MADEN JEOLOJİSİ BİLİMİNİN TANIMI

Uygulamalı jeolojinin en önemli kollarından  biri olan  ekonomik jeoloji yerküresini  teşkil eden ve ekonomik olarak yararlanılabilen doğal maddelerin bilinmesini ve bulunmasını amaç edinmiştir. Yerküresini oluşturan mineral toplulukları, kömür, petrol ve hatta su gibi doğal gereçlerden ekonomik olarak yararlanılabilenlere “Maden” adı verilir.Maden jeolojisi, kömür jeolojisi, petrol jeolojisi ve su jeolojisi (hidrojeoloji) ekonomik jeolojinin dallarını teşkil eder. Buradan da anlaşılacağı gibi Maden Jeolojisi deyimi sadece ekonomik değere sahip mineral topluluklarını inceleyen bilim dalı olarak kullanılmaktadır. Metal elde edilen mineral toplulukları Metalik Maden Jeolojisi’nin, diğerleri metalik olmayan maden jeolojisinin veya daha çok kullanılan deyimiyle Endüstriyel Hammaddeler Jeolojisi‘nin  kapsamına girer. Bu derste metalik maden jeolojisi ve endüstriyel hammaddeler jeolojisi bir arada ele alınacaktır.

TARİHÇE

İnsanlar odun, kemik, deniz hayvanlarının kabuğu gibi gereçlerden sonra taş devrinde sileks, obsidiyen ve kil gibi anorgonik maddelerden de yararlanmayı öğrenmişler, bu maksatla kuyular, galeriler açmışlardır. Daha sonra doğadaki olayları gözleyerek nabit metallerin ve bazı minerallerin eriyebildiklerini öğrenmişler ve buna paralel olarak alivyonlardan itibaren bazı nabit metalleri elde etmeye başlamışlardır.İlk kullanılan metal M.Ö. 12000 yıllarında altın olmuştur. İnsanlar aynı devirlerde bakır ve kalay unsurlu mineralleri eriterek, bronz yapmaya başlamışlardır. Bakır ve demir 'in elde edilmesi daha geç olmuştur. Demir’in ilk defa M.Ö. 1500 yılarında Anadolu‘da Hitit’ler tarafından kullanılmış olduğu ileri sürülmüştür. Daha sonrada Anadolu ’da eski Yunanlılar, Romalılar, Ermeniler, Cenevizliler, Ruslar ve İngilizler  altın, gümüş, demir,  bakır, kurşun ve civa gibi unsurları işletmişlerdir. 19. Asrın sonları ile 20. Asrın başları Anadolu’da yeni yatakları bulunup işletile bilmesi bakımından büyük önem taşır. Zonguldak kömür yatakları, Dursunbey krom yatakları, İzmir dolaylarındaki civa, antimuan ve zımpara taşı yatakları bu dönemde bulunmuştur.Cumhuriyet döneminde madencilikte uğraşan Sümerbank, MTA, Etibank; TPAO ve TKİ kurumları kurulmuştur. Maden arama işlemleri bilhassa MTA (1935) tarafından yürütülmektedir.

MADEN JEOLOJİSİ İLE İLGİLİ TERİMLERİ

Metal: Metalik parıltılı, ısı ve elektriği iyi geçiren, iyonizasyon enerjileri düşük, kolayca oksitlenerek pozitif iyonlar verebilen unsurlardır. Doğada mevcut 92 unsurdan çoğu metaldir. Örneğin; Fe, Cu, Pb, Zn, Cr, Ni, ....... Metal olmayan unsurlar ise şunlardır: H, He, B, C, N, O, F, Ne, Si, P, S, C, Ar, As, Se, Br, Kr, Te, I, Xe, At, Rn.Faydalı Mineral: Yeterli miktarda olduğunda ekonomik bir değer taşıyan mineraldir. Cevher minerali deyimiyle de adlandırılır.Cevher: Bir veya daha fazla çeşit faydalı mineral içeren ve ekonomik bir önem taşıyan doğal bir kayaçtır. Sadece faydalı minerallerden müteşekkil olabileceği gibi gang mineralleri de içerebilir.

Maden: Farklı anlamlarda kullanılır;    a) Metal kelimesiyle eş anlamda,b) Cevher kelimesiyle eş anlamda,   c) Cevher çıkartmak için yapılan işletme anlamında. işletme açık veya kapalı olabilir. Küçük işletmeler için maden ocağı deyimi kullanılır.

Ham cevher veya brüt cevher veya tuvenan cevher: Cevherin madenden (işletmeden) çıkarılmış olduğu andaki doğal şeklidir.

Gang veya Kısırtaş: Cevher içerisindeki ekonomik değeri olmayan kısım veya kayaca verilen addır.

Steril: Gang ile eş anlamda kullanılır.Aynı zamanda günün koşuları altında ekonomik önemi olmayan mineral kütlelerini de ifade eder. Yan kayaç veya yan taş: Cevher kütlesinin hemen yanındaki kayaçtır. Saçınım veya stokverk şeklindeki cevherleşmeler için, cevherleşmenin içinde bulunduğu kayaçtır.

Maden yatağı: Ekonomik ve teknik olarak işletilebilir cevherli bir kütleyi ifade eder. Zuhur veya mineralizasyon   veya mineralize zon: Etrafındaki kayaçlara oranla faydalı minerallerin derişik halde bulunduğu yerlerdir. Bir zuhurun maden yatağı teşkil edip etmeyeceği incelemelerle anlaşılır.Belirti: Herhangi bir faydalı mineralin varlığı. Tenör: Cevherin içerisindeki faydalı mineral, bileşim veya metal oranını belirtir. Ağırlık , gr/ton veya gr/m3 şeklinde ifade edilir.olarak  Sınır tenör veya Limit tenör: Kendinden daha düşük bir tenörle işletmenin yapılamayacağını tenördür.Klark: Bir elementin yerkabuğundaki ortalama yüzdesidir. Goldschmidt ‘e (1954) göre O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K ve Mg elementinin klarklarının toplamı %98,59 ’dur. Konsantrasyon: Tenörü, yerkabuğundaki ortalama yüzdesine (klarkına) göre daha yüksek olan bir faydalı mineralin, bileşimin veya elementin (metalin) birikimini ifade eder.Konsantrasyon Klarkı: Bir elementin (metalin işletilebilmesi için, klarkına oranla kaç defa zenginleşmiş olması gerektiğini belirtir.Konsantrasyon Klarkı: Sınır Tenörü / Klark

Rezerv: Cevher kütlesinin ton veya metreküp olarak miktarıdır. Bazı hallerde toplam kütle içindeki faydalı mineral, bileşim veya metal miktarı içinde rezerv deyimi kullanılır. Görünür rezerv: Üç boyutu ile belirlenmiş cevher kütlesi için kullanılır. Muhtemel rezerv: İki boyutu ile belirlenmiş, üçüncü boyutu tahmin edilen cevher kütleleri için kullanılır. Mümkün rezerv: Boyutları belirlenmemiş ve varlığı ancak ümit edilelen cevher kütlesi veya kütleleri için kullanılır. Potansiyel: Varlığı belirlenmiş olmakla beraber işletmesi teknik ve ekonomik nedenlerle günün koşulları altında olanaksız olan, ancak ileride işletilebilecek cevher kütlesinin miktarını belirtir. Metallojeni: Cevherleri mineralojik, petrografik ve jenetik yönden inceleyen bilim dalıdır.

Maden provensi: Benzer özellikteki maden yataklarının birbirlerine yakın olarak bulundukları arazi parçasıdır. Örneğin; Doğu Karadeniz Cu, Pb, Zn, Mn provensi, Elazığ- Hakkari Cr, Cu provensi.Parajönez: Belli bir maden yatağında, benzer kökenli minerallerin gruplanmasıdır. Süksesyon: Minerallerin oluşum sırasıdır.

Senjenetik veya Eşoluşumlu: Cevher kütlesinin veya cevher minerallerinin içinde bulundukları yan kayaçla aynı zamanda ve benzer koşullarda olduğunu belirtir. Epijenetik veya Ardoluşumlu: Cevher kütlesinin veya cevher minerallerinin içinde bulundukları yan kayaçtan sonra ve farklı koşullarda olduğunu belirtir.

İç kökenli veya Endojen veya Hipojen: Oluşum nedenlerinin yerküresinin iç olaylarına bağlı olduğunu belirtir.  Mağmatizmaya ve metamorfizmaya bağlı maden yatakları iç kökenlidir. Dış kökenli veya Ekzojen veya Süperjen: Oluşum nedenlerinin yerküresinin dış olaylarına bağlı olduğunu belirtir. Tortullaşmaya, atmosferik etkenlerle ayrışmaya, taşınmaya bağlı maden yatakları dış kökenlidir.Ante: Önce. Örneğin; Antetektonik: Tektonizma öncesi. Post: Sonra.

Örneğin; Posttektonik: tektonizma sonrası.              Zonalite: Belli özelliklerin kuşaklar halinde bulunmasıdır.

MADEN YATAKLARININ SINIFLANDIRILMASIMaden yataklarının sınıflandırılması, benzer özellikteki cevherleşmeleri bir grup içinde toplamaktan ibarettir. Çeşitli yazarlar farklı kriterlere göre değişik sınıflamalar yapmışlardır. Bunlardan bazıları aşağıda verilmiştir.

1) Cevherlerin kullanıldıkları yere göre: (Lilley’den, 1936, değiştirerek)

a) Metaller: Fe cevheri, Cu cevheri, Pb cevheri ....b) Yakıtlar: Kömür, Petrol, Doğalgaz, ....c) Yapım malzemeleri: Kum, çakıl, taşlar, çimento malzemesi,....d) Kimya maddeleri: Tuz, kükürt, barit, ....e) Gübre maddeleri: Fosfat, potas tuzları, glokonit, ....f) Seramik maddeleri: Kil, silis, feldspat, ....g) Refrakter maddeler: Asbest, grafit, manyezit, ....h) Aşındırıcı maddeler: Korendon, gröna, elmas, ....ı)  İletken olmayan maddeler: Asbest, mika, ....j)  Boya maddeleri: Okr, kil, Diatomit, barit; ....k) Kıymetli ve yarı kıymetli taşlar: Elmas, zümrüt, yakut, ....

2) Element gruplarına göre: Burada sadece Smirnov’un (1976) metalik elementler için ayırdığı gruplar verilecektir.

a) Demir grubu metaller: Fe, Ti, Cr, Mn. b) Açık renkli metaller: Al, Li, Be, Mg.c) Demirsiz metaller: Cu, Zn, Pb, Sb, Ni. d) Nadir metaller: W, Mo, Sn, Co, Hg, Bi, Zr, Cs, Nb, Ta.e) Asil metaller: Au, Ag, Pt, Os, Ir. f) Radyoaktif metaller: U, Th, Ra.g) Dağınık elementler: Sc, Ga, Ge, Rb, Cd, İn, Hf, Re, Te, Po, Ac. h) Nadir toprak elementleri: La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tu, Yb, Lu.

3) Jeolojik Sınıflamalar: En çok kullanılan bu sınıflamalar jeolojik olaylara ve jenetik faktörlere göre yapılmıştır. Kullanacağımız sınıflama (ROUTHIER, 1985,değiştirerek) bu çeşittir.

A) DIŞ KÖKENLİ YATAKLAR      

1) Yüzeysel ayrışma olaylarına bağlı yataklar1.a) Kalıntı yatakları 1.b) Oksidasyon sementasyon zonu yatakları2) Kırıntı yatakları 3) Tortullaşmaya bağlı yataklar

B) İÇ KÖKENLİ YATAKLAR

1) Plütonizmaya bağlı yataklar 1.a) Granitlere bağlı yataklar1.a.a) Pegmatitik yataklar1.a.b) Pnömatolitik yataklar1.a.c) Pirometasomatik yataklar1.a.d) Hidrotermal yataklar1.b) Nefelinli siyenit ve karbonatitlere bağlı yataklar

1.c) Gabro ve peridoditlere bağlı yataklar

2) Volkanizmaya bağlı yataklar

3) Metamorfizmaya bağlı yataklar

Routher (1958) maden yataklarının ‘Tip’lere ayrılmasını önermektedir. Burada ‘tip’ deyimi, doğa birimlerindeki en dar kapsamlı grup olan ‘cins’ deyimine tekabül etmektedir. Böylece incelenebilecek bütün özellikler dikkate alınacak ve maden yatağının bir çeşit fişi çıkarılacaktır. Bütün özellikleri birbirlerinin aynı olan iki maden yatağı aynı tipte sayılacaktır.

4) Niggle’nin Maden Yatakları SınıflamasıI- Plütonik ve İntrüzifA- Ortamağmatik         1. Elmas, Platin-Krom     2. Titan-Demir-Nikel-BakırB- Pnömatolitik-Pegmatitik     1. Ağır Metaller, Alkali Toprak Elementleri, Fosfor-Titan     2. Silisyum-Alkali-Fluor-Bor-Kalay-Molibden-Tungsten     3. Turmalin-Kuvars BirliğiC- Hidrotermal     1. Demir-Bakır-Altın-Arsenik     2. Kurşun-Çinko-Gümüş     3. Nikel-Kobalt-Arsenik-Gümüş     4. Karbonatlar, Oksitler, Sülfatlar, Fluorürler

II. Volkanik veya EkstrüzifA- Kalay-Gümüş-BizmutB- Ağır MetallerC- Altın-GümüşD- Antimon-CivaE- Doğal BakırF- Sualtı-Volkanik ve Biyokimyasal Yataklar

5) Schneiderhöhn’nin Maden Yatakları SınıflamasıI. İntrüzif ve Likid Mağmatik YataklarII. Pnömatolitik YataklarA- Pegmatitik DamarlarB- Pnömatolitik Damarlar ve SaçınımlarC- Kontakt Pnömatolitik Ornatımlar

III. Hidrotermal YataklarA- Altın ve Gümüş BirliğiB- Pirit ve Bakır BirliğiC- Kurşun-Gümüş-Çinko BirliğiD- Gümüş-Kobalt-Nikel-Bizmut-Uranyum BirliğiE- Kalay-Gümüş-Tungsten-Bizmut BirliğiF- Antimon-Civa-Arsenik-Selenyum BirliğiG- Sülfid Olmayan BirliklerH- Metal Olmayan Birlikler   

IV. Gaz Çıkışlarına Bağlı Yataklar

6) Lindgren’in Maden Yatakları SınıflamasıI- Yataklar kimyasal proseslerle meydana getirildi. Sıcaklık ve basınç değişimleri geniş limitler arasındadır.

A- Mağmalarda Farklılaşma Prosesleri ile

  1. Uyumlu Mağmatik Yataklar, Mağmatik Segregasyon Yatakları, Enjeksiyon Yatakları. Sıcaklık 700-1500 °C arasında; basınç çok yüksek  2. Pegmatitler. Sıcaklık çok yüksek-orta, basınç çok yüksek

B- Kayaçların Kütlelerinde

  1. Konsantrasyon kayaca yabancı maddelerin girişi ile gerçekleşir (Epijenetik)a) Kökeni mağmatik kayaçların patlamasına bağlı olanlar  i. Volkanojenik; yataklar genellikle volkanik kümelerle ilişkilidir. Sıcaklık 100-600°C arasında, basınç orta-atmosferik  ii. Püskürük kütlelerden; sublimleşme ve fumerollerden yataklanma sıcaklık 100-600°C arasında, basınç orta-atmosferik  iii. Sokulum kütlelerinden; Mağmatik-Metamorfik Yataklar. Sıcaklık muhtemelen 500-800°C arasında, basınç çok yüksek

b) Mağmatik kökenli sıcak suların yukarı çıkmasıyla           

  i. Hipotermal yataklar; yataklanma ve konsantrasyon büyük derinliklerde veya yüksek sıcaklık ve basınçtadır. Sıcaklık 300-500 °C arasında basınç çok yüksek.   ii. Mesotermal yataklar; yataklanma ve konsantrasyon orta derinliktedir. Sıcaklık 200-300 °C arasında basınç yüksek.   iii. Epitermal yataklar; yataklanma ve konsantrasyon az derinliktedir. Sıcaklık 50-200 °C arasında, basınç orta.   iv. Teletermal yataklar; hemen hemen tüketilmiş çözeltilerden yataklanma, sıcaklık ve basınç düşük, hidrotermal alanın üst kısmı.   v. Ksenotermal yataklar; yataklanma ve konsantrasyon sığ derinliklerde fakat yüksek sıcaklıktadır. Sıcaklık yüksek-düşük aralığında, basınç orta ve atmosferik.

c) Köken orta veya az derinlikte meteorik suların dolaşımına bağlıdır. Sıcaklık 100 °C ye kadar, basınç orta.

2. Jeolojik kütlelerin içerdiği maddelerin konsantrasyonu ile

    a) Dinamik ve bölgesel metamorfizma ile konsantrasyon. Sıcaklık 400 °C basınç yüksek.    b) Derinlerde dolaşım halindeki yer altı suyuyla konsantrasyon. Sıcaklık 0-100 °C arasında basınç orta.    c) Yüzeye yakın kesimlerde kayacın ayrışması ve bozuşmasından kalanların konsantrasyonu ile gelişen yataklar. Sıcaklık 0-100 °C arasında basınç orta ve atmosferik.

C) Su Kütlelerinde

     1. Volkanojenik; volkanizma ile ilişkili sualtı kaynakları, sıcaklık yüksek-orta, basınç düşük-orta.     2. Eriyikleri Etkileşimi ile. Sıcaklık 0-70 °C arasında, basınç orta         

         a) İnorganik Reaksiyonlar         b) Organik Reaksiyonlar

3. Çözücülerin Buharlaşması ileII. Yataklar konsantrasyonun mekanik prosesleri ile meydana geldi. Sıcaklık ve basınç orta-düşük.

7) Lındgren (1985) ‘in Geliştirilmiş Maden Yatakları Sınıflaması.

I. Yataklar kimyasal prosesler sonucu oluşturulur. Sıcaklık ve basınç geniş bir aralıkta değişir.      A) Mağmalarda, diferansinasyon prosesleri ile

       1. Mağmatik segregasyon, enjeksiyon, katmanlaşmış mafik intrüzyon. Sıcaklık 700-1500 °C arasında basınç çok yüksek       2. Karbonatitler, kimberlitler. Sıcaklık 700-1500 °C arasında, basınç çok yüksek.       3. Anortozitler, gabrolar. Sıcaklık 700-1500 °C arasında basınç çok yüksek.       4. Kısmen porfiri baz metal yatakları (B1 bi). Sıcaklık ve basınç orta       5. Pegmatitler. Sıcaklık yüksek-orta, basınç yüksek

B- Kaya Kütlelerinde

 1. Konsantrasyon epijenetik unsurların girişi ile gerçekleşir.           a) Kökeni mağmatik kayaçların patlamasına bağlı olanlar

         i. Sığ volkanojenik volkanik birikimlerle ilişkilidir. Sıcaklık 100-1200 °C arasında basınç atmosferik-orta.         ii. Gazlardan kristallenme (sublimate), fumeroller. Sıcaklık 100-600 °C arasında basınç atmosferik.

      b) Kökeni mağmatik veya meteorik kökenli hidrotermal sıvıların yukarı çıkmasına bağlı olanlar 

         i. Porfiri baz metal yatakları ( A4 ) sıcaklık 200-800 °C arasında basınç orta.         ii. Cordilleran damarları; orta ile sığ derinliklerde         iii. Mağma ile metamorfik. Sıcaklık 300-800 °C arasında, basınç düşük-orta.         iv. Epitermal yataklar; sığ ve orta derinliklerde sıcaklık 50-300 °C arasında basınç düşük.

       c) Kökeni dolaşım halinde olan meteorik sulara, remobolizasyon eriyiklerine bağlı olanlar

         i. Missisipi vadisi tipi yataklar. Sıcaklık 25-200 °C arasında basınç düşük         ii. Batı ülkeleri uranyum yatakları. Sıcaklık 25-75 °C arasında basınç düşük.             d) Kökeni deniz suyu dolaşımına bağlı olanlar

          i. Okyanusal kabuk yatakları, bacalar, kızıldeniz. Sıcaklık 25-350 °C arasında basınç düşük.          ii. Volkanik gaz çıkışları

II. Epijenetik veya sinjenetik olarak jeolojik kütlelerin içerdiği maddelerin konsantrasyonu ile

       a) Dinamik ve bölgesel metamorfizma ile konsantrasyon. Sıcaklık 25-600 °C arasında basınç yüksek.       b) Derinlerde dolaşım halindeki yer altı suyu ile konsantrasyon. Sıcaklık 0-150 °C arasında basınç orta

       c) Yüzeye yakın kısımda aşındırılarak bozulan ve artan kayalarla konsantrasyon. Sıcaklık 25-50C arasında, basınç atmosferik.

C) Sudaki Kütlelerde, Sinjenetik

1. Volkanojenik; volkanizma ile ilişkili sualtı kaynakları. Sıcaklık 25-350 °C arasında, basınç hidrosferik; okyanusal kabuk yatakları.               a) Masif sülfidler-Kıbrıs               b) Manganez-Nikel-Bakır Nodülleri          2. Volkanojenik; sedimanlarla ilişkili sualtı kaynakları. Sıcaklık 25-75 °C arasında basınç hidrosferik.               a) Ana kaya siyah şeyller        3. Eriyiklerin etkileşimi ile. Sıcaklık 0-70 °C arasında basınç orta               a) İnorganik Reaksiyonlar               b) Organik Reaksiyonlar        4. Çözücülerin buharlaşması ile               a) Evaporitler. Sıcaklık 25-75 °C arasında basınç düşük ve atmosferik      5. Kimyasal tortullaşma ile sıcaklık 25-75 °C arasında basınç düşük               a) Baz metaller                b) FosfatlarII. Mekanik proseslerle meydana getirilen yataklar. Sıcaklık ve basınç düşük, yüzeysel

1.Aluvyal plaserler2.Denizel plaserler

III. Meteorit çarpışması sonrası gelişen yataklar

Meyer in maden yatakları sınıflaması

  1)Mafik mağmatik kayaçlarda yataklar    Kromit                  Katmanlanmış karmaşıklarda stratiform         Alpin tip peridotitlerdeki podlar

    Nikel-Sülfid yatakları         Kambalda tip          Sudbury tip         Insizwa tip

      Anortozitli Titan          Katmanlaşmış karmaşıklarda stratiform          Masiflerde ilmenit

2) Volkanik topluluklarda volkanojenik masif sülfidler          Ofiyolit istiflerdeki Kıbrıs tipi           Andezit-riyolit istiflerde Noranda tipi           Kuroko ve benzeri tipler

3)  Sedimanlarda yataklar

      Yerleşik sediman sülfit yatakları          Kumtaşı ve şeyllerde bakır          Klastik sedimanlarda kurşun-çinko          Missisipi Vadisi Tipi

      Demir yatakları           Bantlı demir formasyonları           Clinton-Minette madenleri

4) Stratabound yatakları

        Uranyum yatakları                  Uyumsuz damar tipi                 Kumtaşı ve Kaliş tipi

        Altın madenleri                 Demir formasyonlarında altın                 Altın-Kuvars damarları                 Altın-Uranyum konglomeraları

5) Granodiyorit-Kuvars monzonit, hidrotermal         Porfiri bakırlar         Kalay-Tungsten yatakları

MADEN YATAKLARININ İNCELENMESİ

Maden jeoloğunun bir maden provensini, bir maden yatağını, bir zuhuru veya bir belirtiyi incelerken yapacağı işler çok çeşitlidir. Doğrudan maden yatağına, zuhura veya belirtiye ilişkin özellikler dışında çevre oluşuklarının da çevre özelliklerinin büyük bir önem taşıdığı hiçbir zaman unutulmamalıdır. Dolayısıyla maden Jeoloğu aynı zamanda mineraloji, petrografi, stratigrafi, sedimantoloji, paleontoloji vb. bilim dallarından yararlanmasını bilmelidir. Saha çalışmaları genellikle şu işlemlerden ibarettir;Yakın yörenin 1/25000 veya daha büyük ölçekli haritası yapılır. Genel jeolojik özellikler incelenir. Bizzat maden yatağının stratigrafik konumu, göreceli yaşı incelenir. Yan kayaçlar ayrıntılı incelenir.Ayrışma ürünleri incelenir, gerekirse ayrışma haritası yapılır. Yatak şekli ve yapısal özellikleri incelenir. Pusulayla ve şerit metreyle ölçüler alınır. Cevherleşmenin mineralojik özellikleri incelenir. Kimyasal, Jeokimyasal, fiziksel, jeokronolojik analizler ve mikroskobik incelemeler için örnek toplanır. Bizzat maden yatağının ve eğer varsa galerilerin ayrıntılı haritaları yapılır. Gerektiğinde örnek almak için sondaj, yatağın şeklini, boyutlarını, yapısal özelliklerini  saptamak için sondaj ve jeofizik etütler yapılır, galeri ve yarmalar açılır.Gerektiğinde portatif aletlerle kayaçların flüoresans, radyoaktivite gibi özellikleri incelenir. Halen işletilmekte olan bir yatakta maden jeoloğu işletmeye yardımcı olur.

Laboratuar çalışmaları genellikle şu işlemlerden ibarettir:

Kimyasal analizler yapılır. Jeokimyasal analizler yapılır.

Gerektiğinde fiziksel analizler (sertlik, tane boyutları, flüoresans,vb.) yapılır. Gerektiğinde Jeokronolojik analizler yapılır. Mikroskobik incelemeler yapılır. Bu maksatla bilhassa maden mikroskobu da kullanılır.Gerektiğinde cevher zenginleştirme deneyleri yapılır. Büro çalışmaları genellikle şu işlemlerden ibarettir:Saha çalışmalarına başlamadan önce literatür araştırması yapılır.Saha ve laboratuar çalışmaları değerlendirilerek yatağın parajenezi, süksesyonu, varsa zonalitesi, kimyasal bileşimi, tenörü, rezervi, ve. özellikleri saptanır, sentezler yapılır.Çeşitli jeolojik, yapısal, metalojenik haritalar hazırlanır.Yatak hakkındaki bütün bilgiler derlenerek yazılır.Gerektiğinde sondaj, jeokimya, işletme, cevher zenginleştirme vb. işlemler hakkında öneriler hazırlanır. Anlaşılacağı gibi bu çok çeşitli işlemler aslında bir ekip çalışmasını gerektirmekte ve maden jeoloğunun yanında kimyager, jeofizikçi, sondör ve işçi gibi kimseler de görev yapmaktadır.

YATAKLANMA ŞEKİLLERİ – CEVHER YAPILARI

YATAKLANMA ŞEKİLLERİ

Bir maden yatağı, belli şekilde olabileceği gibi birçok ayrı ve birbirine geçişli şekillerde de bulunabilir.

A. DÜZENLİ YATAKLANMALAR

a) KATMAN YATAKLANMALAR (= tabaka yataklar)

Tabaka biçiminde, yöre kayaçlarının katmanlanma yüzeylerine paralel olarak oluşmuş maden yataklarıdır. İki boyutta yayılırlar (bazen kilomertrelerce), tabaka kalınlığına tekkabül eden üçüncü boyut genellikle birkaç metreyi aşmaz. Katman yataklar tortullaşmaya bağlı yatakların karakteristik şeklidir. Alttaki daha yaşlı tabakaya taban, üstteki daha genç tabakaya tavan denir. Örnek: Çamdağ (Sakarya) oolitik demir yatakları, Denizli Tavas- Ulukent mangan yatakları

b) KATMANSI YATAKLAR:

Şekil ve duruş bakımından katman yataklardan farksızdırlar. Ancak bu deyim iç kökenli veya oluşumları tartışmalı yataklar için kullanılır. Tavan ve taban tabakaların oransal yaşlarına veya doğrudan arazideki duruşlarına göre saptanır. Katman ve katmansı yataklar stratiform yataklar olarak da adlandırılır. Örnek: Bushveld (Güney Afrika) kromit yatakları, Turhal (Amasya) Antimuan yatağı

Şekil : Bushveld (Güney  Afrika) kromit yatakları

c) ÖRTÜ YATAKLAR:

Diğer oluşuklarının üzerinde örtü şeklinde dururlar. Kalıntı ve Oksidasyon zonu yatakları bu şekildedir.

Şekil : Karalar (Gazipaşa) Pb – Zn yataklanması

d) DAMARLAR:

Diğer boyutlarına oranla kalınlığı az iki yüzeyi birbirine paralel yan kayacı kat etmiş (epijenetik) cevherli kütlelerin duvara benzer yerleşme şekilleridir. İç kökenli yataklara aittir. Damarların uzunluğu (yatay kesitte) ve boyu (düşey kesitte) genellikle birkaç yüz metreyi aşmaz. Damarın kontağındaki yan kayaca çeper (epont) adı verilir. Damarın altındaki çepere taban, üstündekine tavan denir.Damarı dolduran, tavanından tavanına kadar içermiş olduğu tüm malzeme damar dolgusu diye adlandırılır. Damar dolgusu ile çeperler arasında, kontak boyunca özel bir litoloji, örneğin kil oluşabilir; buna salband denir.Damar dolgusu içinde esas cevherleşme çok değişik şekillerde bulunabilir, ancak çoğu kez bunlar kuşaklar veya sütunlar halindedir.

Damarlar şekillerine göre şu isimleri alırlar:

      1. Damarcık      2. Katman Damar            3. merceksi oluk   4. Semer Damar   

Damarlar ender olarak tek başlarına bulunurlar, bunlara “basit damar” denir. Çoğu kez, birçok damar bir arada bulunarak; bir “damar ağı” veya “damar alanı” meydana getirirler. Bu şekiller;

1. Paralel Damarlar   2. Zig-zag Damarlar   3. Birbirine dik Damarlar   4. Örgü Damarlar      5. Birbirine oblik Damarlar   6. At Kuyruğu Damarlar   7. Radial veya Işın Damarlar

Şekil : Bir damarın ayrıntısı

Şekil : Katman damar

Şekil : Merceksi damar

Şekil : Bölmeli Damar

d) MERCEKLER:

Kalınlıkları diğer boyutlarına göre az ve her doğrultuda incelerek son bulan yatak şeklidir. Genellikle tortul, kırıntılı pegmatitik ve volkanojenik yataklarda görülür. Bazı kromit yataklarında rastlanan boğumlu mercekler için podiform deyimi kullanılır.

Şekil : Podiform yataklanma şekli

B) YARI DÜZENLİ YATAKLANMALAR:

a) PİPOLAR:

Yatay kesitleri oval, derine doğru darlaşan ve dolgusu genellikle breşik olan yataklanma şekilleridir. Çoğu kez Pnömatolitik yataklarda görülür.

Şekil : Puy Les Vignes Piposu

b) BACALAR:

Yatay kesitleri dairemsi, derine dalan tüpler halindedir. Bunlar genellikle volkanik püskürme bacalarının dolgusudur. Dallı, budaklı ve yer yer sıkma ve açmalı olabilirler. Örnek: Elmas için işletilen Güney Afrika kimberlit bacaları, Pravedencia Meksika Pb – Zn yatakları olabilirler.

Şekil : Pravedencia Meksika Pb – Zn yatakları

C) DÜZENSİZ YATAKLANMALAR

a) SAÇINIMLAR: (Disseminasyon)

Cevher mineralleri kayaç hacmi içinde genellikle düşük tenörde dağılmış olarak bulunur. Saçınımlı cevherin dağıldığı hacim;  Katman şeklinde düzenli olabilir, Bir kırık hat boyunca ve onun civarında yarı düzenli olabilir, herhangi düzensiz bir şekilde olabilir. Saçınım halindeki cevher tanelerine inklüzyon denir. İnklizyonlar bazı hallerde sıkışarak, az çok merceğe benzer siliyren adını verdiğimiz kümeleri oluştururlar. Saçınımlı yatak şekilleri genellikle gabro ve peridotitlere bağlı yataklarda görülürler.

Şekil : Şiliyren

b) STOKVERK:

Çok ince damarların sık bir ağ oluşturmasıyla meydana gelen yataklanma şekline verilen isimdir. Genellikle porfiri bakır ve hidrotermal yataklarda görülür.

 

Stokverk şeklinde Yataklanmalar

a:Çatlaklar cevherle dolmuştur.b: Cevher ince çatlakları sıvamakta ve kayacı içermektedir.

Şekil : Stokverk şeklinde cevherleşme

c) YIĞINLAR VEYA STOKLAR:

Sınırları girintili çıkıntılı, basit bir geometrik şekille gösterilmeyen cevher yığışımlarıdır. Karstik bir arazinin çukurlarının dolmasıyla oluşmuş kalıntı yatakları, kırık arakesitlerinde, eklem düzlemleri ile katman düzlemlerinin kesiştiği kesimlerde gelişmiş pnomatolitik, pirometasomatik ve hidrotermal yataklar, sokulum halinde oluşmuş bazik ve ultrabazik kayaçlara bağlı bazı yataklar tuz domları bu şekildedir.

Yığınlar şekil benzetmeleri ile kese, torba gibi isimlerde alırlar. Asıl büyük bir yatağın kenarındaki küçük yığınlara cep adı verilir. Çok küçük fakat platin gibi kıymetli metaller için işletilebilecek önemde olan yığışımlara cevher topağı denir.

Şekil :  Kese şeklinde Kromit yatakları

CEVHER YAPILARI

Burada yapı (Fransızca ve Almancada’da tekstür, İngilizce’de strüktür) deyimiyle mineral kümelerinin birbirine göre duruş şekilleri ve genellikle, örnek ölçeğindeki cevherin makroskopik görünümü ifade edilmektedir. Ancak mikroskopta seçilen bazı yapı çeşitleri doku olarakta ifade edilebilir. Aynı bir yatakta hatta aynı bir örnekte, birçok yapı çeşidi bir arada bulunabilir.

Som Yapı ( =Masif Yapı) : Gang mineralleri olmaksızın faydalı mineraller bir arada bulunabilir.

Benekli Yapı  ( =Taneli Yapı, =Saçınımlı Yapı) : Faydalı mineraller gang mineralleri arasında veya yankayaç içinde gözle görülür taneler halinde dağınık şekilde bulunur. Benekli yapı deyimi genellikle birkaç milimetreden daha iri boyutlu cevher taneleri için kullanılır.

Eşit Taneli Yapı : Taneler yaklaşık eşit boyutlardadır.

Farklı Taneli Yapı : Taneler oldukça farklı boyutlardadır.

Yapraklı Yapı (= Laminar Yapı) : Mineraller yaklaşık paralel yapraklar halindedir.

Lifsi Yapı : Mineraller lifsi görünümündedir.

Kuşaklı Yapılar : Ayrı ve aynı cins mineraller birbirini izleyen düzeyler ve halkalar biçiminde sıralanmışlardır. Farklı mineral kuşakları bulunduğunda zonlu yapılar deyimide kullanılabilir. Kuşaklı yapının birçok çeşidi vardır;

7.1.Yollu Yapı : Farklı mineral kuşakları düzeyler halinde sıralanmışlardır. Yollu yapılar bakışımlı veya bakışımsız olabilir.

7.2.Bantlı Yapı : Farklı mineral kuşakları düzeyler halinde birçok kez tekrarlanırlar.

7.3.Kolloform Yapı ( =Böbreğimsi yapı = Pıhtı yapı) : Kolloidal bir ortamdan itibaren oluşan çok ince taneli mineraller yumru veya böbreğimsi şekilde, konsantrik eğri düzlemler halinde bulunurlar.

7.4.Sferoidal Yapılar ( =Globüler yapılar) : Mineral kümeleri kuşaklar halinde küre veya elipsoidler meydana getirir. Bu yapılar kendi aralarında şu çeşitlere ayrılırlar:

7.4.1. Yumru Yapısı : Mineral kümelerinin boyutları birkaç santimetreden fazladır.

7.4.2. Kokard Yapı : Farklı veya aynı cins mineraller bir odak çevresinde düzensiz halkalar şeklinde toplanmışlardır.

7.4.3. Drüz Yapısı ( =Jeoid Yapı) : Mineraller eğri bir düzlemden itibaren boşluğa doğru büyümüşlerdir.

7.4.4. Işınsal Yapı : İğne veya çubuk halinde mineraller bir odak etrafında ışınsal olarak bulunurlar.

7.4.5. Oolitik veya pizolitik yapı : Sadece tortullaşmaya bağlı yataklarda rastlanan, boyutları ufak küre veya basık elipsoidler şeklindeki mineral kümelerinin yapılarıdır.

7.4.6. Gözenekli Yapı : Cevher mineralleri gözenek  dolgusu olarak bulunur.

a.Kovuklu Yapı : Mineraller aralarında irili, boşluklar bırakarak yığışmışlardır.

b.Hücreli Yapı : Cevherde düzlemsi kenarlı boşluklar bulunur.

c.Kırıklı Yapı ( =Breşik Yapı ) : Cevher mineralleri breşik bir kayaçta çimento olarak bulunur veya kırılmış cevher minerallerinin arasında çimento olarak herhangi bir malzeme bulunur.

d.Toprağımsı Yapı : Kolayca ufalanır cevherlerin yapısıdır.

İÇ KÖKENLİ YATAKLAR

Oluşum nedenleri yerkabuğunun içinde plütonizma, volkanizma ve metamorfizma gibi olaylara bağlı yataklardır.

İÇ KÖKENLİ YATAKLARLA İLGİLİ GENEL KAVRAMLAR

Yerkabuğu içinde veya altındaki olayların karmaşıklığı ve doğrudan izlenememesi nedeniyle bu yataklar hakkındaki türümsel bilgiler kısırdır. Genellikle, laboratuarlarda yapay oluşuklar üzerinde yapılan çalışmalarla sorunlara çözüm aranır.İç kökenli yatakların oluşumunda rol oynayan en önemli faktörler ısı, basınç ve kimyasal bileşimdir. Böylece fizikokimyasal esaslara göre kristalleşen mineraller iç kökenli yatakları meydana getirirler.

A ) JEOLOJİK ISI ÖLÇÜMLERİ :

İç kökenli yatakların oluşumunda en önemli rolü oynayan ısı genellikle mağmanın veya bu mağmadan türeyen ürünlerin kendi ısılarıdır. Bununla beraber jeotermik gradyana, sokulumlara, kimyasal reaksiyonlara, çekirdek reaksiyonlarına ve mekanik etkenlere bağlı ısılar da bazı durumlarda rol oynarlar. Belli bir ortamda bu ısıların tümü jeolojik ısıyı oluşturur.Jeolojik ısı ölçümü aynı bir kimyasal ortamın faz ve şekil değişimlerinin nedeni olan ısı derecelerinin belirlenmesidir. Ayrıntılı jeolojik ısı ölçümleri, maden yataklarının oluşum koşulları hakkında önemli bilgiler sağladığından, maden jeologu için önemi büyüktür. Ancak, maden jeologu çok kaba bir fikir sahibi olmak istiyorsa maden yatağının jeolojik oluşum koşulunu veya bu yataktaki belli başlı mineral birliklerini bilmesi yeterlidir.Yatağın jeolojik oluşum koşulları: Çeşitli deneysel yöntemlerin sağladığı bilgilerle, farklı jeolojik koşullar altında oluşan yatakların yaklaşık ısıları bilinmektedir. Bu ısılar iç kökenli yatakların sınıflandırılması bahsinde verilmiştir.Mineral birlikleri: İç kökenli yataklarda aşağıda isimleri verilen minerallerden birkaçının beraberce bulunması yatağın oluşum ısısı hakkında kabaca bir fikir verebilir;

Yüksek ısı ( > 300°c): Kromit, Manyetit, Spekülarit, Pirotin, Arsenopirit, Kassiterit, Volframit, Molibdenit, bizmutinit, Granat, Piroksen, Amfibol, Topaz, Turmalin, Beril, vb.,..

Orta ısı (300 - 200°C): Kalkopirit, Galen, Çinkoblend, Tetraedrit

Alçak ısı (200°C > ): Antimonit, Realgar, Zinober, Tellürürler, Seleneürler, Arjantit, Nabit gümüş, Markasit, Adüler, Barit, Kalseduan, Rodokrozit, Siderit, vb.,..

Ayrıntılı jeolojik ısı ölçümleri ise çeşitli şekillerde gerçekleştirilebilir, ölçümlerde yararlanılan minerallere jeolojik termometre denir.

1) Ergime; Jeolojik ısı ölçümlerinde çok az kullanılır. Çünkü ergime ısısı mineralin dengede olma halinin en üst sınırını belirtir. Ortamda başka maddelerin varlığında ergime ısısı çok daha düşüktür. Jeolojik ısı ölçümlerinde ancak düşük ergime ısıları bir anlam taşır. örneğin; nabit bizmut 271°C, orpiment 310°C, realgar 320°C.

2) Yeniden Kristallenme: Metamorfizmaya bağlı yataklarda katı ortamda yeni minerallerin oluşmasına yeniden kristallenme denir. Metamorfizma fasiyeslerini işaret eden bazı minerallerin ancak belli ısılar arasında oluştuğu saptanmıştır. Örneğin kontakt metamorfizmada albit ve epidot mineralleri 1000 bar'lık bir basınç altında 400°C ile 530°C arasında kristallenir. Daha yüksek ısılarda bu mineraller dengede değildir. 3) Polimorf Değişimler ( = inversiyon): Kimyasal olarak aynı, fakat kristallografik olarak farklı bir fazdan diğerine geçişi ifade ederler. Çoğu geçişler tam belirli bir sıcaklıkta oluşur ve ısı ölçümüne yarayabilir. Yüksek, ısıda oluşan mineral, alçak ısıda oluşan aynı kimyasal bileşimdeki minerale oranla daha yüksek bir simetri derecesine sahiptir. Silisin polimorf değişimleri klasiktir Eğer  bir mineralde, özellikle sülfürlerde, anizotrop ve izotrop zonlar bir arada bulunuyorsa yüksek ısıdaki kristal şeklinin düşük ısıdaki kristal şekline dönüşmüş olduğu anlaşılır. Eğer mineral tamamen anizotrop ise polimorf değişim ısısının altında meydana gelmiştir.

4- Tipomorf Mineraller: Bazı mineraller ısı ve basınç koşullarına göre, aynı kristal sistemlerine sahip olmakla beraber, değişik şekil, renk ve bileşimde olabilirler. Böyle minerallere tipomorf mineral adı verilir. En tipik olanları kuvars, topaz, turmalin, kassiterit ve mikalardır. Ayrıca granatlar, zirkon, apatit, flüorit, kalsit, pirit, vb. tipomorf özelliklere sahiptir. Örneğin: Turmali’nin tipomorf fasiyesleri şöyledir:

1100 – 800 C  Oluşan turmalinler çok uzun prizmalar halinde ışınsal yapılı siyahtır.600 –500 C     Çok uzun olmayan iri siyah turmalinler550 – 500 C    Yarı saydam, mavi turmalin500 – 450 C  Çok renkli pembe turmalinler, önce kahverengi sonra yeşil pembe ve kiraz turmalinler kristalleşir.400 – 300 C    İğneler şeklinde, uzun, ince siyah turmalinler

5) Eksolüsyon Isısı: İki bileşenin (A ve B) ergiyiklerinin karışımından karışık bileşimli kristaller meydana gelir. Bu karışık kristallere katı eriyik =katı çözelti (= solüsyon solid) adı verilir.Katı bir çözelti içindeki fazlalık bir bileşen eksolüsyon ısısı denilen bir ısının altında kristalleşerek eksolüsyon dokularını oluşturur. Bu dokular bir mineralin diğeri içinde katı çözelti halinde daha önce var olduğunu ve bu iki mineralin ayrılmasının soğuma ile gerçekleştiğini gösterir. Birbirlerinden ayrı olarak bulunan bu mineraller ısıtılırsa, eksolüsyon ısısında yeniden katı çözelti haline geçerler. Böylece eksolüsyon ısıları mineral birliğinin kristallenmesi için gerekli ısının alt sınırını verirler ve jeolojik ısı ölçümü olarak kullanılırlar.Bu mineral ısıtıldığı zaman tek bir çözelti meydana gelir. Soğutulduğu zaman iki mineral meydana gelir. Oluşukları ısıya eksolisyon ısısı adı verilir. Biri diğeri içinde katı çözeltidir.   

Örneğin: Kalkozin – Kovellin: 75 oCKalkopirit – Pirotin: 250 oCBornit  –  Kalkopirit: 300 oC Kalkopirit – kübanit: 450°C

6) Sıvı Kapanımlar: Cevher veya gang mineralleri mikroskopla saptanabilecek boşluklara sahiptir. Bu boşluklar sıvı kapanım adı verilen bir sıvı ile doludur. Boşluklarda ayrıca sıvının soğumasından oluşan gaz kabarcıkları ile kristal tanecikleri bulunur.  Sıvı kapanımlar minerallerin oluşum ortamının özelliklerini aksettirirler. Sıvı kapanım incelemeleri çoğunlukla açık renkli minerallerde gerçekleşir. Örneğin; Kalsit, Barit, Kuvars, Sfalerit, Zirkon vb. gibi. Bilhassa kuvars gibi minerallerdeki sıvı kapanımlar mikroskopta ısı tablasıyla incelenirler. Sıvı kapanım ısıtıldığında belli bir derecede gaz kabarcığı ve kristal tanecikleri kaybolur, sıvı homojen hale gelir. Bu ısı oluşum ortamının ısısına tekabül eder.

Sıvı kapanımlar, kristallerin büyümesi sırasında veya mineralin kristallenmesinden sonra klivaj, dilinim ve mikro kırıklarında kapanlanmış (trapped) sıvı damlacıklarıdır.  Sıvı kapanımların büyüklüğü, tek bir su molekülünden birkaç milimetre boyutunda kadar değişebilir.  Ortalama boyutu ise 0.01 mm dir [Roedder,1979].  Herhangi bir kristalde fazla sayıda sıvı kapanım olabilir.

Sıvı kapanım ile ilgili ilk temel çalışma Roedder [1979] dir.  Konu hakkında genel bir giriş niteliği taşıyan Guilbert ve Park [1986]’nın çalışması, sıvı kapanım çalışmaları için pratik el kitabı niteliğindeki Shepherd ve diğ. [1985]’nin eseri ile Hollister ve Crawford [1981] ‘ un eseri ve yine Roedder [1984]’in yayınladığı “Fluid Inclusions” (Sıvı Kapanımlar) adlı eser, sıvı kapanımlar ile ilgili önemli çalışmalardır.

Sıvı kapanımlar kökenlerine göre; birincil (primary), ikincil (secondary) ve yalancı ikincil (pseudosecondary) olmak üzere üç farklı tipde tanımlanmaktadır.

 

Şekil :  Kuvars kristali içindeki farklı sıvı kapanım tiplerinin dağılımı (Shepherd ve diğ., 1985).

Birincil kapanımlar, ya içinde bulunduğu mineralin büyüme sürecinde ve büyüme zonlarında (sfaleritlerde olduğu gibi) veya kristalin büyümesi sırasındaki kusurlar nedeniyle izole olarak kapanlanmıştır. İkincil kapanımlar, içinde bulunduğu mineral büyümesini tamamladıktan sonra kapanlanmıştır.  Bu tür kapanımlar hem kristal büyüme zonlarını hem de kristalin kenarını keserek oluştukları gibi, cevher oluşum evresi ile ilgili olmayan daha sonraki sıvıların, mikro çatlaklarda kapanlanması şeklinde de gelişebilirler.  Yalancı ikincil (Pseudosecondary) kapanımlar ise mikro kırıklar boyunca veya kristalin büyüme zonlarının  kenarlarında sonlanan, fakat bunları kesmeyecek şekilde gelişebilir.  Bu ayrım basit olarak yapılmıştır. Bu tür kapanımların birincil mi yoksa yalancı ikincil mi, veya ikincil mi olduğunu ayırt etmek bazen oldukça zordur.  Ölçümlerde birincil ve yalancı ikincil kapanımlar kullanılır.

Sıvı kapanımların jenetik sınıflaması ile ilgili detaylı bilgiler  Roedder [1979,1984]’ den, morfolojisi ve bileşimleri ile ilgili yapılan sınıflamaları ise Shepherd ve diğ. [1985]’ de ayrıntılı olarak tanıtılmaktadır. Sıvı kapanım içeren minerallerin genel özellikleri taransparan ve açık renkli olmalarıdır, tabii ki kapanımın optik çalışmaya uygun olması birincil olması gereken bir koşuldur. Bu, opak minerallerin sıvı kapanımlardan yoksun olduğu anlamına gelmez. Özellikle galenit temiz klivaj yüzeylerinde çok iyi gelişmiş boşluklar (cavities) içerebilir (Bonev, 1977). Barit ve kalsit gibi yumuşak, kolay klivaj kazanabilen minerallerdeki kapanımlar sızma (leakge) ve bölünerek çoğalma’ya (necking-down) oldukça yatkındırlar ve bu nedenle bu tür kapanımların değeri fazla değildir. Şayet sadece böyle bir örnek var ise bu durumda bu tür kapanımlardan da faydalanılabilir, aksi halde bu kapanımlar sağlıklı ölçüm sonucu vermezler.

Kapanımların oldukça yaygın olarak gözlendiği başlıca 10 mineral şunlardır;

1. Kuvars2. Fluorit3. Halit4. Kalsit5. Apatit6. Dolomit7. Sfalerit8. Barit9. Topaz10.Kassiterit

Sıvı kapanımlar içerdikleri bileşimlerine göre Shepherd ve diğ. [1985] tarafından 6 farklı tipte sınıflandırılmıştır.

 

Şekil : Oda sıcaklığı dikkate alınarak sınıflandırılan, farklı sıvı kapanım tipleri (Sherpherd ve diğ. 1985).

1- Monofaz sıvı kapanımlar (L): Tamamen sıvı faz (liquide-L) ile doludur.

2- İki fazlı kapanımlar (L+V): Sıvı faz (liquide-L)  ve az miktarda gaz fazı (vapour-V) ile doludur.

3- İki fazlı kapanımlar (V+L): Kapanımda, gaz fazı (vapour-V) sıvı faza göre (Liquide-L) toplam hacmin %50 sinden daha fazlasını doldurur (L+V).

4- Monofaz gaz kapanımlar (V): Tamamen düşük yoğunluklu gaz (vapour-V) faz ile doludur (genellikle H2O,CH4,CO2 karışımı).

5- Katı faz içeren multifaz kapanımlar (S+L+/-V): Yavru (daughter) mineral olarak bilinen kristal içerirler. Bunlar genellikle halit (NaCl) ve silvit (KCl) dir. Fakat sülfidler gibi çeşitli kristaller de kapanım içinde bulunabilir.

6- Karışmaz iki sıvı fazlı kapanımlar (L1+L2+/-V): Karışmaz iki farklı sıvı faz içerirler. Bunlardan biri genellikle H2O’ ca zengin, diğeri de CO2’ ce zengin sıvı fazlardır.

Genel olarak, 2. ve 3. tip kapanımların birlikte bulunması, sıvının kapanlandığı sırada kaynadığına işaret eder.  Tek bileşenli (homojen) bir sistemin kaynaması durumunda, gaz kabarcığı ana sıvının gaz (vapour) fazıdır.  Heterojen sistemin olması durumunda ise, gaz fazı köpürme ile açığa çıkar. 

Bununla birlikte, gaz kabarcığının varlığı karışmazlığa da işaret edebilir.  Eğer, sıvıda CO2 var ise bu soğutma ile ayırt edilebilir [Roedder,1979].  Yavru (daughter) minerallerin bulunması, aşırı doygun sıvı solüsyonlara işaret eder.  Bu şekildeki aşırı tuzlu (hypersaline) sıvılarda Na+, Cl-, Mg2+, ve Ca2+ en fazla bulunan çözülmüş iyonlardır.

Sıvı kapanımlardaki ölçümler, özel dizayn edilmiş mikroskoplar yardımıyla, ısıtma (heating) ve soğutma (freezing) olarak tanımlanan iki evrede gerçekleştirilir.  Sıvı kapanım ölçümlerinde elde edilen sonuçların ifade edildiği bazı terimlerin anlamları aşağıdaki gibidir.

Homojenleşme Sıcaklığı (Th): Isıtma evresinde (heating stage) sıvı kapanım, sıvı veya gaz fazında homojenleşene kadar ısıtılır ve homojenleşmenin gerçekleştiği andaki sıcaklık homojenleşme sıcaklığı (Th) olarak tanımlanır.  Elde edilen sıcaklık, atmosferik basınç koşullarındaki en düşük sıcaklıktır.  Bu nedenle, sıvının kapanlandığı gerçek derinlik dikkate alınarak basınç düzeltmesi yapılaması gerekir.

Ergime Sıcaklığı (Tm): Su ile zengin kapanımlarda, buzun erimesini ifade eder.  Fakat sistemde ergimenin hangisi için gerçekleştiğini belirtmek gerekir.  Zira, sistemde CO2, NaCl gibi bileşenler var ise bunların ergime sıcaklıkları farklı olacaktır.  Örneğin Tm-ice, Tm-NaCl, Tm-CO2 şeklinde.

Ötektik Sıcaklık (Te): Tamamen kristallenen veya donan sıvı kapanımda, ısıtma sürecinde sıvı oluşumunun ilk fark edildiği sıcaklıktır.  Bu sıcaklık aynı zamanda farklı yazarlar tarafından ilk ergime sıcaklığı (Tfm) olarak da tanımlanır.

%NaCl  Eşdeğeri Tuzluluk Miktarı: Sıvı kapanımdaki tuzluluk miktarının %NaCl eşdeğeri cinsinden ifade edilmesidir.  Sistemde farklı tuzlar bulunmaktadır.  Fakat genellikle bunlar %NaCl eşdeğeri olarak ifade edilir.

Sıvı kapanımlarda elde edilen ötektik sıcaklık (Te) veya ilk ergime sıcaklığı (Tfm) değeri, sistemdeki tuzun türünün belirlenmesinde kullanılır (örneğin, NaCl veya MgCl2).  Diğer bir ifade ile, çözeltinin sistemini verir (örneğin; Te= -20,8 oC ise, sistem H2O+NaCl , Te= -37,8 oC ise, sistem H2O+KCl+MgCl2 şeklindedir).  Ergime sıcaklığı (Tm-ice) veya son ergime sıcaklığı, sistemde hangi miktarda tuz olduğunu hesaplamamıza yardımcı olur (örneğin, H2O+NaCl sisteminde Tm-ice=-15 oC ise, sistemin tuzluluğu %20 NaCl eşdeğeridir).

Sıvı Kapanımların Uygulandığı Konular

Maden Yatakları: Sıvı kapanımların maden yataklarının incelenmesinde pek çok pratik faydası bulunmaktadır.  Maden yataklarının oluşum sıcaklıkları, basınç koşulları, cevherleşmeye neden olan çözeltilerin yoğunluğu ve bileşimi gibi konularda,

Petrol ve Doğalgaz Araştırmalarında: hidrokarbon veya petrol içeren sıvı kapanımlar petrol havzalarının tektonik ve ısı-basınç evrimi konusunda detaylı bilgiler sağlamaktadır. Ayrıca, hidrokarbon ve petrolün birincil migrasyon mekanizması konusunda,

Stratigrafi ve Sedimantoloji: Sıvı kapanımlar konglomera, kuvarsitler ve kumtaşlarındaki tanelerin provenanslarının ortaya çıkarılmasında önemli veriler sağlamaktadır. Sedimanter havzaların evrimi ve ısı-basınç koşullarının belirlenmesinde,

Mağmatizma ve Metamorfizma: Sıvı kapanımlardan, tektonizma ve petrojenez konusunda önemli bilgiler elde edilebilmektedir. Yükselme veya erozyon sırasındaki basınç ve sıcaklık değişimleri ile ilgili önemli veriler de elde edilebilmektedir.

Süs Taşları (Gemoloji): Süs taşlarının sıvı kapanım içermeleri onlar için iyi bir özellik değildir fakat sıvı kapanımlar değerli süstaşlarının gerçek veya sentetik olup olmadıkları konusunda önemli veriler sağlamaktadır.

ÖRNEK HAZIRLAMA

Sıvı kapanım ölçümleri için iki tarafı parlatılmış ince kesitler kullanılmaktadır. Bu amaçla, laboratuarda bulunan Struers marka RotoPol 35 ve PdM-Force 20 ‘den oluşan parlatma cihazı kullanılmaktadır. Parlatma cihazı ile aynı anda 8 adet örnek veya 4 adet ince kesit parlatılabilmektedir. Parlatmanın her aşamasında farklı  parlatıcılar kullanılmaktadır.

 

Şekil : Parlatma cihazı (Struers marka RotoPol 35 ve PdM-Force 20)

Parlatma yapılacak numunelerin, 2 cm x 3 cm x 1 cm  boyutlarında ve kenarlarının rodajlanmış olması gerekmektedir. Laboratuarımıza gönderilecek örneklerin aşağıdaki şekilde olduğu gibi ön hazırlık aşamasının yapılmış olması gerekmektedir.

 

Şekil : Örnek hazırlama için şematik kesit

Sıvı kapanım ekipmanlarında Linkam THMG- 600 ısıtma-soğutma sistemi bulunmaktadır. Sistem Leica DMLP polarizan mikroskobu üzerine monte edilmiştir. Mikroskop üzerinde görüntünün real time monitöre aktarılmasını sağlayan digital bir kamera bulunmaktadır (Şekil 5).

Linkam THMG-600 sistemi ile 600oC ısıtma ve -196oC soğutma yapılabilmektedir. Isıtma ve soğutma düzenekleri manuel olarak kontrol edilebildiği gibi, Linksys-32 DV software programı yardımıyla PC ortamında da kontrol edilebilmektedir. Linksys-32 DV software programı, ölçüm sırasında ısı değişimlerini grafik ortamına aktarmakta, ısıtma ve soğutmanın farklı stepler şekline programlanmasını, her step için farklı ısıtma ve soğutma aralıklarını belirleme imkanı sağlamaktadır. Ölçüm sırasında istenilen sıcaklık veya faz değişimi durumunda digital fotograf çekimi de yapılabilmektedir.

POLİMORF MİNERALLER

Aynı kimyasal bileşime sahip bir mineral 2 veya daha fazla kristal sisteminde ve sınıflarında oluşmasına “polimorfi” adı verilir. Bu şekilde oluşan minerallere de “polimorf mineraller” adı verilir.

Formülü CaCO3 olan kalsit hekzagonal sistemde kristallenirken aynı bileşime sahip olan aragonit ortorombik (rombusal) (rombusal) (rombusal) sistemde kristallenir. Buradaki iki mineralin fiziksel özellikleri çok farklıdır. Aynı formülü taşıyan bazı mineraller sıcaklığın değişmesiyle farklı farklı sistemlere dönüşürler. Bu olay tabiattaki oluşum şartlarını göstermesi bakımından önem taşır ve jeolojik termometre olarak kullanılır.

Örneğin; SiO2 bileşimli kuvars minerali 575oC nin altında kristalleşen kuvarsa alfa kuvars denirken, 575oC nin üzerinde beta kuvars oluşur.  Beta kuvars 870oC ye kadar stabil (kararlı)’dir.  870oC’nin üzerinde  1470oC’ye kadar tridimit, daha yukarı sıcaklıklarda ise kristobalit minerali oluşur.

Şekil : Bi-coloured tourmaline crystal, 0.8 inches long (2 cm).

TURMALİN MİNERALLERİ

BuergeriteChromdraviteDraviteElbaiteFeruviteFoititeLiddicoatiteMagnesiofoititeOlenitePovondraiteRossmaniteSchorlUviteVanadiumdravite

Şekil : Rubellit (Turmalin) kristallerinin görünümü

Şekil : Şörl (Turmalin) kristallerinin görünümü

EKSOLÜSYON DOKULARI

Çeşitli oksit ve sülfid mineral çiftleri arasında düşük sıcaklıklarda katı çözelti oluşumunun sınırlı olmasından dolayı, ana katı çözeltiden soğuma sırasında, minör fazda eksolüsyon kütleleri segregasyonu meydana gelmektedir.

Bunların varlığı, yüksek sıcaklıkta depolanmış her 2 minerali katı çözeltisine işaret eder. Bu sıcaklık hakkında, ilgili sülfid sistemi üzerinde yapılan laboratuvar araştırmalarında veya taşıyıcı tane içerisindeki doğal kapanım kütlelerinin laboratuvarda ısıtılarak çözümlenmesi ile bilgi edinilebilinir. Edwards ve Lyon (1957)’un Tasmanya’da Aberfoyle Sn madeninden alınan örnekler üzerinde gerçekleştirdikleri çözümleme deneyleri gösterilebilir.

Deneyler sonucunda aşağıdaki sıcaklıklar belirlenmiştir.

Sfalerit içerisinde kalkopirit ve stannit………..550oCKalkopirit içerisinde sfalerit…………………….400oCKalkopirit içerisinde stannit…………………….475oCStannit içerisinde sfalerit………………………..325oCStannit içerisinde kalkopirit…………………….400-475oC

Şekil : Oksit ve sülfid mineral sistemlerinde eksolüsyon dokuları: a) İlmenitce znegin bir zemin üzerinde hematitce zengin eksolüsyon serileri b) Manyetit içinde ilmenit eksolüsyon lamelleri, c) Sfalerit içinde kalkopirit eksolüsyon kütleleri, d) Pirotinden pentlandit eksolüsyonu ile oluşmuş ağ şeklinde eksolüsyon dokusu

Bu sonuçlar, orijinal katı çözeltilerin oluşumu için yaklaşık olarak 600oC civarında bir sıcaklık önermektedir. Literatürde ise daha uzun oluşum sürelerinde, orijinal katı çözeltilerin 400oC-500oC civarında oluşabileceğini gösteren veriler mevcuttur. Bu sıcaklık aralığı söz konusu kassiterit yatağı içindeki sıvı kapanımlara ait 400oC civarındaki homojenleşme sıcaklıkları ile daha uyumludur.

7) Kimyasal Bileşim: Bazı minerallerin kimyasal bileşimleri oluşum ısıları hakkında bilgi verir.Bu amaç için en çok kullanılan minerallerden biri  (Sfalerit) çinkoblend'dir. FeS - ZnS  izomorf seri oluşturur gibi görülür. Sfalerit kristal kafesinde Zn yerine Fe ne kadar çok yere değiştirmişse oluşum sıcaklığı o kadar fazladır.

8) İzotop Oranları: Aynı elementin farklı nötron miktarlarından ileri gelen farklı kütlelerdeki cinslerine izotop denir. Bir mineraldeki 180 / 160, 12C / 13C, 32S / 34S veya  87Sr / 86Sr izotop oranları mineralin oluşum ısısı ve diğer koşullar hakkında bilgi verir. İzotop oranlarına bakılarak yatağın nasıl bir ortamda oluştuğu öğrenilebilir. Oluşum ısıları ortaya konulabilir.

9) Elektrik iletkenliği: Yüksek ısıda oluşmuş kristaller, daha alçak ısıda oluşan kristallere oranla daha fazla yapısal düzensizlikler içerirler ve bu nedenle elektrik iletkenlikleri daha azdır. Bu özellikten yararlanarak sülfürler ve bilhassa pirit jeolojik termorastre olarak kullanılabilir. Isı iletkenliği ve termolüminesans özelliklerinden de benzer şekilde yararlanılabilir. 10) Ekzotermik ve Endotermik Reaksiyonlar: DTA cihazıyla yapılan analizlerde ekzotermik ve endotermik reaksiyon ısıları oluşum ısıları hakkında bilgi verir.

11) Doğrudan Ölçmeler: Lav, fümerol ve sıcak suların ısılarının doğrudan ölçülmesi, bunlara bağlı olarak oluşan  minerallerin teşekkül ısıları hakkında bilgi verir.

B ) BASINÇ:

Maden yataklarının oluşumunda basınç ısıya göre nispeten daha az rol oynar. Bu nedenle basınç faktörü daha az incelenmiş ve  çeşitli sınıflamalar veya tablolar sadece ısı faktörü göz önüne alınarak hazırlanmıştır. Bununla beraber basınç faktörü ihmal edilmemelidir.Basınç koşulları jeolojik ısı ölçümlerinde olduğu gibi laboratuarda incelenebilir. Jeolojik barometre ( =jeobarometre) adı verilen bazı minerallerin böylece ancak yüksek basınç koşulları altında kristalleşebileceği saptanmıştır. Örneğin; Elmas, stişovit, spinel, vb.,.Yerkabuğu içinde veya altındaki basınçlar bağlı oldukları faktörlere göre üç çeşittir;

1- Litostatik basınç = jeostatik basınç = dış basınç: Üstteki kayaçların yükünden ileri gelmektedir.

P1   =  q  g h      P1: litostatik basınç q: özgül ağırlık (yaklaşık 3gr/cm3)g   : ağırlık ivmesi ( yaklaşık 1000 cm/san2 )       h : derinlik (cm cinsinden)Böylece örneğin 10 km derinde litostatik basıncın değeri P1 = 3 x 1000 x 1000000 = 3.109 din/cm2 olacaktır. Not : 106 din/cm2 = l bar = 0,99 atmosfer = 1,02 kg/cm2

2- Buhar basıncı = su basıncı = gaz basıncı = iç basınç: Uçucu elemanların varlığından ileri gelen bir basınçtır. Buhar basıncı uçucu elemanların miktarlarıyla doğru orantılı kapladıkları hacim ile ters orantılıdır. Normal koşullarda litostatik basınç ile buhar basıncı dengede olmak eğilimindedir ( P1 = Pb ). Herhangi bir nedenle buhar basıncı artacak olursa, uçucu elemanlar daha geniş hacimlere yayılarak veya faz değiştirerek basınçlarını azaltırlar ( Polimorf değişimlerde bir faz değişimindir, Kuvarsα → Kuvarsβ geçiyor). 

Buhar basıncı artarsa: Uçucu elemanlar ve onların sürüklediği sıvı akışkanlar yayılabilecekleri bir ortam bulabilirlerse başka tarafa göç ederler. Yayılabilecek bir ortam bulamazlarsa uçucu elemanlar sıva faza karışırlar. Bu durumda katı faza geçiş, yani kristallenme olayları genellikle daha düşük ısılarda gerçekleşir. Diğer taraftan uçucu elemanların sıvı faza karışmaları sıvının vizkositesini azaltır. Yani akışkanlığını artırır. Dış basıncın artığı ve hacmin genişleyemediği durumlarda da aynı olaylar gerçekleşir. Dış basıncın basıncın

azalmasıyla uçucu tekrar sıvıdan ayrılırlar, sıvının akışkanlığı azalır ve kristallenme daha yüksek ısılarda gerçekleşebilir.

3- Kabuk içindeki hareket ve sürtünmelerden ileri gelen basınç; Bu basınç, litostatik ve buhar basınçlarının yüksek olduğu derin kesimlerde ihmal edilebilir. Buna karşılık, yüzeye yakın kesim-lerde düşük değerli olan diğer basınçlara oranla önem kazanır.

MADEN YATAKLARININ OLUŞUMUYLA İLGİLİ İÇ KÖKENLİ OLAYLAR

Plütonik, volkanik ve metamorfik kayaçların oluşumunda rol oynayan olaylar doğrudan veya dolaylı şekilde maden yataklarının oluşumunu da sağlarlar. Bu iç kökenli olaylar çok çeşitli ve karmaşıktır. Burada sadece maden yatakları açısından önemi olan bazı iç kökenli olaylara genel hatlarıyla değinilecektir.

l- Mağmatizma: Mağmaların yerkabuğu içindeki (plütonizma) ve yüzeyindeki (volkanizma) faaliyetlerinin tümüne mağmatizma denir. Bu faaliyetler primer mağmaların var olmasıyla başlar ve bunların evrimleri boyunca devam eder.Primer mağma diferansiyasyona ve bulaşmaya uğramamış, yani ergime anındaki bileşime sahip magmadır. Bazı yazarların Ana mağma diye de adlandırdıkları primer magmalar çeşitli jeolojik gelişmeler neticesinde kimyasal bileşimleri ve fiziksel özellikleri bakımından farklı sekonder mağmaları doğururlar. Çoğu yazarlar başlıca iki tip primer mağmanın var olduğunu kabul etmektedir, granitik mağma ve bazaltik mağma. Ancak, bu iki tipin dışında peridotitik ve andezitik bileşimli mağmaların var olduğunu savunan yazarlar mevcuttur. Aslında primer magmaları ergimenin meydana geldiği yeryuvarı kesimine göre ayırt etmek en doğru yol olacaktır. Böylece, primer magmalar üç gruba ayrılabilir.

- Kıta kabuğunun ergimesiyle oluşan magma; Granitik mağma parajenez veya anateksi diye adlandırılan bu tür ergimeyle oluştuğu kabul edilmektedir.- Üst mantonun ergimesiyle oluşan magma; Bazaltik ve peridotitik mağma- Plaka hareketlerine bağlı olarak dalma zonlarında oluşan mağma; Andezitik magma.

A- DİFERANSİYASYON ( = farklılaşma = ayrımlaşma) : Başlangıçta homojen olan bir mağmanın çeşitli nedenlerle kimyasal ve mineralojik bakımlardan çok farklı kısımlara bölünmesinde diferansiyasyon denir. Diferansiyasyonun başlıca nedenleri ve maden yataklarının oluşumuyla ilişkileri aşağıda verilmiştir;

a) İyonların ayrılması: Mağma haznesi içinde K, Na gibi hafif iyonlar yükselirken, Fe, Mn gibi ağır iyonlar tabana inerek derişirler.

b) Gazlarla Taşınma: Yükselen mağmalarda veya volkanlarla ilgili pek derin olmayan mağma haznelerinde basıncın düşük olması nedeniyle kurtulan gazlar W, Sn, Mo, Bi, Be, Ce, Ta,... gibi un-surları beraberlerinde yukarı zonlara taşırlar. Pegmatitik ve pnömatolitik yatakların oluşumunda gazlarla taşınmanın büyük önemi vardır.

c) Termo - difüzyon: Isı farkları nedeniyle meydana gelen mağmasal akımlarla Fe, Mg, Ca,... gibi unsurlar nispeten soğuk olan kenar kesimlere K, Na, Al,... gibi unsurlar iç kesimlere göç ederler. Granit kontaklarındaki yatakların Fe, Mg, Ca,...bakımından zengin olması böyle açıklanabilir.

d) Sıvı halde karışmazlık ( = erişim): Başlangıçta homojen olan bir mağma, belli bir sıcaklığın altında, birbiriyle karışmayan iki sıvı kısma ayrılabilir. Böylece., bilhassa sülfürler ve demir oksitler küçük damlacıklar halinde silikatlı ergiyikten ayrılarak tabana doğru çökerler ve burada şiliyrenler veya tabakalı metalik maden yatakları oluştururlar.

e) Kristalleşme ve  yerçekimi: Minerallerin sırayla kristalleşmesi (fraksiyonel kristalleşme) ile

başlayan magmanın diferansiyasyonu, kristallerin yoğunluklarına, yani yer çekimine bağlı olarak çökmesi veya yüzmesiyle daha da artar. Böylece magmaların taban zonları Fe, Mg, Ca gibi elementlerce zenginleşmekte ve bazik bir bileşim kazanmaktadır. Üst zonlar ise Si, Al, alkaliler ve uçucu unsurlarla zenginleşerek asit bir bileşime sahip olurlar.

f) Sıkışma ve süzülme: Magmalarda kristalleşmeler ve çökelmeler ilerledikçe taban zonlarına yığılmış elan kristaller çoğalır. Gerek  bu kristallerin meydana getirdiği basınç, gerekse orojenik olaylara bağlı tektonik basınç kristaller arasında kalmış olan sıvı magmanın sıkışmasına ve böylece üst kısımlara veya başka taraflara doğru süzülmesine neden olur. Tek mineral çeşitinden meydana gelmiş bazı kayaçların ve bunlara bağlı maden yataklarının oluşumu bu diferansiyasyon türüyle açıklanmaktadır.

B) İÇ BAŞKALAŞIM ( =endomorfizma) VE  DIŞ BAŞKALAŞIM ( = ekzomorfizma):

Magmalar yerkabuğunda yükselir ve yerleşirken, etraflarını çevreleyen yan kayaçları etkiler ve onlarla reaksiyon yaparak kendileri de etkilenir. Bu şekilde magmanın uğradığı değişime ‘iç başkalaşım’, komşu kayaçların uğradığı değişimlere ise ‘dış başkalaşım’ denir.İç başkalaşımın en önemli nedeni assimilasyondur (özümleme). Mağmaların yan kayaçları eriterek veya hazmederek kendi bünyesine mal etmesi olayıdır. Assimilanyon sonucunda iç başkalaşım mağmanın kimyasal bileşiminin değişimi şeklinde gerçekleşir. özümlenemeyerek mağma içinde arta kalan  yan kayaç parçalarına anklav denir.

Yan kayaçların uğradığı dış başkalaşımın en önemli nedeni magmadan gelen yüksek sıcaklıklardır. Sıcaklık nedeniyle yan kayaçlarda meydana gelen değişimlere kontak metamorfizma ( = değme başkalaşımı) denir. Mağma ile uzun süre kontak halinde kalan kayaçlarda ayrıca kimyasal değişimler ve hatta ergimeler olur. Magmadan  yan kayaçlara süzülerek yeni elementler ilave ederler. Böylece kalkerler taktit veya skarn adı verilen silikatlı kayaçlara dönüşürler.

C) MAĞMANIN BİRBİRİYLE KARIŞMASI

Akrabalığı olmayan iki primer mağmanın birbirleri ile karışmasına hibridizm ( Hibridazyon) denir. Karışım sonucu ortaya çıkan değişik özelliğe sahip yeni mağma hibrid (melez) mağma adını alır. Bazı yazarlar bunu değişik primer mağmalardan türeyen iki sekonder mağmanın karışmasıyla oluşan mağma diye yorumlanır. Doğadaki bazı kayaç ve bunlara bağlı maden yataklarının oluşumu hibridizm ile açıklanır.

D) MADDELERİN YER DEĞİŞTİRMESİ

Maddeler katı, sıvı ve gaz fazlarında yer değiştirebilir. Katı fazındaki yer değiştirmeler kütleler halinde tektonik olaylara bağlı olarak veya iyonlar halinde fizikokimyasal olaylara bağlı gerçekleşir. İyonların katı ortamında bu şekilde yer değiştirmesine iyonik difüzyon denir. Çok kısa mesafeler için gereklidir. Sıvı fazındaki yer değiştirmeler bizzat mağma içinde, diferansiyasyon olaylarına bağlı gelişebilir. Ayrıca, farklılaşmış sıvılar mağma haznelerini terk ederek uzaklara sürüklenebilir. Bu yer değiştirmeler iç ve dış basınca veya tektonik kuvvetler nedeni ile sıvıların başka yerlere taşınması şeklindedir. Diferansiyasyon sırasında mağma haznesinin alt kısmında derişmiş sıvıların tektonik kuvvetler ile yan kayaç içine itilmesine Enjeksiyon denir.

Gaz fazında yer değiştirmeler, uçucu unsurların hareket yeteneği bakımından çok daha kolay gerçekleşmesidir. Çok daha düşük iç ve dış basınç veya tektonik kuvvetler uçucu unsurların uzak mesafelere sürüklenmesini sağlayabilir. Ayrıca, uçucu unsurlar çok daha ufak aralıklardan, hatta bazen kristal ağları içinden göç edebilmektedir.

Maddelerin katı, sıvı, gaz fazında yer değiştirmeleri sırasında yan kayaçlarla yaptıkları kimyasal alış-verişe Metasomatoz denir.

E) MAĞMALARIN KATILAŞMA EVRELERİ

Magma refrakter maddeler (başlıca silikatlar) ile uçucu elemanlardan (H2O, CO2, HCI, HF, H2S, SO2 vb.) ibaret ikili bir sistem olarak kabul edilirse mağmaların katılaşma evreleri ısı - bileşim ve ısı - basınç diyagramları ile açıklanabilir. Bu maksatla NIGGLI (1929) diyagramları kullanılır. Niggli diyagramları, magmatik kökenli maden yataklarının oluşumunu da büyük ölçüde açıkladığından çok önemlidir.

a) Plütonizmaya bağlı olaylarda magmaların katılaşması dört evrede gerçekleşir

1. Ortomagmatik Evre ( =asıl magmasal evre = likid magmasal evre): En yüksek sıcaklıkların (1200° - 700°C) egemen olduğu ve iç basıncın sürekli arttığı evredir. Magmatik kayaçların asıl kütleleri bu evrede kristalleşir. Diferansiyasyon olaylarına bağlı olarak magmada daha önceden derişmiş bulunan Cr, Pt, Ni, Co, Cu, Fe, Ti gibi elementler katılaşmanın erken dönemlerinde maden yatakları oluştururlar. Ortomagmatik evre sonunda magmanın büyük bir kütlesi katılaşmış, geriye silis, alümin, alkaliler, nadir elementler ve uçucu elemanlarca zenginleşmiş kalıntı ergiyikler kalmıştır. Bu bakımdan Ortomagmatik evreden sonrakilere postmagmatik evreler denir.

Şekil : Niggli diyagramıP: Basınç     t: Sıcaklık   x: mineral Bileşimi    b: Katılaşma noktasıa: Mineral    A ve B : mağmanın bileşimi 

2. Pegmatitik Evre: Sıcaklık (700° - 600°C) düşerken iç basınç artar, iç basıncın artması uçucu elemanların oranlarının yükselmesine bağlıdır. Uçucu elemanlarca zenginleşmiş kalıntı mağmanın alışkanlığı, dolayısıyla göç edebilme yeteneği büyük ölçekte yükselmiştir. Uçucu elemanlar minerallerin kristalleşme olanaklarını da arttırırlar. Böylece Ortomagmatik safhada katılaşan kayaçların veya komşu kayaçların kırıklarında pegmatit denilen iri kristalli kayaçlar oluşur. Li, Be, Nb, Ta, Zr, Th, U, nadir toprak elementleri gibi unsurların konsantrasyonu bu evrede büyük ölçüde arttığından kristalleşmeye katılmaları mümkün olur. Bu nedenle, pegmatitik evrede hem elementler, hem de mineral bakımından işletmeye elverişli maden yatakları oluşur.

3. Pnömatolitik Evre: 

Kalıntı magmanın büyük ölçüde uçucu elemanlardan ibaret bir ergiyik haline gelmesi nedeniyle, bu evrenin başlangıcında iç basınç maksimum düzeydedir. Pnömatolitik evrede sıcaklık (~600° - 400°C) düşerken iç basınç da azalır, ancak yüksek değerlerini korur. Çok büyük göç etme, eritme ve reaksiyon yapabilme yeteneğine sahip akışkanlar daha önceki evrelerde katılaşmış kütlelerin içine veya yan kayaçlara çatlaklar, mineral sınırları, hatta kristallografik düzlemler boyunca nüfuz ederek yeni mineralleşmelere, metasomatoza ve ayrısına olaylarına sebebiyet verirler. Sn, W, Mo ve Bi bu

evrede oluşan pnömatolitik yatakların tipik elementleridir. Pirometasomatik yataklar da bu evrede meydana gelirler.

4. Hidrotermal Evre:

Sıcaklığın 400°C'nin altına düşmesiyle başlar ve 100°C'ye inmesine kadar devam eder. Bu evre süresinde iç basınç da hızla azalır. Zira uçucu elemanların büyük bir bölümü önceden kristalleşmiştir. Geriye kalan uçucu elemanlar da ısının düşmesiyle yoğunlaşırlar ve sıvı hale geçerler. Böylece kalıntı magma su bakımından zengin eriyikler haline dönüşür. Bu hidrotermal sıvılar içinde kristalleşme ısısı düşük .birçok madde erimiş halde bulunur. Hidrotermal sıvılar gerek önceden oluşmuş magmatik kayaçların, gerek yan kayaçların içine sızarak Cu, Pb, Zn, Au, Ag, Sb, Hg, vb. maden yataklarının oluşumuna ve ayrışmalara (hidrotermal ayrışma) neden olurlar. Hidrotermal evreye S03, C02  gibi çok düşük ısılarda dahi gaz halinde kalabilen bazı uçucuların yeryüzeyine yayıldığı bir solfatar evresi eklenebilir.

FERSMAN'a (1931) göre hidrotermal sıvılar katılaşmakta olan bir magmadan itibaren farklı iki şekilde olusabilmektedir; Kalıntı mağma         Pegmatitik eriyik                Hidrotermal eriyik

MAĞMA                  Pnömatolitik eriyik                     Hidrotermal eriyik (hidrotermalit)

Silikatların kristalleşmesi (granit vb.)

b) Volkanizmaya bağlı olaylarda mağma yeryüzünde veya yüzeye çok yakın yerlerde kristalleştiğinden ısı ve basınç koşulları farklıdır Başlıca iki evre ayırt edilir:

İntratellürik Evre: Mağmanın yeryüzüne çıkmadan önce hazne içinde bulunduğu ve yükseldiği evredir. Fenokristaller bu evrede oluşurlar, intratellürik evre süresinde ısı düşerken, iç basınç artar.

Püskürme Evresi: Lavların aktığı ve yeryüzünde katılaştığı evredir. Yeryüzüne varan magmada uçucu elemanlar yeterince derişmemiştir. Dış basıncın ani olarak düşmesiyle magma kaynamaya başlar ve uçucu elemanların hemen hemen tamamı magmadan kurtulur.Uçucu elemanların kurtulması sırasında meydana gelen reaksiyonlar nedeniyle lavların ısısı ani olarak yükselir. Daha sonra ısının tekrar alçalmasıyla volkanik kayaçlar oluşur. Magmadan kurtulan uçucu elemanlar ise:

Büyük bir oranda fümeroller halinde atmosfere karışırlar,

CO2 bakımından zengin gazlar (mofet) ile CO2 ve H2S bakımından zengin gazlar (solfatar) yüzeye çıkış yerlerinde traverten, kükürt, borat, vb. gibi çökeltiler oluştururlar.Uçucu elemanların bir kısmı lavların gözenek ve çatlakları içinde hapis olurlar. Bunlar yüksek ısılarda kristobalit, tridimit, hematit, vb. gibi minerallerin kristallerini çökeltirler. Daha sonra ısının düşmesiyle hidrotermal karakter kazanan eriyikler kalseduan, zeolit, klorit, epidot, kalsit, vb, gibi düşük sıcaklık minerallerini oluştururlar.Anlaşılacağı gibi volkanik olaylarda intratellürik evre plütonizmalardaki ortomagmatik evrenin ancak bir kısmına tekabül etmektedir. Pegmatitik evre görülmez. Pnömatolitik ve hidrotermal evre ise püskürme evresine tekabül etmekle beraber nadir elementler yeterli düzeyde derişmeye fırsat bulamadıklarından maden yataklarının oluşması için ön koşullar gereği gibi mevcut değildir. Ancak, deniz altında meydana gelen volkanik olaylar maden yatakları açısından çok daha verimlidir. Deniz suyuna karışan uçucu elemanlar (H2S, vb.) ve bunların sürükledikleri metaller (Cu, Pb, Zn,Fe, vb.) tortullaşmayla ekzalatif - sedimanter yatakları oluştururlar .Yer derinlikleri ile yeryüzeyi arasında gerçekleşen subvolkanik olaylar ve bunlara bağlı subvolkanik aklar hem platonik, hem de volkanik özelliklere geçiş gösterirler.

 F- MAGMALARIN KRİSTALLEŞMESİNDE UÇUCU ELEMANLARIN ETKİSİ

Yüksek sıcaklıklarda ve uçucu elemanların oranlarının çok düşük olduğu ortamlarda pirojen mineraller kristalleşir. Ortomagmatik evrenin ilk dönemlerine tekabül eden bu ortamlarda böylece olivin, piroksen, bazik plajiyoklazlar,kromit,-İlmenit gibi mineraller oluşur.Ortomagmatik evrenin sonlarında ve bunu takip eden evrelerde magmanın içindeki uçucu elemanların oranı gittikçe artar. Uçucu elemanlar içinde en çok bulunan H2 O'dur. Su buharına F, Cl, S, As,C, P, B gibi elementlerin bileşikleri (HF, HCl, H2S, CO2, SO2 , metal klorür, metal flüorür, vb.) eşlik ederler. Kolayca bileşikler yapabilen, eriyebilme yetenekleri büyük ve buhar basınçları yüksek olan bu uçucu elemanlara pnömatolit adı verilir. Pnömatolitlerin başlıca etkileri şunlardır;  - Magmaların viskozitelerini azaltarak onlara büyük bir akıcılık ve reaksiyon kabiliyeti verirler.

- Katılaşma süresince derişmiş nadir elementleri beraberlerinde sürüklerler.- Kristalleşme ısısını düşürürler.- Minerallerin bileşimine girerek veya katalitik bir rol oynayarak onların kristalleşmesini kolaylaştırırlar. Bu nedenle pnömatolitlere aynı zamanda mineralizatör adı da verilir. Böylece, uçucu elemanlarca zengin ortamlarda kristalleşen minerallere pnömatojen mineral denir, örneğin, kuvars, amfiboller, mikalar, alkalen feldispatlar, albit, turmalin, kassiterit, volframit, molibdenit, bizmütinit gibi mineraller pnömatojendir.

G- CEVHER YERLEŞİMİ:

İç kökenli senjenetik yataklarda cevher, beraberinde bulunduğu plütonik kayaçlarla yaklaşık aynı zamanda katılaşmıştır. Genellikle bazik ve ultrabazik kayaçlarda rastlanan bu durumlarda cevher (kromit, manyetit, vb.) katmansı, mercek veya saçınımlar şeklinde yerinde oluşmuştur.

İç kökenli epijenetik yataklarda ise cevher içinde bulunduğu kayaçlara akışkanlar halinde başka yerden taşınarak gelmiştir. Cevherli akışkanların katılaşarak içine yerleştikleri kayaca yan kayaç denir. Yan kayaç cevherli akışkanların türediği magmadan itibaren oluşmuş, fakat daha önce katılaşmış magmatik bir kayaç veya bu mag-matizmayla ilişkisiz çok daha önceki jeolojik zamanlarda oluşmuş herhangi bir kayaç olabilir. Cevherli akışkanların yan kayaca girmesi ve yerleşmesi değişik biçimlerde olmaktadır:

 Pnömatolitler daha önceden katılaşmış magmatik kayaçlara veya yan kayaçlara etki ederek kimyasal ve mineralojik değişikliklere neden olurlar. Bu olaylara pnömatoliz denir.

a)  Dolgu ( = ramplisaj ):

Cevherli akışkanların yankayaç içinden daha önce gelişmiş bir açıklığı doldurmasına dolgu denir. Kırık aralıklarının, irice boşlukların veya kovukların dolmasıyla damar, mercek, stokverk ve yığın şeklinde yataklar oluşur. Pipo, baca ve breşik yapıdaki damarların breş parçaları arasındaki açıklıklara da cevherli akışkanlar dolgu şeklinde yerleşebilir. Dolguların en ayırtman özelliği cevher - yankayaç sınırının net ve düzlemsel oluşudur. Damarlarda karşılıklı sınırlar paraleldir. Cevher yapıları genellikle kuşaklıdır.

b)  Ornatım ( = ramplasman = sübstitüsyon):

Cevherli akışkanların yankayacın veya daha önce oluşmuş minerallerin yerini tamamen veya kısmen almasına ornatım denir. Ornatım biçiminde yerleşim madde alışverişi, yani metasomatoz ile gerçekleşir. Sadece ornatımla yerleşmiş cevherlerin bulunduğu yataklar enderdir. Genellikle ornatım dolguya eşlik eder veya onu takip eder. Bu durumlarda dolgu özellikleri az çok kaybolur. Ornatımın en ayırtman özelliği cevher-yankayaç sınırının belirsiz ve girintili çıkıntılı olmasıdır. Ornatımla

oluşmuş damarlarda karşılıklı sınırlar genellikle paralel değildir. Ancak çeperleri birbirine paralel, ornatımla oluşmuş yataklar da vardır. Bu hal metasomatozun her doğrultuda aynı hız ile gelişmesiyle mümkün olabilir.

c)   İçirme ( = empregnasyon):

Cevherli akışkanların yankayaç gözeneklerini, çok ufak ölçekteki boşluklarını doldurmasına içirme denir. İçirme dolgu şeklindeki yerleşimin bir çeşidi olarak da kabul edilebilir. Ancak burada cevherli akışkanlar mikroskobik ölçekteki aralıklardan,, hatta kristal ağları arasından yankayaca girerek birbirlerinden ayrı taneler veya kümeler halinde kristalleşmişlerdir. Özellikle saçınım şeklindeki yataklar içirmeyle oluşur. Saçınımların çok yoğun olarak bulunmasıyla da yığın şeklinde masif yataklar meydana gelir. İçirmeyle oluşmuş yataklarda cevher yapıları genellikle beneklidir, içirmeye bazen ornatımda eşlik edebilir. Yerinde oluşmuş senjenetik bir cevherleşme ile dolgu, ornatım veya içirmeyle oluşmuş epijenetik bir cevherleşme jeolojik bir zaman aralığından sonra tekrar harekete geçebilir. Bu olaya yenilenme ( = re jenerasyon) denir. Yenilenme ile cevherli akışkanlar aynı yerde veya göç ederek başka bir yerde yeni bir yatak oluştururlar.

GRANİTLERE BAĞLI MADEN YATAKLARI

GRANİT KAVRAMI :

Sınıflamalarda belli sınırlar içinde tanımlanan asıl granitlerin yanında, mineralojik bileşimleri ve oluşumları bakımından asıl granitlere yakın bütün plütonik kayaçlar geniş anlamda granit terimi ile ifade edilebilir. Böylece geniş anlamda granit terimi alkalen feldispat granitleri, asıl granitleri, granodiyoritleri, tonalitleri, vb. kapsamaktadır. Doğada bu kayaçlar granit karmaşıkları halinde genellikle bir arada bulunurlar.

Birçok maden yatağı konum, zaman ve köken bakımından granitlerle ilişki halindedir. Granitlere yakın kesimlerde maden yataklarının genellikle daha yoğun olarak bulunduğu bilinmektedir. Bu cevherleşmelerin granitlerle eşzamanlı oldukları veya hemen granitlerden sonra oluştukları anlaşılmaktadır. Diğer taraftan jeolojik ve metallojenik araştırmalar cevherleşmeler ile granitler arasında sıkı bir köken ilişkisinin var olduğunu kanıtlamaktadır. Ancak bütün bu ilişkilerde, granitlerin çeşitli özelliklerine bağlı olanlada az çok farklılıklar görülür.

12 km. den daha derinlere yerleşmiş granitler cevherleşme yönünden fakirdir. 12 ile 6 km. arasındaki derinlikleri granitler pegmatitik ve pnömatolitik cevherleşmeler ile ilgilidir. Yaklaşık 6km.den daha sığ derinliklere yerleşmiş epizon granitleri ise özellikle pirometasomatik ve hidrotermal cevherleşmeler bakımından daha zengindir. 

CEVHERLEŞMELERİN GRANİTİK BATOLİTLERE GÖRE KONUMU:

Cevherleşmeler granitik batolitlerin genellikle takke (opeks) kısımlarında veya takkelerin üzerinde çatı kayaçlarının içinde yer alırlar Granitik batolitin içindeki cevherleşmelere intraplütonik veya intramagmatik cevherleşme, granitik batolitin dışında ve civarındaki cevherleşmelere periplütonik veya perimagmatik cevherleşme denir.Batolitlerin en yüksek takkesi cevherleşmelerin en yoğun olduğu kesimdir . Zira dış basıncın en düşük olduğu bu kesime cevherli akışkanlar daha kolaylıkla yükselebilmiş ve yerleşebilmişlerdir. Çoğu batolitlerde ilk önce kapüşon adı verilen kenar kısımlarının soğuyarak kristalleştiği düşünülmektedir.

Kapüşonun kalınlığı batolitin takke kısımlarında 3 km’ye erişebilir. Batolitin çukur kısımlarında ise kapüşon incedir. Kapüşon altındaki soğumanın ve kristalleşmenin devam ettiği kesimden yükselen cevherli akışkanlar kapüşonun ve çatının çatlakları içinde maden yataklarını oluştururlar.

EMMONS (1940) granitik bir masifin gittikçe derinleşen aşınmalarını 6 seviye halinde adlandırmıştır. Bunlar yüzeyden itibaren kriptobatolitikf akrobatolitik, epibatolitik, embatolitik, endobatolitik ve hipobatolitik seviyelerdir . İlk aşınma seviyelerinde çok sayıda cevherleşmeye rastlanılmasına karşılık, derin aşınma seviyelerinde cevher bulma olanağı azalır, örneğin, Ante-kambriyen kalkanlar çok aşınmış olduklarından buralarda geniş alanlar kaplayan granitler genellikle sterildir. Buna karşılık, Hersinyen ve özellikle Alpin masiflerde aşınma nispeten daha az olduğundan yoğun bir cevherleşmeye rastlanmaktadır.           

Şekil : Granitik bir masifin aşınma derinlikleri uçucu elemanların çatıda toplanması

GRANİTLERE BAĞLI ZONLANMA :

Bir granitik masifin çevresindeki cevherleşmeler incelendiğinde mineralojik ve kimyasal değişiklikler görülür.Granitik masifi kuşaklar halinde saran bu değişiklikler derin kökenli bir zon-lanmayı işaret ederler. Granitin çevresinde rastlanan bu zonlanmaya, kısmen granitin iç kısmını da alakadar etmesine rağmen, periplütonik zonlanma adı verilir. Doğadaki birçok örneğin incelenmesi sonucunda FERSMAN (1934) düşey bir periplütonik zonlanma şeması yapmıştır. Fersman'ın bu şemasında her kuşak o zonda en bol bulunan metalin adıyla gösterilmiştir. Kuşaklar batolitin takke kısmına az çok paraleldir. Kuşakların yatay düzlem ile kesişmesi sonucu harita düzlemi üzerindeki arakesitleri de konsantrik halkalar biçimindedir. Yatay düzlemdeki bu sıralanışa yatay zonlanma  adı verilir . Yatay zonlanmada akrobatolitik aşınma seviyesinden daha alçak seviyelerde merkezde granitik plüton bulunur. Buna karşılık kriptobatolitik aşınma seviyesinde plüton mostra vermez, fakat kuşakların varlığı ile az derinde olduğu anlaşılır.

Kalay ve volframlı bileşkenler çok uçucu olduklarından kolayca yükselebilmişler ve özellikle takke kısmın üzerinde derişmişlerdir. Bu nedenle kalay ve volfram kuşakları derine inmezler, takke kısmın hemen yanında batolit ile kesişirler. Daha az uçucu olan altın, bakır ve çinko bileşikleri ise hem takke kısmın üzerinde, hem de yanlarda toplanırlar. Bu unsurlara ait kuşaklar da batolit sınırı ile kesişirler. Buna karşılık, granitten uzakta düşük ısılı minerallerin bileşimine giren kurşun, gümüş ve antimuan unsurlarına ait kuşaklar derine doğru batolitle kesişmeden kaybolurlar.

Fersman'ın düşey periplütonik zonlanma şeması her zaman geçerli değildir. Bu şemaya aykırı haller başlıca iki türlüdür. Teleskopaj ve kuşakların batolitler içine gömülmesi.

1) Teleskopaj ; Normal periplütonik zonlanmada birbirinden oldukça uzakta teşekkül etmesi gereken    cevherleşmelerin bazen bir arada bulundukları izlenir, örneğin altının gümüşle beraber bulunması gibi kuşakların sıklaşarak birbiri içine girmesi olayına teleskopaj denir. Teleskopaj granitik plütona bağlı bir cevherleşmeyi değil, volkanizmaya bağlı bir cevherleşmeyi işaret eder.

Zira bu tür cevherleşmelerin daima genç volkanik oluşuklar üzerinde bulunduğu saptanmıştır. Volkanik alanlardaki jeotermik gradyanın düşük değerleri nedeniyle izotermler birbirlerine sıkışık olmuşlar ve neticede metaller ve mineraller çok küçük bir yer aralığında çökelmişlerdir.

2)  Kuşakların Batolitler İçine Gömülmesi: Normal periplütonik zonlanmada bazı kuşakların batolit içine hafifçe gömülmesi normaldir. Böylece kalay, volfram ve molibden cevherleşmeleri normal olarak batolit içinde de bulunabilir. Buna karşılık bazı maden provenslerinde bakır, çinko gibi uzak kuşakların batolit içine dalması ve gömülmesi normal periplütonik zonlanma şemasına aykırıdır. Durumda  intraplütonik bir yatak ile intraplütonik bir zonlanma (  iç zonlanma) söz konusudur, özellikle porfirik bakır yataklarında gözlenen intraplütonik zonlanma daima hipabisal veya. sübvolkanik oluşuklarla ilgilidir, întraplütonik zonlanmayı açıklamak için değişik görüşler ileri sürülmüştür. Bunlardan en geçerli olanı şöyledir; Cevherleşmenin kaynağı olan sıcak merkez granitin kristalleşmesi sırasında derine doğru inmiş ve böylece daha derin seviyelerden gelen cevherli akışkanlar önceden soğumuş kapüşon kısmına yerleşmişlerdir. Çok derinden gelen bu akışkanlar çatı kayaçları içine kadar yükselememişlerdir.

PEGMATİTİK YATAKLAR

TANIM

Pegmatitik  yataklar çok iri kristalli olan ve ekonomik öneme sahip çok sayıda mineral içeren pegmetitlerin meydana getirdiği yataklardır.

PEGMATİTLERİN KÖKENİ:

1. MAĞMATİK KÖKENLİ PEGMETİTLER: Ortomağmatik evreden sonra alkaliler ve uçucu elemanlarca zenginleşmiş kalıntı mağmadan itibaren kristalleşmişlerdir. Pegmatit evre yaklaşık 700o ile 600oC arasında gerçekleşir. Ancak ortomağamtik, pnömatolitik ve hatta hidrotermal evreye ait bazı minerallerin pegmatitler içinde yer almasıyla, bu kayaçların yaklaşık 800o ile 400oC arasında oluştuğu kabul edilmektedir.  Bu geniş ısı aralığı nedeniyle mağmatik kökenli pegmetitler genellikle çok çeşitli mineraller içerirler.

2.  ANATEKTİK KÖKENLİ PEGMATİTLER:  Yüksek  ısı ve basınç koşullarında yerkabuğunun kısmi ergimesiyle oluşan ilk eriyikten itibaren kristalleşmişlerdir. Kısmi ergime rejyonal metamorfizma sırasında, anateksi sınırı ötesinde yaklaşık 600o – 700oC dolaylarında gerçekleşir. Metamorfik pegmatit adı verilen bu kayaçlar genellikle kuvars ve feldispattan ibaret bir mineralojik bileşime sahiptir.

3. METASOMATİK KÖKENLİ PEGMATİTLER: Daha önceden mevcut kayaçların metasomatik olaylar neticesinde, yeniden kristalleşmesiyle pegmatitlerin oluşabileceği bilinmektedir. Ancak, metasomatik olaylar daha ziyade mevcut pegmatitlerde yeniden kristallenmelere neden olması bakımından önem taşır.

PEGMATİTLERİN YATAKLANMA ŞEKİL ve YERLERİ:

Pegmatitler  genellikle mercek veya damar şeklinde yataklanmışlardır. Bunların kalınlıkları birkaç cm. ile 100 m. arasında, uzunlukları ise birkaç m. ile birkaç km. arasında değişir. Pegmatitler daha ender olarak pipo veya düzensiz yığın şeklinde  de yataklanabilirler.  Pegmatitler genellikle belli bir plütonik kütle ile beraber, ona bağlı olarak bulunurlar. En çok granitik plütonlara bağlı pegmatitlere rastlanır. Siyenitik, nefelinli siyenitik, diyoritik ve daha ender olarak mafik plütonlara bağlı pegmatitler de vardır. Esas itibariyle tümü mağmatik kökenli olan bu pegmatitler türedikleri plütona göre yerleşimleri yönünden üçe ayrılırlar.

A) İç Pegmatitler: Türedikleri plütonun içinde, Özellikle takke kısmında yer alırlar.

B)  Kenar (çeper) Pegmatitleri: İlgili bulundukları plütonun çeperinde, özellikle takke - yankayaç sınırında yer alırlar.

C)  Dış Pegmatitler: Plütonların dışında, plütonlarla ilgili olarak yerleşmişlerdir. Dış pegmatitler genellikle metamorfik kayaçlar içinde yer almışlardır. Zira pegmatitlerin oluşumu için gerekli yüksek ısı ve basınç koşulları ancak önemli derinliklerde gerçekleşebilir, önemli derinliklerde ise sadece mezozon ve özellikle katazon granitleri ile bunları çevreleşen rejyonal metamorfik kayaçlar bulunur. Bu kadar derinde oluşan pegmatitlerin yüzeylenebilmeleri için uzun bir aşınma dönemi gerektiğinden, pegmatitler  genellikle Paleozoik veya Antekambriyen oluşuklar içinde görülürler. Doğu Karadeniz bölgesinde Alpin yaşlı, epizonal karakterli plütonlara bağlı hiçbir pegmatit görülmeyişi de bu şekilde açıklanabilir. Bazı pegmatitler rejyonal metamorfik kayaçlar içinde, herhangi bir plütonik kütleye bağlı olmaksızın bulunabilirler. Bunlar anatektik  kökenli metamorfik pegmatitlerdir.

ZONLANMA Pegmatitlerle ilgili iki türlü zonlanma vardır :- Pegmatitlerin iç zonlanması- Pegmatitlerin zonlu dağılımı

1) İÇ ZONLANMA: Karmaşık pegmatitlerin içinde çeperlere paralel değişik mineralojik bileşimde kuşaklar bulunur. Bu kuşaklar dıştan içe doğru genellikle şöyledir :

A- Muskovit Kuşağı: Çok ince taneli muskovit, kuvars ve feldispat minerallerinden yapılıdır. Kalınlığı birkaç cm yi geçmeyen bu kuşakta ekonomik mineral yığışımları bulunmaz.

B- Kuvars - Feldispat Kuşağı: Nispeten daha iri taneli olan bu kuşakta başlıca kuvars ve feldispat mineralleri bulunur. Doku granitik veya grafiktir. Bu kuşakta bazı nadir element minerali bulunabilir.

C- Mikroklin Kuşağı: Başlıca iri taneli mikroklinden veya mikroklin blokları ile bunların arasını dolduran kuvarstan yapılıdır. Nadir element mineralleri en çok bu kuşak içinde, özellikle bir sonraki kuvars kuşağı ile olan sınırda bulunur.

D- Kuvars Kuşağı: Çekirdek kuşağı da denilen bu zonda çok iri kuvars mineralleri bulunur.

PEGMATİTLERİN KİMYASAL VE MİNERALOJİK BİLEŞİMİ:

Bağlı oldukları plütonun petrografik karakterine uygun şekilde granitik, siyenitik, nefelinli siyenitik, diyoritik ve mafik pegmatitler bulunur. Metamorfik pegmatitler genellikle granitik pegmatit bileşimindedir. Buna göre, bütün pegmatitlerde esas elementler kuvars ve feldispat gibi minerallerin bileşimine giren Si, O, Al, K, Na ve Ca'dur. Magmatik kökenli pegmatitlerin bir kısmı ile

metasomatik kökenli pegmatitler ayrıca Li, Be, Nb, Ta, Zr, Th, U, nadir toprak elementleri (Y, Ce,..) gibi çok sayıda nadir element içerirler, Nadir elementler son derece çeşitli minerallerin bileşimlerine girerler.

Pegmatitler kimyasal özelliklerine göre ikiye ayrılırlar;

a) Potassik Pegmatitler: Potasyumca zengin pegmatitlerdir. Potasyumca zenginlik mikroklin, ortoz, muskovit gibi minerallerin varlığı ile anlaşılır. Potassik pegmatitler en çok rastlanan pegmatitler olup, mineralojik bileşim bakımından nispeten fakirdirler.

b) Sodo - litik Pegmatitler : Sodyum ve lityum'ca zengin pegmatitlerdir. Sodyumca zenginlik lepidolit, spodümen, leylak renkli turmalin gibi minerallerin varlığı ile anlaşılır. Oluşumlarında genellikle metasomatozun rol oynadığı sodo - litik pegmatitler enderdir, ancak çok çeşitli mineraller içermeleri bakımından önem taşırlar.

Pegmatitler mineralojik bileşim ve yapıları bakımından da ikiye ayrılabilirler :

a) Basit Pegmatitler: Başlıca kuvars, feldispat ve mika minerallerinden oluşmuşlardır. Bu minerallerin kütle içindeki dağılımında ve tane büyüklüklerinde önemli değişiklikler görülmez. Basit pegmatitler anatektik kökenli olabilecekleri gibi kısa süreli bir magmatik aktivite sonucu da meydana gelmiş olabilirler.

b)  Karmaşık pegmatitler: Çok çeşitli nadir element mineralleri içerirler. Bu bakımdan minerolojik bileşimleri zengindir. Zonlu yapı gösterirler. Karmaşık pegmatitilerin oluşumunda metasomotoz az veya çok rol oynamıştır.

Pegmatitlerde en çok rastlanan başlıca mineraller şunlardır:

OksitlerKuvars      : SiO2   (Dağ kristali=Necef taşı)   (Dumanlı kuvars)(Pembe kuvars)    (Ametist : mor)      (Morion : siyah)(Sitrin : sarı)      (Avantürin : mika veya hematitli)(Venüs saçı , rutil veya turmalinli)    Korendon   : Al203 (Safir : mavi)(yakut=rubi ; kırmızı) Rütil   : TiO2                 İlmenit   : FeTiO3Manyetit      : Fe3O4      Kassiterit:  SnO2

FosfatlarAmbligonit   : LiAlPO4(F,OH )  Monazit    : Ce PO4Ksenotim     :Y PO4Fluorürler Kriyolit        :  Na3Al F6    Florit         : CaF2VolframatVolframit   : (Mn,Fe) WO4SülfürlerPirit           :  FeS2   Kalkopirit : CuFeS2   Molibdenit: MoS2SilikatlarMikroklin     : KalSi3O8  (Amazonit: yeşil)      Ortoz        : KAlSi3O8Adüler         : KAlSi3O8         Albit   : NaAlSi3O8Muskovit     : KAl2(Si3AlO10)(OH)

Biyotit    : K(Mg,Fe)3(Si3AlO10)(OH,F)2Lepidolit      :K(Li,Al)3(Si3AlO10) (OH,F)2Spodümen   :LiAlSi2O6         

Beril   : Be3Al2Si6O18(Zümrüt: yeşil)(Akuamarin:mavi)(Heliodor: sarı)Turmalin   : (Na,Ca) (Mg,Al)6B3Si6(O,OH)30(Şorlit: Siyah)(Dravit: kahverengi)(Rubellit= elbait: pembe)(İndikolit: mavi)Topaz   : Al2SiO4(OH,F)2Disten   : Al2SiO5Spessartin   : Mn3Al2(SiO4)3Zirkon   : ZrSiO4Torit   : ThSiO4Uranotorit   : (Th,U) SiO4Ortit=Allanit   : (Ca,Ce,La,Na)2 (Al,Fe,Be,Mg,Mn)3Si3O12OHMonuzit   : (Ce,L,Y,Th)PO4 

2) PEGMATİTLERİN ZONLU DAĞILIMI: Bir batolite göre çeşitli konumlarda yer alan pegmatitler, batolit sınırına olan uzaklıklarına bağlı olarak farklı özelliklere sahiptirler.FERSMAN'a (1934) göre batolit içinde en derinden takke - yan kayaç sınırına doğru şu çeşit pegmatitler yer alır.  Nadir toprak elementli, Th, U, Nb, Ta, Zr ve Ti'lı pegmatitler.Mikalı ve turmalinli pegmatitler.Berilli pegmatitler.Li ve Sn'lı pegmatitler.Takke üzerinde, yan kayaç içinde iseLi, P ve Mn'li pegmatitler bulunur.

PEGMATİTLERİN EKONOMiK ÖNEMİ :

Basit pegmatitler endüstriyel hammadde olarak değerlendirilen kuvars, feldispat ve muskovit için işletilebilirler. Karmaşık pegmatitler ise başlıca Li, Be, Nb, Ta, Th, nadir toprak elementleri .(Y, Ce,..) ve mücevher taşları (=jem) bakımından önemlidir. Pegmatitlerde çok çeşitli uranyum minerallerinin varlığı bilinmesine racnen, dünyacla ekonomik olarak yalnız uranyum için işletiler. pegmatit hemen hemen yoktur. Diğer taraftan Nb, Ta, Th ve nadir toprak elementleri pegmatitlerden çok, bu kayaçlardan türeyen plaserlerde işletilirler.Granitik pegmatitler nispeten daha potassiktir. Bu pegmatitlerde uranyurn oranı, toryuma göre daha fazladır. Granitik pegmatitler özellikle Li., Be, Ta, Y ve mücevher taşları bakımından önemlidir. Nefelinli siyenitik pegmatitler ise nispeten daha sodiktir. Bu pegmatitlerde toryum oranı uranyuma göre daha fazladır. Nefelinli siyenitik peçrıatitler özellikle Nb, Th ve Ce bakımından önem taşırlar.

Pegmatitler içerdikleri ekonomik unsur ve minerallerin dışında, mineraloji koleksiyonlarını süsleyen iri, güzel ve ender kristaller sunmaları bakımından da önemlidirler.

PEGMATİTİK YATAKLARA ÖRNEKLER:

Dünyada ve Türkiye’de bilinen başlıca pegmatitik yataklar şunlardır :

l- Black - Hills (Güney Dakota. ABD): Metamorfik kayaçlar içinde; 70 m çapında,  pipo şeklinde bir granitik pegmatit mevcuttur. Bu yatakta spodümen, lepidolit ve ambligonit minerallerinden itibaren lityum, berilden itibaren de berilyum üretilir.

2- Izoumroudnyie Kopi (Ural. Rusya): Metamorfik kayaçlar içindeki granitik pegmatit damarlarında beril mineralleri hem mücevher taşı, hem de berilyum üretimi için değerlendirilir.

3- Minas Geraes (Brezilya): Metamorfik ve plütonik kayaçlar içindeki pegmatit damarları başlıca beril ve muskovit için işletilir.

4- Jos Platosu (Nijerya): Ayrışmış granitler içindeki pegmatit damarlarında Nb mineralleri bulunur. Ancak bu mineralin asıl üretimi yöredeki kırıntı yataklardan itibaren yapılır.

5- Kragerö (Norveç): Bu yöredeki granitik pegmatitler toryum bakımından önem taşırlar.

6- Gördes (Manisa): Türkiye'nin en önemli pegmatit zuhurları bu yörededir. Gördes pegmatitleri damar şeklinde olup, metamorfik kayaçlar içinde yer almışlardır. Kuvars, ortoz ve plajiyoklaz dışında müskovit, biyotit, turmalin ve dişten de içerirler. Mika yatağı olarak işletilmişlerdir.

7- Karaköy (Bilecik): 40 m kalınlığındaki bir pegmatit feldispat yatağı olarak işletilmektedir.

PNÖMATOLİTİK YATAKLAR

TANIM:

Oluşumlarında  uçucu elemanların en önemli rolü  oynadığı, yüksek ısı ve basınç koşulları altında meydana gelmiş yataklara pnömatolitik yataklar denir. Bu yataklar çeşitli nitelikleri ve bilhassa mineralojik bileşimleri bakımından bir yandan pegmatitik yataklara, diğer taraftan hidrotermal yataklara geçiş özelliğindedir. Bazı yazarlar pnömatolitik yataklar için değişik adlar kullanmışlardır. Asıl pnömatolitik yatak deyimi bu yatakları pirometasomatik ( kontak pnömatolitik ) yataklardan ayırmak amacı ile alman yazarlar tarafından kullanılmıştır. Asit çıkışlı yatak deyimi bu yataklarının kökenlerinin  ‘asit plütonik kayaçlara bağlı olduğunu belirtmek amacı ile  Fransız yazarlar tarafından kullanılmıştır. Amerikalı yazarlar bu yatakları yüksek ısılı hidrotermal (hipotermal) yataklar sınıfında kabul ederler. Greyzen yatakları deyimi Rus yazarları tarafından kullanılmaktadır.

PNÖMATOLİTİK YATAKLARIN OLUŞUMU:

Pnömatolitik yatakların oluşumunda pnömatolit veya mineralizatör adı verilen uçucu elemanların en önemli rolü oynadığı klasikleşmiş bir görüştür. Bu görüşe göre, magmanın katılaşma sürecinde derişmiş Sn, W gibi elementler borür, flüorür, klorür veya iyodür halinde, gaz fazında taşınmışlar ve yaklaşık 400° - 600°C'lik ısılarda çökelmişlerdir. Taşıyıcı rolü oynayan uçucu elemanlar ise flüorit, apatit, topaz, turmalin gibi minerallerin bileşimine girmişlerdir. Ancak bu sonuncu mineralin genellikle kassiterit ve volframitten önce yatak çeperlerine yerleşmiş olması sorun yaratmaktadır. Zira taşıyıcı rolü oynayan elemanların normal olarak bu görevlerinin bitmesinden sonra kristalleşmesi gerekirdi. Bu nedenle bazı yazarlar tarafından oluşum için farklı görüşler ileri sürülmüş ve "pnömatolitik yatak" deyimi kullanılmaktan kaçınılmıştır.

 GORDON SMITH'e (1947) göre kalıntı magmadaki kalay stannat halinde sıcak alkalen çözelti olarak taşınmıştır.

 SULLIVAN (1948) kalay elementinin kalıntı magmadan değil, granitleşmeye uğrayan kayaçlardan geldiğini ileri sürer. Kalay bu kayaçların içine, daha önceden volkanizma ile derinlerden taşınmıştır. Kayaçların granitleşmesi sırasında iyonik yarıçap, iyonik yük gibi özellikler nedeniyle granit minerallerinin bileşimine giremeyen kalay plütonun kenar kısımlarına itilmiş ve burada derişmiştir. Bor ve flüorlu minerallerin de yine granitik plüton kenarlarında bulunması aynı şekilde açıklanmaktadır. Sullivan'ın bu varsayımı kristal - yapı kuramı olarak da adlandırılır.

PNÖMATOLİTİK YATAKLARIN YATAKLANMA SEKİL VE YERLERİ :

Pnömatolitik yataklar genellikle damar, stokverk veya saçınım şeklinde yataklarımı şiardır, Ender olarak yığın veya pipo şeklinde yataklara da rastlanır. Bu yataklar daima granitik batolit veya stokların takke kısmında, takke yan kayaç sınırında veya granite çok yakın yan kayaçlar içinde yer alırlar. Başka bir deyişle pnömatolitik yataklar daima akrobatolitik aşınma seviyelerinde bulunurlar. Pnömatolitik yatakların bağlı olduğu granitler mezozon veya katazona aittir.

Çoğu kez birçok pnömatolitik damar bir arada bulunarak bir damar ağı meydana getirirler. Bu damarlar (flöze) granitin soğuma çatlakları içinde, granite göre konsantrik veya ışınsal haldedir . Işınsal damarların granitten çıkıp yan kayaç içine uzanan konumları asit çıkışlı yatak deyimine uygun düşmektedir. Bazı hallerde düşeye yakın eğimli damarlar paralel olarak bulunurlar. Bunlar genellikle uzun eksenli batolit veya stoklara bağlı olarak, uzun eksene paralel şekilde yerleşmişlerdir.

Pnömatolitik yataklar büyük bir çoğunlukla asıl granitlere bağlıdır. Genellikle porfiroid dokuda olan bu kayaçlarda kuvars, alkalen feldspat ve plajiyoklaz dışında en karakteristik mineral muskovittir. Ancak sadece biyotitli veya hem biyotit, hem de mus-kovitli granitler pnömatolitik yataklarla ilişkili olabilirler. Tali mineral olarak çoğu kez flüorit, turmalin,,apatit, zirkon, allanit, monazit ve ksenotim bulunur. Pnömatolitik yatakların bağlı olduğu granitler her zaman hololökokrattır. Silis oranları genellikle çok yüksektir, ancak bazen siyenite yakın granitlerde de cevherleşmelere rastlanabilir. Feldspatların bileşimine giren K20, Na2O ve CaO bakımından bu kayaçlar alkalen veya kalko alkalen niteliktedir.

KİMYASAL VE MİNERALOJİK BİLEŞİM :

l- Pnömatolitik Yatakların Cevher ve Gang Mineralleri başlıca cevher mineralleri şunlardır:

Kassiterit    : SnO2   Volframit    : (Mn,Fe)WO4   Molibdenit   : MoS2Bizmutinit    : Bİ2S3   Manyetit     : Fe3O4      Hematit      : Fe2O3Pnömatolitik yataklarda manyetit ve hematite diğerlerinden daha az olarak rastlanır. Aslında pnömatolitik köken sadece kassi-terit için karakteristiktir. Buna karşılık volframit, molibdenit. bizmütinit, manyetit ve hematit pnömatolitik kökenli olabilecekleri gibi, çoğu kez hidrotermal yataklarda da bulunabilirler. Pnömatolitik ile hidrotermal arasında geçişi temsil eden yataklarda bu minerallerin dışında pirit, kalkopirit, şeelit, pirotin, arsenopi-rit gibi daha birçok çeşit minerale rastlanabilir.

Kuvars en çok bulunan gang mineralidir. Pnömatolitik damarlar özellikle bol kuvarslıdır. Borlu, flüorlu, lityumlu ve fosforlu mineraller diğer önemli gang minerallerini oluştururlar.

 Başlıca gang mineralleri şunlardır :

Kuvars: SiO2      Muskovit   : K Al2 (Si3AlO10 ) (OH)2Lepidolit: K (Li,Al)3 (Si3AlO10) (OH,F)2   Zinvaldit   : K Li Fe Al (Si3AlO10) (OH,F)2Flogopit : K Mg3 (Si3AlO10) (OH,F)2      Biyotit   : K(Mg,Fe)3 (Si3AlO10) (OH,F)2   Topaz     : Al2SiO4(OH,F)2      Turmalin   : (Na,Ca) (Mg,Al)6 B3Al3Si6 (O,OH)30Apatit: Ca5(PO4)3 (F,Cl)         Flüorit: CaF2Kaolen: Al4Si4O10(OH)8         Aksinit   : Ca2(Mn,Fe)Al2BSi4O15 (OH)

2.Yan kayaçlarda kimyasal ve mineralojik değişiklikler ;

Pnömatolitik dönemde, uçucu elemanların büyük hareket kabiliyetinden dolayı, yan kayaçlarda metasomatik olarak önemli kimyasal ve mineralojik değişiklikler görülür. Bu değişiklikler getirimlerin niteliği ve yankayacın cinsi ile ilgilidir, örneğin alüminosili-katlı kayaçlarda kuvars, muskovit, topaz, flüorit oluşumu, ultra-bazik ve bazik kayaçlarda biyotit, flogopit oluşumu, karbonatlı kayaçlarda flüorit, turmalin oluşumu olağandır. Yan kayaçlarda meydana gelen değişiklikler, maden aramada kılavuz rolü oynadıklarından, uygulamada büyük öneme sahiptirler. Genelde başlıca değişiklikler şunlardır:

A- GREYZENLEŞME: Alüminosilikatlı kayaçlarda özellikle feldspatlaıin aleyhine kuvars ve mika oluşumuna greyzenleşme, meydana gelen kayaca ise greyzen adı verilir. Mika muskovit, lepidolit veya zinvaldit cinsindendir. Greyzenlerde ayrıca turmalin, topaz, flüorit, apatit gibi tali gang mineralleri ve kassiterit, volframit gibi cevher  mineralleri  de  bulunabilir. Greyzenleşme aslında granitler için kullanılan bir deyimdir. Fakat bazı yazarlar bu deyimi pnömatolitik etkenlerle metasomatik değişikliklere uğramış her tür kayaç için kullanılır.

B- TURMALINLEŞME: Granitteki feldspatların ve mikaların aleyhine kuvars ve turmalin oluşur, îğne şeklindeki turmalinlerin ışınsal olarak bulunduğu bu kayaçlara bazı yerlerde lüksilyanit adı verilir. Granitlerin dışında alüminosilikatlı veya karbonatlı yankayaçlar da turmalinleşebilir. Turmalinleşmiş kayaçlar ayrıca flüorit, topaz, kassiterit, volframit gibi mineraller de içerebilirler.

C- KAOLENLEŞME: Genellikle feldispatların aleyhine kaolen oluşur. Böylece kayaç başlıca kaolen ile bozuşmadan arta kalan kuvars ve mika mineralleri içerir. Kaolenleşmeye birçok pnömatolitik yatakta rastlanılmasına rağmen bu olay hidrotermal kökenli olabilir, Fakat her durumda yeraltı su tablasından daha alçak seviyelerde gözlenmesi nedeniyle, derin kökenli olduğu tartışmasızdır.

PNÖMATOLİTİK YATAKLARIN EKONOMİK ÖNEMİ:

Pnömatolitik yataklar başlıca Sn, W, Mo ve Bi için önem taşır. Bu  dört elementten başka pnömatolitik yataklar bazen Fe için de ekonomik olabilmektedir. Bakımından  bu kayaçlar alkalen veya kalkalkalen niteliktedir.

Pnömatolitik yataklarda Sn, W, Mo ve Bi elementlerine beraberce rastlamak olasıdır. Ancak bu yataklar genellikle sadece bir element için ekonomik olabilmektedir, örneğin Sn ve W dünyada ayrı metallojenik provenslerde işletilmektedir; Malezya - Endonezya kalay provensi, Güney Çin - Kore - Japonya volfram provensi gibi.

 

Şekil: Cinovec(Zinnwald-Erzebinge) yatağında bir flöze

Şekil: Altenberg Kalay yatağından geçen bir kesit

PNÖMATOLİTİK YATAKLARA ÖRNEKLER :

1. Cornwall (İngiltere): Hersiniyen granitleri içindeki kuvars ganglı damarlar ve stokverkler kassiterit içerirler. Daha dış zonlarda Cu, Zn ve Pb cevherleşmeleri vardır. Geçmişte büyük önemi olan bu yatak günümüzde hemen hemen tükenmiştir.

2. Altenberg (Doğu Almanya) ve Cinovec – Zinnvald (Çekoslavakya – Doğu Almanya): Erzgenbirge adı verilen bölgede birbirine birkaç km. yakınlardaki bu yataklarda kassiterit ve volframit  hersiniyen yaşlı granitlerin flöze damarlarında ve greyzenleşmiş kısımlarındaki stokverklerde bulunmaktadır.

3. Climax (Colorado. ABD) : Dünyanın en önemli molibdenit yatağıdır. Antekambriyen yaşlı eski granitleri kesen Tersiyer yaşlı kuvarslı monzonitlere bağlı olarak pipo şeklinde bir yatak oluşmuştur (Şekil 93). Cevher orta derecede silisleşmiş zonlardadır.

4. Gümele (Mihalgazi- Eskişehir): Paleozoik yaşlı metamorfik kayaçları kesen Hersinyen yaşlı bir granitin takke kesiminde, stokverk yapılı kassiterit bulunmaktadır. Yörede damar şeklinde cevherleşmeler de vardır, Gümele kalay zuhurları günümüzde ekonomik değildir.

5. Balışıh (Keskin- Ankara): Biyotitli granitler içindeki kuvars damarlarından molibdenit işletilmiştir.

6. Pınargözü (Kangal. Sivas): Tersiyer yaşlı mikrosiyenit ve mikrodiyoritler içinde, stokverk ve damar şeklinde hematit bulunmaktadır. Ayrıca az miktarda pirit, kalkopirit ve kısmen hematitleşmiş manyetit vardır. Gang mineralleri kalsit, kuvars,apatit ve flogopittir. Son iki mineral cevherleşmenin hiç olmazsa kısmen pnömatolitik kökenli olduğunu göstermektedir.

7. Hasançelebi (Hekimhan. Malatya):  Önemli bir demir yatağıdır (Şekil 94). Yörede üst Kretase öncesi serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar ve bazik volkanik kayaçlar bulunur. Bunların üzerine uyumsuz olarak üst Kretase yaşlı tortul kayaçlar ve trakitler gelir. Bütün bu kayaçlar Hasançelebi civarında kısmen veya tamamen skapolitleşmişlerdir. Skapolitleşmenin bir siyenitik batolitin sokulu-muna bağlı olarak metasomatik bir kontakt metamorfizma ile oluştuğu düşünülmektedir. Siyenitik batolit görülmemekle beraber, yöredeki mikrosiyenitik ve pegmatitik daykların varlığı bu varsayımı doğrulamaktadır. Cevher oluşumu aynı plütonizmanın pnömatolitik dönemiyle ilgilidir. Başlıca cevher minerali olan manyetit skapolit fels içinde saçınım halindedir. Ender olarak manyetit damarlarına da rastlanır. Hematit ve pirit daha az miktarda bulunur. Skapolitin dışında kalan gang mineralleri biyotit, diopsit, amfibol, gröna, turmalin, sfen, kalsit, zirkon, lepidolit, apatit, rutil ve kuvarstır. Bu mineraller oluşumun pnömatolitik dönem dışında pegmatitik ve hidrotermal dönemleri de kapsadığını, hatta yer yer pirometasomatik bir cevherleşmenin söz konusu olabileceğini göstermektedir.

PİROMETASOMATİK YATAKLAR

TANIM:

Granitik kayaçlar ile karbonatlı kayaçların kontağında veya kontağa yakın yerlerde, yüksek ısıda (piro), kimyasal alışverişle (metasomatik) oluşmuş yataklara pirometasomatik yataklar denir. Pirometasomatik yataklar özel koşullarda oluşmuş bir çeşit pnömatolitik yatak olarak da kabul edilebilir. Bu yataklar için bazı yazarlar tarafından kontak pnömatolitik, kontak metasomatik veya skarn yatakları deyimleri de kullanılır.

 PİROMETASOMATİK YATAKLARIN OLUŞUMU

Pirometasomatik yatakların oluşumunda en önemli rolü ısı ve kimyasal alış - verişler oynar. Granitik kayaçların sokulumu sırasında plütonik kütlenin yaydığı ısı ile yan kayaçlar kontak metamorfizmaya uğrarlar. Saf kireçtaşları yeniden kristalleşerek mermer haline dönüşür. Saf olmayıp, Si, Fe gibi elementler içeren karbonatlı kayaçlarda ise kalsiyum silikatlı mineraller oluşur. Ancak çoğu kez karbonatlı kayaçlardaki silisyum ve demirin oluşabileceğinden çok daha fazla kalsiyum silikatlı mineralin var olduğu gözlenir.

Bunun nedeni kontakt metamorfizmaya eşlik eden yüksek ısılı getirimlerdir. Böylece kontak metamorfizma sırasında, başlıca silis ve demir getirimi ile metasomatik olaylar neticesinde, karbonatlı kayaçlar (kireçtaşı, marnlı kireçtaşı, marn, dolomitik kireçtaşı, dolomit, vb.,) skarn veya taktit adı verilen kayaçlara dönüşürler. Daha ender olarak skarnlar silikatlı kayaçlardan itibaren, hatta granit içinde de oluşabilirler.

Skarnlar içerdikleri cevher mineralleri ile piroraetasomatik yatakların esas kayacını teşkil ederler. Zira silis ve demirin dışında diğer önemli getirimler kükürt ve nadir elementlere aittir. Skarnlarda borlu, flüorlu ve klorlu gang minerallerinin bulunuşu getirimlerin kısmen de olsa gaz fazında taşındığını göstermektedir. Bunların yanında çoğu kez düşük ısılı minerallerin, özellikle sülfürlerin var olması sıvı fazdaki hidrotermal getirimlerin de rol oynadığını kanıtlamaktadır. Böylece pirometasomatik yataklarda yaklaşık 800° ile 400°C arasında oluşmuş asıl cevherleşmelerin yanında daha düşük ısılarda oluşmuş hidrotermal cevher minerallerine rastlamak olasıdır.

PİROMETASOMATİK YATAKLARIN YATAKLANMA ŞEKLİ ve YERLERİ

Pirometasomatik yataklar başlıca yığın, mercek veya katmansı halde bulunurlar.Bu yataklarda gelişen en son cevherleşmeler skarn içinde damar veya stokverk şeklinde olabilirler.

Pirometasomatik yatakların plütonik kütlelere göre konumu değişiktir. Plütonik kütle dışındaki skarnlara ekzoskarn içindekilere endoskarn denir. Ekzoskarnların büyük bir çoğunluğu plütonik kayaçların hemen dışında, kontağında bulunur. Ancak kontaktan 1000m. Uzaklıkta olan skarnların varlığıda bilinmektedir. Ekzoskarnlarda cevher mineralleri skarn – granit kontağından ziyade skarn- karbonatlı kayaç kontağına yakın kesimlerde, hatta karbonatlı kayaç içinde yer alır. Pirometasomatik yatakların büyük bir çoğunluğu granodiyoritlere bağlıdır. Daha ender olarak genel anlamda granit tanımına giren bütün kayaçlara, bağlı olarakta bulunurlar.

SMİRNOV (1962) skarnları kimyasal ve mineralojik bileşimlerine göre üçe ayırmıştır:

1. Kalsiyumlu Skarnlar: Kireçtaşlarının ornatımı ile oluşmuşlardır. Karakteristik mineralleri grönalar (andradit, grossüler), piroksenler (diopsit, hedenberjit), epidot, vollastonit ve vezüvyanittir.

2. Mağnezyumlu Skarnlar: Dolomitlerin veya dolomitli kireçtaşlarının ornatımı ile oluşmuşlardır. Karakteristik mineralleri diopsit, forstarit, spinel, flogopit, serpantin ve dolomittir.

3. Silikatlı Skarnlar: Granit, siyenit, kiltaşı, kumtaşı, volkanik tüf, vb. , gibi alümino- silikatlı kayaçların ornatımı ile oluşmuşlardır. Skapolit en karakteristik minerallerdir.

ZONLANMA VE SÜKSESYON:

Pirometasomatik yataklarda kayaçların konumu genellikle bir zonlanma belirler. Böylece granitten dışa doğru sıralanma granit - cevhersiz skarn - cevherli skarn - cevherli karbonatlı kayaç - karbonatlı kayaç şeklindedir Pirometasomatik yataklarda mineraller genellikle silikatlar-oksitler-sülfürler şeklinde bir oluşum sırasına sahiptir. Silikatlı mineraller de kendi aralarında bir sıralama gösterirler. Bu kalsiyumun yerini ilk önce magnezyum, daha sonra da demir elementinin alması şeklindedir. Böylece kalsit-vollastonit-diopsit-hedenberjit-andradit şeklinde bir süksesyon izlenir. Yatak içinde metalik cevher mineralleri de zonlu bir dağılım gösterebilir. Ancak bu dağılım skarn zonundaki yan kayaçların cinsine ve konumuna göre değişir. Genellikle Fe ve W yataklarını dışa doğru Cu yatakları, en dışta ise Zn ve Pb yatakları izler.

PİROMETASOMATİK YATAKLARIN EKONOMİK ÖNEMİ :

Pirometasomatik yataklar başlıca W,Fe,Cu,Zn ve Pb bakımından önem taşır, özellikle volfram yatakları en karakteristik ve en önemli olanlardır. Bu yataklarda volfram şeelitten itibaren elde edilir. Pirometasomatik Sn,Mo,Bi ve Ag yatakları ikincil öneme sahiptir. Molibden ve bizmut ender olarak tek başına işletilir. Bu elementler genellikle volfram yataklarında birer alt ürün olarak elde edilirler. Gümüş de benzer şekilde kurşun yataklarında bir alt ürün olarak gümüşlü galenden itibaren elde edilir.Pirometasomatik yataklar metalik cevherler dışında mücevher taşı olarak korendon çeşitleri, grönalar, spinel, lazürit (=lapis lazüli: (Na,Ca)8 (Al SiO4)6 (SO4, S, CI)2),  endüstriyel hammadde olarak vollastonit, granatlar, talk, serpantin ve grafit (C) bakımından önem taşır.

PİROMETASOMATlK YATAKLARA ÖRNEKLER :

1.  Mill City (Nevada. ABD): ABD'nin batısındaki büyük bir volfram provensi içinde yer alır. Mili City'de Jurassik sonu - Kretase yaşlı iki küçük granodiyorit stoku ince kireçtaşı ara katkılı Triyas şistlerini kesmektedir. Kireçtaşları skarna dönüşmüştür. Başlıca şeelitten oluşan cevher bu skarnlar içindedir.

2. Bisbee (Arizona. ABD): Tersiyer yaşlı porfiroid granodiyorit ve kuvars monzonitler Paleozoik yaşlı kireçtaşlarını kesmişlerdir. Başlıca kalkopiritten oluşan cevherleşme skarn içindedir.

3. Uludağ (Bursa): Türkiye'nin en önemli volfram yatağıdır. Hersinyen yaşlı bir granodiyorit stoğu Palezoik yaşlı metamorfik kayaçlar içine sokulum yapmıştır. Metamorfik kayaçlar fillad, mikaşist, gnays, amfibolit ve mermerlerden ibarettir. Senklinal biçimindeki bir mermer kütlesi granodiyoritle beraber bulunur . Mermer kütlesi içinde üç ayrı seviye halinde bulunan skarnlar da az miktarda cevher içerir. skarn cevheri adı verilen bu kesimlerde kuvars, diopsit, hedenberjit, grönalar, aktinot, tremolit, epidot, serisit, klorit gibi silikatlar ile şeelit, manyetit, spekülarit, pirit, pirotin, kalkopirit, kübanit, molibdenit, bursait ) gibi cevher mineralleri bulunur.

Uludağ şeelit yatağında WO3 tenoru % 0,6-0,8 civarındadır. WO3 olarak görünür rezerv 75 000 tondur.

4- Divriği (Sivas): Türkiye'nin en büyük demir yataklarından biridir. Yörede Üst Kretase yaşlı serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar ile dolomitik kireçtaşları ve kireç taşları bulunur. Eosen yaşlı siyenit ve monzonitler bu kayaçlar arasına sokulum yapmıştır. Sokuluma bağlı olarak skarn zonları meydana gelmiş ve demir cevherleşmeleri olmuştur. Pirometasomatik demir cevherleşmeleri A ve B kafaları diye adlandırılan başlıca iki yerde bulunmaktadır. C kafası diye adlandırılan üçüncü bir demir cevherleşmesi kırıntı yatağı tipindedir.

A kafası siyenit ile mermerleşmiş kireçtaşları arasındadır. Yaklaşık 800 m uzunluğunda, 80 m genişliğinde ve 200 m kalınlığındadır. Başlıca cevher minerali manyetit'dir. özellikle skarn zonlarında diopsit, skapolit, aktinot, tremolit, andradit, vollastonit, hedenberjit, epidot ve flogopit görülür.

B kafası serpantin ile mermerleşmiş kireçtaşları arasında yer alır. Yaklaşık 200 m çapındadır. Başlıca cevher minerali spekülarittir.(hematit). Bu kafa civarında skarn gelişmemiştir. Ancak turmaline bol rastlanır. Divriği yataklarında manyetit ve hematit dışında pirit, pirotin, kalkopirit ve daha birçok çeşit minerale rastlanır. Böylece cevherleşmenin kısmen hidrotermal kökenli olduğu anlaşılmaktadır. Yataklarda ayrıca oksidasyon ve sementasyon zonları da gelişmiştir.

Divriği yataklarında ortalama % 55 Fe tenörlü 110 milyon ton toplam rezerv (görünür + muhtemel) saptanmıştır.

5. Keban (Elazığ): Kurşun, çinko ve gümüş yatağıdır. Paleozoik yaşlı metamorfik kayaçlar Kretase sonu veya Eosen başlangıcında siyenit sokulumu ile kontak metamorfizmaya uğramışlardır.

Böylece skarn zonları ve pirometasomatik cevherleşmeler gelişmiştir . Skarnlarda başlıca vollastonit, andradit, grossüler, vezüvyanit, diopsit, epidot flogopit, flüorit, kuvars ve kalsit mineralleri bulunur. Cevherleşme polimetaliktir, yani çok çeşitli elementlere ait mineraller oluşmuştur. Ancak ekonomik olanlar galen ve sfalerittir. Gümüş galenden itibaren alt ürün olarak elde edilmektedir. Yörede ayrıca pirit, pirotin, arsenopirit, kalkopirit, manyetit, şeelit, molibdenit, nabit altın, vb., mineralizasyonları da vardır.

Keban'da % 9 Pb, % 12 Zn, 300 gr/ton Ağ içerikli yaklaşık l milyon ton toplam rezerv vardır.

6. Akdağmadeni (Yozgat): Kurşun - çinko yatağıdır. Paleozoik veya Mesozoik yaşlı rejyonal metamorfik kayaçlar içine Eosen öncesi yaşlı granitler sokulum yapmışlardır. Rejyonal metamorfik kayaçlar içindeki mermerler ile granitlerin kontağında skarn zonları ve pirometasomatik cevherleşmeler gelişmiştir. Asıl cevher mineralleri olan galen ve sfalerit'in dışında manyetit, hematit

(spekülarit), pirotin, kalkopirit ve pirite rastlanır. Gang mineralleri kuvars, fluorit, barit, kalsit ve siderittir. Asıl skarn zonlarında ayrıca gröna, diopsit, hedenberjit ve epidot bulunur.

7. Sekü ve Dongul Dere Zuhurları (Doğankent Giresun): Doğu Karadeniz bölgesinde granitik sokulumlara bağlı olarak gelişmiş çok sayıda pirometasomatik cevherleşmenin varlığı bilinmektedir.

Doğankent dolaylarında da benzer cevherleşmeler vardır. Bu yörede Malm - Alt Kretase yaşlı bazik volkanik kayaçlar ile mermerleşmiş kireçtaşı ara bantları bulunmaktadır. Mermerleşmiş kireçtaşları Üst Kretase başlangıcında sokulum yapan granodiyoritlerin kontağında kısmen skarna dönüşmüşlerdir (Şekil 101). Sekü'de spekülarit, kal kopirit, pirit, aktinot, tremolit, andradit, kuvars ve kalsit, Dongul Dere'de manyetit, diopsit, andradit, serpantin, kuvars ve kalsit bulunmaktadır.

8. Balya (Balıkesir): Kurşun-çinko yatağıdır. Yörede yaşlı %dan gence doğru şu litolojik birimler bulunur.Permiyen yaşlı kireçtaşları. Bunlar üst Triyas yaşlı oluşuklar içinde veya üstünde bloklar halinde bulunabilmektedir.

Üst Triyas yaşlı kumtaşı, kiltaşı ve miltaşı ardalanması.Üst Triyas yaşlı çakıltaşları.Tersiyer yaşlı dasitler.Tersiyer yaşlı andezitler.

Cevherleşme en yoğun olarak dasitler ile Permiyen kireçtaşlarının tektonik dokanağında gelişmiştir . Bu tektonik hat boyunca yığın veya mercekler halinde dizilmiş cevherleşmede en önemli mineraller galen, sfalerit ve pirittir. Derine doğru çinko oranı yükselir, kurşun azalır. Cevher minerallerine Skarn zonu mineralleri eşlik eder Kuvars, kalsit, epidot, grossüler, andradit, albit, klorit, diopsit, tremolit, andaluzit, vollastonit, skapolit, hedenberjit, vb .Balya'da ayrıca Permiyen kireçtaşları içinde damarlar halinde, dasitler içinde de saçınım halinde cevherleşme mevcuttur. Dokanak zonundaki cevherin pirometasomatik niteliğine karşılık bu sonuncular hidrotermal özelliktedir. Pirometasomatik cevherleşmeye neden olan hiçbir plütonik kütle yüzeyde mostra vermemektedir. Araştırıcılar bu plütonik kayacın derinde var olduğunu düşünmektedirler.

HİDROTERMAL YATAKLAR

TANIM :

Derin kökenli, sulu (hidro) ve sıcak (termal) çözeltilerden itibaren oluşmuş epijenetik yataklardır.

KÖKENİ

Hidrotermal olarak tanımlanan cevherleşmelerden pek çoğunun granitik plütonlarla ilişkili olduğu kolayca anlaşılmaktadır. Çünkü bu cevherleşmeler bir granit plütonunun yakın çevresinde ve granit sokulumunu takip eden bir zamanda yerleşmişlerdir. Ancak bir çok hidrotermal yatağın granit plütonları ile doğrudan ilişkisi saptanamaz. Çünkü sulu ve sıcak eriyikler plütonizma dışında volkanizma subvolkanizma ve hatta çok azda olsa tektonizma gibi , metamofizma gibi olaylara bağlı olarakta gelişebilir.Hidrotermal çözeltileri oluşturan çözeltilerde, mineral tuzları ve gazlar su içinde çözülmüş haldedirler ve su tarafından taşınırlar. Bazı yazarlar ise çözücünün sıvı haldeki karbon di oksit olduğunu düşünürler. Sıvının niteliği ne olursa olsun faydalı element veya bileşikler sıvı içinde süspansiyon (>) kolloid0,l ) veya iyon halinde taşınırlar. Bu sıvılardan itibaren çökelme ve(0,l-0,001 mineral oluşumu fizikokimyasal esaslara göre gerçekleşir.

Hidrotermal çözeltilerdeki su değişik ortamlara ait olabilir:

a) Mağmatik Kökenli Su (Jüvenil Su): Magmanın soğuyup katılaşması sürecinde magmadan ayrılan su buharının yoğunlaşmasıyla oludur.

b) Metamorfik Kökenli Su: Derinde su içeren kayaçların metamorfizmaya uğraması ile bir miktar su açığa çıkar.

c) Meteorik Su: Yüzeysel kökenli sular dolaşımları sırasında oldukça derine inip ısınabilirler ve bu arada bazı element veya bileşikleri çözüp bünyelerine alabilirler. Derine doğru indikten sonra tekrar yükselen bu sulara vadoz sular denir.

Aslında yukarıda belirttiğimiz değişik kökenli sular hidrotermal çözeltilerde bir arada ve değişik oranlarda bulunabilir. Faydalı element veya bileşikler de benzer şekilde değişik kökenli olabilir;

a) Üst mantonun kısmi ergimesiyle oluşan bazaltik ve peridotitik mağmalar.b) Plaka hareketlerine bağlı olarak dalma ve yitme zonlarında gelişen kalko - alkali mağmalar.c) Kıta kabuğunun kısmi ergimesiyle oluşan granitik mağmalar) d)  Yan kayaçlar: Bu sonuncu durumda yan kayaçlar içinde daha önceden mevcut faydalı element ve bileşikler hidrotermal sıvıların geçişi sırasında çözümlenmiştir.

Hidrotermal cevherleşmelerin oluşum ısısı NIGGLI (1929) diyagramlarından da anlaşılacağı gibi yaklaşık 400°-100°C arasındadır. Hidrotermal cevherleşmeler kendi aralarında ısıya bağlı olarak şu şekilde ayrılırlar;

a. Hipotermal  ~  400°-300°Cb. Mezotermal  ~ 300°-200°Cc. Epitermal     ~   < 200°C

Hidrotermal cevherleşmelerin oluşumundaki basınç koşullarını saptamak çek zordur. Ancak bu cevherleşmelerin genellikle 6000 m’den daha sığ derinliklerde meydana geldiği, dolayısıyla litostatik basıncın 1800 bar'dan daha düşük olduğu bilinmektedir. Buhar basıncı ise uçucu elemanların miktarına bağlıdır. Buhar basıncı ısı düştükçe azalır.

HİDROTERMAL YATAKLARIN YATAKLANMA SEKİL VE YERLERİ:

Hidrotermal yatakların en tipik yataklanmaları damar (=filon) şeklindedir. Bunun dışında mercek, saçınım, stokverk ve yığın şeklindeki cevherleşmeler de olağandır.Hidrotermal yataklar genellikle asıl granitlere ve granodiyoritlere bağlıdır. Diğer plütonik kayaçlar ile volkanik ve sübvolkanik kayaçlara bağlı hidrotermal yataklar daha az sayıdadır.

Cevher yerleşimi için en uygun yerler şunlardır:    1) Kırık boşlukları   2) Kırık arakesitleri   3 )Kayaç gözenekleri, çok ufak ölçekteki boşlukları 4) Breş aralıklarında      5) Ayrışma boşluklarında (karstik, vb.,)6) Soğuma çatlaklarında      7) Katmanlar arasında   8) Kıvrımların eksen kısımlarında

Cevher yerleşimi için uygun niteliklerden birkaçının birarada olması durumunda cevherleşmenin daha kolay gerçekleşeceği anlaşılır. Cevher yerleşimi genellikle dolgu biçimindedir. Ornatım veya içirme biçimindeki yerleşimlere de oldukça sık rastlanır.Cevher yapıları son derece çeşitlidir. Ancak som yapılara hipotermal yataklarda, kuşaklı yapılara mezotermal yataklarda, düzensiz ve kırıklı yapılara epitermal yataklarda rastlamak daha olasıdır.

Başlıca gang  ve endüstriyel hammadde mineralleri:

Kuvars        (H,M,E)   : SiO2          Ankerit        (M,E)   : (Fe,Ca)CO3Ametist       (E)   : (Mor kuvars)      Rodokrazit   (M,E)   : MnCO3Kalseduan   (E)   : (lifi kuvars)      Stronsiyanit (E)   : SrCO3Agat = akik (E)   : kuşaklı kalseduvan   Viterit          (E)   : BaCO3Oniks           (E)   : kuşaklı kalseduvan   Barit            (M,E)   : BaSO4Japs              (E)   : demirli kalseduvan   Selestin       (E)   : SrSO4Opal             (E)   : SiO2nH2O      Jips              (E)   : CaSO4.2H2OKalsit           (M, E)   : CaCO3      Alinüt          (E)   : KAl3(SO4)2(OH)6Dolomit       (M,E)   : (Ca,Mg)CO3      Florit           (H, M, E): CaF2Manyazit     (E)   : MgCO3      Apatit          (H)   : Ca5(PO4)3(F,Cl)Siderit         (M,E)   : FeCO3Klorit          (H, M, E)      : (Mg, Fe, Al) (SiAl)O10 (OH)8Serizit         (H, M)      : KAl2 (Si3AlO10)(OH)2Kaolen        (H, M, E)      : Al2 (Si3AlO10)(OH)2Montmoriyonit (H, M, E)   : (Mg3, Al2, Fe2 ) (Si4O10) (OH)2 nH2OTalk            (H, M, E)      : Mg3 (Si4O10) (OH)2Epidot        (H, M, E)      : Ca2 (Al,Fe)3(Si2O7)(SiO4)O(OH) Zoisit         (H)      : Ca2 Al3(Si2O7)(SiO4)O(OH)Zeolit         (H, M, E)      : (Ca,Na2, K2)m (Si, Al)pO2p nH2OAlbit          (H)      : NaAlSi3O8Tremolit    (H)      : Ca2Mg5 (Si4O11)(OH)2Aktinot      (H)      : Ca2(Mg, Fe)5 (Si4O11)2(OH)2Biyotit       (H)      : K(Mg, Fe)3 (Si3AlO10)(OH, F)2Rodonit     (H)      : (Mn, Fe, Ca) SiO3Kuvars, kalsit ve barit en çok rastlanan gang mineralleridir.

HİDROTERMAL YATAKLARIN KÖKENİ ;

Hidrotermal olarak nitelendirilen cevherleşmelerden pek çoğunun granitik plütonlarla ilişkili olduğu kolayca anlaşılabilir. Zira bu cevherleşmeler bir granit plütonunun yakın çevresinde ve granit sokulumunu hemen takip eden bir zamanda yerleşmişlerdir. Ancak birçok hidrotermal cevherleşmenin granit plütonlarıyla ilişkisi saptanamaz zira sulu ve sıcak eriyikler plütonizma dışında volkanizma, sübvolkanizma, metamorfizma ve hatta tektonizma gibi olaylara bağlı olarak da gelişebilirler. Böylece derin olan kökenin ayrıntıda çok çeşitli olabileceği anlaşılmaktadır. Burada, hidrotermal cevherleşmelerin kökenleri ve özellikleri genelde açıklanacak, ancak örneklerden sadece granitik kayaçlara bağlı oldukları bilinenler verilecektir. 2. Hidrotermal yataklardaki başlıca Parajönezler: Yukarıda başlıcalarını verdiğimiz mineraller çoğu kez belli yataklarda belli parajönezler halinde bulunur. ROUTHER’ye (1963) göre başlıca parajönezler şunlardır:

1)Au                   (H)2)Cu ve pirit. Zn ve Pb genellikle az                   (H, M)3)Zn-Pb-Ag. Cu ve pirit genellikle az                 (H, M, E)

4)Ag-Ni-Co-Bi-U               (H,M)5)Sn-W-Bi                     (H)6)Sb-Hg-As                      (E)7)Fe-Mn-Mg                     (M,E)8)Metalik olmayan mineraller; Fluorit, barit, vb. (E)

YAN KAYAÇLARDA KİMYASAL VE MİNERALOJİK DEĞİŞİKLİKLER

Hidrotermal çözeltiler genellikle yan kayaçlarda önemli değişiklikler meydana getirirler. Bu değişiklikler yan kayaca bazı bileşiklerin eklenmesiyle veya daha çok metasomatik şekilde gerçekleşir. Hidrotermal ayrışma olarak da adlandırılan başlıca değişiklikler şunlardır ;

A) SİLİSLEŞME: Silis getirimi ile her türlü yan kayaçta gelişebilir. En yaygın değişikliktir.

B) SERİSİTLEŞME: Genellikle asit veya nötr kayaçlardaki plajiyoklazların ayrışmasıyla gerçekleşir.

C) KLORİTLEŞME: Genellikle nötr veya bazik kayaçlardaki ferromagnezyen minerallerin ayrışmasıyla gerçekleşir.

D) PİROPİLİTLEŞME: Daha ziyade andezitlerde, bazen de diğer volkanik kayaçlarda klorit, epidot, karbonat (kalsit, ankerit), serisit, pirit, vb., oluşumu ile belirlenen karmaşık bir ayrışma türüdür.

E)  KİLLEŞME VEYA KAOLENLEŞME: Her türlü yan kayaçta gelişebilir. Daha ziyade kaolen, montmoriyonit cinsi kil mineralleri oluşur.

F)  KARBONATLAŞMA: Daha ziyade karbonatlı kayaçlar ile bazik ve ultrabazik kayaçların ayrışmasıyla gerçekleşir. Karbonatlaşmanın çeşitleri şöyledir:

KalsitleşmeDolomitleşmeAnkerit oluşumuSiderit oluşumuManganosiderit ((Mn,Fe)CO3) oluşumuManganokalsit ((Mn,Ca)CO3) oluşumu

G) PİRİTLEŞME: Kükürt getirimi ile gerçekleşir.

H) HEMATİTLEŞME: Demir getirimi ile gerçekleşir.

İ) DİĞER DEĞİŞİKLİKLER: Yukarıda sıralanan değişiklikler dışında daha birçok hidrotermal ayrışma çeşitli bulunmaktadır. Ancak bunlar seyrek görülen önemleri az değişikliklerdir.

-Alünitieşme: Volkanik ve subvolkanik oluşuklarda-FeIdispatlaşma: Genellikle albitleşme şeklinde-Biyotitleşme-Zeolitleşme-Talklaşma-Serpantinitleşme-Baritleşme

Yan kayaçlarda meydana gelen kimyasal ve mineralojik değişiklikler çoğu kez bir cevherleşmeye eşlik ettiklerinden, kılavuz rolü oynarlar ve bu nedenle büyük önem taşırlar.

ZONLANMA

Hidrotermal yataklarla ilgili üç türlü zonlanma vardır.

-Hidrotermal yatakların iç zonlanması -Yan kayaçlardaki zonlu ayrışmalar -Hidrotermal yatakların zonlu dağılımı

l- Hidrotermal Yatakların İç Zonlanması: Aynı bir yatak içindeki minerallerin veya elementlerin zonlu dağılımı genellikle oluşum ısısına bağlıdır.

En belirgin iç zonlanmalara mezotermal yataklarda rastlanır. Bu tür yataklarda mineralojik veya kimyasal değişimleri düşey ve yanal olarak saptamak kolaydır. Zonlanmanın niteliği mineralojik bileşime ve yatağın oluşumunu etkileyen diğer faktörlere bağlıdır. Ancak genelde FERSMAN'ın (1934) periplütonik düşey zonlanması geçerlidir . Böylece mezotermal yataklarda yüzeyden derine doğru sırayla Ag-Pb-Zn-Cu minerallerinin artması ve en derinde pirit minerallerinin yoğun bir şekilde bulunması olağandır. Aynı zonlanma mezotermal yataklardaki kuşaklı yapılarda da izlenebilir.

Hipotermal yataklarda iç zonlanma enderdir. Ancak bazı kimyasal değişikliklere rastlamak mümkündür, örneğin, bazı hipotermal altın yataklarında Au /Au + Ag oranının belli bir derinliğe kadar arttığı saptanmıştır.

Epitermal yataklarda da iç zonlanma genellikle belirgin değildir. Zira bu yataklar çoğunlukla volkanizma veya subvolkanizmaya bağlı olarak geliştiklerinden teleskopaj meydana gelmiştir. Ancak bazı epitermal yataklarda dıştan içe doğru As-Hg-Sb şeklinde bir zonlanma saptanmıştır.

Gang mineralleri de genellikle cevher minerallerine benzer şekilde zonlu bir dağılım gösterebilirler. Oluşum ısısıyla ilgili olarak Albit, Zeosit, Biyotit gibi silikatlı gang mineralleri en derin zonlarda teşekkül ederler. Olağan gang minerallerinden kuvars genellikle kalsit ve barite oranla daha derinde ve daha içte bulunur. Bazı hidrotermal yataklara ait zonlanmalar örnekler kısmında verilecektir.

2- Yan Kayaçlardaki Zonlu Ayrışmalar: Yan kayaçların hidrotermal ayrışması genellikle zonlu bir özelliktedir. Değişik nitelikteki ayrışmalar cevherli kısmı kuşaklar halinde sararlar. Ancak kuşakların genişliği ve cinsi çeşitli etkenlerle çok farklı olabilir. Serisitleşme bulunduğunda genellikle en iç ve derin zonlardadır. Buna karşılık kloritleşme genellikle dış zonlarda gerçekleşmiştir. Porfiri bakır yataklarındaki yan kayaç ayrışmaları, bu yatakların aranmasına yardımcı olacak şekilde, benzer özelliktedir. 

3-  Hidrotermal Yatakların Zonlu Dağılımı: Hidrotermal yataklar bir granitik plüton etrafında zonlu bir şekilde dağılırlar. Böylece örneğin altınlı kuvars damarlarını bir granite en yakın kesimlerde aramak gerekir. Daha sonra Cu ve pirit yataklarını dışa doğru Zn-Pb-Ag yatakları takip edebilir ve en dışta da Sb-Hg-As yatakları bulunabilir. Bu sıralanış aslında süksesyon – zonlanma ilişkisini aksettirir ve genelde FERSMAN'ın (1934) periplütonik düşey zonlanmasına da uygundur.

HİDROTERMAL YATAKLARIN EKONOMİK ÖNEMİ

Hidrotermal yataklar değişik parajenezleri ile çok çeşitli metallerin ve endüstriyel hammaddelerin elde edilmesi için işletilirler. Hidrotermal yataklardan itibaren elde edilen başlıca metaller ve bu metallerin içinde bulunduğu başlıca faydalı mineraller şunlardır.

Cu : Kalkopirit Zn : Sfalerit Pb : Galen

Bunların dışında aşağıdaki metaller ve faydalı mineraller sıralanabilir.

Au : Nabit altın veya kalkopirit, pirit arsenopirit içinde Ag : Nabit gümüş veya galen, tetraedrit içinde Cd,Ga, Ge, İn : Sfalerit içindeMo: MolibdenitNi: NikelinCo: Saflorit, SmaltitBi: Nabit Bizmut, bizmutinit veya galen içindeU: Uraninit, PeşblendSb: AntimonitHg: ZinoberAs: Realgar, OrpimentFe: Hematit, SideritMn: Pirolüzit, Rodokrozit, Rodonit

Hidrotermal yataklarda çoğu kez birçok faydalı mineral bir arada ekonomik oranda bulunur. Bu yataklara polimetalik yataklar denir. Pirit en çok rastlanan mineral olmasına karşılık çoğu kez ekonomik önemi yoktur. Sadece çok bol bulunduğunda veya yan ürün olarak elde edildiğinde sülfürik asit yapımında kullanılır.

Metalik mineraller dışında, endüstriyel hammadde olarak kullanılan birçok mineral hidrotermal olarak teşekkül etmiştir. Bunlardan başlıcaları şunlardır: Kuvars, ametist, agat, oniks, opal, manyezit, barit, flüorit, stronsiyanit,, selestin, alünit, kil mineralleri, talk, zeolit.

HİDROTERMAL YATAKLARA ÖRNEKLER :

Hidrotermal yataklar içinde porfiri bakır yatakları jeolojik ve ekonomik özellikleri bakımından ayrı bir öneme sahiptir. Bu nedenle porfiri bakır yatakları burada ayrı olarak ele alınacaktır.

l- Porfiri Bakır Yatakları: Aşağıdaki ortak özellikleri taşıyan yataklar olarak tanımlanabilirler.Düşük tenörlü (yaklaşık % 0,5-1,0 Cu), buna karşılık büyük rezervli (en az birkaç on milyon ton) bakır yataklarıdır,

Cevherleşme başlıca kalkopirit ve piritten oluşmuştur.. Porfiri bakır yatakları molibdenit ve altın içermeleri bakımından da ayrı bir önem taşır. Birincil minerallerin yanında  kalkozin, kovellin, malakit, azürit gibi süperjen mineraller de vardır.

Cevherleşme saçınım veya stokverk halde, silindir ters koni veya disk şeklindedir. Yataklar yeryüzünde genellikle dairesel veya oval bir kesitle ortaya çıkarlar.Cevherleşme epizonal plütonik kayaçların veya sübvolkanik kayaçların takke kısmındadır (intraplütonik). Yan kayaçların içinde de Cu’ya rastlanabilir.

Cevherleşmenin içinde veya çevresinde yer aldığı plütonik veya sübvolkanik kayaçlar genellikle monzonitik granit granodiyorit bileşimindedir. Bu kayaçların genellikle alkalen feldispat fenokristelleri içermeleri nedeniyle porfiri deyimi kullanılmaktadır.

Porfiri bakır yatakları Benioff zonları üzerindeki ada yaylarında veya kıta kenarlarında, kalko-alkalen magma ve bu magmaya bağlı olarak ortaya çıkan cevher eriyikleri tarafından oluşturulmuşlardır.

Plaka tektoniği ile olan bu yakın ilişki nedeniyle porfiri bakır yatakları belli orojenik kuşaklar üzerinde yer almaktadır.

-Kuzey ve Güney Amerika'nın batı kesimleri -Yugoslovya-Bulgaristan-Türkiye-İran üzerindeki Alp kuşağı -Filipinler-Yeni Gine -Kazakistan

h) Kazakistan porfiri bakır yatakları Hersinyen, diğerleri Alpin yaşlıdır.

ı) Oluşum ısısı bakımından yataklar mezotermal niteliktedir. Cevherleşme sokulumu hemen takip eden bir zamanda epijenetik olarak yerleşmiştir..

i) Porfiri bakır yataklarında hidrotermal ayrışma ürünleri bir zonlanma gösterir. Bu zonlanma içten dışa doğru genellikle şöyledir;

Potasyum silikat zonu; Bu zona potasyum getirimiyle potasyumlu feldispat, biyotit, muskovit gibi mineraller oluşmuştur.

Serisit - kuvars zonu: Başlıca serisit ve kuvars minerallerini kapsar. Asıl ekonomik mineral ve elementler ilk iki zon içinde kalırlar; kalkopirit, molibdenit, altın.

Kaolen - Montmoriyonit zonu: Nispeten incedir, bazen hiç olmayabilir. Bu zon genellikle cevherleşme kuşağının dışında kalır.

Piropilitleşme zonu: Klorit, epidot, kalsit, vb. gibi ayrışma mineraller oluşmuştur. En dıştadır ve oldukça geniştir.

BELLİ BAŞLI PORFİRİ BAKIR YATAKLARI ŞUNLARDIR:

Butte (Monta'na - ABD)Copper Cities (Arisona - ABD)Chuguicamata (Şili)Kerman - Sarçeşme   (İran)Bakırçay (Merzifon – Amasya)İspir (Erzurum)Mother Lode Altın Yatakları (California - ABD) Köstere Cu - Zn - Pb Yatağı (Torul - Gümüşhane)Zamantı Çinko ve Kurşun Yatakları (Develi - Kayseri)Bolkardağ Pb-Zn yatağı (Ulukışla – Niğde)Otlu Kilise Fe yatağı ( Sivas)Dumluca Ni- Co- Bi zuhurları (Divriği- Sivas)

GABRO VE PERİDOTİTLERE BAĞLI MADEN YATAKLARI

   GABRO VE PERİDOTİT KAVRAMI:

Gabro ve peridotit ailesini teşkil eden kayaçlar genellikle mafik (% 65-90 koyu renkli mineral) veya ultramafik ( % 90-100 koyu renkli mineral) niteliktedir.

Gabro ve peridotit ailesini teşkil eden kayaçlar genellikle bazik (% 52-45 SiO2) veya ultrabazik (< % 45 SiO2) niteliktedir. Piroksenitler petrolojik olarak gabro-peridotit ailesine ait olmakla beraber % 52'den fazla SiO2 içerebilmektedir. Buna karşılık bazı bazik ve ultrabazik kayaçlar (örneğin: nefelinli siyenit, melteijit, vb.,.) gabro ve peridotit ailesine ait değildirler.

Birçok maden yatağı konum, zaman ve köken bakımından gabro ve peridotitlerle ilişki halindedir. Ancak bu ilişkiler,  granitlere bağlı cevherleşmelerden farklı olarak çok daha çeşitlidir. Zira gabro ve peridotit ailesi kayaçları kendi içlerinde köken bakımından farklı gruplara ayrılırlar.

GABRO VE PERİDOTİTLERE BAĞLI YATAKLARIN OLUŞUMU

Gabro ve peridotitlere bağlı yatakların büyük bir çoğunluğu ortomagmatik dönemde oluşmuşlardır. Yani cevher mineralleri bağlı olduğu magmatik kayaç ile yaklaşık aynı zamanda ve benzer koşullarda (~700 -1200°C) oluşmuşlardır. Bu tür yataklar için bazı yazarlar doğrudan ortomagmatik yatak deyimini kullanmaktadırlar.

Ortomagmatik dönemde faydalı mineral veya bileşiklerin derişmesi manto kökenli bazaltik bir magmanın diferansiyasyonu ile mümkün olmuştur. Cevherleşmenin ortomagmatik evrenin erken veya geç bir safhasında gerçekleşmesine bağlı olarak Erken magmatik ve Geç Magmatik yataklar ayırt edilir.

Erken magmatik yatakların oluşmasında sıvı halde karışmazlık ile erken kristalleşme ve yerçekimi nedenlerine bağlı diferansiyasyon olayları etken olmuştur. Özellikle nikel-bakır sülfürlerinin oluşumu sıvı halde karışmazlık olayına, elmas ile bazı platin, kromit, titanomanyetit yataklarının oluşumu erken kristalleşme ve yerçekimi olayına bağlıdır.

Geç magmatik yatakların oluşmasında ise sırayla kristalleşme rol oynamıştır. Ortomagmatik dönemin erken evrelerinde silikatların kristalleşmesinden sonra cevherli bileşikler arta kalan sıvı içinde derişmişlerdir. Bazı kromit, platin, titanomanyetit yataklarının oluşumu geç magmatik niteliktedir.

Gabro ve peridotitlere yatakların çok küçük bir kısmı pegmatitik veya hidrotermal dönemlerde oluşmuşlardır. Pnömatolitik ve pirometasomatik yataklar gelişmemiştir.

YATAKLANMA ŞEKİL VE YERLERİ

Gabro ve peridotitlere bağlı yatakların hemen hemen hepsi bağlı oldukları kayaçların içinde (intraplütonik) bulunurlar. Bunların yataklanma şekilleri oluşum koşullarıyla yakından ilişkilidir.Ortomagmatik oluşumlu cevherleşmelerin bir kısmı saçınım halindedir. Bu yataklardaki cevher mineralleri beraber oldukları kayacın herhangi bir minerali gibi kristallermişlerdir. Bazen saçınımlar daha sık bulunarak şiliyren'leri oluştururlar. Katmansı, podiform, yığın, kese, torba, cep şeklindeki yataklanmalar da olağandır. Damar şeklindeki yataklar daha enderdir. Pegmatitik ve hidrotermal oluşundu cevherleşmelerin yataklanma şekilleri granitik kayaçlara bağlı yataklarda olduğu gibidir.

Cevher minerali veya bileşiklerinin diferansiyasyon nedeniyle, diğer kayaç yapıcı minerallerden ayrı olarak, fakat ana kayaç içinde derişmesine segregasyon denir. Bu nedenle bazı yazarlar saçınım, şiliyren, katmansı şekildeki yataklar için segregasyon yatakları deyimini kullanırlar. Diferansiyasyon sırasında magma haznesinin herhangi bir kesiminde derişmiş sıvıların tektonik kuvvetlerle yankayaçlar içine itilmesine enjeksiyon denmektedir. Bazen katılaşan ve sonra tekrar ergiyen cevher kütlelerinin de enjeksiyon yapabileceği düşünülür, özellikle yığın, kese, torba ve damar şeklindeki ortomagmatik cevherleşmeler enjeksiyon ile oluşmuştur.

Segregasyon erken magmatik bir cevherleşmeyi, enjeksiyon ise geç magmatik bir cevherleşmeyi işaret eder. Erken magmatik segregasyon cevherleşmeleri senjenetik. Şunu da unutmamak gerekir ki gabro ve peridotitlere bağlı cevherleşmelerin büyük bir çoğunluğu tektonik deformasyona uğramıştır. Böylece yataklanma şekli tektonik yüzeyler olan gelişigüzel sınırlarla belirlenmiştir.

Cevher çoğu kez benekli yapıdadır. Kromit cevherleşmelerinde şu tür yapılara rastlanabilir:

Som yapıBenekli yapıLeopar yapı (Kromit taneleri birkaç cm çapındaki hacimlerde gruplanmışlardır.)Orbiküler yapı (Kromit taneleri halkalar oluştururlar.)Bantlı yapı (Kromit taneciklerinin oluşturduğu kuşakla v çok kez tekrarlanırlar.)Bantlı yapı mostra, hatta yatak ölçeğinde de gözlenebilen bir yapıdır. Diferansiyon olaylarına bağlı olarak magmatik bantlaşma meydana gelmekte, böylece kayaç ve cevherleşmeler birçok kez tekrarlanabilen katmansı, batlı görünümlerini kazanmaktadırlar.

Geniş anlamda gabro ve peridotitlere bağlı olarak ele aldığımız yataklar, ayrıntıda köken bakımından bağlı oldukları kayaç gruplarına göre dört çeşittir:

1.  Stratiform Masiflere Bağlı Yataklar :

Genellikle lopolit, bazen de lakolit, bizmalit, fakolit, sil veya dayk şeklinde yataklanmış gabro-peridotit ailesi kayaçlar alttan yukarı doğru bazik nitelikten asit niteliğe doğru bir sıralanma, katmanlaşma gösterirler. Stratiform masifler daima orojenik olmayan kıtasal kabuklar yer almışlardır. Yerleşme yaşları genellikle Antekambriyen'dir. Bu masiflere bağlı Cr, Fe, Ti, Ni, Cu cevherleşmeleri saçınım veya katmansı şekilde yataklanmışlardır.

2. Ofiyolitlere Bağlı Yataklar:

Ofiyolit topluluğuna ait kayaçlar eksiksiz ve istiflenmiş olarak bulunabilirler veya tektonik itilmeler nedeniyle melanj haline gelebilirler. Ofiyolitlere bağlı en tipik cevherleşme kromittir. Bu kromit için ofiyolitik kromit deyimi kullanılır. Diğer taraftan ofiyolitik kromite genellikle orojenik kuşağı içinde rastlanıldığından Alpinotip kromit yatağı deyimi de kullanılır. Bu kromitler Stratiform masiflere bağlı kromitlerden farklı olarak genellikle podiform, yığın, kese, torba gibi şekiller halindedir veya tamamen tektonik yüzeylerle sınırlanmışlardır. Ender olarak istifli ofiyolit topluluklarının bulunduğu yerlerde katmansı yataklar da bulunabilir. Bütün bu yatakların ortak bir özelliği postmagmatik hidrotermal metasomatik değişimle uğramış olmalıdır. Bu değişimler yan kayaçların serpantinleşmesini, asbest, kemererit, uvarovit gibi minerallerin oluşmasını sağlamıştır. Oysa bu tür değişimler Stratiform masiflerde izlenmez.

Ofiyolit topluluğu gabro ve peridotit ailesi kayaçların yanında volkanik-ve tor tul kayaçlar da içerir. Bu sonunculara bağlı cevherleşmeler volkanizmaya bağlı maden yatakları bahsinde ele alınacaktır.

3. Kimberlitlere Bağlı Yataklar:

 Antekambriyen yaşlı kıta kabuğunun büyük grabenlerinde yer alan kimberlitler baca veya pipo şeklinde yataklanmışlardır. Bu kayaçların en karakteristik bir minerali olan elmas, kayaç yapıcı mineral durumundadır.

4. Şarnokitik Karmaşıklara Bağlı Yataklar:

 Özellikle gabro ve anortozit içeren şarnokitik kayaçlar Fe-Ti cevherleşmesi bakımından çok önemlidir. Hepsi Antekambriyen yaşlı olan şarnokitik karmaşıklarda yataklarıma şekli saçınımlı, katmansı veya yığın şeklindedir.

KiMYASAL VE MİNERALOJİK BİLEŞİM:Gabro ve peridotitlere bağlı yatakların en karakteristik minerali kromittir. Aslında bir spinel çeşidi olan kromit'in ve diğer önemli minerallerin bileşimleri şöyledir:

Kromit: (Mg,Fe+2) (Cr,Al,Fe+3)2O4               Ferrokromit: FeCr2O4              Magnezyokromit: MgCr2O4Manyetit: Fe3O4                 Titanomanyetit:(Fe, Ti)3O4İlmenit: FeTiO3   Pirotin:FeS   Pentlandit:(Fe,Ni)9S8Pirit: FeS2      Kalkopirit:CuFeS2   Kübanit:CuFe2S3Valeriit: Cu2Fe4S7   Elmas:CKemererit: (Mg,Fe)5(Al,Cr)(Si3AlO10)(OH)Uvarovit: Ca3Cr2(SiO4)3   Manyezit:MgCO3Nabit platin, iridyum, paladyum, osmiyum: Pt, Ir, Pd, Os

Bu minerallerin yanında gabro ve peridotitlerin kayaç yapıcı minerallerinin olması doğaldır. Bunlar başlıca plajiyoklaz (Labrador, bitovnit, anortit), ortorombik piroksen (enstatit, bronzit, hipersten), monoklinik piroksen (ojit), olivin ve bazı spinel çeşitleridir. Gabro ve peridotitlere özel bazı hidrotermal-metasomatik değişim mineralleri de bulunabilir; Serpantin, talk, tremolit, aktinot, vb.

Bu minerallerin yanında gabro ve peridotitlerin kayaç yapıcı minerallerinin olması doğaldır. Bunlar başlıca plajiyoklaz (Labrador, bitovnit, anortit), ortorombik piroksen (enstatit, bronzit, hipersten), monoklinik piroksen (ojit), olivin ve bazı spinel çeşitleridir. Gabro ve peridotitlere özel bazı hidrotermal-metasomatik değişim mineralleri de bulunabilir; Serpantin, talk, tremolit, aktinot, vb.Cevher mineral veya bileşiklerini bağlı oldukları kayaç gruplarına göre belli parajönezlere ayırmak mümkündür. Bu parajönezlerden başlıcaları şunlardır:

1- Cr - Fe: Ofiyolitik kromitler genellikle dünit ve peridotitlere bağlıdır. Bu kayaçlar genellikle az çok serpantinleşmişlerdir. Stratiform masiflere ait kromitler ise genellikle gabro, norit, anortozit gibi kayaçlara bağlıdır.

2- Fe- Ti: En karakteristik başlılıkları şarnokitik karmaşıklar iledir.

3- Pt-Ir- Pd- Os: Aslında bu elementler asla tek başlarına nabit halde bulunmazlar. Daima kendi aralarında bileşikler halindedirler. Dünit, piroksenit, kromitit gibi kayaçlar içinde bulunabilirler.

4- Ni- Cu: Daha ziyade stratiform masiflerdeki gabro ve noritlere bağlı olarak bulunurlar.Gabro ve peridotitlere bağlı cevherleşmelerde süksesyonu saptamak mümkün olduğu halde yatak çapında bir zonlanmadan bahsetmek veya yatakların dağılımının bir zonlanmaya uygun olduğunu söylemek zordur.

EKONOMiK ÖNEMİ

Gabro ve peridotitlere bağlı maden yatakları arasında özellikle Türkiye bakımından en önemli olanı kromit cevherleşmeleridir. Metalürjik kromit Cr / Fe oranı 3 'ten fazla ve som (masif) yapıda olan kromit cevheridir. Ofiyolitlere bağlı kromit cevherleri, dolayısıyla Türkiye’dekiler genellikle bu türdedir. Kimyasal kromitte krom bakımından çok daha fazla bir zenginlik, buna karşılık gang mineralleri ve bilhassa silis bakımından fakirlik aranır. Stratiform masiflere bağlı bazı kromitler bu türdedir. Refrakter kromit daha ziyade alü-min bakımından zengindir. Stratiform masiflere bağlı çoğu kromitler bu türdedir.Kromit yataklarında tenor Cr2O3 olarak ifade edilir. Kromit dışındaki ekonomik bakımdan önemli metalik cevher yatakları Ti, Pt grubu, Ni ve Cu yataklarıdır.

Tenoru TiO2 olarak ifade edilen titan cevherleşmeleri (ilmenit, titanomanyetit) daima demir cevherleşmeleri ile birlikte bulunur. Ancak bu yataklarda Fe genellikle ekonomik değildir.Platin grubu elementlerinin (Pt,Ir,Rd,Os) nabit alaşımları ender olarak birincil yataklardan itibaren işletilir. Bu tür cevher mineralleri daha ziyade gabro ve peridotitlere yakın kırıntı yataklarından itibaren elde edilirler. Bazen kromit için de aynı durum söz konusudur. Diğer taraftan platin pirotin, pentlandit, pirit ve kalkopirit içinde saklı olarak bulunabilmekte ve bu şekilde de büyük ekonomik öneme sahip olabilmektedir.

Nikel (pirotin, pentlandit, nikelli pirit) ve bakır (kalkopirit, kübanit, valeriit) genellikle ekonomik olarak, beraberce bulunurlar. Bu tür cevherleşmeler ayrıca kobalt (sülfür, arseniyür halinde veya pentlandit, serpantin mineralleri içinde) ve altın (sülfürler içinde) bakımından da önemli olabilirler.

Endüstriyel hammadde olarak en önemli yataklar elmas yataklarıdır. Kimberlitlere sıkı şekilde bağlı olan elmas, bu kayaçlara yakın kırıntı yataklarından itibaren de elde edilebilmektedir.Gabro ve peridotitlere bağlı diğer endüstriyel hammaddelerden başlıcaları asbest, manyezit, talk ve olivindir:

Asbest lifi ve yalıtkan özellikli minerallere verilen genel bir isimdir. Başlıca olivin ve amfibol minerallerinin postmagmatik dönemde hidrotermal ayrışması ile oluşmuştur. Damarcıklar veya paralel şeritler halinde bulunan asbestin oluşumunda gerilimler ve buna bağlı olarak kırıklanmalar önemli rol oynamıştır. Başlıca asbest çeşitleri şunlardır:

Krizotil – asbest:Mg6(Si4Oıo) (OH)8Amfibol - asbest :-Tremolit asbest: Ca2 Mg5 (Si4O11 ) (OH)2-Riebekit asbest = krokidolit: Na2 (Fe,Mg)3 Fe2+3 (Si4O11) (OH)2 -Grünerit asbest = amosit:Fe7(Si4Oıı ) (OH)2

Amyant dokunabilir nitelikte, ipliğimsi asbestler için kullanılan ticari bir isimdir.

Manyezit MgCO3 : Postmagmatik dönemde hidrotermal etkenle stokverk, damar veya yığın şeklinde oluşmuştur.Talk  Mg3 (Si4Oıo ) (OH)2: Tektonik deformasyona uğramış kesimlerde, hidrotermal etkenlerle oluşmuştur.Olivin (Mg,Fe)2 SiO4 : Kayaç yapıcı bir mineral olan olivin, dünitlerde olduğu gibi, bol bulunduğu yerlerde refrakter hammadde olarak önem kazanmaktadır.

ÖRNEKLER

l- Bushveld Cr ve Pt Yatakları (Güney Afrika): 450 km uzunluğunda, 240 km genişliğinde bir alanı kaplayan lopolit şeklindeki Bushveld karmaşığı stratiform bir masiftir. Prekambriyen yaşlı tortul kayaçlar arasında kalan bu lopolitte tabandan tavana doğru saptanan başlıca litolojik birimler ve cevherli seviyeler şöyledir:

Taban Zonu: Piroksenit, peridotit

Kritik Zon: Katmansı norit, piroksenit, anortozit'in ardışıklı olarak yer aldığı bu zonda birçok ayrı seviyede kromit bantları bulunmaktadır. En fazla 3-4 m kalınlığına ulaşan bu bantlar dünyanın en önemli kromit rezervini oluşturmaktadır. Kritik zon içinde yer alan bazı dünit pipolarında ayrıca ekonomik miktarda nabit platin bulunmaktadır.

Merensky Seviyesi: Kalınlığı birkaç desimetre olmasına karşılık, çok düzenli şekilde kilometrelerce (250 km) devam eden bir seviyedir. Başlıca iri taneli norit bileşimindedir. Çok yüksek tenörde platin içermesi bakımından dünya çapında ekonomik öneme sahiptir. Platin başlıca pirit, pirotin ve pentlandit içinde saklı olarak bulunmaktadır. Daha az miktarda platin arseniyür olarak veya paladyumla beraber nabit halde de bulunabilmektedir. Ortalama tenor 6 gr/ton civarındadır.

Esas Zon : Norit, gabro ve anortozitten oluşmuştur. Titanomanyetit seviyeleri içerir.Üst Zon: Gabro ve diyoritten oluşmuştur. Vanadyumlu manyetit bant ve yığınları içerir. Asit Kayaçlar: Granit ve granofirden oluşmuştur. Asit kayaçlar içindeki pegmatitik pipolara bağlı olarak kassiterit, granofirlere bağlı olarak da kassiterit, şeelit, volframit ve kalkopirit bulunmaktadır.

Sonuç olarak Bushveld karmaşığı içinde yer alan krom ve platin cevherleşmeleri esas itibarıyla katmansı, ortomagmatik, erken magma-tik oluşumlardır. Ekonomik bakımdan bu karmaşıkta ikincil öneme sahip titanomayetit cevherleşmeleride benzer şekilde oluşmuşlardır. Buna karşılık en üstteki asit kayaçlarda rastlanan kalay, volfram cevherleşmeleri pegmatitik, pnömatolitik kökenlidir.

2- Great Dyke Cr Yatakları (Rodezya = Zimbabve): Great Dyke ismi ( =Büyük Dayk) Rodezya'da yaklaşık 500 km uzunluğunda, 6-9 km genişliğinde bir hat boyunca yer alan gabro ve peridotit ailesi kayaçların meydana getirdiği kütleye verilmiştir. Bu kütle aslında bir dayk değil Prekambriyen yaşlı granit ve metamorfikler içine bir hat boyunca yerleşmiş bir dizi bazik ve ultrabazik kayaç sokulumudur. Bu kayaçlar Bushveld karmaşığındakine benzer şekilde stratiform bir yapıya sahiptir. Tabanda büyük ölçüde serpantinleşmiş dünit ve harzburjit bulunur. Bunların üzerine piroksenit ve kromitit bantları içeren serpantinitler gelir. Kromit bantlarının sayısı 6 ile 11 arasındadır. Her bant yaklaşık birkaç desimetre kalınlığındadır.

Katmansı kromitit içeren serpantinitlerin üzerinde piroksenitler, en üstte de norit bulunmaktadır. Piroksenit ve norit arasında platin içeren sülfürlü mineraller yer almaktadır.Great Dyke kromit yatakları katmansı, ortomagmatik, erken magmatik yataklara örnek teşkil ederler.

3- Sudbury Ni ve Cu Yatakları (Kanada): Yaklaşık 60 km uzunluğunda, 30 km genişliğinde olan Sudbury karmaşığı stratiform bir masif niteliğindedir. Tabanda Prekambriyen yaşlı gnays, metavolkanit, tortul kayaçlar ve klastik kayaçlar bulunur. Taban kayaçları ayrıca bir granit sokulumuna uğramıştır. Tavanda yine Prekambriyen yaşlı volkanitler, kiltaşları ve kireçtaşları ile kumtaşları bulunur. Cevherleşme başlıca norit - taban kayacı kontağında yer alır. Masif yapıda merceksi yığın, saçınım, damarcık veya breş çimentosu halindeki cevherleşme kontaktan oldukça uzakta taban kayaçları içinde de bulunabilmektedir. Kontaktan uzaktaki bu tür cevhere yöresel olarak "offset" adı verilmektedir.

Başlıca cevher mineralleri pirotin, pentlandit ve kalkopirit-tir. Bu minerallerden elde edilen nikel ve

bakır dışında sudbury yataklarından ekonomik olarak platin, kobalt, altın, gümüş vb. elementleri de üretilir.

Sudbury karmaşığının ve ona bağlı maden yataklarının oluşumu hakkında çok çeşitli fikirler ileri sürülmüştür. Masifin kıvrımlanmış bir dayk veya sil olduğu veya çok büyük bir meteoritin dünyaya çarpması sonucu oluştuğu gibi görüşler günümüzde terkedilmiştir. Artık sudbury karmaşığının stratiform yapıdaki bir lopolit olduğu kabul edilmektedir. Diferansiyasyon sırasında sıvı halde karışmazlık nedeniyle sülfürler silikatlı ergiyikten ayrılmıştır. Katılaşma sırasında sülfürlü ergiyiğin bir kısmı norit içinde artakalarak saçı-nımlı cevheri, bir kısmı masif cevheri, diğer bir kısmı ise enjeksiyon ile damarcık veya breş çimentosu halindeki cevheri oluşturmuştur.

4- Egersund İlmenit Yatakları (Norveç): Bu yataklar Prekambriyen yaşlı Egersund şarnokitik karmaşığı içinde yer almışlardır. Şarnokitik karmaşık başlıca anortozit, norit ve monzonitten oluşmuştur. Cevher anortozitler içinde merceksi yığınlar halindedir. Asıl yığınlardan itibaren çok sayıda cevher apofizi yan kayaç içine uzanır.Cevher ilmenitli norit niteliğindedir. Cevherde ortalama % 39 ilmenit (% 18 TiO2) dışında plajiyoklaz, hipersten, biyotit, manyetit ve apatit mineralleri de mevcuttur.Egersund şarnokit karmaşığı ve ona bağlı ilmenit yataklarının ileri derecede metomorfik koşullarda metasomatik olarak oluştuğunu ileri sürenler bulunduğu gibi magmatik diferansiyasyon ürünü olduğunu düşünenler de vardır.

5- Mir Elmas yatağı (Yakutistan - Rusya): Alt Ordovisiyen yaşlı karbonatlı kayaçlar içinde, Liyas yaşlı, pipo şeklinde bir yataktır.

Yaklaşık 500 m çapında olan piponun 1000 m'ye kadar olan derinliği bilinmektedir. Pipo çok çeşitli köşeli kayaç parçaları (amfibolit, gnays, şist, kumtaşı, kireçtaşı, kömür, eklojit, vb.) ile bunları çimentolayan kimberlit'ten ibarettir. Elmas kimberlitin kayaç yapıcı bir minerali olarak bulunmaktadır. Kimberlitin diğer başlıca mineralleri olivin, flogopit, kronlu diopsit, enstatit, pirop, ilmenit ve spineldir. Elmas tenoru yaklaşık 0,5 karat/ton1 dur ( = 0,1 gr/ton).Elmasın erken magmatik şekilde kimberlitik magmadan itibaren, derinde, yüksek ısı ve basınç koşulları altında kristalleştiği düşünülmektedir. Elmasın assimilasyon ile oluştuğu ve eklojitlerden itibaren taşındığı veya postmagmatik dönemde pnömatolitik ve hidrotermal şekilde oluştuğu görüşleri daha az taraftar bulmuştur.

6- Kimberley Elmas Yatağı (Güney Afrika): Elmas içeren kimberlitlere adını vermesinden ve dünyanın en eski ve en ekonomik elmas yataklarından birisi olması bakımından meşhurdur. Yaklaşık 500 m çapında, bir pipo şeklindedir. Derinliği 1000 m’den fazladır. Prekambriyen, Paleozoik ve Mesozoik yaşlı çeşitli kayaçların içinde bulunan piponun dolgusu Mir elmas yatağına benzer şekilde çeşitli kayaç parçaları ile bunları çimentolayan kimberlitten ibarettir. Elmas kimberlit içinde, kayaç yapıcı mineral olarak saçınım halinde bulunur. Diğer başlıca mineraller olivin, flogopit, kromlu gröna ve ilmenittir. Elmas tenoru yaklaşık 0,2 karat/ton’dur (0,04 gr/ton) .

Elmasın erken magmatik safhada, derinde oluştuğu, daha sonra kimberlitik magma içinde yataklanma yerine taşındığı düşünülmektedir.

7- Türkiye Kromit Yatakları: Türkiye dünyada en çok kromit üreten ülkelerden biridir. Krom cevheri maden ihracatımızın en başta gelen ürünü olmuştur. Yurdumuzda geniş alanlarda mostra veren ofiyolitlere bağlı olarak çok sayıda kromit yatak ve zuhuru saptanmıştır. Bunlardan en önemlileri şunlardır.Elazığ (Guleman, Kefdağ, Soridağ, Kundikan)Muğla (Üçköprü, Kandak, Meşebükü)Denizli (Karaismailler, Tavas, Mevlutlar)Erzurum, Erzincan (Kopdağ)

Bursa (Çatak)Kütahya (Dağardı)Eskişehir (Kavak)

Türkiye'deki kromit yataklarının hepsi az çok serpantinleşmiş dünit, harzburjit, lerzolit gibi kayaçlar içindedir. Bu kayaçlar ofiyolitik karmaşıklara aittir. Yurdumuzdaki ofiyolitik kayaçların, dolayısıyla onlara bağlı ofiyolitik kromit yatakların, Alpın oroje-nezi sırasında Mesozoyikte oluştuğu düşünülmektedir. Ancak bazı araştırıcılar Hersinyen yaşlı daha eski ofiyolitlerin varlığından bahsederler. Okyanus ortası sırtı, okyanus adaları veya ada yayları gibi ortamlarda oluşmuş bu ofiyolitlerin yerleşme yaşları ise oluşum yaşlarına göre daha gençtir. Türkiye'deki ofiyolitlerin bugünkü tektonik konumlarına genellikle üst Kretase veya daha genç yaşlarda yerleştikleri düşünülmektedir.

Alpin orojenik kuşakları içinde yer aldığından Alpin Kromit olarak da tanımlanan Türkiye kromitleri manto kökenli magmanın erken magmatik diferansiyasyonu sonucu oluşmuşlardır. Çoğu merceksi veya düzensiz yığışımlar halindedir ve tektonik yüzeyler tarafından sınırlanmışlardır. Stratiform masiflerin düzenli katmansı yataklarından ayırt edebilmek için bu tür kromitler için genel anlamda "podiform kromit" deyimi de kullanılır.

a- Elazığ Yöresi Kromit Yatakları : Şark kromit havzası olarak da bilinen Elazığ ili Maden ilçesi yakınlarında Türkiye'nin en önemli kromit yatakları bulunur. Bu yörede yaşlıdan gence doğru şu litolojik birimler vardır;

Metamorfik kayaçlar: Mermer, şist, fillat.Ofiyolitik kayaçlar: Serpantinit, dünit, peridotit, gabro, norit.Üst Kretase flişiAlt Eosen breş ve çakıltaşıAlt Eosen flişi

Metamorfik kayaç blokları da içeren ofiyolitik kayaçlar Kuzey' den Güney'e doğru üst Kretase flişi üzerine itilmişlerdir. Kromit yatak ve zuhurları ofiyolitik karmaşığın serpantinit, dünit ve peridotit gibi kayaçları içindedir. Elazığ yöresi kromit yatakları belli başlı üç kesimde bulunur: Guleman kesimi, Soridağ kesimi, Kef dağı kesimi.

Guleman Kesimi: En çok üretim yapılmış kesimdir. 2000 m'lik bir hat boyunca Serpantinit içinde kromit kütleleri sıralanmıştır. Guleman kesimindeki cevher kütleleri tektonik sürüklenme nedeniyle her boyutta merceğimsi veya yumurtaya benzer yığınlar haline dönüşmüştür. Budinaj yapıları olağandır. Boyutlar birkaç santimetreden birkaç 10 m"ye kadar değişmektedir. Kırıklanmış, faylanmış serpantinitler içindeki bu tip cevhere, yine bu kesim içindeki Kündikan zuhurlarına izafeten, Kündikan tipi kromit adı verilmiştir.Guleman kesiminde kromit cevheri masif, çok iri taneli ve yüksek tenörlüdür (% 50-52 Cr2O3). Özellikle makaslama yüzeylerinde kemererit, uvarovit, kromlu tremolit gibi postmagmatik mineraller bol miktarda gelişmiştir.

Soridağ Kesimi: Bu kesimde kromit, kısmen serpantinleşmiş peridotit içinde, katmansı haldedir. Burada "damar" olarak nitelendirilen katmansı yataklanmalar birbirlerine paralel konumludur. Bu şekilde Soridağ kesiminde birkaç yüz metre arayla 10'un üzerinde zuhur bilinmektedir. Mostra uzunluklarının 1000 m'yi aşabilmesine karşılık kromit seviyelerinin kalınlıkları son derece değişkendir. Aynı bir seviye içinde kalınlık birkaç m ile birkaç cm arasında değişebilir hatta tamamen yok olabilir. Böylece tespih şeklinde dizilmiş merceğimsi yapılar, budinaj yapıları görülür. Diğer taraftan kromit seviyeleri çok sayıda fay tarafından parçalanıp bölünmüşlerdir.

Soridağ kromitleri nispeten daha ince tanelidir. Ortalama tenör yüksektir (% 48-51 Cr2O3). Kemererit ve uvarovit az miktarda mevcuttur.

Kefdağ Kesimi Burada başlıca iki tane katmansı yatak bulunmaktadır. Batı Kefdağ yatağı yaklaşık 500 m uzunluğunda, 30 - 35 m kalınlıkta ve dike yakın bir eğimdedir. Kısmen serpantinleşmiş peridotit içindeki yatakta kromit masif bantlı veya benekli bantlı yapıdadır. Cr2O3 tenoru oldukça düşük (% 39-40 Cr2O3) buna karşılık A12O3 tenoru yüksek (% 15-16 A1203) olan Kefdağ kromiti refrakter niteliktedir.Doğu Kefdağ yatağı Batı Kefdağ yatağına benzemektedir. Ancak farklı doğrultu ve eğime sahiptir.

Üç Köprü Kromit Yatağı (Göcek, Muğla): Muğla İli İçinde mostra veren ofiyolitlere bağlı olarak çok sayıda kromit yatağı bulunmaktadır. Üç Köprü kromit yatağı bunlardan sadece biridir, fakat Etibank tarafından işletildiğinden önem taşımaktadır. Kromit az serpantinleşmiş harzburjit içinde, katmansı şekildedir. Eğim dike yakındır. Uzunluğu yaklaşık 250 m, genişliği yaklaşık 50 m'dir. Kalınlık 2-6 m'dir.

Cevher masif bantlı veya benekli bantlı yapıdadır. Ortalama tenor % 47 Cr2O3'tür.Kopdağ (Erzincan-Erzurum): Kopdağ'ın batı ve doğusunda Alt Kretase kireçtaşları üzerinde, buraya tektonik olarak yerleşmiş ofiyolitik karmaşık bulunmaktadır. Ofiyolitik karmaşığın kısmen serpantinleşmiş peridotitleri içinde çok sayıda kromit zuhuru bilinmektedir.Batı ve Doğu Kop dağı kromitleri Kündikan tipine benzer şekilde her boyutta parçalanmış, yuvarlaklanmış, budinaja uğramış, tektonik yüzeyli yığınlar veya yumrular halindedir. Ortalama tenor % 50 Cr2O3' tür. Kromitle beraber kemererit ve uvarovit minerallerine de rastlanmaktadır.

8- Türkiye'de Gabro ve Peridotitlere Bağlı Diğer Yatak ve Zuhurlar: Türkiye'de gabro ve peridotitlere bağlı demir, titan, platin, nikel, elmas zuhuru bilinmektedir. Buna karşılık yurdumuzda çok sayıda asbest, olivin ve özellikle manyezit zuhuru bilinmektedir, Ancak bunlar ekonomik bakımdan genellikle fazla önem taşımazlar.

DIŞ KÖKENLİ YATAKLAR

Oluşum nedenleri yerkabuğu üzerinde, atmosfer veya hidrosferdeki olaylara bağlı olan yataklardır. Yığışım ve yataklanma mekanizmasına göre dış olaylara bağlı yataklar:

1) Kalıntı Yatakları: Belli birleşimli olağan bir kayacın ayrışması sonucu oluşur. Fe, Ni, Co, Al, Mn yatakları kalıntı olarak gelişir. Ayrıca manyezit, asbest, kil, tuğla-kiremit toprakları, sepiyolit vb. yataklar kalıntı olarak gelişir.

2) Oksidasyon ve Sementasyon Yatakları: Daha önceki özellikle sülfür bileşimli cevherlerin ayrışması ile gelişir.

3) Kırıntı Yatakları: Alüvyon olaylarına katılarak ayrık taneler halinde yığışmışlardır. Plaser yataklarda denilir. Nabit altın , Pt, (Pt, Pd), (Os- Ir), Elmas, Kassiterit, Rutil, Anataz, İlmenit, Hematit, Manyetit, korund, spinel, kromit, Apatit, Monazit, Ksenotim, Wolframit, Sfen, Zrikon, Topaz, Beril, Turmalin,Granat.   

4) Kimyasal ve Biyokimyasal Yataklar: Bunlar gerçek anlamda denizel çökelmelere katılan oolitik yapılı yataklar ile daha önceki yataklanmalardan türeyip yöre kayacın denetimi altında kimyasal ve biyokimyasal olarak yığışmış yataklardır. Fe-Mn-U-Cu-Pb-Zn yatakları biyokimyasal ve kimyasal olarak oluşur.

KALINTI YATAKALAR

TANIM

İçinde belirgin bir cevher yığışımına sahip olmayan olağan kayaçların tamamen dış etkenlerle ayrışıp, faydasız unsur ve unsur gruplarının ortamdan uzaklaşarak arta kalan faydalı unsur veya minerallerin toplanmasıyla oluşan yataklara kalıntı yatakları denir.

GENEL ÖZELLİKLERİ

Kalıntı yatakların oluşumunda başlıca 3 faktör rol oynamaktadır. Bunlar:

İklim, Röliyef ve Ayrışmaya uğramış kayacın bileşimi’dir. Ayrışma olayları özellikle sıcak tropikal iklimlerde yoğundur. Kalıntı biçiminde bir yığışım olabilmesi için röliyefin az çıkıntılı, tamamen veya bir kısmı ile penepleşmemiş olması gerekir.

Röliyefli bir arazideki hızlı aşınma olayı, ayrışma malzemesinin tümüyle dağılmasını ve götürülmesini sağlayacağından, kalıntı yatakların oluşmasını engeller.

Ferro-magnezyen ve alimino-silikatlı kayaçlar ayrıştıklarında üst kısımlarında lateritik oluşumlar meydana gelir. Ayrışan kayacın bileşimine göre ortaya çıkan lateritler ya demirli laterit veya alüminyumlu laterit (boksit) cinsindendir. Demirli lateritlerde nikel kobalt zenginleşmeside görülür. Bazı mağnezyen uranyum ve endüstriyel hammadde yataklarıda kalıntı yataklar grubuna girer.

Kalıntı yataklarından bir kısmı oluştukları günden beri aşınmamış aynen saklanmıştır. Bunlar otokton kalıntı yataklarıdır. Bazı kalıntı yatakları ise sonradan aşınmışlar, buradan itibaren taşınan malzemeler başka yerlerde genellikle zenginleşerek çökelmişler ve allokton kalıntı veya yarı allokton  yataklarını oluşturmuşlardır.

Laterit: Laterit, %30-35 Al2O3, %30-35 Fe2O3, %30-35iO2 ve bir miktarda kil içeren kayaca denir. Al ve Fe oranı yüksek Si oranı düşük ise boksit olur.

YENİ KALEDONYA (PASİFİK OKYANUSU) Fe-Ni-Co YATAĞI

Oligosen boyunca ve Miyosen başında denizaltı bazalt, andezit ve peridotit akıntıları yeni Kaledonya’yı kaplamıştır. Daha sonra bu masif hızla aşınmış, morfoloji peneplen halini alırken genellikle harzburjit cinsinden olan peridotitler ayrışarak kalıntı yataklar oluşturmuşlardır. Peridotitlerin esas unsurları Si, Mg ve Fe dir. Ayrıca çok az oranda % 0.25 Ni ve daha az oranda Co bulunur.

Silisyum; tropikal iklimde SiO2 olarak çözelti haline geçmekte ve büyük bir çoğunlukla uzaklara taşınmaktadır. Bununla beraber bir miktar silis peridotitler ile demirli lateritler sınırında kalseduan, demirli lateritler içinde opal ve kil mineralleri olarak kalmaktadır. Çözelti halinde uzaklaşan silis ise yamaçlarda ve masifin eteklerinde ağaçların, bitkilerin silisleşmesinde rol oynar.

Magnezyum;  MgO olarak tümüyle çözelti haline geçer ve çoğunlukla uzaklara taşınır. Bununla beraber bir miktar Mg nikelle beraber yeşil renkli killerin bileşiminde (Montmoriyonit) ortamda kalabilir. Genellikle aynı killer taşınarak masifin eteklerinde ayrı oluşuklar meydana getirirler. Magnezyum masifin eteklerinde manyezit katmanları ve yumruları halinde de çökelir.

Demir; Fe+3(OH)3 halinde çökelir. Demir Hidroksit sonradan Götit ve Limonit gibi oksitlere dönüşerek peridotitler üzerinde demirli lateritlerin esasını oluşturur.

Daha az miktarda Lepidokrozit, Hematit, Manyetit gibi mineraller de meydana gelebilir. Bürüt cevherde Fe tenörü % 45-55’e erişir. Demirli lateritlerin kalınlığı 50m’den hatta daha çok olabilir. Toprağımsıdırlar, renkleri kırmızıdan mora kadar değişir. Taban kesimlerinde ise sarı veya yeşilimsi sarı olur. En üst kısımları daima sert, curufumsu, yumrumsu veya pizolitiktir. Bu kısma demir zırh adı verilir.

Nikel; bir kısmıyla çözülüp, denize kadar taşınıp uzaklaşır. Böylece miyosen denizel killeri yüksek tenörde ( %1) Nikel içerir. Bir kısım Nikel ise peridotitlerin üst kısmında garniyeritin, demirli lateritlerin içinde ve bilhassa tabanında annaberjitin ve montmoriyonit gibi killerin bileşimine girer. Garniyerit, antigoritte magnezyumun yerini nikelin yerini alması ile oluşur.

Mg3 (Mg,Ni)3 Si2O5 (OH)4Si2O5 (OH)4 + 3Ni          ANTİGORİT                                          GARNİYERİTBöylece nikel demirli lateritler içinde %2' ye kadar çıkarak derişebilir. Kobalt çoğunlukla asbolan ve eritrit halinde Fe’loi laterit içinde derişir.

Şekil: Yeni Kaledonya cevherleşmesinde nikelin gelişimi

Şekil: Yeni Kaledonya Peridoditlerinin ayrışması ve demirli laterit oluşumu

Demir Fe+3(OH)3 halinde çökelir. Demir Hidroksit sonradan Götit ve Limonit gibi oksitlere dönüşerek peridotitler üzerinde demirli lateritlerin esasını oluşturur. Daha az miktarda Lepidokrozit, Hematit, Manyetit gibi mineraller de meydana gelebilir. Fe tenörü % 5-55’e erişir. Demirli lateritlerin kalınlığı 50m’den hatta daha çok olabilir. Toprağımsıdırlar, renkleri kırmızıdan mora kadar değişir. Taban kesimlerinde ise sarı veya yeşilimsi sarı olur. En üst kısımları daima sert, curufumsu, yumrumsu veya pizolitiktir. Bu kısma demir zırh adı verilir. Nikel bir kısmıyla çözülüp, denize kadar taşınıp uzaklaşır. Böylece miyosen denizel killeri yüksek tenörde ( %1) Nikel içerir. Bir kısım Nikel ise peridotitlerin üst kısmında garniyeritin, demirli lateritlerin içinde ve bilhassa tabanında annaberjitin ve montmoriyonit gibi killerin bileşimine girer. Garniyerit, antigoritte magnezyumun yerini nikelin yerini alması ile oluşur.

 Mg3 Si2O5 (OH)4 + (Mg,Ni)3 Si2O5 (OH)43Ni          ANTİGORİT                                          GARNİYERİTBöylece nikel demirli lateritler içinde %2ye kadar çıkarak derişebilir. Kobalt çoğunlukla asbolan ve ertirit halinde Fe’li lateritler içinde derişir.

TÜRKİYE’DE KALINTI DEMİR YATAKLARI

a) Çaldağ (Manisa): Kısmen serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlar üzerinde, Neojen yaşlı, otokton yataktır. Başlıca limonitten oluşmuştur. Fe %48 ile %60 arasındadır. Ni eser halinde bulunur.yatağın kalınlığı yaklaşık 10m' dir. b) Zileköy (Kayseri): Tüf ve Aglomeralar üzerinde, Tersiyer yaşlı, otokton bir yataktır. Başlıca limonit ve okr’dan (çok killi sarı renkli limonit)meydana gelmiştir. Fe %45-55 oranındadır. 2m. kalınlığında bir yataktır.   

c) Avşarören (Sivas): Silisleşmiş peridotitler üzerinde Mesozoyik yaşlı otokton bir yataktır. Başlıca limonitten oluşmuştur. Fe % 40-50 arasındadır. Ancak silis tenörü de çok yüksek olduğundan ekonomik değildir.

d) Payas (Hatay) yatakları: Senoniyen ve Türoniyen kalkerleri arasındaki diskordans yüzeyinde bulunan allokton yataklardır. Başlıca limonitten oluşmuştur. Fe  % 15-63 arasındadır. Al oranı çok yüksek olup % 10-30 arasındadır. Nikel % 1.57’ye kadar yükselir. Cevher seviyesinin kalınlığı 5-20 m. arasında değişir. Ana kayaç daha batıda bulunan serpantinleşmiş ultrabazik kayaçlardır.   e) Büyük Eymir (Balıkesir): Ayrışmış andezitler üzerinde Miyosen yaşlı allokton bir yataktır. Limonit ve hematitten oluşmuştur. Fe % 35-57 arasındadır. Arsenik tenörünün yüksek oluşu yüzünden ekonomik değildir. Yatak ortalama 15-20 m. kalınlığındadır. 

BOKSİTLER (Alüminyumlu Lateritler)

Mineralojik Bileşim veya Yapı

Boksit bir kayaç türü olup yaklaşık %40 Al2O3, %30 Fe2O3 ve silis ile kil minerallerinden oluşmuştur. Taşınma yani allokton boksit yataklarında ayrıca kırıntı yataklarına özel diğer bazı minerallerde bulunur. JİPSİT         :   Al2O3 3H2O Aktüel ve TersiyerBÖHMİT    :   Al2O3 H2O MesozoyikDİASPOR   :   Al2O3 H2O Paleozoyik yaşlı yataklarda bulunur. Bu 3 mineral boksitlerin esas bileşimini oluşturur. Ayrıca Limonit   : FeO OH+........      Götit   : FeO OHLepidokrozit   : FeO OH      Hematit    : Fe2O3Manyetit   : Fe3O4         Kaolinit   : Al4(Si4O10) (OH)8Opal   : SiO2 nH2O      Kalseduan   : SiO2Demir oksitler boksitlere kır4mızı ve sarı bir renk verir.Safsa beyazdır. Boksitler pizolitik, kolloform ve toprağımsı yapıdadır.

Boksitlerin Oluşumu

Boksitler üzerinde gelişmiş oldukları kayaca göre ikiye ayrılırlar:

Silikatlı kayaçlar üzerindeki oksitlerKarbonatlı kayaçlar üzerindeki boksitlerSilikatlı kayaçlar üzerindeki boksitler: Alüminyumca zengin, silis ve demirce fakir mağmatik veya metamorfik kayaçlar üzerinde gelişmişlerdir. En elverişli kayaçlar çok feldspatlı veya feldspatoidli olanlardır. Bunlar granit, nefelinli siyenit, bazalt, dolerit, gnays ve şist cinsinden olabilir.

Silikatlı kayaçlar üzerindeki boksitlerin otokton kalıntı yatakları olduğu tartışmasızdır. Demirli lateritlerde olduğu gibi sıcak ve nemli tropikal iklimde peneplen alanlarında gelişirler. Genellikle tavanları bulunmayan, aktüel oluşuklardır. Bunlar kabuksu örtü şeklindedir. Ender olarak daha yaşlı tavanları olan katmansı yataklara da rastlanır.

Karbonatlı kayaçlar üzerindeki boksitler: Kalkerler, killi kalkerler veya dolomitler üzerinde bulunurlar. Otokton, yarı otokton veya allokton olduklarına ait çeşitli görüşler mevcuttur.

Şekil: Kompakt kireçtaşları arasında Boksit yatağı

Otokton olanlarda; Karbonatlı kayaçlardaki Al tenörü çok azdır. Büyük miktarda karbonat kütlelerinin erimesiyle ana kayaç içindeki kil mineralleri arta kalır. Akdeniz Bölgesi ülkelerinde kalkerli arazilerin dolinleri içindeki bu kırmızı killere Terra Rossa adı verilir. Bunlarda Al2O3 / SiO2 oranı 0.5 ile 2 arasındadır. Daha sonra h 5 ile 9 değerleri arasında silis çözülerek uzaklaşır. Al ise çözülmez ve ortamda kalarak boksitleri oluşturur.

Yarı Otokton olanlarda; Karbonatlı kayaçların erimesiyle artakalan killer taşınarak çukurlarda veya alçak seviyelerde toplanmışlardır. Taşınmanın sularla veya rüzgarla olduğuna ait farklı görüşler mevcuttur. Daha sonra silisin ortamdan uzaklaşmasıyla boksitler oluşmuştur. Allokton olanlarda; Silikatlı kayaçlar üzerinde oluşan boksitler veya daha geniş anlamda lateritler aşınmaya uğramışlardır. Sularla taşınan malzeme karbonatlı kayaçlar üzerinde çökelerek boksitleri oluşturmuştur. Taşınmanın kırıntı halinde (alüvyal boksit) veya eriyik halinde (sedimanter boksit) olduğu düşünülmektedir. Bazı hallerde taşınan malzeme çökeldikten sonra boksitleşmeye uğramıştır.

Karbonatlı kayaçlar üzerindeki boksitler genellikle katmansı, yığın ve cep şeklinde yataklanmışlardır. Oldukça girintili, çıkıntılı olan tabanlar bir kil ile sıvanmıştır. Tavan ince bir toprak veya kalın bir tortul ile örtülüdür. Karstik olaylar yataklarıma şekli üzerinde etken rol oynamıştır.

Karbonatlı kayaçlar üzerindeki bazı boksitler ise katman şeklindedir. Bazen bu katmanlar diğer tortullarla bir çok kez ardışıklanırlar. Düzgün olan tabanlarda kil oluşumu söz konusu değildir. Katman şeklindeki boksit yatakları büyük bir olasılıkla alloktondur. Katmansı, yığın veya cep şeklindeki boksit yatakları ise genellikle otokton veya yarı otoktondur.Kabonatlı kayaçlar üzerindeki boksitlere Akdeniz Boksit Provensi'ni meydana getiren Akdeniz ülkelerinde ve bu arada Türkiye' de rastlanmaktadır. Bunlar genellikle Kretase yaşındadır

BOKSİT YATAKLARINA ÖRNEKLER :

A- Provence (Güney Fransa) Boksit Yatakları: Boksit Alt Kretase ürgoniyen kalkarlerinin erime boşlukları içinde bulunmaktadır. Bunların üzerini transgressif ve açılı uyumsuz olarak Üst Kretase tortulları örtmüştür. Birkaç metreden 16-18 m kalınlığa kadar erişen bu yatakların oluşumu hakkında birçok varsayım ileri sürülmüştür. Son yapılan incelemeler allokton kurama kuvvet kazandırmıştır. Boksitin, kuzeydeki Massif Santrallarin silikatlı kayaçları üzerinde oluştuğu ve boksitleştikten sonra taşındığı düşünülmektedir. Güney Fransa boksitlerinde egemen mineral böhmittir.

B- Akseki - Seydişehir (Antalya - Konya) :

Türkiye'nin en önemli alüminyum yataklarıdır. Alt Kretase'ye ait beyaz ve boşluklu karstik kalkarleri ile Üst Kretase'ye ait koyu renkli kalkerler arasındaki uyumsuzluk yüzeyinde yerleşmişlerdir.

Tavan ve taban kalkerleri aynı eğim ve doğrultudadır. Ancak  aralarında boşluklu bir uyumsuzluk vardır.Yataklarıma katmansı biçimindedir. Kalınlık 10 m ye erişir. Taban sınırı girintili çıkıntılı cepler halindedir. Ayrıca taban kalkerlerinin çatlak ve yarıkları da boksitle dolmuştur. Bazı yerlerde boksit çimentolu kalker çakılları boksit seviyesinin tabanını oluşturur. Bazı yerlerde ise bu konglomeraların yerini kırmızı killi ve boksit kırıntılı bir litoloji alır.Bölgede iki boksit seviyesi saptanmıştır, ancak bunların ekaylı bir yapı nedeni ile tekrarlanmış tek bir seviye olduğu düşünülmektedir .

Böhmit egemen mineraldir. Ayrıca diaspor, limonit, hematit, rutil, turmalin, kalsit ve kaolinit izlenir. Al2O3  oranı % 65-71 arasındadır. Yapı genellikle pizolitiktir. Akseki - Seydişehir boksitleri yer ve yaş bakımından Akdeniz boksit provensi içindedir, önceleri otokton veya yarı otokton olduğu ileri sürülmüşse de yatak allokton bir kökene sahiptir. Boksit için gerekli malzeme Üst Kretase öncesi mostra veren feldis-patlı volkanik kayaçlardan sağlanmıştır. Nitekim boksit içinde feldispat kristallerinden oluşan kırıntılar saptanmıştır.

C- İslahiye- Hassa (Gaziantep - Hatay): Katman şeklindeki boksit .üst Kretase'nin Türoniyen ve Senoniyen kalkerleri arasına yerleşmiştir. Bu kalkerler tavan ve taban olarak devamlı bir çökelmeyi gösterir. Arada boşluklu bir uyumsuzluk yoktur. Yatak allokton bir kökene sahiptir. Gerekli malzeme yörede Üst Kretase öncesinde bulunan kısmen serpantinleşmiş taneli bazik ve ultrabazik kayaçlardan türemiştir.

Cevher seviyesinin kalınlığı 30 m.ye erişir. Demir oranı yer yer çok yüksektir (A1203 % 19-80, Fe2O3 % 11-67). Silis oranı düşüktür. Egemen mineraller Böhmit ve Hematittir.

D-Toroslarda Diasporit Yatakları: Toros'larda diasporlu boksitlere doğrudan diasporit adı verilmektedir. Batıdan Doğuya doğru Milas, Yatağan (Muğla), Alanya (Antalya) Gerdekkilise (Konya), Kân (Adana) yatakları örnek verilebilir. Bu yataklar zayıf metaraorfik mermerler veya diajenezin kuvvetli olduğu kalkerler arasında bulunur. Yaşları Batıda Permo benzer şekilde Kolorado Platosu'nda (A. B. D.) kumtaşları içindeki karnotit  K2 (UO2)2 (VO4 ) 2 3H20 mineralleri bazı yazarlara göre yeraltı sularından itibaren çökelmişlerdir.

E- Kokaksu (Zonguldak)

Türkiye'deki boksit yatakları genellikle Toroslar'da bulunur. Kokaksu boksitleri bir istisna teşkil eder. Bunlar Dinansiyen yaşlı, çörtlü kalkerlerin karstik boşluklarını doldurmuşlardır, üzerlerini açılı uyumsuz olarak Alt Kretase kumtaşları örtmüştür.

Genellikle pizolitik yapıda olan boksitlerde, Jibsit egemen mineraldir. Boksitlerin yarı otokton oldukları ve Terra Rossalardan itibaren türedikleri düşünülmektedir.

Şekil: Kokaksu Boksit yatağı

KALINTI MANGANEZ YATAKLARI

Normalin üstünde manganez içeren  çeşitli kayaçların ayrışması kalıntı manganez yataklarını oluşturabilir;

Kalkerlerin üzerinde ; Pireneler (Fransa): pirolüsitKiltaşı veya şeyi üzerinde: Franceville (Gabon): pisilomelanVolkano - tortul seriler üzerinde: Nsuta (Gana) ManganitMetamorfik kayaçlar üzerinde; Örissa ve Bihar (Hindistan) Rodokrozit

Bu yataklarda şu süperjen mineraller bulunur;

Pirolüzit   :   MnO2Psilomelan   :   MnO   MnO2  nH2OMangan i t   :   MnO   (OH)Rodokrozit   ;   Mn2   CO3Bazen süperjen demir mineralleri bunlara eşlik eder. Türkiye'de kalıntı manganez yatağı bulunmamıştır.

DİĞER KALINTI YATAKLARI

Uranyum, Manyezit, Barit, Kükürt, Lületaşı ( Sepiolit), Turkuaz ( Firuze), Kil Yatakları , Vermikülit, Potasyum ve Sodyum Mineralleri ( Alünit (Şap), (Alün), Zeolit, Tuğla kiremit toprakları kalıntı yatakları olarak gelişebilir.

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARI

TANIM:

Birincil cevher minerallerinin atmosfer ve yeraltı suları etkisiyle ayrışması sonucunda yüzeysel kökenli yeni mineraller oluşur. Bu yüzeysel kökenli ayrışma minerallerinin yeterli miktarda derişmesiyle yeraltı suyu tablası üzerinde oksidasyon zonu yatakları, yeraltı suyu tablası içinde ise sementasyon zonu yatakları  oluşur. Oksidasyon ve sementasyon zonu minerallerine, az veya çok miktarda, hemen hemen bütün tip cevherleşmelerde rastlanır. Bu mineraller tek başlarına bir maden yatağı oluşturacak kadar bol bulunmasalar bile, diğer tip cevherleşmelere genellikle eşlik ettiklerinden büyük önem taşırlar.

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARININ OLUŞUMU :

Oksidasyon ve sementasyon zonu yataklarının oluştuğu yerlerde hidrojeolojik özellikler ve cevher minerallerinin ayrışması yönünden zonların ( = kuşakların) sıralanması aşağıdaki gibidir;

Oksidasyon zonu = havalandırma kuşağı: Topoğrafik yüzey ile bu yüzeye az çok paralel olan yeraltı suyu tablası arasında kalan kısımdır. Atmosferdeki serbest oksijen ve karbondioksit ile bunların içinde erimiş oldukları atmosferik sular oksidasyon zonunda cevher minerallerini çözer. Çözünüp eriyik hale gelen malzemenin bir kısmı başka bir bileşik şeklinde tekrar oksidasyon zonunda çökelebilir, ancak çözülen malzeme büyük bir çoğunlukla derine doğru sızan sularla taşınır. Böylece oksidasyon zonu bir fakirleşmeye karşılık gelir. Çözülmenin maksimum olduğu oksidasyon zonunun alt kısmına arınmış alt kuşak denir. Burada pH minimumdur.

B) Sementasyon zonu  = durgun kuşak: Yeraltı suyu tablası içinde kalan kesimdir. Su dolaşımının bulunduğu bu kesimde cevher kütlesi ve diğer kayaçlar suya doygun haldedir.

Oksidasyon zonundan itibaren çözelti halinde taşınan unsurlar sementasyon zonunda geniş çapta çökelirler. Böylece sementasyon zonu bir zenginleşmeye işaret eder.

C) Stagnasyon zonu = durgun kuşak: Belli bir seviyenin altındaki kayaçların ve cevherin içerdiği su miktarı azalır. Su dolaşımı hemen hemen yoktur. Bu kuşakta birincil veya hipojen cevher hiçbir değişikliğe uğramamıştır.

Oksidasyon ve sementasyon zonlarının iyi gelişimi ve bu zonlara bağlı maden yataklarının oluşumu kalıntı yataklarında olduğu gibi başlıca üç faktöre bağlıdır; iklim, rölief ve ayrışmaya uğrayan malzemenin niteliği.

Hem oksidasyon, hem de sementasyon zonlarının en iyi geliştikleri iklim bölgeleri ısının oldukça yüksek, yağışın ise az fakat düzenli olduğu kuru tropikal ve kuraklık (Karasal Akdeniz) bölgeleridir. Çok yağışlı iklimlerde çözelti haline geçen unsurlar, kuvvetli su dolaşımları ile ortamdan uzaklaşarak gider. Çok kuru ve sıcak çöl iklimlerinde ise metal zenginleşmesi daha ziyade oksidasyon zonunun üst kısmında gerçekleşir. Zira cevher çökelmesi buharlaşma ile olur. Bu iklimlerde sementasyon zonu gelişmez.       Oksidasyon ve sementasyon zonu yatakları en iyi erozyonun yavaş ilerlediği bölgelerde gelişir. Böylece yavaş olan erozyon devam ettikçe yeraltı suyu tablası aşağıya iner, gittikçe daha fazla bir hacim oksidasyona uğrar, sementasyon zonunda daha fazla bir birikme meydana gelir. Erozyonun hızlı olduğu engebeli arazilerde yeraltı suyu tablası bulunmaz, ayrışan malzeme akarsularla hızla ortamdan uzaklaşır. Bu nedenle birincil cevher yüzeyde görülür. Erozyonun durduğu tamamen peneplenmiş yörelerde ise yeraltı su tablasının derinliği mevsimsel değişikliklerin dışında sabitleşmiştir. Dolayısıyle oksidasyon zonunun kalınlığı da bundan sonra sabit kalacak, sementasyon zonurdaki zenginleşme daha fazla olamayacaktır.

Oksidasyon ve sementasyon zonu yatakları en çok ve özellikle sülfürlerden itibaren oluşur. Arseniyürler, sülfürler, antimoniyürler ve sülfotuzlar ikinci sırayı alırlar. Oksit ve nabit haldeki mineraller çok az etkilenirler veya hiç etkilenmezler. Piritin varlığında kimyasal reaksiyonlar iyi gelişir.

Cevherin geçirgen bir yapıya sahip olması da reaksiyonları hızlandırır. Demirli sülfürlerin bulunduğu yataklarda yüzeyde demir oksit ve hidroksitlerden yapılı bir demir şapka  bulunur.Oksidasyon ve sementasyon zonu yataklarının şekli birincil yatakların şekline bağlıdır. Ancak kırık hatlarında, karstik boşluklarda yığın, cep, damar veya damarcık şeklinde yeni yataklanmalar oluşabilir. Kuşakların kalınlığı en elverişli yerlerde birkaç 10 m , hatta birkaç 100 m ye ulaşır.

Yan kayacın heterojen olduğu hallerde birçok yeraltı suyu tablası ve buna paralel olarak da birçok oksidasyon ve sementasyon kuşağı oluşur. Geçirgen kayaçlarda oksidasyon iyi gelişir. Karbonatlı kayaçlardaki karstik boşluklar ise düzensiz ve çok derin oksidasyon kuşaklarının oluşmasına yol açar.

Damar şeklindeki, yataklanmalarda; damarlar drenaj rolü oynar ve böylece yan kayacınkinden farklı kuşaklar oluşur. Aynı şekilde kırıklar (faylar, çatlaklar) oksidasyon ve sementasyon kuşaklarının düzensiz ve genellikle daha aşağı seviyelerde bulunmasına yol açar.

OKSİDASYON ve SEMENTASYON  KUŞAĞINDA  BAZI  METAL ve  MİNERALLERİN  DAVRANIŞI

Ayrışmaz Mineraller : Ayrışmayan veya çok az ayrışan mineraller altın, platin, kassiterit, kromit, rutil gibi nabit mineraller ve oksitlerdir. Bununla birlikte altının davranışı bazı hallerde ayrıcalık gösterir. Altın doğada birincil olarak genellikle 3 şekilde bulunur.Altın Tellürür olarak: Tellüryumun kolayca çözülüp taşınmasıyla altın serbest kalır.Kuvars damarlarında nabit altın olarak :  Altın serbest durumdadır.

Sülfürlerin bileşiminde gözle görülmeyen altın olarak: Sülfür minerallerinin ayrışmasıyla altın serbest kalır. Bütün bu durumlarda, eğer ortamda serbest klor var ise; Altın klorür çözeltisi halinde taşınır. Altın klorür çözeltisi iki değerli demir sülfat, sülfür ve diğer nabit minerallere rastlandığında nabit altın olarak çökelir. Böylece altının zenginleşmesi genellikle oksidasyon kuşağının alt kısmına tekabül eder.

Ayrışır Mineraller : Bu başlık altında bazı unsurların en çok rastlanan birincil ve ayrışma mineralleri ayrı ayrı verilecektir. Birincil mineraller genellikle hipojendir. Ancak bazı hallerde tortullaşmaya bağlı yani süperjen olabilirler. Ayrışma mineralleri ise daima süperjendir.

a) Cu Mineralleri

Birincil Mineraller

Kalkopirit   : Cu Fe S2   Bornit: Cu5 Fe S4              Kübanit: Cu Fe2 S3Vallariit   : Cu2 Fe4 S7   Tetraedrit   : Cu3 Sb S3   Burnonit: Cu Pb SbS3Tennantit   : Cu3 As S3   Enarjit    : Cu3 As S4   Ayrışan minerallerMalakit   : Cu CO3. Cu (OH)2   Azurit   : 2Cu CO3. Cu (OH)2Kovellin   : CuS         Kalkozin   : Cu2SKüprit   : Cu2O         Tenorit   : CuONabit Bakır   : Cu         Kalkantit   : CuSO4. 5H2OBrokantit   : Cu4SO4  (OH)6      Krizokol   : Cu SiO3 . 2H2ODioptaz Aşirit   : Cu6 (Si6O18 ) . 6H2O

Kalkopirit ve bornit bazı hallerde ayrışma mineralleri olarak da bulunabilir. Kovellin ve kalkozin daima sementasyon kuşağında bulunur. Bakır , çinkodan daha az fakat kurşundan daha hareketli bir unsurdur. Birincil yatakta bakır mineralleri var ise, oksidasyon kuşağında az veya çok bakır izine rastlanır. Diğer taraftan yan kayaç veya gang karbonatlı ise bakır karbonatlar hemen yerinde oluşur. Derindeki sementasyon kuşağında bir zenginleşme gerçekleşmez.

b) Kurşun Mineralleri

 Birincil Mineraller

Galen   : PbS       Bulanjerit   : PbSb4S11 Zinkenit   : PbSb2S4   Burnonit   : CuPbSbS3Jamesonit   : Pb4FeSb6S14   Ayrışma MineralleriAnglezit   : PbSO4      Serüzit   : PbCO3Piromorfit   : Pb5 (PO4.AsO4)3 Cl   Vanadinit: Pb5 (VO4)3 ClVülfenit   : PbMoO4      Krokoit   : Pb CrO4Plombojarosit: PbFe6(SO4) 4(OH)12

Kurşun, bakır ve çinko’dan daha az yarışma minerali de bulunur. Genellikle ilk önce hareketlidir. Birincil minerali varsa oksidasyon kuşağında mutlaka kurşunun anglezit, sonra serüzit oluşur.

c) Çinko Mineralleri

Birincil Mineraller

Çinkoblend = Sfalerit:Zn S (kübik)Vürtzit: Zn S (hegzogonal)Ayrışma mineralleriSimitsonit: ZnCO3Kalamin = Hemimorfit: Zn4 Si2 O7 (OH)2 H2OHidrozinsit: ZnOVillemit: Zn2SiO4

Çinko, kurşun ve bakırdan daha hareketlidir. Dolayısı ile birincil çinko mineralleri bulunsa bile, oksidasyon kuşağında hiç izine rastlanmayabilir. Ancak; karbonatlı yankayaçların veya gang minerallerinin bulunması halinde, yerinde çinko karbonatlar oluşur.

d) Demirli Mineraller

Birincil mineraller

Pirit      : FeS2      Markasit   : FeS2      Lölenjit   : FeAs2Mispikel   : FeAsS      Kalkopirit: FeCuS2   Siderit   : FeCO3Ankerit   : Ca (Mg,Fe)(CO3)2   Şamozit   : Fe4Al (AlSi3O10) (OH)6 nH2OGlokoni   : K1,5 (Fe+3, Fe+2,Mg,Al)4-6 (Si,Al)8 O20 (OH)4Ayrışma MineralleriGümmit   : UO3 nH2O + .......   Autunit   : Ca (UO2)2 (PO4)2 10-12H2OKalkolit =Torbernit: Cu (UO2)2 (PO4)2 8-12H2OTüyamünit   : Ca (UO2)2 (VO4)2 8H2O   Karnotit   : K2 (UO2)2 (VO4)2 3H2OUranotil   :CaO (UO2)2(SiO2)26H2O      Koffinit   : USiO4

Bilhassa uranyum ayrışma mineralleri çok bol çeşitlidir. Bunlardan bir çoğu tortullaşmaya bağlı, yani birincil olarak da bulunabilir. Uraninit ayrışma mineralleri olarakta bulunabilir.

e) Diğer Ayrışma Mineralleri

Cevher ve gang mineralleri ile yankayaçlarda bulunabilecek silisyum, kalseduan (SiO2) ve opal (SiO2 nH2O) gibi mineraller verir. Kuvars ayrışmaz.

Kalsiyum oksidasyon zonunda jips’in(CaSO4.2H2O) ve bazı durumlarda ikincil olarak teşşekül eden kalsit’in (CaCO3) bileşimine girer. Sülfürlerin bileşimindeki kükürt kısmen nabit kükürt olarak (S) oksidasyon zonunda kalır. Antimonit oksidasyon kuşağında sarı, kahverengi antimuan da aynı ürünleri verir. Orpiment, realgar gibi arsenik sülfürler güç ayrışırlar. Bunlar ve sülfoarseniyürlerdeki arsenik, siyah arsenik oksitlere dönüşebilir.

Gümüş, nabit gümüş (Ag) ve arjantit (Ag2S) şeklinde ayrışma mineralleri oluşturur. Zinober genellikle ayrışmaz, ender olarak metazinober (HgS), nabit civa (Hg) verebilir. Molibdenit genellikle ayrışmaz, ender olarak povellit (CaMoO4) verir. Nikelli mineraller bazı hallerde annaberjit (Ni3(AsO4)28H2O) ve garnierit (Ni4(Si4O10)(OH) 4H2O) verir.  Kobaltlı mineraller eritrit (CO3 (AsO4)2 8H2O) verir.

3- Süperjen Zonlanma

Oksidasyon ve sementasyon olaylarına bağlı olarak gelişen süperjen zonlanmada düşey kesitte yukarıdan aşağıya doğru genellikle şu bileşiklere rastlarız ;

Oksitler     KarbonatlarSülfatlarNabit MinerallerSüperjen SülfürlerKarbonatların pozisyonu yan kayacın veya gang minerallerinin cinsine göre değişir.

NOT: Süperjen Sülfürler Sementasyon Kuşağı,  Diğerleri Oksidasyon Kuşağıdır.

OKSİDASYON VE SEMENTASYON ZONU YATAKLARINA ÖRNEKLER

Hemen hemen bütün yataklar da kökenleri ne olursa olsun oksidasyon ve sementasyon zonlarına az veya çok rastlanmaktadır. Sementasyon zonları öncelikle işletilmektedir. Bazı çok düşük tönörlü yataklarda ancak sementasyon zonları ekonomik olabilmektedir. Doğu Karadeniz'de eski tarihlerde işletilmiş yüzlerce küçük maden ocağı genellikle bu yüzeysel zenginleşme zonlarında açılmış, birincil cevhere rastlandığında terkedilmiştir.

1-  Porfirik Bakır Yatakları :

Bu yataklar aslında, ileride de değineceğimiz gibi graniti ve sübvolkanik kayaçlara bağlı olarak teşekkül etmiş intraplütonik yataklardır. Yataklanma şekli saçınım veya stokverk biçimindedir. Kalkopirit ve pirit halindeki birincil cevherleşme daima çok düşük tenörlüdür. Bu yatakların ekonomik hale gelmesi ancak yüzeysel ayrışma olayları ile gerçekleşmiştir. Bu yatakların ekonomik hale gelmesi ancak yüzeysel ayrışma olayları ile gerçekleşmiştir.

Zenginleşme sementasyon zonunda kalkozin ile belirlenmektedir. Dünyadaki başlıca örnekleri şunlardır :

Copper Cities (A.B.D.)Chuquicamata (Şili)Kerman - Sarçeşme (İran)

2- Ergani Bakır Yatağı (Elâzığ) :

Aslında ofiolitik volkanizmaya bağlı olarak gelişmiş bu yatağın en zengin kısmı olan sementasyon zonu öncelikle ve tamamiyle işletilmiştir. Bu zonun minerallerini bornit, kalkozin ve kovellin oluşturmaktaydı.

3- Zamantı Çinko Yatakları (Develi, Kayseri) :

Permo-Karbonifer veya Permo-Triyas yaşlı kireçtaşları içinde hidrotermal olarak bulunan çinko ve kurşun cevherleşmelerinden itibaren yüzeysel ayrışma ile oksidasyon ve sementasyon zonu mineralleri teşekkül etmiştir. Bu şekilde meydana gelen minerallerden özellikle smitsonit kireçtaşlarının karstik boşluklarını doldurarak önemli yataklar oluşturmuştur. Türkiye'de Toros'lar boyunca rastlanan bu tür cevherleşmeler için "karbonatlı cevher" veya oksitli cevher" deyimi kullanılmaktadır.