31

MADEN KARMAŞIĞINA AİT DASİTİK KAYAÇLARLA İLİŞKİLİ HİDROTERMAL TİP BAKIR CEVHERLEŞMELERİNE GÜ-NEYDOĞU ANADOLUDAN BİR ÖRNEK (YUKARI ŞEYHLER, DİYARBAKIR)

Nail YILDIRIM* ve Mahmut EROĞLU*

Öz: Bu çalışma, Maden Etüt ve Arama Dairesi’nin arama projeleri kapsamında, 2012 ve 2013 yılları arasında, Diyabakır iline bağlı Er-gani ilçesinin 25 km batısında yer alan ruhsat sahasında yürütülmüştür. İnceleme alanındaki cevherleşmeler iki farklı tipte izlenmektedir. Bu cevher tiplerinden biri; Maden Karmaşığı’nın çamurtaşı-radyolaritleri içerisinde tabaka düzlemlerine paralel ve çatlak dolgusu şeklinde gelişmiş kalkozin, pirit, malahit ve limonitli cev-her damarlarıdır. Bu cevher damarcıklarının derinlere doğru oldukça zayıfladığı, yüzeysel zenginleşmeler olduğu, muhtemelen tektonik faaliyetlerin etkisiyle derin kökenli primer cev-herleşmelerden remobilize olduğu belirlenmiştir. Bu tip cevherleşmeler ekonomik olarak önemsiz olup Maden Karmaşığı içerisinde farklı alanlar-da da izlenebilmektedir. Diğer bir cevherleşme tipi de; Maden Karmaşığının diyabazik-gabroyik kayaçlarını kesen ve yer yer yoğun silisifiye ol-muş dasitik kayaçlar içerisinde saçınım-stokvork

ve damarcık halinde gelişmiş Cu cevherleşme-leridir. Cevherleşmenin en yaygın olduğu alanda 50-30 m boyutlarında silisleşmiş bir kafa şeklin-de mostra vermektedir. Yan kayaç alterasyonu olarak limonitleşme, hematitleşme, kloritleşme, silisleşme ve epidotlaşma izlenir. Cevher mine-ralleri; baskın olarak pirit, pirotin, kalkopirit daha az kalkozin-kovellindir. Oksidasyon zonlarında hematit, limonit, malahit ve azurit bulunur. Gang minerali olarak kuvars, kalsit, klorit ve epidot izlenir. Cevherleşme alanında yapılan sondaj çalışmalarında sadece bir lokasyonda cevherli seviyeler kesilmiştir. Cevherleşme alanının bin-dirme zonu içinde kalması nedeniyle bunun kök-süz olduğu, ayrıca bindirme düzlemleri tarafın-dan kesildiği belirlenmiştir. Rezerv hesaplama çalışmaları ile bu ruhsat sahasında; 8.403 ppm Cu tenörlü (≈ % 0,85 ) 223.364 ton görünür re-zerv hesaplanmıştır.

I. JEOLOJİ

Dağ kuşaklarının orojenik gelişimlerini esas alarak Türkiye dört tektonik birliğe ayrılmıştır (Ketin, 1983). Bunlar kuzeyden güneye doğru; Pontidler, Anatolidler, Toridler ve Kenar Kıvrım-ları bölgesidir. İnceleme alanı Toridler ile Kenar Kıvrımları arasında (Güneydoğu Anadolu Oroje-nik Kuşağı) yer alır (Şekil 1).

* Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Orta Anadolu IV. Bölge Müdürlüğü, Malatya.

Şekil 1-Türkiye’nin tektonik birlikleri (Ketin, 1983).

32

Ruhsat alanı Elazığ L42-b3 ve L43-a3,a4 paftaları içinde, Amedi (Armutova) Köyü ile Yukarı Şeyhler köyünün arasında yer alır. Cev-herleşme alanı; farklı yaş ve litolojilere sahip birimlerin tektonik olarak bir arada yer aldığı Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağındadır. Bu kuşak çalışma alanında; Paleozoyik yaşlı Pü-türge Metamorfitleri, Üst Kretase yaşlı Guleman Ofiyoliti, Orta Eosen yaşlı Maden Karmaşığı ve Alt Miyosen yaşlı Çüngüş formasyonu ile temsil edilir.

İnceleme alanı, Alp-Himalaya Orojenik Ku-şağının Doğu Toroslar kesiminde yer almaktadır. Neotetis Okyanusu’nun güney kolunun kuzeye doğru yitimi, Orta Miyosen sonlarında Arabistan ile Anadolu kıtasal levhalarının çarpışmasını doğurmuştur (McKenzie, 1972; Şengör, 1980; Şengör ve Yılmaz, 1981; Dewey vd., 1986).

Araştırılan sahada Üst Jura–Alt Kretase’den Orta Eosen’e kadar olan birimlerin birbirleriyle olan stratigrafik ve tektonik ilişkileri tamamen bu yitim olayı ve kıtasal çarpışmayla şekillenmiştir. Geç Jura-Erken Kretase’de açılan Neotetis Okyanusu’nun güney koluna ait birim-ler (Guleman Ofiyoliti), Geç Kretase’de okyanu-sun kapanmasıyla ilişkili olarak kıtasal kabuk üzerine yerleşmiştir. Neotetis Okyanusu’nun Geç Kretase’den Orta Eosen sonuna kadarki evrim süreci içinde, değişik dönemlerde Hazar ve Maden havzaları açılmış ve daha sonraki (Orta Eosen sonu) yaklaşık K-G doğrultulu sı-kışma rejimiyle bu havzalar kapanmıştır. Arabis-tan levhasının kuzeye doğru bağıl hareketinin devam etmesi, bu havzalardaki birimlerin ku-zeyden güneye doğru nap paketleri halinde iler-lemesini sağlamıştır (Perinçek, 1980; Perinçek ve Özkaya, 1981; Yazgan, 1983; 1984; Michard vd. 1984; Aktaş ve Robertson, 1984; Yazgan ve Chessex, 1991; Yılmaz, 1993; Yılmaz vd., 1993; Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996; Yılmaz ve Yıldırım, 1996, Kaya, 2004).

Güneydoğu Orojenik Kuşağı içerisinde yer alan Doğu Toroslar, bir çok önemli tektonostratigrafik / tektonomagmatik birim

içermektedir. Bu kuşak şiddetli kırılma, kıvrılma, ekaylanma ve şariyaj hareketlerinden etkilenmiştir. Paleozoyik yaşlı metamorfitlerin muhtemelen Hersiniyen orojenezi ile kıvrımlandığı, diğer birimlerin ise (Üst Kretase-Alt Eosen-Miyosen flişleri) Alpin orojenezi ile kıvrımlandığı belirtilmektedir (Keser, 1977). Alp orojenezi esnasında kırılan çökellerin arasına ofiyolitik seriler, hareket hatları boyunca yerleşmişlerdir. Bu yerleşimler ile ekaylanmalar sırasında serpantinitler, tabandaki ultrabazik kayaçların en kayganı olduğundan, uzaklara kadar taşınmışlardır (Keser, 1977).

Güneydoğu Orojenik Kuşağı içerisinde yer alan ve inceleme alanının en yaşlı birimi olan istif, metamorfik kökenli ve Paleozoyik yaşlı Pütürge Metamorfitleri’dir. Bu birim tektonik olarak Üst Kretase yaşlı Guleman Ofiyoliti’ne bindirmiştir. Ruhsat alanı şaryaj kuşağı içerisinde yer aldığından, birçok birimi, ekaylanmış halde bir arada görmek mümkündür. Kuzeyden güneye doğru; Orta Eosen yaşlı Maden Karmaşığı’nın, Üst Kretase yaşlı Guleman Ofiyoliti ile Çüngüş Formasyonu üzerine bindirmiş; Alt Miyosen yaşlı Çüngüş formasyonu da daha güneydeki Alt Miyosen yaşlı Lice formasyonu üzerine tektonik olarak gelmiştir (Şekil 2 - 3). Ekonomik potansiyel oluşturabilecek Cu cevherleşmeleri ise sadece Maden Karmaşığı’nın silisifiye dasitleri içerisinde izlenir. Maden Karmaşığı ile ilgili ayrıntılı bilgi aşağıda verilmiştir.

Maden Karmaşığı (Orta Eosen): Tipik olarak Elazığ’ın Maden ilçesi ve çevresinde göz-lenen bu birimi ilk defa Maden Birimi diye ad-landıran araştırmacı Rigo de Righi ve Cortesini (1964) olmuştur. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı’nda yer alan Maden Karmaşığı’nın tek-tonik konumunu açıklamaya çalışan Yiğitbaş vd. (1993), “Maden Grubu” nun, üç yapısal kuşak olarak ayırt ettikleri Güneydoğu Anadolu Oroje-nik Kuşağının en kuzeyindeki “nap alanı” içinde bulunduğunu belirtmişlerdir. Maden Karmaşığı, Orta Eosen başındaki bir riftleşme ile gelişmiş olan bir havzada oluşmuş, daha sonraki nap-

33

laşma hareketlerinin başlamasıyla da olistolit ve olistostromlu seviyeler meydana gelmiştir (Yi-ğitbaş vd., 1993). Maden Karmaşığı’nın çökel-me ortamının sürekli yoğun tektonizma etkileri altında olması aynı zamanda ortamsal şartların sık sık değişmesine neden olduğundan, litolojik birimlerin yanal devamlılıkları da oldukça sınırlı kalmıştırr (Perinçek, 1979). Önceki çalışmacı-lardan Özkaya (1978), Perinçek (1979), Yazgan (1983, 1984), Sungurlu vd. (1984), Hempton (1984, 1985) ile Yiğitbaş vd. (1993) birimin ya-şının Orta Eosen olduğunu belirtirler.,İnceleme alanında geniş bir yayılım sunan bu birim ge-nellikle Guleman Ofiyoliti ile ekaylı bir yapı gös-termekte olup Çüngüş formasyonunun üzerine tektonik olarak gelmektedir (Şekil 2).

Maden Karmaşığı, cevherleşmeyi içerisin-de bulunduran ana birimi oluşturmaktadır. Birim, inceleme alanı içerisinde, çamurtaşı-radyolarit, volkanitler (lav akıntıları, yastık lav ve spliti) da-sit ve diyabaz-gabrolar ile temsil edilmektedir (Şekil 3).

Çamurtaşı-radyolarit: Şarabi renkli olan bu birim, genellikle tabakalı bir yapı sunmakla beraber, yer yer lav akıntılarından oluşmuş spilitlerle ardalanmalı olarak da bulunur (Şe-kil 3, şekil 8f). Genellikle D-B doğrultulu ve K’e eğimlidir. Ruhsat sahasının doğusunda (Armu-tova) bu kayaçların kırık-çatlaklarına ve tabaka düzlemlerine yerleşmiş şekilde cevherleşmeler izlenir.

Şekil 2- Çalışma alanı ve çevresinin 1/500.000 ölçekli Jeolojisi Haritası (MTA, 2002’den değiştirilerek).

34

Şek

il 3-

Çal

ışm

a al

anı v

e çe

vres

inin

yar

ı det

ay m

aden

jeol

ojis

i har

itası

(Y

ıldır

ım v

d., 2

014)

.

35

Ayrıca birim, tektonizmanın etkisiyle yer yer yönelim kazanmış ve kataklastik bir yapı kazan-mıştır.

Volkanitler: Koyu-yeşilimsi renklerin hakim olduğu, ince taneli ve genelde fenokristaller-den yoksun olan volkanik kayaçlar, haritalanan sahadaki en yaygın kayaç birimini oluştururlar (Şekil 3) ve iki ayrı tipte izlenirler. Bunlar, yastık-lavlar ve bunların akıntılarıdır. Volkanitlerde yer yer spilitleşmenin oldukça yaygın olduğu görül-mektedir. İnceleme alanında geniş yüzeylemeler vermekte ve yer yer çamurtaşları ile ardalanmalı olarak bulunabilmektedir. Bazaltik lavlar kahve-rengi ve yeşil renkli, porfirik dokulu ve gözenek-lidir. Gözenekler 5 ila 15 mm çapında olup, içleri ikincil minerallerle (kuvars, klorit, kalsit, prehnit, epidot, pirit) dolguludur. Volkanizmanın denizaltı volkanizması olduğunu vurgulayan yastık yapısı yaygındır. Volkanitleri oluşturan ana mineraller plajiyoklas, klinopiroksen (ojit), amfibol, klorit, kuvars ve kalsit’tir. Tali mineraller ise epidot, prehnit, pumpelleyit, manyetit, pirit, sfen ve az da olsa hematittir.

Dasit: İnceleme alanın batısında (Şeref Tepe’nın batısı) dar bir alanda yüzeylemekte olup volkanitler ile diyabaz-gabroları kesmek-te ve yer yer tonalitik bir görünüm sunmaktadır (Şekil 3, Şekil 8 g,h,i). Asıl olarak plajiyoklas ve kuvarstan oluşan bu kayaçlar tali olarak epi-dot ve klorit içermektedir. İnceleme alanındaki cevherleşmeler bu kayaçların içerisinde olup, hidrotermal çözeltilerin etkisiyle yer yer yoğun silisleşmiş ve sülfür minerallerince zenginleş-mişlerdir.

Diyabaz-Gabro: İnceleme alanının kuzey-batısında yer alan bu kayaçlar yer yer dasitlerce kesilmiş şekilde izlenmektedir (Şekil 3, Şekil 8 a,b.c,d,e). Bu kayaçlar esas olarak plajiyoklas ve klinopiroksen’den oluşmuş, ince ve orta ta-neli olup subhedral granüler doku ile intersertal doku gösterirler. Bu kayaçların kırık zonlarına yerleşmiş zayıf cevherleşmeler izlenmiş olup hidrotermal çözeltilerin etkisiyle bazı seviyeleri yoğun silisifiye olmuştur.

II. CEVHERLEŞME

İnceleme alanındaki cevherleşmeler iki farklı tipte izlenmektedir. Bunlar;

a) Çamurtaşları içerisinde kalkozin-kovellin içeren çatlak dolgusu cevherleşmeleri,

b) Dasitik kayaçlarla ilişkili stokvork-diisse-mine kalkopirit cevherleşmeleridir.

a) Çamurtaşları içerisinde kalkozin-kovel-lin içeren çatlak dolgusu cevherleşmeleri: Maden Karmaşığı’nın çamurtaşı-radyolaritleri içerisinde tabaka düzlemlerine paralel ve çatlak dolgusu şeklinde gelişmiş, kalkozin, pirit, ma-lahit ve limonitli cevher damarlarından ibarettir (Şekil 4). Çamurtaşları içerisinde b damarların konumları genellikle K80D/40-500 KB olup cev-herleşmelere genellikle kuvars-kalsit minera-lizasyonları eşlik etmektedir (Şekil 3). Cevher damarcıkları 0,5-2 cm kalınlığında, 10-50 cm uzunluğunda kesik kesik izlenebilmektedir. Ruh-sat sahasının doğusunda, MTA’ya ait mücavir ruhsat sahası içerisindeki Armutova mevkiinde de benzer cevherleşmeler daha yoğun olarak görülmektedir. Bu alanda MTA tarafından ya-pılan sondaj çalışmalarında olumlu sonuçlar elde edilememiştir. Yüzeydeki çamurtaşlarında bulunan kalkozin damarcıklarına sondajlarda rastlanmamış, sadece ender pirit saçınımları ile serpantin dokanağına yakın zonlarda ender ola-rak pirit-kalkopirit saçınımları izlenmiştir. Sonuç olarak, yüzeydeki çamurtaşlarında izlenen kal-kozin-kovellin damarcıklarının derinlere doğru oldukça zayıfladığı, bunların yüzeysel zengin-leşmeler olduğu, muhtemelen tektonik faaliyet-lerin etkisiyle derin kökenli primer cevherleşme-lerden remobilize olduğu ve ekonomik öneminin olmadığı anlaşılmıştır.

b) Dasitik kayaçlarla ilgili stokvork-diisse-mine kalkopirit cevherleşmeleri: Cevherleş-meler, Maden Karmaşığı’nın diyabazik-gabroyik kayaçlarını kesen ve yer yer yoğun silisifiye ol-muş dasitik kayaçlar içerisinde yer alır (Şekil 3). Özellikle silisleşmiş dasitler içerisindeki cevher-

36

leşmeler, saçınım-stokvork ve damarcık halinde gelişmiştir. Cevherleşmenin en yaygın olduğu alanda, 30-50 m boyutlarında silisleşmiş bir kafa mostra vermektedir (Şekil 5). Ayrıca Ma-den Karmaşığı’nın gabroik seviyelerinde dasitik sokulumlarla ilişkili olarak gelişmiş hematitize-limonitize-malahitli (oksidasyon) ve silisleşmiş seviyeler izlenmektedir. Bu zonlar, yoğun piritik seviyelerin alterasyonu sonucu gelişmiş oksi-dasyonlar olup, yer yer 250 m uzunluğa 5 ila 20 m kalınlığa erişebilmektedir (Şekil 3 ve 6).

Yan kayaç alterasyonu olarak limonitleş-me, hematitleşme, kloritleşme, silisleşme ve epidotlaşma izlenmektedir. Cevher mineralleri; baskın olarak pirit, pirotin, kalkopirit daha az kalkozin-kovellindir. Oksidasyon zonlarında he-matit, limonit, malahit ve azurit yaygındır. Gang minerali olarakta kuvars, kalsit, klorit ve epidot bulunur (Şekil 8 d,e).

Ruhsat sahasında 2012 yılında 5 farklı lo-kasyonda sondaj çalışması yapılmıştır. NS-1:

214,80 m , NS-2:199,40 m, NS-3:220,70 ,NS-4: 227,50 m ve NS-5: 222,00 m olmak üzere toplamda 1084,40 m karotlu sondaj gerçekleş-tirilmiştir (Şekil 3 ve şekil 7). Maden Karmaşığı içerisindeki cevher içeren silisifiye dasitler ile oksidasyon zonlarını hedefleyen bu sondajlar-dan NS-2 no.lu sondajın 143,20-158,20 met-rajları arasında 15 m’ lik yoğun silisli, pirit-kal-kopirit içeren stokvork ve dissemine seviyeler kesilmiştir (Şekil 7, şekil 8 j,k,l). Ancak bu seviye haricinde, diğer sondajlarda gabrolar içerisinde oldukça kalın (40-50 m) silisifiye zonlar kesilme-sine karşın, pirit ve pirotin haricinde cevher mi-neraline rastlanmamıştır (Şekil 7, şekil 8 a,b,c). Sonuç olarak cevherleşme alanının şaryaj zonu içerisinde bulunması sebebiyle köksüz oldukla-rı, bindirme düzlemlerince kesildikleri görülmüş-tür (Şekil 7).

Yapılan rezerv hesaplamasına göre; ruhsat sahasında; 8.403 ppm Cu tenörlü (≈ % 0,85) 223.364 ton görünür rezerv hesaplanmıştır.

Şekil 4- Çamurtaşları içerisinde izlenen kalkozin-kovelliln damarcıkları ve malahit olu-

şumları.

37

Şekil 6- Gabroları kesen silisleşmiş dasit sokulumları ile ilişkili gelişmiş yer yer silisleşmiş oksi-

dasyon (hematitleşme, limonitleşme, malahitleşme) zonlarından görünüm.

Şekil 5- Gabroları kesen silisleşmiş dasit ve oksidasyon zonunun görünümü ve dasitler içerisin-

de izlenen yoğun silisleşme, kalkopirit-malahit oluşumları.

38

Şek

il 7-

Çal

ışm

a al

anın

da y

apıla

n so

ndaj

lard

an g

eçen

jeol

oji e

nkes

itler

i (Y

ıldır

ım v

d., 2

014)

.

39

SONUÇLAR

Çalışma alanındaki cevherleşmelerin, Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağıda yer alan Maden Karmaşığı içindeki Cu cevherleş-melerinden farklı özellikler sergiledikleri ve tipik Kıbrıs Tipi VMS yataklarından farklı bir yatak-lanma tipi oluşturdukları belirlenmiştir. Maden Karmaşığı içerisindeki gabroyik kayaçların ok-

yanusal kabuk kökenli olduğu, bunları kesen dasitlerin ise okyanusal kabuk üzerinde gelişen ve henüz ilk aşamalarında olan erginleşmemiş ensimatik bir ada yayı volkanizmasının ürünü olduğu bilinmektedir. Maden karmaşığına ait asidik bileşimli intrüzyonların (dasit-tonalit) hid-rotermal akışkanların kaynağını oluşturduğu düşünülmektedir. Akışkanların, tektonik olarak oldukça hareketli olan basen içerisinde zayıf

Şekil 8- (a, b, c) Yoğun silisifiye gabrolar içerisinde pirit-pirotin saçınım ve damarcıkları, (d, e) epidotlaşmış, klo-

ritleşmiş pirit saçınımlı gabro, (f) Çamurtaşı, (g, h,i) gabroları kesen silisifiye dasıtler, (j, k, l) NS-2 no.lu

sondajda kesilen cevherli zonlardan görünümler (Gabrolar içerisinde stokvork şeklinde izlenen kalkopirit-

pirit mineralizasyonları ile hidrotermal breş dokuları).

40

zonları (fay,kırık,şistozite düzlemi) kullanarak taşındığını söylemek mümkündür. Bundan son-raki çalışmalar ile bu cevherleşmelerin eşlenikle-rinin kuşak boyunca belirlenmesi ve benzer cev-herleşmelerle deneştirilerek yeni bir metalojenik kuşağın ortaya konması olanaklı görünmektedir.

DEĞİNİLEN BELGELER

Aktaş, G., Robertson, H.F. 1984. The Maden Complex,S E Turkey : evolution of a Ne-otethyan active margin In : The Geologi-cal Evolution of the Eastern Mediterra-nean (J.E.Dixon and A.H.F. Robertson eds.). Published for The Geological So-ciety by Blackwell Scientific Publication Oxford London Edinburgh Boston Palo Alto Melbourne, p. 375-401.

Dewey, J. F., Hempton, M. R., Kidd, V. S. F., Şaroğlu, F., Şengör, A. M. C. 1986. Shortening of Continental Lithosphere: The Neotectonics of Eastern Anatolia-a Young Collision zone, In: M. P. Coward and A. C. Ries (Eds.), Collision Tecto-nics, Geol. Soc. London, Spec. Publ., 19, 3-36.

Hempton, M. R. 1984. Results of detailed map-ping near lake Hazar (Eastern Taurus Mountains): Tekeli, O. ve Göncüoğlu, M.C., ed., Geology of the Taurus Belt Proceedings, 223-228.

Hempton, M. R. 1985. Structure and deforma-tion history of Bitlis suture near lake Hazar, southeastern Turkey, Geol. Soc. Ame. Bull., 96, 233-243.

Kaya, A. 2004. Gezin(Maden-Elazığ) çevresi-nin jeolojisi. Pamukkale Üniversitesi, Mühendislik Bilimleri Dergisi, Cit.10, Sayı.1, Sayfa.41-50

Keser, Ü. 1977. İnceleme alanının yakın kuzeyindeki cevherleşmelerle ilgili olarak “Ergani-Amediköy bakır sahası” Maden Tetkik ve Arama Genel Müdür-lüğü Rapor No:6490 (yayımlanmamış).

Ketin, l. 1983, Türkiye Jeolojisine Genel Bir Bakış: l.T.Ü. Kütüphanesi, Sayı 1259, 595s.

Maden Tetkik ve Arama 2002. Geological Map of Turkey, 1:500.000, Maden Tektik ve Arama Genel Müdürlüğü. Ankara: Ge-neral Directorate of Mineral Research and Exploration.

McKenzie, D. P. 1972. Active Tectonics of the Mediterranean Region, Geophys. J. R. Astr. Soc., 30 (2), 109-185.

Michard A., Bouchez J.L., Ouazzani-Touhami M. 1984, Obduction-related planar and linear fabrics in Oman. Journal of Struc-tural Geology, 6, 39-49

Özkaya, İ. 1978. Ergani-Maden yöresi stratigra-fisi: Türkiye Jeol. Kur. Bült., 21/2, 129-139.

Perinçek, D. 1979. The Geology of Hazro-Ko-rudağ-Çüngüş-Maden-Ergani-Hazar- Elazığ- Malatya Area: Guide Book, Tür. Jeol. Kur. Bull., 33s

Perinçek, D. 1980. Arabistan Kıtası Kuzeyindeki Tektonik Evrimin Kıta üzerinde Çökelen İstifteki Etkileri, Türkiye 5. Petrol Kong., Tebliğler 77-90

Perinçek, D., Özkaya, 1981. Arabistan Levhası kuzey Kenarı tektonik evrimi: H.Ü. Yer-bilimleri, B, 91-100.

Rigo de Righi, M., Cortesini A.1964, Gravity tec-tonicsin foothills Structure belt of sout-heast Turkey. Bull. Amer. Assoc. Petro-leum Geol., v.48, pp.1911-1937

Sungurlu, O., Perinçek, D., Kurt, G., Tuna, E., Dülger, S., Çelikdemir, E. Naz, H. 1984. Elazığ - Hazar - Palu alanının jeolojisi: TPAO dergisi, no. 29,83 -135, Ankara.

Şengör, A.M.C. 1980. Türkiyenin neotekniğinin esasları: TJK Konferans dizisi, 1.40 s., Ankara.

41

Şengör, A. M. C., Yılmaz Y. 1981. Tethyan Evo-lution of Turkey: A Plate Tectonic Appro-ach. Tectonophysics, 75:181-241.

Yazgan, E. 1983. A geotraverse between the Arabian Platform and the Munzur Nap-pes: Int. Symp. Geol. Taurus Belt, 26-29 Sept-, Ankara, Guide Book for Excursi-on V.

Yazgan, E. 1984. Geodynamic evolution of eas-tem Taurus belt: Tekeli, O. ve Göncü-oğlu, M.C., ed., Geology of Taurus Belt Proceedins, 199-201

Yazgan, E., Chessex, R. 1991. Geology and tec-tonicevolution of the Southeastern Tau-rides in the region of Malatya. Türkiye Petrol Jeol. Der. Bült., 3,11 -42.

Yıldırım, N., Eroğlu, M., Çetiner, G. 2014. Diyar-bakır-Çermik-Yukarışeyhler Köyü Yöre-sindeki AR:201100344 (ER:3180965) no.lu IV. Grup Ruhsat Sahasına ait Cu Madeni Buluculuk Talebine Esas Ma-den Jeolojisi Raporu. Maden Tetkik ve Arama Genel Müdürlüğü, Maden Eüt ve Arama Dairesi Arşiv No: 5572, 36 s, An-kara (yayımlanmamış).

Yılmaz, Y. 1993. New evidence and model on the evolution of the southeast Anatolian orogen. Geological Society of American Bulletin, 105, 251-271.

Yılmaz, Y., Yiğitbaş, E., Genç, C. 1993. Ophi-olitic and metamorphic assemblages of southeast Anatolia and their significan-ce in the geological evolution of the oro-genic belt. Tectonics, 12, p. 1280–1297.

Yılmaz, Y., Yıldırım, M. 1996. Güneydoğu Ana-dolu Orojenik Kuşağında Nap Alanının (Metamorfik masiflerin) Jeolojisi ve Ev-rimi. TÜBİTAK Tr. J. of Earth Sciences, 5, 21-38

Yiğitbaş, E., Genç, Ş. C., Yılmaz, Y. 1993. Gü-neydoğu Anadolu orojenik kuşağında Maden grubunun tektonik konumu ve jeolojik önemi. A. Suat Erk Sempozyumu, Ankara Üniversitesi Fen Fakültesi.

Yiğitbaş, E., Yılmaz, Y. 1996. New Evidence and Solution to the Maden Complex Contro-versy of the Southern Anatolia orogenic Belt (Turkey). Geol. Rundsch, 85, 250-263s.

42