.

Deneysel çal›flmalar iki bölümde toplanm›flt›r.‹lk bölümde yüksek tenörlü feldispat ve kuvarskar›fl›m› ile haz›rlanan feldispat örne¤ine litera-türden seçilen yöntemler uygulanm›flt›r. ‹kincibölümde ise, HF-Amin yöntemine en yak›n so-nuçlar›n elde edildi¤i yöntemle HF-Amin yönte-minin karfl›laflt›r›lmas› için kuvars içeren bir fel-dispat cevheri kullanarak flotasyon kineti¤i ça-l›flmalar› yap›lm›flt›r.

Deney Örnekleri

Flotasyon deneylerinde kullan›lan yüksek tenör-lü feldispat örne¤i Gamma A.fi.’nin K›rflehir böl-


gesindeki zenginlefltirme tesisinden ve kuvarsörne¤i ise Toprak Seramik A.fi.’den temin edil-mifltir. Kinetik testler için kullan›lan feldispat ör-ne¤i Kale Maden A.fi.’nin Çanakkale-Çan-Se-medeli tesislerinden temin edilmifltir. Çal›flma-n›n amac› feldispat kuvars ay›r›m› oldu¤u için,örneklerin içermifl oldu¤u demirli ve mikal› saf-s›zl›klar yüksek alan fliddetli manyetik ay›r›c› ileuzaklaflt›r›lm›flt›r. Yüksek tenörlü feldispat ilesaf kuvars örnekleri -300+75 µm fraksiyonunda,kinetik testler için kullan›lan feldispat örne¤i ise-300+25 µm fraksiyonunda haz›rlanm›fllard›r.Flotasyon deney örneklerinin kimyasal analizde¤erleri Çizelge 1’de verilmifltir. Analiz sonuç-lar› verilen yüksek tenörlü feldispat ve kuvarsörnekleri a¤›rl›kça %50 oran›nda kar›flt›r›larakdeney örnekleri oluflturulmufltur.

Flotasyon Deneyleri

Flotasyon deneylerinde laboratuvar ölçekli Den-ver D-12 flotasyon makinas› kullan›lm›flt›r. De-neylerde 500 g örnek ile çal›fl›lm›flt›r. Flotasyon-da pleksiglastan imal edilmifl hücre kullan›lm›fl-t›r. Koflulland›rma pervane h›z› 1550 devir/dk,flotasyon pervane h›z› ise 1500 devir/dk olaraksabit tutulmufltur. Deneylerde Armac TD (tallow

amin asetat, Akzo Nobel), Duomeen TDO (tal-low diamin dioleat, Akzo Nobel), Flotigam DAT(ya¤l› alkil propilen daimin, Clarint), Aero 801(sodyum dodesil sülfonat, SDSO, Cyanamid),Aero 840 (petrol sülfonat, Cyanamid), Na-oleat,Brij 58 (noniyonik setil eter polioksi etilen, Sig-ma) türü toplay›c›lar ile 30 g/t dozaj›nda Aerof-roth 65 (Cyanamid) tipi köpürtücü kullan›lm›flt›r.pH ölçümleri WTW marka pH metre ile yap›lm›flolup, asidik pH de¤erleri için H2SO4, bazik pHde¤erleri için ise NaOH kullan›larak ayarlamayap›lm›flt›r.

HF/Amin Kullan›lan Deneyler

Çal›flman›n bafl›nda deney örne¤ine feldispat-kuvars ayr›m› üzerinde çok baflar›l› oldu¤u bili-nen konvansiyonel HF-Amin yöntemi uygulan-m›flt›r. Deneyde amin türü, katyonik bir toplay›c›olan Armac TD (tallow amin asetat) kullan›lm›fl-t›r. Bu deneyde pH 2.5-3.0 aras›nda kontrol edi-lirken palp kat› içeri¤i; koflulland›rma s›ras›ndaa¤›rl›kça %50, flotasyon s›ras›nda ise %40 ola-rak ayarlanm›flt›r. Deneyde 250 g/t Armac TDile birlikte 800 g/t HF kullan›lm›fl olup deney so-nuçlar› Çizelge 2’de verilmifltir. Deney sonuçla-r›ndan da görülece¤i üzere, oldukça yüksek al-

Kalyon ve Gülsoy 51

Çizelge 1. Deney örneklerinin kimyasal analiz sonuçlar›.Table 1. Chemical analysis results of the test samples .

‹çerik Yüksek tenörlü feldispat örne¤i Saf kuvars örne¤i Feldispat örne¤i(%) (%) (%)

SiO2 65.25 98.5 75.16K2O 10.98 – 3.63Na2O 2.53 – 4.21Al2O3 19.17 0.08 12.89Fe2O3 0.13 0.04 0.23TiO2 0.02 – 0.01MgO <0.01 0.13 0.003CaO 1.20 – 0.61P2O5 – – 0.03K.K. 0.71 0.19 0.22

Çizelge 2. HF/amin kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›.Table 2. Flotation test results of the HF/amine methods.

‹çerik A¤›rl›k Tenör Verim(%) (%) (%)

K2O Na2O Kuvars K2O Na2O

Yüzen (feldispat) 49.13 10.51 2.43 17.31 94.05 94.00Hücrede kalan (kuvars) 50.87 0.64 0.15 94.95 5.93 6.01Besleme 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00

kali içerikli feldispat konsantresi elde edilmifltir.Hücrede kalan ürünün alkali içeri¤i son derecedüflük düzeydedir.

Anyonik/Katyonik Toplay›c› Kar›fl›m›Kullan›lan Deneyler

Çal›flman›n bu bölümünde Malghan (1981) ta-raf›ndan feldispat-kuvars ay›r›m›nda baflar› ilekullan›ld›¤› belirtilen Duomeen TDO (tallow di-amin dioleat) kullan›larak flotasyon deneylerigerçeklefltirilmifltir. Deneylerde pH, 1.75-2.0aras›nda olacak flekilde H2SO4 kullan›larakkontrol edilmifltir. Koflulland›rma palp kat› içeri¤i%50 iken, flotasyon palp kat› içeri¤i ise %25’tir.Deneyde toplay›c› sisteme 500 g/t ve 250 g/tolarak iki kademede beslenmifl ve her iki kade-mede yüzen malzeme ayr› ayr› al›narak analizedilmifltir. Elde edilen deney sonuçlar› Çizelge3’de verilmifltir. Deney sonuçlar› yüzen ürün vealkali baz›nda de¤erlendirildi¤inde, bu yöntemleHF-amin yöntemine benzer sonuçlar›n eldeedildi¤i görülmektedir.

Anyonik/Katyonik toplay›c› kar›fl›m› kullan›landi¤er çal›flmalarda ise El-Salmawy vd. (1995)ve Jiaying vd. (1988) taraf›ndan amin-sülfonatkar›fl›m› denenmifltir. El-Salmawy vd. (1995)

yapm›fl olduklar› çal›flmada amin-sodyum dode-sil sülfonat (Aero 801) kar›fl›m›n›, Jiaying vd.(1988) ise amin-petrol sülfonat (Aero 840) kar›-fl›m›n› kullanm›fllard›r.

Amin-sodyum dodesil sülfonat kar›fl›m› kullan›-larak yap›lan çal›flmada (El-Salmawy vd.,1995); pH 10.8-11.2 aras›nda, palp kat› içeri¤ikoflulland›rma s›ras›nda %50, flotasyon s›ras›n-da ise %40 olacak flekilde ayarlanm›flt›r. De-neyde amin türü toplay›c› olan Flotigam DAT vesodyum dodesil sülfonat olan Aero 801 kullan›l-m›flt›r. Bu çal›flma, kuvars› yüzdürmeye yönelikbir çal›flmad›r. Deneye öncelikle El-Salmawyvd. (1995)’nin önerdikleri dozajlarda bafllanm›fl,ancak a¤›rl›k veriminin düflük olmas› nedeniyledeney s›ras›nda bu dozajlar artt›r›lm›flt›r. De-neyde kullan›lan reaktif dozajlar› ve deney so-nuçlar› Çizelge 4’de sunulmufltur. Deney sonuç-lar›ndan da görülece¤i üzere, yüzen ve hücredekalan ürünlerde herhangi bir seçimlilik gözlem-lenmemifltir.

Jiaying vd. (1988) taraf›ndan önerilen amin-pet-rol sülfonat kar›fl›m› kullan›larak yap›lan di¤erbir çal›flmada pH 7.8 (do¤al pH), palp kat› içeri-¤i koflulland›rma s›ras›nda %50-60, flotasyons›ras›nda ise %25 olarak sabit tutulmufltur. De-


Çizelge 3. Duomeen TDO kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›.Table 3. Flotation test results of the Duomeen TDO methods.

‹çerik Toplay›c› dozaj› A¤›rl›k Tenör Verim(g/t) (%) (%) (%)


1.Yüzen (feldispat) 500 35.38 10.27 2.42 18.81 66.18 67.422.Yüzen (feldispat) 250 15.14 10.24 2.34 19.66 28.24 27.89Hücrede kalan (kuvars) – 49.48 0.62 0.12 95.62 5.59 4.68Besleme – 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00

Çizelge 4. Amin (Flotigam DAT) ve sodyum dodesil sülfonat (Aero 801) kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›. Table 4. Flotation test results of the experiment at which amine (Flotigam DAT) and sodium dodecyl sulphonate

(Aero 801) are used.


Amin Sülfonat K2O Na2O Kuvars K2O Na2O

1.Yüzen (kuvars) 40 180 8.79 5.57 1.12 57.59 8.91 7.752.Yüzen (kuvars) 180 360 14.15 5.51 1.03 58.71 14.20 11.473.Yüzen (kuvars) 160 720 41.09 5.30 1.28 57.84 39.67 41.41Hücrede kalan (feldispat) – – 35.97 5.68 1.39 54.66 37.22 39.37Besleme – – 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00

neyde amin türü toplay›c› olan Flotigam DAT vesodyum dodesil sülfonat olan Aero 840 kullan›l-m›flt›r. Deneye öncelikle Jiaying vd. (1988)’ninönerdikleri dozajlarda bafllanm›fl, a¤›rl›k verimi-nin çok düflük olmas› nedeniyle deney s›ras›n-da bu dozajlar artt›r›lm›flt›r. Deney sonuçlar› veuygulanan reaktif dozajlar› Çizelge 5’de veril-mifltir. Deney sonuçlar›ndan da görülece¤i üze-re, hücrede kalan üründeki kuvars miktar›n›nartt›¤› ve alkali içeri¤inin düfltü¤ü anlafl›lmakta-d›r.

Anyonik Toplay›c› Kullan›lan Deneyler

K›lavuz (2000) taraf›ndan önerilen Pb+2 iyonuvarl›¤›nda anyonik toplay›c› kullanarak yap›lanflotasyon deneyinde; palp kat› içeri¤i koflullan-d›rma s›ras›nda %50, flotasyonda ise %40 ola-rak sabit tutulmufltur. Deneyde kanola ya¤› veayçiçek ya¤›ndan haz›rlanan anyonik toplay›c›Na-oleat kullan›lm›flt›r. Kanola ya¤› ile haz›rla-nan oleat kullan›larak yap›lan deneyde literatür-den elde edilen bilgiler ›fl›¤›nda pH 6.5-7.0 ara-s›nda, ayçiçek ya¤›ndan haz›rlanan oleat kulla-n›larak yap›lan deneyde ise pH 7.8 (do¤al pH)

olarak sabit tutulmufltur. Deneylerde kullan›lanreaktif dozajlar› ve deney sonuçlar› Çizelge 6’daverilmifltir. Çizelge 6 incelendi¤inde; kanola ya-¤›ndan elde edilmifl olan oleat kullan›ld›¤›nda,yüzen ürün miktar›n›n az olmas›na karfl›n, ku-vars içeri¤inin düflük oldu¤u görülmektedir. Al-kali içeri¤i de di¤er deney sonuçlar›na oranladaha yüksektir.

Ca2+ iyonu varl›¤›nda anyonik toplay›c› kullan›-lan deneyde öncelikle El-Salmawy vd. (1993a)taraf›ndan önerilen deney koflullar› esas al›n-m›flt›r. Deneyde ortam pH’s› 11.4 olarak sabittutulmufltur. Palp kat› içeri¤i koflulland›rma s›ra-s›nda %50, flotasyonda ise %40 olarak ayarlan-m›flt›r. Toplay›c› olarak, Aero 801 (sodyum do-desil sülfonat) kullan›lm›flt›r. Ca2+ iyonu sistemeCaCl2 tuzu eklenerek sa¤lanm›flt›r. Deneye ön-celikle El-Salmawy vd. (1993a)’nin önermifl ol-du¤u reaktif dozaj› ile bafllanm›fl ancak, bu do-zajda a¤›rl›k verimlerinin çok düflük olmas› ne-deniyle, dozaj art›r›larak 2200 g/t CaCl2 ve 300g/t sodyum dodesil sülfonat (SDSO) kullan›lm›fl-t›r. Deney sonuçlar›ndan da görüldü¤ü gibi (Çi-zelge 7), a¤›rl›k verimi düflük, seçimlilik de yük-sek de¤ildir.


Çizelge 5. Petrol sülfonat (Aero 840) ve amin (Flotigam DAT) kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›. Table 5. Flotation test results of the experiment at which petroleum sulphonate (Aero 840) and amine (Flotigam

DAT) are used.


Amin Sülfonat K2O Na2O Kuvars K2O Na2O

1.Yüzen (feldispat) 100 600 8.01 7.88 1.71 38.95 11.50 10.782. Yüzen (feldispat) 200 1200 27.00 7.69 1.85 38.89 37.81 39.333. Yüzen (feldispat) 200 1200 36.36 5.89 1.27 54.43 39.01 36.36Hücrede kalan (kuvars) – – 28.63 2.24 0.60 81.68 11.68 13.53Besleme – – 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00

Çizelge 6. Pb-oleat kar›fl›m› kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›.Table 6. Results of the flotation test at which Pb-oleate is used.


Pb(NO3)2 Na-oleat K2O Na2O Kuvars K2O Na2O

Yüzen (feldispat) 250 1750 (kanola) 34.77 7.37 2.32 36.81 46.67 55.32Hücrede kalan (kuvars) – – 65.23 4.49 0.87 66.09 53.33 45.68Besleme – – 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00Yüzen (feldispat) 300 2000 (ayçiçek) 65.49 5.77 1.31 54.80 68.83 67.55Hücrede kalan (kuvars) – – 34.51 4.96 1.20 60.52 31.17 32.61Besleme – – 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00

Noniyonik/Katyonik Toplay›c› Kar›fl›m›Kullan›lan Deneyler

El-Salmawy vd. (1995) taraf›ndan önerilen ko-flullarda gerçeklefltirilen deney s›ras›nda pH 3(H2SO4), koflulland›rma palp kat› içeri¤i %50,flotasyon palp kat› içeri¤i %40 olarak ayarlan-m›flt›r. Toplay›c› olarak, Flotigam DAT (amin) venonyonik toplay›c› olan Brij 58 kullan›lm›flt›r.Deneye öncelikle El-Salmawy vd. (1995)’ninönerdikleri dozajlarda bafllanm›fl, ancak dozaj-lar›n çok düflük oldu¤una karar verilerek yüksekdozajda deneyler tekrar edilmifltir. Deneyde 150g/t Brij 58 ve 270 g/t Flotigam DAT kullan›lm›fl-t›r. Çizelge 8’de verilen deney sonuçlar›ndan dagörülece¤i üzere, tenör ve verim de¤erleri ol-dukça düflüktür.

Noniyonik/Anyonik Toplay›c› Kullan›lanDeneyler

El-Salmawy vd. (1993b) taraf›ndan önerilenyönteme göre, noniyonik/anyonik toplay›c› kar›-

fl›m› kullan›lan flotasyon deneyleri pH 3’te yap›l-m›flt›r. Deneyde palp kat› içeri¤i koflulland›rma-da %50, flotasyonda ise %40 olarak sabit tutul-mufltur. Anyonik toplay›c› olarak, Aero 801(SDSO), nonyonik toplay›c› olarak Brij 58 kulla-n›lm›flt›r. Deneye öncelikle El-Salmawy vd.(1993b)’nin önerdikleri dozajlarda bafllanm›flt›r.Ancak bu dozajlarda çok az malzeme yüzdü¤üiçin, deneyler yüksek dozajda tekrar edilmifltir.Kullan›lan toplay›c› dozajlar› 150 g/t Brij 58 ve200 g/t Aero 801 olup, deney sonuçlar› Çizelge9’da verilmifltir. Bu sonuçlar ay›r›m›n baflar›l› ol-mad›¤›n› göstermektedir.

Flotasyon Kineti¤i Çal›flmalar›

Yap›lan deneyler içerisinde ay›r›m›n en iyi sa¤-land›¤› iki koflul olan konvansiyonel HF/aminyöntemi ile Duomeen TDO kullan›lan yöntemdefeldispat›n flotasyon kineti¤i incelenmifltir. De-neylerde, feldispat cevheri kullan›lm›fl ve dahaönce belirlenen en iyi flotasyon koflullar›ndayüzdürme ifllemi gerçeklefltirilmifltir.


Çizelge 7. Ca iyonu-sodyum dodesil sülfonat (Aero 801) kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›.Table 7. Results of the flotation test at which Ca ion and sodium dodecyl sulphonate (Aero 801) are used.



Yüzen (kuvars) 9.57 5.77 1.46 53.54 10.06 11.00Hücrede kalan (feldispat) 90.43 5.46 1.25 57.15 89.94 89.01Besleme 100.00 5.49 1.27 56.80 100.00 100.00

Çizelge 8. Brij 58/amin (Flotigam DAT) kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›. Table 8. Results of the flotation test at which Brij 58 and amine (Flotigam DAT) are used




Çizelge 9. Brij 58/sodyum dodesil sülfonat (Aero 801) kullan›lan flotasyon deneyi sonuçlar›. Table 9. Results of the flotation test at which Brij 58 and sodium dodecyl sulphonate (Aero 801) are used.




Kinetik testlerde sisteme hava verilmeye bafl-land›¤› an flotasyon bafllang›ç an› olarak kabuledilmifl, 0-15, 15-30, 30-60, 60-120, 120-240saniye zaman aral›klar›nda konsantreler sabith›zda s›yr›larak ayr› kaplar›n içinde toplanm›flt›r.Al›nan konsantrelerin a¤›rl›klar› belirlenip, kim-yasal analizleri yap›lm›fl ve konsantreye gelenK2O, Na2O verimleri süreye ba¤l› olarak hesap-lanm›flt›r. HF/amin yöntemi ve Duomeen TDOyöntemi için süreye ba¤l› kümülatif feldispat ka-zan›m› fiekil 1’de, kinetik hesaplamalara temelolan süreye ba¤l› K2O tenör ve verimleri fiekil2a ile fiekil 2b’de ve süreye ba¤l› Na2O tenör veverimleri fiekil 2c ve fiekil 2d’de gösterilmifltir.

fiekil 1’den de görüldü¤ü gibi, flotasyon çal›fl-malar› bölümünde sunulan %65-70 a¤›rl›kça ka-t› miktar›na 4 dakikal›k flotasyon süresinde ula-fl›lm›flt›r. E¤rinin de zaman eksenine paralel birkonum kazanmas› nedeniyle, her iki yöntem içinde kinetik davran›fl›n tam olarak ortaya konul-mas› amac›yla yeterince uzun zamanda flotas-yon yap›lm›fl oldu¤una karar verilmifltir.

K2O ve Na2O kümülatif verimleri kullan›larakhem ortoklaz, hem de albit için yüzme h›zlar›belirlenmifltir. Bu amaçla birinci dereceden birh›z eflitli¤i kullan›lm›flt›r.


fiekil 1. HF/amin ve Duomeen TDO yönteminde flo-tasyon süresine ba¤l› kümülatif feldispatkonsantresi kazan›m›.

Figure 1. The cumulative feldspar concentrate reco-very depending on time at HF/amine andDuomeen TDO methods.

R = R∞(1 – e–kt) (1)

Burada, R yüzen ürünün kümülatif verimi (%),R∞ çok uzun flotasyon sonunda ulafl›lacak ve-rim (model sabiti), k flotasyon h›z sabiti ve t sü-re (dk)’dir.

Flotasyon kineti¤inin incelenmesi sonucu Du-omeen TDO kullan›lan deneylerde R∞K2O 88,kK2O de¤eri 2.44, R∞Na2O 87.12, kNa2O ise 2.04olarak belirlenmifltir. HF/Amin kullan›lan deneyler-de R∞K2O 97.25, kK2O 2.11, R∞Na2O 88.78, kNa2Oise 2.01’dir.

Kinetik çal›flma sonuçlar› de¤erlendirildi¤inde,her iki yöntemin de flotasyon davran›fl›n›n birbi-rine benzer oldu¤u, ancak HF/Amin yöntemininDuomeen TDO yöntemine oranla ortoklaz›n gö-receli olarak daha h›zl› yüzmesine neden oldu-¤unu söylemek mümkündür. Albit ise, her ikiyöntemle de birbirine çok benzer yüzme davra-n›fl› göstermektedir.

Alkali ‹ndeksi

S›nanan yöntemlerde feldispat›n seçimli bir fle-kilde kuvarstan ay›r›m› amaçland›¤›ndan seçim-lili¤in en iyi flekilde feldispat ile kuvars tenörleri-ni birlikte içine alan bir parametre ile de¤erlendi-rilece¤i düflünülmüfltür. Bu do¤rultuda deneyle-rin seçimlilik aç›s›ndan etkinli¤ini de¤erlendire-bilmek ve sonuçlar› ayn› bazda karfl›laflt›rmakamac›yla örnek içerisindeki feldispat ve kuvarsmiktarlar› aras›ndaki fark› ortaya koyan bir in-deks belirlenmifl ve Alkali ‹ndeksi (AI) olarak ta-n›mlanm›flt›r. Alkali indeksinin matematiksel ifa-desi ise, herhangi bir örnekteki feldispat tenö-ründen kuvars tenörünün ç›kart›lmas› fleklindedüflünülmüfltür. Böylece, herhangi bir örne¤inkuvars ve feldispat içerikleri aras›ndaki iliflki ay-n› anda tan›mlanm›fl olmaktad›r.

Deneylerde kullan›lan feldispat cevherinin or-toklaz (KAlSi3O8) ve albit (NaAlSi3O8) mineralle-rinden olufltu¤u bilinmektedir. Bu nedenle, top-lam alkali indeksi olarak düflünülen indeks or-toklaz ve albit yüzdelerinin toplam› kullan›larakhesaplanm›flt›r. ‹ndeks hem besleme, hem deyüzen ve hücrede kalan ürünler için haz›rlana-bilmektedir. Cevherin içeri¤i do¤rultusunda al-kali indeksi hem ortoklaz, hem albit hem de top-lam alkali de¤erleri do¤rultusunda belirlenmifltir.‹ndeksin oluflturulmas›nda kullan›lan ifade Eflit-lik 2’de verilmektedir.

HF

DTDO

Zaman (saniye)

A¤›

rl›k

Ver

imi(

%)

AIT = % Feldispat -%Kuvars (2)

Toplam alkali indeksindeki (AIT) feldispat tenö-rü, analizle bulunan K2O ve Na2O de¤erleri kul-lan›larak hesaplanan ortoklaz ve albit tenörleri-nin toplam› olarak belirlenmektedir. Hesaplamasonucu kalan k›s›m (toplam›n yüzden ç›kar›lma-s› ile bulunan) ise, kuvars tenörü olarak kabuledilmektedir.

Ayn› zamanda alkali indeksi ortoklaz (AIO) ve al-bit (AIA) için de belirlenmektedir. AIO ve AIA he-sab› için incelenen mineralin tenörü ve kuvars›ntenörü toplan›r. Daha sonra o mineralin tenörüve kuvars›n tenörü bu toplam de¤ere bölünüpminerallerin kuvarsa göre ikili da¤›l›mlar› bulu-nur. Bu ikili da¤›l›mlar birbirinden ç›kar›larak mi-neral baz›nda alkali indeksi hesaplanmaktad›r.Örne¤in; bir örnekte %10 ortoklaz %30 albit ve


fiekil 2. (a) HF/amin yönteminde flotasyon süresine ba¤l› olarak K2O tenör ve veriminin de¤iflimi, (b) DuomeenTDO yönteminde flotasyon süresine ba¤l› olarak K2O tenör ve veriminin de¤iflimi, (c) HF/amin yöntemin-de flotasyon süresine ba¤l› olarak Na2O tenör ve veriminin de¤iflimi, (d) Duomeen TDO yönteminde flo-tasyon süresine ba¤l› olarak Na2O tenör ve veriminin de¤iflimi.

Figure 2. (a) Change of the K2O grade and recovery depending on time at HF/amine method, (b) change of theK2O grade and recovery depending on time at Duomeen TDO method, (c) change of the Na2O grade andrecovery depending on time at HF/amine method, (d) change of the Na2O grade and recovery dependingon time at Duomeen TDO method.

K2O tenörü

K2O verimi

K2O tenörü

K2O verimi

Na2O tenörü

Na2O verimi

Na2O tenörü

Na2O verimi

Zaman (saniye)

K2O

Ten

örü

(%)

K2O

Ten

örü

(%)

Na 2O

Ten

örü

(%)

Na 2O

Ten

örü

(%)

Na 2O

Ver

imi (

%)

Na 2O

Ver

imi (

%)

K2O

Ver

imi

(%)

K2O

Ver

imi

(%)

Zaman (saniye)

Zaman (saniye)Zaman (saniye)

%60 kuvars varsa; ortoklaz›n ikili da¤›l›m›na görealkali indeksi [(100*10/70)-(100*60/70)]=-71.42,albitin ikili da¤›l›m›na göre alkali indeksi[(100*30/90)-(100*60/90)]=-33.34 olmaktad›r.

Ayn› deneyde ortoklaz ve albitin kuvarsa görene oranda seçimli ayr›ld›klar›n› ortaya koymakamac›yla mineral baz›nda belirlenmifl olan alka-li indeksleri kullan›lm›flt›r. Bu amaçla; her iki mi-neral için alkali indeksi hem beslemede, hem dekonsantrede belirlenmifl ve konsantre ile besle-me aras›ndaki fark hesaplanm›flt›r. Daha sonra,her mineral için belirlenen bu fark kendi cinsin-den ikili da¤›l›ma göre hesaplanan besleme ku-vars yüzdesine bölünerek bir seçimlilik de¤erihesaplanm›flt›r. Beslemede bulunan alkali mi-neralinin tamam› kuvars hiç gelmeden konsant-reye gelirse, bu de¤er 2 olmakta, e¤er hiç alka-li gelmez ise s›f›r olmakta, dolay›s›yla seçimlilikde¤eri 0 ile 2 aras›nda de¤iflmektedir. Yüzenüründe kuvars yönünde bir seçimlilik söz konu-su olursa, bu durumda alkaliler hücrede kalanürüne gitmifl olaca¤›ndan, hesaplaman›n hücre-de kalan ürün göz önüne al›narak yap›lmas› ge-rekmektedir.

DE⁄ERLEND‹RME

‹ncelenen tüm yöntemlerden elde edilen verilerkullan›larak ortoklaz, albit, toplam alkali baz›ndaseçimlilik de¤erlerinin grafi¤i çizilmifltir. Seçimli-lik indeksi sadece tenöre ba¤l› hesapland›¤›için, bu grafikler de¤erlendirilirken verim de¤er-leri de göz önünde bulundurulmal›d›r. Literatür-de önerilen koflullar veya bu koflullara çok yak›nde¤erler dikkate al›narak, ayr›ca parametre op-timizasyonuna gidilmedi¤inden, öncelikle se-çimlilik göz önüne al›nm›flt›r. Yap›lan deneylersonucu elde edilen ürünler baz›nda ortoklaz vealbit için hesaplanan seçimlilik de¤erleri s›ras›y-la fiekil 3a ve fiekil 3b’de, toplam alkali için he-saplanan seçimlilik de¤erleri ise fiekil 3c’de ve-rilmektedir.

fiekil 3a’dan da görüldü¤ü gibi, ortoklaz aç›s›n-dan en seçimli ay›r›m konvansiyonel yöntemolan HF/Amin yöntemi ile sa¤lanmaktad›r. Du-omeen TDO kullan›lan deneyde bu yöntemeçok yak›n seçimlilik elde edilmifltir. K2O verimiaç›s›ndan karfl›laflt›r›ld›¤›nda HF/Amin yönte-minde %94.05 K2O verimine ulafl›l›rken, Du-omeen TDO ile %94.42 K2O verimi elde edilmifl-tir. Pb-oleat yöntemi seçimlilik aç›s›ndan üçün-

cü s›rada yer almaktad›r. Buna karfl›n, amin/sül-fonat kullan›lan yöntemde seçimlilik düflük ol-mas›na ra¤men, yüzen ürün verimi oldukça yük-sektir.

fiekil 3b’den ortoklaza benzer sonuçlar albit içinde gözlemlenmektedir. Duomeen TDO, en ba-flar›l› ay›r›m›n sa¤land›¤› HF’siz ay›r›m yöntemiolarak görünmektedir. Pb-oleat ile de seçimliay›r›m yap›lmas›na ra¤men, verimin düflük ol-du¤u göz ard› edilmemelidir. fiekil 3c’den top-lam alkali için seçimlilik de¤erleri de¤erlendirildi-¤inde ortoklaz ve albit için al›nan sonuçlara ben-zer sonuçlar›n elde edildi¤i görülmektedir. An-cak, fiekil 3a-c incelendi¤inde, Brij/Amin yönte-mi için de¤erlendirilen ürünün alkali verimi ol-dukça yüksek görülmektedir. Bu durum, bu ör-nek için hücrede kalan ürünün de¤erlendirilmiflolmas› ve flotasyon s›ras›nda malzemenin ba-flar›l› yüzmemesinden kaynaklanmaktad›r.

Amin /petrol sülfonat kullan›lan yöntemde se-çimlilik ve verim aç›s›ndan Duomeen TDO kulla-n›lan yönteme göre baflar›s›z olmas›na ra¤men,s›nanan di¤er yöntemlere oranla daha yüksekverim ve daha seçimli ay›r›m elde edilmesimümkün olmufltur.

Amin/sodyum dodesil sülfonat, Ca-sodyum do-desil sülfonat, Brij/amin, Brij/sodyum dodesilsülfonat yöntemlerinde literatürde kuvars›n yü-zen ürüne gidece¤i belirlenmesine ra¤men, ya-p›lan bu çal›flmada feldispat›n yüzen ürüne git-me e¤iliminde oldu¤u belirlenmifltir.

HF/amin yöntemine en yak›n yöntem olan Du-omeen TDO kullan›lan yöntemin kinetik davra-n›fl› da HF/amin yönteminin kinetik davran›fl›naçok benzerdir.

Yap›lan deneysel çal›flmalarda HF/amin yönte-mi ve Duomeen TDO kullan›lan yöntemin uygu-lanmas› ve ay›r›m ifllemi son derece kolay ol-maktad›r. Di¤er yöntemlerde ise, literatürdeönerilen koflullarda baflar› elde edilememifl, bunedenle kullan›lan kimyasallar›n miktarlar› de-¤ifltirilerek ay›r›m yap›lmaya çal›fl›lm›flt›r. Öneri-len bu yöntemler genellikle laboratuvarda taneyüzebilirli¤inin ölçümü üzerine oldu¤undan, ger-çek ölçekli flotasyon uygulamas›na cevap ver-memifl olabilir. Bu nedenle, bu yöntemler öneril-dikleri flekilde de¤il, laboratuvarda parametreoptimizasyonu yap›ld›ktan sonra uygulanabilir.


SONUÇLAR

Bu çal›flman›n sonucunda feldispat-kuvars ay›-r›m›nda en baflar›l› yöntemin HF/amin yöntemiolaca¤› belirlenmifltir. Bu yönteme en yak›n so-nuçlar› Duomeen TDO kullan›lan deneylerde el-de edilmifltir. HF’siz feldispat-kuvars ay›r›m› ola-rak tan›mlanan baz› çal›flmalarda literatüre göreçok baflar›l› sonuçlar›n elde edildi¤inin belirtil-mesine karfl›n, önerilen koflullarda baflar›l› so-nuçlar›n elde edilmesi mümkün olmam›flt›r. Ay-r›ca sonuçlar›n de¤erlendirilmesi amac›yla ge-lifltirilmifl olan alkali indeksi ve seçimlilik de¤eri-nin de bu tür ay›r›mlarda önemli bir kontrol ölçü-tü olabilece¤i ortaya konulmufltur.

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar, örneklerin teminiyle ilgili katk›lar›ndandolay› Kale Maden A.fi., Gamma A.fi. ve Top-rak Seramik A.fi.’ne teflekkür ederler.

KAYNAKLAR

Ar›, V., 2001. Flotation of Silicate Minerals : Physico-chemical studies in the presence of alkyla-mines and mixed (cationic/anionic/non-io-nic) collectors. Lulea University of Techno-logy, Sweeden, PhD Thesis, 59 pp(unpublished).

Bayraktar, ‹., Ersay›n, S., Gülsoy, Ö., Ekmekçi, Z. veCan, M., 1999. Temel seramik hammad-delerimizdeki (feldispat, kuvars ve kaolin)kalite sorunlar› ve çözüm önerileri. 3. En-düstriyel Hammaddeler Sempozyumu Bil-diriler Kitab›, ‹zmir, 22-23.

El-Salmawy, M.S., Nakahiro, Y., and Wakamatsu, T.,1993a. The role of alkaline earth cationsflotation separation of quartz from felds-par. Minerals Engineering, 6(12), 1231-1243.

El-Salmawy, M.S., Nakahiro, Y., and Wakamatsu, T.,1993b. The role of surface silanol goups inflotation separation of quartz from feldsparusing nonionic surfactants. Proceedings ofthe XVIII. International Mineral ProcessingCongress, Sydney, Volume 4, 845-849.

El-Salmawy, M.S., Nakahiro, Y., and Wakamatsu, T.,1995, New reagent system in flotation se-paration of quartz from feldspar. Proce-edings of the XIV. International MineralProcessing Congress, 285-289.

Iverson, H.G., 1932. Separation of feldspar from qu-artz. Engineering and Mining Journal, 133,227-229.


fiekil 3. Flotasyon deney ürünlerinin (a) ortoklazagöre, (b) albite göre, (c) toplam alkaliyegöre seçimlilik de¤erleri.

Figure 3. Selectivity values of the flotation productsaccording to (a) ortochlase, (b) albite, (c)total feldspar.

1 HF/AM‹N YÜZEN2 DUOMEEN TDO YÜZEN3 AM‹N+PETROL SÜLFONAT YÜZEN4 Pb-OLEAT (KANOLA) YÜZEN5 AM‹N+SODYUM DODES‹L SÜLFONAT BATAN6 Ca-SODYUM DODES‹L SÜLFONAT BATAN7 BR‹J+AM‹N BATAN8 BR‹J+SODYUM DODES‹L SÜLFONAT BATAN

Jakobs, U., and Dobias, B., 1991. New aspects in theflotative separation of feldspar and quartz.Proceedings of the XVII. International Mi-neral Processing Congress, Dresden, 237– 247.

Jiaying, T., Jufan, M., and Boagi, S., 1988. A newacidless and fluoless flotation method ofsilica sand. Proceedings of the XVI. Inter-national Mineral Processing Congress,Amsterdam, 1529-1537.

K›lavuz, F., 2000. Feldispat kuvars flotasyonundametal iyonlar›n›n seçimlili¤e etkisinin ince-lenmesi. Yüksek Mühendislik Tezi, Hacet-tepe Üniversitesi, Fen Bilimleri Enstitüsü,Ankara, 94 s (yay›mlanmam›fl).

Malghan, S.G., 1981. Effect of process variables infeldspar flotation using non-hydrofluoricacid system. Mining Engineering, 33(11),1616-1622.

Mathieu, G.I., and Sirois, L.L., 1984. Reagents in theMineral Industry. Institution of Mining andMetallurgy, M.J. Jones and R. Oblatt(eds.), London, 57-67.

Özkan, fi., Kurflun, ‹. ve ‹peko¤lu, B., 2001. Trakyabölgesi kuvars kumlar›ndan feldispat

uzaklaflt›r›lmas› için yeni bir flotasyon yak-lafl›m›. 4. Endüstriyel Hammaddeler Sem-pozyumu Bildiriler Kitab›, ‹zmir, 278-282.

Rao, K.H., and Forssberg, K.S.E., 1993. Solutionchemistry of mixed cationic/anionic collec-tors and flotation separation of feldsparfrom quartz. Proceedings of the XVIII. In-ternational Mineral Processing Congress,Sydney, 837-844.

Shehu, N., and Spaziani, E., 1999. Separation offeldspar from quartz using EDTA as modi-fier. Minerals Engineering, 12(11), 1393-1397.

Sousa, A.B., Amarante, M.A., and Letie, M.M., 1997.Processing a feldspar ore by flotationusing HF or H2SO4 as pH regulators. Pro-ceedings of the XX. International MineralProcessing Congress, Germany, 637-644.

Yachuan, L., Huanguo, G., Jichuan, Q., and Keren,Z., 1993. A new flotation technique forfeldspar-quartz separation. Proceedingsof the XVIII. International Mineral Proces-sing Congress, Sydney, 857-862.


Early Ludlovian (early Late Silurian) palynomorphs from the Pala-eozoic of Çamda¤, NW Anatolia, Turkey

Çamda¤ Paleozoyi¤inde Erken Ludloviyen (erken Geç Siluriyen)palinomorflar›, KB Anadolu

Iskra LAKOVABulgarian Academy of Sciences, Geological Institute, Acad. G. Bonchev St., Bl. 24, 1113 Sofia,BULGARIA

M. Cemal GÖNCÜO⁄LUMiddle East Technical University, Department of Geological Engineering, 06531 Ankara, TURKEY

ABSTRACT

In the Çamda¤ area in north-western Anatolia, newly discovered tectonic slices including the Shale-Siltstone Mem-ber of the F›nd›kl› formation yielded a diverse palynological association with determinable acanthomorphic acri-tarchs and prasinophyte algae and tabular structures. From these, the short-ranging species Ammonidium ludlo-wense, Eisenackidium wenlockium, Gorgonisphaeridium listeri listeri and G. succinum are of biostratigraphical in-terest as they are restricted to the early Ludlow. This is so far the first early Late Silurian palynological data fromNW Turkey and suggests that the deposition in the Çamda¤ area was more proximal, compared with the correla-tive units in the Perigondwanan ‹stanbul and Balkan Terranes.

Key Words: Çamda¤, early Late Silurian, NW Turkey, paeleogeography, palynomorphs.

ÖZET

KB Anadolu’da Çamda¤ yöresinde yeni saptanan bir tektonik dilimde yüzeylenen F›nd›kl› formasyonuna ait fieyl-Silttafl› Üyesi tan›mlanabilir özellikteki akantomorfik akritarklar, prasinofit algler ve yass› yap›lardan oluflmufl zen-gin bir palinolojik topluluk içermektedir. Bunlardan Ammonidium ludlowense, Eisenackidium wenlockium, Gorgo-nisphaeridium listeri listeri ve Gorgonisphaeridium succinum gibi türler k›sa konakl› olduklar›ndan biyostratigrafikaç›dan önemlidirler ve erken Ludloviyen yafl›na iflaret ederler. Bu bulgu, KB Anadolu’daki ilk erken Geç Siluriyenpalinolojik bulgusudur ve bu dönemde Çamda¤ alan›n›n Perigondwana kökenli ‹stanbul ve Balkan tektonik birlik-lerine göre k›taya daha yak›n konumda oldu¤unu gösterir.

Anahtar Kelimeler: Çamda¤, erken Geç Siluriyen, KB Anadolu, paleoco¤rafya, palinomorf.


M.C. Göncüo¤luE-mail: [email protected]

INTRODUCTION

The Paleozoic of NW Anatolia between ‹stanbuland Cide (Figure 1) along the Black Sea coastis incorporated to the “‹stanbul Nappe” of fien-gör and Y›lmaz (1981) or “‹stanbul Zone” ofOkay (1989). The Paleozoic formations in this

unit are classically known as the “Paleozoic of‹stanbul” and considered previously as part ofthe eastern European “Hercynian chain”. Basedon stratigraphic dissimilarities it had beenshown recently (Göncüo¤lu et al., 1997; Göncü-

o¤lu, 1997; Göncüo¤lu and Kozur, 1998, 1999)that the “‹stanbul Nappe” actually includes twodifferent terranes: “‹stanbul Terrane s.s.” in thewest and the “Zonguldak Terrane” in the east(see Figure 1). The Çamda¤ “Massif” (Kipman,1974) geographically located between them, re-mained as a problematic area. In the previousstudies it was univocally accepted that the Çam-da¤ area was a “paleo-high” through most of theOrdovician and Silurian (Kaya, 1988; Önalan,1982; Ayd›n et al., 1987; Derman and Tuna,2000), as no Silurian rocks were identified inthis region. Recent studies (Kozlu et al., 2002;Gedik and Önalan, 2002; Göncüo¤lu and Sac-hanski, 2003), however, have shown that thethick succession of low-grade metamorphicblack shales with minor black siltstone and li-mestone interlayers (Yayla Formation of Kip-man, 1974, or F›nd›kl› formation of Yazman andÇoku¤rafl, 1984) is in fact of Silurian age.

The F›nd›kl› formation includes numerous thrustsheets. Based on a correlation between thesetectonic units, Kozlu et al. (2002) differentiatedfrom bottom to the top three informal units: theBlack Shale Member, Shale-Siltstone Memberand the Shale-Limestone Member. The upperpart of the Black Shale Member yielded Upper

Llandoverian (Telychian) graptolites, whereasthe “Orthoceras Limestone” interlayers in theupper part of the Shale-Limestone Member wasdated as Pridoli.

In this study, the authors present their first earlyLate Silurian fossil findings from the Shale-Silts-tone Member of the F›nd›kl› formation and revi-se the stratigraphy of the Silurian succession inthe Çamda¤ area. The early Ludlovian (earlyLate Silurian) palynomorph data reported in thisstudy are so far the first findings in NW Anatoliaand have important constraints on the paleoge-ography and the depositional environment ofthe middle Silurian in this region. Finally, the Si-lurian stratigraphy of the Çamda¤ area is beingcorrelated with the neighboring areas in Turkeyand with those of tectonic units in the easternBalkan Peninsula in order to evaluate its pale-ogeographic position in regard with the Gond-wanan/Peri-Gonwanan terranes.

GEOLOGY AND STRATIGRAPHY

The Çamda¤ “Massif” is located between thetowns Hendek and Karasu to the NE of Adapa-zar› and covers an area of approximately 400km2 (see Figure 1). The Paleozoic rocks in


KASTAMONU

Devrekani

Safranbolu

ZONGULDAK

Amasra

Mengen

BOLU

ADAPAZARI

‹ZM‹T‹STANBUL

B L A C K S E A

TEK‹RDA⁄

MARMARA SEA

‹znik Lake

BULGARIA

0 100 km

Çamda¤

Sünnüce Da¤›

N

Basementcomplex ‹stanbul terraneZonguldak terrane Undefined

Kaplandede D.

Hendek

Almac•k D.

ANKARA

BLACK SEA

Study Area

‹ZM‹RANTALYA

Figure 1. Distribution of the Paleozoic rock units in the ‹stanbul and Zonguldak terranes in NW Anatolia and thelocation of the Çamda¤ area.

fiekil 1. KB Anadolu’da ‹stanbul ve Zonguldak birliklerinde Alt Paleozoyik kayalar›n›n da¤›l›m› ve Çamda¤ alan›-n›n konumu.

Çamda¤ are highly deformed and slightly meta-morphosed. The lower part of the Paleozoicsuccession is mainly represented by variegatedarkoses, quartz-sandstones, siltstones andmudstones (So¤uksu, Kocatöngel, Bakacak,Kurtköy and Aydos formations in Ayd›n et al.,1987; Gedik and Önalan, 2002) that cover thesouthern part of the massif. Except a single pte-rineid pelecypod finding with a wide age range(Gedik and Önalan, 2002) no fossil findings hadbeen reported from these units in the Çamda¤area and the suggested Ordovician age in theprevious work is mainly based on the correlati-ons with the better-dated units in ‹stanbul andZonguldak areas. The contact to the overlyingF›nd›kl› formation is generally faulted.

The F›nd›kl› formation crops out mainly in thecentral and northern parts of the massif within aroughly E-W trending anticline, dissected by nu-merous south-verging thrust-faults. The revisedcolumnar section of the Ordovician to Devonianrocks in the Çamda¤ area with a brief descripti-on of the rock-units is given in Figures 2 and 3.F›nd›kl› formation in its upper part displays agradational transition to the overlying Lower De-vonian B›çk› Member of the Kartal Formation.

The studied part of the Silurian rocks is locatedbetween Mollahasan Tepe and Karadere Villa-ge on the Hendek-Karaali road in the centralpart of Çamda¤ (see Figure 2). The studied sec-tion starts at a thrust-fault at the Süngüt road-junction where recrystallized, thick-bedded De-vonian limestones (limestone member of theKartal Formation) juxtapose the violet-red-gray,silica-cemented slates with sandstone interla-yers that resemble the Ordovician Bakacak For-mation. Along the road-section, F›nd›kl› formati-on rests with a thrust-contact on the BakacakFormation and the Kartal and Aydos formationsare not represented. The studied section termi-nates in the north at the contact between F›n-d›kl› and Kartal formations to the south of Kara-dere Village.

The lower part of the F›nd›kl› formation was in-formally named as the Black Shale Member ofthe F›nd›kl› formation by Kozlu et al. (2002). It ismainly composed of a thick and monotonoussuccession of gray to greenish gray, well-cle-aved shales with minor black siltstone and limyshale interlayers. Very thin-bedded black shales

alternating with gray and brownish siltstones inthe lower 10th m of the member include Spirog-raptus spiralis (Geinitz), Spirograptus falx (Su-ess), Monoclimacis vomerina (Nicholson), Mo-nograptus priodon (Bronn), Monograptus parap-riodon Boucek, Monograptus (Globosograptus)mancki Hemmann, Monograptus curvus Manck,Diversograptus ramosus Manck, Retiolites an-gustidens Elles and Wood, Cyrtograptus (Bar-randeograptus) pulchellus Tullberg, indicativefor the spiralis Zone of the Late Llandovery,Telychian (Göncüo¤lu and Sachanski, 2003).

The overlying Shale Siltstone Member displaysa gradational contact to the Black Shale mem-ber and is characterized by alternations of darkgray-greenish black siltstones and shales withdark green-black, pyrite-bearing limy siltstones.In contrast to the siltstones of the underlyingBlack Shale Member, the siltstones here are

Lokava and Göncüo¤lu 63

Karadere Mah.

to Karaali

EXPLANATIONS

to Süngüt

to Hendek

Küçükyayla T.

Ademtarla T.

Mollahasan T.

N

1

Formationboundary

Kabalak Mb.

Lmst Mb.

B›çk› Mb.

F›nd›kl› Fm.

Bakacak Fm.

Kar

tal F

m.

CD-19

CD-20

SettlementRoad

Creek

Samples withpalynomorphs

Reverse fault

Thrust fault

Samples withgraptolites

Orthoceraslimestone

Mollahasan D

.

CD-16-17

CD-22

0 2 km

Figure 2. Geological map of the study area.fiekil 2. Çal›flma alan›n›n jeoloji haritas›.

very rich in mica detritus. The shales are finelylaminated and include tiny flakes of sericite. Thesiltstones display grading and lamination andinclude sub-rounded clasts of feldspar and qu-artz next to coarser-grained detritial white mica.The individual limy siltstone bands are up to 4 mthick and massive. From several samples takenfrom the Shale-Siltstone Member only onesample (CD-19, Figure 2) yielded more or lesspreserved indicative fossils of middle Silurianage, as presented in the next chapter.

The siltstones and shales of the Shale-SiltstoneMember grade upward into black shales with li-mestone and dolomitic limestone interlayers ofthe Shale-Limestone Member. The limestonesof the member are dark gray to brown in color,and very rich in up to 30 cm long orthocone cep-halopods, crinoids and brachiopods and can be

used as marker horizons to decipher the verycomplex folding and faulting. They include Pri-dolian conodonts (Kozlu et al., 2002).

PALYNOLOGICAL FINDINGS AND THEIRIMPLICATIONS

Pilot samples have been taken from all threemembers of the F›nd›kl› Formation. Amongthem, five samples (CD- 16, CD-17, CD-19, CD-20 and CD-22) yielded organic-walled microfos-sils. The samples have been processed usingthe standard palynological technique by soluti-on with HCl and HF. As a whole, the palynologi-cal material is scarce, dark, opaque, coalified,flattened and hardly determinable, sometimesas silhouette forms. After lightening using HNO3during 60 minutes, acritarchs available in samp-le CD-19 have become transparent and deter-minable.


Figure 3. Generalized columnar section of the Ordovician to Lower Devonian rocks in the Çamda¤ area.fiekil 3. Çamda¤ alan›nda Ordoviziyen-Alt Devoniyen istiflerinin genellefltirilmifl stratigrafik dikme kesidi.

Black Shale Member

The samples CD-16 and CD-17 are taken fromthe Black Shale Member, which was recentlydated on graptolites as Telychian by Göncüo¤-lu and Sachanski (2003). The palynological as-sociation is very poor and mainly consists of co-alified opaque acantomorthic acritarchs andthree species of tubular structures of AnteturmaTrichomoformis Bugress and Edwards (1991):Laevitubulus tenuis Burgess and Edwards, L.crassus Burgess and Edwards and Porcatitubu-lus strupus Wellman. These species were previ-ously reported from Upper Llandovery to Loch-kovian continental deposits in the British Isles(Wellman, 1995), as well as from Pridoli to Em-sian marine shales from the Moesian Terrane inBulgaria (Lakova, 2001).

Shale-Siltstone Member

The samples CD-19 and CD-20 are taken fromthe Shale Siltstone Member whose age was notdetermined on fossils till now. The palynological

association of the sample CD-19 is diverse interms of organic-walled microfossil groups: opa-que trilete spores (Plate 1 Figures 1, 13, 17 and18), single cryptospores - spore dyads (Plate 1Figure 5) and tetrads (Plate 1 Figure 6), chit ino-zoans (Plate 1 Figure 14), scolecodonts (Plate1 Figure 16), ?mazuelloids (Plate 1 Figure 19),as well as determinable acanthomorphic acri-tarchs and prasinophyte algae and tubularstructures. The following acritarch and prasi-nophytes species occur in CD-19 sample:

Ammonidium ludloviense LISTER, 1970(DORNING, 1981) (Plate 1 Figure 11)Cymatiosphaera sp. cf. C. octoplanaDOWNIE, 1959 (Plate 1 Figure 3)Comaspheridium brevispinosum (LIS-TER, 1970) MULLINS, 2001 (Plate 1Figure 4)C. williereae (DEFLANDRE andDEFLANDRE-RIGAUD, 1965) SAR-JEANT and STANCLIFFE, 1994Eisenackidium wenlokense DORNING,1981Gorgonisphaeridium listeri listeriMULLINS, 2001 (Plate 1 Figure 8)


Series

StageTaxa

Ammonidium ludloviense

Cymatiosphaera octaplana

Comasphaeridium brevispinosum

Comasphaeridium williereae

Eisenacidium wenlockense

Gorgonisphaeridium succinum

Gorgonisphaeridium listeri listeri

Oppilatala ramusculosa

Veryhachium trispinosum

Llan

dove

ry

Wen

lock

Ludl

ow

Prid

oli

Low

erD

evon

ian

Gor

stia

n

Figure 4. Known ranges of the acritarch and prasinophyte taxa recorded from the Shale Siltstone Member in Cam-da¤ area. (Sources: Lister, 1970; Dorning, 1981; Le Herisse, 1989; Molyneuxet al., 1996; Mullins, 2001).

fiekil 4. Çamda¤ alan›nda F›nd›kl› formasyonunun fieyl-Silttafl› Üyesinden al›nan CD-19 nolu örne¤in akritark veprasinofit türlerinden baz›lar›n›n stratigrafik konaklar› (Kaynaklar: Lister, 1970; Dorning, 1981; Le Heris-se, 1989; Molyneuxet al., 1996; Mullins, 2001).

Gorgonisphaeridium succinum LISTER,1970 (Plate 1 Figure 12)Lophosphaeridium sp. indet.Oppilatala ramusculosa (DEFLANDRE,1945) DORNING, 1981 (Plate 1 Figure 2)Verychachium trispinosum (EISENACK,1938) STOCKMANS and WILLIERE,1962.

The tubular structures in sample CD-19 are rep-resented by four species: Constrictitubulus cris-tatus (Plate 1 Figure 15), Porcatitubulus annula-tus (Plate 1 Figure 7), Porcatitubulus strupusand Ornatifilum granulam, all four previously re-ported from Upper Llandovery to Emsian conti-nental and marine succession from England,Wales, Scottland, Ireland, Sweden, Norway,USA, Bulgaria (see Wellman, 1995; Lakova,2001). The sample CD-20 is much poorer in or-ganic-walled microfossils - only single opaquesilhouettes of spores and acanthomorphic acri-tarchs and two species of tubular structures: L.tenuis, and L. crassus.

Shale Limestone Member

The age of this member is Pridoli on conodontsand nautiloids (Kozlu et al., 2002). The palyno-logical record of sample CD-22 from this mem-ber is very scarce, consisting of only single in-determinable chitinozoans resembling the ge-nus Calpichitina, as well as the tubular speciesL. crassus (Plate 1 Figure 13).

All acritarchs and prasinoppyte species recor-ded from the Shale Siltstone Member occur inthe Silurian worldwide. A. ludloviense, E. wen-lockium, G. listeri listeri and G. succinum are ofbiostratigraphical interest as these are short-ranging species restricted to the Wenlock andLudlow in England, Sweden and Ukraine (Dor-ning, 1981; Le Herisse, 1989; Molyneux et al.,1996; Mullins, 2001).

The species C. brevispinosum, E. wenlockenseand G. succinum start their ranges at the baseof the Upper Wenlock - Sheinwoodian Stage.On the other hand, A. ludloviense, E. wenloc-kense and G. listeri listeri are not known abovethe Gorstian Stage (the Lower Ludlow) (Figure4). It should be mentioned that E. wenlockenseand G. listeri listeri which are of very short stra-tigraphical occurrence were recorded only in theWelsh Borderland in England (Dorning, 1981;

Mullins, 2001) and it is possible these are nottheir complete ranges.

As a whole, the acritarch and prasinophyte as-sociation recorded in the Çamda¤ area (sampleCD-19) is of early Late Silurian age and of widegeographical distribution over three paleoconti-nents - Avalonia, Baltica and Gondwana. Seve-ral species, such as C. octoplana, C. brevispi-nosum, C. williereae, O. ramusculosa and V.trispinosum were reported from England, Ire-land, Belgium, France, Sweden, Norway, Ukra-ine, Austria, USA, Canada, Argentina, Spain,Libya and Saudi Arabia (Le Herisse, 1989; Mul-lins, 2001). The acritarch association from theShale-Siltstone Member contains some indicati-ve species suggesting early Ludlovian age. Theranges of these species, as well as the scarcityof specimens do not allow a more fine and pre-cise age determination.

Along with the marine microphytoplankton (acri-tarchs and prasinophytes), there is a relativelycommon record of land plant microfossils suchas trilete spores and cryptospores and tubularstructures. Despite the identified tubular structu-re species are too longer-ranging forms to be ofbiostratigraphic use, the occurrence of allocht-honous land plant elements clearly indicatesthat a more or less constant fluvial terrestrial se-diment input existed in the Çamda¤ area duringmid-Silurian time.

CORRELATION WITH OTHER SILURIANROCK-UNITS IN NEIGHBORING TERRANES(NW TURKEY, TAURIDES AND THEBALKAN MOUNTAIN)

The detailed stratigraphy of the middle Silurianrocks in NW Anatolia is only known in the ‹stan-bul (Yalç›nlar, 1956; Haas, 1968; Kaya, 1988)and Safranbolu (Dean et al., 1997; 2000) areas(see Figure 1). To the east of ‹stanbul (Gebzearea, see Figure 1) the early Late Ludloviansuccession is mainly characterized by the “Akvi-ran Serie” of Haas (1968) which corresponds tothe “Halysites-Limestone” of Peackelmann(1938). The “Tavflan Tepe Schichten” in the lo-wermost part of the Akviran conformably overli-es the variegated clastics of the Upper Ordovi-cian and is composed of greenish marls thatgrade into “flaser-limestones” by increasing limecontents. The brachiopods and conodonts


(Walliser, 1964) from this succession indicate aWenlockian age. The following “BaglarbasiSchichten” mainly includes sandy limestoneswith Pentamerides of Wenlockian. Upward fol-lows reddish crinoidal limestones with corals ofWenlockian-Late Ludlovian age. The confor-mably overlying “Cakillidere Schichten” of the“Akviran Serie” is made up of gray, irregularlybedded, fine-grained limestones with conodontsand has been ascribed to the siluricus- Biozone(Ludlovian) of Walliser (1964). They are follo-wed by stromatopora and tabulata-rich, irregu-larly bedded limestones (“Untere Pelitli Schich-ten” belonging to the latialatus and crispus zo-nes of Ludlovian) that grade into nodular limes-tones (Obere Pelitli Schichten of crispa andeosteinhornensis biozones of Walliser (1964)and hence the Ludlovian-Pridoli boundary ac-cording to the recent stratigraphic nomenclatu-re). There is an overall agreement between theprevious researchers (Haas,1968; Kaya,1973,1988; and Önalan, 1982) that the Wenloc-kian-Ludlovian part of the succession in ‹stanbularea is represented by reef-type carbonate de-position. Starting with the deposition of flaserand nodular limestones of Early Pridoli age atransition to basin-type deposition is suggested.

The Paleozoic succession in the Karadere-Zirzearea (Safranbolu, Figure 1) in the Zonguldakterrane was studied by Arpat et al. (1978) andDean et al. (1997, 2000). In this area, the F›n-d›kl› formation in its lower part includes black si-liceous shales with graptolites of middle Llando-very (Aeronian) age and acritarchs (Dixellopha-sis remota (Deunff), Tylotopalla sp. and Very-hachium europaeum Stockmans and WIllIére).Following a lack of exposures of about 80 m,gray, schistose mudstones monograptid grapto-lite-bearing shales with Monograptus flemingii(Salter) and Pristiograptus cf. parvus (Ulst) we-re reported. This part of the succession did notyield acritarchs but the graptolites are indicativefor the upper part of the Wenlock series. Theblack shales are unconformably overlain by De-vonian conglomerates and carbonates, so thatthe “Orthoceras Limestones” found in the Çam-da¤ were not encountered in this succession.

Compared with the ‹stanbul and Safranbolu are-as, there are still fragmentary data on the Siluri-an rock-units in the Çamda¤ area. However, thenew data (Göncüo¤lu et al, 2003) indicate that

almost the entire Silurian may be represented indifferent tectonic slices of the F›nd›kl› Formati-on. The depositional environment of the Silurianrocks in Çamda¤ differs from the ‹stanbul area,where reef-type carbonate deposition domina-tes.

In the Taurides in southern Turkey, Silurianrocks rest with a parallel unconformity on the la-te Ordovician glacier-related sediments (Göncü-o¤lu and Kozlu, 2000; Ghienne et al., 2001).The overlying Puflcu Tepe Shale formation iscomposed of thinly bedded, laminated black tolight-gray fissile shales. The lower part is silice-ous with fine bands of shales, whereas the up-per part is carbonaceous with bands of blacklydites. In its lower part it includes thin layers ofgray “Orthoceras Limestones” that yielded co-nodonts of middle Llandovery to latest Llando-very - earliest Wenlock age (Göncüo¤lu et al.2004). In the Central Taurides, in Konya area,dark colored siltstones and shales alternatingwith tuffaceous layers and distal turbiditic blackcherts (ribbon cherts) within the low-grade me-tamorphic Turbidite Unit (Göncüo¤lu et al.,2000) yielded Muellerispherida of Wenlock age(Kozur, 1999). The middle and upper parts ofthe Silurian in the Taurides is represented bythe Yukar› Yayla and Karatafl formations (De-mirtafll›, 1984; Dean and Monod, 1990). It istransitional to the underlying Puflcu Tepe Shaleformation and consists of alternations of blackshale and dark gray limestone. The limestone atthe bottom is medium-bedded, brown to dark-gray, wavy bedded, coarsely nodular and rich innautiloids. The middle part of the formation ischaracterized by black, thin-bedded shales withconcretions containing brachiopods and trilobi-tes. The upper member consists of an alternati-on of black shales and dark-gray limestonesand is conformably overlain by Devonian shelf-type limestones.

Late Early Silurian acritarchs were reported yetonly from south-eastern Turkey (Dadafl Forma-tion around Diyarbak›r) by Erkmen and Bozda-¤an (1979) and Steemans et al. (1996). The as-semblage from Dadas Formation is youngerand differs in species from that of Çamda¤ areain north-western Turkey. In Bulgaria, sedimen-tary rocks of Wenlock to Pridoli age occur in twoareas - in the Moesian Terrane (Moesian Plane,north Bulgaria) and in the western part of Bal-


kan Terrane (the core of Svoge anticline to thenorth of Sofia).In the Moesian Terrane, only twoboreholes penetrated Wenlock and Ludlow de-posits, both in the NE Bulgaria (Yanev, 1992,1998). In R-2 Vetrino well, the Landovery to Pri-doli is represented by ca. 1200 m thick sequen-ce - between depths of 1500-2700 m, of mainlyblack and gray shales, calcareous shales andsome marls and limestones (Spasov and Ya-nev, 1966), Llandovery age being proved on co-nodonts. In OP-2 Michalich well, the Llandoveryto Pridoli represents a more than 500 m thickseries - between depths of 3200-3761 m, of mo-notonous black shales and siltstones (Lakovaand Yanev, 1989; Lakova, 1992). The Wenlockand Pridoli were dated on chitinozoans. In wes-tern part of the Moesian Terran, in R-1 Dalgo-deltsi well, Pridoli series is represented by lessthan 80 m uniform black shales dated on chiti-nozoans (Lakova, 1985).

In the Balkan Terrane, the Wenlock and LudlowSeries are represented by the black graptoloticshales of the Mala Reka Formation (90 m thick)and the laminated siltstones of Yabukov DolFormation (ca. 230 m thick), the stratigraphicage being based on rich graptolitic faunas (Sac-hanski and Tenchov, 1993; Sachanski, 1998).

When compared to the Çamda¤ succession,the Silurian in the Balkan Terrane is similar incertain extent, as it consists of black shales ofWenlockian and Gorstian age covered by lami-nated slates of Ludfordian and Pridoli age, withonly single limestone lenses with Scyphocrini-tes and bivalves. On the contrary, the Siluriansuccession of the Moesian Terrane is rather dif-ferent, as it is represented mainly by black sha-les and black to gray siltstones of much greaterthickness and without graptolites.

CONCLUSIONS

A early Late Ludlovian microphytoplankton dis-covered in the middle part (Shale-SiltstoneMember) of the F›nd›kl› formation in Çamda¤(Adapazar›, NW Anatolia) contains some orga-nic-walled microfossil groups: opaque triletespores, single cryptospores - spore dyads andtetrads, chitinozoans, scolecodonts, ?mazuello-ids, as well as determinable acanthomorphicacritarchs and prasinophyte algae (Ammonidi-um ludloviense, Cymatiosphaera sp. cf. C. oc-

toplana, Comasphaeridium brevispinosum, C.williereae, Eisenackidium wenlokense, Gorgo-nisphaeridium listeri listeri, Gorgonisphaeridiumsuccinum, Lophosphaeridium sp. indet., O p p i -latala ramusculosa, Verychachium trispinosum)and tabular structures (Constrictitubulus crista-tus, Porcatitubulus annulatus, Porcatitubulusstrupus and Ornatifilum granulatum). This asso-ciation contains some indicative species sug-gesting early Late Ludlovian age and is so farthe first palynomorph data from NW Anatolia.

The lithologies and the organic-walled microfos-sils of the Shale-Siltstone Member suggest thatit was deposited in an anoxic shallow-marineenvironment with clastic sediments supply froma fluvial source, rich in white mica. The rock-units of the same age in ‹stanbul and Tauridebasins are significantly different and suggest arelatively deeper depositional environment.Consequently the Çamda¤ area was probablylocated nearshore at this period. In the Zongul-dak basin, there is a stratigraphic gap betweenthe graptolite-bearing upper Wenlock seriesand the unconformably overlying Emsian shal-low-marine carbonates, being the characteristicfeature of the Zonguldak terrane. A far-distancecorrelation with the middle Silurian deposits inBulgaria suggests that the studied successionin the Çamda¤ area is similar to the Balkan Ter-rane rather than the Moesian one.

Acknowledgments

This study is funded by the bilateral project BAS- TUBITAK (102Y157) “Correlation of PalaeozicTerranes in Bulgaria and NW Turkey in the fra-mework of tectono-palaeogeographical evoluti-on of Gondwana”. It is also a part of Project NZ-813 financed by the Bulgarian National Scienti-fic Council. Dr. N. Bozdo¤an and Dr. Aral ‹.Okay are gratefully acknowledged for theirconstructive review.

REFERENCES

Arpat, E., Tütüncü, K., Uysal, fi., and Gö¤er, E.,1978. The Cambrian-Devonian successi-on in Safranbolu area. Proceedings of the32th Annual Meeting of the Geological So-ciety of Turkey, 67-68.

Ayd›n, M., Serdar, H.S., fiahintürk, Ö., Yazman, M.,Çoku¤rafl, R., Demir, O. ve Özçelik, Y.,


1987. Çamda¤ (Sakarya) - Sünniceda¤(Bolu) yöresinin jeolojisi. Türkiye JeolojiKurumu Bülteni, 30, 1-14.

Burgess, N.D., and Edwards, D., 1991. Classificationof uppermost Ordovician to Lower Devoni-an tubular and filamentous macerals fromthe Anglo-Welsh Basin. Botanical Journalof the Linnean Society, 106, 41-66.

Dean, W.T., and Monod, O., 1990. Revised stratig-raphy and relationship of Lower Palaeozo-ic rocks, eastern Taurus Mountains, southcentral Turkey. Geological Magazine, 125,333-347.

Dean, W.T., Martin, F., Monod, O., Demir, O., Ric-kards, R.B., Bultynck, P., and Bozdo¤an,N., 1997. Lower Paleozoic stratigraphy,Karadere - Zirze area, Central Pontides,northern Turkey. In: M.C. Göncüo¤lu, andA.S. Derman, (eds.), Early Paleozoic inNW Gondwana, Turkish Association ofPetroleum Geologists Special Publication,3, 32-38.

Dean, W.T., Monod, O., Rickards, R.B., Demir, O.,and Bultynck, P., 2000. Lower Paleozoicstratigraphy and palaeontology, Karadere-Zirze area, Pontus Mountains, northernTurkey. Geological Magazine, 137, 555-582.

Deflandre, G., 1945. Microfossiles des calcaires silu-riens de la Montagne Noire. Annales depaleontologie, 31, 41-75.

Deflandre, G., and Deflandre-Rigaud, M., 1965. Fic-hier micropaleontologique general – Serie13. Acritarches II. Archives originales,Centre de documentation, CNRS, Nr 402.

Demirtafll›, E., 1984. Stratigraphy and tectonics of thearea between Silifke and Anamur, CentralTaurus Mountain. In: Geology of the Ta-urus Belt, O. Tekeli, and M.C. Göncüo¤lu(eds.), Mineral Research Exploration Spe-cial Publication, 101-118.

Derman, A.S., and Tuna, E., 2000. Geology of thewestern Black Sea. In: S. Derman, and N.Görür (eds.), Black Sea Rift sequences.AAPG Inagural Regional Conference FieldTrip Guide Book, 121 pp.

Dorning, K.J., 1981. Silurian acritarchs from the thetype Wenlock and Ludlow of Shropshire,England. Review of Palaeobotany andPalynology, 34, 175-203.

Downie, C., 1959. Hysrtichospheres from the SilurianWenlock Shale of England. Palaeonto-logy, 2, 56-71.

Erkmen, U., and Bozdo¤an, N., 1979. Acritarchs fromthe Dadafl Formation in southeast Turkey.Geobios, 1, 2-3.

Gedik, ‹., and Önalan, M., 2002. Çamda¤ (Sakarya‹li) Paleozoyik stratigrafisine ait yeni göz-lemler. ‹stanbul Üniversitesi YerbilimleriDergisi, 14, 61-76.

Ghienne, J.F., Kozlu, H., Dean, W.T., Günay, Y., andMonod O., 2001. Discovery of the nort-hernmost Gondwanian evidence of an Up-per Ordovician glacier: southern Turkey.Terra Abstracts, 11, 103.

Göncüo¤lu, M.C., 1997. Distribution of Lower Pale-ozoic rocks in the Alpine terranes of Tur-key. In: M.C. Göncüo¤lu, and A.S. Der-man (eds.), Early Paleozoic in NW Gond-wana, Turkish Association of PetroleumGeologists Special Publication, 3, 13-23.

Göncüo¤lu, M.C., and Kozlu, H., 2000. Early Palaeo-zoic evolution of the NW Gondwanaland:data from southern Turkey and surroun-ding regions. Gondwana Research, 3,315-323.

Göncüo¤lu, M.C., and Kozur, H.W., 1998. Facial de-velopment and thermal alteration of Siluri-an rocks in Turkey. In: J.C. Guiterrez-Mar-co, and I. Rabano, (eds.), Proceedings of1998 Field-Meeting, IUGS Subcomissionon Silurian Stratigraphy, Temas Geologi-co-Mineros, 23, 87-90.

Göncüo¤lu, M.C., and Kozur, H.W., 1999. Remarkson the pre-Variscan development in Tur-key. In: U. Linnemann, T. Heuse, O. Fat-ka, P. Kraft, R. Brocke, and B.T. Erdtmann(eds.), Prevariscan Terrane Analyses of“Gondwanean Europa”, Schriften des Sta-atlichen Museums, Mineralogie- GeologieDresden 9, 137-138.

Göncüo¤lu, M.C., and Sachanski, V., 2003. The firstrecord of Late Llandoverian (Telychian)graptolites from the Çamda¤ area, NWTurkey. C.R. Academy Bulgarian Science,56(3), 37-42.

Göncüo¤lu, M.C., Dirik, K., and Kozlu, H., 1997. Ge-neral characteristics of pre-Alpine and Al-pine Terranes in Turkey: Explanatory no-tes to the terrane map of Turkey. AnnalesGeologique de Pays Hellenique, 37, 515-536.

Göncüo¤lu, M.C., Kozur, H., Turhan, N., and Göncü-o¤lu, Y., 2000. Stratigraphy of the Silurian-Lower Carboniferous rock units in Konyaarea (Kütahya-Bolkarda¤ belt, CentralTurkey). Proceedings of the 1st Congres-so Iberico de Paleontologia, 227-228.

Göncüo¤lu, M.C., Göncüo¤lu, Y., Kozlu, H., and Ko-zur, H.W., 2005. Palaeozoic stratigraphyof the eastern Taurides, Turkey: Implicati-ons for Gondwanan Evolution. GeologicaCarphatica, 66, 433-447.

Göncüo¤lu, M.C., Lakova, I, Kozlu, H., and Sachans-ki, V., 2003. The Silurian of the ‹stanbulunit in the Çamda¤ area, NW Turkey. In:G. Ortega, and G.F. Acenolaza (eds.),Proceedings of the 7th International Grap-tolite Conference and Field Meeting of theInternational Subcommission on SilurianStratigraphy, Serie Correlacion Geologica,18, 129-131.


Haas, W., 1968. Das Altpaleozoikum von Bithynien(Nordwest Türkei). Neues Jahrbuch Ge-ologie- Paleontologie Abhandlungen,131(2), 178-242.

Kaya, O., 1973. ‹stanbul Paleozoyi¤i. Ege Üniversite-si Yay›n› No: 40, 143 s.

Kaya, O., 1988. ‹stanbul Ordoviziyen ve Siluriyeni.Yerbilimleri, 4, 1-22.

Kipman, E., 1974. Sakarya Çamda¤ (Kestanep›nar-Yass›geçit köyleri aras›) deniz çökeltisi de-mir cevherinin jeolojisi. Istanbul Üniversi-tesi Fen Fakültesi Monografi Serisi, 25, 72s.

Kozlu, H., Göncüo¤lu, Y., Sarmiento, G.N., and Gön-cüo¤lu, M.C., 2002. First finding of Late Si-lurian conodonts from the “Orthoceras Li-mestones”, Çamda¤ area, NW Turkey:Preliminary constraints for the paleogeog-raphy. Geologica Balcanica, 31, 3-12.

Kozur, H., 1999. A review of systematic position andstratigraphic value of Mullerispheridae.Bolletino Societa Paleontologia Italiana,38, 197-206.

Lakova, I., 1985. Chitinozoa from the Pridolian andGedinian in the borehole R-Dalgodelsi(NW Bulgaria). Review of the BulgarianGeological Society, 46, 213-220 (in Bulga-rian).

Lakova, I., 1992. Calpichitina (Calpichitina) acollaris(Eisenack, 1959) from the Silurian (Wen-lock) of the Moesian Platform, NE Bulga-ria. Review of the Bulgarian GeologicalSociety, 53, 89-94.

Lakova, I., 2001. Dispersed tubular structures and fi-laments from Upper Silurian - Middle De-vonian marine deposits of North Bulgariaand Macedonia. Geologica Balcanica,30(3-4), 29-42.

Lakova, I., and Yanev, S.N., 1989. Contribution to thesubdivision and dating of part of the Pale-ozoic sequence in northeast Bulgaria ba-sed on the OP-2 Michalic parametric well.C.R. Academy Bulgarian Science, 42(8),51-53.

Le Herisse, A., 1989. Acritarches et kystes d’alguesprasinophycees du Silurien de Gotland,Suede. Palaeontographica Italiana, 76,57-302.

Lister, T.R., 1970. The acritarchs and Chitinozoafrom the Wenlock and Ludlow Series andMillichope areas, Shropshire. Part 1. Mo-nograph of the Palaeontographical Soci-ety, 124, 100 pp.

Molyneux, S.G., Le Herisse, A., and Wicander, R.,1996. Paleozoic phytoplankton. In: J. Jan-sonius and D.C. McGregor (eds.), Palyno-logy: Principles and applications; AASPFoundation, 2, 493-529.

Mullins, G.L., 2001. Acritarchs and prasinophyte al-gae of the Elton Group, Ludlow Series of

the type area. Monograph of the Palaeon-tographical Society, 155, 154 pp.

Okay, A.I., 1989. Tectonic units and sutures in thePontides, northern Turkey. In: A.M.C.fiengör, (ed.), Tectonic evolution of theTethyan Region, Kluwer Academical Pub-lishers Amsterdam, 109-116.

Önalan, M., 1982. Pendik bölgesi ile adalar›n jeoloji-si ve sedimanter özellikleri. Doçentlik Tezi,‹stanbul Üniversitesi, Yer Bilimleri Fakülte-si, 156 s (yay›mlanmam›fl).

Paeckelmann, W., 1938. Neue Beitraege zur Kennt-nis der Geologie, Paleontologie und Pet-rography der Umgegend von Konstantino-pel. Abhandlungen preussischer Geolo-gischen Landesamt, 186, 1-202.

Sachanski, V.V., 1998. Ordovician, Silurian and De-vonian graptolites from Bulgaria. In: J.C.Guiterrez-Marco, and I. Rabano (eds.),Proceedings of the 1998 Field-Meeting,IUGS Subcomission on Silurian Stratig-raphy, Temas Geologico-Mineros, 23,255-257.

Sachanski, V., and Tenchov, Y., 1993. Lithostratig-raphic subdivision of the Silurian sedi-ments in the core of Svoge Anticline. Revi-ew of the Bulgarian Geological Society 54,71-81 (in Bulgarian).

Sarjeant, W.A.S., and Stancliffe, R.P.W., 1994. TheMicrhystridium and Veryhachium comple-xes (Acritarcha: Acanthomorphitae andPolygonomorphitae): a taxonomic reconsi-deration. Micropaleontology, 41, 1-77.

fiengör, A.M.C., and Y›lmaz, Y., 1981. Tethyan evo-lution of Turkey: a plate tectonic approach.Tectonophysics, 75, 181-241.

Spasov, Ch., and Yanev, S., 1966. Stratigraphy ofthe Paleozoic sediments in from the sub-surface of NE Bulgaria. Proceedings of theGeological Institute, Sofia 15, 25-77 (inBulgarian).

Stockmans, F.W., and Williere, Y., 1963. Les Hystric-hospheres ou mieux les Acritarches du Si-lurien belge. Sondage de la Brasserie Lusta Courtrai (Kortrijk). Bulletin de la SocieteBelge de geologie, de paleontologie etd’hydrogeologie, 71, 450-481.

Steemans, P., Le Herisse, A., and Bozdo¤an, N.,1996. Ordovician and Silurian cryptospo-res and miospores from southeastern Tur-key. Review of Palaeobotany and Palyno-logy, 93, 35-76.

Walliser, O.H., 1964. Conodonten des Silurs. Ab-handlungen Hessische Landesamt für Bo-denforschung, 41, 1-106.

Wellman, C.H., 1995. “Phytoderis” from Scottish Silu-rian and Lower Devonian continental de-posits. Review of Paleobotany and Paly-nology, 84, 255-279.


Yalç›nlar, ‹., 1956. Note on the graptolite-bearing Si-lurian schists in ‹stanbul. ‹stanbul Üniver-sitesi Co¤rafya Dergisi, 4, 157-160.

Yanev, S.N., 1992. Contribution to the elucidation ofpre-Alpine evolution in Bulgaria based onsedimentological data from the marine Pa-leozoic. Geologica Balcanica, 22(2), 3-31.

Yanev, S.N., 1998. Silurian sequences from differentPaleozoic terranes in Bulgaria, and their

paleogeographic implications. In: J.C.Gu-iterrez-Marco and I. Rabano (eds.), Proce-edings of the 1998 Field-Meeting, IUGSSubcomission on Silurian Stratigraphy,Temas Geologico-Mineros, 23, 137-140.

Yazman, M., and Çoku¤rafl, R., 1984. Bolu-Kaynafl-l›-Mengen aras›ndaki alan›n jeoloji raporu.TPAO Report No: 1747, 28 s (yay›mlan-mam›fl).


PLATE 1/ LEVHA 1

Diverse palynomorphs from the mid-Silurian of Çamda¤ Section. (All figures from sample CD-19, x700, except sta-ted otherwise).Çamda¤ kesidindeki Orta Siluriyen kayalar›ndaki palinomorflar. (Tüm görüntüler CD-19 nolu örnektendir. Baflkaflekilde belirtilmemiflse büyütme x700 dür).

1. Trilete spore (trilet spor).2. Oppilatala ramusculosa (Deflandre, 1945) DornIng, 19813. Cymatiosphaera sp. cf. C. octoplana DownIe, 19594. Comasphaeridium brevispinosum (LIster, 1970) MullIns, 20015. Spore dyade.6. Spinate spore tetrade.7. Fragment of Porcatitubulus annulatus Burgess and Edwards,19918. Gorgonisphaeridium listeri listeri MullIns, 20019. ? Land plant fragment (Karasal bitki parças›), x440.10. Trilete spore (trilet spor).11. Ammonidium ludloviense LIster ,1970 ex DornIng, 1981.12. Gorgonispharidium succinum LIster, 197013. Laevitubulus crassus Burgess and Edwards, 1991, CD-22, x700.14. Calpichitina sp. indet.15. Constrictitubulus cristatus Burgess and Edwards,1991.16. Scolecodont.17, 18. Indeterminable trilete spores (tan›mlanamayan trilet spor).19. ?Mazuelloid.



PLATE 1/LEVHA 1

12 Kas›m 1999 Düzce depremi artç› depremlerinden hesaplananb ve p de¤erlerinin uzaysal ve zamansal da¤›l›m› ve gelecektekisismik tehlike aç›s›ndan de¤erlendirmeler

Spatial and temporal distribution of b and p values of 12 November 1999Düzce earthquake estimated from its aftershocks and assessments for futureearthquake hazard

Murat UTKUCUYüzüncü Y›l Üniversitesi, Jeoloji Mühendisli¤i Bölümü, 65080 Kampus, VAN

Canan ÇET‹N, Ömer ALPTEK‹N‹stanbul Üniversitesi, Jeofizik Mühendisli¤i Bölümü, 34850 Avc›lar, ‹STANBUL

ÖZET

Gerek laboratuvar, gerekse gerçek deprem verilerini esas alan çal›flmalardan deprem istatisti¤inin frekans-büyük-lük ba¤›nt›s›ndaki b de¤erinin yerkabu¤undaki gerilim ile ters orant›l› oldu¤u anlafl›lm›flt›r. Bu çal›flmada; 12 Ka-s›m 1999 Düzce depreminin artç› deprem verilerinden bu depremin k›r›lma düzlemi ve bitifli¤indeki Karadere veElmal›k fay segmentleri boyunca yüzeyde ve derinlik boyutunda b de¤erleri ve artç› deprem azal›m sabiti p’ninuzaysal da¤›l›m› bir bilgisayar paket program› kullan›larak hesaplanm›flt›r. Düzce depremi için, Düzce fay segmen-ti üzerindeki pürüz boyunca haritalanan b=1.2-1.5 ve p=1-1.3 de¤erleri daha yüksek iken, Karadere (b=0.8-1.0,p=0.7-0.8) ve Elmal›k (b=1.1-1.2, p=1.1) fay segmentleri boyunca daha düflük b de¤erleri elde edilmifltir. Ayr›ca,b de¤erlerinin özellikle Düzce fay› üzerinde 1999 Düzce depremi öncesine göre yükseldi¤i görülmüfltür. Bu durum,Karadere ve Elmal›k fay segmentleri boyunca Düzce depremi sonras›nda gerilme art›fllar› (Düzce fay› üzerinde isegerilme azal›m›) oldu¤unu düflündürmektedir. Karadere fay segmentinin 17 A¤ustos 1999 Kocaeli depremi s›ra-s›nda k›r›lm›fl olmas› ve Elmal›k fay segmenti üzerinde geçen yüzy›l içinde kaydade¤er bir deprem oldu¤una ilifl-kin veri olmamas›, 1999 Düzce depremi sonras›nda bu fay üzerinde deprem tehlikesinin artt›¤› fleklinde yorumlan-m›flt›r.

Anahtar Kelimeler: b de¤eri, deprem tehlikesi, Düzce depremi, Kuzey Anadolu Fay Zonu, p de¤eri, pürüz.

ABSTRACT

It has been well established both in laboratory and case studies that b value of frequency-magnitude relationshipof earthquake statistics is inversely related to the stress in the earth’s crust. In this study, spatial and temporal dist-ribution of b values and aftershock decay parameter p are mapped along the rupture plane of the Düzce earthqu-ake of 12 November 1999 and neighbouring fault segments both on earth surface and in depth domain from theaftershock seismicity of the earthquake utilizing a software package. It was obtained that b values and p valuesare much higher along the mapped asperity over the Düzce fault (b=1.2-1.5, p=1-1.3) indicating a possible stressrelease, while lower b values prevailing along the Karadere fault segment (b=0.8-1.0, p=0.7-0.8) and Elmal›k(b=1.1-1.2, p=1.1) fault indicating a possible stress loading. Since the Karadere fault segment is ruptured duringthe Kocaeli earthquake of 17 August 1999 and there is no information available for a notable earthquake on theElmal›k fault in the last century, it can be speculated that seismic risk on the Elmal›k fault has increased after the1999 Düzce earthquake.

Key Words: b value, earthquake hazard, Düzce earthquake, The North Anatolian Fault Zone, p value, asperity.


M. UtkucuE-mail: [email protected]

G‹R‹fi

Artç› depremlerin bölgesel da¤›l›mlar› ve zama-na ba¤l› davran›fllar›nda gözlenen de¤iflimler,deprem oluflumunun aç›klanmas›nda kullan›la-bilir bilgiler sa¤lad›¤›ndan depremsellik çal›flma-lar› ve sismik tehlike de¤erlendirmeleri aç›s›n-dan önemlidir. Artç› depremler ayn› zamandaayr›nt›l› depremsellik araflt›rmalar› için veri sa¤-larlar. Ana floklar›n artç› deprem oluflumlar›n›incelemek, büyük depremlerin karfl›laflt›r›lmas›-na olanak sa¤lar ve k›r›lma boyutlar›n›, zaman-lamay›, konumunu, uzun vadeli deprem etkinli-¤ini kontrol eden mekanizman›n daha iyi anla-fl›lmas›n› sa¤lar ve gelecekte oluflabilecek dep-remler hakk›nda önemli ipuçlar› verir.

Büyük depremlerin k›r›lma özellikleriyle artç›deprem da¤›l›mlar› aras›nda bir iliflki oldu¤u birçok çal›flmada öne sürülmüfltür. Mendoza veHartzell (1988), bir kaç deprem için bulunmuflkayma da¤›l›mlar›n› ve yine bu depremlere aitartç› deprem da¤›l›mlar›n› inceledikten sonra,artç› deprem da¤›l›mlar›ndaki büyük boflluklar›ngöreceli olarak kayman›n büyük oldu¤u bölge-lerle genel olarak uyufltu¤unu belirlemifllerdir.Sonraki çal›flmalarda da benzer sonuçlara ula-fl›lm›flt›r (Wald, 1992, Mendoza, 1993; Wald veSomerville, 1995; Hartzell, 1989; Hartzell vd;1991). Hartzell ve Langer (1993), bir yitim zonudepremi olan 1974 Peru depremi ve bunun enbüyük artç› depreminin kayma da¤›l›mlar›n›sonlu fay analizi ile inceleyerek karfl›laflt›rm›fllarve artç› depremlerin k›r›lma alanlar›n›n ana flokk›r›lmas›ndaki kayma boflluklar›n› doldurdu¤unusaptam›fllard›r.

Deprem s›ras›ndaki k›r›lma sonucu meydanagelen gerilme de¤iflimlerinin ayr›nt›l› analizleride yüksek kayma de¤erlerine sahip fay bölgele-rinde yüksek gerilme düflümü oldu¤unu, kayma-n›n göreceli olarak az oldu¤u faylanma bölgele-rinin ise gerilme art›fl›na maruz kald›¤›n› göster-mifltir (Bouchon, 1997; M›kumo vd., 1998). Yak-lafl›k 7 büyüklü¤ünde bir deprem ile iliflkili k›r›l-ma zonu boyunca ve hatta ötesinde (Toda veStein, 2000) büyüklü¤ü 6 civar›nda olan artç›depremlerin meydana gelebilece¤i ve anaflokunoluflturdu¤undan daha fazla pani¤e neden ola-bilece¤i düflünülürse, ana flok için gerçek-za-manl› olarak yap›lacak kayma da¤›l›m› analizle-rinin artç› depremlerin muhtemel yerleri hakk›n-da sa¤lad›¤› bilginin önemi daha iyi anlafl›l›r. Bu

nedenle, gerçek zaman sonlu fay analizlerininKaliforniya’daki h›zl› deprem bilgi ak›fl sistemle-rinin rutin analizleri içine dahil edilmesi planlar›yap›lmakta (Gee vd., 1996; Dreger ve Kaverina2000) ve rutin analiz yöntemleri gelifltirilmekte-dir (Mendoza, 1996, Dreger ve Kaverina 2000).Bu analizlere bu çal›flmada kullan›lan yöntemde eklenebilir (Wiemer ve Katsamuta, 1999).

Büyüklü¤ü fazla olan s›¤ bir depremin, nispetendaha küçük olan bir deprem serisi taraf›ndan iz-lendi¤i bir gerçektir. Say›lar› zamanla giderekazalan bu artç› depremler, ço¤u zaman depre-min oda¤›na yak›n bir bölgede meydana gelir-ler. Artç› depremlerin oluflumu ile bunlar›n ista-tistiksel ve fiziksel özellikleri birçok sismolog ta-raf›ndan incelenmifl ve önemli sonuçlar eldeedilmifltir. Yap›lan çal›flmalar; artç› depremlerinsay›lar›ndaki zamanla azal›m›n› belirleyenOmori kuram› (Omori, 1894), artç› deprem dizi-lerindeki enerji boflal›m›, artç› depremlerin böl-gesel da¤›l›m› (Utsu, 1961), artç› depremlerinzamana ba¤l› davran›fllar›n›n fiziksel modeli(Marcellini, 1997), artç› depremlerin bölgesel vezamana ba¤l› de¤iflimleri (Drakatos ve Latous-sakis, 2001) konular›nda yo¤unlaflm›flt›r.

Artç› deprem etkinli¤ini tan›mlayan iki temel ilifl-ki mevcuttur. Bu iliflkilerden birincisi, artç› dep-remlerin yan›s›ra normal depremlerin de da¤›-l›m ölçüsünü veren,

logN=a-bM (1)

‘‘Gutenberg-Richter’’ ba¤›nt›s›d›r (Gutenberg veRichter, 1954). Büyüklük-deprem say›s› iliflkisiolarak da bilinen bu ba¤›nt›, depremsellik çal›fl-malar›nda yayg›n olarak kullan›lmaktad›r. Bir-çok olayda artç› depremlerin da¤›l›m› Guten-berg-Richter iliflkisine dayan›r (Ishimoto ve Iida,1939). Burada M; büyüklük, N; büyüklü¤ü M ve-ya daha fazla olan depremlerin say›s›, a; do¤ru-nun logN eksenini kesti¤i nokta olup, deprem et-kinli¤ini ifade eder ve gözlem dönemine incele-nen alan›n geniflli¤ine ba¤l›d›r, b ise Gutenberg-Richter ba¤›nt›s›yla tan›mlanan do¤runun e¤i-midir.

Di¤er iliflki ise, artç› deprem etkinli¤inin zaman-la azalma oran›n› ifade eden


(2)

“Omori” kuram›d›r (Utsu, 1961). Burada; t anafloktan sonraki zaman ve N(t) ana flokun oluflu-mundan sonra t birim zamana düflen artç› dep-remlerin oluflum say›s›d›r. k, c ve p ise zaman-deprem say›s› grafi¤inden elde edilen sabitler-dir. Omori kuram›, zaman›n bir fonksiyonu ola-rak, artç› depremlerin say›s›n›n zamanla bir güçyasas› fleklinde azald›¤›n› gösterir. Di¤er bir ifa-deyle, artç› depremlerin bölgesel da¤›l›mlar›,ana flokun artç› depremlere neden olmas›ndankaynaklanan gerilme de¤iflikli¤i kuram› ile iliflki-lidir. Omori kuram›ndaki sabitler içinde artç›depremlerin en önemli istatistiksel sabiti p-de-¤eridir. Bu de¤er, artç› depremlerin üstel olarakazalma oran›n› belirler ve deprem artç› depremdizisinin fiziksel oluflumu ile iliflkilidir (Kisslinger,1996). Büyük bir p de¤eri daha h›zl›, düflük bir pde¤eri ise daha yavafl bir artç› deprem etkinlikazal›m oran›na iflaret eder.

Dünya üzerinde Gutenberg- Richter ba¤›nt›s›n-dan belirlenen b de¤eri genellikle 0.7-1.3 ara-s›nda de¤iflmesine (Guo ve Ogata, 1997) kar-fl›n, deprem etkinli¤ine sahip yerlerin ço¤unda bde¤eri ortalama 1 civar›ndad›r (Frohlich ve Da-vis, 1993). Bununla birlikte; b de¤eri uzaysalolarak daha ayr›nt›l› (1 km’ye varan ayr›nt›da)incelendi¤inde, 1 de¤erinden önemli sapmalaroldu¤u görülmüfltür. Yüksek b de¤erleri: (1) ge-rilmenin azald›¤› (Urbancic vd., 1992), (2) fay k›-r›lma zonlar› boyunca kayman›n yüksek oldu¤u(Wiemer ve Katsumata, 1999; Sobiesiak, 2000),(3) geniflleme rejiminin görüldü¤ü (Frochlich veDavis, 1993), (4) yüksek gözenek s›v› bas›nc›bulunan (Gupta, 2002), (5) fay zonu üzerindesünmenin gözlendi¤i (Amelung ve King, 1997)ve (6) Volkanlardaki deprem aktivitelerinde(Wyss, et.al. 1997) ve (7) ›s› ak›s›n›n yüksek ol-du¤u (Warren ve Latham, 1970) yerlerde göz-lenmifltir. Ayr›ca bu gözlemler, büyük deprem-lerde k›r›lan fay yüzeylerindeki pürüz veya pü-rüzler üzerinde k›r›lma öncesinde b de¤erinindüflük oldu¤unu göstermifltir (Wiemer ve Wyss,1997; Öncel ve Wyss, 2000).

Kisslinger ve Jones (1991), artç› deprem dizile-ri için azal›m sabitinin p=1 olmas›n›n normal,p>1.0 olmas›n›n büyük ve p<1.0 olmas›n›n kü-çük bir de¤er oldu¤unu ifade etmifllerdir. Guo veOgata (1997)’ya göre p=0.9-1.8 aras›nda, Kiss-

pct

ktN

)()(

+=

linger ve Jones (1991)’a göre p=0.7-1.8, Olsson(1999)’a göre p=0.5-1.8, Wiemer ve Katsumata(1999) ’ya göre p=0.6-1.4, Utsu vd. (1995) ileEnescu ve Ito (2002)’ya göre p=0.9-1.5 aras›n-da de¤iflim göstermektedir.

p de¤erinin; kabuksal heterojenite, gerilme, vol-kanik etkinlik ve kabuktaki ›s› ak›s›yla do¤ruorant›l› olabilece¤i çeflitli araflt›rmac›larca önesürülmüfltür (Mogi, 1962; Mogi, 1967; Lachenb-ruch vd. 1985; Kisslinger ve Jones, 1991; Davisve Frohlich, 1991; Utsu vd., 1995; Tsapanos,1995; Guo ve Ogata, 1997). Ancak bunlardanhangisinin p de¤eri de¤iflimi üzerinde dahaönemli faktör oldu¤u net de¤ildir. Tsapanos(1992) ile Wiemer ve Katsumata (1999), yapt›k-lar› çal›flmalarda; tektonik özellikler ve ›s› ak›s›-n›n p de¤eri de¤iflimini etkiledi¤ini, k›r›k meka-nizmas›na ba¤l› olarak p de¤erlerinin de¤iflebi-lece¤ini ve yüksek p de¤erlerinin bölgedeki yük-sek ›s› ak›s›ndan kaynaklanabilece¤ini ifade et-mifllerdir.

Yap›lan gözlemler, depremlerde frekans-büyük-lük iliflkisini gösteren Gutenberg-Richter ba¤›n-t›s›ndan belirlenen b de¤eri ile deprem oluflu-munun fizi¤i aras›nda do¤rudan bir iliflki oldu¤u-nu önermektedir. Mogi (1962), laboratuvar de-neylerinde malzemenin heterojenli¤inin veyaçatlak yo¤unlu¤unun artmas›n›n b de¤erinin art-mas›na neden oldu¤unu bulmufltur. Volkanikbölgelerde ma¤ma odalar›n›n yak›nlar›nda fazlaçatlakl› hacimlerde yüksek b de¤erleri saptan-m›flt›r (Wiemer ve McNutt, 1997; Wiemer vd.,1998; Wyss vd., 1997). Scholz (1968), laboratu-var ve Urbancic vd. (1992) ise madenlerdeki ça-l›flmalar›nda gerilme ile b de¤erinin ters orant›l›oldu¤unu göstermifllerdir. Do¤rultu at›ml› fayzonlar› boyunca b de¤eri sismojenik zon içinde(15-20 km derinli¤ine kadar) derinlikle azal›r.Sismojenik zondan sonra artan ›s› ve bas›ncaba¤l› olarak kayaçlar gerilme biriktiremedi¤in-den, b de¤eri tekrar artmaktad›r.

Bu çal›flmada, 1999 Düzce depremi k›r›k zonuboyunca anafloktan sonraki 5 ay içinde meyda-na gelen artç› depremler kullan›larak artç› dep-rem etkinlik sabitleri b ve p de¤erinin uzay vezaman da¤›l›m› haritalanm›flt›r. Haritalanan bde¤erlerinin da¤›l›m› depreme neden olan fay›nk›r›lma özellikleri ile karfl›laflt›r›lm›fl, faylar›nsegmentasyonu ile olan iliflkisi ve gelecektekiartç› deprem ve deprem tehlikesinin belirlenme-sinde kullan›labilirli¤i tart›fl›lm›flt›r.

Utkucu vd. 77

12 KASIM 1999 DÜZCE DEPREM‹

Türkiye’de yüzy›l›n felaketi olarak nitelendirilen17 A¤ustos 1999 Kocaeli depreminden yaklafl›küç ay sonra 12 Kas›m 1999 tarihinde KB Türki-ye bir baflka büyük depremle daha sars›lm›flt›r(fiekil 1) Düzce depremi olarak adland›r›lan budeprem, Düzce ve Bolu illeriyle Kaynafll› kasa-bas›nda a¤›r hasara ve can kayb›na neden ol-mufltur (fiekil 2a). Bu depremin oluflumu bir ba-k›ma sürpriz say›lmaz. Çünkü, Kocaeli depremi-nin ard›ndan yap›lan Coulomb gerilme analiziçal›flmalar› (Hubert-Ferrari vd., 2000; Utkucuvd., 2003) Kocaeli depreminin, Marmara Deni-zi’ndeki faylarda oldu¤u kadar, Düzce depremi-ni oluflturan fay üzerinde de büyük bir gerilmeart›fl›na neden oldu¤una iflaret etmifltir.

Düzce depremi de, Kocaeli depremi gibi KuzeyAnadolu Fay Zonu (KAFZ) üzerinde meydana

gelmifltir (bkz. fiekil 1). KAFZ, Bolu ili yak›nlar›n-da iki kola ayr›lmaktad›r (Barka, 1996). Düzcedepremini oluflturan Düzce fay› (DF) bat›da Ka-radere fay segmenti (KFS) ve do¤uda Elmal›kfay› (EF) ile birlikte kuzey kolu oluflturmaktad›r.KFS, Kocaeli depremi s›ras›nda 1.5 m ye varanat›mla k›r›lm›fl oldu¤undan (Barka vd., 2002;Hartleb vd., 2002), Düzce depremi bir bak›maKocaeli deprem k›r›¤›n›n do¤uya do¤ru biruzant›s› olarak nitelendirilebilir (bkz. fiekil 1 ve2). Güney kol ise, 1957 Abant (MS=7.1) ve 1967Mudurnu Vadisi (MS=7.0) depremleri ile k›r›l-m›flt›r (bkz. fiekil 1) (Barka, 1996). Kuzey kolu1999 Kocaeli ve Düzce depremlerine kadar bü-yük bir deprem üretmemifltir. Bundan dolay›Barka (1996), kuzey kolu oluflturan DF için bü-yük bir deprem üretme riskine de¤inmifl ve buyorum 1999 Düzce depremi (MS=7.2) ile do¤ru-lanm›flt›r. 1999 Düzce depreminin oda¤›, Dep-rem Araflt›rma Dairesi SABONET a¤› taraf›ndan


fiekil 1. Türkiye’nin belli bafll› tektonik unsurlar›n› (sol üstte), 1999 Düzce depremi kaynak bölgesi civar›nda KuzeyAnadolu Fay Zonu (KAFZ)’nun uzan›m›n› (ince siyah çizgi), kaynak mekanizma çözümünü, deprem son-ras›ndaki 5 ay içinde Kandilli Rasathanesi ve Deprem Araflt›rma Enstitüsü taraf›ndan saptanan artç› dep-remleri (içi bofl daireler) ve çal›flmada kullan›lan veri hacimlerinin yüzey iz düflümlerini (kesikli çizgili dik-dörtgenler) gösteren harita (Barka ve Kadinsky-Cade (1988), Barka (1996) ve Akyüz vd. (2002)’den der-lenmifltir).

Figure 1. The map showing the major tectonics elements of Turkey (inset), extend of the North Anatolian Fault Zo-ne (NAFZ) (thin black line) in the vicinity of the 1999 Düzce earthquake, the source mechanism solution,surface projections of the data volumes used in the study (broken line rectangles) and the aftershocks(open circles) that have occurred during the five months after the earthquake and were located by Kan-dilli Observatory and Earthquake Research Institute (Compiled from Barka and Kadinsky-Cade (1988),Barka (1996), and Akyüz et al. (2002)).

40.818o K ve 31.198o E koordinatlar›nda ve12.5 km derinlikte verilmifltir (Zünbül vd., 2001)(Çizelge 1). Depremin kaynak mekanizmas› çö-zümleri; yaklafl›k DB do¤rultulu, kuzeye e¤imlibir düzlem üzerinde küçük bir normal at›m› olansa¤ yönlü do¤rultu at›ml› faylanmaya iflaret et-mektedir (bkz. fiekil 1). Depremin kaynak meka-nizmas› çözümleri Çizelge 1’de özetlenmifltir.Depremin ard›ndan birkaç›n›n büyüklü¤ü M≥5olan çok say›da artç› deprem meydana gelmifl-tir. Ana floktan sonraki ilk 5 ay içinde meydanagelen ve d›fl merkezleri Kandilli RasathanesiDeprem Araflt›rma Enstitüsü (KRDAE) taraf›n-dan belirlenen artç› depremler fiekil 1’de göste-rilmifltir.

Düzce depremi, bat›da Gölyaka güneyindenbafllay›p Kaynafll› do¤usuna kadar uzanan 40km uzunlu¤unda bir yüzey k›r›¤› oluflturmufltur(bkz. fiekil 1 ve 2a) (Emre vd., 2000; Akyüz vd.,2002). D›fl merkezin yüzey k›r›¤›n›n uzan›m›nagöre konumu, deprem için iki tarafl› bir k›r›lmamodeli önermektedir. Düzce depremi, bat›da1999 Kocaeli depreminde de k›r›lm›fl olanKFS’nin 9 km boyunca bat› ucunu tekrar k›rm›fl-t›r (bkz. fiekil 1). Yüzey k›r›¤›, Eften Gölü çek-ay›r (EGÇ) yap›s›n›n ard›ndan DF boyunca de-vam etmektedir. EGÇ boyunca deprem yüzeyk›r›¤›ndaki en büyük düfley at›m 3 m olarak göz-lenmifltir (bkz. fiekil 2) (Akyüz vd., 2002). DFboyunca k›r›lma, hemen hemen tamamen do¤-rultu at›ml›d›r ve 3 alt fay parças›ndan oluflmak-tad›r (bkz. fiekil 2) (Akyüz vd., 2002). At›m mik-tar› Mengencik köyü güneyinde yaklafl›k 5 m ci-var›ndad›r. Yüzey k›r›¤›, Kaynafll› yerlefliminin

merkezinden geçtikten sonra 5 km do¤uda so-na ermektedir. Kaynafll› do¤usunda gözlenenen büyük do¤rultu at›ml› yer de¤ifltirme 1.5 m ci-var›ndad›r. EF boyunca herhangi bir yüzey k›r›-¤› rapor edilmemifltir (Akyüz vd., 2002).

EF’nin orta büyüklükte (Mw=6.4) herhangi birdeprem üretip üretmeyece¤i tart›flma konusu-dur. Akyüz vd. (2002), bu fay parças›n›n 1944Bolu-Gerede depreminde k›r›lmam›fl olmas› du-rumunda önemli bir deprem tehlikesi tafl›yabildi-¤ini öne sürmüfllerdir (bkz. fiekil 1).

VER‹ TABANI VE YÖNTEM

12 Kas›m 1999 Düzce depremi için kullan›lanveri, KRDAE’nin 1999 Kocaeli ve Düzce dep-remleri artç› deprem katalo¤undan (Kalafat vd.,2001) elde edilmifltir. Bu veri taban›nda yer alandepremlerin büyüklükleri, süre büyüklü¤üne(Md) göre homojen hale getirilerek çal›flmadakullan›lan ZMAP 6.0 paket program›n›n (Wi-emer, 2001) veri okuma format›na uygun halegetirilmifltir. Düzce depremi artç› depremlerinindepremsellik sabitlerinin uzay ve zaman orta-m›nda de¤ifliminin haritalanmas› ve bu sabitle-rin uzaysal ve zamansal da¤›l›m›nda depreminartç›lar›n›n meydana getirdi¤i de¤iflikliklerin be-lirlenmesi için kullan›lan veri afla¤›da belirtilençeflitli zaman aral›klar›nda incelenmifltir.

(1) Düzce depreminin ana flokunun ard›ndan ilk5 ay içinde meydana gelen artç› depremler içindepremsellik sabitlerinin uzay ortam›ndaki de¤i-flimleri KFS, DF ve EF’nin k›r›lma alanlar› ve yeryüzeyi üzerinde incelenmifltir.

Utkucu vd. 79

Çizelge 1. 12 Kas›m 1999 Düzce depremi kaynak parametreleri. Table 1. Source parameters of the Düzce earthquake of 12 November 1999.

DAD1 ve Tibi vd. USGS3 Harvard P›nar Taymaz Wright vd.Tibi vd. (2001)2 Üniversitesi (2004)2 (2000)2 (2001)4

(2001)

Enlem (o) 40.818 40.77 40.93Boylam (o) 31.198 31.15 31.25Derinlik (km) 12.5 14 18Mo(x1019Nm) 4.6 4.5 6.7 4.79 4.2±0.4MW 7.1 7.2Do¤rultu (o) 264 264 262 270E¤im (o) 64 54 65 34 57±4Kayma (o) 184 –167 –178 –170 134±171 Deprem Araflt›rma Dairesi; 2 P ve SH dalga flekilleri ters çözümünden elde edilmifltir; 3 Amerikan Jeoloji Kurumu;4 InSAR verilerinin ters çözümünden elde edilen sonuçlar.

(2) 17 A¤ustos 1999 depremi ile 12 Kas›m 1999Düzce depremleri aras›nda meydana gelen Ko-caeli depremi artç› depremlerinin KFS üzerinde-ki ve bu depremin DF üzerinde oluflturdu¤u ge-rilme yükü dolay›s›yla (Utkucu vd., 2003) mey-dana gelen artç› depremlerin b de¤erinin derin-lik boyutunda uzaysal da¤›l›m› bulunmufltur. Buda¤›l›m›n 1999 Düzce depreminin 5 ayl›k artç›depremlerinden KFS ve DF üzerinde derinlikboyutunda hesaplanan b de¤erlerinin uzaysalda¤›l›m› ile karfl›laflt›r›lmas› yap›larak b de¤erle-rinde zaman ortam›nda görülen de¤iflim irdelen-mifltir.

(3) b de¤erlerinde Düzce depremi sonras›ndameydana gelen de¤iflikliklerin daha iyi görülebil-mesi için Kocaeli ve Düzce depremleri aras›ndakalan 87 günde KFS ve DF üzerinde meydanagelen depremler ile Düzce depremi sonras›nda-ki ilk 87 günde (12 Kas›m- 8 fiubat aras›nda)ayn› faylar üzerinde meydana gelen artç› dep-remler için hesaplanm›fl b de¤erlerinin farklar›haritalanm›flt›r.

Wiemer ve Katsumata (1999), 1995 Kobe (Ja-ponya) ve 1994 Northridge (ABD) depremlerininartç›lar›n›n depremsellik sabitlerinin da¤›l›m›n›haritalad›klar› çal›flmalar›nda, da¤›l›m›n odakbelirlemedeki (odak noktas›n›n enlem, boylamve derinli¤indeki) hatalardan fazla etkilenmedi-

¤ini ancak, katalogdaki tamaml›l›¤›n zaman için-deki de¤iflimlerinden etkilendi¤ini görmüfllerdir.Özellikle tamaml›l›k büyüklü¤ü (Mc) ve büyüklüktamaml›l›k aral›¤›nda zaman içinde meydanagelen de¤iflimler ve verinin bafllang›ç zaman›-n›n seçimi, b ve p depremsellik sabitlerinin belir-lenmesinde önemli farklara neden olmaktad›r.Nitekim, Northridge ve Kobe depremleri için ilkbelirlenen artç› deprem odaklar›ndan ve sonra-dan daha az hatal› olarak belirlenen depremodaklar›ndan belirlenen depremsellik sabitleri-nin da¤›l›m haritalar›n›n genel olarak bir benzer-lik gösterdikleri görülmüfltür.

Bu nedenle, çal›flmada kullan›lan verinin ta-maml›l›k büyüklü¤ü ve zaman içindeki de¤iflimibelirlenmifltir. Bu belirleme ifllemi, ilk önce Düz-ce depremi ana floku öncesindeki Kocaeli dep-remi artç› depremleri için yap›lm›flt›r. fiekil3a’dan görüldü¤ü gibi, bu verinin tümü için he-saplanan b= 1.21±0.02 ve tamaml›l›k büyüklü¤üMc=2.6’d›r. Bununla birlikte, Mc’nin zaman için-deki de¤ifliminin gösterildi¤i fiekil 3b’den verininait oldu¤u zaman süreci boyunca tamaml›l›k bü-yüklü¤ünün 2.6 ile 3.1 aras›nda de¤iflti¤i görül-mektedir. Bu nedenle, tamaml›l›k magnitüdününtüm veriden hesapland›¤› gibi, 2.6 al›nmas›özellikle tamaml›l›k büyüklü¤ü de¤erine duyarl›olan artç› deprem azal›m sabiti p’nin yanl›fl he-saplanmas›na neden olacakt›r. Çünkü bu sabit,


fiekil 2. (a) Düzce depremi yüzey k›r›¤›n›n harita görünümü ve (b) yüzey k›r›¤› boyunca Akyüz vd., (2002) taraf›n-dan gözlenen yer de¤ifltirme da¤›l›m› (EGÇ çek-ay›r havzas›n› göstermektedir).

Figure 2. (a) The map view of the surface ruptures of the Düzce earthquake, and (b) slip distribution along the sur-face rupture observed by Akyüz et al., (2002) (EGÇ represents pull-apart basin).

özellikle ana floku izleyen ilk günlerdeki artç›depremlere duyarl›d›r. Tamaml›l›k büyüklü¤üMc nin zamanla de¤iflimi iki flekilde aç›klanabilir:(1) ana floku izleyen günlerde ana flok k›r›lmazonu çevresine sismik alg›lama yetene¤ini art-

t›rmak için mobil istasyonlar kurulmas› ile dahaküçük depremlerin alg›lanabilmesi ve (2) anafloku izleyen ilk günlerde k›r›lma zonu üzerindeani gerilme de¤iflimi ve yüklemeleri meydanagelmektedir. Bu olaylara ba¤l› olarak bir depremf›rt›nas› gibi birbirinin pefli s›ra çok say›da artç›deprem meydana gelmekte ve küçük artç› dep-remlerin sismik dalgalar› göreceli olarak dahabüyük olan artç› depremlerin sismik dalgalar›n›nson kesiminde yer alan sal›n›mlar içinde kaybo-larak belirlenememektedir. Dolay›s›yla artç›deprem etkinli¤inin do¤as›nda yer alan ana floksonras›nda, say›ca h›zla azal›ma ba¤l› olarak,artç› deprem olma s›kl›¤› azalmakta ve gün geç-tikçe daha küçük büyüklü¤e sahip depremlerkaydedilebilmektedir.

Ard›ndan, Düzce depremi artç›lar› için verilerintümünden b de¤eri ve tamaml›l›k büyüklü¤ününzaman içindeki de¤iflimi 250 deprem içeren ka-yan bir zaman penceresi yard›m›yla En BüyükOlas›l›k (EBO) yöntemi kullan›larak hesaplan-m›flt›r. fiekil 4a’da görüldü¤ü gibi, Düzce artç›deprem serisinin ilk 5 ayl›k k›sm›n›n tümü içinhesaplanan tamaml›l›k magnitüdü Mc=2.7 ve bde¤eri b= 1.15±0.03’dür. Ancak, Mc zaman için-de 2.5 ile 3.2 aras›nda de¤iflmektedir (fiekil 4b).

Çal›flmada Düzce depremine ait artç› depremdepremsellik sabitlerinin hesaplanmas› için kul-lan›lacak en küçük büyüklük (Mmin) de¤eri yük-sek tutularak (Mmin=3.2) Mc de¤erinin zamaniçindeki de¤ifliminin neden olaca¤› hatalar ön-lenmeye çal›fl›lm›flt›r. Bu ifllem, bu büyüklü¤ünalt›nda kalan büyüklüklere sahip verinin hesap-larda kullan›lmas›na engel oldu¤undan, hesap-lamalarda kullan›lacak artç› deprem say›s›n›,yani veri say›s›n› azaltmaktad›r. Mc de¤erininzamanla de¤ifliminin hesaplamalara etkisininengellenmesinin bir yolu da, Mmin’nin küçük al›-narak verinin bafllang›ç k›sm›ndaki yeterli say›-daki depremin ç›kar›lmas›, yani veri bafllang›çzaman›n›n (To) ana flok olufl zaman› de¤il de,yeterli say›daki depremi içeren zaman›n (Ty) buzaman eklenerek bafllang›ç zaman›n›nTb=To+Ty al›nmas›d›r (Wiemer ve Katsumata,1999). Örnek olarak fiekil 1’de gösterilen Düzcedepremi artç› depremleri için Tb=To+3gün veMmin=2.7 al›nabilir. Ancak, bu ifllem de verininbafllang›ç k›sm›nda yer alan artç› depremlerinhesaplamalarda kullan›lmas›n› engellemektedir.

EBO yönteminde b de¤eri afla¤›daki ba¤›nt› ileverilir (Aki, 1965).

Utkucu vd. 81

fiekil 3. (a) Kocaeli depreminin 17.08.1999 ile12.11.1999 tarihleri aras›nda meydana ge-len artç› depremlerinin tümü için hesaplananbüyüklük-kümülatif deprem say›s› iliflkisi vebu iliflkiden hesaplanan b de¤eri ve tamam-l›l›k büyüklü¤ü (MC), (b) ayn› dönemdeki art-ç› depremlerden hesaplanan MC’nin zama-na ba¤l› de¤iflimi.

Figure 3. (a) Magnitude-frequency relationship andcompleteness magnitude (MC) estimatedfrom the whole aftershock sequence of theKocaeli earthquake between 17 August1999 and 12 November 1999, (b) variationof the (MC) depending on time for the sameperiod.

(3)

Burada; <m> ortalama büyüklük ve mo ise ince-lenen zaman aral›¤›nda deprem katalogununtamaml›l›k düzeyini gösteren minimum büyük-

-mom

log10e

><b=

lüktür. En düflük büyüklük de¤eri (Mmin), tamam-l›l›k büyüklü¤ü Mc’ye eflit, ya da ondan büyükolarak al›n›r. EBO yöntemi, yapay olarak düflükb de¤erlerine neden olabilen alg›lama efli¤inde-ki art›fllara karfl› daha duyarl› olabilir. Bu çal›fl-mada kullan›lan ZMAP (Wiemer, 2001) paketbilgisayar program› ile EBO yöntemi, ya da enküçük kareler yöntemi ile hesaplanan b de¤erle-ri genel olarak birbirlerine % 10 hata oran› ileuyarlar. p de¤erinin hesaplanmas›nda 2 no.lueflitlik ile verilen Omori kuram›ndan yararlan›l-m›flt›r.

BULGULAR VE TARTIfiMA

Bu çal›flmada 12 Kas›m 1999 Düzce depremiartç›lar›n›n depremsellik sabitlerinin uzay ve za-man da¤›l›m› hem yeryüzünde ve hem de derin-lik boyutunda hesaplanarak belirlenmifltir. Ön-celikle yeryüzeyindeki da¤›l›m belirlenmifltir. Buamaçla 1999 Düzce depreminin 5 ayl›k artç›depremleri yüzeyde haritalanarak kullan›lan pa-ket program›n gere¤i olarak artç› depremlerinyo¤un olarak topland›¤› bölge harita üzerindebir kapal› e¤ri ile çevrilmifltir (fiekil 5a). Bu kapa-l› e¤rinin çevreledi¤i harita alan›, KG ve DB do¤-rultusunda 0.02° ile karelajlanm›flt›r. Ard›ndankarelajlaman›n her dü¤üm noktas› için o nokta-ya en yak›n 300 artç› deprem seçilerek b de¤e-ri ve artç› deprem azal›m sabiti p de¤eri EBOyöntemi kullan›larak hesaplanm›flt›r. fiekil 5b ve5c bu ifllemlerin sonuçlar›n› göstermektedir.

fiekil 5b’ de görüldü¤ü gibi, Düzce depremi k›r›l-ma düzlemi civar›nda artç› depremlerden he-saplanan b de¤eri 0.8 ile 1.6 aras›nda de¤ifl-mektedir. fiekil 5bve 5c‘de beyaz-aç›k gri alan-lar b de¤erinin düflük, siyah-koyu gri alanlar ise,b de¤erinin göreceli olarak yüksek oldu¤u alan-lar› göstermektedir. Wiemer ve Wyss (1997),artç› depremler ç›kar›lm›fl olan deprem katalog-lar›ndan hesaplanan b de¤erinin fay düzlemiüzerindeki pürüz alanlar› içinde göreceli olarakküçük oldu¤unu göstermifllerdir. Gerilme ile bde¤eri aras›ndaki ters iliflki dikkate al›nd›¤›nda,bu normal bir sonuçtur. Fay pürüzleri k›r›lmay›engelleyen fay alanlar› olduklar›ndan, gerilmebirikimine neden olurlar. Bu gerilme birikimi, pü-rüzü oluflturan kaya yüzeyinin dayan›m›n›n afl›l-mas›yla sona erer ve pürüz k›r›larak gerilme bo-flal›r. Bu k›r›lma, ana floka karfl›l›k gelmektedir.Dolay›s›yla pürüz alan› içinde gerilmenin ani bo-flal›m› ile pürüz alan› içinde b de¤eri düfler, an-


fiekil 4. (a) Düzce depremi artç› deprem dizisinin tü-mü için hesaplanan büyüklük-kümülatif dep-rem say›s› iliflkisi ve bu iliflkiden hesaplananb de¤eri ve tamaml›l›k büyüklü¤ü (MC), (b)bu depremin artç› dizisinden hesaplananMC’nin zamana ba¤l› de¤iflimi.

Figure 4. (a) Magnitude-frequency relationship andcompleteness magnitude (MC) estimatedfrom the all aftershock sequence of theDüzce earthquake, (b) variation of the MCdepending on time for the aftershock data ofthe 1999 Düzce earthquake.

cak k›r›lan pürüzün çevresindeki fay alanlar›ndagerilme yüklenmesi meydana gelir (King vd.,1994; Bouchon, 1997). Böylelikle, pürüzü çev-releyen fay alanlar›nda ana flok sonras› b de¤e-ri azal›r. Nitekim Wiemer ve Katsumata (1999),ABD’de meydana gelen 1984 Morgan Hill, 1992Landers ve 1994 Northridge depremleri ile Ja-ponya’daki 1995 Kobe depreminin ard›ndanmeydana gelen artç› depremlerin b ve p dep-remsellik sabitlerinin uzaysal ve zamansal da¤›-l›m›n› inceledikleri çal›flmalar›nda b de¤erininyüksek oldu¤u alanlar›n kayman›n büyük oldu-¤u fay alanlar› ile genel bir uyum içinde oldukla-r›n› görmüfllerdir. Ayn› araflt›rmac›lar, b de¤eri-nin düflük oldu¤u alanlar›n ise pürüzleri çevrele-yen alanlar oldu¤unu görmüfllerdir. fiekil 5b’degörüldü¤ü gibi, Düzce depremi s›ras›nda kay-man›n yüksek oldu¤u (Burgman vd., 2002; Ak-yüz vd., 2002; Ayd›n ve Kalafat 2002; Utkucuvd., 2003) ve deprem oda¤›n›n yer ald›¤› DFüzerinde; yüzeyde hesaplanan b de¤eri yüksekve DF’nin iki ucundan uzaklaflt›kça b de¤eridüflmektedir. Buna göre, Düzce depremi anafloku sonras›nda Hendek fay›, EF ve 4 ay önceKocaeli depremi ile k›r›lan KFS üzerinde geril-me artm›flt›r. fiekil 5c’den görüldü¤ü gibi, anaflok k›r›¤›n›n bafll›ca bölümünü oluflturan DFüzerinde azal›m fazla ve DF’nin iki ucundanuzaklafl›ld›kça artç› deprem azal›m sabiti p gö-receli olarak azalmaktad›r. Benzer sonuçlar, Wi-emer ve Katsumata (1999) taraf›ndan farkl›alanlar için de gözlenmifltir.

Bundan sonraki aflamada Kocaeli ana floku s›-ras›nda k›r›lan KFS ve Düzce depreminde k›r›-lan DF ile bir deprem oluflturup oluflturmayaca-¤› tart›flma konusu olan EF (Akyüz vd., 2002)boyunca b de¤erinin derinlik da¤›l›m› yine Düz-ce depreminin artç›lar› kullan›larak belirlenmeyeçal›fl›lm›flt›r. Düzce depremi ana floku için yap›-lan dalga flekli modellemeleri sonucunda eldeedilen kaynak sabitleri Düzce depremi s›ras›ndak›r›lan fay için yaklafl›k 65o kuzeye do¤ru bir e¤i-me iflaret etmektedir (Çizelge 1) (Tibi vd., 2001;Wright vd., 2001). Kocaeli depremi s›ras›nda k›-r›lan KFS’nin kuzeye do¤ru önemli bir e¤ime sa-hip oldu¤u, InSAR radar interferometri verileriy-le yap›lan bir çal›flmada önerilmektedir (Wrightvd., 2001). Artç› depremlerin fiekil 1’de gösteri-len yüzeydeki da¤›l›m› da, bunu do¤rular nitelik-tedir. Çünkü artç› depremler, bir düzlemden çokgenifl bir kabuk hacmi içinde da¤›lm›fllard›r. Bunedenle, b de¤erinin hesaplanaca¤› derinlik ke-

Utkucu vd. 83

fiekil 5. (a) Düzce depremi artç› dizisinden b ve p de-¤erlerinin uzaysal da¤›l›m›n›n yer yüzeyindeharitalanabilmesi için enlem ve boylam do¤-rultular›nda 0.02º aral›klarla yap›lan karelaja¤›n›, (b) hesaplanan b de¤erlerinin yer yü-zeyindeki da¤›l›m›n› ve (c) hesaplanan artç›deprem azal›m sabiti p de¤erlerinin yer yü-zeyindeki da¤›l›m›n› gösteren haritalar (Ay-r›nt› için metne bak›n›z).

Figure 5. The maps showing (a) gridding that wascarried out at 0.02o intervals along the bothlongitude and latitude directions in order tomap spatial variation of b and p values fromthe 1999 Düzce earthquake aftershock se-quence at the earth surface, (b) spatial dist-ribution of the b values and (c) p aftershockdecay parameters computed from the sequ-ence (See the text for details).

siti an›lan faylar›n do¤rultular› dikkate al›naraktan›mlanm›fl ve kuzeye do¤ru olan e¤imden do-lay› kesitler ad› geçen faylar merkez al›narak 20km genifllikte seçilmifltir. Kesit uzunlu¤u ve de-rinli¤i boyunca 1 km aral›klarla karelajlanm›fl veher dü¤üm noktas› için o dü¤üm noktas›na enyak›n 100 artç› deprem kullan›larak EBO yönte-mi ile belirlenen b de¤eri bu dü¤üm noktas›naatanm›flt›r. fiekil 6a bu ifllemin sonucunu ve busonucun Düzce depremi için Utkucu vd. (2003)taraf›ndan dalga flekli ters çözümü ile belirlenenkayma da¤›l›m› konturlar› ve yüzeyde ölçülenat›m miktarlar› (Akyüz vd., 2002) ile karfl›laflt›r-mas›n› göstermektedir. fiekil 6a’dan görüldü¤ügibi, b 0.65 ile 1.65 aras›nda de¤iflmekte ve ke-sit boyunca b de¤eri oldukça heterojen bir da¤›-l›m sergilemektedir. b’nin yüksek oldu¤u yerler(siyah-koyu gri renkte) Düzce depremi k›r›lmauzan›m›yla kayda de¤er bir uyum sergilemekte-dir. Elde edilen kayma da¤›l›m› modelinde bü-yük pürüz yaklafl›k 5 m’lik yer de¤ifltirme mikta-r›yla Düzce ana flok oda¤›n›n hemen do¤usun-da ve e¤im yukar›s›nda yer almaktad›r. Belirle-nen yüksek b de¤eri bölgesi, bu pürüzün k›r›lmaalan› ile çak›flmaktad›r. Bu durum, Wiemer veKatsumata (1999) taraf›ndan öne sürülen anaflok ile k›r›lan pürüz veya pürüzlerin üzerindeartç› depremler taraf›ndan belirlenen b de¤erle-rinin yüksek oldu¤u tezi ile uyuflmaktad›r. Ayn›araflt›rmac›lar, pürüz çevresindeki alanlarda art-ç› depremlerden belirlenen b de¤erinin göreceliolarak düflük oldu¤unu öne sürmüfllerdir. Düzcedepremi artç› depremlerinden belirlenen b de-¤eri bat›ya do¤ru ve pürüzden uzaklaflt›kçaazalma göstermektedir. Do¤uya do¤ru ise, ilkönce göreceli bir azalma sergilemekte, dahasonra yine büyümekte ve EF üzerinde tekrarazalmaktad›r. Do¤uya do¤ru kaydedilen buazalmadan sonra tekrar yükselmenin olmas›olas›l›kla DF ile EF aras›ndaki bir yap›sal sürek-sizli¤in etkisini göstermektedir. Bu durum, sözkonusu yap›sal süreksizlik boyunca ana flok ön-cesinde gerilme birikiminin oldu¤u ve ana flokile bu gerilmenin boflald›¤› fleklinde yorumlana-bilir. Benzer bir gözlem, Wiemer Katsumata(1999) taraf›ndan ABD’de meydana gelen 1992Landers depremi için de yap›lm›flt›r. Bu sonuç-lar fay zonlar›n›n yap›sal s›n›rlar›n›n, artç› dep-remlerden belirlenen b de¤erinin uzaysal da¤›l›-m›ndan belirlenebilece¤ini veya ek bir kan›t or-taya koyabilece¤ini gündeme getirmektedir.

Düzce depremi kaynak alan› civar›nda derinlikkesiti boyunca b de¤erlerinin da¤›l›m› en küçük

kareler (EKK) yöntemi kullan›larak da hesaplan-m›fl (fiekil 7) ve sonuçlar EBO yöntemiyle he-saplanan da¤›l›mla karfl›laflt›r›lm›flt›r. EKK ilehesaplanan derinlik da¤›l›m›nda b de¤erleri 0.6ile 1.8 aras›nda de¤iflmektedir. Bu de¤er aral›¤›,EBO yöntemi ile hesaplanan de¤er aral›¤›ndanpek farkl› de¤ildir.

b de¤erinin zaman içindeki de¤iflimini görebil-mek için Kocaeli ve Düzce depremleri aras›ndakalan 87 günde KFS ve DF civar›nda meydanagelen Kocaeli depremi artç› depremlerinden ya-rarlan›larak ad› geçen fay segmentleri üzerindeb de¤eri hesaplanm›flt›r (bkz. fiekil 6b). Hesap-lamalar için merkezi KFS ve DF fay segmentle-rinin yüzey uzan›mlar› boyunca uzanan, derinli-¤i artç› depremlerin derinliklerine göre seçilenve yer yüzeyi üzerine izdüflümü 20 km geniflli-¤inde olan bir hacim içine düflen artç› deprem-ler kullan›lm›flt›r (bkz. fiekil 1). Bu hacim, kesituzunlu¤u ve derinli¤i boyunca 1 km aral›klarlakarelajlanm›fl ve her dü¤üm noktas› için o dü-¤üm noktas›na en yak›n 100 artç› deprem kulla-n›larak EBO yöntemi ile belirlenen b de¤eri budü¤üm noktas›na atanm›flt›r. fiekil 6b’den görü-lebilece¤i üzere, KFS’nin s›¤ kesimlerinde Düz-ce ana floku öncesinde b de¤eri 1.2 ile 2.0 ara-s›nda, derin kesimlerinde ise 0.8 ile 1.1 aras›n-da de¤iflmektedir. Bununla birlikte, Düzce dep-remi sonras›nda KFS üzerinde b de¤eri 0.6 ile1.0 aras›nda de¤iflmektedir. Di¤er bir ifadeyle,Düzce ana floku sonras›nda KFS üzerinde b de-¤eri özellikle s›¤ kesimlerde büyük bir azalmasergilemifltir. Bu durum, Düzce depremi k›r›lma-s›n›n KFS’nin üzerinde bir gerilme art›fl›na ne-den oldu¤u fleklinde yorumlanabilir. Benzergözlemler, Coulomb statik gerilme de¤iflimi mo-dellemelerinin yap›ld›¤› çal›flmalarda da eldeedilmifltir (Utkucu vd., 2003). Bu arada Düzcedepreminin oda¤›n›n fiekil 6b’de gösterilen da-¤›l›mda göreceli olarak düflük b de¤eri bölgesiiçinde yer almas› dikkate de¤erdir.

Düzce depremi ana floku öncesi ve sonras›ndaKFS ve DF üzerindeki b de¤erindeki de¤iflimindaha iyi farkedilmesi için bu ana flok öncesinde-ki ve sonras›ndaki 87 gün boyunca meydanagelen Kocaeli ve Düzce artç› depremlerindenhesaplanan b de¤erlerinin fark› al›narak b de¤e-rindeki de¤iflim haritalanm›flt›r (fiekil 6c). fiekil6c’den aç›kça görüldü¤ü gibi, KFS üzerinde bde¤erleri 0-0.3 birim aras›nda de¤iflen bir azal-ma gösterirken, DF üzerinde b de¤erleri 0-0.3


Utkucu vd. 85

fiekil 6. Derinlik boyutunda EBO yöntemi ile hesaplanan b de¤erlerinin uzaysal ve zamana ba¤l› de¤iflimleri: (a)Düzce depremi yüzey k›r›¤› kayma da¤›l›m› ve 5 ayl›k artç›lar›ndan hesaplanan b de¤erlerinin uzay da¤›-l›m›, (b) 17.08-12.11.1999 tarihleri aras›nda kalan ‹zmit depremi artç›lar›ndan hesaplanan b de¤erlerininuzay da¤›l›m›, (c) 1999 Düzce depremi öncesi ve sonras›ndaki 87 günlük artç› deprem serilerinden he-saplanan b de¤erlerinin fark›ndan bulunan “fark-b” de¤erlerinin uzay da¤›l›m› (KFS ve DF üzerinde 1 maral›kla çizilmifl konturlar deprem dalgalar›ndan bulunan s›ras›yla ‹zmit ve Düzce depremleri kayma da-¤›l›mlar›n› göstermektedir).

Figure 6. Spatial and temporal variations of b values calculated in the depth dimension using the maximum like-lihood method: (a) surfical ruptures slip distribution of 1999 Düzce earthquake along with the spatial dis-tibution of b values estimated from the 5-month long aftershock data, (b) spatial distibution of b values es-timated from the ‹zmit earthquake aftershock sequence between 17 August and 12 November 1999, (c)spatial distibution of the differential b values obtained by differeantiating the b values computed from 87-day long aftershock sequences before and after 1999 Düzce earthquake (Contours at 1 m intervals overthe fault surfaces of KFS and DF show seismic waveforms-derived slip distributions of ‹zmit and Düzceearthquakes, respectively).

birim aras›nda de¤iflen bir art›fl sergilemifltir. Di-¤er bir ifadeyle, Düzce depremi sonras›nda KFSüzerinde gerilme artm›fl, DF üzerinde ise azal-m›flt›r. Yükselmenin en fazla oldu¤u bölge Düz-ce depremi pürüzü ile uyuflmaktad›r.

Özellikle KFS ve EF boyunca b de¤erinin düflükolmas› bu fay parçalar› üzerinde 1999 Düzceana floku sonras›nda bir gerilme yüklemesi ol-du¤unu önermektedir (bkz. fiekil 6a). KFS’nin 3ay önceki Kocaeli ana floku ile k›r›ld›¤› dikkateal›n›rsa, EF için sismik tehlikenin Düzce depre-mi sonras›nda artt›¤› söylenebilir. Bu durumaAkyüz vd. (2002) de iflaret etmektedir. 14 Nisan2004 tarihinde bu fay üzerinde meydana gelenMW= 4.3 büyüklü¤ündeki (P›nar, 2004) bir dep-rem ( 40.729 K- 31.629 D, d=5 km) bölgedekayg›ya neden olmufltur (bkz. fiekil 6a). ‹lginçbir flekilde bu deprem, EF ile ilgili hesaplamalar-da elde edilen düflük b de¤erlerinin gözlendi¤ifay alan›n›n üzerinde ve artç› deprem yoklu¤un-dan dolay› b de¤eri hesaplanamayan bölgeninyak›n›nda 5 km derinde odaklanm›flt›r. Artç›depremlerin ve büyük depremler aras›ndakidepremselli¤in genellikle yüksek gerilme birikti-ren fay pürüzlerinin çevresindeki alanlar›ndameydana geldi¤i kabul gören bir olgudur (Men-

doza ve Hartzell, 1988; Oppenheimer vd.,1990). Buna göre, EF üzerinde b de¤erinin dü-flük ve artç› depremlerin göreceli olarak az oldu-¤u fay alan› olas› bir pürüz olarak düflünülebilir.EF’nin KAFZ üzerindeki büyük 1944 Bolu-Gere-de (M=7.4) depreminde k›r›lmam›fl olmas› olas›-l›¤› (Akyüz vd., 2002), bu pürüzün bir depremoluflturma olas›l›¤›n› gündeme getirmektedir.EF’nin büyük mühendislik yap›lar› (Bolu Da¤› vi-yadü¤ü ve tüneli) civar›nda yer al›yor olmas›,böyle bir depremin oluflturaca¤› riski artt›rmak-tad›r. fiekil 6a’ da düflük b de¤eri bölgesi içindeyaklafl›k 5 km yar›çap›nda bir daireyle temsiledilen bu pürüzün üzerinde, Kocaeli depremin-de KFS üzerinde oldu¤u gibi, 1-2 m civar›nda biryer de¤ifltirme olaca¤› varsay›l›rsa, yaklafl›kMW=6.3-6.5 büyüklü¤ünde bir depremin üretil-me potansiyeli söz konusudur. Bununla birlikte,KFS üzerinde de 23.08.2000 de önemli bir dep-rem (Mw=5.3) meydana gelmifltir (bkz. fiekil 6).fiekil 6a’dan görülece¤i üzere deprem, Utkucu(2002) taraf›ndan Kocaeli depremi için KFSüzerinde hesaplanan kayma da¤›l›m›nda kay-man›n olmad›¤› fay alan›nda odaklanm›flt›r.Deprem oda¤› KFS üzerinde Kocaeli depremiartç›lar›ndan hesaplanan b de¤erlerinin düflükoldu¤u ve gerilmenin artt›¤› yerde odaklanm›flt›r


fiekil 7. (a) Düzce depreminin yüzey k›r›¤› kayma da¤›l›m› ve (b) 5 ayl›k artç› deprem verisinden en küçük kareleryöntemi kullan›larak hesaplanan b de¤erlerinin derinlik boyutunda uzaysal da¤›l›m› (E¤rilerin anlamlar›için fiekil 6’n›n alt yaz›s›na bak›n›z).

Figure 7. (a)Surfical ruptures slip distribution of the Düzce earthquke and (b) the spatial distribution of b values inthe depth dimension, estimated from the 5-month long aftershock data using the least square method(See caption of Figure 6 for the meaning of the curves).

(bkz. fiekil 6b). fiekil 6b’de b de¤eri KFS üzerin-de özellikle s›¤ kesimde artm›fl olup, hesapla-nan kayma da¤›l›mda kayman›n oldu¤u bölgey-le de genel bir uyum göstermektedir. Bu göz-lemler, bu çal›flmada yap›ld›¤› gibi, büyük dep-remlerin k›r›lma alanlar› üzerinde hesaplanacakb de¤erleri da¤›l›mlar›n›n gelecekteki depremle-rin meydana gelece¤i yerlerin kestiriminde veyameydana gelece¤i olas› uzay ortam›n›n daralt›l-mas›nda kullan›labilece¤ini göstermektedir.

fiekil 6a’dan gözlemlenen bir di¤er özellik, Düz-ce depreminin en büyük artç› depreminin budeprem için artç› deprem dizisinden belirlenen bde¤eri da¤›l›m›n›n göreceli olarak düflük oldu¤ubölgede yer almas›d›r. Dikkat edilirse; gerekDüzce anaflokunun, gerekse en büyük artç›depremin oda¤› Kocaeli ile Düzce depremleriaras›nda oluflan Kocaeli depremi artç›lar›ndanhesaplanan b de¤eri da¤›l›m›nda düflük b de-¤erleri bölgesi içinde yer almaktad›r (bkz. fiekil6b). Bu flekilden de görüldü¤ü gibi, Düzce dep-remi öncesinde ana flok oda¤› yeri için b= 0.8 veartç› deprem oda¤› yeri için b= 1.1 iken Düzcedepremi sonras›nda söz konusu odak yerlerin-de b de¤eri s›ras›yla 1.4 ve 1.0 olarak de¤iflmifl-tir (bkz. fiekil 6a). Di¤er bir ifadeyle, artç› dep-rem oda¤› civar›nda gerilme, ana flok k›r›lmas›sonras›nda küçük bir art›fl göstermifltir. Artç›deprem oda¤›n›n Utkucu vd. (2003) taraf›ndanbulunan kayma da¤›l›m›nda 6 m’ye yaklaflankaymaya sahip ana pürüzün kenar›nda bir yer-de yer almas› bu görüflü desteklemektedir. Budurum, büyük bir deprem sonras›nda yeteri sa-y›da artç› depremden hesaplanacak b de¤erida¤›l›m›ndan büyük artç› depremlerin veya son-raki bir ana flokun (Kocaeli ve Düzce depremle-ri aras›ndaki iliflkide oldu¤u gibi) olas› yerlerihakk›nda sa¤l›kl› yorumlara olanak sa¤layabile-ce¤ini düflündürmektedir. Düzce depremi son-ras›nda ilk bir hafta içinde yaklafl›k 750 artç›deprem meydana gelmifltir (Çetin, 2004). Bu sa-y›, böyle bir analiz için yeterlidir. Ayr›ca, kurula-cak iyi bir istasyon a¤›yla tamaml›l›k büyüklü¤üMc=2’ye ve hatta daha afla¤›ya indirilebilir (bkz.fiekil 4b). Düzce depremini izleyen günlerdeMc’nin 2.7 ile 3.2 aras›nda de¤iflti¤i düflünülür-se, Mc’nin 2’ye inmesiyle ilk hafta içinde 750olarak kaydedilen deprem say›s› olas›l›kla busay›y› katlayacakt›r. Yap›lan çal›flmalar, ilk bir-kaç günlük artç› depremlerden bulunacak bir bde¤eri uzaysal da¤›l›m›n›n gözlem zaman›n›n,di¤er bir ifadeyle veri uzunlu¤u artt›kça de¤ifl-

medi¤ini göstermifltir (Wiemer ve Katsumata,1999). Ancak, ilk birkaç günlük artç› depremle-rin çok h›zl› ve yeterince az bir hata ile odak bil-gilerinin hesaplanmas› gerekmektedir. Art›k kü-resel olarak uygulama alanlar› bulan gerçek-za-man sismoloji kapsam›ndaki sismik istasyon a¤-lar› ile depremlerin odak yerlerinin yan› s›ra,kuvvetli yer hareketi ve fliddet-hasar da¤›l›m ha-ritalar›, kaynak mekanizmalar› ve sonlu-fay k›r›l-ma uzunluklar› gerçek-zamanda veya gerçek-zaman yak›n›nda otomatik bulunabilmektedir(Gee vd., 1996; Kanamori vd., 1997; Kinoshita,1998; Dreger ve Kaverina, 2000; Wu vd., 2000;Utkucu ve Alptekin, 2001). Kuzey Kaliforni-ya’daki REDI, Güney Kaliforniya’daki TriNet,Tayvan’daki RTD ve Japonya’daki K-Net ger-çek-zaman sismolojik bilgi a¤lar›, bunlara örnekolarak verilebilir. Bu çal›flmada kullan›lan yön-tem de gerçek-zaman sismoloji a¤lar›ndan eldeedilen verilere otomatik olarak uygulanabilir ha-le getirilerek bu tür sistemler içine dahil edilebi-lir. Bu konu, Wiemer ve Katsumata (1999) tara-f›ndan da gündeme getirilmifltir. Artç› depremle-rin ço¤u kez ana depremden daha çok korku,karmafla ve pani¤e yol açt›¤› düflünülürse bu türde bir çal›flman›n önemi anlafl›labilir.

SONUÇLAR

Bu çal›flmada 12 Kas›m 1999 Düzce depremi-nin yerleri KRDAE taraf›ndan belirlenen ve anafloktan sonraki 5 ay içinde meydana gelen artç›deprem dizisi kullan›larak depremi üreten DF vebitifli¤indeki KFS ve EF boyunca yüzeyde vederinlik boyutunda hesaplanan b de¤erleri ileartç› deprem azal›m sabiti p’nin uzaysal ve za-mansal de¤iflimleri incelenmifltir. Yap›lan he-saplamalar sonucunda, DF üzerinde önceki ça-l›flmalarda belirlenmifl olan pürüz boyunca b vep de¤erlerinin yüksek (b=1.2-1.5 ve p=1-1.3),KFS ve EF üzerinde ise düflük (s›ras›yla, b=0.8-1.0, p=0.7-0.8 ve b=1.1-1.2, p=1.1) oldu¤u gö-rülmüfltür. Kocaeli ve ile Düzce depremleri ara-s›nda kalan zaman diliminde KFS ve DF üzerin-de Kocaeli artç› depremlerinden hesaplanan bde¤erlerinin özellikle DF üzerinde artt›¤› görül-müfltür. Bu sonuçlar, Düzce depreminin DFüzerinde birikmifl gerilmeyi boflaltt›¤› ve DF’nink›r›lmas›n›n bitifli¤indeki KFS ve EF üzerindegerilme oluflturdu¤u fleklinde yorumlanm›flt›r.Bununla birlikte, 1999 Düzce depremini olufltu-ran DF üzerinde de ana flok sonras›nda yerelolarak b de¤erinin azald›¤› veya de¤iflmedi¤i k›-

Utkucu vd. 87

s›mlar da belirlenmifltir. Bu deprem sonras›ndameydana gelen en büyük artç› depreminin oda-¤› da böyle bir k›s›mda yer almaktad›r. Ayr›ca, bde¤erinin göreceli olarak düflük oldu¤u EF üze-rinde 14.04.2004 tarihinde Mw=4.3 büyüklü¤ün-de bir depremin meydana geldi¤i de dikkateal›nd›¤›nda, bu çal›flmada kullan›lan yönteminbir büyük deprem sonras›nda artç› depremlerinve gelecekteki büyük depremlerin olas› yerlerihakk›nda önemli ipuçlar› verebilece¤i ve yap›salhasarlar› azaltmak için yararl› olabilece¤i düflü-nülebilir.

KATKI BEL‹RTME

Yazarlar, çal›flmada yararlan›lan bilgisayarprogram›n›n kullan›m›yla ilgili katk›da bulunanbulunan Dr. Ali Osman Öncel’e (Active FaultResearch Center, Geological Survey of Japan,Tsukuba, Japonya) ve Yüksek Mühendis Ser-kan Öztürk’e (Karadeniz Teknik Üniversitesi,Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühendisli¤i Bö-lümü) ve çal›flmada kullan›lan verinin haz›rlan-mas›nda yard›mlar›n› gördükleri Yüksek Mü-hendis Mehmet Y›lmazer’e (Kandilli Rasathane-si ve Deprem Araflt›rma Enstitüsü) içten teflek-kürlerini sunarlar.

KAYNAKLAR

Aki, K., 1965. Maximum likelihood estimate of b in theformula logN= a-bM and its confidence li-mits. Bulletin of Earthquake Research Ins-titute of Tokyo University, 43, 237-239.

Akyüz, H. S., Hartleb, R., Barka, A., Altunel, E., Su-nall, G., Meyer, B., and Armijo, R., 2002.Surface rupture and slip distribution of the12 November 1999 Düzce earthquake (M7.1), North Anatolian Fault, Bolu, Turkey.Bulletin of Seismological Society of Ameri-ca, 92(1), 61-66.

Amelung, F., and King, G., 1997. Earthquake scalinglaws for creeping and non-creeping faults.Geophysical Research Letters, 24, 507-510.

Ayd›n, A., and Kalafat, D., 2002. Surface ruptures ofthe 17 August and 12 November 1999 ‹z-mit and Düzce earthquakes in Northwes-tern Anatolia, Turkey: Their tectonic andkinematic significance and the associateddamage. Bulletin of Seismological Societyof America, 92 (1), 95-106.

Barka, A., 1996. Slip distribution along the North Ana-tolian Fault associated with large earthqu-akes of the Period 1939 to 1967. Bulletin

of Seismological Society of America, 86,1238-1254.

Barka, A., and Kadinsky-Cade, K., 1988. Strike-slipfault geometry in Turkey and its influenceon earthquake activity. Tectonics, 7, 663-684.

Barka, A., Akyüz, H. S., Altunel, E, Sunal, G., Çak›r,Z., Dikbafl, A., Yerli, B., Armijo, R., Meyer,B., Chabalier, J. B., Rockwell, T., Dolan, J.R., Hartleb, R., Dawson, T., Christoffer-son, S., Tucker, A., Furnal, T., Landridge,R., Stenner, H., Lettis, W., Bachhuber, J.,and Page, W., 2002. The surface ruptureand slip distribution of the 17 August 1999‹zmit earthquake (M 7.4), North AnatolianFault. Bulletin of Seismological Society ofAmerica, 92, 43-60.

Bouchon, M., 1997. The state of stress on some fa-ults of the San Andreas system as inferredfrom near-field strong-motion data. Bulle-tin of Seismological Society of America,102, 11731-11744.

Burgmann, R., Ayhan, M. E., Fielding, E. J., Wright,T. J., McClusky, S., Aktu¤, B., Demir, C.,Lenk, O., and Türkezer, A., 2002. Defor-mation during the 12 November 1999 Düz-ce, Turkey, Earthquake, from GPS and in-sar data. Bulletin of Seismological Societyof America, 92 (1), 161-171.

Çetin, C., 2004. Marmara Bölgesi’nde artç› deprem-lerin istatistiksel analizi. Yüksek LisansTezi, ‹stanbul Üniversitesi, Jeofizik Mü-hendisli¤i Bölümü, 93 s (yay›mlanmam›fl).

Davis, S. D., and Frohlich, C., 1991. Single-link clus-ter analysis of earthquake aftershocks:Decay laws and regional variations. Jour-nal of Geophysical Research, 96, 6335-6350.

Drakatos, G., and Latoussakis, J., 2001. A catalog ofaftershock sequences in Greece (1971-1997): Their spatial and temporal charac-teristics. Journal of Seismology 5, 137-145.

Dreger, D., and Kaverina, A., 2000. Seismic remotesensing for the earthquake source pro-cess and near-source strong shaking: Acase study of the October 16, 1999, Hec-tor Mine earthquake. Geophysical Rese-arch Letters, 27, 1941-1944.

Enescu, B., and Ito, K., 2002. Spatial analysis of thefrequency distribution and decay rate ofaftershock activity of the 2000 WesternTottori earthquake. Earth Planets Space,54, 847-859.

Frohlich, C., and Davis, S., 1993. Teleseismic b valu-es: or, much ado about 1.0. Journal of Ge-ophysical Research, 98, 631-644.

Gee, L.S., Neuhauser, D.S., Dreger, D.S., Pasyanos,M.E., Uhrhammer, R.A., and Ramano-wicz, B., 1996. Real-time seismology atUC Berkeley: The rapid earthquake data


integration system. Bulletin of Seismologi-cal Society of America, 86, 936-945.

Guo, Z., and Ogata, Y., 1997. Statistical relations bet-ween the parameters of aftershocks in ti-me, space and magnitude. Journal of Ge-ophysical Research, 102(B2), 2857-2873.

Gupta, H. K., 2002. A review of recent studies of trig-gered earthquakes by artificial water re-servoirs with special emphasis on earth-quakes in Koyna, India. Earth-Science Re-views, 58, 279-310.

Gutenbeg, R., and Richter, C. F., 1954. Earthquakemagnitude, intensity, enegy and accelera-tion. Bulletin of Seismological Society ofAmerica, 32, 163-191.

Hartleb, R. D., Dolan, J. F., Akyüz, H. S., Dawson, T.E., Tucker, A. Z., Yerli, B., Rockwell, T.K.,Toraman, E., Çak›r, Z., Dikbafl, A., and Al-tunel, E. 2002. Surface rupture and slipdistribution along the Karadere segment ofthe 12 November 1999 Düzce, Turkey,earthquakes. Bulletin of Seismological So-ciety of America, 92, 67-78.

Hartzell, S., 1989. Comparison of seismic waveforminversion results for the rupture history ofa finite fault: Application to the 1986 NorthPalm Springs, California, earthquake. Jo-urnal of Geophysical Research, 94, 7515-7534.

Hartzell, S., and Langer, C., 1993. Importance of mo-del parametrization in finite fault inversi-ons: Application to the 1974 Mw8.0 PeruEarthquake. Journal of Geophysical Rese-arch, 98, 22123-22134.

Hartzell, S. H., Stewart, G. S., and Mendoza, C.,1991. Comparison of L1 and L2 norms in ateleseismic waveform inversion for the sliphistory of the Loma Prieta, California,earthquake. Bulletin of Seismological So-ciety of America, 81, 1518-1539.

Hubert-Ferrari, A., Barka, A., Jacques, E., Nalbant,S. S., Meyer, B., Armijo, R., Topponnier,P., and King, G. C. P., 2000. Seismic ha-zard in the Marmara Sea region followingthe 17 August 1999 ‹zmit earthquake. Na-ture, 404, 269-273.

Ishimoto, M., and Iida K., 1939. Observations ofearthquakes registered with the microseis-mograph constructed recently. Bulletin ofEarthquake Research Institute, Univiver-sity of Tokyo, 17, 443-478.

Kalafat, D., Öz, G., Özel, N., Kara, M., Ö¤ütçü, Z.,Horasan, G., Püskülcü, S., K›l›ç, K., Gün-gör, A., ‹nce, fi., Görgün, E., P›nar, A., Ka-fadar, N., Y›lmazer, M., Kekoval›, K., Kö-seo¤lu, A., Çomo¤lu, M., Günefl, Y. ve Su-varikli, M., 2001. 17 A¤ustos 1999 ‹zmit,12 Kas›m 1999 Düzce Deprem Etkinlikleri,Bo¤aziçi Üniversitesi Yay›nlar› No: 702,373 s.

Kanamori, H., Hauksson, E., and Heaton, T., 1997.Real-time seismology and earthquake ha-zard mitigation. Nature, 390, 461-464.

King, G.C.P., Stein, R. S., and Lin, J., 1994. Staticstress changes and triggering of earthqu-akes. Bulletin of Seismological Society ofAmerica, 84, 935-953.

Kinoshita, S., 1998. Kyoshin net (K-Net). Seismoligi-cal Research Letters, 69, 309-332.

Kisslinger, C., 1996. Aftershocks and fault-zone pro-perties. Advance in Geophysics, 38, 1-36.

Kisslinger, C., and Jones, L. M., 1991. Properties ofaftershock sequences in Southern Califor-nia. Journal of Geological Research, 96,11947-11958.

Lachernbruch, A. H., Sass, J. H., and Galanis, S. P.JR., 1985. Heat flow in Southernmost Ca-lifornia and the orijin of the Salton Trough.Journal of Geophysical Research, 90,6709-6736.

Marcellini, A., 1997. Physical model of aftershocktemporal behavior. Tectonophysics, 277,137- 146.

Mendoza, C., 1993. Coseismic slip of two large Me-xican earthquakes from teleseismic bodywaveforms: Implications for asperity inte-raction in the Michoacan plate boundarysegment. Journal of Geophysical Rese-arch, 93, 8197-8210.

Mendoza, C., 1996. Rapid derivation of rupture his-tory for large earthquakes. SeismologicalResearch Letters, 67, 19 -26.

Mendoza, C., and Hartzell, S., 1988. Aftershock pat-terns and mainshock faulting. Bulletin ofSeismological Society of America, 78,1438- 1449.

Mikumo, T., Miyatake, T., and Santoyo, M., 1998.Dynamic rupture of asperities and stresschange during a sequence of large interp-late earthquakes in the Mexican subducti-on Zone. Bulletin of Seismological Societyof America, 88, 686-702.

Mogi, K., 1962. Study of the elastic shocks caused bythe fructure of heterogeneous materialsand its relation to the earthquake pheno-mena. Bulletin of Earthquake ResearchInstitute, University of Tokyo, 40, 125-173.

Mogi, K., 1967. Regional variation of aftershock acti-vity. Bulletin of Earthquake Research Ins-titute University of Tokyo, 46, 175-203.

Olsson, R., 1999. An estimation of the maximum bvalue in the Gutenberg-Richter relation.Geodynamics, 27, 547-552.

Omori, F., 1894. Investigation of aftershocks. Reportof Imperial Earthquake Investigation Com-mittee, 2, 103-139.

Oppenheimer, D.H., Bakun, W.H., and Lindh, A.G.,1990. Slip partitioning of the Calveras fa-

Utkucu vd. 89

ult, California, and prospects for futureearthquakes. Journal of Geophysical Re-search, 95, 8483-8498.

Öncel, A.O., and Wyss, M., 2000. The major asperi-ties of the1999 Mw= 7.4 Izmit earthquakedefined by the microseismicity of the twodecades before it. Geophysical Journal In-ternational, 143, 501-506.

P›nar, A., 2004. Kiflisel görüflme. ‹stanbul Üniversite-si, Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühen-disli¤i Bölümü, ‹stanbul.

Scholz, C. H., 1968. The frequency-magnitude relati-on of microfracturing in rock and its relati-on to earthquakes. Bulletin of Seismologi-cal Soceity of America, 58, 399-415.

Sobiesiak, M., 2000. Fault plane structure of the An-tofagasta, Chile earthquake of 1995. Ge-ophysical Research Letters, 27, 577-600.

Taymaz, T., 2000. Marmara bölgesinin sismotektoni-¤i: 1999 Gölcük-Sapanca-Düzce deprem-lerinin kaynak mekanizmas› çözümleri.Bat› Anadolunun Depremselli¤i Sempoz-yumu 2000, Bildiriler Kitab›, 209-219.

Tibi, R., Bock, G., Xia, Y., Baumbach, M., Grosser, Ii.Milkereit, C., Karakisa, S., Zünbül, S.,Kind, R., and Zschau, J., 2001. Ruptureprocess of the August 17 ‹zmit and No-vember 12, 1999 Düzce (Turkey) earthqu-akes. Geophysical Journal International,144, F1-F7.

Toda, S., and Stein, R.S., 2000. Did stress triggeringcause the off-fault aftershocks of the 25March 1998 Mw= 8.1 Antarctic Plate earth-qauke. Geophysical Research Letters, 27,2301-2304.

Tsapanos, T. M., 1992. Considerations on the globalseismic sequences: The second and thethird largest aftershocks. Geophsical Jour-nal International, 111, 630-636.

Tsapanos, T., 1995. The temporal distribution of af-tershock sequences in the subduction zo-nes of the Pasific. Geophysical Journal In-ternational, 123, 633-636.

Urbancic, T. I., Trifu, C. I., Long, J. M., and Toung, R.P., 1992. Space-time correlations of b va-lue with stress release. Pure and AppliedGeophysics, 139, 449-462.

Utkucu, M., 2002. Anadolu depremlerinde k›r›lma sü-recinin sonlu-fay modelleriyle incelenmesi.Doktora Tezi, ‹stanbul Üniversitesi, FenBilimleri Enstitüsü, 138 s (yay›mlanma-m›fl).

Utkucu, M. ve Alptekin, Ö., 2001. Gerçek- zaman sis-molojisi, dünyadaki geliflimi ve Türkiye’deuygulanabilirli¤i. ‹stanbul Üniversitesi Mü-hendislik Fakültesi Yerbilimleri Dergisi,15(13), 139-152.

Utkucu, M., Nalbant, S., Mcclusky, J., Steacy, S., andAlptekin, Ö., 2003. Slip distribution andstress changes associated with the 1999November 12, Düzce (Turkey) earthquake(Mw=7.1). Geophysical Journal Internati-onal, 153, 229-241.

Utsu, T., 1961. A statistical study on the occurrenceof aftershocks. Geophysical Magazine, 30,521- 603.

Utsu, T., Ogata, Y., and Matsuura, R.S., 1995. Thecentenary of the Omori’s formula for a de-cay law of aftershock activity. Journal ofPhysics of the Earth., 43, 1-33.

Wald, D.J., 1992. Strong-motion and broadband tele-seismic analysis of the 1991 Sierra Madre,California, earthquake. Journal Geophysi-cal Research, 97, 11033-11046.

Wald, D. J., and Somerville, P. G., 1995. Variable-sliprupture model of the great 1923 Kanto, Ja-pan, earthquake: Geodetic and body-wa-veform analysis. Bulletin of SeismologicalSoceity of America, 85, 159-177.

Warren, N. W., and Latham, G.V., 1970. An experi-mental study of thermally induced microf-racturing and its relation to volcanic seis-micity. Journal of Geophysical Research,75, 4455-4464.

Wiemer, S., 2001. A software package to analyze se-ismicity: ZMAP. Seismological ResearchLetter, 72(2), 374-383.

Wiemer, S., and Mcnutt, S., 1997. Variations in frequ-ency-magnitude distribution with depth intwo volcanic areas: Mount St. Helens,Washington, and Mt. Spurr, Alaska. Ge-ophysical Research Letters, 24, 189-192.

Wiemer, S., and Wyss, M., 1997. Mapping the frequ-ency-magnitude distribution in asperities:an improved technique to calculate recur-rence times? Journal of Geophysical Re-search, 102, 15115-15128.

Wiemer, S., and Katsumata, K., 1999. Spatial variabi-lity of seismicity parameters in aftershockzones. Journal of Geophysical Research,104, 13135-13151.

Wiemer, S., Mcnutt, S. R., and M. Wyss, 1998. Tem-poral and three-dimensional spatial analy-sis of the frequency-magnitude distributionnear Long Valley Caldera, California. Ge-ophysical Journal International, 134, 409-421.

Wright, T., Fielding, E., and Parsons, B., 2001. Trig-gered slip: observations of the 17 August1999 ‹zmit (Turkey) earthquake using ra-dar interferometry. Geophysical ResearchLetters, 28, 1079-1082.


Wu, Y. M., Lee, W. H.K., Chen, C. C., Shin, T.C.,Teng, T.L., and Tsai, Y.B., 2000. Perfor-mance of the Taiwan rapid earthquake re-lease system (RTD) during the 1999 Chi-Chi (Taiwan) earthquake. SeismologicalResearch Letters, 71, 338-343.

Wyss, M., Shimazaki, K., and Wiemer, S., 1997.Mapping active magma chambers by b va-

lue beneath Off-Izu volcano, Japan. Jour-nal of Geophysical Research, 102, 20413-20433.

Zünbül, S., Karak›sa, S., Üretürk, N., Altin, N. ve Tür-ko¤lu, M., 2001. 12 Kas›m 1999 Düzcedepremi (Mw=7.2) Sabonet artç› depremçal›flmalar›. Jeofizik Bülteni, 38, 82-85.

Utkucu vd. 91

Geochemistry of the Esence granitoid (Göksun-Kahramanmaraﬂ), SE …1)/Yerbilimleri... ·...

Documents

Transcript of Geochemistry of the Esence granitoid (Göksun-Kahramanmaraﬂ), SE …1)/Yerbilimleri... ·...