Türkiye jeo orojenez odv

TÜRKİYE JEOLOJİSİ
OROJENEZ VE OROJENİK KUŞAKLAR
EMRE ERÇELEN
20110804011
2017/ANTALYA

OROJENEZ
Yunanca’daki “dağ” anlamındaki oros ve “köken,
doğum, oluşum” anlamındaki genesis’den türetilmiştir.
Terimi kapsamlı yaygın deformasyonun büyük, ana
kuşaklarının alanlarını belirtmek için kullanıyoruz. Mobil,
hareketli kuşak terimi de yaklaşık olarak aynı anlamdadır;
tektonik olarak hareketli olan bölgeleri belirtir. Dağ
kuşakları yüksek ve pürüzlü topoğrafya alanlarını ifade
eden bir jeomorfik bir terimdir. Pek çok dağ kuşağı aynı
zamanda orojenik kuşaktır bunun için iki terim sıklıkla
birbirinin yerine kullanılabilir. Buna rağmen bütün
orojenik kuşaklar dağlık değildir; bunlar bir dönem
olasılıkla dağlık alanlar olmasına rağmen bunlar
kendilerini hafifçe ondülasyonlu, dalgalı bir yüzeye
indirgeyen erozyona maruz kalmışlardır.
Orojenik kuşaklar Dünya’nın büyük dağ zincirlerinin
bazılarıyla tesadüfi olmaksızın üst üste çakışır. Bunlar
daha önceden jeologların dikkatini çekmiş olup 1960’ların
sonlarından bu yana orojenik kuşaklar levha tektoniği
aktivitesinin kaçınılmaz doğal sonuçları olarak Dünya
tarihi ve Dünya’nın pek çok karakteristiği arasındaki
yerlerini almışlardır. Bu orojenez aktivitesi iki kıta, bir
kıta ve bir adayayı veya bir kıta ve bir okyanusal plato gibi
kabuksal kütleler arasındaki “çarpışma” süresince bir
levhanın başka bir levha altına dalıp batmasını içerir.
Dünya’nın geçmişinin ilk %95’lik kısmı için levha
tektoniği etkileşimlerine ilişkin bilginin asıl ve başlıca
hazinesi orojenik kuşaklardı çünkü yaklaşık 200 My’dan
(erken Jura) daha yaşlı bütün okyanusal kabuk daldırılıp
batırılmıştır. Bu özellikleri çalışmak başka hiç bir yerde
korunmamış olan Dünya tarihçesinin tektonik kısmını
çözümleyip yorumlamak için bize fırsat ve imkan sağlar.
Tek bir harita veya enine kesitin bir orojenik kuşağın
bir evrensel modelini sağlayamayacağı açıktır. Yine de
orojenezlerin ortak birkaç karakteristiği vardır.
OROJENEZ VE OROJENİK KUŞAKLAR EMRE ERÇELEN 2

OROJENEZ
Orojenezler genellikle kaba bir iki cepheli yapısal
simetri gösterir ki bazı orojenezler Atlantik Okyanusu
baseninin açılması öncesinde Urallar ve Apalaş-
Kaledoniyen sistemlerinde olduğu gibi her iki tarafında bir
önülke veya deforme olmamış levhayı içerir.
Hepsi değilse de pek çok orojenez, önçukurluk veya
önülke basenleri olarak adlandırılan sedimanter havzalar
ile
metamorfize olmuş ve deforme olmuş
sedimanterlerin ve volkanik kayaçların, mafik-ultramafik
komplekslerin ve granitik plütonlarının oluşturduğu bir iç
kristalin çekirdek zonu bulunur.
Çekirdek zonları ofiyolitik kayaçlar, bir sleyt kuşağı
veya farklı ve müstakil ~kendine has~ stratigrafik ve
yapısal geçmişli diğer bölgelerin karakterize ettiği
kenetleri (sutures) içerir.
Çekirdek zonu bitişiğinde bulunan kıvrım ve
bindirme kuşakları ile cephelerinden çevirilir.
Orojenezlerin bu ortak karakteristikleri bu önemli
karakteristiklere yönelik tartışmamız için temeli sağlayan
bir şematik karma bütünsel (kompozit) enine kesiti (Şekil
1.3) oluşturmamızda bize imkan sağlar. Elbette bütün
orojenezler bu özelliklerin hepsine sahip değildir ve bu
orojenezlerin birisinin her hangi bir bölümünün enine
kesiti aynı orojenezin veya diğer bir orojenezin diğer bir
bölümünün enine kesitinden farklı olacaktır.
Orojenezlerin derin yapısı en iyi şekilde sismik
yansıma profilleri ile ortaya konur ki bu profiller
Moho’nun bazı orojenik kuşakların altında düz olduğunu
ve diğerlerinin altında bükümlü olduğunu gösterir.
Moho’daki bükülmeler bütün kabuğu tümüyle kesen
bindirme fayları ile ilişkilidir ve bunlar dalıp batan
litosferin kalıntılarıyla ilişkili olabilir.

1.2. ÖNÇUKURLUK VEYA ÖNÜLKE BASENİ
Pek çok orojenik kuşak boyunca deforme olmuş
kayaçlar ve deforme olmamış kıtasal platform arasındaki
sınır, bitişiğindeki, komşuluğundaki dağlarda bulunan
yükselmiş bir bindirme-faylı kaynak alanından türetilmiş
sin-orjenik klastik sedimanların kalın bir serisini içerir. Bu
sedimanlar bir önçukurlukda (foredeep) veya önülke
baseninde (foreland basin) (Alpin jeolojisindeki bir
molasbaseninde (molassebasin)) depolandırılmıştır ve
bunlar dağ önleri civarında 8 ila 10 km kadar büyük
kalınlıklara ulaşır. Genel olarak basen dolgusunun tane
büyüklüğü dağ eteklerinden uzaklaştıkça azalır:
Konglomeralar kumtaşlarına geçer ve sonra bunlar şeylere
geçer ki sonuca ve sırlamaya uygun olarak karbonata
denizel şelf (sahanlık) sedimanlarına geçebilir.
Bazı istiflerdeki konglomeralar ve kumtaşlarındaki
klastlar (kırıntılar) bir çatısız istifi (örtüsü kaldırılmış –
örtüsünün üzerine çıkarılmış istifi (unroofing sequences))
ortaya koyar ki bu tür istifde stratigrafik olarak daha genç
çökelimler dağların birbiri peşi sıra derinleşen
seviyelerinden kaynaklanan döküntüler içerir. Bu tür bir
istif bitişiğindeki dağların giderek artan yükselmesini ve
erozyonunu yansıtır ki erozyon ve yükselme ile topografik
yüzeye (aşınma derinliğine) yaklaştırma (exhumation) veya
çatısızlaştırma (örtünün üzerine çıkarılma (unroofing))
olarak adlandırılır.
Önçukurluğun kayaçlarının çoğunda deformasyonun
miktarının genellikle önemsiz olması ya bunların
çoğunlukla deformasyonun ana fazı sonrasında orojenik
kuşağın iç tarafında depolandırıldığını ya da bunların
etkilenmeyecek kadar ana orojenik deformasyondan
uzakta bulunduklarını gösterir. Buna rağmen bu
genelleştirmenin haricinde olanlarda vardır. Örneğin
Alpler’in kuzeyinde Jura kıvrımları platform veya önülke
temelini oluşturan kayaların yanı sıra önçukurluk
depolanmalarının katmanını da deforme eder ve haliyle bu
deformasyon önçukurluk çökeliminin sonrasına
yaşlandırılmak zorundadır.

1.2. ÖNÇUKURLUK VEYA ÖNÜLKE BASENİ
Dağ kuşağının çekirdeğine daha yakın olmasına
rağmen pek çok önçukurluk çökelimi bitişiğindeki önülke
kıvrım ve bindirme kuşağını karakterize eden
kıvrımlanma ve bindirmeye dahil edilmiştir. Kıvrımlar 90°
veya daha küçük kıvrımlanma açılı genellikle açık, çok
katmanlı 1B sınıfı kıvrımlardır. Sıklıkla 1 km’yi aşan dalğa
boyları stratigrafideki kalın dayanımlı, sağlam katmanlar
tarafından kontrol edilir. Daha büyük kıvrımlanma açıları
ve daha büyük çerçeve, en boy oranı ile kanıtlandığı gibi
kıvrımlanma şiddeti orojenik çekirdeğe doğru artar.
Kıvrımlar çok katmanlı 1C sınıfı geometrisine doğru
değişir ve bazı örneklerinde bunlar eğikleştirilir ve hatta
duraylı ön ülkeye doğru bir yaslanıp yönsemeyle
(vergence) devrikleşirler. Ön çukurluk basenlerinin birkaç
alanında bulunan sedimanların allokton kütleleri
tahminen sedimanların yüzeysel örtülerinin gravite, çekim
kaymaları vasıtası ile yerleştirilmiştir.
Birleşik Devletler’in orta Rocky Dağları veya güney
Andlar’ın Pampean dağ silsileleri gibi bazı alanların
haricinde bu genel paterni ~yapı düzeni~ vardır. Bu
bölgelerde düşükden ortalamaya kadar eğimli bindirme
fayları, üzerinde önçukurluk sedimanlarının depolandığı
temel kayaçları önçukurluğun dış kısmındaki çökelimlerin
üzerine veya önülkenin şelf çökelimleri üzerine yerleştirir.
Birkaç yükselim ~uplift~ üzerinde alınan sismik yansıma
profilleri bindirmenin kıtasal kabuğun temeline kadar
nüfuz ettiğini, battığını gösterir.

1.3. KENAR BİNDİRME KOMPLEKSİ: ÖNÜLKE
KIVRIM VE BİNDİRME KUŞAĞI, SLEYT KUŞAĞI,
OFİYOLİTLER VE KENETLER
Önçukurluk basenlerinin arkasında orojenik kuşağın
çekirdeğine doğru bir önülke kıvrım ve bindirme kuşağı
(foreland fold and thrust belt) bulunur. Bu kuşak baskın
bir şekilde kumtaşlarının, şeyllerin ve karbonatların
orojenez öncesi çökelimleri olan pasif kenar istifinin
(passive margin sequence) (bazen miojeoklinal olarak
adalandırılır (miogeocline)) kıvrımlanmış ve bindirme faylı
sedimanter kayaçlarından oluşur. Bu sedimanlar, pasif
kıtasal kenar bir çarpşmaya maruz kalmadan önce pasif
kıtasal kenar üzerine yığışıp depolanmışlardır ve bunlar
orojenik çekirdekten itilerek uzaklaştırılmışlar ve önülke
baseni veya stabil, duraylı önülke üzerinden aşırılıp önülke
üzerine bırakılmışlardır (şelf veya platform olarak da
adlandırılır). Önçukurluk çökelimlerine ana kıvrım ve
bindirme kuşağının önündeki miojeoklinal kayaçları
tarafından aşırı bindirilmiştir ve bazı önçukurluk
çökelimleri bazı bindirmelerin tavan bloklarına dahil
edilmiş olabilir. Miojeoklinal sedimanlar genellikle
orojenik kuşağın çekirdeğine doğru kalınlaşır ve kıvrımlar
daha da darlaşma eğilimindedir. Önçukurluk
çökelimlerindeki kıvrımlar nedeniyle kıvrım tipi çok
katmanlı 1B sınıfından çok katmanlı 1C sınıfına doğru dik
duruşludan önülkeye doğru bir yaslanmayla (vergence)
devrik kıvrıma kadar değişir. Bu yapısal bölgelerin tipik
örnekleri Apalaş’ın Valley ve Ridge provensinde; Kordiller
aşırı bindirme kuşağında, bilhassa Basin ve Range
provensinin kuzeyinde; İskandinavya Kaledoniyen kıvrım-
bindirme kuşağında; güney Himalayalar’da; ve İran’ın
Zagros dağlarında bulunur. Alpler’in kuzeyindeki Jura
Dağları da bir kıvrım ve bindirme kuşağı içermesine
rağmen bunlar anormaldir ki bunlar daha çok olağan olan,
olması gereken miojeoklinal kayaçlarından ziyade köken
olarak aslında platform ve önçukurluk çökelimlerine
dayanırlar.

Önülke kıvrım ve bindirme kuşaklarının genel
yapısal karakterlerinden en önemli karakteristiği bir taban
fayının (sole fault) veya taban sıyrılma fayının (basal
decollement) mevcudiyetidir ki bu faylar bindirme
örtüsünün kıvrımlanmış ve faylanmış kayaçlarını altta
uzanan deforme olmamış temelden, temel kayaçdan ayırır
ve yine bu faylar tüm stratigrafik kesit boyunca önülkeye
doğru yükselerek bindirme örtüsüne kama şekilli bir
geometri verir. Taban fayının (sole fayının) üzerinde birkaç
dekollement bulunabilir ki bunların hepsi sonuçta ana sole
fayının dallarıdır ve sole fayı gibi tüm stratigrafik kesit
boyunca önülkeye doğru yükselme eğilimindedir. Her bir
fay karakteristik olarak bir rampa-düzlük geometrisine
uyar ki bu faylar kumtaşı veya kireçtaşı gibi dayanımlı
(competent, gevrek davranışlı) tabakaları bu tabakalar
boyunca büyük açılarla keserek yükselir ve şeyl, jips veya
tuz gibi dayanımsız (incompetent, sünümlü) tabakalara
ulaştığında bu tabakalara paralel faylar oluşturur. Dupleks
yapıları yani alt ve üst yüzeyi bindirme faylı yapılar
yaygındır.
Bu tür fayların üzerindeki hareket bindirme
kamasının yatayda kısalmasını ve düşeyde kalınlaşmasını
sağlar ve fay-rampa kıvrımlarını üretirler. Daha önceden
oluşturulmuş bu kıvrımlar, fayın rampa-düzlük geometrisi
vasıtasıyla arttırılan kıvrımlanma açılarınıda aşan bir
daralma ile daha ileri bir deformasyona olanak
sağlayabilir. Ayrıca kıvrımlar bindirme kamasının
kısalmasına ve kalınlaşmasına yer ve imkan sağlayacak bir
düz sıyrılma fayının (decollement) üstünde oluşturabilir.
Kıvrımlanma daha fazla kısalmaya yer ve imkan
sağlayamayacak kadar darlaştığında, sıkıştığında bazı
bindirme fayları gelişebilir ve faylar sıyrılma fayından
(decollement) yukarıya doğru bir kıvrımın sarp veya
devrik kanadını bütünüyle keser. Baskın kıvrım stili 1B
sınıfı ile 1C sınıfı olup geometrik zorunluluk nedeniyle
sınıflar bir sıyrılma fayı ile (decollement) ilişkili olmak
zorundadır.

Bu kıvrımların çoğu asimetriktir ki çoğu durumda
orojenik çekirdekten uzaklaşan bir yönsemeleri (vergence)
vardır. Kıvrım dalgaboyu zor kıvrımlanan dayanımlı,
gevrek (competent) tabakaların kalınlığıyla alakalıdır.
Pek çok kıvrım ve bindirme kuşağında yaş ilişkileri
genellikle orojenik çekirdeğe yakın kıvrım ve bindirmeler
ile bunların bindirme yığınında daha sığ seviyelerde
bulunanlarının yaşça bunların önülke yakınında ve
bindirme yığınının daha derinde bulunanlarından daha
yaşlı olduğunu gösterir. Önülkeye doğru deformasyon
yaşındaki bu azalma bazen artarak ilerleyen deformasyon
(prograding deformation) olarak adlandırılır. Buna rağmen
bindirmenin ön cephesinin gerisinde oluşan yeni bindirme
fayları olan sıralama dışı bindirmeler (out-of-sequence
thrusts) yaygındır. Bindirme kamalarının basit modeli
bindirme kamasının iç kısmında kısalma ve kalınlaşma
oluşurken bir ilerleyen (prograding) deformasyonu
gösteren kritik bir konikliği, eğimi muhafaza eden bir
bindirme kamasını gerektirir. Ancak bu kısalma ve
kalınlaşma kıvrımlanma veya sıralama dışı bindirme
vasıtasıyla gerçekleşir.
Yeni bir fay daha yaşlı fayın altından ilerleyip yeni
bir sıyrılma fayı (decollement) oluşturduğu zaman
deformasyonun başlangıcını oluşturan faylar genellikle
kıvrımlandırılır ve kıvrımlanma bu daha genç fayın
üzerinde gelişir. Daha yaşlı fayların bu kıvrımlanması
bunların üzerindeki sürekli kaymayı giderek artan bir
şekilde zorlaştırır ve nihayetinde bu faylar aktifliğini
kaybeder. Bu tür deforme olmuş faylar daha sonra
kendilerinden sonra oluşan sıralama dışı faylar ile
kesilebilir.

Pek çok büyük taban fayı (sole fault) dayanıklı
kristalen temelin üzerinde ve miojeoklinal sedimanter
istifin içinde kalır ki bu miojeoklinal istif şeyller, jipsli
tabakalar veya tuz gibi zayıf kayaçların katmanlarını
karakteristik olarak bol miktarda içerir. Bindirmeler
vasıtası ile temelin deforme olmaksızın kaldığı
deformasyonun bu tipi yüzeysel –derine işlemeyen tektonik
(thin-skinned tectonics) olarak bilinir. Bu sitil evrensel
olmamakla beraber kuzey Apalaşlar, Grenville orojenezi,
Alpler ve Himalaya gibi pek çok orojenik kuşakta
bindirme faylarının bazıları alt kabuk içine nüfuz eder ve
sismik yansıma profilleri esas alındığında manto içine dahi
nüfuz eder. Üstelik Alpler’de büyük nap yapıları içinde
bindirme fayları sonradan ~ilaveten~ deforme
edilmişlerdir.
Orojenik çekirdeğe daha yakın olan önülke kıvrım ve
bindirme kuşaklarının iç kısımlarında kristalen kayaçların
fay dilimleri bindirme dilimleri içine dahil edilip bunlara
eklenmiştir. Batı Alpler gibi bazı durumlarda bu kayaçlar,
üzerinde miojeoklinal kayaçlarının depolandırıldığı temeli
oluşturmuştur; bunlar dış kenar masifleri (external massifs)
olarak adlandırılır. Diğer durumlarda kristalin kayaçlar
yüzeysel, derine işlemeyen kuşağın sedimanlarıyla aşikar,
açık ilişki barındırmaz ve göstermez. Bunların kökeni ne
olursa olsun temelin bu kristalin kayaçları çeşitli şekillerde
deforme olmuşlardır ve bazı durumlarda hem milonit
zonları hem de kıvrımları içerir ki bunlar örtüyle alakalı
fayları ve kıvrımları yansıtır. Eğer riftleşmeyle alakalı
olarak daha önceden oluşmuş normal faylar bindirme
fayları şeklinde yeniden aktifleştirilirse bu tür bloklar
kolayca bindirme dilimleri içine katılabilir, dahil edilebilir.

Büyük bindirme dilimlerine dair gözlemler bunların
bir kama şekline sahip olduğunu gösterir. Eğer büyük
bindirme sistemleri dalan bir pasif kıtasal kenarın tüm
sedimanlarını kesen bir dalmabatma zonunun efektif
olarak dalları ise sistemin polaritesi dalmabatma zonu
tarafından belirlenip tanımlanır ve bindirme fayları tüm
stratigrafi boyunca ön ülkeye doğru yükselmek
zorundadır.
Önülke kıvrım-bindirme kuşağındaki pek çok kayaç
metamorfize olmamasına rağmen bazı bölgelerde düşük
dereceli metamorfizma mevcuttur. Örneğin kil mineralleri
kloritlere ve mikalara kadar yeniden kristallenmiştir,
kömür antrasit seviyesinde metamorfizedir ve kayaçların
magnetik vektörleri sıfırlanıp yeniden belirlenmiştir. Sleyt
klivajı killi sedimanların karakteristiğidir ve deformasyon
süresince çözeltiler ile oluşmuş aralıklı bir ikincil foliasyon
tarafından kesilmiş olabilir. Bu metamorfik etkilere
rağmen pek çok alanda fosiller az çok boldur, stratigrafi
göreceli olarak çalışılması kolaydır ve kayaçlar bir
bindirme bloğundan diğerine yapılacak deneştirme
~korelasyon~ için uyumludur.
Kıvrım ve bindirme kuşağının ön cephesinden
orojenik kuşağın iç kesimlerine doğru daha da ileriye
gidildiğinde birkaç değişiklik gerçekleşir. Deformasyona
katılmış sedimanların karakteri sığ-su sedimanlarından
daha-derin ince daneli klastik sedimanlara doğru değişir.
Sleyt kuşakları (slate belts) olarak adlandırılan bazı
alanlarda kayaçlar göreceli olarak fosilsiz şeyl ve sleytlerin
yeknesak ~tekdüze~ bir baskınlığı ile karakterize edilir.
Stratigrafinin tek düzeliği, fosillerin bulunmayışı ve
kolayca erozyona uğrayan şeyller ve sleytlerin zayıf,
yetersiz yüzlekleri stratigrafik analiz ve deneştirmeleri,
korelasyonları zorlaştırır ve belirsizleştirip
hassassızlaştırır. Bu bölgelerdeki kayaçlar açıkça kıta eteği
veya abisal depolanmalar şeklinde kıtasal kenarların
sınırlarından itibaren alçalan alanlarda veya açık deniz
(offshore) volkanik ortamında çökeltilmişlerdir.
Sedimanların stratigrafik ve petrolojik analizleri ile
bunların farklı kökenleri, kaynak alanları arasındaki
ayrım muhtemeldir.

Sleyt kuşaklarının orojenik çekirdeğe daha yakın
olması nedeniyle metamorfizmanın derecesi dış zonlara
göre yükselme eğilimindedir ki yüksek zeolit veya düşük
yeşilşist fasiyesine ulaşır. Sünümlü deformasyon (ductile
deformation) artan bir şekilde belirginleşir ve
kıvrımlanma sitili 1C sınıfından 2’inci sınıf kıvrımlarına
doğru olan değişimin egemenliğinde belirlenir ki bu çok
daha sünümlü bir sedimanter yığın kümesini ve dayanımlı
tabakaların sedimanter kesitin kıvrımlanması üzerindeki
hakim etkisinde bir azalmayı yansıtır. Yerinde, insitu
durumda kıvrımlanmanın çok tipli üretimleri, oluşukları
mevcuttur. Kıvrımlar daha çok eğikleşir, hatta yatıklaşır ve
bunlar büyük, devasa kıvrım naplarını oluşturabilir.
Kıvrım stilindeki bu değişim kısmen metamorfizma
derecesindeki artışla belirlenen daha yüksek sıcaklıklara
kısmen de litolojideki baskın bir şekildeki kumtaşı ve
kireçtaşından çok daha sünümlü olan şeyllere ve bunun
(şeylin) metamorfik eşdeğeri olan sleyte olan değişimin
(dönüşümün) sonucuna atfedilebilir.
Kayaçlar son derece çok deforme olduğu ve daha
fazla yeniden kristalleştiğinde bunlar sleyt klivajı ve fillitik
foliasyon gibi yaygın sürekli foliasyon göstermeye
meyilidirler ki bunlar yerinde oluşan daha sonraki aralıklı
ikincil foliasyonlarca yeniden işlenmiş (overprinting)
olabilir. Faylar mevcuttur fakat pek çok durumda
karakteristik ayırt edici özelliklerin veya kesin deneştirme
noktalarının olmayışı bunların açıklanıp yorumlanmasını
zorlaştırır.

Pek çok orojenik kuşak ofiyolitler içerir. En iyi
yüzleklendikleri alanlarda iyi korunmuş komplekslerinin
kalınlığı okyanusal kabuğun kalınlıklarını andırır.
Ofiyolitler baskın bir şekilde iki yolla oluşur: Bir
okyanusal levhanın dalmabatması süresince oluşan pek
çok yığışım prizması içinde tamamlanmamış istiflerin
blokları veya küçük tektonik dilimler mevcudiyetiyle; ve
tamamlanmış ofiyolitik istifler ekseriyetle yüzlerce
kilometre boyutundaki yataya yakın bindirme örtüleri,
dilimleri şeklinde bulunur. Alp-İran veya Ural-Altay
orojenik kuşaklardaki bu tür benzer yaşın pek çok ofiyolit
kuşakları (Şekil 1.2) binlerce kilometre boyunca uzanabilir.
Her bir bağımsız ofiyolit bindirme örtüsü ekseriyetle
platform, yamaç, etek ve abisal sedimanların veya bir
melanj kompleksinin bindirme dilimlerinin bir tektonik
kompleksi üzerinde bulunur. Bu tektonik örtülerin ilksel
halini yansıtan (palinspastic) yeniden düzenlenmesi bir biri
peşi sıra daha da yükselen bindirme örtülerinin önülkeden
tedricen artarak daha ilerideki ~daha uzaktaki~
konumlardan kaynaklandığını ~kökenlendiğini~ ortaya
koyar ki ofiyolit kompleksi en yüksekteki ve en fazla
okyanusal kökenli ~kıyıdan en uzaktaki denizel alandan
kaynaklanan~ bindirme örtüsünü temsil eder, bu bir
artarak gelişip ilerleyen (prograding) bindirme fayı
sisteminin diğer bir örneğidir.
Bu ofiyolit komplekslerinin yapısal ilişkileri bunların
esasında kökensel olarak okyanusal mantodan
kökenlenmiş okyanusal kabuk ve mantonun bindirme
örtülerini temsil ettiğini gösterir. Pek çok jeolog bu iyi
korunmuş ofiyolitik bindirme komplekslerinin dalan bir
levha üzerindeki bir kıtasal

kenarın bir dalmabatma zonu ile çarpışmasının sonucu
olduğunu düşünmektedir. Ofiyolit üzerleyen, üste-binen
levhanın ön kenarını temsil edebilir ki üzerleyen levha
dalmabatma zonunun hemen bitişiğindeki okyanusal
kabuktur. Alternatif olarak ofiyolit üste-binen levhanın
tabanı üzerine eklendirilmiş, dahil edilmiş dalan levhaya
ait, dalan levhadan kökenlenen okyanusal kabuğun bir
dilimini temsil edebilir ve bu ilk ofiyolit dilimini, dalan
levha dalma batma zonuna girdiği zaman levha altına
eklenmiş bindirme örtülerinin (dilimlerinin) bu dalan
levhayı tedricen artarak dilimlemesi takip eder (bu süreçle
üste-binen levhanın altına devamlı bir şekilde ofiyolitlerin
temsil ettiği okyanusal kabuk parçaları eklenir). Ofiyolit,
ya bir kıtasal kenar ya da bir ada yayı kompleksi olan
üzerleyen levha üstüne üzerleyen levhanın dalan kıtasal
kenar ile çarpışması öncesinde dalmabatmaya antitetik
olan bir bindirme fayı ile başlangıçta yerleştrilmiş de
olabilir. Bu olaylardaki bu tür ofiyolitlerin mevcudiyeti
sadece dalan kıtasal kenarın bindirme ve kısalmasını değil
ayrıca dalmabatma zonunun imkan ve olanak sağladığı
okyanus içi bindirmenin bilinmeyen bir miktanını da
belirtir. Haliyle ofiyolitler dalma batma zonuna çekilerek
ortadan kaldırılmış olan okyanusal litosferin ve bunun
üstündeki sedimanların bilinmeyen miktarının bir zonunu
gösterir. Bu belirsizlik nedeniyle önülke kıvrım ve
bindirme kuşaklarındaki yapılardan farklı olarak bu tür
zonlar boyunca enine kesitlerin dengelenmesi aslen,
kendine has doğası gereği imkansızdır.

Bir sütur (kenetleme hattı – zonu) (suture) başlangıçta
bir okyanus baseni ile ayrılmış ve araya giren okyanus
baseninin dalmabatmasının bir sonucu olarak çarpışmış
iki kıtasal kabuğun arasındaki bir sınırdır. Dolayısıyla
ofiyolitler kenetleri gösterir çünkü bunlar bir çarpışma
zonuna dahil edilmiş ve bu zonda korunmuş yaşlı
okyanusal kabuğun kalıntılarıdır. Diğer karakteristikler,
özellikler melanjları, geniş sünümlü makaslama zonlarını,
bir makaslama zonunun karşılıklı kenarları üzerindeki
belirgin olarak farklı jeolojiyi, metamorfik kuşak çiftlerini
ve bir dağ kuşağının çekirdeği içindeki mevcut ada yayı
istiflerini içeren kenetlerin yerini de gösterebilir. Ofiyolitik
bindirme dilimli, çok daha bilindik ve kolayca analiz edilen
kıvrım ve bindirme komplekslerine nazaran daha az
ilgilenilmiş olmasına rağmen bunlar bir orojenik kuşağın
geçmişinin yorumlanmasında çok daha önemli olabilir.

1.4. KRİSTALEN ÇEKİRDEK ZONU:
METAMORFİZMA
Pek çok orojenik kuşağın merkezi kesimlerindeki
kayaçlar metamorfik kayaçlardır. Farklı metamorfik
mineral topluluklarında (birlikteliklerinde) dengede olan
basınç ve sıcaklık koşulları kapsamlı laboratuvar deneyleri
ve saha çalışmaları ile tanımlanıp belirlenmiştir (Şekil
1.11). Bu mineral birliktelikleri bunların metamorfizma
derecesi içindeki çeşitli metamorfik dereceleri ve mineral
zonlarının sınırlarını belirtir ve bu farklı dereceler ve
mineral zonları kayaçların yeniden kristallendiği farklı
sıcaklık ve basınç koşullarını yansıtır. Pek çok orojenik
kuşaktaki metamrfik zonların dağılımı kabaca simetriktir
bu nedenle en yüksek dereceli kayaçlar kuşağın merkezi
bölümlerinin altında bulunur ve metamorfize olmamış
kayaçlar kuşağın yamaçlarının ~cephelerinin~ üzerinde
bulunur.
Farklı mineral birliktelikleri temelinde yüksek
sıcaklık ve düşük basınç (Buchan tipi), normal basınç ve
sıcaklık (Barrovian tipi) ve yüsek basınç ile düşük sıcaklık
(Mavişist tipi/Blueschist type) koşulları altında oluşmuş
metamorfizmaları ayırtedebiliriz (Şekil 1.11). Barrovian
metamorfizması bir normal kıtasal jeotermal gradyanı
yansıtır ve bütün dağ kuşaklarında geniş alana yayılmıştır.
Bu sebeple bu tip metamorfizma klasik bölgesel
metamorfizma olarak da bilinir. Metamorfizmanın bu
tipleri ile ifade edilen sıcaklık derinlik profilleri farklı
tektonik ortamların sonucudur.
Yüksek sıcaklık-düşük basınç (Buchan)
metamorfizması sıcaklığın normal jeotermal gradyanın
üstüne çıkartıldığını belirtir. Bu durum çok büyük
ekseriyetle aşırı ısının magmatik sokulumlar ile sığ kıtasal
kabuk içine taşındığı (advection) koşullarda gelişir.
Dolayısıyla biz Buchan metamorfizmasını sığ-seviyeli
magmatik sokulumların etrafındaki kontak metamorfik
haleler şeklinde volkanik yay ortamlarında gelişmiş olarak
buluruz. Daha az ekseriyetle kabuk, kendi altında yükselen
ve göllenen mantonun kısmi ergimesinden

1.4. KRİSTALEN ÇEKİRDEK ZONU:
METAMORFİZMA
kaynaklanan magma tarafından anormal bir şekilde
ısıtılmış olabilir. Buchan metamorfizması pre-orojenik
(orojenez öncesi) olabilir ki bu durumda Buchan
metamorfizması akabindeki sin-orojenik (orojenezle aynı
anda gelişen) Barrovian metamorfizması tarafından
yeniden işlenmiş olabilir; alternatif olarak Buchan
metamorfizması post-orojenik (orojenez sonrası) olabilir ki
bu durumda Buchan metamorfizması daha önceki bütün
metamorfik fazları yeniden işleyebilir.
Mavişist metamorfizması dikkate değer bir oranda
yeryüzü ısısının normal değerlerinin altına indirildiğini
(bastırıldığını) ifade eder. Dalma batma zonlarında sığ
derinliğin soğuk kayaçlarının büyük derinliklere termal
difüzyonun (ısı yayınımının) normal sıcaklıkları yeniden
tesis edebileceğinden çok daha hızlı taşındığında bu durum
gerçekleşir. Mavişist metamorfizması göreceli olarak
orojenezin başlangıcında oluşma eğilimindedir ve pek çok
dağ kuşağında nadiren korunur. Mevcut oldukları
alanlarda ekseriyetle daha genç olan Barrovian
metamorfizması tarafından yeniden işlenir. Komşu
~birbirinin bitişiğindeki~ paralel kuşaklar şeklinde birlikte
mevcut oldukları alanlarda Mavişist ve Buchan
metamorfizması, bir dalmabatma zonunun (bir yüksek
basınç – düşük sıcaklık ortamı) bir volkanik yaya (bir
yüksek sıcaklık – düşük basınç ortamı) komşu olduğu
ortamın daha önceki mevcudiyetini belirten bir
metamorfik kuşak çiftini oluşturabilir.
Kuvarsın bir yüksek basınç polimorfu olan koesitin
kararlılık alanında oluşan metamorfizma olarak
tanımlanan aşırı-yüksek basınç metamorfizmasıdır (Ultra-
High-Pressure; UHP). Elmas dahi içeren bazı UHP
metamorfik kayaçları kıtasal kayaçların dalmabatma
vasıtasıyla tahminen 100 km’den çok daha büyük manto
derinliklerine taşındığını ve bunların sonradan yüzeye geri
döndürlüp yüzleklendirilmek için yükseltildiğini (uplift)
belirtir.

1.4. KRİSTALEN ÇEKİRDEK ZONU: METAMOR
FİZMA
Koesit veya elmaslı kayaç birliktelikleri karakteristik olarak
kuvarso-feldispatik metamorfik kayaçlar, eklojitler veya
garnetli peridotit birlikteliklerini içeren tektonik bloklardır.
UHP metamorfizması 1990ların sonunda birkaç dağ kuşağında
bilhassa batı Alpler’de ve kuzeydoğu Çin’deki Dabie Shan
dağlarında keşfedilmiştir. UHP metamorfizması batı
Akdenizde Gibraltar civarındaki Betik Kordilleri ve Riff
orojenleri, orta Avrupa’nın Hercynian kuşağı, İskandinavya
Kaledonitleri, Endonezya, Himalaya ofiyolitleri, Mali’nin geç
Precambrian orojeni ve orta Asya’nın Paleozoyik orojenleri
gibi bu kadar farklı mevkilerde de saptanmıştır. Dolayısıyla
tuhaf ve müstesna olarak görülse de UHP metamorfizması
katiyyen orojenik çekirdek zonlarının bir anomalili
karakteristiği değildir.
Alpler çeşitli metamorfik tipler arasındaki bölgesel
ilişkilerin iyi bir örneğini sağlar (Şekil 1.12). “Gömülme
metamorfizması” bölgeleri birbiri peşi sıra depolanma
nedeniyle kayaçların gömülmesinin basit bir sonucu olan zeolit
metamorfizması veya hatta daha düşük dereceli metamorfizma
tarafından karakterize edilir. Mavişist metamorfizması 70 ila
85 My yaşındadır ve insitu olarak 15-25 My’lık Barrovian
bölgesel metamorfizması tarafından yeniden işlenmiştir. Başka
alanlarda da sadece Barrovian metamorfizması kayaçlarda
korunmuştur ve herhangi bir olası önceki metamorfik
olayların kanıtı bütünüyle aşındırılıp silinmiştir. Batı Alpler’in
Dora-Maria masifinin küçük bir kısmında UHP
metamorfizması bulunmuştur ki burada düşük basınçlı bir
bölgesel metamorfik yeniden işlenişi koruyan granitik gnayslar
içindeki eklojit ve garnet şistin küçük merceklerinde veya tane
etrafını saran kalıntı zarflarında UHP metamorfizması
korunmuştur (Şekil 1.12).
Metamorfik kayaçlardaki sıcaklık ve basınç alanlarının
dağılımı metamorfik eş derece (isograd) haritalaması ile
tanımlanabilir ki bu metamorfik eşdereceler kayaçtaki
ayırtedici metamorfik minerallerin oluşması, bulunması veya
oluşmaması, bulunmaması ile sınırları tespit edilen yüzeylerdir.
Bu sınırlar kendine özgü ~ortam şartının gerektirdiği~ sıcaklık
ve basınç koşullarında oluşan kritik metamorfik
reaksiyonların yerini gösterir.

1.4. KRİSTALEN ÇEKİRDEK ZONU: METAMOR
FİZMA

1.5. KRİSTALEN ÇEKİRDEK ZONU: YAPI VE
LİTOLOJİ
Bir orojenik kuşağın merkezi veya “çekirdeği”
sünek, sünümlü hareket (akma) ile yaygın bir şekilde
deforme edilmiş yüksek-dereceli metamorfik ve plütonik
“kristalin” kayaçlarından oluşturulmuştur. Sonuçtaki
yapılar kompleks çoklu-deformasyon yapılarını ve
bindirme veya kıvrım naplarını içerir ki bunlar 100,000 ila
250 km2’lik alanları örten şekilde çok büyük olabilirler.
Çekirdek önülke kıvrım ve bindirme kuşağının kayaçları
üzerinde dışarıya doğru istisnasız bindirmelidir (Şekil 1.3).
Çekirdek zonlarındaki kıvrımlanmanın birbirini
takip eden jenerasyonları (farklı evrelerin çıktı sonuçları)
kıvrım girişim yapılarının bir çeşitliliğini üretir. Bu tür
alanların geometrik analizleriyle ortaya konan bir yapısal
istif sıklıkla dik, çok fazla açık kıvrımların bir evresi
(jenarasyonu) ile yeniden kıvrımlandırılmış ve bu yeniden
kıvrımlanmanın nihayetinde ya daha küçük ölçekli kink
(bakışımsız kanatlı kıvrım) ve şevron (chevron)
kıvrımlarının ya da sünek makaslama (kesme) zonlarının
bir evresi (jenarasyonu) tarafından deforme edilmiş
başlangıçta yatık izoklinal olan kıvrımların bir veya daha
çok jenarasyonunu içerir (Şekil 1.16).
Hem küçük ölçekli katmanlanmanın hem de büyük
ölçekli stratigrafinin korunduğu kayaçlarda küçük-ölçekli
(yüksek-dereceden) kıvrımlar daha büyük (düşük-
dereceden) kıvrımların yönelimlerini ve stillerini taklit
eder (bunlara bezer). Dolayısıyla kritik yüzleklerdeki
yüksek dereceden kıvrımların detaylandırılmış çalışmaları
bölgesel deformasyonun temel geometrisini gösterip sonuç
çıkarmak için kullanılabilir. Orijinal (ilksel)
katmanlanmanın mevcut olmadığı plütonik magmatik
kayaçlarda deforme olmuş kayaçlar foliasyonlaşır ve
yüksek sünek kesme birim deformasyonunun milonit
zonları deformasyonun daha az şiddetli (az yoğun) olduğu
alanların sınırlarını tanımlar.
Dağ kuşaklarının çekirdek zonlarındaki kayaçlar
farklı kökenlere haizdir.

1.5. KRİSTALEN ÇEKİRDEK ZONU: YAPI VE
LİTOLOJİ
1. Metamorfize Olmuş Sedimanter Kayaçlar
2. Metamorfize Olmuş Volkanik ve Mağmatik
Kayaçlar ve Bunlarla İlişkili Metasedimanterler
3. Metamorfize Olmuş Ofiyolitik İstifler
4. Alt Kıtasal Kabuk ve Manto
5. Bol Ultramafik Kütleli Ganaysık Yadıl Alanlar
(Terranes)
6. Granitik Batolitler
7. Çekirdek Zonlarının Derin Yapısı
Şekil 1.16. A’dan – C’ye kadarki koşullardan
kaynaklanan kıvrımlanmanın tedrici gelişim sıralamasını
gösteren diyagramatik enine kesitleri. A – İlk kuşak ~ilk
gelişen~ izoklinal kıvrımlar B – Daha önceki
deformasyonla üstüste çakışan ikinci kuşak çok daha dik
kıvrımlar. C – daha önceden oluşan bütün kıvrımlarla üst
üste çakışan bir üçüncü kuşak kinkleşme (kink; bir kıvrım
türü olup iki uzun kanadı ve bu iki kanadı birleştiren bir
büklüm bandı ~kıvrılma bandı~ vardır ve iki uzun kanat
birbirinden uzaklaşır birbirine bakışımsızdır. Bakışımsız
kanatlı kıvrımdır).

1.6. GENİŞLEMELİ DEFORMASYON VE DÜŞÜK-
AÇILI KOPMA FAYLARI (DETACHMENTS)
Pek çok dağ kuşağında farkedilen genişlemeli
deformasyonun (extensional deformation) büyük alanları,
metamorfik seviyedeki (derecedeki) büyük bir kesintili
(süreksiz) sıçramayı gösteren küçük-açılı kopma fayları
(detachment) ile karakterize edilir. Bu faylar boyunca
düşük dereceli metamorfik kayaçlar yüsek dereceden
metamorfik kayaçlar üzerine yerleştirilmiştir ki bahsi
geçen ikincisinin derecesi ultra-yüksek basınç
metamorfizması seviyesine kadar ulaşabilir. Bu tür
kayaçlar 120 km.’yi aşan derinliklerden taşınıp topoğrafik
yüzeye göre yükseltilmiştir. Bazı kuşaklarda genişlemenin
çoğu kuşağın doğrultusuna (uzanışına) paralel oluşur;
diğerlerinde genişleme orojeneze göre büyük açılıdır.
Örneğin doğu Alpleri’nde üste binen Avusturyaalpin
napları tektonik olarak alttaki Peninic çekirdek zonu
kayaçlarını sıyırıp soymuşlardır ki kabaca kuzey-güney
normal fayların ve doğu-batı uzanımlı doğrultu atımlı fay
çiftinin bir kompleksi boyunca Pannonian basenine doğru
orojeneze paralele yakın olarak üstteki kayaçlar
genişlemeyle doğuya doğru taşınmıştır (Şekil 1.12 ve 1.26).
Alttaki metamorfize olmuş Penninic napları şuan Tauren
penceresinde açığa çıkmıştır.
Benzer bir yapı Himalaya’da mevcuttur. Güney Tibet
kopma fayı (detachment) kuzeye eğimli bir kopma fayı
yapısı (detachment) olup güneye yaslanmış (vergence) ana
Himalaya bindirmesiyle aynı zamanda aktifleşmiştir (Şekil
1.28).
Bu gözlemler orojenezlerin süreçleri ~işleyişi~
hakkında önemli sorular doğurmuştur. Görünüşte kıtasal
çarpışmayla alakalı kısalma ~daralma~ deformasyonunun
bir ortamı olması gereken bir yerde büyük miktarda
genişlemeli deformasyon nasıl bulunabilir ~oluşabilir~?
Nasıl kıtasal kayaçlar 100 km’den daha derine gömülmüş
olabilir ve sonra yüzeyde açığa çıkacak şekilde geri getiril?

Şekil 1.26. Doğu Alpler’deki yanal genişleme. A –
Doğu Alpler’in orojenik çekirdek zonundaki faylar ve
pencerelerin detayları. Tauren penceresindeki Penninic
kayaçları yükselmenin, erozyonun ve kabaca doğu-batı
doğrultu-atımlı fay çiftleri ve kuzey-güney normal fayların
bir kompleksi (yapısı) üzerinde bulunan kayaçların
tektonik uzaklaş tırılması ile topoğrafik yüzeye
yaklaştırılmıştır.
OROJENEZ VE OROJENİK KUŞAKLAR
B – Doğrultu atımlı fay çiftleri ile
sınırlandırılmış üç ana tektonik kamayı
(1’den-3’e numaralanmış) gösteren
A’daki veri üzerine temellendirilen
doğu Alpler’in şematik diyagramı.
Oklar orojeneze göre kayaçların
göreceli yerdeğiştirmesinin yönünü
gösterir (Ratschbacher ve diğ.,
1991’den).
EMRE ERÇELEN 23

1.7. BÜYÜK-AÇILI FAY ZONLARI
Genelde ortalama eğimlerden dike yakın eğimlere
kadar eğimli olan ve diğer özelliklerin hepsini kesen büyük
açılı fay zonları hemen hemen her dağ kuşağında
mevcuttur. Bunlar birkaç yüz metreden 10’larca
kilometrye kadar değişmesine rağmen çoğu göreceli olarak
dardır ve iyi gelişmiş bir milonit bandı ile karakterize
olurlar. Bunlar tipik olarak orojenin eksenine kabaca
paralel bir şekilde onlarca veya yüzlerce kilometre
boyunca uzanarak orojen boyunca büyük bir yapısal sınır
oluşturur. Bunun örnekleri kuzey Tibet’deki Altyn Tagh
fayını, kuzey Türkiye’deki Kuzey Anadolu Fayı’nı ve
güney Alpler’deki Insubric Hattı’nı içerir.
Bazı makaslama (kesme) zonları jeolojik özellikleri
kaydırır (öteler) ki bunlar fayın her iki kenarı üzerinde
belirlenebilir bu nedenle yer değiştirmenin miktarının
tahmin edilmesi mümkündür. Bu tür bölgelerde yer
değiştirmenin hem eğim atım hem de doğrultu atım
bileşenlerinin ikisi de saptanmıştır. Bu tür zonlarda
gözlemlenen çizgisellikler ispatı mümkün yer
değiştirmenin yönüne yaklaşık olarak paralel olmaya
meyillidir.
Ayrıca fay zonları bölgeleri ayırır ki bu ayrılmış
bölgeler için fayın her iki tarafı üzerindeki baskın
metamorfik yaşlar radikal olarak farklı olabilir veya
jeolojik veya paleocografik tarihçe farklı olabilir. Bu tür
yapılar Himalaya’nın kuzeyinde Indus-Tsangpo fay zonu
(Şekil 1.28A) ile ve Alpler’deki Insubric-Gailtal Hattı ile
gösterilir. Bu tür olaylarda korelasyon (deneştirme) fay
boyunca yapıla mayabilir ve bu tür zonlar olasılıkla
süturları (kenetlenme hatları (suture)) temsileder ki burada
eski okyanusal kabuk sadece ofiyolitler şeklinde kenetler
boyunca korunmuş kalıntılarını bırakarak daldırılıp
batırılmıştır.
Bu tür makaslama (kesme) zonları içindeki kayaçlar
son derece yeniden kristalleşmiştir ve hatta milonitikdir ve
sıklıkla farklı bir metamorfik dereceye sahiptir ki genel
olarak bu metamorfik derece düşüktür fakat yerine göre
kendisini çevreleyen alandan daha yüksek derecelidir. Pek
çok yerde farklı litolojiler fay zonu içinde süreksiz
(kesintili) mercekler – atlar – şeklinde mevcuttur.

Mineral çizgiselliklerine paralel kıvrım eksenli küçük
kıvrımların yaygın olması yanısıra mineral çizgisellikleri de
yaygındır. Bu çizgisellikler fay zonu içindeki deformasyonun
geometrisine bağlı olarak yatay veya dike yakın eğimli olabilir
ki fay zonu faya normal (dik) konverjan veya divarjan bileşenli
veya bileşensiz doğrultu-atımlı veya eğim-atımlı olabilir.
Bu faylardaki deformasyonun zamanlaması değişkendir.
Bazı zonlar geç dönem faylardır ki bunlar daha önceden
mevcut olan yapıları keskin bir şekilde keser. Buna rağmen
diğerleri çevre kayaçlarının yapısı içinde derecelenmeli olan
deformasyonlu yapılar gösterir. Örneğin, kıvrım ekseni
yüzeyleri bölgesel genel duruştan (doğrultudan) zonlara
paralel olan duruşa (doğrultuya) doğru tedrici olarak
saptırılmış olabilir. Bu tür ilişkiler deformasyon zamanının
yorumlanışını zorlaştırır.
İyi belgelenmiş dike yakın eğimli makaslama zonlarının
çoğu birkaç farklı doğrultuyla tekrarlayan hareketin kompleks
bir geçmişini gösterir. Üç örnek bu karakteristiği açıklamaya
yardım eder. Güney Apalaşların Brevard zonu (Şekiller 1.21 ve
1.25) doğrultu boyunca 500 km’den daha fazla devam eder.
İlksel geçmişinde bir bindirme hareketine sahip olduğu
görülen bu hareketi sağ yanal doğrultu atımlı bir hareket takip
etmiştir. Alpler’in Insubric Hattı da (Şekiller 1.12; 1.24A, B; ve
1.29) bu zonların birisine iyi bir örnek sağlar. Bu güneydeki
Ivera zonunu kuzeydeki Alpler’in Penninic zonundan ayıran
bir dike yakın eğimli fay zonudur. Bunun da sonrasında bir
sağ-yanal ve normal faylanmalı bir ilksel bindirme geçmişine
sahip olduğu görülür bu nedenle yerdeğiştirme geçmişi
kompleksdir ve enine kesit bunun uzunluğu boyunca değişir.
Kaliforniya’daki Sierra Nevada’nın Mother Lode fay sistemi
de (Şekil 1.22B, C) bu tür fayların bir örneğini temsileder.
Fayların bu dike yakın olarak doğuya eğimli sistemi kısmen
baskın bir şekilde doğu üzerinden batıya eğim atımlı hareket
gösteren son derece deforme olmuş bindirme fayların izlerini
temsileder ki bu hareket akabinde batı üzerinden doğuya
doğru geriye kıvrımlanmasının bir bölümü süresince
kıvrımlandırılmış ve yeniden aktifleştirilmiştir ki bunuda
yakın dönemin sağ-yanal doğrultu atımlı ve normal faylanması
takip etmiştir. Hem Mother Lode fay sistemi hem de Insubric
Hattı bunların kendine mahsus orojenlerinin kalıntılarını
içerir.

içerir.

Kaliforniya’daki Sierra Nevada’nın Mother Lode fay
sistemi de (Şekil 1.22B, C) bu tür fayların bir örneğini
temsileder. Fayların bu dike yakın olarak doğuya eğimli
sistemi kısmen baskın bir şekilde doğu üzerinden batıya eğim
atımlı hareket gösteren son derece deforme olmuş bindirme
fayların izlerini temsileder ki bu hareket akabinde batı
üzerinden doğuya doğru geriye kıvrımlanmasının bir bölümü
süresince kıvrımlandırılmış ve yeniden aktifleştirilmiştir ki
bunuda yakın dönemin sağ-yanal doğrultu atımlı ve normal
faylanması takip etmiştir. Hem Mother Lode fay sistemi hem
de Insubric Hattı bunların kendine mahsus orojenlerinin
kalıntılarını içerir.
Radyometrik yaşlandırmadaki yeni gelişmeler
birbirinden ayırt edilen fazlar süresince kristalleşmiş
mineralleri yaşlandırarak fay zonları boyunca
deformasyonun farklı fazlarını birbirinden ayırmayı
mümkünkılmıştır. Bu analizler kil minerallerinin veya
mikaların yaşlandırması için K-Ar bozunma (ışıma)
şeması (genellikle 40Ar/39Ar metodu) gibi teknikleri ve fay
toztaşı (fault gouge) ile fayın yaşlandırması için çeşitli
termolüminosans (thermoluminescent) teknikleri kullanır.

1.9. TEKTONİKLER, TOPOĞRAFYA VE
EROZYON
Tektonik ve topografya arasındaki ilişki uzun
zamandır bir tartışma konusudur. Buna rağmen levha
tektoniği teorisinin geliştirilmesinden beri çarpışmayla
ilişkili tektonik kuvvetlerin bizim dağ kuşakları olarak
bildiğimiz topografik yüksekliklerin oluşumuyla alakalı
düşey yükselmedeki sahip olduğu büyük önemi netleştirir.
Ancak, topoğrafyanın gelişiminin tartışılmasından önce
yükselme “uplift“ ile neyi kastettiğimizi kesin olarak
tanımlamamız önemlidir çünkü burada birbirinden farklı
fakat birbiriyle ilişkili üç kavram vardır. Yüzey yükselmesi
(Surface uplift) jeoide göre Dünya’nın topoğrafik yüzeyinin
düşey yer değiştirmesidir (Eğer hesaplama kıtasal buz
kepleri (buzul örtüsü) ve buzulların erimesi veya yığışımı
(depolanması) nedeniyle östatik deniz seviyesi
dalgalanmaları dikkate alınarak yapılıyorsa ortalama
deniz seviyesini de bir referans olarak kullanabiliriz).
Kayaç yükselmesi (Rock uplift) kayacın belirli bir hacminin
jeoide göre düşey yerdeğiştirmesidir. Topoğrafik Yüzeye
yaklaşma (Exhumation) kayanın belirli bir hacminin
topografik yüzeye nazaran düşey yerdeğiştirmesidir.
Haliyle topoğrafik yüzeye yaklaşma sadece kayaç
yükselmesi ve yüzey yükselmesi arasındaki farktır, yani
Yüzeye yaklaşma = kayaç yükselmesi – yüzey
yükselmesi
Benzer bir ilişki bu farklı değişkenlerin oranları
içinde mevcuttur. Eğer kayacın belirli bir hacmi için yüzey
yükselmesi kayaç yükselmesine eşit ise, haliyle kayaç
hacmi yüzeye ulaşamaz ve yüzeye yaklaşma sıfır olur.
Kayaç ve yüzey yükselmesi izostatik yükselmenin
veya tektonik kabuksal kalınlaşmanın bir sonucu olarak
birlikte oluşabilir. Bu tür kalınlaşmayı üreten süreçler bir
dalmabatma zonundaki levha altına eklenmeyi veya
bindirme faylanması veya kıvrımlanma süresince kabuğun
bir kısmının yatay kısalması ve düşey kalınlaşmasını içerir.
Bu tür durumlarda yüzeye yaklaşma sadece eğer materyal
yüzeyden erozyonla veya aslında kabuğun uzayıp
incelmesine sebep olan küçük açılı normal faylar
üzerindeki tektonik aşınmayla

EROZYON
(tectonic denudation) uzaklaştırılıyorsa gerçekleşir.
Haliyle;
Yüzeye yaklaşma = erozyon + tektonik aşınım
Dolayısıyla,
Kayaç yükselmesi – yüzey yükselmesi = Erozyon +
tektonik aşınım
Ve kayaç yükselmesi oranı yüzey yükselmesi oranını
aşmak zorundadır.
Yüzey yükselmesi sezinlenmeksizin kayaç yükselmesi
bir gnays domu gibi bir diyapirik yapıda kayacın konvektif
yükselimi ile veya bir dalma batma zonu üzerindeki
materyalin bir geri dönüş hareketi süresince
gerçekleşebilir. Bu tür bir hareket eğer dalma batma zonu
altına sürüklenen materyal bir engelleyici ve geriye
hareket etmeye zorlanma ile engellenirse gerçekleşir. Bu
olaylarda topografik yüzeye yaklaşma kayaç yükselmesine
eşittir.
Bir kural olarak yüksek topoğrafya alttaki daha
yüksek yoğunluklu manto içine doğru düşük yoğunluklu
kabuksal materyalin devam eden uzanışı ile kalınlaşmış bir
kökü vasıtasıyla izostatik olarak desteklenir. Gerçekde
kabuk bir buzdağının suda yüzmesine çok benzer bir
şekilde manto içinde yüzer. Su yüzeyinin üzerindeki
buzdağının yüksekliği su yüzeyi altında düşük yoğunluklu
buzla daha yüksek yoğunluklu suyun yer değiştirmesi ile
desteklenir. Orojenik kuşaklarda izostatik yüzey
yükselmesine iki durum sebep olabilir:
Orojen süresince bindirme faylanması ve
kıvrımlanması kabuğu kalınlaştırır ve derinleşen bir
kabuksal kök tarafından izostatik olarak desteklenen bir
yüzey yükselmesine sebep olur.
Kabuğun hemen altındaki mantonun yoğunluğundaki
bir azalma yüzeyin izostatik yükselmesine sebep olur.
Bu tür bir yoğunluk azalması daha sıcak, düşük
yoğunluklu astenosferik manto’nun alt kabuk veya manto
litosferinin yerine geçmesiyle alt kabuk veya manto
litosferinin katlarına ayrılması (delamination) ile oluşabilir
ki bu katlarına ayrılma işleyişi sayesinde yoğun alt kabuk
veya manto litosferi daha sığ kabuktan ayrılır ve
Dünya’nın iç kısmına doğru batar.

EROZYON
Riftleşmenin litosferi incelttiği ve sıcak, düşük-yoğunluklu
manto (astenosfer) kıtasal kabuğun hemen altına
yerleştiğinde de manto yoğunluğunda mukayese edilebilir
bir azalma oluşabilir. Şuan Doğu Afrika’da olduğu gibi bu
süreç riftleşmiş kenarlar boyunca dağları oluşturacak
yüzey yükselmesi ile sonuçlanır.
Topoğrafya bir dereceye kadar kabuğun bükülme
direnci veya mantodaki akım nedeniyle yükselen dinamik
gerilmeler tarafından da desteklenebilir. Buna rağmen
orojenik zonların ölçeği genellikle bu ikincil süreçlerin
topoğrafyayı izostatik olarak destekleyebileceği kadar
büyüktür.
Dağlık alanların topoğrafyasıyla sonuçlanan yüzey
yükselmesindeki ana faktör erozyon ve tektonik olarak
kontroledilen kayaç yükselmesi arasındaki sıkı karşılıklı
etkileşimdir. Tektonik aşınma da çok önemli olabilir.
Dağlık alanlardaki erozyon oranları yaklaşık yıllık onlarca
milimetre ile birkaç milimetre seviyesindedir ve bunlar
topoğrafik röliyefin artmasıyla artma eğilimindedir.
Orojenik zonlar için kayaç yükselmesi oranları da aynı
seviyelere haizdir. Topoğrafya yükseldikçe erozyon daha da
hızlanır ve daha hızlı erozyonla daha çok kayaç yükselmesi
ve topoğrafik yüzeye yaklaşma gerçekleşebilir.
Şuan pek çok dağ silsilesinde yüzeyde
yüzleklendirilmiş yüksek-dereceli Barrovian metamorfik
kayaçları 20 ila 40 kilometre derinden getirilmiştir. Bazı
alanlarda şuan yüzeydeki kayaçlarda ultra-yüksek-basınç
metamorfizması minerallerinin bulunması kayaçların 100
kilometreyi aşan derinliklere taşındığını ve sonradan
yüzeye geri getirildiğini göstermiştir. Haliyle kayacın çok
büyük kalınlıklarının bu derin metamorfik kayaçların
yüzleklendirilmesi için uzaklaştırılmış olması zorunludur.
Alp-Himalaya gibi çarpışmalı orojenik kuşakların bilindik
dağlarını oluşturmak için bir orojenik dönem süresince
yüzey yüksekliğinin artması için kayaç yükselme hızının
başlangıçta erozyon hızını aşmak zorunda olduğu bellidir.
Ancak eğer yüzey yükselmesi artarsa erozyon hızı artar.

EROZYON
Dolayısıyla ilkesel olarak erozyon oranı ve haliyle
topoğrafik yüzeye yaklaşma oranı yaklaşık olarak kayaç
yükselmesi oranına eşit ve yüzey yükselmesinin sıfır olması
için nihayi bir sürekli (kararlı) hal gelişebilir. Neticede
orojeni kontrol eden tektonik kuvvetler azalır ve kayaç
yükselmesi oranı erozyon oranının altına düşer ki bu
negatif yüzey yükselmesi oranıyla ve haliyle topoğrafik
yükseklikte bir aşamalı azalmayla sonuçlanır. Bu durum
Apalaş Dağları’ndaki çekirdek zonunun büyük bir
bölümünde görülür ki burada son dönem
buzullaşmasından etkilenmemiş alanlarındaki hafifçe
dalğalı (ondülasyonlu) tepelerinden bir parça fazladır.
Buna rağmen bazı çarpışmalı kuşaklarda yüksek-
dereceli metamorfik kayaçların açığa çıkartılmaması
(yüzleklendirilmemesi) topoğrafik yüzeye yaklaşma hızının
göreceli olarak düşük olmak zorunda olduğunu belirtir.
Örnekler Kanada Apalaşları’nı, batı Asya Altayları’nı ve
Urallar’ı kapsar. Bu alanların topografyasının istisnai
olarak yüksek olmaması nedeniyle gerek ve yeter şart,
sadece kayaç yükselmesi ve yüzey yükselmesi oranları
arasındaki farkın daha küçük olmasını değil ayrıca iki
oranında yüksek dereceli metamorfik kayaçların
yüzleklendiği diğer orojenik kuşaklar dakinden belirgin
bir şekilde daha düşük olması, zorunluğunu gerektirir. Bu
zıtlıkların nedeni belirsizdir fakat bunlar bir kıta-kıta
çarpışmasında dalan kıtanın üste-binen kıtaya alttan
bindirmesi ve haliyle bunun belirlediği yükselmenin
kapsamıyla ilişkilendirilmek zorunda olabilir.

1.13. “WILSON DÖNGÜSÜ (CYCLE)” VE LEVHA
TEKTONİKLERİ
Geçtiğimiz yüzyılı aşan bir süreden beri toplanmış
olan orojenik kuşakların gelişimiyle ve jeolojik
araştırmalarla alakalı gözlemler “orojenik döngü”
(orogenic cycle) olarak adlandırılan şemayı ortaya
koymuştur. Levha tektoniği teorisinin ortaya çıkışı eski
kabullerin pek çoğunu ortadan kaldırmasına rağmen aynı
gözlemler herhangi bir yeni model ile de açıklanabilir
olmak zorundadır. Bir “Orejenik döngünün”
karakteristiğinin içeriği:
Hem sığ su (miojeoklinal) hem de derin su
(euojeoklinal) denizel sedimentlerinin kalın çökelimlerinin
birbirinden ayrılmış alanlarda yığışıp toplanması ki
bunlardan ikincisi (euojeoklinal) mafik veya ortaç
mağmatik kayaçların sokulum veya püskürmeleri ile
birliktedir.
Ofiyolitik kayaçların yerleşmesiyle birlikte önülke
kıvrım ve bindirme kuşağındaki deformasyonun başlaması
ve akabinde ofiyolit ve bunun altındaki deforme olmuş
sedimanların yükselmesi.
Kıvrım ve bindirme kuşağındaki devam eden
(sürekli) deformasyon ve çekirdek zonundaki,
metamorfizma, deformasyon, granitik batolitlerin
sokulumu, yükselme ve aşırı kalınlaşan dağ çekirdeğinin
tektonik aşınımı. Küçük ön çukurluk basenlerinde
sinorojenik sedimanların depolanması (Alpin jeolojisinin
“molasları”).
Orojenezin cepheleri (yamaçları) üzerinde devam
eden depolanma, orojenik alanın devam eden yükselimi ve
orojenik çekirdeğin sığ seviyelerinin tektonik toprak
aşınımı süresince önçukurluğun dışındaki post-orojenik
kıtasal sedimanların kısmî deformasyonu.
Blok faylanması, fay sınırlı basenlerin gelişimi ve
alkali daykların veya sokulum kütlelerinin saçınımlı
(dağınık) sokulumları.
Wilson döngüsü kavramı orojenezin işleyişi içine
dahil edimiş olup bu orjenez işleyişi bizim tartıştığımız
büyük tektonik “döngü” olup bu döngü kıtasal riftleşmeyi
ve bir okyanus basenin oluşumunu bunu takiben
dalmabatmayı ve okyanus baseninin kapanmasını ve
çarpışmayı ve orejenin sonlanmasını

TEKTONİKLERİ
ve bunu takip eden okyanusun yeniden açılmasını ve bahsi
geçen süreçlerin tekrarlanmasını içerir.
Wilson döngüsü fikri ana hatları açıklanan orojeneze
neden olan olayların gözlemlenmesine yardımcı olabilir.
Asla yeri doldurulamaz olmamakla birlikte Wilson
döngüsü için bir olası senaryo şematik olarak Şekil 1.39’da
gösterilmiştir.
Bir kıtanın riftleşmesi ve yeni bir okyanus baseninin
açılması aşamalı olarak pasif kıtasal kenarın alçalmasına
~oturmasına~ neden olur. Bu kenarlar, günümüzde
Atlantik okyanusu boyunca uzanan kıtasal kenarlara
benzer şekilde, ikincil şeyli kumtaşları ve kireçtaşları ile
karakterize olan sığ suların (miogeoclinal) kalın depolarını
yığıştırır. Offshore’dan ileride euojeoklinal okyanusal
kayaçlar okyanus basinde yığışır bunlar kıta eteği boyunca
ara katmanlı (interlayered) kumtaşları, silttaşları ve
şeyllerin türbiditik depolarından, abisal düzlüklerdeki
derin su şeyllerinden ve okyanus ortası yayılma
merkezlerindeki püskürük bazaltık volkaniklerden oluşur
(Şekil 1.39A, B). Neticede levha hareketlerinin paterni
kayarak değiştiğinde ve yayılmanın paterni değiştiğinde
okyanus baseninde muhtemelen transform faylar,
okyanusal kırık zonları veya sırta paralel faylar gibi daha
önceden var olan kırıklar boyunca bir dalmabatma zonu
gelişir (Şekil 1.39C). Sonuçta oluşan adayayları okyanusal
veya euojeoklinal takımı tamamlayan volkanik kayaçların
ve volkanik kökenli sedimanter kayaçların çökelimlerini
üretir.

TEKTONİKLERİ
Dalan levha üzerindeki bir pasif kıtasal kenar dalma
batma zonuyla çarpışır (Şekil 1.39D) okyanus kabuğunun
ve ada yayı kabuğunun (bir ofiyolit) bir parçası dalan
kıtasal kenarın üzerine yerleşir euojeoklinal ve
miojeoklinal takımlar (oluşuklar) yanyana gelir ve pasif
kenarın sedimentlerinde bir önülke kıvrım ve bindirme
kuşağı oluşumunun başlangıcı. Bu çarpışma muhtemelen
tüm kıta kenarı boyunca senkronize (eş zamanlı) değildir
fakat kıtasal kenarın ve dalma batma zonunun göreceli
geometrisine bağlı olarak bu geometrinin doğrultusu
boyunca zamanla göç eder.
İlk çarpışmanın akabinde dalma batma zonunun
polaritesi (çekim gücü/yönü, sürükleme gücü/yönü) aniden
döner, şuan deforme durumdaki birincil ~eski~ pasif
kıtasal kenar boyunca (Şekil 1.39E) bir kıtasal yay üretilir
(şuanki And sitili kıtasal kenar benzeri) ve okyanus
baseninin geriye kalan kısmının dalma batması başlatır.
Şekil 1.39E’de gösterildiği gibi kıtasal kenarın tüketimi
orijinal (ilksel) olarak riftleşmiş kıtanın bir parçası
olmasını gerektirmez, çünkü yaklaşan göreceli hızlar, ilksel
olarak uzaklaşan göreceli hızların tam karşısında olmayı
gerektirmez. Pre-orojenik pülütonlar deforme olmuş
kıtasal kenara sokulurlar. Dar okyanus alanındaki kıtasal
kenardan türetilen derin deniz yelpazeleri veya kıtasal
kenar boyunca uzanan hendekdeki (trench) derin basen
derin su “orojenik sedimanlarını” oluştururlar.

TEKTONİKLERİ
Nihayetinde ise ikinci pasif kıtasal kenar dalma batma
zonuna ulaşır ve bir kıta-kıta çarpışması başlar ki kenetler
evvelce ayrık olan kıta parçaları kenetlerle biribirine
bağlanır (Şekil 1.39 F, G). Sutür alanındaki bütün kayalar
deforme olur; üste-binen levha üzerindeki kıtasal kabuğun
altında dalan levha üzerindeki kıtasal kabuğun bindirmesi
yükselmeye sebep olur ve derin bir kök oluşturur. Kökün
tabanı yakınındaki kısmi ergime geç aşamanın sokulum
veya püskürük magmatik kayaçlarını üretir. Doğrultu
atımlı faylanma gerçekleşirken kıtaların karşılıklı düzensiz
kenarları birbirine uyumlu hale getirilir.
Levha altına eklenme ve izostatik yükselme ile
yükselen çarpışma zonu post-orojenik sedimanlar için bir
kaynak oluştururken daha önceden oluşan sedimanlarıda
deforme eder. Doğrultu atımlı faylar devam ederken zon
çarpışma sonrası daha fazla kapanmaya (konverjansa)
olanak sağlar (Şekil 1.39G).
Sonunda ise kenet zonu normal faylanmaya ve
alkaliden bazaltığa değişen magmanın püskürme ve
sokulumlara neden olan başka bir riftleşme olayına
dönüştürülmüş olabilir.
Burada ana hatlarıyla özetlenen Wison döngüsü
büyük oranda Apalaşian-Kaledoniyen tektonik tarihçesi
üzerinde temellendirilmiş olmakla beraber son dönemki
bulgular bu tarihçenin çok daha kompleks olduğunu
göstermiştir. Riftleşmiş iki kıtasal kenarın daha önce
riftleştikleri bire bir aynı alana geri dönecek olması son
derece ihtimal dışıdır bunun için “döngü” fikri tam
anlamıyla yeterince anlaşılamayabilir.

TEKTONİKLERİ
Çok sayıda levha tektonikli gelişimin normal bir
sonucu olarak gözlemlenen levha hareketlerindeki belirli
değişimlerin aksine bilakis çok daha büyük bir olasılıkla
riftleşmiş iki kıtanın üzerindeki kenarların farklı parçaları
hatta diğer kıtaların veya aynı kıtaların diğer kenarları
okyanus basenlerinin kapanması süresince birbirine
yaklaşacak ve kenarlar birbiriyle iyi bir şekilde
uyuşmayacaktır. Aslında pek çok kıtasal çarpışma
muhtemelen daha öncesinde hiç birbirine yakın olmayan
iki kıtasal kenar arasında oluşmuştur. Dalma batma
yönleri en azından bir dereceye kadar genellikle obliktir ve
kıtasal kenarların çarpışması boyunca kıtasal kenarların
birbiriyle olan uyumsuzluğu kıtasal blokların yanal
hareketleri ile uyumlu hale gelecektir. Bu nedenle orojenik
alan birlikteliklerinde (ortak alanlarda) çok daha belirgin
daralma (contractional) kadar önemli olan doğrultu atımlı
hareketleri bulmayı umut edebiliriz. Son olarak Wilson
döngüsü orojenezlerin ortak bir özelliği olan yadıl
alanların (ekzotic terranes) kümelenip topaklanmış
yığışımını açıklamaz.
Bu nedenle, Wilson döngüsünün genişletilmiş kabulü
üretilmiş ana kıtalara ~halihazırda mevcut sınırlarıyla ana
kıtalara~ ek olarak levha ortası volkaniklerini ve çok
sayıda ada yaylarını içeren yüz milyonlarca yıllık bir
zaman döngüsünü aşan süperkıta oluşum ve
parçalanmalarının büyük bir şemasını içerebilir. Bu
varsayımın karmaşıklığı pek çok ana ~büyük~ orojenik
kuşakta şuan mevcut olan “şüpheli” veya “ekzotik”,
yadıl/aykırı jeolojik alanların (suspect or exotic terranes)
bolluğu ile desteklenmektedir.

1.14. YADIL/AYKIRI JEOLOJİK ALANLARIN
(TERRANE) ANALİZİ
Dünyadaki orojenik kuşakların hepsi değilsede çoğu,
sadece kıta(ların)nın veya yay(lar)ın katıldığı son
çarpışmadan değil ayrıca açıkça ana kabuksal bloklara
göre “ekzotik” veya ana kabuksal bloklarla ilişkisi
“şüpheli” olanların alanlarından kökenlenen ~bu
alanlarlan hareketle ortaya konan ~ farklı yadıl alanların
bir karma bütünselini (kompozitini) içerir. Biz bu tür
jeolojik oluşumları (alanları) ekzotik veya şüpheli,
yadıl/aykırı jeolojik alanlar (exotic or suspect terranes)
olarak adlandırıyoruz.
Bu nedenle bir yadıl alan (exotic terrane) kenetlerle
çevrili ve komşusu olduğu yadıl alanlar veya kıtalardan
kesin olarak farklı olan bir statigrafiye, petrolojiye veya
paleoenleme sahip kayaçlar ile karakterize olan bir
alandır. Çarpışmalı bir orojenezde yadıl alan dalan
okyanusal kabuktan veya çarpışan ana kabuksal
bloklardan farklı bir geçmişe sahip olan kabuğun bir
kalıntısıdır. Kuzey Amerika Kordilleri gibi bazı dağ
kuşakları iki kıtanın çarpışmasından ziyade tek bir kıta ile
çok sayıda yadıl alan (exotic terranes) arasındaki
çarpışmalarla karakterize olurlar. Bu yadıl alanların
bazıları görünüşte anomalili okyanusal kabuk alanlarına
benzerler.
Dünyadaki orojenlerdeki yadıl (ekzotik/şüpheli)
alanların kabulü ~ayırdına varılması~ Wilson döngüsünde
ve dağ kuşaklarının nasıl geliştiği hakkındaki bizim
fikirlerimizde büyük bir değişiklik ~güncelleştirme~
yapmayı gerektirir. Anormal olarak kalın okyanus kabuğu
alanlarının okyanus basenlerinde gelişebildiği dikkate
alındığında (Bölüm 1.5.2), dalma batma süreci ~işleyişi~
bunları aynı levha üzerine binen herhangi bir kıtanın
önündeki dalma batma zonuna doğru sürükleyip
eğmelidir. Çarpışma öncesinde bu yadıl alanların
kendilerine ait bağımsız jeolojik tarihçeleri vardır fakat
çarpışma sonrasında bunlar üste-binen kabuksal bloğun
parçası olurlar. Bu nedenle orojenezin kesintisiz devam
eden mi yoksa son derece birbirinden farklı olaylar mı
olduğu hakkındaki tartışma iki taraf lehine çözümlenebilir
çünkü ada yayları çarpışmaları veya yadıl (ekzotik)
alanların yanaşması dalma batma

(TERRANE) ANALİZİ
süresi boyunca tekrarlanan süreli bir süreç olabilir fakat
ana kıtaların çarpışması sadece tek bir olaydır. Bu nedenle
bir çarpışmadaki büyük kabuksal blokların hareketleri bir
orojenik kuşağı yapılandıran ~oluşturan~ aktivitenin
sadece bir kısmını temsil edebilir ve pek çok diğer göreceli
levha hareketleri farklı yadıl alanlar arasındaki çok sayıda
kenetle temsil edilebilir.
Yadıl (ekzotik) alanların kalınlığı da tamamen
değişkendir. Sismik kanıtlar, bazılarının tamamen
kabuksal kalınlıkta olmakla beraber çoğunun birkaç
kilometreden daha kalın olmadığını gösterir ve bu nedenle
gerçek kabuksal bloklar olarak sınıflandırılmaktan ziyade
kompleks çok-litolojili bindirme örtüsü katmanı olarak
sınıflandırılır ~değerlendirilir~. Dolayısıyla yadıl alanlar
tarafından bağımsız ~tekil~ kıtalara eklenen materyalin
miktarı belirsiz olarak kalır.
Yadıl alan analizi (terrane analysis) olarak
adlandırılan emsalsiz bir analiz metodu bu ekzotik veya
şüpheli alanların ve bir orojenin oluşumunda bunların
rolünün anlaşılması için gereklidir. Bu analizin uygulaması
bu kompleks bölgelerin geçmişi için yeni açıklamalar
getirmiştir. Yadıl alan analizinin amacı birbirine komşu
yadıl alanların birbirinden ayrı olduğu ve bunların bir
araya geldiği zamanları çalışmak olup jeolojik
tarihçelerinin detaylı bir karşılaştırması vasıtasıyla bu
zamanları ortaya çıkarmaya haizdir. Şekil 1.40’de
hipotetik bir harita (Şekil 1.40A) ve bir statigrafik-tektonik
diyagram (Şekil 1.40B) ile analizin metodu şematik olarak
gösterilmektedir. 1’den 4’e kadar numaralanmış dört yadıl
alan birbirlerinden ve A ile D kıtalarından kenetler ile
ayrılmışlardır.

(TERRANE) ANALİZİ
Komşu yadıl alanlar için birbirine komşu kolonlarda
herbir yadıl alanın stratigrafisi bir kolonda olacak şekilde
çizilerek (Şekil 1.40B), yadıl alanların ortak geçmişinin ne
zaman başladığını belirlemek mümkündür ve böylece
bunların çarpışma veya “yanaşma” zamanını belirlemek
~sınırlandırmak~ mümkündür. İki yadıl alanın veya bir
kıta ile bir yadıl alanın yanaşma veya çarpışma zamanı ya
bunları kesen sokulumların ya da iki yadıl alan üzerinde
uyumsuz olarak bulunan sedimanların maksimum yaşıyla
belirlenir. Birbirinden ayrı iki yadıl alanın Görünür Kutup
Sapmasının (Apparent Polar Wander – APW) izi ~rotası~
“yanaşmaya” çarpışmaya kadar birbirinden farklı
olmalıdır çarpışmadan sonra ise bunlar tek bir APW izi
göstermelidir.
Yadıl alanlar 3 ve 4 verildiği sırayla yaşları
Karbonifer’den Triyas’a ve Siluriyen’den Triyas’e kadar
olan kayaçları içerir. Bunlar ikisinin kenedine sokulan
(“+” sembollü) plütonun yaşıyla belirlendiği gibi Jura
zamanın başlangıcından beri ortak bir geçmişi paylaşırlar.
Bunlar kenet üzerinde (4’üncü yadıl alan ile D kıtası
arasındaki) uzanan (düşey çizgi taramalı) sedimanter
birimle belirlendiği üzere orta-Jura döneminde D kıtası ile
çarpışırlar. Yadıl alan 1’deki kayaçlar Jura yaşlıdır ve
yadıl alan 2’deki kayaçlar geç Triyas – erken Jura yaşlıdır.
Diyagram bunların geç Jura’da başlayan bir ortak
tarihçeyi paylaştıklarını gösterir ki bunların aralarındaki
kenet boyunca geç Jurada bir kayaç birimi (nokta ve kayaç
parçası sembollü) depolandırılmıştır.

(TERRANE) ANALİZİ
Yadıl alanlar 2-3, 2-4, 3-4 ve 4-D arasındaki bütün
kenetlerin üzerinde uzanan (koyu gri renk ve yatay kesikli
çizgiyle sembollenen) sedimanter birim vasıtasıyla
belirlenen erken Kretase zamanında yadıl alanlar 1 ve 2
zaten birbirine kaynaşmış olan yadıl
alanlar 3 ve 4 ve D kıtasına yanaşmış veya bunlarla
çarpışmıştır. Daha önceden eklemlenen yadıl alanların
üzerini örten ve A kıtasının da üzerini örtmeye başlayan
sedimanterlerin depolandığı (ters T sembollü) Senezoik
zamanında A kıtası ile D kıtası ve yadıl alanların karma
bütünseli (kompoziti) çarpışmıştır.

(TERRANE) ANALİZİ

1.15. DÜNYADAKİ OROJENİK ALANLAR

Türkiye jeo orojenez odv

Recommended

Recommended

More Related Content

Similar to Türkiye jeo orojenez odv

Similar to Türkiye jeo orojenez odv (11)

Türkiye jeo orojenez odv