Maden Grubu

Tipik yüzeylemeleri Siirt çevresinde gözlenen birim Elazığ ili Maden ilçesi çevresinde de yaygın yüzlekler sunmaktadır (Şekil 4.1). Birim çeşitli araştırmacılar tarafından Maden Birimi (Rigo de Righi ve Cortesini, 1964); Baykan Karmaşığı (Sungurlu, 1974), Davudan Formasyonu (Özkaya, 1978), Davudan volkanitleri (Aktaş, 1985); Maden Formasyonu (Özkaya, 1978; 1982, Çağlayan vd. 1984); Karadere Formasyonu (Açıkbaş ve Baştuğ 1975; Aktaş ve Robertson, 1984); Maden melanjı (Hempton; 1984, 1985), Maden

26

volkanosedimanter birimi (Yazgan ve Chessex, 1991); Maden Kompleksi/Karmaşığı (Özçelik, 1982; Yazgan, 1981, 1983, 1984; Naz, 1979; Perinçek, 1979; 1980a, 1980b; Perinçek ve Özkaya, 1981; Özkan, 1982; Sungurlu vd., 1985; Üstüntaş ve Sağıroğlu, 1993; Turan vd., 1993; Yiğitbaş vd., 1993; 1995) ve birimin genel görünümünün karmaşığı andırmasına ve ekaylanmasına rağmen gerçekte stratigrafisi izlenebilen düzenli bir volkanosedimanter istif niteliğinde olduğunu düşünen araştırmacılar (Erdoğan, 1977; 1982; Aktaş ve Robertson, 1990; Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996a,b; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Çelik, 2003; Rızaoğlu vd., 2006; Robertson vd., 2007) tarafından ise Maden Grubu olarak adlandırılmıştır. Yiğitbaş vd. (1992)’ne göre birimin karmaşık görünümü, sintektonik sedimantasyon (sedimantasyon ve volkanizma sırasında basen içerisine kayan kireçtaşı blokları) ile birimin gelişmesinden sonraki havzanın kapanması esnasındaki şiddetli tektonizma (Miyosen sonunda meydana gelen bindirme) nedeniyledir.

Çalışma alanında, birimin ilksel olarak düzenli bir istif sunduğu, yapısal karışık özelliğini daha sonraki tektonik olaylarla kazandığı dikkate alınarak, birim Maden Grubu adı ile anılmıştır. Maden Grubu baskın olarak volkanosedimanter kayalardan oluşmakla birlikte birimin içerisindeki volkanitlerin kökeni hala tartışmalı olup birimin oluştuğu tektonik ortam için de tam bir fikir birliğine varılmamıştır. Birimin oluşumu için; derin havza çökelleri (Rigo de Righi ve Cortesini, 1964); okyanus ortası sırtı ortamı (İleri ve diğ.,1976); kıta içi basen/kıta içi yitim ortamı (Yazgan, 1981, 1983, 1984; Michard vd., 1984); yay ardı basen/marjinal basen/kıta içi yerel basen (Perinçek, 1979; Şengör ve Yılmaz, 1981; Erler, 1982; Perinçek ve Özkaya, 1981; Hempton, 1984; 1985); marjinal basen üzerinde gelişmiş olgunlaşmamış ada yayı topluluğu (Erdoğan (1977, 1982; Özkaya, 1978; Özçelik, 1982; Hempton, 1984); ensimatik ada yayı topluluğu (Yılmaz vd., 1993); aktif kıta kenarı ürünü (Bingöl, 1988); yay önü bölgede gelişmiş trans-tensional veya çekayır (pull-apart) havza ürünü (Aktaş ve Robertson, 1984); olgunlaşmamış yay gerisi havza (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996a) gibi tektonik ortamlar önerilmiştir. Geniş bölgesel kapsamlı çalışmalar yapan Perinçek (1979), Perinçek ve Özkaya (1981), Özkan (1982), Sungurlu vd., (1985), birimi allokton, Şengör (1979), Yazgan (1983, 1984) otokton olarak; Çelik (2005) ise, birimin Mastar Dağı çevresindeki konumunu paraotokton olarak tanımlar.

Tüm GD Anadolu’da Maden Grubu, en iyi yüzeylemelerinin görüldüğü Siirt bölgesinde, tabanda konglomeratik bir istif (Ceffan Formasyonu), gri renkli orta-kalın tabakalı kireçtaşı (Arbo Formasyonu), kırmızı açık yeşil killi kireçtaşı, kırmızı marn, kırmızı-gri şeyl, sarı-kahverengi kumtaşı, silttaşı ve kumlu kireçtaşı (Melefan

27

Formasyonu), kırmızı renkli marn ve kireçtaşı ile ardalanmalı (Karadere Formasyonu), kumtaşı-şeyl ardalanmalı (Narlıdere Formasyonu), taban konglomerası, kumtaşı ve kumlu kireçtaşı (Maden otokton çökelleri) nummulit içeren kireçtaşı blokları, kumtaşı, volkanik kayaç ve diyabaz parçaları, olistrostromal Maden oluşumu, tüf, lapilli taşı, aglomera bazalt ve çamurtaşları (volkanik maden oluşumu) gibi farklı litolojilerden ve bu litolojilere göre ayrılmış formasyonlardan oluşmaktadır (Açıkbaş ve Baştuğ, 1975; Perinçek, 1979; Çelik, 2003). Yazgan (1981), Karadere Formasyonu’nun tüf, lapillitaşı, aglomera, alüminyumca zengin bazaltlar, potasyumca zengin toleyitler, izlandit, dasit, mikrogranit, siyenit, diyabaz, mikrogabro gibi piroklastik-volkanik ve yarı derinlik kayaçlarından oluştuğunu ifade etmiştir.

İnceleme alanında ise, Bitlis-Pütürge masiflerini örten Maden Grubu volkanosedimanter fasiyesleri Orta Eosen’de çöken, D-B gidişli ekstansiyonel bir basene işarettir (Perinçek, 1979). İstifin tabanında ve riftleşme evresinde alkalen bazaltik bir volkanizma karasal ve sığ denizel kırıntılı çökellere eşlik etmiş ve üste doğru resifal kireçtaşına ve basenin hızla çökmesi ile de ince katmanlı kırmızı renkli kireçtaşı, şeyl ve çamurtaşı gibi pelajik çökellere geçmiştir (Erdoğan, 1977; Özçelik, 1982; Aktaş ve Robertson, 1984, 1990; Yılmaz, 1993). Ortam daha sonra karbonat duraylılık sınırının altına kadar inmiş ve kırmızı, ince katmanlı çört, çamurtaşı, marn ve radyolaritler gibi derin deniz sedimanter istif çökelmiştir (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996). Başlangıçta denizel transgresyon ile lokal olarak türemiş kırıntılı depolanma ortaya çıkmış, bunu sığ denizel karbonat depolanması izlemiştir. Bunların ardından, bazik-nötr ve silisik volkanizma gelmiş, silisli tüflerin varlığı volkanizmanın en azından başlangıçta sığ suda ya da karada gerçekleştiğini gösterirken, ekstansiyonel çökme ve derinleşmeyle olistrostromal kireçtaşı bloklarının daha derin su ortamına kaymasını sağlamış, basen derinleştikçe olistrostromal çakıl cepleri, matriks destekli breş ve konglomeralar ve volkanojenik çamurtaşlarıyla doldurulmuştur. Bu kırmızı renkli konglomeralar kumtaşı, silttaşı ve açık kırmızı yeşil renkli kireçtaşlarına geçer ve kırmızı renkli marn ve killi kireçtaşları volkanitlerle ara katkılıdırlar (Perinçek, 1979). Bu pelajik çökelime de proto-okyanus gelişimi evresindeki okyanus ortası sırtı bazalt ve geçiş tipi bazaltlar eşlik etmiştir (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996a,b). Böylece ortaya çıkan rift baseni daha okyanusal evreye ulaşamadan sıkışmaya başlamış ve ekaylanarak kapanmıştır. Aynı süreç ile ilgili olarak, Eosen sonrasında, Pütürge Metamorfitlerini örten Maden Grubu Kömürhan Ofiyoliti tarafından kuzeyden

28

güneye doğru üzerlenmiş ve bu durum Maden Grubu’nu etkileyen bir metamorfizmayla sonuçlanmıştır (Yılmaz, 1993; Perinçek, 1979).

Birimin oluşum yaşı hususunda, içerisindeki kireçtaşı merceklerinden alınan örneklerin fosil içeriğine göre Orta Eosen’den başlayarak oluştuğu konusunda görüş birliği bulunmaktadır (örneğin Sungurlu vd., 1985; Çelik, 2003). Birimin üst bölümünü oluşturan ve Perinçek (1979) ile Erdoğan (1982) tarafından “üst volkanik birim” olarak adlandırılan Karadere Formasyonu içindeki tüf ara katkılarında fosil bulunmaz. Ancak bu birimin alttaki birimle geçişli ilişkisi nedeniyle yaşının Üst Eosen olabileceği var sayılmıştır.

Çelik (2003)’e göre, Mastar Dağı çevresinde yaptığı ayrıntılı jeolojik çalışmasında Maden grubunun içerisinde, düzenli bir tabakalanma sunmayan, içerisindeki boyutları 2 m’ye kadar çıkabilen kireçtaşları ile ofiyolit ve havza içi kökenli kumtaşı bloklarıyla birlikte kaotik bir görünüme sahip kirli gri ve yer yer kahverengimsi ayrışma renklerinin hakim olduğu orta iri taneli kumtaşı, çamurtaşı ve ince taneli konglomera mercekleri içeren seviyelere sıkça rastlanmaktadır. Araştırmacıya göre birim içerisinde saçınımlı halde bulunan bu kireçtaşlarından alınan kayaç örneklerinin fosil içerikleri Üst Kretase, Üst Paleosen-Alt Eosen, Alt-Orta Eosen yaşını vermektedir. Araştırmacı Hazar Grubu’na ait Gehroz kireçtaşlarının Lütesiyen’i karakterize eden fosiller içermediğini ve Lütesiyen yaşlı tabakaların ince, yer yer laminalı ve bazılarının pembemsi olduklarını, Gehroz kireçtaşlarının ise kalın tabakalı masif ve gri renkli yer yer de dolomitik olduklarını belirtmiştir.