Ġnceleme alanı, Türkiye’nin önemli metalik provenslerinden biri olan Batı Anadolu bölgesinde Ahmetli (Simav-Kütahya) – PınarbaĢı (Gediz-Kütahya) arasında bulunmakta olup bölgede jeolojik, jeotermal ve maden yatakları ile ilgili çok sayıda araĢtırma yapılmıĢtır (Hamilton ve Strickland, 1841; Zeschke, 1954; Kalafatçıoğlu, 1964; Dora, 1969; Erler, 1979; Akdeniz ve Konak, 1979; Gün ve ark., 1979; Ercan ve ark., 1982; Konak, 1982; ġener ve Gevrek, 1986; BaĢ, 1987; Elmacı ve Sevgil, 1988; SavaĢçın ve Güleç, 1990; Larson ve Erler, 1992, 1993; Seyitoğlu ve ark., 1992; Bozkurt ve Park, 1994; Bozkurt, 1995; Oygür, 1997; Altunkaynak ve Yılmaz, 1998; Altunkaynak ve Yılmaz, 1999; Bayram, 1999; Oygür ve Erler, 1999; Bozkurt, 2000; Bozkurt ve Satır, 2000; Delaloye ve Bingöl, 2000; Oygür ve Erler, 2000; IĢık ve Tekeli, 2001; IĢık 2004; IĢık ve ark., 2004; Buğdaycıoğlu, 2004; IĢık ve Seyitoğlu, 2006; Aydın, 2007; Aydoğan, 2006; Akay, 2008; Hasözbek ve ark., 2009 vb). Yapılan bu çalıĢmalar, projenin jeolojik ve maden yatakları konularında var olan bilginin ortaya konması bakımından iki alt baĢlık altında ele alınmıĢtır.
a. Genel Jeolojik ÇalıĢmalar: Ġnceleme alanı Prekambriyen’den günümüze kadar oluĢan magmatik, metamorfik ve sedimanter birimlerin yüzeylediği bir bölgede Simav Grabeni içinde ve çevresinde yer almaktadır. Simav Grabeni'nin tektoniği üzerine bilinen ilk çalıĢmayı yapan Zeschke (1954), bu grabenin taban bloğundaki basamak faylarını KD dalımlı çekim fayları olarak tanımlamıĢtır. Metamorfik kayaçlar, Kütahya çevresinde Simav metamorfikleri, Balıkesir ve çevresinde Fazlıkonağı Formasyonu, Biga Yarımadasında Kazdağ Metamorfitleri, Bilecik ve çevresinde Söğüt Metamorfitleri olarak adlandırılmıĢtır (Ergül ve ark., 1986).
Menderes Masifi: Menderes masifi, çalıĢma alanında daha çok orta ve batı kesimlerde, genellikle Simav Grabeni’nin güney sınırı boyunca yüzeylemektedir. Masifin kuzey, kuzeybatı ve güney kesimleri tektonik iliĢkili iken doğu kesimi Neojen havza çökelleri ile örtülüdür. Masifin genel olarak Prekambriyen-Kambriyen (?) yaĢlı çekirdek ve Paleozoyik-Erken Tersiyer yaĢlı örtü kayaları olmak üzere iki ana tektono- metamorfik birimden oluĢtuğu kabul edilmektedir (Dora ve ark., 1995). Geç Paleosen - Erken Eosen’de Ġzmir-Ankara zonu boyunca Menderes Toros bloğu ile Sakarya Kıtası arasında çarpıĢma gerçekleĢmiĢ ve Menderes masifi üzerine Likya naplarının yerleĢimi ile Geç Eosen’de ―Ana Menderes Metamorfizması‖ meydana gelmiĢtir (ġengör ve ark.,
1984). Yeni veriler, esas olarak Barrovian-tip Yüksek Sıcaklık/Orta Basınç (YS/OB) Ana Menderes Metamorfizması (AMM) ile tüm masifi etkileyen eĢzamanlı kabuksal ölçekli K-KD Tersiyer deformasyonuyla yorumlanır (Bozkurt ve Satır, 2000). EĢ zamanlı soğuma, Orta Eosen’de (36.2 My Ar-Ar mika yaĢı) oluĢmuĢtur. Arazi iliĢkileri G-GB deformasyonunun yaĢının, AMM ve Erken Miyosen arasında olduğunu açıkça göstermektedir (Bozkurt ve Satır, 2000). Masifin çekirdek kayaları paragnays, ortognays, orta-yüksek dereceli Ģist, metagranit ve metagabro ile temsil edilmektedir (Dora ve ark., 1990; 1995; Candan ve Dora, 1998). Örtü birimlerini ise kalın Ģist, fillit, kuvarsit ve mermer ile temsil olunan metasedimanter kayalar oluĢturmaktadır (Kaya, 1972; Konak ve ark., 1987; IĢık, 2004). Güney Menderes Masifinin metamorfik çekirdek kompleksini çalıĢan Bozkurt ve Park (1994), deforme olmuĢ bir granit olarak yorumlanan gözlü gnaysların dinamotermal olarak metamorfizma geçirdiğini belirtmiĢlerdir. Buğdaycıoğlu (2004), Menderes Masifi’nin, kuzeybatı Türkiye’de Paleojen kıtasal kalınlaĢmasını takip eden dönemde gerilme ile yüzeyleyen bölgesel ölçekli en önemli metamorfik parçalardan birini oluĢturduğunu belirtmiĢtir. Akdeniz ve Konak (1979) Simav, Emet, TavĢanlı, Dursunbey ve Demirci’yi kapsayan incelemelerinde, istifin temelini alttan üste doğru; Dolaylar ve Kalkan formasyonlarına ait metamorfiklerin oluĢturduğunu ve bunların üzerine uyumsuz olarak sırasıyla Sarıcasu formasyonu ve Permiyen yaĢlı Arıkayası formasyonlarının geldiğini belirtmektedir. Metamorfik kayaçlar tabandan tavana doğru gnayslar ve Ģistlerden ibarettir. Gnayslar; migmatitler ve biyotitli gnayslardan oluĢmaktadır. Formasyonun üst seviyelerinde Prekambriyen yaĢlı mermer mercekleri yüzeylemektedir. Bu metamorfik birimler Triyas yaĢlı kırıntılılar tarafından örtüldüğünden, Ģistlerin yaĢı Paleozoyik olarak kabul edilmektedir (Akdeniz ve Konak, 1979b). Menderes Çekirdek Kompleksi (MÇK) (1) farklı derecelerde metamorfizmaya uğramıĢ metamorfik kayalar, (2) metamorfik olmayan kayalar, (3) genç granitoyid intrüzyonları ve (4) Miyosen-Güncel yaĢlı sedimanter ve/veya volkanik kayaların oluĢturduğu havza birimleri içerir (IĢık ve Seyitoğlu, 2006). Bu alandaki havza kayaları (Seyitoğlu ve Scott, 1991; Seyitoglu ve ark., 1992) ile kompleksin kristalen kayalarından alınan yaĢlar (Hetzel ve ark., 1995; Hetzel ve Reischmann, 1996; Lips ve ark., 2001; Ring ve ark., 2004; IĢık ve ark., 2004) Menderes Çekirdek Kompleksi’nin Oligosen’den itibaren yüzeylemeye baĢladığını göstermektedir. Kompleksin yüzeylemesini, sıyrılma fayları ve bu faylar ile iliĢkili makaslama zonları denetlemekte olup bunlar güneyden kuzeye doğru Kayabükü makaslama zonu, Büyük Menderes, AlaĢehir ve Simav sıyrılma fayları ve iliĢkili
makaslama zonlarıdır (Seyitoğlu ve ark. 2004). Menderes Masifi’nin gnayslarından elde edilen 207Pb/206Pb evaporasyon yaĢları 607551 my aralığına iĢaret etmektedir. Menderes metamorfikleri içerisinde yer alan metagranitlerden elde edilen U-Pb zirkon yaĢı ise 30.04 ± 0.56 My’dır. Alaçam, Eğrigöz ve Koyunoba granitlerinin U-Pb zirkon kristalizasyon yaĢları ise sırasıyla, 20.7 ± 1.1 My, 19.4 ± 4.4 My ve 21.7 ± 1.0 My’dır (Hasözbek ve ark., 2009). Hasözbek ve ark., (2009) önceki çalıĢmalarda birlikte ve kıtasal ölçekli sıyrılma fayları boyunca oluĢtuğu belirtilen Menderes Masifi’ne ait metagranitlerle, Miyosen yaĢlı deforme olamamıĢ granitoyid kuĢağı arasında 1110 My’lık yaĢ farkı belirleyerek bu iki magmatik etkinliğin farklı dönemlerde geliĢtiğini belirtmektedirler.
Deforme olmamıĢ granitoyidlerin 87
Sr/86Sr değerleri 0.708050.710546, εNd(t) değerleri ise 5.8 ve 6.0 arasındadır. ÇarpıĢmaya bağlı Miyosen granitlerinin Nd-Sr analitik değerleri, iz ve nadir toprak element bileĢimleri, bu kayaların Menderes Masifi’nin kabuksal kökenli protolitlerinden türediğini ve benzer izotopik bileĢimler sunduğunu göstermektedir. Menderes Masifi’nin kuzeyinde yer alan Erken Miyosen granitlerinin jeokronolojik bulguları ve izotop karakterleri, Batı Anadolu’da yüzlek veren diğer OligoMiyosen granitoyidleri ile çarpıcı benzerlikler sunarlar. Bu granitoyidlerden elde edilen tüm veriler, granitlerin yaklaĢık KBGD doğrultulu bölgesel bir magmatik kuĢak boyunca çarpıĢma rejimine bağlı olarak geliĢtiğini göstermektedir (Hasözbek ve ark., 2009).
Menderes Masifi’nde ortognaysların doku ve bileĢim bazında türlere ayrımı son yıllarda kabul görmeye baĢlamıĢtır. Literatürdeki gnays tanımlamalarının hangi türe karĢılık geldiği çoğu kez anlaĢılamamaktadır. YaĢ tayini çalıĢmalarının çok büyük bir kesiminde bu sınıflama göz önüne alınmaksızın örnekler gözlü veya granitik gnays olarak tanımlanmaktadır. Masifte gerçekleĢtirilen jeokronolojik çalıĢmaların büyük kısmı Çine Asmasifi’nde yüzlek veren ortognayslar üzerinedir. Bu çalıĢmalara ait sonuçlar asmasifler bazında aĢağıda verilmektedir. Ġlk jeokronolojik çalıĢmalarda, Menderes Masifi’nin güneyinde Çine Asmasifi’nde ortognayslardan Rb-Sr toplam kaya yaĢ tayinleri yapılmıĢ ve 490±90 My (Dora, 1975, 1976) ve 471±9 My (Satır ve Friedrischsen, 1986) yaĢlar elde edilmiĢtir. Bu yaĢlar gnaysların ilksel kayalarının sokulum yaĢları olarak yorumlanmıĢtır. Hetzel ve Reishmann (1996) Çine Asmasifi’ndeki gnaysların ilksel kayalarının intrüzyon yaĢı olarak 546.2±1.2 My vermektedir. Aynı Asmasifte, Loos ve Reischmann (1999) Selimiye’nin kuzeyindeki gnaysların sokulum yaĢı olarak 521±8 - 572±7 My arasında
değiĢen yaĢlar saptamıĢtır. Gessner ve ark. (2001) Çine Asmasifi’ndeki metagranitlerin sokulum yaĢı olarak tek zirkon Pb/Pb evaporasyon yöntemiyle 547.2±1.0 My ve U-Pb SHRIMP yöntemiyle ise 541±14 My ve 566±9 My yaĢları elde etmiĢtir. Demirci-Gördes ve ÖdemiĢ-Kiraz Asmasiflerinde de 528 – 544 My arasında değiĢen benzer yaĢlar Dannat (1997) tarafından verilmektedir. Dora ve ark. (2002), Demirci-Gördes Asmasifi’nde paragnayslar içerisine sokulum yapan gnaysların ilksel kayalarının sokulum yaĢı olarak 549.7±7.6 My vermiĢtir. ÖdemiĢ-Kiraz Asmasifi’nde Prekambriyen Ģistler içerisine sokulum yapan gnaysların yaĢları ise 561.5±0.8 My ve 570.5±2.2 My olarak bulunmuĢtur (Koralay ve ark., 2004).
Dora ve ark. (2006) tarafından, Çine Asmasifi’nde gnays tiplerinin
yaĢlandırılmasına yönelik bir çalıĢma gerçekleĢtirilmiĢtir. Arazi gözlemlerinde, göreceli olarak gözlü gnaysların en yaĢlı evreye iliĢkin granitler olduğu ve bunların diğer granit türleri tarafından kesildiği belirlenmiĢtir. Jeokronolojik çalıĢmalardan bu iliĢkiyi destekler veriler elde edilmiĢtir. Gözlü gnaysların sokulum yaĢı 552.1±2.4 My olarak belirlenmiĢtir. Metagranit porfirlerden 551.5±2.9 My olarak elde edilen tek bir yaĢ tayini bulunmaktadır. U-Pb ve tek zirkon Pb/Pb evaporasyon yöntemleriyle turmalin lökokratik ortognayslardan sırasıyla 549±26 My ve 545.6±2.7 My sokulum yaĢları elde etmiĢtir. Çine Asmasifi’nde Prekambriyen Ģistler içerisinde küçük sokulumlar Ģeklinde gözlenen hornblend metagranitlerin kristalizasyon yaĢı ise 530.9±5.3 My olarak saptanmıĢtır.
Bazı araĢtırıcılar jeolojik gözlemlere dayanarak ortognaysların sokulum yaĢlarının daha genç olması gerektiği görüĢünü ortaya atmaktadır. Erdoğan (1992) ve Erdoğan ve Güngör (2004) gnaysik granitlerin Geç Kretase-Erken Senozoyik’te gerçekleĢen ana Menderes metamorfizması sırasında sin-tektonik olarak Çine Asmasifi’ndeki Triyas ve Üst Paleozoyik metasedimentlerin içerisine sokulum yaptığını ileri sürmektedir. Bozkurt ve Park (1994) ve Bozkurt ve ark., (1995), gözlü gnaysların ilksel granitlerinin kalınlaĢan kabukta geç orojenik genleĢmenin yarattığı çökme sırasında, olasılıkla Geç Oligosen’de yerleĢtiğini belirtmektedir. Bozkurt (2004), jeolojik ve deformasyon verilerine dayanarak, turmalin lökokratik metagranitlerin makaslama zonu boyunca ortognays-Ģist dokanağına yerleĢmiĢ, Geç Oligosen-Erken Miyosen yaĢlı granitler olduğunu ileri sürmektedir. Ortognayslardan elde edilen bu yaĢlar esas olarak 540-550 My arasında yoğunlaĢmaktadır. 520-570 My aralığında değiĢen bu yaĢlar, Masifteki gnays türlerinin tümünün Pan-Afrikan yaĢlı olduğunu ve aynı bir asidik magmatik aktivitenin ayrımlaĢmıĢ ürünleri olarak yorumlanabileceğini göstermektedir. Menderes Masifi’ndeki bu yaygın magmatik aktivite,
Mozambik okyanusunun kapanmasıyla bağlantılı Pan-Afrikan orojenezi ile
Triyas yaĢlı lökokratik ortognaysların ilksel kayaları Menderes Masifi’ndeki ikinci etkin magmatik aktivitenin ürünleridir. Bu kayalar üzerine gerçekleĢtirilmiĢ jeolojik ve jeokronolojik çalıĢmalar oldukça sınırlıdır. Lökokratik ortognayslar, ÖdemiĢ-Kiraz Asmasifi’nin doğu ve güney (Akkök, 1981; Koralay ve ark., 2001), Demirci-Gördes Asmasifi’nin ise güneydoğu kesimlerinde yüzlek vermektedir (Candan, 1994). Bunlar, temel serilerinin Prekambriyen yaĢlı mika-Ģistleri ve Geç Palezoyik yaĢlı örtü serilerinin metasedimentleri ile intrüzif dokanak iliĢkisi sunmaktadır (Koralay ve ark., 2001). Jeokimyasal özellikleri, lökokratik ortognaysların ilksel kayalarının tipik kalk-alkalin karakterli, S-tipi granitler olduğunu ortaya koymaktadır (Koralay ve ark., 2001). Dannat (1997) ve Dannat ve Reischmann (1998) tek zirkon Pb/Pb evaporasyon yöntemiyle 227-240 My arası intrüzyon yaĢları elde etmiĢlerdir. Benzer Ģekilde, Koralay ve ark. (2001), lökokratik ortognayslardan 246±5 My, 241±5 My ve 235±6 My yaĢları elde etmiĢ ve bunları ilksel kayalarının Triyas’taki yerleĢim yaĢı olarak yorumlamıĢtır. Önceki çalıĢmalarda, lökokratik ortognayslar Plaeotetis okyanusunun kapanmasıyla iliĢkili Erken Kimmeriyen olaylarıyla iliĢkilendirilmiĢtir (Koralay ve ark., 2001). Afyon Zonu’nda (Akal ve ark., 2005) ve Karaburun’da (Akal ve ark., 2007), Neotetisin açılmasıyla iliĢkili olarak yorumlanan, yaygın Erken-Orta Triyas yaĢlı magmatik aktivitenin varlığı belirlenmiĢtir. Anatolidlerin tektonik zonlarında etkin olan Triyas yaĢlı magmatik aktivitelerin bölgesel karakteri göz önüne alındığında lökokratik granitler Neotetis okyanusunun açılmasıyla iliĢkilendirilebilir.
Pan-Afrikan ortognayslar, mineralojik bileĢim ve ilksel dokularına göre, fenokristalin metagranit (gözlü gnays), metagranit porfir, turmalin lökokratik metagranit ve hornblend metagranit gibi türlere ayrılabilmektedir. Pan-Afrikan ortognayslarının kökeni uzun yıllar tartıĢmalı kalmıĢ, sedimanter (Schulling, 1962; ġengör ve ark. 1984; Satır ve Friedrichsen 1986) ve magmatik (Graciansky, 1965; Erdoğan, 1992; Bozkurt, 1994; Bozkurt ve ark., 1993; Hetzel ve Reischmann, 1996; Koralay ve ark., 2004) kökene yönelik farklı görüĢler önerilmiĢtir.
Budağan KireçtaĢı: Önerilen çalıĢma alanının orta ve doğu kesimlerinde yüzeyleyen birim, bol ve iyi yuvarlaklaĢmıĢ kuvars çakılları içeren bir konglomera seviyesiyle baĢlamakta, yörede mevcut metamorfıtleri uyumsuz olarak örtmektedir (Akdeniz ve Konak, 1979). Akdeniz ve Konak (1979b) ve Konak (1982) yaptıkları çalıĢmalarda, fosil içeriğine göre birime Resiyen-Noriyen ile Senomaniyen yaĢ aralığını vermiĢlerdir. Kaya (1972)’ye göre, birimin yaĢı Maestrihtiyendir.
Dağardı Melanjı: Birim, inceleme alanının kuzeydoğu kesiminde yüzeylemekte olup çamurtaĢı, radyolarit, kireçtaĢı, tüfit ve peridotit kütlelerinin düzensiz karıĢımından ibarettir. Melanj, kendisinden yaĢlı tüm birimleri tektonik olarak örtmektedir. Budağan kireçtaĢı dilimleri de tektonik olarak melanjın içine yerleĢmiĢtir (Konak, 1982). Dağardı Melanjı’nın yerleĢim yaĢı için Üst Kretase -Eosen dönemi öngörülmektedir (Oygür, 1997). Bacak (2003) Dağardı güneyi ofiyolitinin jeolojisi ve jeokimyasını çalıĢarak birimin yaĢının Senomaniyen-Maestrihtiyen (Geç Kretase) olduğunu belirtmiĢtir.
Simav Granitoyidleri: Ġnceleme alanının kuzey kesiminde yüzeyleyen Simav granitoyidlerini de içine alan Batı Anadolu genç magmatizma evrimi günümüze kadar birçok araĢtırmacı tarafından çalıĢılmıĢtır (Dora, 1969; Öztunalı, 1973; Uz, 1973; Ataman ve Bingöl, 1978; SavaĢçın ve Dora, 1979; SavaĢçın, 1980; SavaĢçın, 1981; SavaĢçın, 1982; Bingöl ve ark., 1982; Ercan ve ark., 1997). SavaĢçın ve Güleç (1990), Batı Anadolu’daki magmatik ve tektonik aktiviteler arasındaki iliĢkiyi ortaya koymaya çalıĢmıĢlardır. Koyunoba ve Eğrigöz granitoyidleri sırasıyla KD-GB ve K-G doğrultusunda ve Simav sıyrılma fayının taban bloğu içinde uzanmaktadır. Bu granitoyidler sırasıyla yaklaĢık olarak 170 ve 400 km2’lik bir alanı örtmektedirler (Ercan ve ark., 1985). Biyotit ve muskovitlerde yapılan 40Ar/39Ar yaĢ analizleri granitoyidin bölgeye yaklaĢık 23-20 my arasında yerleĢtiğini göstermektedir. Bu veriler, Oligosen - Erken Miyosen süresince Menderes Masifinin KD sunda geniĢlemeli deformasyonun baĢladığını göstermektedir (IĢık ve ark., 2004). Dora (1969), Karakoca granit masifinde yapmıĢ olduğu çalıĢmalarda, Karakoca (Koyunoba/Akdağ) ve Eğrigöz Plütonları çevresinde gözlenen gnaysların Menderes Masifi’ne ait olduklarını, Karakoca plütonunun anateksitik biyotit granit, Eğrigöz plütonunun ise anateksitik granit olduğunu ve her iki plütonun da Kretase’den genç olduklarını belirtmektedir. Oygür (1997a), arazi verilerini dikkate alarak, kalk-alkalin granitoyidlerin sokulum yaĢının muhtemelen Paleosen-Miyosen olduğunu belirtmekte bununla birlikte, alkalin bileĢimli mafik daykların daha genç olduğunu ve olasılıkla Simav Grabeni'nin geliĢimi sırasında oluĢtuğunu ileri sürmektedir. K-Ar jeokronolojik analizlerine dayanarak Eğrigöz Plütonu’nun ~23-20 my yaĢta olduğu ileri sürülmektedir (Delaloye ve Bingöl, 2000; IĢık ve ark., 2004). Simav magmatik kompleksinin genel jeolojik özellikleri ve petrolojisini çalıĢan Akay (2008), bunları KB Oligo-Miyosen granitoyidleri ile karĢılaĢtırarak bu magmatik kompleksin bazı çalıĢmalarda bahsedildiği gibi gerilmeli tektonik rejimle değil, sıkıĢmalı tektonik rejim ile iliĢkili olduğunu belirtmiĢ ve KB
Anadolu’da Kozak Magmatik Kompleksi (Altunkaynak ve Yılmaz, 1998; 1999), Ezine Plütonu (Karacık ve Yılmaz, 1998), Bayramiç Magmatik Kompleksi (Genç, 1998), Orhaneli Plütonu (Harris ve ark., 1994) ve Baklan Graniti’nin (Aydoğan ve ark., 2005) saha özelliklerinin, jeokimyasal bileĢimleri ve yerleĢim yaĢı bakımından Simav Magmatik Kompleksine benzerlikler gösterdiğini ileri sürmüĢtür.
Miyosen YaĢlı Sedimanter ve Volkanik Kayaçlar: ÇalıĢma alanının doğu kesiminde yer alan ve granitoyidleri uyumsuzlukla örten Miyosen yaĢlı sedimanter birimler, hafifçe çimentolanmıĢ konglomera, kumtaĢı, marn, kiltaĢı, killi kireçtaĢı ve tüften ibarettir. Bu birimlerin, Orta (Gün ve ark., 1979) ve Üst Miyosen (Akdeniz ve Konak, 1979b, Ercan ve ark., 1982) zaman sürecinde oluĢtuğu bildirilmektedir. Civanadağ tüfleri ve Akdağ volkanitleri, bölgedeki Miyosen yaĢlı volkanik birimleri oluĢturmaktadır. Tüfler riyolitik, andezitik ve dasitik bileĢimlidir ve üst seviyelerinde aglomera oluĢumları vardır. Akdağ volkanitleri sub-alkalindir ve toleyitik serilere çok yakın bir kalk-alkalin jeokimyasal yönelime sahiptirler (Ercan ve ark., 1982).
Pliyosen YaĢlı Sedimanter ve Volkanik Kayaçlar: ÇalıĢma alanının doğu kesiminde yer alan bu kayaçlar, Alt Pliyosen yaĢlı (Akdeniz ve Konak, 1979b) marn, Orta-Üst Pliyosen yaĢlı (Akdeniz ve Konak, 1979b) kumlu ve killi gölsel kireçtaĢları, Üst Pliyosen yaĢlı (Ercan ve ark., 1978) Payamtepe bazaltları ile bu birimleri uyumsuzlukla örten Pliyo-Kuvaterner yaĢlı (Gün ve ark., 1979) pekiĢmemiĢ kaba kırıntılılardan ibarettir. Payamtepe volkanitleri, ĢoĢonitik ve yüksek potasyumlu kalk- alkalin bileĢimleriyle alkalin karakterlidir (Ercan ve ark., 1982).
b. Jeotermal ve Metalik Maden Yatağı ÇalıĢmaları: ÇalıĢma alanı Türkiye’de yer alan önemli jeotermal alanlardan biri olduğu için bu anlamda birçok araĢtırmaya konu olmuĢtur. Neojen sedimanter killi örtü altında kalan NaĢa bazaltları, Mesozoyik kireçtaĢları ve Menderes Masifi’nin gnays ve Ģistlerinin rezervuar kaya niteliğini taĢıdığı jeotermal akıĢkanların rezervuar sıcaklığının 97-170 o
C olduğu bildirilmektedir (MTA, 1996; Bayram, 1999; ġimĢek ve ark. 2000; Gemici ve Tarcan, 2002; Gemici ve ark., 2004; Köse, 2005; Bayram ve ġimĢek, 2005; Köse, 2007; Palabıyık ve Serpen, 2008). Gemici ve ark. (2004) inceleme alanının kuzeyindeki Emet jeotermal alanındaki termal suları rezervuar sıcaklıkları 75-87 oC arasında değiĢen Ca-Mg-SO
4-HCO3 tip;
Ca-Mg-HCO3 tip ve Na-Ca-SO4 tip sular olmak üzere üç gruba ayırmıĢlardır. Palabıyık
ve Serpen (2008), Simav bölgesi termal sularının yüksek SO4, düĢük Cl- içerikli
vurgulamıĢlardır. Bayram ve ġimĢek (2005) Simav bölgesindeki jeotermal sularda yaptıkları 18
O ve 3H izotop analizlerinde jeotermal suların meteorik kökenli ve 50 yılı aĢkın bir süredir dolaĢım içerisinde olduğunu belirlemiĢlerdir.
Ġnceleme alanı ve çevresi maden yatakları açısından da çok sayıda araĢtırmaya konu olmuĢtur (Erler, 1979; ġener ve Gevrek, 1986; Elmacı ve Sevgil, 1988; Oygür, 1996; Oygür, 1997; Oygür ve Erler, 1999; Oygür ve Erler, 2000; Mutlu ve ark., 2005; Aydın, 2007). Erler (1979), çalıĢma alanı dıĢında kalan Karakoca Pb-Zn yatağının kükürt izotoplarını inceleyerek yatağın 34S değerlerinin dar bir aralıkta dağılım
gösterdiğini ve ortalamasının ‰ 0’a yakın olduğundan, yataktaki kükürdün magmatik- hidrotermal kökenli olduğunu belirtmiĢtir. ġener ve Gevrek (1986) Simav-Emet- TavĢanlı bölgesindeki hidrotermal aktivite ile oluĢan hidrotermal alterasyon zonlarını çalıĢmıĢlardır. Hidrotermal alterasyon zonlarını, altere kayaçların X-ıĢınları tekniği ile ortaya koydukları kil mineralojisine göre, Eynal ve Ilıcalar sıcak su kaynağı etrafındaki klorit-illit, montmorillonit, kalk-alüminyum silikat ve silisifikasyon olarak açıklamıĢlardır. Simav yöresinde zonların dağılımına gore, Abide jeotermal sahasında 180-230 oC, NaĢa- Eynal jeotermal sahasında 100-160 °C, TavĢanlı yöresinde 100-160 °C, Emet yöresinde 150-200 °C ve Kütahya Ilıca yöresinde ise 100-160 °C sıcaklığa sahip jeotermal akıĢkanın varlığından söz edilebileceğini belirtmiĢlerdir. Elmacı ve Sevgil (1988), çalıĢma alanı kuzeybatısındaki Mumcu köyü kaolinit yatağının maden jeolojisini inceleyerek yatağın oluĢumunu gölün derinliğindeki volkano sedimanter-tipte bir cevherleĢme ile açıklamıĢlardır. Oygür (1997), doktora çalıĢması kapsamında Simav bölgesindeki bazı hidrotermal cevherleĢmeler üzerinde haritalama, mineralojik ve bazı jeokimyasal çalıĢmalar gerçekleĢtirerek Simav grabeninin metalojenik özelliklerini ortaya koymaya çalıĢmıĢtır. AraĢtırmacı, epitermal cevherleĢmelerin, granitoyidlerin son evresindeki porfiri dayklarıyla iliĢkili olabileceğini belirtmiĢ ve Mumcu (Sındırgı- Balıkesir) Hg-Au cevherleĢmesinin epitermal bir cevherleĢme olduğunu belirterek; civalı opalitin bir epitermal altın cevherleĢmesinin henüz erozyona uğramamıĢ olan tavanını temsil ettiğini söylemiĢtir. Mutlu ve ark. (2005), önerilen çalıĢma alanında bulunan Orta Miyosen yaĢlı riyolitik tüfler içerisindeki ġaphane alunit yatağının jeokimyasını incelemiĢ ve yan kayaç ile cevher örneklerinde yaptığı S ve Ar izotoplarına dayanarak; yatağın ve volkanik ana kayacın yaĢının 12-13 my ve S kaynağının mağmatik olduğunu belirtmiĢtir. Ancak, bu çalıĢmada yaygın alunit oluĢumlarıyla iliĢkili yüksek sülfidasyonlu bir epitermal cevherleĢme ya da bir porfiri
sistemini üzerleyen ileri arjilik alterasyon potansiyelinden bahsedilmemiĢ olup, asit- sülfat alterasyonu karakterli bu kil oluĢumunun bölge cevherleĢmeleri ve magmatizmasıyla kökensel ve mekansal iliĢkileri konusuna değinilmemiĢtir. Oygür ve Erler (1999), Simav grabeni boyunca görülen epitermal ve baz metal cevherleĢmeleri karĢılaĢtırarak, granitoyid sokulumunun son evresindeki mafik dayklarla iliĢkili olduğunu düĢündükleri damar tipi Pb-Zn-Cu cevherleĢmelerinin, paleotektonik dönemdeki sıkıĢma rejiminin etkisiyle oluĢan sağ yanal atımlı D-B gidiĢli Simav fayına yarı paralel kırıklar içerisine yerleĢtiğini belirtmiĢlerdir. AraĢtırmacılar Neotektonik dönemde, bölgede geniĢlemeli tektonik rejimin egemen olması ile birlikte porfiri sistemin ıraksak ürünleri olan Au-Hg-Sb epitermal cevherleĢmelerinin oluĢtuğunu ifade etmiĢlerdir. Oygür ve Erler (1999)’e göre Değirmenciler antimuan cevherleĢmesi, Simav yöresindeki stratigrafik istifin tabanındaki biyotitli gnayslar içerisinde bulunan mermer merceklerine yerleĢmiĢ stibnitli kuvars damarlarından oluĢmakta olup kireçtaĢlarının ornatımı ile açık boĢluk dolgusu biçiminde geliĢmiĢtir. Kuvars damarları ana kayanın Ģistozitesini kesmiĢ ve onunla uyumlu olarak yüzeylemiĢ olmasına rağmen, Oygür ve Erler (1999) bu bulguların jeokimyasal, jeokronolojik ve izotop verileriyle desteklenmesi gerektiğini belirtmiĢlerdir. Oygür ve Erler (2000) Simav Grabeni ve çevresinde gerçekleĢtirdikleri metalojeni çalıĢmalarında, Simav Grabeni çevresinde yer alan porfiri Cu-Mo cevherleĢmelerinin, mezotermal baz metal damarlarının ve baz metalli masif pirit mercekleri ile çeĢitli epitermal Au, Sb, Hg ve alunit cevherleĢmelerinin metalojenik özelliklerini açıklamaya çalıĢmıĢlardır. Oygür ve Erler (2000) epitermal cevherleĢmelerin, Neo-tektonik dönemde, Simav Grabeni'nin geliĢiminin son evresinde görülen ve graben ana fayını rotasyonsuz kesen K-G gidiĢli transfer fayları üzerinde porfiri dayklarıyla iliĢkili olduklarını belirtmiĢler ve