FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ şistin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü (04 E 711A) .37 Şekil 5.20. Yoncayolu formasyonu şist üyesi ile

ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ

FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

YÜKSEK LİSANS TEZİ

Metin BEYAZPİRİNÇ

KEYPEZ-NİŞANIT-DOMUZDERE-KİTİZ (AFŞİN-KAHRAMANMARAŞ)

DOLAYININ JEOLOJİSİ

JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANA BİLİM DALI

ADANA, 2005







JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANA BİLİM DALI

Bu tez …/…/... tarihinde aşağıdaki jüri üyeleri tarafından Oybirliği/Oyçokluğu ile

kabul edilmiştir.

İmza İmza İmza

Prof.Dr.Cavit DEMİRKOL Prof.Dr.U.Can ÜNLÜGENÇ Yrd.Doç.Dr.Alican KOP

DANIŞMAN ÜYE ÜYE

Bu tez Enstitümüz Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalında hazırlanmıştır.

Kod No: Prof.Dr. Aziz ERTUNÇ

Enstitü Müdürü

Bu çalışma Çukurova Üniversitesi Araştırma Projeleri Birimi tarafından

desteklenmiştir.

Proje No: MMF2005YL10 Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirilerin, çizelge, şekil ve fotoğrafların kaynak gösterilmeden kullanımı 5846 sayılı Fikir ve sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere tabidir.

I

ÖZ







JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI

Danışman: Prof. Dr. Cavit DEMİRKOL

Yıl: 2006 Sayfa: 79

Jüri: Prof. Dr. Cavit DEMİRKOL

Prof. Dr. Ulvi Can ÜNLÜGENÇ

Yrd. Doç. Dr. Alican KOP

İnceleme alanı; Afşin İlçesi (Kahramanmaraş) yakın batısında, Keypez-Nişanıt-

Domuzdere-Kitiz köyleri arasında kalan alanı kapsamaktadır. İnceleme alanında allokton ve

otokton konumlu kaya türü toplulukları yer almaktadır. Allokton birimler; Geç Maastrihtiyen

öncesinde bölgeye nap şeklinde yerleşmiş olan Göksun ofiyoliti, Binboğa metamorfitleri ve

Esence granitoyidleridir. Otokton birimler ise; Maastrihtiyen-(?) Paleosen yaşlı Harami

formasyonu, Geç Paleosen-Geç Eosen yaşlı Seske formasyonu, (?) Geç Miyosen-Pliyosen

yaşlı Ahmetçik formasyonu ile Kuvaterner örtü birimleridir. Tüm bu kaya türü toplulukları

ayrıntılı şekilde çalışılarak jeolojik özellikleri ortaya konmuş; Seske formasyonu ile

Yoncayolu formasyonu üye düzeyinde ayırt edilmiş ve inceleme alanının 1/25.000 ölçekli

ayrıntılı jeolojik haritası yapılmıştır.

Anahtar Kelimeler: Allokton, Otokton, Göksun ofiyoliti, Binboğa metamorfitleri, Seske

formasyonu.

II

ABSTRACT

MSc. THESIS

GEOLOGY OF KEYPEZ-NİŞANIT-DOMUZDERE-KİTİZ AREA

(AFŞİN-KAHRAMANMARAŞ)


DEPARTMENT OF GEOLOGY

INSTITUTE OF NATURAL AND APPLİED SCIENCES

UNIVERSITY OF ÇUKUROVA

Supervisor: Prof. Dr. Cavit DEMİRKOL

Year: 2006 Pages: 79

Jury: Prof. Dr. Cavit DEMİRKOL

Prof. Dr. Ulvi Can ÜNLÜGENÇ

Assist Prof. Dr. Alican KOP

The investigated area is located to the near west of Afşin town (Kahramanmaraş), in

the area among Keypez-Nişanıt-Domuzdere-Kitiz villages. In the investigated area,

allochthonous and autochthonous rock type assemblages are cropped out. The allochthonous

units are Göksun ophiolite, Binboğa metamorphics and Esence granitoides which emplaced

in the region during pre-late Maastrichtian as nappes. The autochthonous units are

Maastrichtian-Paleocene age Harami formation, Late Paleocene-Late Eocene age Seske

formation, (?) Late Miocene-Pliocene age Ahmetçik formation and Quaternary cover units.

İn this study, geological properties of these all rock type assemblages were studied in detail;

the Seske and Yoncayolu formations were subdivided into members and detailed geological

map of investigated area has been prepared with the scale of 1/25.000.

Key words: Allocthonous units, Autocthonous units, Göksun ophiolite, Binboğa

metamorphics, Seske formation

III

TEŞEKKÜR

Bu çalışmanın hazırlama, uygulama ve yazım aşamasında büyük katkıları

olan, bilimsel katkı ve eleştirileri ile tezime yön veren danışman hocam, Çukurova

Üniversitesi Mühendislik-Mimarlık Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümü öğretim

üyesi Prof. Dr. Cavit DEMİRKOL’a, değerli katkılarından ötürü Çukurova

Üniversitesi Mühendislik Mimarlık Fakültesi Jeoloji Bölümü öğretim üyeleri Prof.

Dr. Ulvi Can ÜNLÜGENÇ ve Doç Dr. Osman PARLAK’a, Kahramanmaraş Sütçü

İmam Üniversitesi Müh Fak. Jeoloji Müh. Bölümü öğretim üyesi Yrd. Doç. Dr.

Alican KOP’a, tezin her aşamasındaki katkılarından ötürü Doğu Toroslar’ın

Jeodinamik Evrimi Projesi (Güney Kesimi) nin proje başkanı Dr. Yavuz BEDİ’ye,

Dr. Halil YUSUFOĞLU ile proje ekibinden Jeo. Yük. Müh. Doğan USTA, Jeo. Müh

Mustafa Kemal ÖZKAN, Jeo. Yük. Müh. Hasan YILDIZ ile tüm proje ekibine,

petrografik tanımlamaları yapan Jeo. Yük. Müh. Nurhan DEMİRSU ile Jeo. Yük.

Müh. Özgül AFŞİN’e, paleontolojik tayinleri yapan Dr. Şükrü ACAR, Dr. Erkan

EKMEKÇİ, Jeo. Yük. Müh. Birkan ALAN, Jeo Yük. Müh. Özdeyiş ÇAKIRSOY ve

Jeo. Yük. Müh. D. Gülnur SAYDAM’a teşekkür ederim.

IV

İÇİNDEKİLER SAYFA

ÖZ.…………………………………………………………………………………….I

ABSTRACT………………………………………………………………………….II

TEŞEKKÜR…………………………………………………………………………III

İÇİNDEKİLER...……………………………………………………………………IV

ŞEKİLLER DİZİNİ…………………………………………………………………VI

1.GİRİŞ……………………………………………………….....................................1

2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR………………………………………………………....4

3. MATERYAL VE METOD………………………………………………………...8

3.1. Arazi Öncesi Büro Çalışmaları………………………………………………..8

3.2. Arazi Çalışmaları……………………………………………………………...8

3.3. Değerlendirme ve Tez Yazım Çalışmaları…………………………………….8

4.BÖLGESEL JEODİNAMİK EVRİM……………………………………………....9

5.ARAŞTIRMA BULGULARI……………………………………………………..11

5.1. Stratigrafi……………………………………………………………………...11

5.1.1. Allokton Birimler…………………………………………………………...13

5.1.1.1. Göksun Ofiyoliti (Mzg)…………………………………………………. .13

5.1.1.2. Binboğa Metamorfitleri…………………………………………………. .27

5.1.1.2.(1). Yoncayolu Formasyonu (Pzy)…………………………………….. ..28

5.1.1.2.(1).(a). Şist Üyesi (Pzyş)…………………………………………….....31

5.1.1.2.(1).(b). Mermer Üyesi (Pzym)…………………………………………36

5.1.1.2.(2). Kayaköy Dolomiti (TrJKk)……………………………………….....39

5.1.1.2.(3). Karaböğürtlen Formasyonu (Kka)…………………………………..42

5.1.1.3. Esence Granitoyidleri (Ke)………………………………………………..49

5.1.2. Otokton Birimler…………………………………………………………….54

5.1.2.1. Harami Formasyonu (Kh)…………………………………………………54

5.1.2.2. Seske Formasyonu (Ts)…………………………………………………...56

5.1.2.2.(1). Göllüpınar Yayla Üyesi (Tsg)……………………………………….57

5.1.2.2.(2). Köroğlu Tepe Üyesi (Tsk)……………………………………….......59

5.1.2.3. Ahmetçik Formasyonu (Tah)………………………………………….......64

V

5.1.2.4. Kuvaterner Çökelleri……………………………………………………..67

5.1.2.4.(1). Alüvyon (Qal)……………………………………………………...67

5.1.2.4.(2). Yamaç Molozu (Qym)……………………………………….. …...67

5.2. Yapısal Jeolojisi………………………………………………………………67

5.2.1. Kıvrımlar………………………………………………………………….68

5.2.2. Faylar………………………………………………………………...........69

5.2.3. Uyumsuzluklar……………………………………………………………70

6.SONUÇLAR VE ÖNERİLER…………………………………………….............71

KAYNAKLAR………………………………………………………………. …….73

ÖZGEÇMİŞ…………………………………………………………………………79

EK

VI

ŞEKİLLER DİZİNİ SAYFA

Şekil 1.1. İnceleme alanının yer bulduru haritası…………………………………….2

Şekil l.2. Doğu Toroslar’daki tektono-stratigrafi birimlerinin inceleme alanı ve

çevresindeki yayılımı………………………………………………………3

Şekil 5.1. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafi kesiti………………………12

Şekil 5.2. Göksun ofiyolitinin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti…………………….14

Şekil 5.3. Tabakalı (bantlı) gabronun arazi görünümü……………………………...15

Şekil 5.4. Olivin gabronun tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 717A)………………………………………………………………16

Şekil 5.5. Troktolitin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 717 D)……………………………………………………………...17

Şekil 5.6. Yazıköy kuzeyinde yer alan izotrop gabroların enine kesiti ile skeç

kesiti………………………………………………………………...........19

Şekil 5.7. Çok iri boyutlarda kristallenmiş, faneritik dokulu gabrolardan

görünüm………………………………………………………………….19

Şekil 5.8. Holokristalen tanesel dokulu gabronun tek nikol ve çift nikoldeki

ince kesit görünümü (04 E 738 A)……………………………………….20

Şekil 5.9. Mikrogabronun tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 740)………………………………………………………………...21

Şekil 5.10. Yazıköy-Deveboynu arasında yüzeyleyen gabroların enine kesiti

ile skeç kesiti……………………………………………………………22

Şekil 5.11. Metameladiyoritin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 743 C)……………………………………………………………..23

Şekil 5.12. İzotrop gabroları kesen granit porfirlerin tek nikol ve çift nikoldeki

ince kesit görünümü (04 E 746 A)………………………………………24

Şekil 5.13. Levha dayklar ile bunları kesen izole diyabaz daykları ve tümünü

kesen aplitlerden görünüm (Tülüce Tepe)……………………………...26

Şekil 5.14. Göksun ofiyolitine ait izotrop gabrolar ile Binboğa metamorfitlerine

ait mermerlerin tektonik dokanağı………………………………………27

Şekil 5.15. Binboğa metamorfitlerinin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti…………...29

VII

Şekil 5.16. Yoncayolu formasyonu ölçülü stratigrafi kesiti (Yazıköy- Keypez

arası)…………………………………………………………………….30

Şekil 5.17. Gnaysın tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 711İ)……………………………………………………………….34

Şekil 5.18. Kuvars şistin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 711D)……………………………………………………………...35

Şekil 5.19. Aktinolit şistin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 711A)…………………………………………………………….37

Şekil 5.20. Yoncayolu formasyonu şist üyesi ile mermer üyesi arasındaki

uyumlu ve geçişli dokanak……………………………………………...38

Şekil 5.21. Kayaköy dolomitinin Karaböğürtlen formasyonu ile olan tektonik

dokanağı ve Karaböğürtlen formasyonu içerisindeki Kayaköy

dolomitine ait tektonik dilimlerden görünüm (Ulaşali Tepe)…………...40

Şekil 5.22. Karaböğürtlen formasyonu ve içerisindeki mermer dilimlerinden

görünüm…………………………………………………………………43

Şekil 5.23. Karaböğürtlen formasyonu (Kka) Eshab-ı Kehf kesiti………………….44

Şekil 5.24. Kloritoyid-serizit-klorit fillitin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit

görünümü (04 E 710J1)…………………………………….....................46

Şekil 5.25. Kuvars-serizit-klorit fillitin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit

görünümü (04 E 710E)…………………………………………………..47

Şekil 5.26. Karaböğürtlen formasyunu Mortaş Köyü kesiti………………………...48

Şekil 5.27. Esence granitoyidlerine genel bir bakış (Tülüce Tepe’den kuzeye

bakış)………………………………………............................................50

Şekil 5.28. Tonalitin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü

(04 E 779A)……………………………………………………………...51

Şekil 5.29. Esence granitoyidleri içerisindeki bazik anklavlar……………………...53

Şekil 5.30. Esence granitoyidlerini kesen diyabaz daykları………………………...53

Şekil 5.31. Harami formasyonuna ait Körpınartepe ölçülü stratigrafi kesiti………..56

Şekil 5.32. Seske formasyonunun ölçülü stratigrafi kesiti………………………….58

Şekil 5.33. Seske formasyonundan genel görünüm (Köroğlu Sırtı, Aygırmağara

Tepe, Oruçkar Tepe)…………………………………….........................61

VIII

Şekil 5.34. Seske formasyonu ile Kayaköy dolomitinin ilişkisi (Tepesidelik

Tepe’ye batıdan bakış)…………………………………………………..61

Şekil 5.35. Seske formasyonu (Ts), Karaböğürtlen formasyonu (Kka) ve

üzerlerinde tektonik dokanakla yer alan Yoncayolu formasyonundan

(Pzy) görünüm (Karaardıç Tepe’ye kuzeyden bakış)…………………...62

Şekil 5.36. Ahmetçik formasyonu Evciköy kesiti…………………………………..66

EKLER

Ek I. İnceleme alanının 1/25.000 ölçekli jeoloji haritası

Ek II. İnceleme alanının yapısal jeoloji haritası

1

1. GİRİŞ

Çalışma alanı, Doğu Toroslar’da yer alan Kahramanmaraş iline bağlı Afşin

ilçesi yakın batısında, Keypez, Nişanıt, Domuzdere ve Kitiz köyleri arasında kalan

alanı kapsamaktadır (Şekil 1.1).

İnceleme alanına Göksun-Afşin karayolu kullanılarak arazi taşıtları ile ulaşım

sağlanabilmektedir. Bu çalışmada, Doğu Toroslar’ın jeodinamik evrimine katkıda

bulunabilmek amacıyla allokton ve otokton kaya birimlerinin iyi yüzeylendiği

Elbistan L37c1 paftası inceleme alanı olarak seçilmiştir. İnceleme alanı ve

çevresinde birbirlerinden çok farklı özellikler sunan ve farklı ortam koşullarında

oluşan allokton ve otokton konumlu kaya türü toplulukları yer almaktadır (Şekil 1.2).

Allokton kaya birimleri, bölgeye nap şeklinde yerleşmiş olan Göksun

ofiyoliti ve Binboğa metamorfitleri ile bunları kesen Esence granitoyidleridir.

Göksun Nehri boyunca yüzeyleyen Göksun ofiyoliti alttan üste doğru; düzenli bir

seri sunan tektonitler, ultramafik kümülatlar, levha dayk karmaşığı ile derin deniz

sedimanlarından oluşmaktadır. İnceleme alanında ise mafik kümülatlar (tabakalı

gabro, izotrop gabro) ve levha dayk karmaşığı ile temsil edilmektedir. Göksun

ofiyoliti, olasılı Kampaniyen yaşlı Esence granitoyidleri tarafından kesilmektedir.

(?) Geç Devoniyen-Geç Kretase yaşlı, yeşilşist fasiyesinde metamorfizma

geçiren ve başlıca rekristalize kireçtaşı, şist, kalkşist, mermer litofasiyeslerinden

oluşan Binboğa metamorfitleri, günümüzdeki ikincil yapısal konumuna göre Göksun

ofiyoliti üzerinde tektonik dokanakla yer almaktadır.

Göksun ofiyoliti ve Binboğa metamorfitleri, granitoyid magmatizmasına

bağlı olarak gelişmiş asidik ve en son aşamada bazik dayklar tarafından

kesilmektedir.

Maastrihtiyen-(?) Paleosen yaşlı Harami formasyonu, Geç Paleosen-Geç

Eosen yaşlı Seske formasyonu ve (?) Geç Miyosen-Pliyosen yaşlı Ahmetçik

formasyonu ve Kuvaterner çökelleri bölgede otokton konumlu kaya toplulukları

olup, daha yaşlı birimleri açısal uyumsuzlukla örtmektedirler.

1. GİRİŞ Metin BEYAZPİRİNÇ

2

Şekil 1.1. İnceleme alanının yer bulduru haritası


3

Çalışma alanında ofiyolitlerin Geç Kretase’de yerleşimi ile başlayan

sıkışmalı tektonik rejim, Geç Miyosen’e kadar devam etmiş; Geç Miyosen’den

itibaren bölgesel ölçekte doğrultu atımlı fay sistemi etkin olmaya başlamıştır. Bu

doğrultu atımlı fay sistemine bağlı olarak Afşin-Elbistan Neojen havzaları ile aktif

tektonik rejim gelişmiş olup, güncel olarak devam etmektedir. Bölgedeki ana yapılar

genel olarak KD-GB yönünde gelişmiştir.

Yüksek lisans tezi olarak hazırlanan bu çalışmada, öncelikle inceleme

alanının 1/25.000 ölçekli detay jeoloji haritasının yapılması amaçlanmıştır. Elde

edilen arazi ve laboratuvar verileri ile yapılan değerlendirmeler sonucunda inceleme

alanının stratigrafisi, yapısal konumu ve litofasiyes özellikleri belirlenmeye

çalışılmıştır.

Şekil 1.2. Doğu Toroslar’daki tektono-stratigrafi birimlerinin inceleme alanı ve çevresindeki yayılımı (Bedi ve ark., 2005)


4

2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR

Çalışma alanında yapılmış olan önemli çalışmalar ve bunların sonuçları

aşağıda sunulmuştur.

Blumenthal (1944); Kayseri ile Malatya arasında Devoniyen ve Permo-

Karbonifer’e ait kireçtaşları ile Tersiyer’e ait birimleri ayırtlamıştır.

Hatay (1966); Göksun İlçesinin kuzeybatısındaki metamorfitleri, Saimbeyli-

Mağara bölgesindeki formasyonlarla deneştirmiştir. Bunlarla olan benzerliklerinden

dolayı Devoniyen yaşını vermiştir. Göksun’un kuzeybatısındaki metamorfitleri

Permo-Karbonifer’e dahil etmiştir.

Ketin (1966); Toroslar’daki ilk dağ oluşum hareketlerinin Kimmericiyen’de

başladığını ve Toroslar’ın Miyosen’den itibaren tümüyle kara haline dönüştüğünü,

Kambriyen’den Miyosen’e kadar denizel ortam ürünü sedimanların çökeldiğini

belirtmiştir.

Polat (1970); Çalışma alanının batısında, bakır sahası jeolojik ön etüdü

yapmış ve bölgede bir magma diferansiyasyonu olduğunu ve buna bağlı olarak granit

sokulumlarının ve cevherli kuvars damarlarının oluştuğunu ifade etmiştir.

Karul (1971); Afşin-Yeniyapan-Kitiz civarındaki çalışmasında, Kretase yaşlı

gabro intrüzyonunu takiben yine aynı magmanın ikinci intrüzyonu olduğunu ve bu

intrüzifleri kesen granodiyorit intrüzyonunun muhtemelen Eosen başında oluştuğunu

ileri sürmüştür.

Staesche (1970, 1972); Karbonifer ve Permiyen yaşlı metamorfik birimlerle

granit ve diyabaz gibi magmatik birimleri tanımlamıştır. Ayrıca Eosen yaşlı

çakıltaşları ile Nummulitli kireçtaşlarını ve Alt Miyosen dönemine ait denizel

çökellerin varlığını tespit etmiştir.

Akkoca ve Bahçeci (1972); Berit Dağı yöresindeki çalışmasında yörenin en

eski birimini Devoniyen yaşlı kristalen şist ve kalkerlerin oluşturduğunu ve bunlar

üzerinde uyumlu olarak Permo-Karbonifer ve Mesozoyik yaşlı kireçtaşlarının yer

aldığını belirtmiştir. Metamorfitleri kesen ultrabazitlerin Jura-Alt Kretase yaşlı

2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR Metin BEYAZPİRİNÇ

5

olduğunu; granit intrüzyonunun ise Geç Kretase sonu-Eosen başı arasında

gerçekleştiğini kabul etmiştir.

Gökalp (1972); çalışma alanının doğu kesiminde yer alan Cela Köyü

dolayındaki çalışmasında Paleozoyik, Mesozoyik ve Paleosen çökellerini

ayırtlamıştır. Tüm bu birimleri kesen ultrabazitlerin Kampaniyen yaşında olduğunu

belirtmiştir.

Özgül (1976); Toroslar’ı kuşak bazında inceleyerek tektonik birliklere

ayırmış ve bölgenin jeolojik evriminin anlaşılmasında büyük katkı sağlamıştır. Farklı

havza koşullarında çökelmiş farklı çökel topluluklarını Geyikdağı birliği, Bolkardağı

birliği, Aladağ birliği, Alanya birliği ve Antalya birliği şeklinde ayırtlayarak

tanımlamıştır. Bu birliklerin yapısal konumu, kaya türü topluluğu, stratigrafik ve

metamorfik özellikleri bakımından birbirlerinden ayrıldıklarını, çok uzun mesafeler

boyunca devam ettiklerini belirtmiştir.

Gözübol ve Gürpınar (1980); Kahramanmaraş’ın kuzeyini kapsayan

çalışmada bölgede yer alan birimlerinin sedimantolojisini ve bölgenin tektonik

evrimini ayrıntılı olarak incelemişlerdir. Malatya metamorfitleri için Permiyen yaşını

kabul etmişlerdir.

Yazgan (1981); Elazığ-Malatya arasını kapsayan çalışmasında, Maden

karmaşığı ile Yüksekova karmaşığının özelliklerini incelemiş; bu birimleri oluşturan

kayaçların genç ve kalın olmayan bir kıta kenarı üzerine yerleşen etkin kıta kenarı

ürünleri olduğunu benimsemiştir.

Metin, S. (1982); Tufanbeyli-Sarız-Göksun ve Saimbeyli arasındaki alanı

kapsayan çalışmasında; Doğu Toros otoktonu, Kireçlikyayla karmaşığı, Göksun

metamorfitleri ve Tersiyer örtü kayalarını ayırt etmiştir. Daha önce Özgül ve

diğerleri tarafından tanımlanmış olan Geyikdağı birliğini Doğu Toros otoktonu

olarak ele almış ve farklı olarak Maastrihtiyen-Paleosen yaşı verdikleri Güzelimköy

formasyonunu ayırt etmiştir. Göksun metamorfitleri içerisinde ayırt ettiği şist ve

mermerler için herhangi bir yaş önermemiştir.


6

Tarhan (1982, 1984, 1985, 1986); Kampaniyen öncesi bölgeye yerleşmiş olan

Çardak birliği ile Erken-Orta Eosen aralığında bölgeye yerleşmiş olan İğde birliği

olmak üzere iki birlik ayırt etmiştir. Çardak birliğinin, sırasıyla Göksun metaofiyoliti,

Kabaktepe metamorfitleri ve asit intrüzyonlardan oluştuğunu; İğde birliğinin ise

Çağılhan metamorfitleri ve Andırın grubu kayaçlardan oluştuğunu belirtmiştir.

Ofiyolitlerin Geç Portlandiyen-Erken Berriyasiyen’de oluştuğunu ve amfibolit

fasiyesinde bir metamorfizma geçirdiğini benimsemiştir. Ofiyolitler ile üzerlerinde

nap örtüsü şeklinde yer alan metamorfitlerin (Kabaktepe metamorfitleri) Koniasiyen-

Santoniyen yaşlı asit intrüzyonlar tarafından kesildiğini belirtmiştir.

Perinçek ve Kozlu (1984); Afşin-Elbistan-Doğanşehir arasında kalan alanda

yapmış oldukları çalışmada, allokton ve otokton birimleri ayırtlamışlar; bunların

stratigrafisini ve birbirleriyle olan ilişkilerini incelemişlerdir. Havzada yer alan genç

karasal birimleri ise Pliyosen ve Pliyo-Kuvaterner birimleri olarak tanımlamışlardır.

Önalan (1986); Kahramanmaraş Tersiyer istifinin sedimenter özelliklerini ve

çökelme ortamlarını ele aldığı çalışmada, Arap ve Toros platformlarının

Maastrihtiyen öncesinde bazı noktalarda çarpıştıklarını ve daha öncesinde dalma-

batma bölgesinde oluşmuş olan Karadut ve Koçali karmaşıklarının Arap Platformu

üzerine itildiğini savunmuştur.

Baydar (1989); Berit-Kandil Dağları (Kahramanmaraş) ve civarında yapmış

olduğu çalışmada, bölgede yer alan ofiyolitlerin Prekambriyen yaşta olduğunu ve

amfibolit fasiyesinde metamorfizma geçirdiğini, bölgedeki metamorfizmanın

Kambriyen ve Orta Triyas öncesinde gerçekleştiğini, Lütesiyen sonrası bindirmeler

nedeni ile de amfibolit ve yeşilşist fasiyeslerinde dinamo metamorfizmanın

geliştiğini savunmuştur.

Yılmaz ve ark. (1992, 1993) tarafından yapılmış olan çalışma sonucunda;

Keban-Malatya birimi, Göksun ofiyolitleri ile ofiyolitleri kesen Esence

granitoyidleri, Gürün göreli otoktonuna ait Jura-Kretase yaşlı karbonatlar (JKy),

Mesozoyik yaşlı allokton birimler (Mzb, Mza), Kemaliye formasyonu (Kke), Dağlıca

karmaşığı (Kd) ile örtü kayaları ayırt edilmiştir. Gürün göreli otoktonuna ait


7

Yüceyurt formasyonu (JKy) ile örtü kayaları dışındaki birimler allokton kaya türü

toplulukları olarak ele alınmıştır.

Parlak ve ark. (2004); Göksun ofiyolitini konu aldıkları çalışmada; ofiyolitik

serinin ultramafik-mafik kümülatlar, izotrop gabro, levha dayk karmaşığı,

plajiyogranit, volkanik kayaçlar ve volkano sedimenter birimlerden oluştuğunu

belirtmişlerdir. Göksun ofiyoliti içerisindeki volkanik kayaçların bazalt-riyolit arası

değişen bileşimde olduğunu, magmatik kayaçların subalkali toleyitik seri olarak

türediğini ifade etmişlerdir. Yapmış oldukları kimyasal analizler neticesinde, Göksun

ofiyolitinin Geç Kretase döneminde güneydeki Arap Platformu ve kuzeydeki

Malatya Keban Platformu arasında Neotetis’in güney kolundaki olgun

suprasubduction tektonik ortam evresinde oluştuğunu ifade etmişlerdir.

Bedi ve ark. (2004, 2005); Göksun-Sarız-Elbistan civarında yapmış oldukları

çalışmada; Binboğa metamorfitleri, Göksun ofiyoliti, Köseyahya napı, Gülbahar

napı, Domuzdağı napı, Kırmızıkandil formasyonu ile bunları üzerinde açısal

uyumsuzlukla yer alan fliş örtüsünü (Kemaliye formasyonu) ve Harami formasyonu

ile Tersiyer örtü birimlerini ayırt etmişlerdir. Binboğa metamorfitlerini alttan üste

doğru (?) Geç Devoniyen-Karbonifer yaşlı Yoncayolu formasyonu, Geç Permiyen

yaşlı Çayderesi formasyonu ile üzerinde uyumsuzlukla yer alan ve tabanda

metaboksitle başlayan Erken Triyas yaşlı Alıçlı formasyonu, Orta (?)-Geç Triyas-

Kretase yaşlı Kayaköy dolomiti, Jura-Kretase yaşlı Ula mermerleri ile en üstte

uyumsuzlukla yer alan ve metafliş özelliği gösteren Karaböğürtlen formasyonu

şeklinde ayırtlamışlardır.

.


8

3. MATERYAL VE METOD

Bu çalışma, arazi öncesi büro çalışmaları, arazi çalışmaları ile değerlendirme

ve tez yazım çalışmaları olmak üzere başlıca üç aşamada gerçekleştirilmiştir.

3.1. Arazi Öncesi Büro Çalışmaları

Bu aşamada, çalışma alanı ile ilgili olarak daha önce yapılmış olan

araştırmalar incelenerek literatür taraması, ayrıca hava fotoğrafları ve uydu

görüntülerinden yararlanılarak arazi ile ilgili ön çalışmalar yapılmıştır.

3.2. Arazi Çalışmaları

Bu incelemenin en önemli bölümünü oluşturan arazi çalışmaları ile arazide

gözlenebilen tüm verilerin toplanmasına çalışılmış ve bölgenin 1/25.000 ölçekli

ayrıntılı jeoloji haritası yapılmıştır. Yapılan arazi çalışmaları sırasında gözlenen tüm

kaya birimlerinden laboratuvarda incelenmek üzere paleontolojik ve petrografik

nokta ve seri örnek alımları gerçekleştirilmiştir. Kaya birimlerinde gelişen yapılar

üzerinde ölçümler yapılmış, ayırtlanan birimlerin birbirleri ile olan ilişkilerini,

toplam kalınlıklarını ve ayrıntılı özelliklerini belirleyebilmek amacıyla ölçülü kesitler

alınmıştır.

3.3. Değerlendirme ve Tez Yazım Çalışmaları

Arazi öncesinde, arazide ve laboratuvarda yapılan çalışmalar sonucunda elde

edilen tüm veriler değerlendirildikten sonra, bölgenin stratigrafik ve yapısal

konumunu ortaya koyan harita, kesit, tablolar ile araziden alınacak görüntüler

yardımıyla çalışma alanının ayrıntılı jeolojisini içeren bir master tezi hazırlanmıştır.

3. MATERYAL VE METOD Metin BEYAZPİRİNÇ

9

4. BÖLGESEL JEODİNAMİK EVRİM

İnceleme alanı, Alpin dağ oluşum süreci ile oluşmaya başlayan Toros

kuşağının doğu kesiminde (Doğu Toroslar’da) yer almaktadır.

Doğu Toroslar’daki levha hareketleri ve buna bağlı olarak okyanusal kabuğun

oluşmaya başlaması muhtemelen Geç Jura-Erken Kretase’de (Titoniyen-

Berriyasiyen) meydana gelmiştir (Tarhan, 1982). Bölgede mevcut olan ofiyolitlerin

Neotetis’in güney koluna ait olabileceği (Şengör ve Yılmaz, 1981) bir bölümünün ise

İç Toros Okyanusu ürünü olabileceği savunulmuştur. Torid-Anatolid platformu ile

Bitlis-Pütürge masifleri arasında kalan alanda (Şengör ve Yılmaz, 1981) riftleşme

sonucu açılmaya başlayan okyanusal kabuk Geç Kretase’ye kadar oluşmaya devam

etmiş, Geç Kretase başlangıcında (Senomaniyen-Türoniyen) okyanusal kabukta

sıkışmalar başlamıştır (Yazgan, 1981, 1983; Bingöl, 1984).

Bu sıkışmalar sonucunda okyanusal kabuk kuzeye doğru Torid-Anatolid

platformu altına dalmaya başlamıştır. Bu dalma-batma olayları ile gelişen büyük

çaplı nap hareketleri kabuk kalınlaşmasına neden olmuştur.

Bölgede yer alan ve Kampaniyen sonu-Geç Maastrihtiyen başı arası yaşta

olduğu düşünülen Esence granitoyidlerinin kabuk kalınlaşması sonucu oluştuğu

kabul edilmiştir (Tarhan, 1982). Esence granitoyidleri, ofiyolitlerle metamorfitleri

aynı anda kesmektedir. Çarpışma sonrası oluşan en eski çökel birim Maastrihtiyen-

(?) Paleosen yaşlı Harami formasyonudur. Buna göre bölgedeki metamorfizmanın ve

Esence granitoyidlerini oluşturan olayların (kabuk kalınlaşması) Geç Maastrihtiyen

öncesinde gerçekleşmiş olması gerekmektedir.

Bölgenin jeodinamik evrimi içerisinde gelişen olaylar ve bunların ürünü olan

yapısal ve stratigrafik unsurlar; Maastrihtiyen öncesi evre, Maastrihtiyen-Paleosen

evresi, Eosen-Oligosen evresi ve Miyosen-Günümüz evresi olmak üzere dört evrede

ele alınmıştır (Yılmaz ve ark., 1992). Maastrihtiyen öncesi evrede; biri Gürün göreli

otoktonunun kuzeyinde, diğeri güneyinde olmak üzere iki ayrı havzanın var olduğu

söylenebilir. Gürün göreli otoktonunun kuzeyindeki ve güneyindeki ofiyolitler aynı

zamanda ikincil konumlarına gelmiş olsalar bile Gürün göreli otoktonunu

aşamamışlardır. Pınarbaşı ofiyolitlerinin kuzeyden güneye doğru, Göksun

4. BÖLGESEL JEODİNAMİK EVRİM Metin BEYAZPİRİNÇ

10

ofiyolitlerinin güneyden kuzeye doğru hareket ederek ikinci konumlarına eriştiği ve

buna bağlı olarak Maastrihtiyen öncesi yaşta olan bindirmelerin, önemli metamorfik

ve magmatik olayların bu evrede oluştuğu kabul edilmektedir. Maastrihtiyen-

Paleosen evresinde; Maastrihtiyen öncesi evrede tektonik birlikler ikincil

konumlarına erişirken oluşan yük nedeniyle Gürün göreli otoktonu deformasyona

uğramıştır. Geç Maastrihtiyen’de kısa bir yükselme evresi ve buna bağlı olarak

aşınma meydana gelmiş, buralardan kopan parçalarla genel olarak sığ denizel bir

ortamın ürünü olan kaya türleri oluşmuştur. Eosen-Oligosen evresinde; Eosen yaşlı

kayalar daha önce oluşmuş tüm birimlerin üzerine açısal uyumsuzlukla çökelmiş ve

sığ denizel ortam ürünü sedimanların yanı sıra kıta içi havzada gelişebilecek özellikte

volkanitler ile volkano-tortullar oluşmuştur. Eosen sonunda ve daha sonrasında

bindirmeler gelişmiştir. Eosen sonu gelişen bindirmeler daha önce oluşan

bindirmelerin de yapısını ve konumunu bozarak, ofiyolit naplarının ilksel geliş

yönlerinin tespitini güçleştirmiştir. Miyosen-Günümüz evresinde; Miyosen-

Günümüz yaşlı kayalar daha önce oluşmuş tüm birimlerin üzerine açısal

uyumsuzlukla gelmiş ve sığ denizel ortamın yanı sıra karasal ortamın ürünü olan

birimler de çökelmiştir. Ayrıca plato türü bazaltlar da çökelime eşlik etmiştir.

Miyosen yaşlı birimlerde bindirmeler geliştiği, bu dönemde de sıkışmaların ve buna

bağlı olarak kabuk kalınlaşmasının Geç Miyosen’e kadar devam ettiği kabul

edilmektedir (Yılmaz ve ark., 1992). Ayrıca Miyosen-Günümüz birimlerinin sol

yönlü doğrultu atımlı faylarla sınırlandığı ve bu fayların bir bölümünün (Sürgü fayı

gibi) aktif olduğu bilinmektedir (Yılmaz ve ark., 1992).

Birimlerin özellikleri, konumları ve yapısal unsurları göz önüne alındığında

bölgede (Doğu Toroslar’ın batı kesimi) en azından Maastrihtiyen’den itibaren kıta içi

havzaların geliştiği ve bölgenin Orta-Geç Miyosen’den itibaren tümüyle kara halinde

olduğu kabul edilmektedir (Yılmaz ve ark., 1992).

4. BÖLGESEL JEODİNAMİK EVRİM Metin BEYAZPİRİNÇ

11

5. ARAŞTIRMA BULGULARI

5.1. Stratigrafi

İnceleme alanında allokton ve otokton konumlu kaya türü toplulukları yer

almaktadır (Şekil 5.1).

Allokton kaya türü toplulukları bölgeye nap şeklinde yerleşmiş olan Binboğa

metamorfitleri ve Göksun ofiyoliti ile bunları kesen Esence granitoyidleridir.

Otokton birimler ise daha yaşlı birimler üzerine açısal uyumsuzlukla çökelmiş

olan Harami formasyonu, Seske formasyonu, Ahmetçik formasyonu ile Kuvaterner

çökelleri şeklinde ayırtlanarak haritalanmıştır.

Birimler anlatılırken; birimin tanımı ve adı, tip ve başvuru kesit yerleri, kaya

türü özellikleri, yayılım ve değişimi, dokanak ilişkileri, fosil kapsamı ve yaşı ile

ortamsal yorumlarına değinilerek tanıtılmaya çalışılacaktır.

5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ

12

Şekil 5.1. İnceleme alanının genelleştirilmiş stratigrafi kesiti


13

5.1.1. Allokton Birimler

5.1.1.1. Göksun Ofiyoliti ( Mzg )

Göksun civarında yüzeyleyen ofiyolitler; Blumenthal (1944), Hatay (1966),

Polat (1970), Karul (1971), Gökalp (1972), Akkoca ve Bahçeci (1972) ve Atasever

(1978) tarafından ayırtlanmaksızın haritalanmıştır.

Göksun metaofiyoliti (Tarhan, 1982, 1984), Yüksekova karmaşığı, Berit

grubu (Perinçek, 1979 a, b; Perinçek ve Kozlu, 1984), Guleman grubu (Erdoğan,

1975), Elazığ karmaşığı (Hempton ve Savcı, 1982), İspendere-Kömürhan ofiyolitleri

(Yazgan, 1984), Berit metaofiyoliti (Yıldırım, 1989; Yiğitbaş, 1989), Göksun

ofiyolitleri (Yılmaz ve ark., 1992), Göksun ofiyoliti (Parlak ve ark., 2004; Bedi ve

ark., 2004, 2005) gibi adlar kullanılmıştır. Baydar (1989) ise farklı olarak, yöredeki

ofiyolitlerin Prekambriyen yaşta olabileceğini ileri sürerek Kızıldağ birliği içinde

irdelemiştir.

Bu çalışmada, ofiyolitlerin yüzeylediği coğrafik alanı en uygun şekilde

tanımladığı düşünülerek Göksun ofiyoliti adlaması benimsenmiş ve kullanılmıştır.

Göksun ofiyoliti; inceleme alanının güney kesimlerinde, Yazıköy (B7),

Tülüce Tepe (E11), Kötüre (F5) ve Ördekköy (H5) civarlarında geniş yüzlekler, tip

ve başvuru niteliğinde kesitler sunmaktadır .

Göksun ofiyoliti alttan üste doğru düzenli bir seri sunmaktadır (Şekil 5.2).

İnceleme alanı içerisinde kalan alanda Göksun ofiyolit serisine ait kümülatlar

yüzeylenmektedir. Bunlar, alttan üste doğru; tabakalı (laminalı) gabro, izotrop

(masif) gabro, levha dayk karmaşığı şeklindedir. Ofiyolitik serinin tabanını oluşturan

ultramafik tektonitlerle en üst kesimini oluşturan derin deniz sedimanları inceleme

alanının dışında bulunan Berit Dağı doğusunda ve Sarız, Kanlıkavak, Çağşak

civarında yüzeylenmektedir.

Domuzdere Mahallesi (A11)’nin güney kesimlerinde tabakalı (katmanlı)

gabro yer almaktadır (Şekil 5.3). Tabakalı gabronun ayrışma yüzeyi gri, yeşil, kahve

renkli, taze yüzeyi yeşil, siyahımsı renkli olup, orta-iri kristalli, faneritik dokulu,

kırık ve çatlaklıdır.


14

Şekil 5.2. Göksun ofiyolitinin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti (Bedi ve ark., 2005)


15

Tabakalı gabrolar, mineral farklılaşmasından kaynaklanan bantlı bir yapı

sunmakta, mafik ve felsik mineraller bantlar şeklinde ardalanmaktadır.

Şekil 5.3. Tabakalı (bantlı) gabronun arazi görünümü (Domuzdere Köyü güneyi

KD’ya bakış)

Petrografik incelemeleri sonucunda olivin gabro, troktolit türü kayaçlar tespit

edilmiştir. Olivin gabro, holokristalen tanesel dokulu olup, plajiyoklaz, piroksen ve

olivin minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 5.4). Yer yer ofitik doku da izlenmektedir.

Plajiyoklazlar genelde labrador, piroksenler ise klionopiroksen (ojit) şeklindedir.

Olivinler elek dokulu olup, yoğun olarak serpantinleşmişlerdir. Troktolit,

holokristalen tanesel dokulu olup, plajiyoklaz ve olivin minerallerinden oluşmaktadır

(Şekil 5.5). Plajiyoklazlar genellikle labrador bileşimindedir. Olivinler

serpantinleşmişlerdir. Plajiyoklazlarla olan dokanaklarında yer yer ışınsal doku


16

gelişmiş, yer yer de reaksiyon kuşağı (korona kuşağı) oluşmuştur. Ayrıca çatlaklar

boyunca yarı opak mineraller de izlenmektedir.

Şekil 5.4. Olivin gabronun tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim)

ince kesit görünümü (04 E 717A) Pyx: piroksen, Ol:olivin, Pl:plajiyoklaz


17

Şekil 5.5. Troktolitin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 717D) Pl: plajiyoklaz, Ol: olivin

Yazıköy (B7), Kötüre (F5), Toparmut Tepe (C11) ve Küçükyanardıç Tepe

(E6), civarlarında izotrop gabro yer almaktadır. İzotrop gabro genelde yeşil, koyu

yeşil, siyahımsı renklerde olup, orta-iri kristallidir. 7-8 cm’e kadar ulaşan boylarda

plajiyoklaz, piroksen kristal büyümelerine (mega kristallerine) de rastlanmaktadır.

5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ 5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ 5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ

18

Ayrıca yer yer çok ufak kristalli gabrolar (mikrogabro) izlenmektedir. Kırık ve

çatlaklı olup, alterasyon yaygın olarak gözlenmektedir.

Yazıköy (B7)’ün kuzeyinde yapılan kesitte gabro, mikrogabro, lökogabro,

gibi kaya türleri tespit edilmiştir. Gabrolarla gabroları kesen diyabaz daykları, kılcal

(yaklaşık 1 mm) ve sekonder kuvars damarları tarafından kesilmektedir (Şekil 5.6).

Gabrolar, yeşil-koyu yeşil renkli olup, bol piroksen, yer yer bol K-feldispat

(ortoklaz), bol plajiyoklaz ile az oranda kuvarstan oluşmaktadır. Kristal büyümeleri

sonucu çok iri kristallenmiş olan piroksenler engellemeli doku göstermektedir.

Piroksenlerde serpantinleşme gözlenmektedir. Pegmatoyidik doku tipik olup, genelde

gabroyik doku izlenmektedir. Kırıklı ve bol eklemli olan gabrolar çok iri boyutlarda

faneritik-pegmatoyidik doku sunmaktadır (Şekil 5.7). Yer yer kenar kısımlarından

itibaren epidotlaşmıştır. 0.5 cm ile 4 m arası değişen kalınlıklardaki diyabaz daykları

tarafından kesilen gabrolarda bu kesilme düzlemleri boyunca yoğun epidotlaşmalar

gözlenmektedir. Mafik bileşenler ile K-feldispat (ortoklaz) bolca bulunmaktadır ki

bu da kayacın bileşimini gabrodan diyorite doğru uzaklaştırmaktadır. Üste doğru

daha ince, faneritik dokulu, bol mafik mineral, kuvars ve daha az K-feldispat içeren,

tipik gabroyik dokulu bir seviyeye geçiş göstermektedir. Bu seviyelerde yer alan

gabrolar, holokristalen tanesel dokulu olup, plajiyoklaz ve piroksen minerallerinden

oluşmaktadır (Şekil 5.8). Plajiyoklazlar labrador piroksenler ise klinopiroksen

türündedir. Yer yer dış kenarları boyunca reaksiyon kuşağı gelişmiş, kısmen

uralitleşmişlerdir. Yer yer de tamamen bozunarak aktinolit, tremolit lifleri ile opak

minerallerden oluşan pseudomorflar gelişmiştir. Ayrıca eksolusyon lamelleri de

izlenmiştir. Mikrogabro, hornblend ve plajiyoklaz minerallerinden oluşmaktadır.

Farklı olarak amfibol minerallari izlenmiş olup, amfiboller ikincil olarak (piroksen

dönüşümü şeklinde) gelişmiştir (Şekil 5.9). Lökogabrolarda yer yer aktinolit

kapanımları ile uralitleşmeler, gabrolarda ise çatlaklar boyunca silis ve klorit

dolguları ile piroksenlerin dış kısımları boyunca uralitleşmeler gelişmiştir.

Yazıköy (B7) ile Deveboynu (D9) arasında yapılan kesitte metagabro,

metameladiyorit, gabro gibi kaya türleri tespit edilmiştir (Şekil 5.10). Gabroları

kesen granit porfirlerle bunları kesen diyabazik dayklar ve en son aşamada gelişen

kuvars damarları izlenmektedir.


19

Şekil 5.6. Yazıköy kuzeyinde yer alan izotrop gabroların enine kesiti ile skeç kesiti

Şekil 5.7. Çok iri boyutlarda kristallenmiş, faneritik dokulu gabrolardan görünüm (Yazıköy kuzeyi, GB’ya bakış)


20

Şekil 5.8. Holokristalen tanesel dokulu gabronun tek nikol (üstteki resim) ve çift

nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E738A). Pyx: piroksen, Pl: plajiyoklaz

Metagabrolarda ölü (mortar) doku, yer yer de kataklastik doku gelişmiştir.

Holokristalen doku kalıntı olarak mevcut olup, plajiyoklaz ve piroksen mineralleri

izlenmektedir. Piroksenler dış kısımlarından itibaren yoğun şekilde uralitleşmiş; lifsi

ve yapraksı şekilde tremolit, aktinolit dönüşümleri meydana gelmiştir.


21

Şekil 5.9. Mikrogabronun tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 740) Pyx: piroksen, Pl: plajiyoklaz, Hbl:hornblend

Metameladiyoritlerde ölü (mortar) doku gelişmiş olup, plajiyoklaz

porfiroklastları ve amfibol (tremolit-aktinolit) mineralleri ile ezik zonlar ve

plajiyoklazlarda ikiz kaymaları izlenmektedir (Şekil 5.11). Mafik oranı fazla

olduğundan ‘mela’ tanımlaması yapılmıştır. Granit porfirler, holokristalen porfirik

dokulu olup, kuvars, plajiyoklaz, ortoklaz ile biyotit ve yer yer muskovit

minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 5.12).


22

Şekil 5.10. Yazıköy-Deveboynu arasında yüzeyleyen gabroların enine kesiti ile skeç Kesiti

Gabrolarda yer yer pegmatoyidik doku gelişmiş olup, boyutları 7 cm’e kadar

ulaşan plajiyoklaz ve piroksen mega kristalleri izlenmektedir. Aynı magma odasında

dönemsel magma kristallenmesi sonucunda, kendisinden sonra gelen magmanın

öncekini ergitememesi sebebiyle mineral kusması şeklinde veya kristallenme

sürecinin uzun olması (sonraki mağmanın geliş süresinin çok uzun olması) ile kristal

irileşmeleri gerçekleşmiş olabilir. Gabroların granitlerle olan dokanağında (70-80

metrelik bir zonda) yoğun şekilde amfibolitleşmelerle, granitik bileşimli apofizler

gözlenmekte; ayrıca asidikten bazik magmaya doğru bir geçiş izlenimi sunmaktadır.

Granitik apofizlerle bazik dayklar yoğun bir şekilde gözlenmektedir. Gerek

granitlerle olan bu dokanaklarda, gerekse de büyük tektonik zonlarda metamorfizma

gelişmiş ve gabrolar genellikle amfibolite dönüşmüştür. Gabrolarla granitlerin

dokanağından alınan örneklerin petrografik incelenmesi sonucunda; amfibolit,

diyorit porfir, granit aplit ve kalk silikatik kayaçlar tespit edilmiştir.


23

Şekil 5.11. Metameladiyoritin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 743C) Pl: plajiyoklaz, Act-Tr: aktinolit- tremolit

Amfibolitler ince kristalli olup, yönlenme sunmaktadırlar. Ana bileşenler,

amfibol, plajiyoklaz ve kuvars olup, kuvars ve plajiyoklazlar yer yer azalmaktadır.

Amfibolitlerdeki amfibol mineralleri genelde çubuksu şekilde yönlenmiş olan

tremolit ve aktinolittir. Bir kısmı ise piroksenlerden itibaren kısmen ve/veya

tamamen uralitleşerek oluşan amfibollerdir. Aksesuar olarak bolca opak mineral ve

5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ 5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ 5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ

24

sfen izlenmektedir. Kısmen klorit ve epidotlaşmalar, plajiyoklazlarda killeşmeler

gelişmiştir. Diyorit porfirlerde porfirik doku izlenmektedir. Plajiyoklazlar,

fenokristaller (iri kristaller) şeklinde olup, kısmen serizitleşmiş ve killeşmişlerdir.

Mafik bileşen olarak amfibol ile çok az miktarda biyotit mevcuttur.

Şekil 5.12. İzotrop gabroları kesen granit porfirlerin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 746A) Pl: plajiyoklaz, Or: ortoklaz, Qtz: kuvars


25

Granit aplitler, ksenomorf (özşekilsiz) tanesel dokulu olup, kuvars,

plajiyoklaz ve daha az oranda alkali feldispattan oluşmaktadırlar. Feldispatlar kısmen

ve/veya tamamen killeşmişlerdir. Çok az miktarda kısmen kloritleşmiş biyotit

izlenmektedir. Granit aplitleri damar şeklinde kesen, bileşen olarak aynı fakat

amfibolce daha zengin ve çok daha ince dokulu olan granit aplitler de mevcuttur.

Kalk silikatik kayaçlar ince kristalli olup, yer yer koyu, yer yer de açık renkli

bileşenlerce zenginleşmişlerdir. Plajiyoklaz, kuvars, piroksen mineralleri mevcut

olup, ana bileşen bakımından farklılıklar sunmaktadırlar. Bazen plajiyoklaz, bazen

kuvars, bazen de piroksen ana bileşen olmaktadır. Piroksenler, kalsiyumca zengin

olan diyopsit türündedir. Piroksenlerin bir kısmı uralitleşerek amfibole

dönüşmüşlerdir. Plajiyoklazlar kısmen serizitleşmiş ve killeşmişlerdir. Yer yer granat

ve aksesuar olarakta bol sfen ve opak mineraller izlenmektedir. Granatlar çok küçük

kristaller şeklindedir.

İnceleme alanı içerisinde kalan alanda Göksun ofiyolitinin en üst kesimini

levha dayk karmaşığı oluşturmaktadır. Ördekköy (H5) civarında ve güney

kesimlerinde yer alan Ördek Tepe (H6), Büyükyanardıç Tepe (F6), Boz Tepe (F7),

Söğüt Tepe (F7) ile Kitiz Köyü (H9) güneyinde yer alan Tülüce Tepe (E11), Havla

Tepe (F10), Bakla Tepe (G10) ve Dede Tepe (G11)’de levha dayk karmaşığına ait

yüzeylemeler gözlenmektedir.

Genellikle; grimsi yeşil, kahvemsi yeşil, siyahımsı yeşil renklerde gözlenen

levha dayklar, kalınlıkları 1-5 cm arasında değişen izole dayklar ve en son aşamada

gelişen aplitik dayklar tarafından kesilmektedir (Şekil 5.13). Petrografik incelemeler

sonucunda, diyabaz ile bunları kesen diyorit porfir ve piroksenit daykları tespit

edilmiştir. Diyabazlar ince, yer yer orta kristalli olup, ofitik doku sunmaktadır. Ana

bileşenleri plajiyoklaz ve piroksen olup, piroksenler büyük oranda uralitleşerek

amfibole dönüşmüştür. Az miktarda sfen (titanit) ve opak mineraller de

izlenmektedir. Diyabazları damar şeklinde kesen, porfirik dokulu diyoritlerde

fenokristaller halinde plajiyoklaz ve amfibol izlenmektedir. Piroksenitler koyu yeşil

renkli olup, ana minerali piroksendir. Piroksenler kısmen veya tamamen uralitleşerek

amfibole dönüşmüştür.


26

Şekil 5.13. Levha dayklar ile bunları kesen izole diyabaz daykları ve tümünü kesen aplitlerden görünüm (Tülüce Tepe) Ld: levha dayk, İdd: izole diyabaz daykı, Apl: aplit Birim, çalışma alanında Binboğa metamorfitleri ve Harami formasyonu ile

dokanak halindedir. Yazıköy (B7) kuzeyinden Göncü Mahallesi (D5), Kötüre Köyü

(F5) boyunca uzanan yaklaşık Doğu-Batı gidişli bir hat şeklinde Binboğa

metamorfitleri tarafından tektonik olarak üzerlenmiştir (Şekil 5.14).

Ördekköy kuzeyinde yer alan Kayapınar Tepe (H3) civarında ise Geç Kretase

yaşlı Harami formasyonu tarafından açısal uyumsuzlukla örtülmektedir.

İnceleme alanında ofiyolitlerin üzerine gelen en eski birim, Maastrihtiyen-(?)

Paleosen yaşlı Harami formasyonu olup, okyanusal kabuk oluşumunun Harami

formasyonunun çökeliminden önce tamamlanmış olması gerekmektedir.

Bölgede daha önce yapılmış olan çalışmalarda Alt Kretase’nin üst düzeyleri

(olasılı Apsiyen) yaşı (Yılmaz ve ark., 1992) ile Üst Jura-Alt Kretase (Üst

Portlandiyen-Alt Berriyasiyen) yaşı (Tarhan, 1982) tespit edilmiştir. Önceki

çalışmalarda ofiyolitik serinin üst kesimlerini oluşturan derin deniz sedimanlarından


27

elde edilmiş bu yaş verileri de gözetilerek, Göksun ofiyolitinin olasılıkla Jura-Alt

Kretase yaş aralığında oluştuğu düşünülebilir.

Şekil 5.14. Göksun ofiyolitine ait izotrop gabrolar (Mzg3) ile Binboğa metamorfitlerine ait mermerlerin (Pzym) tektonik dokanağı (Ördekköy kuzeyi-Kayapınar Tepe)

5.1.1.2. Binboğa Metamorfitleri

İnceleme alanında geniş bir yayılım sunan nap konumlu metamorfik

birimlere; Keban metamorfitleri (Perinçek, 1979 a, b), Kabaktepe ve Cağılhan

metamorfitleri (Tarhan, 1982, 1984), Keban ve Malatya napları (Yazgan, 1983),

Malatya metamorfitleri (Perinçek ve Kozlu, 1984; Yıldırım, 1989; Yiğitbaş, 1989),

Engizek birliği (Baydar, 1989), Keban-Malatya birimi (Yılmaz ve ark., 1992),


28

Binboğa metamorfitleri (Bedi ve ark., 2004, 2005) gibi adlamalar kullanılmış olup,

bu çalışmada Binboğa metamorfitleri adlaması benimsenmiş ve kullanılmıştır.

Olasılı Geç Devoniyen(?)–Erken Kretase yaş aralığında çökelen ve düşük

dereceli yeşilşist fasiyesinde metamorfizma geçiren, başlıca mermer ara katkılı şist,

kalkşist, rekristalize kireçtaşı, kuvarsit ardalanmasından oluşan Binboğa

metamorfitleri, Göksun ofiyolitleri üzerinde tektonik dokanakla yer almaktadır.

Binboğa metamorfitleri, alttan üste doğru; (?) Geç Devoniyen-Karbonifer

yaşlı Yoncayolu formasyonu, Geç Permiyen yaşlı Çayderesi formasyonu, Erken

Triyas yaşlı Alıçlı formasyonu, Triyas-Jura-Kretase yaşlı Kayaköy dolomiti ve

Kayaköy dolomiti ile yanal ve düşey yönde geçişli olan Ula mermerleri ile Geç

Kretase yaşlı Karaböğürtlen formasyonu (Bedi ve ark., 2004, 2005) şeklinde

ayırtlanmıştır (Şekil 5.15).

İnceleme alanı içerisinde Binboğa metamorfitlerine ait Yoncayolu

formasyonu (Pzy), Kayaköy dolomiti (TrJKk) ile Karaböğürtlen formasyonu (Kka)

ayırt edilmiştir.

5.1.1.2.(1). Yoncayolu Formasyonu (Pzy)

Binboğa metamorfitlerinin tabanını oluşturan Yoncayolu formasyonu ilk kez

Özgül ve ark. (1981) tarafından adlandırılmıştır. Ayrıca, Koçcağız şistleri (Metin ve

ark.,1986), Kabaktepe metamorfitleri (Tarhan, 1982), Nergile formasyonu (Yıldırım,

1989; Yiğitbaş, 1989), Engizek birliği (Baydar, 1989) ile deneştirilebilir.

Birim için verilmiş olan tip kesit yeri Tunceli ili kuzeyinde bulunan

Yoncayolu Köyü’dür (Özgül ve ark., 1981). İnceleme alanında ise Keypez (A4),

Ağcaşar (B4), Kötüre köyü (F5) dolaylarında başvuru niteliğinde kesitler

sunmaktadır.

Yoncayolu formasyonu, mermer, rekristalize kireçtaşı, şist, kuvarsit, kalkşist,

ardalanmasından oluşmaktadır. Birim içerisindeki mermer, rekristalize kireçtaşı

düzeyleri mermer üyesi (Pzym) olarak; mermer, rekristalize kireçtaşı ara tabakaları

içeren şist, kalkşist, düzeyleri ise şist üyesi (Pzyş) şeklinde ayırtlanarak

haritalanmıştır (Şekil 5.16).


29

Şekil 5.15. Binboğa metamorfitlerinin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti (Bedi ve ark.,2005)


30

Şekil 5.16. Yoncayolu formasyonu ölçülü stratigrafi kesiti (Yazıköy-Keypez arası)


31

5.1.1.2.(1).(a). Şist Üyesi (Pzyş)

Binboğa metamorfitlerinin en alt düzeyini oluşturan ve inceleme alanı

içerisinde tabanı gözlenemeyen Yoncayolu formasyonu şist üyesi; genel olarak

mermer-rekristalize kireçtaşı ara düzeyleri içeren şist, kalkşist litofasiyeslerinden

oluşmaktadır. Oldukça kıvrımlı bir yapı sunan birim, bazik ve asidik sokulumlar

tarafından kesilmekte ve bunlarla birlikte kıvrımlanmış olarak izlenmektedir.

Yazıköy (B7) ile Keypez Köyü (A4) arasında yapılan kolon kesitte alttan üste

doğru; granat kalkşist, mika-klorit kalkşist, biyotit şist, amfibol şist, granat-mikaşist,

metagranit porfir, kalk silikatik şist, amfibolit, gnays, klorit-aktinolit şist, epidot-

muskovit şist, amfibol gnays, kuvars şist, kalkşist, mika-kuvars şist, aktinolit şist gibi

kaya türleri ile 5-10 cm’den birkaç metreye kadar değişen kalınlıklarda rekristalize

kireçtaşı, mermer ara düzeyleri ve bitümlü seviyeler yer almaktadır.

Granat kalkşist; sarı, sarımsı gri renkli, ince-orta yapraklanmalıdır.

Granolepidoporfiroblastik dokulu olup, kalsit, mika, amfibol, kuvars ve granat

minerallerinden oluşmaktadır. Biyotitler lepidoblastik dokulu, kahve renkli ve yaygın

olarak izlenmektedir. Hornblendler ise daha az miktarda, yeşil renkli ve yönlenmeye

uyumlu taneler şeklindedir. Granatlar porfiroblastlar şeklinde ve bol kapanımlı

(kuvars, muskovit, kalsit kapanımları) olarak izlenmektedir. Granat ve

hornblendlerin varlığı metamorfizma derecesinin amfibolite yakın olduğunu

(yeşilşist fasiyesi gröna zonu) göstermektedir.

Mika-klorit kalkşist; sarı, yeşilimsi renkli, orta-kalın yapraklanmalıdır.

Granolepidoblastik dokulu olup, kalsit, muskovit, klorit, kuvars kristallerinden

oluşmaktadır. Kalsitler granoblastik dokulu, basınç ikizlenmeli tanelerin oluşturduğu

kalın seviyeler ve mercekler şeklindedir. Muskovitler lepidoblastik dokulu, çok iyi

yönlenmiş tanelerin oluşturduğu bantlar şeklinde izlenmektedir. Kloritler

lepidoblastik dokulu olup, mikalı seviyelerle ardalanmalı olarak izlenmektedir. Az

miktarda turmalin kristallerine de rastlanmaktadır.

Biyotit şist; kahve, parlak yeşilimsi renkli, ince yapraklanmalı olup, yoğun

şekilde alterasyon gözlenmektedir. Lepidogranoporfiroblastik dokulu olup, mika

(biyotit, az miktarda muskovit), kuvars ve feldispat kristallerinden oluşmaktadır.


32

Biyotitler lepidoblastik dokulu, kuvars ve az miktardaki plajiyoklaz ise granoblastik

dokuludur. Plajiyoklazlar porfiroblast şeklinde de izlenmektedir.

Amfibol şist; yeşil, grimsi yeşil renkli, ince-orta yapraklanmalıdır.

Granonematoblastik dokulu olup, plajiyoklaz, tremolit, kuvars, piroksen, sfen ve

opak minerallerden oluşmaktadır. Plajiyoklazlar kuvarslarla bir araya gelerek

granoblastik dokulu seviyeleri oluşturmuşlardır. Tremolitler nematoblastik

dokuludur. Piroksenler nematoblastik seviyeler içerisinde saçınımlı olarak

bulunmaktadır. Muhtemelen bazik kökenli bir kayacın yeşilşist fasiyesinde

metamorfizması ile oluşmuştur.

Granat-mika şist; kahve, siyahımsı renkli, orta yer yer ince yapraklanmalıdır.

Granonematolepidoblastik dokulu olup, kuvars, plajiyoklaz, granat, muskovit,

biyotit, klorit, turmalin ve opak minerallerden oluşmakta; ayrıca yönlü doku da

izlenmektedir. Kuvarslar plajiyoklazlarla birlikte granoblastik dokulu seviyeleri

oluşturmaktadır. Granatlar yönlenmeye paralel mercekler oluşturmakta,

çatlaklarından ve orta kısımlarından itibaren kloritleşme ve demir hidroksit

boyamaları izlenmektedir. Muskovitler yapraksı şekilli olup, plajiyoklaz ve

kuvarsların arasında yelpaze şeklinde izlenmektedir. Biyotitler levhamsı şekilli olup,

genellikle kenarlarından itibaren kloritleşmişlerdir.

Metagranit porfir; sarımsı beyaz renkli olup, yan kayacı kesmiş şekilde

gözlenmektedir. Mortar dokulu olup, kuvars, plajiyoklaz ve ortoklaz porfiroklastları

ile bu minerallerin ufalanmasından oluşmuş hamurdan ibarettir. Ortoklazlar kenarları

boyunca öğütülmüş ve kuvars mineralleri tarafından çevrelenmişlerdir. Tamamen ya

da dilinimlerinden itibaren killeşmişlerdir. Plajiyoklazlarda dilinimlerinden itibaren

serizitleşmeler izlenmektedir. Hamur tamamen bu minerallerin ufalanmasından

oluşmuştur. Ayrıca yer yer saçılmış şekilde opak mineraller ile porfiroklastların

çatlakları boyunca gelişmiş, yelpaze şekilli muskovit mineralleri de izlenmektedir.

Kalk silikatik şist; kırmızımsı kahve, yeşilimsi gri renkli, hidrotermal

solusyonlarca yıkanmış olarak gözlenmektedir. Nematogranolepidoblastik dokulu

olup, klorit, epidot, plajiyoklaz, kuvars, sfen ve opak minerallerden oluşmaktadır.

Ayrıca yönlü doku da gelişmiştir. Kloritler lifler şeklinde bir araya gelerek

lepidoblastik dokulu ince seviyeler oluşturmuştur. Epidotlar yönlenmeye paralel


33

dizilim göstermektedir. Plajiyoklazlar albit türünde, yönlenmeye paralel olarak

uzamış ve yer yer de killeşmişlerdir. Kuvarslar plajiyoklazlarla birlikte granoblastik

dokulu seviyeleri oluşturmaktadır.

Amfibolit; parlak gri, yeşilimsi gri renkli, ince-orta yapraklanmalı olarak

gözlenmektedir. Nematogranoblastik dokulu olup, tremolit, aktinolit, feldispat ve az

kalsit kristallerinden oluşmaktadır. Amfiboller nematoblastik dokulu, çok iyi

yönlenmiş lifsi kristaller şeklinde ve tremolit, aktinolit türündedir. Plajiyoklazlar

granoblastik dokulu olup, ince bant ve mercekler şeklindedir. Basınç etkisiyle

amfibollerde kink-bantları gelişmiştir. Bazik kökenli bir kayacın yeşilşist fasiyesinde

metamorfizması sonucu oluşmuştur.

Gnays; yeşilimsi kahve, grimsi renkli olup, ince-orta yapraklanmalıdır. Yönlü

doku sunmakta ve yer yer göz şeklinde kuvars ve plajiyoklaz porfiroblastları

içermektedir. Plajiyoklaz, kuvars, ortoklaz, piroksen, epidot ve granat mineralleri

izlenmektedir (Şekil 5.17). Plajiyoklaz ve ortoklazlarda yer yer killeşme ve

serizitleşme alterasyonları mevcuttur. Kuvarslar, uzamış yönlü dokulu, granatlar ise

porfiroblastlar şeklinde yer almaktadır. Mafik mineraller bazı düzeylerde bantlar

şeklinde zenginleşmiştir.

Klorit-aktinolit şist; yeşil renkli, ince-orta yapraklanmalı ve

granolepidonematoblastik dokulu olup, aktinolit (tremolit), klorit, kuvars, plajiyoklaz

ve az miktarda granat minerallerinden oluşmaktadır. Tremolitler nematoblastik,

kloritler lepidoblastik, kuvarslar ise granoblastik dokulu seviyeleri oluşturmaktadır.

Plajiyoklaz, özşekilsiz olup, albit-oligoklaz türündedir. Yer yer killeşmiş ve

serizitleşmiştir. Granat, porfiroblastlar şeklinde izlenmektedir.

Epidot-muskovit şist; yeşil, kahve renkli olup, yoğun şekilde alterasyon

gözlenmektedir. Granonematolepidoblastik dokulu olup, kuvars, plajiyoklaz, klorit,

epidot, muskovit, sfen ve opak minerallerden oluşmaktadır. Tali mineral olarak

turmalin ve zirkon bulunmaktadır. Ayrıca yönlü doku da izlenmektedir. Kuvarslar

yönlenmeye paralel olarak uzamışlardır.

Amfibol gnays; yeşil, kahve renkli, ince-orta yapraklanmalı ve

granonematoblastik dokulu olup, hornblend, plajiyoklaz ve kuvars minerallerinden


34

Şekil 5.17. Gnaysın tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 711İ) Pyx: piroksen, Pl: plajiyoklaz, Grt: granat. oluşmaktadır. Plajiyoklaz, oligoklaz ve andezin türündedir. Genellikle killeşmiş ve

serizitleşmiştir. Ayrıca, kümeler halinde sfen izlenmektedir.

Kuvars şist; yeşil, kahve renkli, ince-orta yapraklanmalı ve

lepidogranoporfiroblastik dokulu olup, kuvars, muskovit, serizit, biyotit, plajiyoklaz

ve turmalin minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 5.18). Mika mineralleri

lepidoblastik dokulu olup açık renkli minerallerle kabaca bantlaşmışlardır. Kuvarslar


35

Şekil 5.18. Kuvars şistin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 711D). Qtz: kuvars

ve plajiyoklazlar granoblastik (grift) dokulu seviyeleri oluşturmaktadır. Kuvarslar yer

yer porfiroblast şeklinde de izlenmektedir.

Kalkşist; sarı, sarımsı gri renkli, ince-orta yapraklanmalı olup bant ve

budinler şeklinde kuvars gözlenmektedir. Granolepidoblastik dokulu olup, kalsit ve

az miktarda kuvars, epidot ve sfen minerallerinden oluşmaktadır. Kalsitler

granoblastik dokulu ve çok iyi yönlenmelidir. Ayrıca farklı seviyelerden alınmış olan

kalkşist örneklerinde biyotit, muskovit, plajiyoklaz, az miktarda piroksen, turmalin

ve opak minerallere de rastlanmaktadır.


36

Mika-kuvars şist; gri, yeşilimsi renkli, ince-orta yapraklanmalı ve

lepidogranoblastik dokulu olup, kuvars, klorit, biyotit, muskovit ve plajiyoklaz

minerallerinden oluşmaktadır. Kuvars ve plajiyoklazlar granoblastik dokulu, klorit,

muskovit ve biyotitler ise lepidoblastik dokulu seviyeleri oluşturmaktadır. Kloritler

genelde biyotitlerden dönüşüm şeklindedir.

Aktinolit şist; yeşil, kahve renklerde gözlenmektedir. Granonematoblastik

dokulu olup, aktinolit (tremolit, aktinolit), hornblend, plajiyoklaz, kuvars ve az

miktarda epidot minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 5.19). Plajiyoklazlar oligoklaz-

andezin türünde olup, kuvarslarla birlikte granoblastik dokulu seviyeleri

oluşturmakta; hornblend ve aktinolitler ise nematoblastik dokulu seviyeleri

oluşturmaktadır.

5.1.1.2.(1).(b). Mermer Üyesi (Pzym)

Ofiyolitler ile Binboğa metamorfitlerinin tektonik dokanağı boyunca,

yaklaşık D-B doğrultusunda yüzeylenmeler sunan birim, mermer ve rekristalize

kireçtaşlarından oluşmaktadır. Mermerlerin ayrışma yüzeyi gri, krem, taze kırık

yüzeyi gri, krem, beyaz yer yer siyahımsı renkli olup, orta-kalın tabakalanmalı, kırık

ve çatlaklı, kalsit damarlı ve yer yer bitümlüdürler. Mermerler, yer yer şistler

içerisinde mercek şeklinde de yer almaktadırlar. Yer yer şistlerle olan dokanaklarında

küçük çaplı oynamalar mevcutsa da uyumlu ve geçişli olarak şistlerin üzerinde yer

aldığı söylenebilir (Şekil 5.20).

Yoncayolu formasyonu, bazik bileşimli dayk ve siller ile en son aşamada

gelişen kuvars porfirler tarafından kesilmektedir. Bazik kökenli bu kayaçlar

metamorfizma geçirmiş ve çoğunlukla amfibolite dönüşmüşlerdir. Amfibolitler

granonematoblastik dokulu olup, hornblend, plajioklaz, kuvars ve az oranda sfen

minerallerinden oluşmaktadırlar.

Çalışma alanının yakın batısında bulunan Yeniyapan Köyü civarında ise

asidik siller, siyenit, monzonit vb. granitoyid türü intrüsif kayaçların Yoncayolu

formasyonunu kestiği ve tüm bu kayaçların ise en son evrede gelişen bazik dayklar

tarafından kesildiği gözlenmiştir (Bedi ve ark., 2005).


37

Şekil 5.19. Aktinolit şistin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 711A) Act: aktinolit, Pl: plajiyoklaz, Hbl:hornblend, Qtz: kuvars

İnceleme alanının kuzey kesimlerinde, Keypez (A4), Ağcaşar (B4), Gözpınar

(E3) ve Kötüre (F5) köylerini de kapsayan geniş bir alanda Yoncayolu formasyonuna

ait şist ve mermerler yüzeylenmektedir. Birim, kendi içerisinde büyük ve küçük

boyutlarda kıvrımlanmış olup, genel gidiş yönleri yaklaşık KD-GB, genel eğim

yönleri ise yaklaşık KB ve GD’yadır.


38

Şekil 5.20. Yoncayolu formasyonu şist üyesi ile mermer üyesi arasındaki uyumlu ve geçişli dokanak (Yazıköy kuzeyi, D’ya bakış)

Eosen sonrası yatay hareketlerle bugünkü ikincil konumunu kazanmış olan

Yoncayolu formasyonunun tabanında tektonik dokanakla Göksun ofiyolitleri yer

almaktadır. Bu metamorfik kayalar, güneyde Göksun ofiyolitleri ile sınırlanmaktadır.

Daha güneyde, Yazıköy’ün 1 km kadar KD kesiminde ise gabroların üzerinde

Yoncayolu formasyonu mermerlerine ait küçük boyutlarda iki adet klip

bulunmaktadır.

İnceleme alanında Yoncayolu formasyonun üzerinde açısal uyumsuzlukla

Geç Paleosen-Geç Eosen yaşlı Seske formasyonu ile Pliyo-Kuvaterner yaşlı örtü

birimleri yer almaktadır.

Eshab-ı Kehf Mahallesi güneyi, Karaayı Tepe (H1) civarında ise Yoncayolu

formasyonu, Seske formasyonu ve Geç Kretase yaşlı Karaböğürtlen formasyonu

üzerinde bindirmeli dokanakla yer almaktadır.

Yoncayolu formasyonunun mermer üyesinden ve rekristalize kireçtaşı

düzeylerinden alınan ince kesit ve konodont örneklerinden herhangi bir yaş bulgusu

elde edilememiştir. Paleontolojik olarak herhangi bir yaş bulgusu elde edilememiş


39

olmasına rağmen mermer ve şistlerin bitümlü seviyeler içermesi, Toroslar’daki

benzer Üst Devoniyen-Karbonifer fasiyesleri ile korele edilebilmesi gibi veriler ve

önceki çalışmalarda (Tarhan, 1986; Yiğitbaş, 1989; Yıldırım, 1989; Yılmaz ve ark.,

1992; Bedi ve ark., 2004, 2005) elde edilmiş olan veriler de göz önüne alınarak (?)

Geç Devoniyen-Karbonifer yaşta olabileceği benimsenmiştir.

Yoncayolu formasyonunun alt kesimlerinin kireçtaşı ara düzeyleri kapsayan

kumtaşı, silttaşı, kiltaşı, killi kireçtaşı, bitümlü kireçtaşı ile bunları kesen asidik ve

bazik bileşenli kayaçların, üst kesimlerinin ise tümüyle karbonat bileşenli olan

kayaçların düşük dereceli metamorfizma sonucu oluştuğu; başlangıçta derin denizel

ve yamaç, sonrasında ise sığ denizel ortam koşullarının hakim olduğu bir havzada

çökeldiği söylenebilir.

5.1.1.2.(2). Kayaköy Dolomiti (TrJKk)

İlk kez, Özgül ve ark. (1981), tarafından Munzurlar dolayında Kaletepe

formasyonu olarak adlandırılmış olan birim, Yılmaz ve ark. (1992), tarafından da

ayna adla tanıtılmıştır. Metin ve ark. (1986, 1987), Keklikoluk kireçtaşı, Baydar

(1989), Kapıkaya formasyonu, Yiğitbaş (1989) ve Yıldırım (1989), Engizek

formasyonu gibi adlar kullanmışlardır.

Bu çalışmada Şenel ve ark. (1994) tarafından Kayaköy dolomiti olarak

adlandırılmış olan ve Bedi ve ark. (2004, 2005) tarafından da aynı adla tanıtılan

birim için Kayaköy dolomiti adlaması benimsenmiş ve kullanılmıştır.

Kayaköy dolomiti, inceleme alanının K-KB kesimlerinde, Gökboyun Tepe

(C1), Ulaşali Tepe (B1) ve Tepesidelik Tepe (D2) civarında yüzeylenmektedir.

Ayrıca Geç Kretase yaşlı Karaböğürtlen formasyonu içerisinde tektonik dilimler

şeklinde de izlenmektedir (Şekil 5. 21).

Rekristalize kireçtaşı, dolomit ve üst kesimlerine doğru çört içeren birim,

genel olarak rekristalize olmuş platform türü karbonatlarla temsil edilmektedir.

Rekristalize kireçtaşı; genel olarak gri, açık gri renkli, orta-kalın

tabakalanmalı, küçük-orta, yer yer iri kristalli, kırıklı ve çatlaklıdır. Kırık ve çatlak


40

düzlemleri boyunca hidrotermal solüsyonlar ve bunlara bağlı olarak gelişen küçük

boyutlu cevherleşmeler izlenmektedir.

Şekil 5.21. Kayaköy dolomitinin (Trjkk) Karaböğürtlen formasyonu (Kka) ile olan tektonik dokanağı ve Karaböğürtlen formasyonu içerisindeki Kayaköy

dolomitine ait tektonik dilimlerden görünüm (Ulaşali Tepe, GD’ya bakış) Dolomit; gri, siyah renkli, orta-kalın tabakalanmalı, küçük-orta kristalli,

eklemli ve çatlaklıdır. Rekristalize kireçtaşları içerisinde 1-5 m arasında değişen

kalınlıklarda ara düzeyler halinde bulunmaktadır.

Üst kesimlere doğru 4-5 m kalınlıkta intraformasyonal çakıltaşı seviyesi yer

almaktadır. Çakıllar sarımsı renkte, küçük-orta tane boylarında, yarı yuvarlak-köşeli

olup, tamamen birimin kendisinden beslenmiştir.

Kayaköy dolomitinin en üst kesimleri çörtlü olup, çörtler genellikle yumru ve

sıvamalar şeklinde izlenmektedir.


41

Tepesidelik Tepe (D2), Gökboyun Tepe (C1), Ulaşali Tepe (B1) civarında

geniş yüzeylenmeler sunan birimin alt ve orta kesimleri neritik karbonatlarla temsil

edilirken, üst kesimlerine doğru çörtlü düzeylerin arttığı gözlenmektedir.

Özgül ve ark. (1981) ve Baydar (1989), Kaletepe formasyonunun Erken

Triyas yaşlı Alıçlı formasyonu ile uyumlu olduğunu ileri sürmüşlerdir. Aynı görüş

Yılmaz ve ark. (1992) tarafından da kabul edilmiştir. Yiğitbaş (1989) ve Yıldırım

(1989) ise Engizek Dağı dolayında yapmış oldukları çalışmalar sonucunda bu

birimler arasında çakıltaşı düzeylerinin var olduğunu ve ilişkinin uyumsuz olduğunu

ileri sürmüşlerdir.

İnceleme alanında Binboğa metamorfitlerinin Alt Triyas bölümüne (Alıçlı

formasyonu) ait herhangi bir yüzeylenme görülmemektedir. İnceleme alanı dışında,

Nergisli Dağ civarında yapılmış olan arazi gözlemleri ile elde edilmiş olan

paleontoloji verileri sonucunda Kayaköy dolomitlerinin (?) Orta-Geç Triyas

bölümleri saptanmış (Bedi ve ark., 2004, 2005) ancak Erken Triyas’a ait herhangi bir

mostra gözlenmemiştir. Bununla birlikte Erken Triyas yaşlı Alıçlı formasyonu ile

(?)Orta-Geç Triyas-Jura-Kretase yaşlı Kayaköy dolomiti arasındaki ilişkinin

uyumsuz olması gerektiği düşünülmektedir. İnceleme alanında Erken Triyas yaşlı

kaya birimleri gözlenmemesine rağmen çalışma alanının yakın batısında yer alan

Kömürsuyu’nda, çamurtaşı, kalkşist, mermer ardalanmasından oluşan Erken Triyas

yaşlı Alıçlı formasyonu gözlenmektedir.

Kayaköy dolomitleri, inceleme alanı içerisinde kalan alanda Geç Kretase

metaflişi (Karaböğürtlen formasyonu) ve Geç Paleosen-Geç Eosen yaşlı Seske

formasyonu ile dokanak halinde olup, ilişkiler tümüyle tektoniktir. Kayaköy

dolomitleri, Seske formasyonu ve Karaböğürtlen formasyonu üzerinde bindirmeli

dokanakla yer almakta; yer yer Karaböğürtlen formasyonu tarafından

üzerlenmektedir.

Kayaköy dolomitlerinin farklı düzeylerinden alınmış olan örneklerde yaş

verebilecek herhangi bir fosil bulgusuna rastlanmamıştır.

Daha önce yapılmış olan çalışmalarda Kayaköy dolomitinin, Jura-Erken

Kretase yaşta olduğu ve olasılıkla Geç Kretase’ye kadar çıkabileceği (Yılmaz ve ark.,


42

1992), (?) Orta-Geç Triyas bölümlerinin de bulunduğu (Bedi ve ark., 2005) fosil

bulguları ile tespit edilmiştir.

Birim, tümüyle platform türü karbonatlardan oluşmaktadır. Orta (?)-Geç

Triyas’tan itibaren fazla çalkantılı olmayan sığ denizel ortam koşulları egemen

olmuş, Geç Kretase döneminde ortam derinleşerek fliş (Karaböğürtlen formasyonu)

çökelmiştir.

5.1.1.2.(3). Karaböğürtlen Formasyonu (Kka)

İlk kez Philippson (1915), tarafından Batı Toroslar’da adlandırılmış olan

birim, Graciansky’nin (1968, 1972) Çamova formasyonu; Erakman ve ark. (1982),

Alakaya formasyonu; Şenel ve ark. (1989, 1994), Sofular formasyonu ile

Harmankaya formasyonuna karşılık gelmektedir. Birim için, Bedi ve ark. (2004,

2005) tarafından Doğu Toroslar’da yapılmış olan çalışmalarda Karaböğürtlen

formasyonu adlaması kullanılmış olup, bu çalışmada da Karaböğürtlen formasyonu

adının kullanılması uygun görülmüştür.

Karaböğürtlen formasyonu, Eshab-ı Kehf Mahallesi (G1)’nin 250 m kadar

batısında, Karaardıç Sırtı (A1) ile Nişanıt Köyü (F1) civarında tip ve başvuru

niteliğinde kesitler sunmaktadır.

Karaböğürtlen formasyonu, başlıca metasilttaşı, kalkşist, şist, rekristalize

kireçtaşı ile mermer litofasiyeslerinden oluşmaktadır. Ayrıca içerisinde Jura-Kretase

ve Karbonifer’e ait blok ve tektonik dilimlere de rastlanmaktadır (Şekil 5.22).

Eshab-ı Kehf (G1) ile Nişanıt Köyü (F1) arasında yapılmış olan olan kesitte

(Şekil 5.23) alttan üste doğru; mika kalkşist, metasilttaşı, kalkşist, klorit şist,

kloritoyid-serizit- klorit şist, epidot-klorit şist, kuvars-serizit-klorit fillit ve kalk

silikatik şist gibi kaya türlerine rastlanmıştır.

Mika kalkşist; sarımsı kahve renkli, orta yapraklanmalı olup, killi düzeyler

içermektedir. Granolepidoporfiroblastik dokulu olup, kalsit, mika (biyotit, muskovit),

kuvars ve optik minerallerden oluşmaktadır. Biyotitlerde çatlaklardan itibaren

kloritleşmeler izlenmektedir. Muhtemelen pelitik seviyeler içeren karbonat kökenli

bir kayaç özelliğindedir.


43

Şekil 5.22. Karaböğürtlen formasyonu ve içerisindeki mermer dilimlerinden görünüm (Ulaşali Tepe). Kka: Karaböğürtlen formasyonu, TrJKka:

Kayaköy dolomiti

Metasilttaşı; yeşil renkli, ince yapraklanmalı olup, yoğun alterasyon

izlenmektedir. Granolepidoblastik dokulu olup, serizit, klorit ve kuvars mineralleri

içermektedir. Bazı seviyelerinde dissemine (saçılmış) halde bol opak mineraller ile

demir oksit boyamaları izlenmektedir. Lepidoblastik dokulu serizit ve klorit

mineralleri ile daha ince bant ve mercekler halinde izlenen granoblastik dokulu

kuvarslar arasında ardalanma mevcuttur.

Kalkşist; sarımsı, kahve, yeşilimsi renkli, ince-orta yapraklanmalı olup, kalsit,

kuvars, biyotit ile bazı düzeylerinde biyotit yerine muskovit yer yer plajiyoklaz ve az

miktarda epidot ile serizit izlenmektedir. Şisti doku belirgin olarak izlenmekte,

çatlaklar boyunca da demir oksit boyamaları yer almaktadır.

5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ 5. ARAŞTIRMA BULGULARI Metin BEYAZPİRİNÇ

44

Şekil 5.23. Karaböğürtlen formasyonu (Kka) Eshab-ı Kehf kesiti


45

Klorit şist; yeşilimsi renkli, ince-orta yapraklanmalı olup, kuvars tane ve

yığışımları gözlenmektedir. Granoblastik dokulu olup, klorit, kuvars ve karbonat

minerallerinden oluşmaktadır. Kloritler lepidoblastik, kuvarslar ise granoblastik doku

sunmaktadır.

Kloritoyid-serizit-klorit şist; kurşuni, yeşil renkli ve pirit saçınımlıdır.

Granolepidoporfiroblastik dokulu olup, klorit, serizit, kuvars ve kloritoyid

minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 5.24). Kloritoyidler porfiroblast şeklinde yer

almaktadır. Klorit ve serizitler lepidoblastik, kuvarslar ise granoblastik doku

sunmaktadır.

Epidot-klorit şist; yeşil, koyu yeşil renkli, ince-orta yapraklanmalıdır.

Granoblastik dokulu olup, klorit, epidot, kuvars ve plajiyoklaz minerallerinden

oluşmaktadır. Kloritler lepidoblastik, kuvarslar granoblastik dokuludurlar.

Kuvars-serizit-klorit fillit; sarımsı, grimsi mavi renkli, ince-orta

yapraklanmalıdır. Granolepidoblastik dokulu olup, serizit, klorit, grafit, biyotit ve

epidot minerallerinden oluşmaktadır (Şekil 5.25). Serizit, biyotit ve klorit mineralleri

lepidoblastik, kuvarslar granoblastik dokuludur.

Kalk silikatik şist; grimsi yeşil, yeşilimsi renklerde, ince-orta

yapraklanmalıdır. Yönlü doku belirgin olup, kalsit, kuvars, klorit, plajiyoklaz ve

epidot minerallerinden oluşmaktadır.

Eshab-ı Kehf kesiti boyunca alınan örnekler genellikle kırıntılı ve/veya pelitik

seviyeler içeren karbonatlı kayaçların düşük dereceli (yeşilşist fasiyesi)

metamorfizması ile oluştuğu belirlenmiştir.

Çalışma alanı dışında, Mortaş Köyü civarında Karaböğürtlen formasyonu,

Jura-Kretase yaşlı Kayaköy dolomitleri üzerine uyumsuzlukla gelmektedir (Şekil

5.26). Tabanda metakonglomera ile başlayıp üste doğru metasilttaşı, metakumtaşı

ardalanması, mermer, çörtlü mermer, kuvars şist ardalanması, mermer mercekleri,

kuvars şist, kuvars şist ara seviyeli metakonglomera, bloklu kuvars şist, çört bantlı

metasilttaşı, metakumtaşı ve çört bantlı beyaz mermerlerle temsil edilmektedir.

Karaböğürtlen formasyonu içerisinde yer alan bloklar, genelde Kayaköy dolomitine

ait irili ufaklı parçalardan oluşmaktadır (Bedi ve ark., 2005).


46

Şekil 5.24. Kloritoyid-serizit klorit şistin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 710J1) Cld: kloritoyid,

Chl:klorit, Qtz: kuvars Birim, bu özellikleri ile bloklu bir metafliş niteliği taşımaktadır.

Metakonglomeralarda bazik kökenli çakıllar da izlenmektedir (Bedi ve ark., 2005).

Karaböğürtlen formasyonuna ait rekristalize kireçtaşı düzeylerinden alınmış

olan örneklerde yaş verebilecek herhangi bir fosil bulgusuna rastlanmamıştır.


47

Şekil 5.25. Kuvars-serizit-klorit fillitin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 710E) Qtz: kuvars, Chl: klorit, Bt: biyotit Ancak stratigrafik konumu ve önceki çalışmalar da göz önüne alınarak

Karaböğürtlen formasyonuna Geç Kretase yaşı verilmiştir.

Jura-Kretase yaşlı Kayaköy dolomitleri üzerine uyumsuzlukla gelmesi, bloklu

fliş karakteri taşıması ve bazik kökenli çakılların varlığı gibi veriler göz önüne

alındığında, Karaböğürtlen formasyonunun Geç Kretase yaşlı bloklu bir flişin düşük

dereceli (yeşilşist fasiyesi) metamorfizması ile oluştuğu söylenebilir.


48

Şekil 5.26. Karaböğürtlen formasyunu Mortaş Köyü kesiti (Bedi ve ark., 2005)

Yer yer amfibolit, gnays, amfibol gnays gibi amfibolit fasiyesine işaret eden

kaya türleri mevcut olsa da farklı bileşendeki kayaçların aynı metamorfizma

koşullarında farklı davranışlar gösterebileceği; ayrıca arazi gözlemleri ve yapılmış


49

olan petrografik analiz sonuçları gibi veriler de göz önüne alınınca Binboğa

metamorfitlerinin düşük dereceli yeşilşist fasiyesinde metamorfizma geçirdiği

söylenebilir.

Geç Kretase’ye kadar olan dönemde genel olarak sığ denizel ortam

koşullarını temsil eden çökellerin (Yoncayolu formasyonu, Kayaköy dolomiti), Geç

Kretase ile birlikte büyük çaplı kırılmaların ve buna bağlı olarak ani derinleşmelerin

meydana geldiği ve bunun sonucunda ise bloklu flişin (Karaböğürtlen formasyonu)

çökeldiği söylenebilir. Ardından bölgede gelişen nap hareketleri ile birlikte büyük

çaplı gömülmelerin meydana geldiği ve Binboğa metamorfitlerini oluşturan

kayaçların bu gömülme sonucunda yeşilşist fasiyesinde metamorfizma geçirdiği

kabul edilebilir. Büyük çaplı nap hareketlerinin Geç Maastrihtiyen öncesinde

tamamlanmış ve Binboğa metamorfitlerinin bölgeye yerleşmiş olması gerekmektedir.

5.1.1.3. Esence Granitoyidleri (Ke)

Yüksekova karmaşığı (Perinçek, 1979 a, b), Baskil magmatizması (Yazgan,

1981, 1983; Asutay ve ark., 1986), Elazığ magmatik karmaşığı (Hempton ve Savcı

1982), Afşin mağmatizması (Tarhan, 1982), Kamışdere graniti (Yıldırım, 1989;

Yiğitbaş, 1989) kapsamında ele aldıkları granitoyidler, Yılmaz ve ark. (1992),

tarafından Esence granitoyidleri olarak adlandırılmış ve tanımlanmıştır.

Bölgede bulunan ve büyük bir bölümü inceleme alanı içerisinde kalan

granitoyidleri coğrafik konum anlamında doğru bir şekilde tanımladığı ve

magmatiklerin oluşum evrimi yorumlarında farklılıklar olabileceği (Yılmaz ve ark,

1992) göz önüne alınarak bu çalışmada Esence granitoyidleri adlaması benimsenmiş

ve kullanılmıştır.

Esence granitoyidleri, inceleme alanı içerisinde, Göksun Çayı boyunca

Deveboynu (D9), Domuzdere Mahallesi (A11), Yukarı Kargabükü (E9), Aşağı

Kargabükü (G9) ile Kitiz Köyü (H9) civarlarında başvuru niteliğinde olabilecek

kesitler sunmaktadır (Şekil 5.27).

Esence granitoyidleri başlıca, granodiyorit, granit, tonalit, monzonit ve siyenit

ile bunların geçişlerini temsil eden kaya türlerinden oluşmaktadır.


50

Şekil 5.27. Esence granitoyidlerinin inceleme alanındaki genel görünümü (Tülüce Tepe’den kuzeye bakış) Ke: Esence granitoyidleri, Mzg3: izotrop gabro,

Mzg4: levha dayk karmaşığı, Tah: Ahmetçik formasyonu

Granodiyorit; sarımsı gri, pembemsi beyaz renklerde olup, yoğun şekilde

altere olmuştur. Holokristalen, yer yer de porfirik doku sunmaktadır. Kuvars,

plajiyoklaz ve alkali feldispat (ortoklaz) minerallerinden oluşmakta; killeşme ve

serizitleşmeler yaygın olarak izlenmektedir.

Granitin ayrışma yüzey renkleri pembemsi sarı, kahvemsi beyaz, kırık yüzey

renkleri pembe, siyah benekli beyaz olup, yoğun şekilde altere olmuştur. Granit

holokristalen tanesel dokulu, lökokrat (açık renkli bileşence zengin) ve oldukça iri

kristalli olup, aynı bileşene sahip ancak orta-ince kristalli holokristalen dokuda ve

lökokrat bileşenlerden oluşan damarlar tarafından kesilmektedir. Ana kayacı temsil

eden asıl kısım kuvars, alkali feldispat, plajiyoklaztan oluşmaktadır. Alkali feldispat

(ortoklaz) ve plajiyoklaz miktarları yaklaşık olarak eşittir. Büyük oranda altere

olmuş, killeşmiş ve serizitleşmiştir. Kısmen de olsa mika (biyotit, muskovit) ile

kloritleşmeler (muhtemelen biyotitten) izlenmektedir. Ana kayacı kesen damarlar

orta-ince kristalli olup, ana kayaçla aynı bileşendedir. Mineralojik bileşimi kuvars,

alkali feldispat, plajiyoklaz şeklindedir. Ancak ana kayaca oranla kuvars miktarı

daha fazladır. Mikrogranit olarak adlandırılabilir.


51

Tonalitin ayrışma yüzey renkleri pembemsi sarı, kırık yüzey renkleri

genellikle gri olup, masif ve oldukça dayanımlıdır. Genellikle hipidiyomorf porfirik

doku sunmaktadır. Kuvars, plajiyoklaz, amfibol, biyotit, hornblend, sfen ve opak

minerallerden oluşmaktadır (Şekil 5.28). Plajiyoklazlar yarı özşekilli ve genellikle

polisentetik ikizlenmelidir. Yer yer sosuritleşme ve karbonatlaşmalar izlenmektedir.

Şekil 5.28. Tonalitin tek nikol (üstteki resim) ve çift nikoldeki (alttaki resim) ince kesit görünümü (04 E 779A) Qtz: kuvars, Pl: plajiyoklaz, Bt: biyotit, Hbl: hornblend


52

Amfiboller yer yer kenarlarından itibaren kloritleşmiş ve biyotitleşmiştir.

Hornblendler açık yeşilden koyu yeşile değişen renklerde olup, yer yer

dilinimlerinden itibaren biyotitleşmişlerdir. Tali mineral olarak titanit izlenmektedir.

Titanitler genellikle amfiboller içerisinde kapanım şeklinde ve saçılmış olarak

izlenmektedir. Ayrıca mikrotonalit, tonalit porfir gibi kaya türleri de yer almaktadır.

Binboğa metamorfitlerini kesen monzonit, siyenit gibi kaya türlerine de

rastlanmaktadır.

Esence granitoyidleri, Göksun Çayı boyunca, Domuzdere (A11) ile Kitiz

köyü (H9) arasında kesiksiz olarak yüzeylenmektedir.

Esence granitoyidleri, inceleme alanında Göksun ofiyolit serisine ait tabakalı

(bantlı) gabro, izotrop (masif) gabro ve levha dayk karmaşığı ile ilksel dokanak

halinde olup, tüm bu birimleri intrüzif olarak kesmekte; yer yer bu birimlere ait

parçaları anklav şeklinde içine almaktadır (Şekil 5.29). Esence granitoyidleri, en son

aşamada gelişen bazik dayklar tarafından da kesilmektedir (Şekil 5.30). Deveboynu

Köyü (D9)’nün yaklaşık 700 m kuzey batısında (Güredin Dere boyunca) izotrop

gabrolarla olan dokanakta Esence granitoyidine ait apofizleri ve kesme dokanağını

net olarak izlemek mümkündür. Ayrıca, bu dayk ve sillerin Yazıköy (B7) ile Keypez

köyü (A4) arasında Binboğa metamorfitlerini kestiği de tespit edilmiştir.

Esence granitoyidleri ile benzer özellikler sunan Baskil mağmatiklerinden

Koniasiyen-Santoniyen yaşı (K/Ar yöntemi ile) elde edilmiş ve yay magmatizması

ürünü olduğu savunulmuştur (Yazgan, 1984). Tarhan (1986) ise inceleme alanında

yer alan granitoyidleri Afşin magmatizması kapsamında ele almış ve kıta-kıta

çarpışması sonucu oluştuğunu savunmuştur.

Esence granitoyidlerinin inceleme alanında Göksun ofiyoliti ile Binboğa

metamorfitlerini kestiği tespit edilmiştir. Buna göre Esence granitoyidlerinin,

Göksun ofiyoliti ile Binboğa metamorfitlerini bir araya getiren nap hareketleri

sonrasında oluşmuş olması gerekmektedir. Büyük çaplı nap hareketlerinin

Maastrihtiyen öncesinde tamamlanmış olması gerektiği ve Maastrihtiyen-(?)

Paleosen yaşlı Harami formasyonunun granitoyidler tarafından kesilmediği gibi

veriler göz önüne alınırsa; Esence granitoyidlerinin Maastrihtiyen öncesi yaşta


53

(muhtemelen Kampaniyen) olduğu ve kabuk kalınlaşmasına bağlı olarak oluştuğu

söylenebilir.

Şekil 5.29. Esence granitoyidleri içerisindeki bazik anklavlar Gr: granit, Ank: anklav

Şekil 5.30. Esence granitoyidlerini kesen diyabaz daykları. Ke: Esence granitoyidleri, Dd: diyabaz daykı.


54

5.1.2. Otokton Birimler

5.1.2.1. Harami Formasyonu (Kh)

Çalışma sahasında çok sınırlı bir alanda yüzlekleri gözlenen ve tümüyle

ofiyolitlerden türemiş konglomera ile rudistli kireçtaşlarından oluşan birim, ilk kez,

Erdoğan (1975) tarafından Harami formasyonu olarak adlandırılmış ve

tanımlanmıştır. Perinçek (1979 a, b); Naz (1979); Yazgan (1983); Bingöl (1984);

Asutay ve ark. (1986); Yılmaz ve ark. (1992) tarafından yapılmış olan çalışmalarda

da aynı adlama kullanılmıştır. Aynı birim, Tarhan (1986) tarafından Erçene

formasyonu olarak adlandırılmıştır.

Bu çalışmada Harami formasyonu adlaması benimsenmiş ve kullanılmıştır.

Harami formasyonu için verilmiş olan tip yeri Gölbaşı ilçesi (Adıyaman)

kuzeyinde yer alan Harami Köyü dolayındadır (Erdoğan, 1975). İnceleme alanında

ise Ördekköy (H5) kuzeyi, Kayapınar Tepe (H3) civarında çok küçük bir

yüzeylenmesi gözlenmektedir.

İnceleme alanı çevresinde Harami formasyonuna ait yüzeylemelerin en iyi

gözlendiği ve birim için başvuru niteliğinde olabilecek en iyi yer, Afşin yakın

güneyinde yer alan Körpınartepe civarıdır (Bedi ve ark., 2005).

Erdoğan (1975) tarafından kırıntılılar ve üste doğru kireçtaşı kaya türleri ile

tanımlanan Harami formasyonu, sonraki yıllarda yapılan çalışmalarda kendi

içerisinde ayırt edilerek, daha detaylı tanımlanmıştır.

Tarhan (1986), Harami formasyonunu Erçene formasyonu olarak adlandırmış

ve birimi Erçene üyesi ve Fındık üyesi olmak üzere iki üyeye ayırmıştır. Çalışmacı,

Taban konglomerası ile başlayıp üste doğru kalkarenit, çakıltaşı, kumtaşı ve marn

ardalanması ile devam eden Erçene üyesi ile volkano-tortul çökellerin (spilit,

piroklastik, aglomera ve bordo çamurtaşı) yer aldığı Fındık üyesinin birbirleriyle

yanal ve düşey yönde geçişli olduğunu öne sürmüştür.

Yılmaz ve ark. (1992) ise, Harami formasyonunun çakıltaşı, kumtaşı, şeyl ve

kırıntılı kumtaşı, kireçtaşından oluşan alt düzeylerini Erçene üyesi, ağırlıklı olarak


55

neritik karbonatlardan oluşan üst düzeylerini de Sarıkaya üyesi olarak ayırt

etmişlerdir.

Bedi ve ark. (2005), Afşin güneyinde yer alan Körpınartepe’de yapmış

oldukları ölçülü stratigrafik kesitte (Şekil 5.31); Harami formasyonunun mermer,

çört, volkanik çakıllı konglomera ve mikrokonglomeradan oluşan alt kesimlerini

Erçene üyesi (Khe) şeklinde; marn, kumtaşı, killi-kırıntılı kireçtaşı,

mikrokonglomera, kiltaşı, kireçtaşı, rekristalize kireçtaşı, killi mikrit ile rekristalize

kireçtaşı blokları ve çört nodüllü kireçtaşı içeren üst kesimlerini ise Sarıkaya üyesi

(Khs) şeklinde ayırt etmişlerdir.

İnceleme alanında Harami formasyonuna ait çakıltaşı ve kireçtaşı

yüzeylenmektedir. Çakıltaşı; genelde yeşil, kahvemsi renklerde, tabakalanmasız

olup, tümüyle ofiyolitik kayaçlardan türemiştir. Çakıllar küçük-orta boyutlu (birkaç

mm’den 2-3 cm’e kadar değişen tane boylarında), köşeli-az yuvarlak, gevşek

tutturulmuş, iyi boylanmalı ve matriks desteklidir. 1.5-2 m civarında kalınlık

sunmaktadır.

Çakıltaşlarının üzerinde uyumlu olarak yer alan neritik kireçtaşlarının

ayrışma yüzeyi gri, taze kırık yüzeyi ise krem renkli olup, tabakalanma

izlenmemektedir. Eklemli-çatlaklı, yer yer oolitik ve rudist kavkı parçalı olan bu

düzey 2-2.5 m civarında kalınlık sunmaktadır.

Ördekköy kuzeyinde bulunan Kayapınar Tepe (H3) civarında, çok sınırlı bir

alanda yüzeyleyen birim, toplam 4-4.5 m kadar kalınlık sunmaktadır.

Harami formasyonu, inceleme alanında Göksun ofiyoliti ile ilişkili olup,

Göksun ofiyolitine ait gabroların üzerini uyumsuzlukla örtmektedir. Üzerinde ise

Geç (?) Miyosen-Pliyosen yaşlı Ahmetçik formasyonu ile alüvyon örtü birimleri

uyumsuzlukla yer almaktadır.

Çalışma alanının dışında, Afşin yakın güneyinde yer alan Körpınartepe’de,

Binboğa metamorfitleri ile tektonik, Göksun ofiyoliti ile uyumsuz ilişkili olarak

izlenmektedir (Bedi ve ark., 2005).

Harami formasyonunun üst kesimlerini oluşturan neritik kireçtaşlarından

derlenen örneklerden; Siderolites sp., Rudist kavkı, makro kavkı parçaları tespit


56

edilmiştir. Fosil kapsamı ve önceki çalışmalar göz önüne alınarak (Erdoğan, 1975;

Bedi ve ark., 2005) Maastrihtiyen-(?) Paleosen yaşı verilmiştir.

Şekil 5.31. Harami formasyonuna ait Körpınartepe ölçülü stratigrafi kesiti (Bedi ve ark. 2005)

Litolojik özellikleri ve kapsadığı fauna topluluğu dikkate alındığında Harami

formasyonunun başlangıçta hareketli, yüksek enerjili olan ve daha sonra giderek

enerjisi azalan sığ denizel ortam koşullarında çökeldiği söylenebilir.

5.1.2.2. Seske Formasyonu (Ts)

Çakıltaşı, kumtaşı ve üste doğru neritik kireçtaşı ile temsil edilen birim, ilk

kez, Erdoğan (1975) tarafından Gölbaşı (Adıyaman) dolayında yer alan Seske köyü


57

civarında adlandırılmış ve tanımlanmıştır. Ayrıca, Perinçek (1979 a, b); Naz (1979);

Yazgan (1983); Yazgan ve ark. (1983); Bingöl (1984); Asutay ve ark (1986); Yılmaz

ve ark. (1992) tarafından Malatya-Elazığ dolayında yapılmış olan çalışmalarda da

aynı adlama benimsenmiş ve kullanılmıştır.

Daha önce yapılmış olan adlandırmaya bağlı kalmak ve stratigrafik adlama

birlikteliğini sağlamak amacıyla formasyon adı, Seske formasyonu olarak aynen

kabul edilmiş ve kullanılmıştır. Bu çalışma sonucunda Seske formasyonu iki üyeye

ayırt edilmiştir. Fliş karakterli kırıntılılardan oluşan alt kesimleri Göllüpınar Yayla

üyesi (Tsg), neritik karbonatlardan oluşan üst kesimleri ise Köroğlu Tepe üyesi (Tsk)

şeklinde ayırt edilerek haritalanmıştır (Şekil 5.32).

Seske formasyonu; Köroğlu Tepe (A3), Köroğlu Sırtı (A3), Aygırmağara

Tepe (B3), Oruçkar Tepe (C2), Tepesidelik Tepe (D2) ile Topalhüseyin Tepe (F1)

civarında tip ve başvuru niteliğinde kesitler sunmaktadır.

Seske formasyonunun konglomera ve kumtaşından oluşan alt kesimleri

Göllüpınar Yayla üyesi (Tsg), kireçtaşından oluşan üst kesimleri ise Köroğlu Tepe

üyesi (Tsk) şeklinde ayırt edilmiştir (Şekil 5.32).

5.1.2.2.1. Göllüpınar Yayla Üyesi (Tsg)

Göllüpınar Yayla üyesi, Seske formasyonunun tabanını oluşturmaktadır. Birim, genel

olarak kırmızı renkli, tabakalanmasız, polijenik çakıllı olup, çoğunlukla

metamorfitlere ait şist, mermer, çört ve kuvars çakıllarından oluşmaktadır. Çakıllar

küçük-orta boyutlu (birkaç mm’den 3-5 cm’e kadar değişen tane boylarında), köşeli-

yarı köşeli, sıkı pekişmiş, kötü boylanmalı ve hamur desteklidir. Hamuru kum,

çimentosu karbonattan oluşmaktadır. Yapılan petrografik incelemelerinde; karbonat

çimentosu içerisinde kireçtaşı, kuvarsit çakılları, iri kum-kum tane boyutundaki

muskovit, kuvars, biyotit ve opak mineral taneleri ile tali mineral olarak rutil

belirlenmiştir. Kireçtaşı, mikro-mezokristalen kalsitten oluşan rekristalize kireçtaşı

ile sparitik kireçtaşı parçalarından oluşmaktadır. Bağlayıcı çimento mikrokristalen

kalsitten oluşmaktadır. Kılcal çatlaklar opak mineraller tarafından doldurulmuştur.

Kayaca kırmızı rengini veren demir hidroksit boyamalarıdır.


58

Şekil 5.32. Seske formasyonunun ölçülü stratigrafi kesiti (Tepesidelik Tepe)


59

Birim, Köroğlu Tepe (A3) kuzeyinde, Karaardıç Dere civarında ise gri,

sarımsı renkli, tabakalanmasız, küçükten blok boyutuna kadar değişen tane

boylarında, kötü boylanmalı, gevşek tutturulmuş, karbonat çimentolu, kum matriksli,

şist, mermer, dolomitik kireçtaşı, rekristalize kireçtaşı çakıllarından oluşan bir seviye

ile temsil edilmektedir. Çakılların tane boyları üste doğru küçülmekte ve kumtaşına

geçmektedir. Kumtaşları gri, sarımsı renkli, ince-orta tabakalanmalı olup; çakıltaşları

ile ardalanmalı olarak izlenmektedir. Birim, Asutay ve arkadaşlarının (1986)

tanımladıkları Kuşçular konglomera üyesi ile kısmen de olsa deneştirilebilir.

5.1.2.2.2. Köroğlu Tepe Üyesi ( Tsk )

Seske formasyonunun üst kesimlerini oluşturan Köroğlu Tepe üyesinde

başlıca; mikritik kireçtaşı, kumlu kireçtaşı, rekristalize kireçtaşı, biyosparit, oolitik

kireçtaşı, fosilli kireçtaşı gibi kaya türleri yer almaktadır.

Mikritik kireçtaşı; ayrışma yüzeyi sarı, gri, taze kırık yüzeyi krem, kiremit,

pembemsi renklerde, orta-kalın, yer yer çok kalın ve düzenli tabakalanmalı, yer yer

ipliksi kalsit damarlı olup, çakıl içermektedir. Çakıllar, genellikle çok küçük tane

boylarında, çört, volkanit ve limonitleşmiş piritten oluşmaktadır. Yer yer budinimsi

görünümlü ve kumlu olup, Assilina ve Miliolidae içermektedir.

Kumlu kireçtaşı; ayrışma yüzeyi gri, açık gri yer yer sarı, krem, taze kırık

yüzeyi sarımsı, krem, açık gri, açık kahve, pembemsi renklerde, orta-kalın, yer yer

ince tabakalanmalı olup, Miliolidae ve Assilina içermektedir.

Rekristalize kireçtaşı; ayrışma yüzeyi gri, taze kırık yüzeyi gri, beyaz

renklerde, orta-kalın tabakalanmalı olup yaklaşık 11 m kalınlıkta ara düzey şeklinde

yer almaktadır.

Biyosparit; ayrışma yüzeyi açık gri, yer yer sarı, taze kırık yüzeyi gri, krem,

açık kahve, sarı renklerde, masif, çok kalın-kalın tabakalanmalı, kırık ve çatlaklıdır.

Yer yer kalsit damarlı olup, bol fosil içermektedir.

Oolitik kireçtaşı; ayrışma yüzeyi açık gri, sarı, taze kırık yüzeyi beyaz, krem,

sarı renklerde, masif, çok kalın-kalın tabakalanmalı, yer yer kalsit damarlıdır.

Nummulites, Miliolidae, Alveolina ve az oranda Assilina içermektedir.


60

Fosilli kireçtaşı; istifin üst kesimlerinde yer alan fosilli kireçtaşının ayrışma

yüzeyi gri, sarımsı gri, taze kırık yüzeyi krem, sarı renklerde, masif, çok kalın

tabakalanmalı, kalsit damarlı, erime boşluklu, kırıklı ve çatlaklıdır. Yer yer kum ve

çok küçük çakıl boyutunda taneler kapsamaktadır. Bol miktarda Alveolina,

Nummulites, Miliolidae içermekte; 2-3 cm’e kadar varabilen boyutlarda Alveolina

ve Nummulites türlerine rastlanmaktadır.

Tüm bu kaya türleri birbirine geçişli ve çoğunlukla ardalanmalıdır. Yer yer

yanal fasiyes değişimleri izlenmektedir. İstif genellikle fosilli olup, kum ve çok

küçük boyutta çakıl kapsamaktadır.

Köroğlu Tepe (A3) ile Nişanıt köyü (F1) arasında, yaklaşık D-B

doğrultusunda uzanan Seske formasyonu yanal yönlerde litolojik farklılıklar

göstermektedir. Karaardıç Dere, Ulaşali Tepe (B1) civarında yer alan Göllüpınar

Yayla üyesi, konglomera ve kumtaşından oluşmaktadır. Merceksi şekilde doğuya

doğru incelmekte; Nişanıt köyü civarında ise kalınlığı 3-5 m’e kadar düşmektedir.

Karaardıç Dere ve Ulaşali Tepe (B1) dışında kalan başka hiçbir alanda kumtaşı

izlenmemektedir.

Köroğlu Tepe üyesi, Tepesidelik Tepe (D2) civarında en kalın

yüzeylenmesini sunmaktadır. Bu civarda yer alan kireçtaşı, hemen her seviyesinde

fosil ve kırıntı içermektedir. Köroğlu Sırtı boyunca uzanan kireçtaşının fosil ve

kırıntı içeriği ile kalınlıklarında yanal yönde azalma gözlenmektedir.

Birim, Ağcaşar köyü (B4) kuzeyi, Köroğlu Tepe (A3), Aygırmağara Tepe

(B3), Oruçkar Tepe (C2) civarında Binboğa metamorfitlerine ait (?) Geç Devoniyen-

Karbonifer yaşlı Yoncayolu formasyonu üzerinde açısal uyumsuzlukla yer

almaktadır (Şekil 5.33). Köroğlu Tepe (A3)’nin kuzey yamacında ise aşınma

sonucunda altta yer alan Triyas-Jura-Kretase yaşlı Kayaköy dolomiti ile olan ilksel

ilişkisi açısal uyumsuz olarak izlenmektedir.

Ulaşali Tepe (B1) ve Tepesidelik Tepe (D2) civarında Binboğa

metamorfitlerine ait Üst Kretase yaşlı Karaböğürtlen formasyonu ile Kayaköy

dolomiti, Seske formasyonu üzerinde bindirmeli dokanakla yer almaktadır (Şekil

5.34).


61

Şekil 5.33. Seske formasyonundan genel görünüm (Köroğlu Sırtı, AygırmağaraTepe, Oruçkar Tepe’ye G’den bakış) Tsk: Seske formasyonu Köroğlu Tepe üyesi, Pzyş:Yoncayolu formasyonu şist üyesi

Şekil 5.34. Seske formasyonu (Ts) ile Kayaköy dolomitinin ilişkisi (Tepesidelik Tepe’ye B’dan bakış)


62

Seske formasyonu, Eshab-ı Kehf güneyi, Karaayı Tepe (H1)’de bulunan çok

küçük bir alanda Geç Kretase yaşlı Karaböğürtlen formasyonu üzerinde açısal

uyumsuzlukla yer almakta, (?) Geç Devoniyen-Karbonifer yaşlı Yoncayolu

formasyonu tarafından tektonik dokanakla üzerlenmektedir (Şekil 5.35).

Şekil 5.35. Seske formasyonu Köroğlu Tepe üyesi (Tsk), Karaböğürtlen formasyonu (Kka) ve üzerlerinde tektonik dokanakla yer alan Yoncayolu

formasyonundan (Pzy) görünüm (Karaayı Tepe’ye kuzeyden bakış)

Seske formasyonun tabanında yer alan çakıltaşlarında herhangi bir fosil

bulgusuna rastlanmamıştır. Ancak stratigrafik konumu gözününe alındığında

Tanesiyen yaşlı olduğu kabul edilebilir. Çakıltaşlarının üzerindeki seviyelerden

alınmış olan örneklerden aşağıda belirtilen fosiller ve yaş bulguları elde edilmiştir.

Lockhartia cf. diversa SMOUT, Kathina major SMOUT, Kathina cf. selveri

SMOUT, Kathina sp., Globotextularia sp., Planorbulina sp., Alveolina


63

(Glomalveolina) sp., Asterigerina sp. Chrisalidina sp. Soriella bitlisica SİREL,

Miscellania sp., Alveolina (Glomalveolina) primaeva (REICHEL), Valvulina sp.,

Vania anatolica SİREL ve GÜNDÜZ, Binkhorsti REUSS, Dicthoplax biserialis

DİETRİCH, Alveolina (Alveolina) gr. Pasticililata SCHWAGER, Alveolina

(Alveolina) tumida HOTTİNGER, Opertorbitolites sp., Alveolina (Alveolina)

cf.elipsoidalis SCHWAGER fosilleri ile Tanesiyen yaşı tespit edilmiştir.

Alveolina (Alveolina) pisiformis (HOTTİNGER), Smoutina cf. subsphaerica

SİREL, Alveolina (Alveolina) avellana (HOTTİNGER), Alveolina (Alveolina)

dolioliformis SCHWAGER, Opertorbitolites sp., Opertorbitolites minimus

HENSON (spp.), Binkhorsti REUSS, Alveolina (Glomalveolina) cf. karsica SİREL,

Alveolina (Alveolina) cf. regularis HOTTİNGER, Alveolina (Glomalveolina)

lepidula (SCHWAGER), Alveolina (Alveolina) cf. minervensis HOTTİNGER,

Alveolina (Alveolina) elipsoidalis SCHWAGER, Alveolina (Alveolina) sp.

Nummulites spp., Alveolina (Alveolina) cf. subpyrenaica LEYMERIE, Alveolina

(Glomalveolina) cf. minitula REICHEL, Opertorbitolites cf. transitaurus

HOTTİNGER, Alveolina (Alveolina) erki ACAR, Distichoplax biserialis

(DİETRİCH), Discocyclina sp., Asterocyclina sp. Asterigerina sp., Sphaerogypsina

sp., Nummulites gr. Leupoldi SCHAUB, Rotalia spp., Gypsina sp., Globigerapsis sp.,

Alveolina (Glomalveolina) cf. dachelensis (SCHWAGER), Alveolina (Alveolina) gr.

varians HOTTİNGER fosilleri ile İlerdiyen-Küiziyen yaşı tespit edilmiştir.

Chapmanina sp., Peneroplis sp., Spirolina sp., Bilokulina sp., Halkyardia

minima LİEBUS, Rhabdorites sp., Opertorbitolites sp., Spirolina spp., Malatyna sp.

(M. cf. drobneae SİREL ve ACAR), Eoannularia eosenica COLE & BERMUDEZ,

Fabiania cassis (OPENHEIM), Gyroidinella magna Y.LE CALVEZ, Planorbulina

sp., Schlosserina sp., Pfenderina sp., Rotalia sp., Chapmanina gassinensis

(SİLVESTRİ) fosilleri ile Bartoniyen yaşı elde edilmiştir.

Nummulites cf. striatus (BRUGUIERE), Fabiana sp., Asteigerina sp.,

Gypsina spp., Schlosserina sp., Halkyardia sp., Fabiania cassis (OPENHEIM),

Nummulites cf. striatus (BRUGUIERE), Opertorbitolites sp., Nummulites cf.

Fabianii (PREVER), Pfenderina sp, Planorbulina sp., Asterigerina rotula

KAUFMANN, Haddonia sp., Planorbulina brönnimani BİGNOT ve DECROUEZ,


64

Nummulites cf. garnieri DE LA HARPE, Halkyardia minima LİEBUS, Eoannularia

eosenica COLE & BERMUDEZ, Dicocyclina sp. fosilleri ile Priyaboniyen yaşı

tespit edilmiştir.

Seske formasyonunun tabanında bulunan ve karasal ortam özellikleri sunan

çakıltaşları, Hakyemez ve Örçen (1982) ile Asutay ve ark. (1986) tarafından alüvyon

yelpazesi olarak yorumlanmıştır. Alüvyon yelpazelerinin tektonik etkilerle oluştuğu

bilinmektedir. İnceleme alanında Seske formasyonunun çökeldiği havzayı oluşturan

normal fayların izlerine rastlanmıştır. Ayrıca, çakılların kötü boylanmış, genellikle

köşeli ve kaba taneli olması, tabakalanmanın belirgin olmaması gibi veriler de göz

önüne alınarak, Seske formasyonunun çakıltaşı düzeylerinin alüvyon yelpazesi

özelliği taşıdığı kabul edilebilir. Çakıltaşları ile temsil edilen ve Göllüpınar Yayla

üyesinin çökelimine olanak sağlayan yüksek enerjili sığ ortam, zamanla daha sakin

olan ve çakıllı-kumlu-killi karbonatların çökeldiği bir ortama dönüşmüştür. Bunun

sonucu olarak da Köroğlu Tepe üyesi çökelmiştir. İçerdiği fauna toplulukları,

litolojik özellikleri, oolitik seviyelerin varlığı, intraklastlı oluşu gibi veriler göz

önüne alındığında; havzanın tektonik etkilerle geliştiği, genelde iklimin sıcak, suyun

çalkantılı olduğu ve sığ ortam koşullarının hüküm sürdüğü söylenebilir.

5.1.2.3. Ahmetçik Formasyonu (Tah)

(?) Geç Miyosen-Pliyosen yaşlı akarsu ve göl çökellerinden oluşan ve

çakıltaşı, kumtaşı gölsel kireçtaşı, marn ile yer yer andezitik piroklastiklerle temsil

edilen birim ilk kez, Baydar (1989), tarafından adlandırılmıştır. Bu çalışmada da

benzer litolojiler için aynı adlama benimsenmiş ve kullanılmıştır.

İnceleme alanında Ahmetçik formasyonuna ait en iyi mostralar, Kötüre köyü

(F5) civarında ve Gözpınar köyü (E3) kuzey kesimlerinde gözlenmektedir.

Ahmetçik formasyonu, akarsu ve gölsel çökellerden oluşmaktadır. Akarsu ve

göl çökelleri birbirleri ile yanal ve düşey yönde geçişlidir.

Ahmetçik formasyonu, inceleme alanında genel olarak çakıltaşı ile temsil

edilmektedir. Çakıltaşı; gri, krem-beyaz renkli, orta-kalın tabakalanmalı, yer yer

masif görünümlüdür. Polijenik elemanlı olan ve kendisinden daha yaşlı tüm


65

birimlerden çakıl alan birim içerisinde genel olarak metamorfik kökenli çakıllara

(mermer, şist, rekristalize kireçtaşı gibi), ofiyolitik seriye ait çakıllara ve daha fazla

miktarda olan Eosen çakıllarına rastlanmaktadır. Çakıllar, orta boylanmalı, az köşeli,

yuvarlak ve sıkı tutturulmuş olup, çok küçükten çok iriye kadar değişen tane

boylarındadır. Matriks kum, çimento ise karbonattan oluşmaktadır. Yusufoğlu ve ark.

(2005) tarafından Afşin-Elbistan civarında yapılan çalışmada; Ahmetçik formasyonu,

alt birim ve üst birim şeklinde ayırtlanarak incelenmiştir. Linyit ara düzeyleri içeren

bol gastropodalı gidya (silt, kum), kumtaşı, kumtaşı ve çakılcıklı silttaşı, kiltaşı ile

bunların ardalanmasından oluşan alt düzeyler, alt birim olarak; çakıltaşı, yer yer

çapraz tabakalanmalı kaba taneli kumtaşı, çakıllı kumtaşı ile kaliş oluşuklu

çamurtaşı-silttaşından oluşan üst düzeyler ise üst birim olarak ayırt edilmiştir. Afşin-

Elbistan havzasında işletilmekte olan linyitler, Ahmetçik formasyonunun alt

biriminden çıkarılmaktadır (Şekil 5.36).

Birimin kalınlığı yaklaşık 300 metredir (Yılmaz ve ark., 1992). İnceleme

alanında ise 25-30 m civarında kalınlık sunmaktadır. İnceleme alanı ve çevresinde,

Afşin-Elbistan havzasını da içine alan geniş bir alanda yayılım göstermektedir.

Ahmetçik formasyonu, Kötüre köyü (F5) civarında Yoncayolu formasyonuna

ait şist ve mermerler ile Göksun ofiyolitine ait izotrop gabroların üzerinde açısal

uyumsuzlukla yer almaktadır. Üzerinde ise Kuvaterner yaşlı yamaç molozu ve

alüvyon çökelleri uyumsuzlukla gelmektedir.

Stratigrafik konumu ve önceki çalışmalarda elde edilmiş olan veriler göz

önüne alınarak (?) Geç Miyosen-Pliyosen yaşlı olduğu kabul edilebilir.

Başlangıçta akarsu, daha sonrasında gölsel ortam koşularında oluşan birim

(Yılmaz ve ark., 1992), inceleme alanında tümüyle akarsu çökelleri ile temsil

edilmektedir.

Ahmetçik formasyonu, Gürün formasyonu (Kurtman 1963, 1978; Aziz ve

ark., 1979), Pliyosen yaşlı karasal kırıntılılar (Perinçek ve Kozlu, 1984) ve

Karamağara formasyonu (Pehlivan ve ark., 1991) gibi birimlerle deneştirilebilir.


66

Şekil 5.36. Ahmetçik formasyonu Evciköy kesiti (Yusufoğlu ve ark., 2005).


67

5.1.2.4. Kuvaterner Çökelleri

Akarsular boyunca ve yamaçlarda gözlenen Kuvaterner çökelleri, alüvyon ve

yamaç molozu şeklinde ayırtlanarak haritalanmıştır.

5.1.2.4.(1). Alüvyon (Qal)

İnceleme alanında alüvyonlara ilişkin yüzlekler, Gökçayır Dere, Kötüre Dere,

Göksun Çayı boyunca ve akarsu çökelleri şeklinde izlenmektedir. Zayıf tutturulmuş,

tutturulmamış çakıl, kum, kil ve siltten oluşmaktadır.

5.1.2.4.(2). Yamaç Molozu (Qym)

İnceleme alanında, Köroğlu Sırtı (A3), Tepesidelik Tepe (D2), Kamalaklı

Tepe (F10) gibi eğimi fazla olan yamaçlarda ve eteklerinde geniş yayılım sunan,

zayıf tutturulmuş, yer yer tutturulmamış, bloktan çok küçük tane boyuna kadar

değişen, köşeli ve tane destekli çakıl depolanmalarından oluşan yamaç molozu

çökelleri gözlenmektedir.

5.2. Yapısal Jeolojisi

İnceleme alanı, bölgesel jeodinamik evrim süresince meydana gelmiş olan

olayların ve tektonik hareketlerin izlerini taşımaktadır. Geç Jura-Erken Kretase

döneminde okyanusal kabuk ve bunun sonucunda Göksun ofiyoliti oluşmuştur

(Tarhan, 1982). Geç Kretase’de gelişmeye başlayan büyük boyutlu yatay hareketler,

Göksun ofiyoliti ile Binboğa metamorfitlerinin nap şeklinde yerleşmelerine neden

olmuştur. Bu yerleşim esnasında oluşan kırılmalar ve ani derinleşmelerle birlikte


68

Harami formasyonu çökelmiştir. Eosen sonrası hareketler, önceki dönemlere ait

ilksel dokanaklar ile yapısal izlerin büyük oranda kaybolmasına neden olmuş; Eosen

sonrası sıkışma hareketlerinin yapısal unsurları ise net bir şekilde korunmuştur.

İnceleme alanında mevcut olan bindirmelerin büyük bölümü Eosen sonrası sıkışma

hareketleri sonucunda oluşmuştur. Geç Miyosen’le birlikte düşey hareketler etkili

olmaya başlamış, oluşan havzalarda Ahmetçik formasyonu çökelmiştir. İnceleme

alanında tektonizma etkisiyle gelişen yapısal öğeler; kıvrım, fay ve uyumsuzluklar

şeklinde ele alınmıştır (Ek. II).

5.2.1. Kıvrımlar

İnceleme alanında KB-GD yönlü sıkışmalara bağlı olarak KD-GB yönlü

kıvrımlar meydana gelmiştir. Çalışma alanı kuzey kesiminde bulunan Tepesidelik

Tepe (D2)’de Triyas-Kretase yaşlı Kayaköy dolomiti, Geç Paleosen-Geç Eosen yaşlı

Seske formasyonu üzerine bindirmiştir. Bu bindirmeye bağlı olarak Seske

formasyonu içerisinde yatık kıvrım, antiklinal ve senklinaller gelişmiştir. Yatık

kıvrım KD-GB uzanımlı olup yaklaşık 1 km’e varan uzunluktadır. Antiklinal ve

senklinaller ise devrik kıvrımlar olup, KD-GB uzanımlı ve 500 m kadar uzunlukta

izlenebilmektedir. Bu bindirme hattının batıya devamında Gökboyun Tepe (C1)’nin

KB yamacında, KD-GB uzanımlı ve 1 km kadar uzunlukta GB’ya dalımlı devrik bir

kıvrım gelişmiştir. Köroğlu Sırtı ile Oruçkar Tepe (C2) arasında Seske formasyonu

Göllüpınar Yayla üyesi ile Köroğlu Tepe üyesi arasında KD-GB uzanımlı ve

yaklaşık 4 km uzunlukta devrik bir kıvrım gelişmiştir. Keypez (A4)-Aşağıidemlik

mahallesi (C4) arasında KD-GB uzanımlı, 4.1-4.5 km uzunlukta devrik bir kıvrım ve

bu ana kıvrım kanatlarında irili ufaklı ikincil kıvrımlar ile kink-bantları

izlenmektedir.

İnceleme alanında gerek Yoncayolu formasyonu, gerekse de Karaböğürtlen

formasyonu oldukça kıvrımlı bir yapı sunmakta, bu iki birim içerisinde irili ufaklı

birçok kıvrım gözlenmektedir.


69

5.2.2. Faylar

Mazılı Tepe (A5) ile Kayapınar Tepe (H3) arasında, Göksun ofiyoliti ile

Binboğa metamorfitlerini sınırlayan KD-GB uzanımlı büyük bir bindirme fayı yer

almaktadır. Daha önceki çalışmalarda Kötüre-Yeniyapan sürüklenimi olarak

adlandırılmış olan (Yılmaz ve ark., 1992) bu bindirme fayı çalışma alanı içerisinde

çok uzun mesafelerde izlenebilmektedir. Bu fay zonu boyunca Binboğa

metamorfitleri, Göksun ofiyoliti üzerine bindirmiştir. Ulaşali Tepe (B1)-Tepesidelik

Tepe (D2) boyunca uzanan ve Binboğa metamorfitleri ile Seske formasyonunu

sınırlayan 4.5-5.1 km uzunluktaki fay boyunca Binboğa metamorfitleri Seske

formasyonu üzerine bindirmiştir. İnceleme alanının KB kesimlerinde yer alan

Kayaköy dolomiti ile Karaböğürtlen formasyonu arasındaki dokanaklar tümüyle

bindirme fayları şeklindedir. Yer yer Kayaköy dolomiti, yer yer de Karaböğürtlen

formasyonu üstte yer almaktadır. Ayrıca Karaböğürtlen formasyonu içerisinde

Kayaköy dolomitine ait tektonik dilimlere de rastlanmaktadır. Eshab-ı Kehf

Mahallesi (G1)’nin güney doğusunda bulunan Karaayı Tepe (H1)’de Yoncayolu

formasyonu mermer üyesi, hem Karaböğürtlen formasyonu, hem de Seske

formasyonu üzerinde tektonik olarak yer almaktadır.

Aygırmağara Tepe (B3) ile Mazılı Tepe (A5) doğu yamacı arasında 3.5-4.1

km uzunlukta, Kötüre Köyü (F5)-Ufacıklar Tepe (G2) arasında 3.7-4.2 km

uzunlukta, Domuzdere Mahallesi (A11)-Polatyolu Sırtı (D7) arasında 5.5-5.7 km

uzunlukta ve Gelin Sırtı (G4) ile Kelhasan Tepe (H2) arasında 3.5-3.7 km uzunlukta

sol yönlü doğrultu atımlı faylar gelişmiştir. KD-GB sol yönlü doğrultu atımlı faylar,

yer yer bindirme fay hatlarını da kesmektedir.

İnceleme alanında genellikle D-B doğrultulu ve eğim atımları G’ye olan

normal faylar gelişmiştir. Ufacıklar Tepe (G2) güney yamacında 1.1-1.2 km

uzunlukta olan ve Yoncayolu formasyonu şist üyesi ile mermer üyesini sınırlayan,

Karayı Tepe (H1) ve Topalhüseyin Tepe (F1) arasında Yoncayolu formasyonu ile

Seske formasyonunu sınırlayan 1.5-2.0 km uzunluklarda iki adet normal fay


70

gelişmiştir. Ayrıca, inceleme alanının KB kesimlerinde değişik uzunluklarda normal

faylar gözlenmektedir.

5.2.3. Uyumsuzluklar

İnceleme alanında yüzeyleyen birimler arasında değişik düzeylerde dört adet

uyumsuzluk düzlemi gözlenmiştir. Kayapınar Tepe (H3)’nin 250 m GD’sunda

gözlenen ve çalışma alanındaki en yaşlı metamorfik olmayan çökel birim

niteliğindeki Harami formasyonu, Göksun ofitoliti üzerinde uyumsuzlukla yer

almaktadır. Köroğlu Tepe (A3) ile Oruçkar Tepe (C2) arasında ve Topalhüseyin

Tepe (F1)’nin 1 km doğusunda Seske formasyonunun Yoncayolu formasyonu

üzerinde açısal uyumsuzlukla yer aldığı izlenmektedir. (?) Geç Miyosen-Pliyosen

yaşlı Ahmetçik formasyonu, Yoncayolu formasyonu ve Göksun ofiyoliti ile dokanak

halinde olup, bu birimlerin üzerinde açısal uyumsuzlukla yer almaktadır. Kötüre

Dere ve Göksun Çayı boyunca izlenen Kuvaterner çökelleri, daha yaşlı olan tüm

birimleri açısal uyumsuzlukla örtmektedir.


71

6. SONUÇLAR VE ÖNERİLER

İnceleme alanında yüzeyleyen kaya türü toplulukları ayrıntılı olarak

çalışılmış, ölçülü stratigrafi kesitleri yapılarak, litofasiyes özellikleri,

stratigrafileri, birbirleriyle olan ilişkileri ile petrografik ve paleontolojik

tanımlamaları yapılmıştır.

Yapılan araştırmalar sonucunda, inceleme alanında allokton ve otokton

konumlu kaya türü toplulukları ayırt edilmiştir. Allokton ve otokton kaya

kütleleri adlandırılarak, formasyon ve üye (Seske formasyonu ile Yoncayolu

formasyonu) düzeyinde ayırtlamalar yapılmıştır.

Değişik çalışmacılar tarafından Paleosen-Orta Eosen yaşı verilmiş olan Seske

formasyonu için yeni yaş bulguları elde edilmiş ve Geç Paleosen-Geç Eosen

yaşlı olduğu tespit edilmiştir. Ancak incelenen alanda Orta Eosen (Lütesiyen)

gözlenmemiştir.

Göksun ofiyoliti düzenli bir seri sunmakta, inceleme alanında, tabakalı

(bantlı) gabro, izotrop (masif) gabro ve levha dayk karmaşığı ile temsil

edilmektedir.

Göksun ofiyolitinde makaslama zonları boyunca ve granitoyid sokulumuna

bağlı (Esence granitoyidleri) olarak dinamik ve kontakt metamorfizma

izlerine rastlanmış, ancak ofiyolitlerin genel anlamda metamorfik olmadığı,

bölgesel metamorfizmaya uğramadığı sonucuna varılmıştır.

Binboğa metamorfitlerinin düşük dereceli (yeşilşist fasiyesi) metamorfizma

geçirdiği belirlenmiştir. Yer yer amfibolit fasiyesine işaret eden

litofasiyeslere rastlanmış, ancak bunların bileşimsel farklılıklardan (genellikle

bazik kökenli olduğu) kaynaklandığı sonucuna varılmıştır.

Binboğa metamorfitlerinde yer alan şist ve kalkşistlerin granatlı düzeylerinde

yapılması gereken kimyasal analizler bu çalışmada yapılamamıştır.

6. SONUÇLAR VE ÖNERİLER Metin BEYAZPİRİNÇ

72

Göksun ofiyoliti ve Binboğa metamorfitleri Maastrihtiyen öncesi (olasılı

Kampaniyen) yaşlı Esence granitoyidleri tarafından kesilmektedir.

İnceleme alanında yer alan en yaşlı metamorfik olmayan çökel birim,

Maastrihtiyen-(?) Paleosen yaşlı Harami formasyonudur. Büyük çaplı nap

hareketlerinin Maastrihtiyen öncesinde tamamlanmış olması gerekmektedir.

Eosen sonrası bindirmeler tespit edilmiş ve yatay hareketlerin Eosen

sonrasında da devam ettiği sonucuna varılmıştır.

İnceleme alanının 1/25.000 ölçekli ayrıntılı jeolojik haritası yapılarak

bölgenin yapısal konumu ortaya çıkarılmıştır.

6. SONUÇLAR VE ÖNERİLER Metin BEYAZPİRİNÇ

73

KAYNAKLAR

AKKOCA, A. B. ve BAHÇECİ A., 1972. Berit Dağı ve Yöresindeki Demir

Prospeksiyonun Jeolojik Raporu. MTA Derleme Rapor No: 5001, Ankara

(yayınlanmamış).

ASUTAY, H. J., TURAN, M., POYRAZ, N., ORHAN, H., TARI, E. ve YAZGAN,

E., 1986. Doğu Toroslar Keban-Baskil (Elazığ) Dolaylarının Jeolojisi. MTA

Derleme Rapor No: 8007, Ankara (yayınlanmamış).

ATASEVER, İ., 1978 b. K.Maraş, Elbistan-Çardak-Mendekli-Havcılar Demir

Zuhurları Raporu. MTA Derleme Rapor No: 6337, Ankara (yayınlanmamış).

AZİZ, A., MEŞHUR, M. ve SERDAR, H. S., 1979. Sarız-Pınarbaşı-Kaynak

Dolayının Jeolojisi ve Hidrokarbon Olanakları. TPAO Rapor No: 1357, Ankara

(yayınlanmamış).

BAYDAR.O., 1989. Berit-Kandil Dağları (Kahramanmaraş) ve Civarının Jeolojisi.

İ.Ü. Doktora Tezi, 248 s., İstanbul (yayınlanmamış).

BEDİ, Y., ŞENEL, M., USTA, D., ÖZKAN, M. K. ve BEYAZPİRİNÇ, M., 2004.

Binboğa Dağları’nın Jeolojik Özellikleri ve Bunların Batı-Orta Toroslar’daki

benzer birimlerle deneştirilmesi. 57. TJK Bildiri Özleri, 271 s., Ankara.

BEDİ, Y., USTA, D., ÖZKAN, M. K., BEYAZPİRİNÇ, M., YILDIZ, H. ve

YUSUFOĞLU, H., 2005. Doğu Toroslar’da (Göksun-Sarız-Elbistan) Allokton

İstiflerin Tektono Stratigrafik Özellikleri. 58. TJK Bildiri Özleri, 262 s.,

Ankara.

BİNGÖL, A. F., 1984. Elazığ-Pertek-Kovancılar (Doğu Toroslar) Yöresinin

Jeolojisi. Toros Jeolojisi Uluslararası Simpozyumu, Tebliğler, Ankara.

BLUMENTHAL, M. M., 1944. Kayseri ile Malatya Arasındaki Toros Bölümünün

Permo-Karbonifer arazisi. MTA Dergisi, 1/3: 105-133, Ankara.

ERDOĞAN, T., 1975. IV. Bölge Gölbaşı Civarının Jeolojisi TPAO Rapor No: 917,

Ankara (yayınlanmamış).

74

ERAKMAN, B., MEŞHUR, M., GÜL, M.A., AKLAN, H., ÖZTAŞ, Y. ve

AKPINAR, M., 1982. Fethiye-Köyceğiz-Tefenni-Elmalı-Kalkan Alanının

Jeolojisi. Türkiye 6. Petrol Kongresi Tebliğleri, Nisan 1982, 19-59 s., Ankara

GÖKALP, E.,1972. Elbistan-Cela İçmeleri Jeoloji, Hidrojeoloji Etüdü Raporu. MTA

Derleme Rapor No: 5827, Ankara (yayınlanmamış).

GRACİANSKY, P.C., 1968. Teke Yarımadası (Likya) Toroslar’ının Üst Üste

Gelmiş Ünitelerinin Stratigrafisi ve Dinaro Toroslar’daki Yeri. MTA Dergisi,

71, 73-92, Ankara.

GRACİANSKY, P.C., 1972. Recherces Geologiques Dans le Taurous Lycien

Occidental, These Univ. Paris, Sud (Orsay), 731 p.

GÖKALP, E., 1972. Ebistan-Cela İçmeleri Jeoloji, Hidrojeoloji Etüdü Raporu. MTA

Derleme Rapor No:5827, Ankara (yayınlanmamış).

GÖZÜBOL, A. M. ve GÜRPINAR. O., 1980. Kahramanmaraş Kuzeyinin Jeolojisi

ve Tektonik Evrimi. Türkiye 5. Petrol Kongresi Jeoloji-Jeofizik Bildirileri, s.

21-29, Ankara.

HAKYEMEZ, Y. ve ÖRÇEN, S., 1982. Medik-Ebreme dolayındaki (Malatya KB’sı)

Senozoyik yaşlı çökel kayaların stratigrafisi ve sedimantolojisi. MTA Jeoloji

Dairesi Rapor No: 186, Ankara.

HATAY, N., 1966. Kahramanmaraş-Göksun-Elbistan Bölgesi Diasporit

Prospeksiyonu Raporu. MTA Derleme Rapor No: 3852, Ankara

(yayınlanmamış).

HEMPTON, M. R. ve SAVCI, G., 1982. Elazığ Volkanik Karmaşığının Petrolojik ve

Yapısal Özellikleri. TJK Bülteni, 25: 143-150 s.

KARUL, B., 1971. Afşin-Yeniyapan-Kitiz Bölgesi’nin Cu-Pb-Zn Aramaları İle İlgili

Jeoloji Raporu. MTA Derleme Rapor No : 4889, Ankara (yayınlanmamış).

KETİN, İ., 1966. Güneydoğu Anadolulu’nun Kambriyen Teşekkülleri ve Bunların

Doğu İran Kambriyeni İle Mukayesesi. MTA Dergisi, 66, Ankara.

75

KURTMAN. F., 1963. Gürün Bölgesinde Elbistan K38 b1 ve K38 b4 Paftalarının

Petrol Etüdü. MTA Derleme Rapor No: 4044, Ankara (yayınlanmamış).

KURTMAN. F., 1978. Gürün Bölgesinin Jeolojisi ve Tektonik Özellikleri. MTA

Dergisi, 91: 1-12 s., Ankara.

METİN, S., 1982. Doğu Toroslar Derebaş (Develi), Armutalan ve Gedikli

(Saimbeyli) Köyleri Arasının Jeolojisi. İ.Ü. Doktora Tezi, İstanbul

(yayınlanmamış).

METİN, S., AYHAN, A. ve PAPAK, İ., 1986. 1/100.000 Ölçekli Açınsama Nitelikli

Türkiye Jeoloji Haritaları Serisi, Elbistan İ22 paftası. MTA yayınları, 15 s.,

Ankara.

METİN, S., AYHAN, A. ve PAPAK, İ., 1987. Doğu Toroslar’ın Batı Kesiminin

Jeolojisi (GGD Türkiye). MTA Dergisi, 107: 1-2, Ankara.

NAZ, H., 1979. Elazığ-Palu Dolayının Jeolojisi. TPAO Arşivi, Rapor No: 1360


ÖNALAN, M., 1986. Kahramanmaraş Tersiyer Kenar Havzasının Jeolojik Evrimi.

Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, 31/2: 1-9, Ankara.

ÖZGÜL, N., 1976. Toroslar’ın Bazı Temel Jeoloji Özellikleri. Türkiye Jeoloji

Kurumu Bülteni, 19/1: 65-78, Ankara.

ÖZGÜL, N., METİN, S., GÖĞER, E., BİNGÖL, İ., ŞENOL, M. ve UYSAL, Ş.,

1981. Munzurlar’ın Temel Jeoloji Özellikleri. MTA Derleme Rapor No: 6995,


PARLAK, O., HÖCK, V., KOZLU, H. and DELALOYE, M., 2004. Oceanic Crust

Generation in an İsland Arc Tectonic Setting, SE Anatolian Orogenic Belt

(Turkey). Geological Magazine, 141: 583-603.

PEHLİVAN, Ş., BARKUT, M. Y., BİLGİNER, E., KURT, Z., SÜTÇÜ, Y. F., CAN,

B., BİLGİ, C., ÖRÇEN, S., SÜER, T. ve KARABIYIKOĞLU, M., 1991.

Elbistan-Nurhak Dolayının Jeolojisi. MTA Derleme Rapor No: 9423, Ankara

(yayınlanmamış).

76

PERİNÇEK, D., 1979 a. Geological İnvestigation of The Çelikhan-Sincik Koçali

Area (Adıyaman Province). İst. Üni. Fen Fak. Mecmuası, Seri B 44: 127-147,

İstanbul.

PERİNÇEK, D., 1979 b. İnterrelations of the Arabian and Anatolian Plates. Guide

Book For Excursion ‘B’ First Geological Congress On Middle East, the

Geological Society of Turkey, 17 p., Ankara.

PERİNÇEK, D. ve KOZLU, H., 1984. Stratigraphic and Structural Relations of the

Units in the Afşin-Elbistan-Doğanşehir Region (Eastern Taurus). In Tekeli, O.,

and Göncüoğlu, M.C. (Eds), Geology of Taurus Belt, 181-198, Ankara-Turkey.

PHİLLİPSON, 1915. Reisen Und Forschungen İm Westlichen Kleinasien. Pett, Mitt.,

H., 167.

POLAT, M. N., 1970. Kahramanmaraş ili Göksun ilçesi Bakır Sahasının Jeolojik Ön

Etüdü. MTA Derleme Rapor No: 4581, Ankara (yayınlanmamış).

STAESCHE, U., 1970. Maraş-Elbistan-Karamağara Neojen Havzası Hakkında

Rapor. MTA Derleme Rapor No: 6383, Ankara (yayınlanmamış).

STAESCHE, U., 1972. Die Geologie Des Neogen Beckens Von/Elbistan Turkei und

Seiner Umrandung. Geologische Jb., B4: 3-52.

ŞENEL, M., SELÇUK, H., BİLGİN, Z. R., ŞEN, M.A., KARAMAN, T., DİNÇER,

M. A., DURUKAN, E., ABRAŞ, A., ÖRÇEN, S. ve BİLGİ, C., 1989. Çameli

(Denizli)- Yeşilova (Burdur)-Elmalı (Antalya) ve Dolayının Jeolojisi. MTA

Rapor No: 9429, Ankara (yayınlanmamış).

ŞENEL, M., AKDENİZ, N., ÖZDEMİR, T., KADINKIZ, G., METİN, Y., ÖCAL,

H., SERDAROĞLU, M.. ve ÖRÇEN, S., 1994. Fethiye (Muğla)-Kalkan

(Antalya) ve Kuzeyinin Jeolojisi. MTA Rapor No: 9761, 121s., Ankara

(yayınlanmamış).

ŞENGÖR, A. M. C. ve YILMAZ, Y., 1981. Tethyan Evolution of Turkey: A plate

Tectonic Approach. Tectonophysics, 75: 181-241.

77

TARHAN, N., 1982. Göksun-Afşin-Elbistan Dolayının Jeolojisi. MTA Derleme

Rapor No :7296, 63 s., Ankara.

TARHAN, N., 1984. Göksun-Afşin-Elbistan Dolayının Jeolojisi. Jeoloji

Mühendisliği, 19: 3-9, Ankara.

TARHAN, N., 1985. Elbistan Enstimatik Ada Yayı Çökel Bulguları ve Yaşı. Jeoloji

Mühendisliği, 23: 3-8, Ankara.

TARHAN, N., 1986. Doğu Toroslar’da Neotetis’in Kapanımına İlişkin Granitoyid

Magmalarının Evrimi ve Kökeni: MTA Dergisi, 107: 95-110, Ankara.

YAZGAN, E., 1981. Doğu Toroslar’da Etkin Bir Paleo-Kıta Etüdü. Yerbilimleri

Dergisi, 7: 83-104, Ankara.

YAZGAN, E., 1983. A Geotraverse Between the Arabian Platform and the Munzur

Nappes, İnternational Symposium on the Geology of the Taurus Belt, Guide

Book For Excursion V, 17 p., Ankara.

YAZGAN, E., 1984. Geodynamic Evolution of the Eastern Taurus Region. In Tekeli,

O. and Göncüğlu, M. C. Eds. Geology of the Taurus Belt, 199-208, Ankara.

YILDIRIM, M., 1989. K.Maraş Kuzeyindeki (Engizek-Nurhak Dağları) Tektonik

Birliklerin Jeolojik, Petrografik İncelemesi. İ.Ü. Doktora Tezi, İstanbul

(yayınlanmamış).

YILMAZ, A., BEDİ, Y., UYSAL, Ş. ve AYDIN, N., 1992. Doğu Toroslar’da

Uzunyayla ile Berit Dağı Arasının Jeolojik Yapısı. MTA Derleme Rapor No:

9453, Ankara.

YILMAZ, A., BEDİ, Y., UYSAL, Ş. ve AYDIN, N., 1993. Doğu Toroslar’da

Uzunyayla ile Beritdağı Arasının Jeolojik Yapısı. TPJD Bülteni, 5/1: 69-87,

Ankara.

YİĞİTBAŞ, E., 1989. Engizek Dağı (K.Maraş) Dolayındaki Tektonik Birliklerin

Petrolojik İncelenmesi. İ.Ü. Doktora Tezi, 347 s., İstanbul.

78

YUSUFOĞLU, H., BEDİ, Y., USTA, D., ÖZKAN, M. K., BEYAZPİRİNÇ, M. ve

YILDIZ, H., 2005. Afşin-Elbistan Neojen Havzasının Tektonik evrimi. Doğu

Toroslar, Türkiye. 58. TJK Bildiri Özleri, Ankara.

79

ÖZGEÇMİŞ

02.02.1970 tarihinde Şanlıurfa iline bağlı Siverek ilçesinde dünyaya geldim.

İlk ve orta öğrenimimi Siverek ve Hilvan ilçelerinde 1986 yılında tamamladım. Aynı

yıl İstanbul Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisliği Bölümünde

lisans öğrenimine başladım. 1991 yılında üniversiteden Jeoloji Mühendisi olarak

mezun oldum. 1993-1995 yılları arasında askerlik görevimi yaptım. Halen, Maden

Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü Jeoloji Etütleri Dairesi Başkanlığı’nda Jeoloji

Mühendisi olarak çalışmaktayım. 2001 yılından beri Doğu Toroslar’da yürütülen

projelerde arazi jeologu olarak görevimi sürdürmekteyim. Evli ve bir çocuk

babasıyım.

Documents

FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ YÜKSEK LİSANS TEZİ şistin tek nikol ve çift nikoldeki ince kesit görünümü (04 E 711A) .37 Şekil 5.20. Yoncayolu formasyonu şist üyesi ile