Projelendirme Duraylu İzotopların Jeolojide Kullanımı 1 1 Ankara Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeoloji Mühendisli ği Bölümü Mühendislikte Projelendirme Raporu DURAYLI İZOTOPLARIN JEOLOJ İDE KULLANIMI Merve KARAKAYA 04290163 Danı şman Prof. Dr. Do ğan AYDAL 2008 – 2009 ANKARA 2 2 İÇ İNDEK İLER SAYFA NO ŞEK İLLER D İZ İN İ....................................................................................................... 5 TABLOLAR D İZ İN İ...................................................................................................... 7 ÖNSÖZ ............................................................................................................................ 8 TEŞEKKÜR .................................................................................................................... 8 1. G İR İŞ ........................................................................................................................... 9 1.1. Tarihçe .................................................................................................................. 9 1.2 Temel Kavramlar................................................................................................ 11 1.2.1. Radyoaktif İzotoplar................................................................................... 11 1.2.2. Radyoaktif Bozu şma Mekanizmaları........................................................ 11 1.2.2.1. ß Bozu şması .......................................................................................... 12 1.2.2.2. Pozitron Bozu şması.............................................................................. 12 1.2.2.3. Elektron Zaptı...................................................................................... 12 1.2.2.4. ? Bozu şması.......................................................................................... 13 1.2.2.5. Nükleer Fizyon ..................................................................................... 13 1.3. Duraylı (Kararlı) İzotoplar .......................................................................... 13 2. JEOTERMAL S İSTEMLERDE İZOTOP ÇALI ŞMALARI............................... 16 2.1. Jeotermal Akı şkanların Kökenleri................................................................... 17 2.1.1. Hidrojen ve Oksijen- İzotopları.................................................................. 17 2.2. Jeotermal Akı şkanların Ya şları .................................................................. 25 2.3. Jeotermometre Uygulamaları...................................................................... 26 3. DURAYLI İZOTOP JEOK İMYASI ...................................................................... 29 3.1 Hidrojen (H) ........................................................................................................ 29 3.2. Karbon (C).......................................................................................................... 31 3.3. Azot (N)............................................................................................................... 33 3.4. Oksijen (O) ......................................................................................................... 33 4. DURAYLI İZOTOPLARIN KULLANIMI............................................................... 36 4.1 Giri ş...................................................................................................................... 36 4.2. Simgeleme........................................................................................................... 36 4.3. İzotop Ayrımla şması.......................................................................................... 36 4.3.1. İzotop De ği şim Reaksiyonları.............................................................. 36 4.3.2. Kinetik Süreçler .................................................................................... 37 4.3.3. Fiziko – Kimyasal Süreçler .................................................................. 37 4.4. Oksijen İzotoplarının Kullanımı ...................................................................... 37 4.4.1. Do ğada ? 18 o De ği şimleri ............................................................................. 37 4.4.2. Oksijen Ve Hidrojen İzotoplarını Ve Su-Kayaç Etkile şimini Kullanarak Hidrotermal Çözeltilerin Belirlenmesi................................................................ 38 4.5. Hidrojen İzotopları............................................................................................ 40 4.5.1. Minerallerin İzotopik Kompozisyonundan Suyun İzotopik Kompozisyonunun Hesaplanması ....................................................................... 41 4.5.2. Do ğal Suların İzotopik Kompozisyonu..................................................... 44 4.5.2.1. Meteorik Sular .............................................................................. 44 4.5.2.2. Okyanus Suları.............................................................................. 44 4.5.2.3. Jeotermal Sular............................................................................. 46 4.5.2.4. Formasyon Suyu ........................................................................... 46 4.5.2.6. Magmatik Sular ................................................................................... 46 4.5.3. Su/Kayaç Oranlarının İli şkilendirilmesi .................................................. 47 4.5.4. Su / Kayaç İli şkisinin Örnekleri ................................................................ 50 3 3 4.5.4.1. Magmatik Sokulumlar ve Yer Altı Suyu Arasındaki Etkile şim50 4.5.4.2. Okyanus Tabanı Bazaltları ve Deniz Suyu Arasındaki Etkile şim 50 4.5.4.3. Metamorfik Kayaçlarda Su – Kayaç Etkile şimi ........................ 51 4.5.4.4. Hidrotermal Cevher Yataklarının Olu şumunda Su- Kayaç İli şkisi 52 4.5.4.5. Klastik Sedimanter Kayaçların Diyajenezi ................................ 52 4.6. Karbon İzotoplarının Kullanımı ...................................................................... 52 4.6.1. Do ğada Karbon İzotoplarının Da ğılımı.................................................... 53 4.6.2. Karbonatlar İçin Birle ştirilmi ş Oksijen Ve Karbon İzotop Çalı şmaları - ? 18 o - ? 13 c Çizimi.................................................................................................... 54 4.6.3. Kireçta şı Diyajenezi.................................................................................... 55 4.6.4. Hidrotermal Kalsit...................................................................................... 56 4.6.5. Deniz Suyunun ? 13 C Kompozisyonu ......................................................... 56 4.6.6. CO 2 ’ deki Karbon İzotopları ..................................................................... 56 4.6.7. Magmatik Eriyiklerde Çözünen CO 2 ........................................................ 57 4.6.8. Metamorfik Akı şkanlardaki CO 2 .............................................................. 58 4.6.8.1. Granulitler............................................................................................ 58 4.6.8.2. Metamorfik Grafitin Kökeni .............................................................. 58 4.7. Sülfür İzotoplarının Kullanımı......................................................................... 58 4.7.1. Do ğada Sülfür İzotoplarının Da ğılımı ...................................................... 59 5. MAGMAT İK PETROLOJ İ..................................................................................... 62 5.1. Giri ş..................................................................................................................... 62 5.2. Manto .................................................................................................................. 63 5.2.1 Oksijen .......................................................................................................... 63 5.2.2. Karbon ......................................................................................................... 67 5.2.3 Azot ............................................................................................................... 73 5.2.4 Hidrojen........................................................................................................ 75 5.2.5 Sülfür............................................................................................................. 77 5.3 Plutonik Kayaçların Yerle şimi : Kabuk Ve Hidrosferle Etkile şimi............... 78 5.3.1 Normal Magmatik Kayaçlar....................................................................... 79 5.3.2 Meteorik Sular Tarafından Yüzeysel Seviyede Hidrotermel Alterasyon : Dü şük ? 18 O De ğerlerine Sahip Plütonik Kayaçlar ............................................ 80 5.3.3 Yüksek ? 18 O De ğerlerine Sahip Magmatik Kayaçlar .............................. 82 5.4 Akı şkan / Kayaç Oranlarının Hesaplanması.................................................... 83 6. ÇEŞİTL İ SORU VE CEVAPLARLA İZOTOPLAR............................................ 84 6.1. Oksijen İzotoplarına İli şkin Sorular................................................................ 84 6.1.1. Oksijen İzotoplarının Kayaçlardaki Da ğılımı Nasıldır?......................... 84 6.1.2. Sedimanter Kayaçlarda Oksijen İzotoplarının Durumu Nasıldır? ...... 84 6.1.3. Oksijen İzotoplarının Hidrosferdeki Durumu Nasıldır ? ....................... 84 6.2. Kükürt ve Kükürt İzotoplarına Ait Sorular ................................................... 87 6.2.1. Kayaçlarda Kükürt İzotopları Oranı Nasıldır?....................................... 87 6.2.2. Kükürtlü Jeotermometreye Faydası Nedir? ............................................ 87 6.3. Karbon Jeokimyasına İli şkin Sorular............................................................. 88 6.3.1. C 12 /C 13 Oranına Metamorfizmanın Etkisi Var mıdır ? .......................... 88 6.3.2. C 12 /C 13 Oranı İle Bölge Tayini Nasıl Yapılır ?......................................... 88 6.3.3. Dolomitle şme Esnasında İzotopsal Farklıla şma Olur mu ?.................... 88 4 4 6.3.4. Organik Maddenin Kömürle şmesi İzotopsal Bir Farklıla şma Meydana Getirebilir mi?..................................................................................... 88 6.4. Oksijen İzotoplarına İli şkin Sorular................................................................ 89 6.4.1. Oksijen İzotoplarının Hidrosferde Da ğılımı Nasılsır? ............................ 90 6.4.2. O 2 İzotoplarının Jeotermometre Olarak Kullanılı şı Nasıldır?............... 91 7. TÜRK İYE'DEN ÖRNEKLER ................................................................................ 93 7.1. Karakoca (Simav-Kütahya) Kur şun Çinko Yata ğı ........................................ 93 7.2. Kur şunlu (Koyulhisar-Sivas) Pb-Zn-Cu Yata ğı ............................................. 94 7.3. Turhal (Tokat) Yöresi Antimon Yatakları...................................................... 94 7.4. Muratda ğı (Gediz-Kütahya) Yöresi Antimon Yatakları ............................... 96 7.5. Beyda ğı (Ödemi ş- İzmir) Yöresi Antimon ve Civa Yatakları......................... 98 8. SONUÇLAR.............................................................................................................. 99 9. KAYNAKLAR ........................................................................................................ 100 5 5 ŞEK İLLER D İZ İN İ Şekil 1. Farklı su kaynaklarının izotop bile şimini ve fiziko-kimyasal süreçlerin su bile şimi üzerine etkilerini gösterien ?D - ? 18 O diyagramı .....................................21 Şekil 2. Çe şitli jeotermal sahalarda meteorik suların ve sıcak su kaynaklarının izotop bile şimi.................................................................................................................... 23 Şekil 3. E ş olu şumlu sülfid mineral çiftleri arasında sıcaklı ğa ba ğlı S-izotop ayrımla şması ........................................................................................................... 28 Şekil 4. PDB standartına göreceli olarak yerküredeki bazı karbon rezervuarlarının ? 13 C aralı ğı. ..................................................................................................................... 31 Şekil 5. 1956 ve 1978 yılları arasındaki ? 13 C ve CO 2 konsantrasyon ili şkisinin de ği şimi. ................................................................................................................................ 32 Şekil 6. Meteorik sulardaki ?D ve ? 18 O arasındaki ili şki ( Rozanski ve di ğerleri, 1993). ................................................................................................................................ 34 Şekil 7. Atmosferik sular için olası ? 18 O de ği şimlerini gösteren şematik diyagram...... 35 Şekil 8. Do ğal oksijen izotop rezervuarları. ................................................................... 38 Şekil 9. Farklı su çe şitleri için ? D ve ? 18 O de ğerleri. .................................................... 39 Şekil 10. Do ğal hidrojen izotop rezervuarları................................................................. 40 Şekil 11. 1000 ln mineral-water = A + B( 10 6 /T 2 ) denklemine göre su ve mineraller arasındaki oksijen izotop da ğılım sabitleri. ........................................................... 41 Şekil 12. 1000 ln mineral-water = A + B( 10 6 /T 2 ) denklemine göre su ve mineraller arasındaki hidrojen izotopları da ğılım sabitleri. ..................................................... 42 Şekil 13. Colorado, Climax molibden yata ğındaki muskovitle dengede bulunan suyun izotopik kompozisyonunun hesaplanması. ............................................................. 43 Şekil 14. Tersiyer boyunca okyanuslardaki ? 18 O kompozisyonlarının de ği şimi.Bu de ği şim bentik foraminiferaların kompozisyonlarından elde edilmi ştir ( Miller ve Fairbanks, 1985). .................................................................................................... 45 Şekil 15. Taylor ( 1974, 1977) su / kayaç oranı e şitli ğinin hesaplanması ...................... 48 Şekil 16. Açık ve kapalı sistemlerdeki su / kayaç oranlarından hesaplanan hidrotermal49 Şekil 17. Yer altı suyu ile izotopik de ği şimde bulunan granodiyoritlerdeki, feldispatlardaki ? 18 O ve biyotitlerdeki ? D izotopik de ği şimini gösteren ? 18 O-? D diyagramı. ............................................................................................................... 49 Şekil 18. Oman, Semail ofiyolitindeki tüm kayaç ? 18 O profili. Ofiyolik stratigrafisindeki ? 18 O ......................................................................................................................... 51 Şekil 19. Do ğal ? 13 C rezervuarları. Karbon ta şıyan do ğal örneklerdeki ? 13 C de ğerlerinin de ği şimi................................................................................................................... 53 Şekil 20. ? 18 O - ? 13 C çizimi, farklı çevrelerdeki karbonat bile şimlerini göstermektedir.54 Şekil 21. CO 2 ’ye göreceli olarak karbon türlerinin ayrımla şması .................................. 57 Şekil 22. Do ğal sülfür izotop rezervuarları…………………………………………….59 Şekil 23. Deniz suyu ile dengede olan ? 34 S ve ? 18 O içinde bulunan sülfat için ya ş e ğrileri…...60 Şekil 24. Sedimanter ve hidrotermal süreçlerde sulfur izotop ayrımla şma modelini gösteren şekil .......................................................................................................... 60 Şekil 25. İleri ayrımla şma kristalizasyon sırasında eriyik ve olivin kristallerinin hesaplanan ? 18 O ...................................................................................................... 64 Şekil 26. Mg de ğerlerine kar şılık okyanusal ve kıtasal bazaltların oksijen izotop de ğerleri .................................................................................................................. 66 Şekil 27. Manto eklojitlerindeki klinopiroksen ve granatların oksijen izotop de ğerleri. 68 Şekil 28. Orta ve yüksek sıcaklıklardaki fazlar arasındaki karbon izotop ayrımla şması 69 Şekil 29. Elmasların karbon izotop de ğerleri ................................................................. 70 6 6 Şekil 30. Derinli ğin fonksiyonu olarak, de ği şik elmas tiplerindeki ? 13 C de ğerleri. ....... 71 Şekil 31. De ği şik manto kaynaklarının ? 15 N de ğerleri . ................................................. 74 Şekil 32. Orta-Atlantik Sırtı (MAR) örnekleri ( üçgenler) ve Kilauea (daireler) örnekleri ................................................................................................................................ 76 Şekil 33. Çe şitli kaynaklardaki sülfitlerdeki sülfür izotop kompozisyonları.................. 77 Şekil 34. Çe şitli magmatik kayaçlardaki oksijen izotop kompozisyonlarının derlenmesi. ................................................................................................................................ 79 Şekil 35. A.B.D, Idaho Batolitindeki Sawtooth Ring Zonunda (SRZ) Eosen plutonlarını ( gri ile gölgelendirilmi ş alanlar) çevreleyen ? 18 O konturları. ............................. 82 Şekil 36. Jeolojik olarak önemli bazı maddelerde ? 13 C de ğerleri.................................. 93 Şekil 37. Kurşunlu yöresi yataklarında çe şitli sülfürlü minerallerin ? 34 S de ğerleri da ğılımı ................................................................................................................... 94 Şekil 38. Turhal yöresindeki siyah fillitler içindeki piritlerin ve çe şitli cevherle şme tiplerindeki stibnitin ? 34 S de ğerleri da ğılımı ....................................................... 95 Şekil 39. Muratda ğı antimon yöresinde çe şitli yataklarda ? 34 S de ğerleri da ğılımı ( Gökçe ve ................................................................................................................. 96 Şekil 40. Muratda ğı antimon yöresi Sürtmece yata ğında cevher olu şturucu hidrotermal suyun....................................................................................................................... 97 Şekil 41. Muratda ğı antimon yöresindeki meteorik suyun sirkülasyonu ve cevherle şmelerin ..................................................................................................... 97 Şekil 42. Beyda ğı yöresindeki metamorfitler içindeki pirit, Halıköy civa yata ğındaki zinober ve................................................................................................................ 98 7 7 TABLOLAR D İZ İN İ Tablo 1. Duraylı izotop kimyası ve jeokimyasında seçilmi ş bazı eski yayınlar............. 10 Tablo 2. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda ß bozu şması.......................................... 12 Tablo 3. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda pozitron bozu şması .............................. 12 Tablo 4. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda elektron zaptı........................................ 12 Tablo 5. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda ? bozu şması ......................................... 13 Tablo 6. Jeotermal sistemlerin hidrolojik çalı şmalarında yaygın olarak kullanılan duraylı izotoplar...................................................................................................... 16 Tablo 7. Jeotermal çalı şmalarında yaygın olarak kullanılan izotopların do ğadaki (göreceli)................................................................................................................. 18 Tablo 8. H 2 S ve sulfur bile şikleri arasındaki 34 S da ğılımı için ayrımla şma.................... 61 Tablo 9. Karakoca (Simav – Kütahya) yata ğında sülfürlü minerallerin ? 34 S de ğerleri.. 93 8 8 ÖNSÖZ “ Duraylı İzotopların Jeolojide Kullanımı ” konulu bu çalı şma Ankara Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeoloji Mühendisli ği Bölümünde JEM 431 - 432 Mühendislikte Projelendirme Dersi kapsamında hazırlanmı ştır. İzotoplar, jeolojide iki temel uygulama alanına sahiptir: Jeokronoloji ve Jeokimya. Radyoaktif-radyojenik izotop çiftlerinin kullanımını temel alan ve kayaçlar, mineraller ve sular gibi jeolojik malzemelerin ya şlarının saptanmasına yönelik olan jeokronolojik ara ştırmalar, izotopların jeolojideki ilk ve temel uygulama alanını olu şturmaktadır. Jeokimyasal uygulamalar ise, yerkürenin evrimi, magmatik kayaçların olu şumları ve geli şimleri, akı şkan-mineral etkile şimi, jeotermal akı şkanların kökenleri ve bunun gibi çe şitli jeolojik süreçlerin irdelenmesinde izotopların iz sürücü parametreler olarak kullanımını içermektedir. Çalı şma kapsamında, jeolojide büyük öneme sahip olan duraylı izotopların jeokimyasal uygulama alanlarında nasıl kullanıldıkları detaylı olarak anlatılmaktadır. TE ŞEKKÜR JEM 431 - 432 Mühendislikte Projelendirme dersi kapsamında bu raporun hazırlanmasında katkı ve desteklerinden dolayı danı şman hocam Prof. Dr. Do ğan AYDAL’ a te şekkür ederim. 9 9 1. G İR İŞ 1.1. Tarihçe 1925 yılında İngiliz bilim adamları H.Briscoe ve P. Robinson ortaya atılan ilk öneri, doğal bile şenler içindeki hafif elementlerin izotopik ayrımla şmasına fiziksel kimyasal süreçlerin neden oldu ğudur. Çözünme , kristalizasyon, erime ve buharla şma do ğada izotopik çe şitlili ğe neden olabilece ğini öngörmü şlerdir. Bir sene sonra Rus bilim adamı V. Vernadsky hafif elementlerdeki izotopik ayrımla şmanın canlı materyallerde olması gerekti ğini önermi ştir fakat o sırada bu hipotezi destekleyecek deneysel veya do ğal bir veri bulunmamaktaydı. Hidrolojik döngüdeki suyun oksijen ve hidrojen izotop oranlarının çe şitlili ği 1930’lu yılların ortalarında yo ğunluk de ğer ölçümleri baz alınarak ortaya konulmu ştur ( Gilfillan, 1934). Bu on yıl içinde, H. Urey ve Kolombiya Üniversitesindeki arkada şları izotop de ği şim reaksiyonlarını geli ştirmi şlerdir ve A. Nier ve Minesota Üniversitesindeki arkada şları doğal materyallerdeki birçok hafif elementin duraylı izotop oran çe şitlili ğini kütle spektrometrik ölçümlerini yapmı şlardır. Ana jeokimyasal problemlerde hafif duraylı izotop ölçümlerinin ilk gerçek uygulaması 1941 yılında karbon izotop analizlerini baz alarak dünyadaki toplam bitüm ve kömür miktarını hesaplayan F. Wickman tarafından yayınlanmı ştır. 1930 ve 1940’lı yıllarda yazılan birçok makale ile yer bilimlerindeki problemlerin çözümünde duraylı izotop ölçümlerinin önemi anla şılmı ştır. Şu anda bilinen hafif duraylı izotopların jeokimyası 1946 yılında ba şlamı ştır. Fosil kabuklarındaki CaCO 3 ’ün oksijen izotop analizlerinden eski okyanusların sıcaklıklarının belirlenmesi üzerine çalı şıldı ( Urey, 1946). Daha sonra oksijen izotop paleo-sıcaklık skalası geli ştirildi ( Urey ve di ğerleri., 1948; Epstein ve di ğerleri., 1951; Urey ve di ğerleri., 1951). Karbonat kabuklarındaki oksijen izotop analizleri üzerinde çalı şılarak, silikat kayaç ve minerallerdeki oksijen izotop çe şitlili ği ( Baertschi, 1950; Baertschi ve Silverman, 1951), do ğadaki karbon izotop çe şitlili ği ( Craig, 1953), do ğal sulardaki duraylı izotop oranları ( Epstein ve Mayeda,1953; Friedman, 1953), biyojenik fosfatlardaki oksijen izotop kompozisyonları (Tudge, 1960) belirlenmi ştir. Önemli duraylı izotop ara ştırmaları aynı zamanda Ontario’da da kayaç ve minerallerdeki sülfür izotop oranları ( Thode, 1949), Kopenhag’da do ğal sulardaki oksijen izotop çe şitlili ği ( Dansgaard, 1954), Moskova’da oksijen üzerine ( Vinogradov ve Donstova, 1947) gerçekle ştirilmi ştir. 10 10 İlerleyen yıllarda duraylı izotop çalı şmaları tüm dünyada birçok laboratuarda izotop oran kütle spektrometrelerinde gerçekle ştirilmi ştir. Duraylı izotop ölçümleri, jeokimya, klimatoloji, hidrolji, ekoloji, arkeoloji, meteoroloji, atmosferik bilimler, meteroitler, paleobiyoloji ve bakteriyoloji gibi birçok alanda problemlerin çözümünde kullanılmaya ba şlanmı ştır. Duraylı izotoplar genellikle izotopik analizin amacına göre ve kütle spektrometresinde ölçülen kütle farkından dolayı gaz fazına ( genellikle H 2 , CO 2 veya SO 2 ) dönüştürülürler. O, H, C, S gibi elementlerde, örnek hazırlama sırasındaki kontaminasyon ve analizler belirli problemler olu ştururlar ve temiz bir örnekleme sa ğlamak için oldukça titiz olunmalıdır. İyon prob ve lazer mikroprob duraylı izotop analizleri için kullanılmaktadır. YIL BA ŞLIK KAYNAK 1934 Hidrojen izotoplarının do ğal ayrımla şması Dole, M., J. Am. Chem. Soc. 56, 999. 1935 İzotopik denge de ği şimi Urey, H.C., ve Greiff, L.J., J. Am. Chem. 57, 321. 1935 Oksijenin havadaki ve sudaki göreceli atomik a ğırlı ğı Dole, M., J. Am. Chem. Soc. 57 2731. 1939 Ya ğmur suyunun izotopik kompozisyonu Teis, R.V., Compt. Rend. Acad. Sci. U.R.S.S 23, 674. 1941 Metamorfik kayalardaki ve minerallerdeki suların (hidroksil) izotopik kompozisyonlarının belirlenmesi Vernadsky, W.I., Vinogradov, A.P., ve Teis, R.V., Compt. Rend. Acad. Sci. U.R.S.S 31, 573. 1941 Kömür ve bitümün toplam miktarının hesaplanmasındaki yeni olasılık Wickman, F.E., Geol. Fören. i Stockholm Förh. 63, 419 1949 Sülfürün izotopik bile şimindeki do ğal çe şitlilikler Thode, H.G., MacNamara, J., ve Collins, C.B., Can. J. Res. 27B, 361 1950 Silikat kayalardaki oksijenin izotopik kompozisyou Baertschi, P., Nature, 166, 112. Baertschi, P., ve Silverman, S.R., Geochim. Cosmochim. Acta 1, 4. 1951 Karbonat kayalarındaki oksijen ve hidrojenin göreceli bollu ğu Baertschi, P., Nature, 168, 288. 1952 Karbon izotoplarının bitkilerdeki göreceli bollu ğunun çe şitlili ği Wickman, F.E., Geochim. Cosmochim. Acta 2, 243. Tablo 1. Duraylı izotop kimyası ve jeokimyasında seçilmi ş bazı eski yayınlar. 11 11 1.2 Temel Kavramlar İzotoplar, bir elementin atom numarası aynı fakat atomik kütlesi farklı olan atomlarıdır. Atomlar, (+) yüklü protonları ve yüksüz nötronları içeren bir çekirdek ile onu çevreleyen ve (-) yüklü elektronları içeren yörüngelerden olu şmaktadır. Çekirdekteki protonların sayısı Atom Numarası (Z) olarak bilinmekte ve bu sayı, nötr bir atomda, yörüngelerdeki elektron sayısına e şit olmaktadır. Proton say ısı (Z) ile nötron sayısının (N) toplamı, Atomik Kütle (A) olarak bilinmektedir (A=Z+N). İzotoplar, Radyoaktif İzotoplar ve Duraylı (Kararlı) İzotoplar olarak kabaca iki gruba ayrılmaktadır. Radyoaktif izotoplar, radyoaktif bozu şma yoluyla (?-bozu şması, ß- bozu şması, nükleer fizyon gibi) ba şka bir elemente dönü şen izotoplardır. Duraylı (kararlı) izotoplar ise radyoaktif bozu şma göstermeyen izotoplardır. Radyoaktif bir izotopun bozu şması ile olu şan izotopa ise “Radyojenik İzotop” adı verilir; radyojenik izotoplar radyoaktif veya duraylı (kararlı) izotop özelli ği gösterebilir. 1.2.1. Radyoaktif İzotoplar Radyoaktif izotopların do ğadaki deri şim düzeyleri, radyoaktif bozu şma süreçleriyle kontrol edilmektedir. Do ğal olarak olu şan radyoaktif izotopların yarı ömürleri (radyoaktif izotopun orijinal miktarının yarıya inmesi için gerekli süre) birkaç saniyeden milyarlarca yıla kadar de ği şen geni ş bir aralı ğa sahiptir. Yarı ömürleri (yerkürenin ya şı ile kar şıla ştırılabilecek derecede) uzun olan izotoplar ve onların radyojenik ürünleri, yerkürenin olu şumundan bu yana geçirdi ği kimyasal ayrı şma sürecinin incelenmesinde potansiyel izleyiciler konumundadır. 1.2.2. Radyoaktif Bozu şma Mekanizmaları Do ğal olarak bulunan radyoaktif izotoplar çe şitli bozu şma mekanizmaları ile radyojenik izotoplara dönü şmektedir. Bu mekanizmaların ba şlıcaları, ß bozu şması, pozitron bozu şması, elektron zaptı, ? bozu şması ve nükleer fizyon bozu şmalarıdır 12 12 1.2.2.1. ß Bozu şması Atom çekirde ğinde yer alan nötronlardan birinin bir proton ve bir elektrona dönüşmesidir. Bu ba ğlamda, radyoaktif izotop ve radyojenik ürün farklı atom numaralarına - aynı atomik kütleye sahip olmaktadır. İZOTOP ATOM NUMARASI Proton Sayısı Nötron Sayısı ATOM İK KÜTLE Proton sayısı + Nötron sayısı Radyoaktif Z N A Radyojenik Z+1 N-1 A Tablo 2. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda ß bozu şması 1.2.2.2. Pozitron Bozu şması Atom çekirde ğindeki bir protonun, bir pozitron, bir nötron ve bir nötrino partikülüne dönüşmesidir. Bu ba ğlamda, radyoaktif izotop ve radyojenik ürün farklı atom numaralarına - aynı atomik kütleye sahip olmaktadır. İZOTOP ATOM NUMARASI Proton Sayısı Nötron Sayısı ATOM İK KÜTLE Proton sayısı + Nötron sayısı Radyoaktif Z N A Radyojenik Z-1 N+1 A Tablo 3. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda pozitron bozu şması 1.2.2.3. Elektron Zaptı Atom çekirde ğinin, yörüngelerden bir elektron kapması ve bu elektronun çekirdekteki bir proton ile tepkimeye girerek bir nötron olu şturmasıdır. Bu ba ğlamda, radyoaktif izotop ve radyojenik ürün farklı atom numaralarına - aynı atomik kütleye sahip olmaktadır. İZOTOP ATOM NUMARASI Proton Sayısı Nötron Sayısı ATOM İK KÜTLE Proton sayısı + Nötron sayısı Radyoaktif Z N A Radyojenik Z-1 N+1 A Tablo 4. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda elektron zaptı 13 13 1.2.2.4. ? Bozu şması Atom çekirde ğinden ?-partiküllerinin dı şarı salınmasıdır. ? partikülü 2 proton ve 2 nötrondan olu şmaktadır. Bir ba şka deyi şle ?-partikülü, atom numarası 2, atomik kütlesi 4 olan Helyum izotopudur ( 4 2 He). Bu bozuşma türünde, radyoaktif izotop ve radyojenik ürün farklı atom numaralarına farklı atomik kütlelere sahip olmaktadır. İZOTOP ATOM NUMARASI Proton Sayısı Nötron Sayısı ATOM İK KÜTLE Proton sayısı + Nötron sayısı Radyoaktif Z N A Radyojenik Z-2 N-2 A-4 Tablo 5. Radyoaktif ve radyojenik izotoplarda ? bozu şması 1.2.2.5. Nükleer Fizyon Nükleer fizyon, atom çekirde ğinin ?-partikülleri, x-ı şınları, ?-ı şınları, nötronlar, protonlar ve döteryumlar (D= 2 1 H) ile bombardımanı ile olu şmaktadır. Nükleer fizyona uğrayan elementler U ve Th elementleridir. Fizyon sonucu ortaya çıkan yan ürünler ?- partikülleri, ?-ı şınları, nötronlar ve enerjidir. Fizyon sırasında çekirdek iki e şit parçaya ayrılmaz. Fizyon sonucu ortaya çıkan radyojenik izotoplar genellikle radyoaktiftirler ve ß-bozu şması yoluyla duraylı (kararlı) izotoplara dönü şürler. 1.3. Duraylı (Kararlı) İzotoplar Duraylı (kararlı) izotoplar, radyoaktif bozu şma göstermeyen izotoplardır. Bu tip izotopların doğadaki deri şimleri, İzotop Ayrımla şması adı verilen bir süreç ile kontrol edilmektedir. Do ğadaki elementlerin pek ço ğu birden fazla duraylı izotopa sahiptir. Atomik kütlesi 40’dan daha küçük olan atomların farklı izotopları, çe şitli fiziko- kimyasal süreçler sırasında, birbirlerinden ayrılabilmektedir. Bu ayrılma, İzotop Ayrımla şması olarak isimlendirilmektedir. Jeotermal sistemlerde en yaygın fiziko- kimyasal süreçler, yo ğunla şma, buharlaşma, gaz fazı ayrılması ve mineral-akı şkan tepkimeleri gibi süreçlerdir. İzotop ayrımla şması, izotopların atomik kütleleri arasındaki fark ile orantılı olarak geli şmektedir. Atomik kütlesi 40’dan daha büyük olan izotoplarda bu fark (?m) tüm kütlenin çok az bir bölümüne (?m/m) kar şılık geldi ğinden, bu tip izotoplarda kayda de ğer bir ayrımla şma gerçekleşmemektedir. 14 14 Duraylı izotopların ayrımla şması, “Ayrımla şma Faktörü” denilen bir katsayı ile ifade edilir: ? = R A /R B ………………………(1) bu denklemde, ? = ayrımla şma faktörü, R A = A bile şenindeki a ğır izotop / hafif izotop oranı, R B = B bile şenindeki a ğır izotop / hafif izotop oranıdır. Örne ğin, a şa ğıda gösterilen tepkimede, 12 CO 2 + 13 CH 4 = 13 CO 2 + 12 CH 4 karbondioksit ve metan bile şenleri arasındaki izotopik denge durumunu sa ğlayan izotop alı şveri şi (izotop ayrımla şması) için ayrı şma faktörü, ? = ( 13 C/ 12 C) CO2 / ( 13 C /12 C) CH4 …………….(2) şeklinde ifade edilmektedir. Bu tür izotopik denge tepkimelerinde ayrımla şma faktörü, esasen, denge sabitine e şit olmaktadır: [ 13 CO 2 ] [ 12 CH 4 ] K = ------------------------- ………..………………(3) [ 12 CO 2 ] [ 13 CH 4 ] bu e şitlikte K = denge sabiti olup, e şitli ğin sağ tarafında pay ve payda kesimlerinde gösterilenler, tepkime girdi ve çıktılarına ait aktiviteler ya da (aktivite katsayısının bire e şit kabul edilmesi durumunda) deri şimlerdir. 15 15 Jeolojik malzemelerdeki duraylı izotop bile şimleri, belli bir standardın bile şiminden olan sapmalar şeklinde, ? (delta) parametresi ile ifade edilir: (a ğır izotop / hafif izotop) örnek - (a ğır izotop / hafif izotop) standart ? a ğır izotop (‰) = -------------------------------------------------------------------------------- x 10 3 ……..(4) (a ğır izotop / hafif izotop) standart veya, (a ğır izotop / hafif izotop) örnek ? a ğır izotop (‰) = -------------------------------------------- - 1 x 10 3 ………………(5) (a ğır izotop / hafif izotop) sandart Farklı izotoplar için farklı standartlar kullanılmaktadır. Jeolojik malzemenin (bir ba şka deyi şle, analiz edilen örne ğin) negatif delta parametresine sahip olması, malzemenin standart malzemeye oranla a ğır izotop açısından fakir oldu ğunu, pozitif delta parametresine sahip olması ise a ğır izotop açısından (standart malzemeye oranla) zengin oldu ğunu göstermektedir. İzotop alı ş-veri ş tepkimelerinde, A ve B bile şenlerine ait izotop bile şimleri ? parametresi cinsinden ifade edildi ğinde, R A ?A = --------- - 1 X 10 3 ........................(6) R STD. R B ?B = ------- - 1 x 10 3 ........................(7) R STD. olmaktadır. 16 16 Bu durumda ise ayrımla şma faktörü, R A 10 3 + ?A ? A-B = ------- = -------------- …………………(8) R B 10 3 + ?B şeklinde ifade edilebilmektedir. İzotop ayrımla şması sırasında iki farklı faza ait izotop bile şimleri arasındaki fark, ? a-b parametresi ile gösterilmektedir: ? A-B = ?A - ?B…………………..(9) 2. JEOTERMAL S İSTEMLERDE İZOTOP ÇALI ŞMALARI Jeotermal sistemlerin hidrolojik incelemelerinde hidrojen, oksijen, karbon, kükürt, azot, boron, silika, klor gibi elementler ile helyum, argon, kripton gibi asal gazların izotopları kullanılmaktadır. Bu izotoplar içerisinde ise en yaygın olarak kullanılanlar, hidrojen, oksijen, kükürt ve azot izotoplarıdır ( Tablo 6). ELEMENT İZOTOP İK BOLLU ĞU KULLANILAN ORAN STANDART Hidrojen 1 H %99.985, 2 H %0.015 aynı zamanda D (Döteryum) olarak da ifade edilir. Çok az miktarda 3 H trityum da bulunur fakat trityum izotopu radyoaktiftir. D/ 1 H SMOW (Standard Mean Ocean Water) Karbon 12 C %98.90 ve 13 C %1.10. Küçük bir miktarda 14 C de bulunur fakat radyoaktiftir. 13 C/ 12 C PDB (PeeDee Formation Belemnite) Azot 14 N % 99.63 15 N % 0.37 15 N/ 14 N Atmosferik N 2 Oksijen 16 O % 99.762 17 O % 0.038 18 O % 0.200 18 O/ 16 O SMOW (Standard Mean Ocean Water) Kükürt 32 S % 95.02, 33 S % 0.75 34 S % 4.21, 36 S % 0.02 34 S/ 32 S CDM (Canyon Diablo Meteroite) Tablo 6. Jeotermal sistemlerin hidrolojik çalı şmalarında yaygın olarak kullanılan duraylı izotoplar 17 17 İzotop jeolojisi, jeotermal ara ştırma, geli ştirme ve izleme çalı şmalarına önemli katkılar sa ğlayan bir disiplin konumundadır. Bunun ba şlıca nedenleri ise, i) izotop ayrımla şmasının sıcaklık, kayaç-akı şkan etkile şimi, sıcak-so ğuk su karı şımları ve buhar ayrı şması gibi fiziko-kimyasal süreçlere son derece duyarlı olması ve ii) izotopların fiziksel ve kimyasal özelliklerini korumaları nedeniyle, suların kökenlerini ve bölgesel akım yönlerini belirlemede iz sürücü parametreler olarak kullanılabilmesidir. Bu ba ğlamda, jeotermal sistemlerde izotop çalı şmaları ba şlıca üç amaca yönelik olarak kullanılmaktadır: 1) Jeotermal akı şkanların kökenlerinin belirlenmesi a. akı şkanların kaynakları (meteorik, magmatik, metamorfik ). b. akı şkan içerisindeki bile şenlerin kaynakları (manto ve kabuk rezervuarların katkıları). c. akı şkan bile şimini etkileyen fiziko-kimyasal süreçler (kayaç-su etkile şimleri, yoğunla şma, kaynama, buharla şma ). 2) Jeotermal akı şkanın ya şının (beslenim-bo şalım veya beslenim-örnekleme arasındaki sürenin) belirlenmesi 3) Jeotermometre uygulamaları (rezervuar sıcaklı ğının belirlenmesi) 2.1. Jeotermal Akı şkanların Kökenleri 2.1.1. Hidrojen ve Oksijen- İzotopları Jeotermal arama, geli ştirme ve izleme çalı şmalarında, akı şkan kökenlerine ili şkin olarak, hidrolojik ko şulları ve akı şkan özelli ğine etkiyen fiziko-kimyasal süreçleri irdelemede en çok kullanılan izotoplar, hidrojen ve oksijen elementlerinin duraylı izotoplarıdır. Hidrojen elementinin, do ğada, 2 adet duraylı ( 1 H = Hidrojen ve 2 H = D = Döteryum) ve 1 adet radyoaktif ( 3 H = Trityum) izotopu mevcuttur. Bu izotoplardan, trityum radyoaktif izotopunun yarı-ömrü 12.43 yıldır. Oksijen elementinin do ğal olarak bulunan 18 18 duraylı izotopları ise 16 O, 17 O ve 18 O izotoplarıdır. Söz konusu izotopların doğadaki deri şim düzeyleri, toplam element deri şiminin yüzdesi olarak Tablo 2’de gösterilmektedir. İZOTOP DER İŞİM (% toplam element deri şimi) 1 H 99.9852 2 H = D 0.0148 3 H 10 -15 -10 -12 16 O 99.76 17 O 0.04 18 O 0.20 Tablo 7. Jeotermal çalı şmalarında yaygın olarak kullanılan izotopların do ğadaki (göreceli) deri şim düzeyleri (Faure, 1986; Gerardo-Abaya vd.,2000) Yeraltı suyu, jeotermal akı şkan, kayaç veya mineral gibi jeolojik malzemelerde yürütülen H ve O izotop analizleri, H/D ve di ğer oksijen izotoplarına oranla 17 O izotopunun do ğadaki deri şiminin çok küçük olması nedeniyle 16 O/ 18 O oranlarının ölçümünü hedef almaktadır. Jeokimyasal uygulamalarda, jeotermal akı şkan örneklerinin duraylı oksijen ve hidrojen izotop bile şimleri, referans standart bile şimlerinden olan sapmalar şeklinde, delta parametresi ile ifade edilmektedir. Referans olarak kullanılan standart ise Standart Ortalama Okyanus Suyu (Standart Mean Ocean Water, SMOW) bile şimidir . (D / H) örnek - (D / H) SMOW ? D (‰) = ------------------------------------------- x 10 3 ……………………. (10) (D / H) SMOW ( 18 O/ 16 O) örnek - ( 18 O / 16 O) SMOW ? 18 O (‰) = ------------------------------------------- x 10 3 …………………… (11) ( 18 O / 16 O) SMOW 19 19 Söz konusu SMOW bile şimi ilk defa Craig (1961) tarafından, A.B.D. Standartlar Ofisinde kullanılmakta olan NBS-1 standardına göre tanımlanmı ştır: D/H (SMOW) = 1.050 D/H (NBS-1) …………………………………(12) 18 O/ 16 O (SMOW) = 1.008 18 O/ 16 O (NBS-1) ………………………….(13) Ayrıca, Craig tarafından, Viyana’daki Uluslararası Atom Enerjisi Ajansı için, bile şimi SMOW bile şimi ile hemen hemen aynı olan bir standart hazırlanmı ştır. Bu yeni standart Viyena-SMOW (ya da kısaca V-SMOW) olarak adlanmaktadır. SMOW, okyanus sularının ortalama izotop bile şimini yansıtmakta ve ? D = 0 ‰ and ? 18 O = 0 ‰ de ğerleriyle tanımlanmaktadır; V-SMOW bile şimine göre ise SMOW, ?D = +0.20 ‰ ve ? 18 O = +0.04 ‰, de ğerlerine sahiptir (Attendorn ve Bowen, 1997; Gerardo-Abaya vd., 2000). Uluslararası Atom Enerjisi Ajansı tarafından, O- ve H-izotop bile şimlerini tanımlamada kullanılan bir diğer standart SLAP (Standard Light Antarctic Precipitation) olarak bilinen, Antarktika’daki ya ğı şlara ait ortalama izotop bile şimleridir ki bu bile şimler, SMOW’a oranla ? D = -428 ‰ ve ? 18 O = -2.2 ‰ de ğerlerine sahiptir (Attendorn ve Bowen, 1997). Oksijenin 3, hidrojenin ise 2 adet duraylı izotopunun var olması nedeniyle, su molekülleri çe şitli izotopik konfigürasyonlara sahip olabilmektedir (H 2 16 O, H 2 17 O, H 2 18 O, HD 16 O, HD 17 O, HD 18 O, D 2 16 O, D 2 17 O, D 2 18 O gibi). Suyun farklı izotopik moleküllerinin buhar basıncı, izotopların kütleleri ile ters orantılıdır. Örneğin, H 2 16 O molekülü, D 2 18 O molekülüne oranla daha yüksek buhar basıncına sahiptir. Bu nedenle, suyun buharla şması sürecinde buhar fazı hafif izotoplarca (H ve 16 O) zenginle şirken, a ğır izotoplar (D, 18 O) geriye kalan artık sıvı fazında deri şmektedir . Suyun buharla şma sürecinde izotop ayrımla şma faktörleri, ? 18 = ( 18 O/ 16 O) sıvı / ( 18 O/ 16 O) buhar …………………………..(14) ? D = (D/H) sıvı / (H/D) buhar …………………………………..(15) olarak ifade edilmektedir. 20 20 Su buharının yoğunla şması ile olu şan ilk ya ğmur damacıkları, D ve 18 O gibi a ğır izotoplarca zengin olmaktadır. Ya ğı ş devam ettikçe, buhardan D ve 18 O ayrı şması da devam etmekte ve sonuçta geri kalan buhar fazı hafif izotoplar olan H ve 16 O izotoplarınca deri şmektedir. Dolayısıyla havadaki buhar fazı, ya ğmur, kar veya dolu ya ğı şları devam ettikçe, daha negatif ?D ve ? 18 O de ğerlerine sahip olmaktadır. Buhar fazı bu negatif de ğerlere sahip oldukça, ya ğı şlarda da zaman içinde negatif ?D ve ? 18 O de ğerleri geli şmektedir. Buhar fazında yoğunla şma ve ya ğı ş olarak buhar fazından (buluttan) ayrılma süreci, Rayleigh Distilasyon e şitli ği ile a şa ğıda gösterildi ği şekilde tanımlanmaktadır: R/R 0 = f (?-1) ……………………………………(16) Bu e şitlikte, R = artık (geriye kalan) buhar fazındaki 18 O/ 16 O oranı R 0 = yo ğunla şma sürecinden önce buhar fazındaki ilksel 18 O/ 16 O oranı F = artık (geriye kalan) buhar fazının oranı ? = izotop ayrımla şma faktörü = R sıvı / R buhar olmaktadır. (13) no.lu e şitlikten yola çıkılarak, ? 18 O + 10 3 R/R 0 = ------------------ = f (?-1 ) ……………………………………(17) (? 18 O) 0 + 10 3 şeklinde ifade edilmektedir. 21 21 Şekil 1. Farklı su kaynaklarının izotop bile şimini ve fiziko-kimyasal süreçlerin su bile şimi üzerine etkilerini gösterir ?D - ? 18 O diyagramı (veri kaynakarı: magmatik sular - Taylor, 1974; Sheppard, 1977; metamorfik sular - Taylor, 1974; Sheppard, 1981; fosil sular - Taylor, 1974; magmatik biyotit ve hornblend – Taylor, 1974) Okyanuslardaki buharla şma süreci (hafif izotopların buhar fazına geçmesi) ve bunu takiben bulutlarda meydana gelen yo ğunla şma (kondense olma) süreci sonucunda, meteorik ya ğı şlar ile olu şan yüzey suları deniz suyuna oranla daha dü şük ? 18 O ve ?D de ğerlerine sahip olmaktadır. Dünya üzerindeki farklı lokasyonlardan alınan çok sayıdaki ya ğı ş (ya ğmur, kar) sularında gerçekle ştirilmi ş olan izotop analizleri, meteorik suların ? 18 O ve ?D de ğerlerinin ?D = 8 (? 18 O ) + 10 ……………. (18) denklemi ile tanımlanan (Craig, 1961) çizgisel bir ili şkiye sahip oldu ğunu göstermi ştir. Meteorik suların ? 18 O de ğerleri 0 ile –60 ‰, ?D de ğerleri ise +10 ile –400 ‰ arasında de ği şmektedir. Meteorik suların ? 18 O ve ?D de ğerleri yıllık ortalama hava sıcaklı ğına ba ğlı olarak de ği şim göstermektedir; sıcaklık dü ştükçe izotop ayrımla şma faktörü, dolayısıyla suların a ğır izotop/hafif izotop oranları artmaktadır (Dangsgaard, 1964) Ayrıca bu de ğerler, bulunulan bölgenin enlemine ve deniz seviyesinden olan 0 0 -40 -80 -120 10 20 30 -10 -20 ? O (per mil) 18 ? D (per mil) + SMOW Fosil Sular Metamorfik Sular Magmatik Sular Magmatik biyotit ve hornblend Buharla şma Kayaç-Akı şkan Etkile şimi Yo ğunla şma 22 22 yükseltisine ba ğlı olarak da deği şmektedir; enlem ve yükseklik arttıkça, ? 18 O ve ?D de ğerleri dü şmektedir. Jeotermal suların kaynakları uzun yıllar ara ştırmacılar için çözülmesi gerekli bir sorun olarak kalmı ştır. Yapılan çalı şmalar, do ğal suların 5 ana bile şene (kayna ğa) sahip oldu ğunu göstermi ştir: meteorik sular ( ya ğı şlar, akarsu ve göl gibi yüzey suları ve yeraltı suları), deniz suyu, derin kökenli fosil sular, metamorfizma sürecinde salınan metamorfik sular ve magmatik sular. Söz konusu bu bile şenlerin her biri kendilerine özgü izotop bile şimlerine sahiptir. Yukarıda bahsedildi ği üzere, meteorik suların H ve O izotop bile şimleri çizgisel bir ili şki sergilemektedir. Deniz suyu meteorik sulara oranla a ğır izotoplar açısından daha zengindir ve deniz suyu ortalaması referans standart olarak kullanılmaktadır. Fosil sular sedimanter havzalarda, diyajenetik süreçler sırasında, sedimanlar içerisinde hapsedilmi ş olan (ve esas olarak meteorik ya da deniz suyu kökenli) olan sulardır. Magmatik suların izotop bile şimi, magmatik kayaçların izotop bile şimlerinden yola çıkılarak tanımlanmı ştır ve ? 18 O ile ?D de ğerleri, sırasıyla, +5.5 to +13 ‰ ve -40 to -80 ‰ arasında de ği şmektedir (Taylor, 1974; Sheppard, 1981). Metamorfik suların izotop bile şimleri, (300-600 C civarındaki sıcaklıklarda) metamorfizma sırasında, oksijen ve hidrojen içeren mineraller ile akı şkan arasındaki denge durumuyla kontrol edilmektedir; bu suların ? 18 O ile ?D de ğerleri, sırasıyla, +3 ile +25 ‰ ve -20 ile –65 ‰ arasında de ği şmektedir (Taylor, 1974; Sheppard, 1981). Yukarıda tanımlanan bu bile şenlerin kendilerine özgü bile şimleri, jeotermal suların kayna ğını belirlemede anahtar konumundadır. Jeotermal sular tek bir kayna ğa sahip olabilece ği gibi farklı kaynaklardan türeyen suların bir karı şımından da olu şabilirler. Nitekim uzun yıllar boyunca jeotermal suların magmatik kökenli veya meteorik+magmatik katkılı sular oldu ğu düşünülmü ştür. Ancak, meteorik ve magmatik suların karı şımından olu şan jeotermal suların izotop bile şimlerinin, Şekil 1’de gösterilen diyagramda, meteorik su çizgisinden magmatik sular alanına do ğru uzanan yönelimler göstermesi beklenirken, pek çok jeotermal sahada suların meteorik su bile şimine yakın bile şimler verdi ği (ancak ? 18 O de ğerlerinin pozitif de ğerlere do ğru sapma gösterdi ği) gözlenmi ştir ( Şekil 2). Bu nedenle, bugün ço ğu jeotermal suların esas olarak meteorik 23 23 kökenli oldu ğu ve derin dola şımları s ırasında jeotermal gradyan etkisi ile ısındıkları kabul edilmektedir. Şekil 2. Çe şitli jeotermal sahalarda meteorik suların ve sıcak su kaynaklarının izotop bile şimi ?D - ? 18 O diyagramı (içi dolu daireler sıcak kaynak sularının, içi bo ş daireler ise ili şkin jeotermal sahalardaki meteorik suların ortalama bile şimini göstermektedir; meteorik su ve sıcak su bile şimlerini birle ştiren çizgiler, kayaç-akı şkan etkile şimine ba ğlı olarak sıcak sulardaki bile şimlerin de ği şimini yansıtmaktadır. Veri kaynakları: Arnorsson, 2000 ve orada de ğinilen belgeler) ? 18 O de ğerlerine sahip olu şu ise suların yeraltı dola şımları s ırasında yan kayaçlar ile etkile şimde bulunmasına ba ğlanmaktadır. A ğır izotoplar açısından zengin kayaçlar ile jeotermal akı şkan arasındaki etkile şim sonucu akı şkan a ğır izotoplarca zenginle şmekte ve bile şimi pozitif ? 18 O de ğerlerine do ğru de ği şmektedir. Hidrojen ise kayaçların ana bile şenlerinden biri olmadı ğından (ve kayaçtaki hidrojen miktarı akı şkan örneklerine oranla çok daha dü şük olduğundan), kayaç-akı şkan etkile şimi jeotermal suların ?D de ğerleri üzerinde bir de ği şikli ğe neden olmamaktadır. Jeotermal akı şkanların H ve O izotop bile şimleri sadece akı şkanın kayna ğını de ğil aynı zamanda akı şkanın yeraltı dola şımı s ırasında maruz kaldı ğı fiziko-kimyasal süreçleri 18 Magmatik Sular 0 -50 -100 -150 -15 -10 -5 0 +5 +10 Larderello The Geysers Icel and Niland Lassen Park Steamboat Kaynakları ? O (per mil) ? D (per mil) 24 24 irdelemede de kullanılabilmektedir. Buharla şma (ani basınç dü şmelerine ba ğlı olarak yeraltında da meydana gelebilmektedir), yo ğunla şma (buhar fazının sıvı fazda kondense olması) ve kayaç-akı şkan etkile şimi, söz konusu fiziko-kimyasal süreçlerin ba şlıcalarıdır ve izotop bile şimi üzerine etkileri yukarıda tartı şıldı ğı gibi Şekil 1’de de gösterilmi ştir. Sonuç olarak H ve O izotopları, jeotermal arama ve geli ştirme çalı şmalarında, a şa ğıda özetlenen konuları irdelemede ba şarı ile kullanılmaktadır: • Suların kökeni (meteorik, magmatik vb.). • Suların ne tür akiferlerden beslendiklerini (örne ğin dü şük kotlardaki ya ğı şlar ile beslenen sı ğ/yüzey akiferleri, yüzey akiferden geçirimsiz tabaka ile ayrılan ve daha yüksek kotlardaki ya ğı şlardan beslenen derin bir akifere oranla daha yüksek ? 18 O ve ?D de ğerlerine sahip olmaktadır) • Farklı akiferlerden ve/veya farklı kaynaklardan (meteorik, magmatik, metamorfik vb.) gelen suların karı şımları • Yeraltında (suların derin dolaşımları s ırasında bir fay zonuna rastlamaları sonucu olu şabilen ve/veya i şletilmekte olan jeotermal sahalarda sondaj kuyularındaki üretimden kaynaklanan) ani basınç dü şmelerine ba ğlı kaynama-buharla şma süreçleri • Kayaç-akı şkan etkile şimleri H ve O izotopları, jeotermal ara ştırma-geli ştirme a şamalarının dı şında, üretim a şamasında, üretime ba ğlı olarak jeotermal rezervuarda geli şebilecek de ği şimleri izlemede de kullanılmaktadır (Arnorrson ve D’Amore, 2000; Gerardo-Abaya vd., 2000). Örne ğin, • Jeotermal akı şkan magmatik bir bile şene sahipse, sahalarda süregelen üretim sistemdeki su sirkülasyonunu ve lokal yeraltısuyu beslenimini arttırarak, magmatik bile şenin oranını düşürmekte ve jeotermal akı şkanın izotop bile şimi zaman içerisinde daha dü şük ? 18 O ve ?D de ğerlerine doğru de ği şebilmektedir. 25 25 • Sondaj kuyularında süregelen üretim sistemde basınç dü şmesine ve buna ba ğlı olarak kaynama ve buhar kaybına yol açabilmekte ve bu da akı şkanın izotop bile şimini daha yüksek ? 18 O ve ?D de ğerlerine do ğru de ği ştirebilmektedir. Üretim a şamasında akı şkanın izotop bile şiminin izlenmesi, do ğabilecek sorunları (magmatik bile şen miktarının düşmesine ba ğlı olarak entalpide dü şme veya kaynama- buharla şma sürecine ba ğlı olarak geli şebilecek kabuklaşma problemleri) önceden sezinleyip gerekli tedbirleri alma konusunda yadsınamayacak yararlar sa ğlamaktadır. 2.2. Jeotermal Akı şkanların Ya şları Jeotermal akı şkanların, ya da daha genel bir çerçevede yeraltı sularının ya şı, suların beslenim ve bo şalım noktaları veya beslenim ve örnekleme noktaları arasında yeraltında kaldıkları süre olarak tanımlanmaktadır. Bu süreyi belirlemede en yaygın olarak kullanılan izotoplar radyoaktif trityum ( 3 H) izotopu ile trityumun bozu şması sonucu olu şan radyojenik 3 He izotopudur. Trityum ( 3 H), hidrojen elementinin kısa-ömürlü, radyoaktif izotopu olup, atmosferde 14 N izotopunun kozmik ı şınlar ile tepkimesi sonucu olu şmaktadır: 14 7 N + n › 3 1 H + 12 6 C ……………………..(19) Kozmik ı şın tepkimelerine ilave olarak, nükleer denemeler de atmosfere trityum salınımına neden olmaktadır. Atmosferdeki trityum kolaylıkla su molekülünün yapısına geçmekte ve ya ğı şlar ile atmosferden ayrılmaktadır. Trityumun meteorik sulardaki deri şimi Trityum Birimi (Tritium Unit, TU) cinsinden ifade edilmektedir. 1 TU = 1 atom 3 H / 10 8 atom H’dir. Trityum, radyoaktif bozu şma süreci (ß-bozu şması) ile 3 He izotopuna dönü şmektedir: 3 H › 3 He + ß ………………….(20) Bu bozu şma süreci ile ba ğlantılı olarak trityumun bozu şma katsayısı ( ?) 0.056/yıl ve yarı-ömrü de 12.26 yıldır (Faure, 1986). 26 26 Trityumun atmosferdeki deri şim düzeyi, özellikle kuzey yarımkürede, 1950’li ve 1960’lı y ıllar arasında büyük bir de ği şiklik sergilemi ş ve nükleer denemelerin ba şlamasından önce (1953’den önce) 25 TU civarındaki deri şimler, nükleer denemelerin ba şlamasını takiben 1964 yılında 2200 TU’ya kadar yükselmi ştir (Faure, 1986). 2.3. Jeotermometre Uygulamaları Duraylı izotopların ayrımla şma sürecinin sıcaklı ğa ba ğımlı olması nedeniyle, duraylı izotop bile şimleri ço ğu kez rezervuar sıcaklıklarının belirlenmesinde kullanılmaktadır. İzotop jeotermometreleri, do ğal sistemlerde farklı fazlar arasında geli şen izotop alı ş- veri ş tepkimelerini temel almaktadır. Jeotermal sistemlerde izotop alı ş-veri ş tepkimeleri su-buhar, su-gaz, buhar-gaz, su-mineral gibi fazlar arasında geli şebilmekte ve izotop jeotermometreleri, söz konusu tepkimelerin rezervuar sıcaklı ğında denge durumuna eri şti ği varsayımına dayanmaktadır. Teorik olarak denge sıcaklı ğını verebilecek çok sayıda izotop alı ş-veri ş tepkimesi söz konusu olabilse de, uygulanabilme kolaylı ğı açısından en yaygın olarak kullanılan izotop jeotermometresi, su ile çözünmü ş sülfat arasındaki O-izotop deği şimini baz alan jeotermometredir (Mizutani ve Rafter, 1969; Truesdell ve Huslston, 1980): S 16 O 4 + H 2 18 O = S 18 O 4 + H 2 16 O………………(21) Bu jeotermometrenin uygulanabilme konusundaki avantajı, izotop de ği şim tepkime hızının yava ş olması ve dolayısıyla derin rezervuar ko şullarındaki izotop bile şiminin, suların yüzeye çıkı şı s ırasında da muhafaza edilebilmesidir. Söz konusu jeotermometreye ili şkin olarak sıcaklık ba ğımlı izotop ayrımla şmasına ait e şitlik a şa ğıda gösterilmektedir: 1000 ln ? (SO4 – H2O) = 2.88 x 10 6 /T 2 – 4.1 ………………………….(22) Ceverle şme ve hidrotermal etkinlikler arasındaki ili şkiye yönelik çalı şmalarda ise mineral izotop jeotermometreleri kullanılmaktadır. Bu jeotermometreler, aynı hidrotermal eriyikten çökelen e ş kökenli ve e ş ya şlı cevher mineralleri (mineral çiftleri) 27 27 arasındaki izotop denge durumunu temel almaktadır. Dolayısıyla, jeotermal akı şkanın gözlenmedi ği alanlarda, hidrotermal sistemin kimyasal evrimini tanımada mineral izotop jeotermometrelerinden yararlanılmaktadır. Bu ba ğlamda en sık kullanılan izotoplar kükürt izotoplarıdır. Kükürt elementinin do ğada, göreceli deri şim düzeyleri a şa ğıda gösterilen, dört adet duraylı izotopu mevcuttur: 32 S = 95.02 % 33 S = 0.75 % 34 S = 4.21 % 36 S = 0.02 % (Faure, 1986) Jeokimyasal uygulamalarda, do ğada en çok bulunan 32 S ve 34 S izotoplarının oranları kullanılmaktadır: ( 34 S / 32 S) sample - ( 34 S / 32 S) standard ? 34 S (‰) = ------------------------------------------- x 10 3 ……………. (23) ( 34 S / 32 S) standard Referans olarak kullanılan standard, Canyon Diablo meteoritinin troilit (FeS 2 ) fazındaki kükürt izotop oranıdır ve standart kısaca CD simgesi ile gösterilmektedir. Çe şitli teorik, ampirik ve deneysel çalı şmalar, e ş olu şumlu sülfid mineral çiftleri arasında S-izotop ayrımla şmasının sıcaklı ğa ba ğımlı oldu ğunu göstermi ştir. Bu ba ğımlılık, a şa ğıdaki e şitlik ile ifade edilmektedir: ? 34 S = ? 34 S (mineral 1) - ? 34 S (mineral 2) = ?? 18 O = A (10 6 /T 2 ) + B ……………. (24) Burada A ve B sistem ba ğımlı (deneysel olarak belirlenmi ş) sabitlerdir, sıcaklık (T) Kelvin cinsindendir. Farklı sülfid mineral çiftleri arasındaki izotop ayrımla şmasının sıcaklı ğa ba ğıntısı Şekil 5’de gösterilmektedir. 28 28 Mineral izotop jeotermometrelerinin uygulanması ile elde edilen sıcaklıklar söz konusu mineral çiftlerinin olu şum sıcaklı ğını ve bu ba ğlamda mineralleri çökelten jeotermal akı şkanın derin rezervuar sıcaklı ğını vermektedir. Şekil 3. E ş olu şumlu sülfid mineral çiftleri arasında sıcaklı ğa ba ğlı S-izotop ayrımla şması (Faure, 1986) Pirit-Galen 800 400 200 150 100 50 0 4 8 12 4 8 0 0 0 2 4 4 2 681 0 12 Sfalerit-Galen Pirit-Sfalerit 10 / T ( K ) 6 2 -2 0 Sıcaklık C 0 29 29 3. DURAYLI İZOTOP JEOK İMYASI Dü şük atom numarasına sahip elementlerin duraylı izotop oranları; atmosferde, okyanuslarda, yüzey sularında, manto litosfer rezervuarlarında şu an ya da jeolojik zaman içinde de ği şklik gösterirler. Bu de ği şkenlik, rezervuarlar arasındaki önemli akı şlar tarafından meydana gelir.Yeryüzünde bulunan büyük H 2 O rezervuarlarının varlı ğı ile birlikte plaka tektoni ği tarafından meydana gelen aktif tektonik olaylar, yeryüzünde veya yer kürenin içinde bulunan, yüksek veya dü şük sıcaklıktaki rezervuarlar arasındaki dü şük atom numarasına sahip elementlerin duraylı izotop heterojenli ğini indüklerler. Dü şük sıcaklıklarda olu şan yüzeydeki materyaller, litosferik plakaların dalma-batması sırasında mantoya do ğru akmalarına rağmen, okyanus ortası sırtlardaki bazalt enjeksiyonları, materyalleri, litosferik manto i şretleriyle yüzey rezervuarlarına akı şını sa ğlar. Herhangi bir elementin izotopunun sadece nötron sayısı olarak de ği şiklik göstermesinden dolayı bunlar, yakla şık olarak tanımlı elektronik bir yapıya sahiptir.Herhangi bir madde içinde olu şturdu ğu ba ğ çe şidi, bu sebeple, tanımlanabilir. 3.1 Hidrojen (H) Döteryumun do ğal materyallerde bollu ğu ve bulunu şuyla ilgili yapılan eski çalı şmalarda, Michigan Gölündeki su örne ği referans standart olarak kullanılmı ştır. SMOW (Standard Mean Ocean Water, Standart okyanus suyu ) tablosunda Michigan gölündeki standart Döteryum de ğeri, ‰ – 42.4’ tür. Günümüzde bütün Hidrojen izotop analizleri SMOW’ a göre yapılır. SMOW, mantıklı jeokimyasal bir materyaldir. Çünkü okyanus suyu, suyun en geni ş karasal rezervuarıdır. Yapılan tanımlamaya göre SMOW’un ? döteryum de ğeri “0” dır. SMOW, yeryüzündeki birçok materyalden daha yüksek D/H oranına sahiptir. Bu, ilginç bir jeokimyasal gerçektir. Bu yüzden, Dünyadaki birçok do ğal materyalin ? döteryum de ğeri bu tabloda negatiftir. 1961 yılında , Harmon Craig, SMOW’un Hidrojen ve Oksijen izotop oranlarını, NBS ( National Burueau of Standart şimdi NIST)’ye göreceli olarak belirlemi ştir. Potomac nehrinin su örne ği kullanılmı ştır. SMOW ve Potomac nehrindeki suyun D/H oranları arasındaki ili şki şu şekilde açıklanmı ştır ( Craig, 1961). (D/H) SMOW = 1.050 (D/H) NBS-1 …………………………………………….(25) 30 30 Bu iki tabloda ? de ğerlerinin nasıl de ği şti ğine bir bakalım. SMOW, NBS-1’ e göre ‰50 ? de ğerine sahiptir. Fakat NBS-1, SMOW tablosunda ‰ -47.6 ?D de ğerine sahiptir. Laboratuar standartları, NBS-1’deki analizlere göre SMOW ‘ a göreceli olarak ayarlanır. Çok dü şük ? de ğerine sahip bir di ğer su örne ği de, NBS-1A, aynı zamanda ayarlama yapmak için kullanılmı ştır. Bu problemi çözmek için SMOW tanımlanan tek standarttı. Harmon GrA İG ve Ray Weiss, büyük miktardaki okyanus suyu örne ğini ayrı ştırdılar ve yeterli miktarda di ğer suların de ği şik izotopik kompozisyonlarını dikkatlice ekleyerek, SMOW’daki Hidrojen ve Oksijen izotop kompozisyonlarını belirlediler.Bu yüzden Vienna ve Gaithersburg’da kabul edilen yeni SMOW’u hazırladılar. Tanımlanan SMOW ve gerçek SMOW arasında fark yoktur.Fakat gerçek ve tanımlanan SMOW’daki Hidrojen izotoplarının kompozisyonları arasında oldu ğu sanılan çok küçük bir fark vardır. Fakat genelde bu fark belirlenemez, ancak laboratuar ko şullarında belirlenebilir. Bu alanda çalı şan ço ğu ki şi SMOW’un gerçek de ğerini V-SMOW olarak adlandırır. Buradaki V, Vienna’yı temsil eder.Aslında SMOW’dan önce kullanılan “V”, kütle spektormetresinin, SLAP’ın (Standart Light Antartic Precipitation) ?D ve ? 18 O de ğerlerinin V-SMOW’a göre bir şekilde ayarlandı ğını gösterir(-428 ve ‰-55).Bu ayarlama V-SMOW gösterimi kullanılan her laboratuarda kullanılmamaktadır. Duraylı izotop verilerini belirtmek için belirsizli ği en aza indiren metot, ? verilerini SMOW’a, PDB’ye, CDT’ye göre belirlemek ve hangi ayarlama düzeltmelerinin yapıldı ğını ifade etmektir. D/H oranı, çalı şılan standarttan çok farklı olan ( ‰20-30 veya daha fazla) bir örnekteki ham ?D de ğeri, farklı kütle spektrometrelerinde hesaplandı ğında farklı çıkacaktır.Bu durumun nedeni, kaçınılmaz H 3 + üretimidir.Bu problemin çözümü için özel kütle spektrometreleri için arttıran faktörün belirlenmesinde ek bir referans standart olarak, Antartika’dan izotopik olarak hafif olan do ğal bir su seçilmi ştir.Arttıran etken, özellikle Hidrojen izotop hesaplamaları için önemlidir.Çünkü do ğal maddelerdeki ?D de ğerlerinin çe şitlili ği, herhangi bir ? de ğerinin çe şitlili ğinden, yakla şık 10katı kadar büyüktür.Bu standart SLAP ( Standart Light Antartic Precipitation) olarak verilir ve çok düşük ?D de ğerine sahiptir (‰ -428).Seçilen bu de ğer, 1970’li yıllarda Dünya’daki 31 31 birçok ana duraylı izotop laboratuarlarında yapılan benzer çalı şmalar içinde en güvenilir olanıdır. Makinenin ?D de ğerlerini ayarlamak için, hem SMOW hem de SLAP’da Hidrojen izotop analizleri çalı şma standartına göre yapılmı ştır ve belirlenen fark bir faktörle çarpılmı ştır. ?D SLAP-SMOW = ‰-428 (Coplen, 1988)……………………………………….(26) . 3.2. Karbon (C) Karbon izotop oranları PDB ( Pee Dee Formation Belemnite ) standatına göre belirlenir.Tanıma göre PDB’de ? 13 C de ğeri “0”dır. Birçok ikincil Karbon standartları (örneğin: Carrara mermeri ve Solenhofen kireçta şları), önceki yıllarda PDB’ye göre ölçülmü şlerdi ve bu standartlar hala bazı eski laboratuarlarda kullanılmaktadır.Uluslar arası izotop referans standartı NBS-19 analizi, günümüzde PDB tablosuna göre ayarlanması kabul edilmektedir.NBS-19 orjinalde, U.S Geological Survey’de Irwing Friedman laboratuarında kullanılan TS (Toilet Seat) kireçta şları standartıdır ve PDB’ye göre ? 13 C de ğeri ‰ +1.95’tir.PDB ? 13 C de ğerlerinin belirlenmesinde uluslararası olarak kabul edilen tek standarttır. Şekil 4. PDB standartına göreceli olarak yerküredeki bazı karbon rezervuarlarının ? 13 C aralı ğı. 32 32 SMOW’da oldu ğu gibi PDB’ nin de ba şına“V” konulması teklif edilmi ştir fakat yeniler için gereksiz bir karı şıklık olu şturabilece ği dü şüncesiyle V-PDB kullanılmamı ştır ve zaten Pee Dee Formasyonu Güney Carolina’dadır, Vienna’da de ğil. Uzun zamandır yapılan uygun ayarlamalar sonucunda PDB’deki ? 13 C de ğerleri güvenilirdir. Karbon izotop jeokimyası, ba şlangıcından beri çok aktif bir konu olmu ştur e her yıl binlerce karbon izotop analizleri yapılmaktadır.Karbon analizleri, çok çe şitli maddelerde olabilmektedir.Bunlar; birçok karbonat minerali, sedimanlardaki organik maddeler, meteroitlerdeki organik maddeler, petrol ürünleri, bitkilerden çıkarılan kollajenler, grafit, apatitte bulunan karbonat, bazalt gibi kayaçlarda eser miktarda bulunan karbonlar, götit gibi mineraller ve antropolojk, arkeolojik örneklerdir. Neredeyse bütün durumlarda Karbon, kütle spektrometresi analizleri için, CO 2 formuna ve yeni yeni de CO formuna getirilir. Çe şitli karbonat standartlarına ek olarak şeker, plastik petrol ve grafit standartları da bulunmaktadır.NBS-19’un dı şındakilerin hepsi ikincil standartlardır. Şekil 5. 1956 ve 1978 yılları arasındaki ? 13 C ve CO 2 konsantrasyon ili şkisinin de ği şimi. 33 33 3.3. Azot (N) Nitrojen izotop analizleri, çe şitli nitrojenli maddelerce yapılır.Örne ğin; havadaki ve partiküllerdeki çe şitli oksit gazları, yer altı sularındaki nitrat ve gübrelerdeki amonyum, karasal ve karasal olmayan kayaç ve minerallerde bulunan nitrojen.Nitrojen izotopu için referans standart atmosferik nitrojendir ve AIR olarak adlandırılır. Tanımlamaya göre ( Mariotti, 1983), ? 15 N, atmosferik nitrojenin de ğeri hemen hemen Dünya üzerindeki her yerde ‰ 0’dır.AIR standartı bulunmamaktadır, bu yüzden, laboratuarda çalı şan herkes kendi çalı şma standartlarını hazırlamak zorundadırlar. 3.4. Oksijen (O) Oksijen izotop oranlarındaki çe şitlili ğin belirlenmesinde iki uluslar arası standart kullanılmaktadır, PDB ve SMOW.SMOW, NBS-1’e göre şöyle tanımlanır. ( 18 O /16 O) SMOW =1.008 ( 18 O/ 16 O) NBS-1 ………………………………………(27) SMOW’un ? 18 O de ğeri ‰8dir (NBS-1’e göre). NBS-1’in ? 18 O de ğeri ‰-794’tür (SMOW’a kar şılık).Hidrojende oldu ğu gibi, arttırıcı faktör, Oksijen izotop analizlerinde de uygulanmalıdır ve bu faktör, SMOW (? 18 O = ‰0) ve SLAP (? 18 O =‰-55) analizleriyle ayarlanmalıdır.Bu anlamda yapılan ayarlamayla, SMOW tablosunda belirtilen su analizleri güvenilirdir.Arttırıcı faktör hidrojen izotop analizlerine göre çok küçüktür ve gözardı edilebilir. Oksijen izotop kompozisyonlarında PDB standartının kullanımı, paleoiklim, paleoo şinografi ve karbonat diyajenezi çalı şmalarında, dü şük sıcaklık kökenli (okyanusal, gölsel, pedogenic?) karbonat analizlerine ayrılır.Daha önce bahsedildiği gibi, karbonatlardaki oksijen izotop kompozisyonları,belirli sıcaklıklarda,%100’lük H 3 PO 4 ile reaksiyona girmi ş CO 2 analiziyle belirlenir. Tanıma göre PDB’nin ? 18 O de ğeri ‰0’dır ve NBS-19 analizi, PDB’ye göre oksijen izotop analizine ili şkin olarak kabuk edilmi ş bir analizdir.PDB tablosunda,NBS-19’un ? 18 O de ğeri ‰-2.20’dir. PDB’nin ? 18 O de ğerinin ‰30.91 olması ve bunun SMOW’dan (SMOW’daki de ğerinden) büyük olması nedeniyle, SMOW ve PDB arasındaki dönü şüm ile ilgili e şitlik şu şekildedir. ? 18 O SMOW = 1.0309( ? 18 O PDB ) + 30.91…………………………………………(28) 34 34 Şekil 6. Meteorik sulardaki ?D ve ? 18 O arasındaki ili şki ( Rozanski ve di ğerleri, 1993). Pozitif ? 18 Ove ?D de ğerleri, örneklerin SMOW’daki deniz suyuna göre, a ğır izotoplarda zenginle şti ğini gösterir. Birçok meteroik suyun ? 18 O ve ?D de ğeri negatiftir. Evaporasyon olayı, su buharındaki hafif izotopları kısımlara ayırır ve atmosferdeki H 2 O de ğerleri negatif olur. Bu çok karı ştırılır, derin okyanus rezervuarlarının hepsinde ? 18 O = ?D = ‰ 0’ dır. Yerel evaporasyon ve ya ğmur ve akarsuların neden oldu ğu seyreltmeden dolayı yüzey suları bariz bir şekilde ayrılır (Delaygue et al., 2000). Su içinde bulunan H ve O izotoplarının aynı ba ğlara katılmasından dolayı ?D de ğerleri, ? 18 O de ğerlerinden daha çok farklılık gösterir. Bunun nedeni D ile 1 H arasındaki ve 16 O ile 18 O arasındaki göreceli kütle farklılı ğıdır. Evaporasyon ve ya ğı ş olaylarıyla, okyanus rezervuarlarında türetilen belirli izotopik kompozisyonların, meteorik sulardaki ? 18 O ve ?D de ğerleri sıcaklı ğa ba ğlıdır fakat görecelidir. Okyanus sularından türetilen meteorik sular için, ? 18 O’ e kar şı ?D çizilirken de ğerler, aradaki ili şkiye göre kümelenir. ?D = 8 ? 18 O + 10………………………………………………………………(29) ? 18 O’e kar şı ?D çiziminde bu e şitli ğe ba ğlı olarak bir hat olu şturulmu ştur.Bu hatta GMWL ( Global Meteroic Water Line ) denir.Birçok su buharı, buharca doygun hava kütlelerinden dü şüğe yakın denge ko şullarında ya ğı ş meydana getirmek için Yerel Meteorik Su Hattı 35 35 yoğunla şırlar. Hava kütlelerindeki buharlar doygun olmadı ğında dengede olmayan koşullarda buharla şırlar. Bu dengede olmayan buharla şma süreci, dengede olan süreçte olu şan “0” de ğerinin dı şında, ‰ +10 kesi şme noktasını meydana getirir. Bu süreç, deniz suyunun bu do ğru üzerinde çizilememesinin nedenidir. Evaporasyondaki bu de ği şkenlik aynı zamanda, GMWL’ deki bazı özel bölgelerdeki ya ğı şların küçük oranda sapmasına neden olur.Bazı bölgelerde daha iyi şekilde düzenlenmi ş doğrular olu şturulmu ştur. Örne ğin, Kuzey Amerika’ daki yerel meteorik su çizgisi (Yurtsever ve Gat,1981) tarafından a şa ğıdaki e şitlikle geli ştirilmi ştir. ?D = 7.95 ? 18 O + 6.03………………………………………………………….(30) Yine, okyanusların buharla şması sonucu olu şan atmosferik sular, meteorik su çizgisi tarafından verilen, negatif ? 18 O ve ?D de ğerlerine sahiptir.Çünkü izotopik ayrımla şmanın etkisi, dü şük sıcaklıklarda daha fazladır, buharla şma sıcaklı ğında daha düşük, meteroik su çizgisine göre dü şürülmü ş ? 18 O ve ?D de ğerlerinde daha fazladır. Ortalama sıcaklı ğın daha dü şük oldu ğu, büyük enlem de ğerlerine sahip bölgelerdeki ( örn; kutuplara yakın yerler ) buharla şma çok yüksek negatif de ğerli ? 18 O ve ?D atmosferik sular olu şturur. Ekvatorun yanında türetilmi ş sulardaki de ğer yine negatiftir fakat daha dü şüktür. Şekil 7. Atmosferik sular için olası ? 18 O de ği şimlerini gösteren şematik diyagram. Yukarıdaki şekil, ya ğı şın izotopik kompozisyonunun, hava kütlesi içindeki su kütlesinin okyanustan uzakla şmasıyla dü ştü ğü için, daha hafif hale geldi ğini göstermektedir. buhar hava kütlesi ya ğı ş okyanus ya ğı ş buhar buhar 36 36 4. DURAYLI İZOTOPLARIN KULLANIMI 4.1 Giri ş Jeokimyada duraylı izotop çalı şmalarında H, C, N, O gibi hafif elementler kullanılır.Bu elementler genellikle jeolojik olarak önemli olan akı şkanların ana bile şenidir. Bu nedenle, akı şkanlar ve akı şkan-kayaç etkile şiminin etkisi çalı şılmaktadır. Ayrıca duraylı izotoplar, elementlerin kökenini belirlemede iz olarak kullanılır, paleotermometre olarak ve jeolojik proseslerdeki reaksiyon mekanizmalarında ve difüzyon çalı şmalarında kullanılır. Konveksiyon olarak duraylı izotoplar, izotopik analizin amaçlarına göre ve kütle spektrometresinde hesaplanan kütle farkına göre genellikle H 2 ,CO 2 ,SO 2 şeklinde gaz haline dönü ştürülürler. 4.2. Simgeleme Duraylı izotop oranları belli standartlara göre hesaplanır ve binde (‰) olarak ifade edilir. İzotop oranı ? simgesiyle gösterilir ve “ del de ğeri ” olarak adlandırılır.Örne ğin bir oksijen izotopu kullanılarak, ? de ğeri şu şekilde hesaplanır ; ? 18 O‰ = 18 O/ 16 O (ÖRNEK) – 18 O/ 16 O (STANDART) × 1000 ………………………….(31) 18 O/ 16 O (STANDART) Bu nedenle +10.0 ? 18 O de ğeri, örne ğin binde 10 standartına göre 18 O’de zenginle şti ği anlamına gelir ve -10.0 de ğeri de örne ğin, 18 O içinde bitmi ş oldu ğu anlamına gelmektedir. 4.3. İzotop Ayrımla şması Bu elementlerin kimyasal özelliklerinden daha çok kütlesel olarak do ğada nasıl ayrıldıklarını belirlemek duraylı izotop çalı şmalarının esas amaçlarından birisidir. Bu izotop ayrımla şması olarak bilinir ve do ğada 3farklı şekilde gözlenir: 4.3.1. İzotop De ği şim Reaksiyonları İzotop ayrımla şması konveksiyonel dönü şüm reaksiyonlarıyla olabilir.Örne ğin Oksijen, Kuvars ve Manyetite dönü şebilir. 2Si 16 O 2 + Fe 3 18 O 4 = 2Si 18 O 2 + Fe 3 16 O 4 ……………………………………………………. (32) İzotop ayrımla şması ba ğ gücüyle ilgilidir ve hafif izotoplar a ğır izotoplardan daha zayıf ba ğ olu ştururlar kuralı bilinmektedir. 37 37 4.3.2. Kinetik Süreçler Kinetik duraylı izotop ayrımla şması belli bir izotopun reaksiyona girmek için hazırlı ğı sırasında yansır.Kinetik etki ancak reaksiyon tamamlanmadan belirlenebilir. 4.3.3. Fiziko – Kimyasal Süreçler Bu süreçler, buharla şma, yo ğunla şma, ergime, kristalizasyon ve difüzyon gibi süreçlerdir. 4.4. Oksijen İzotoplarının Kullanımı Oksijen elementinin, aşa ğıda bulunma oranları gösterilen 3 tane duraylı izotopu bulunmaktadır: 16 O = % 99.763 17 O = % 0.0375 18 O = % 0.1995 Oksijen izotop hesaplamaları için iki izotopik yöntem kullanılmaktadır. Dü şük sıcaklık jeotermometre hesaplamaları, PDB’ye göre yapılır. Di ğer bütün hesaplamalar SMOW’a göre yapılır.Son zamanlarda Vienna’ daki Atomic Energy Agency tarafından belirlenmi ş olan V-SMOW starndartı da bulunmaktadır. V-SMOW ve PDB ? 18 O de ğerleri a şa ğıda e şitliklerle verilmi ştir. ? 18 O (V-SMOW) = 1.03991 ? 18 O PDB + 30.01……………………………………………(33) ? 18 O PDB = 0.97002? 18 O (V-SMOW) – 29.98…………………………………………...(34) (Coplen et al., 1983) SMOW’ a ek olarak, SLAP (Standart Light Antartic Precipitation) standartı da bazen kullanılır. SMOW’daki ? 18 O de ğeri % -55 ‘tir (Gonfantini, 1978). 4.4.1. Do ğada ? 18 o De ği şimleri ? 18 O de ğerleri do ğada ‰ 100 oranında de ği şim göstermektedir.Bu de ği şikli ğin yakla şık olarak yarısı meteorik sularda bulunmaktadır ( Şekil 1).Kondritik meteroitler çok kısıtlı bir aralıkta ? 18 O de ğerlerine sahiptir ve mantodaki ? 18 O de ğeri ‰ + 5.7 ± 0.3’ tür. Birçok granit, metamorfik ve sedimanter kayaç manto de ğerine göre ? 18 O’ ce zenginle şmi ştir. Bunun yanında meteorik sular ve deniz suları, ? 18 O’ ce fakirdir ve bu nedenle tamamlayıcı ? 18 O rezervuarlarını olu ştururlar. 38 38 Şekil 8. Do ğal oksijen izotop rezervuarları. Veriler, Taylor (1974), Onuma et al. (1972), Sheppard (1977), Graham ve Harmon ( 1983) ve Hoefs (1987)’den alınmı ştır. 4.4.2. Oksijen Ve Hidrojen İzotoplarını Ve Su-Kayaç Etkile şimini Kullanarak Hidrotermal Çözeltilerin Belirlenmesi Oksijen izotop çalı şmaları, Hidrojen izotop çalı şmalarıyla birlikte de ğerlendirildi ğinde suyla ilgili jeolojik süreçlerin ara ştırılmasında çok güçlü bilgiler sa ğlamaktadır. ? D ve ? 18 O de ğerlerine göre grafikte i şaretlendiklerinde, farklı jeolojik çevrelerdeki suların çok farklı izotopik i şaretler ta şıdı ğı görülmektedir ( Şekil 9). Yerküre 39 39 Meteorik su hattı Metamorfik sular Dü şük enlemler Yüksek enlemler Formasyon suyu alanı Magmatik su (Taylor, 1974) Magmatik biyotitler ve hornblendler Cornwall magmatik suyu Şekil 9. Farklı su çe şitleri için ? D ve ? 18 O de ğerleri. Magmatik sular ve formasyon suları alanı Taylor (1974)’ ten alınmı ştır.Honblend ve biyotitlerin bulundu ğu alan Taylor (1974)’ ten alınmı ştır. Cornwall’daki granitlerdeki ma ğmatik sular Sheppard (1977)’den alınmı ştır. Meteorik su hattı Epstein et al. (1965) ve Epstein (1970)’den alınmı ştır. Metamorfik su alanı Taylor (1974) ve Sheppard (1981) de ğerlerinin kombinesidir. Hidrojen birçok kayaçta dü şük olan bir bile şendir ve bu yüzden, akı şkan/kayaç oranının düşük olması dı şında, kayaç ve minerallerdeki hidrojen izotop kompozisyonu, ili şkide bulundu ğu akı şkanların hidrojen izotop kompozisyonuna göre çok hassastır. Di ğer taraftan oksijen a ğırlık olarak % 50’yi olu şturur ( bazı durumlarda hacim olarak %90’dan fazladır). Ortalama kayaç ve minerallerde ve etkile şimde bulundu ğu akı şkanların oksijen izotop oranlarına göre daha az hassastır, çok yüksek akı şkan/kayaç oranları dı şında. Kuroko, Japonya 40 40 4.5. Hidrojen İzotopları Hidrojenin do ğal olarak olu şmu ş iki tane duraylı izotopu bulunmaktadır. Bulunma yüzdeleri aşa ğıda verilmi ştir. 1 H = % 99.9844 2 D = % 0.0156 (döteryum) Hidrojen izotopları, iki duraylı izotop arasında en yüksek göreceli kütle farklılı ğına sahiptir. Bu da şu sonucu beraberinde getirir. Do ğal olarak olu şmu ş materyallerdeki hesaplanan hidrojen oranları çok fazla de ği şiklik gösterir. Hidrojen izotopları ‰ olarak, SMOW standartına göre ölçülür ve oksijen izotoplarıyla aynı şekilde hesaplanır ve ‰ ? D olarak gösterilir. D/H oranları genellikle, yüksek sıcaklıklarda suyun indirgenmesiyle elde edilen H 2 gazından hesaplanır. Bilinen kayaç çe şitlerindeki ve sulardaki ? D de ğerlerinin özeti Şekil 3’te verilmi ştir.Manto de ğerleri normalde – 40 ile-80 aralı ğındadır, Deloule et al. (1981)’da belirtilen de ğer ‰ -125 kadar küçük olmasına ra ğmen. MORB rezervuarlarındaki ? D de ğerlerinin -80 ± ‰ 5 oldu ğu düşünülmü ştür (Kyser ve O’Neil, 1984). Şekil 10. Do ğal hidrojen izotop rezervuarları. (Veriler, Taylor (1974), Graham ve Harmon (1981), Kyser ve O’Neil (1984) ve Hoefs (1987)’ den alınmı ştır). 41 41 4.5.1. Minerallerin İzotopik Kompozisyonundan Suyun İzotopik Kompozisyonunun Hesaplanması Suların izotopik kompozisyonları direk olarak sıvı kapanımlardaki fosil sulardan hesaplanır ( Ohmoto ve Rye, 1974; Richardson et al, 1988). E ğer verilen bir mineral ile hirotermal çözelti arasındaki izotopik e şitli ğin birbirine yakla ştı ğını varsayarsak, sonra kayaç olu şturan mineraller ve su arasındaki e şitli ğin laboratuar ayarlamaları, hidrotermal solüsyonların izotopik kompozisyonlarının hesaplanmasında kullanılabilir (Tablo 11). Şekil 11. 1000 ln mineral-water = A + B( 10 6 /T 2 ) denklemine göre su ve mineraller arasındaki oksijen izotop da ğılım sabitleri. 42 42 Şekil 12. 1000 ln mineral-water = A + B( 10 6 /T 2 ) denklemine göre su ve mineraller arasındaki hidrojen izotopları da ğılım sabitleri. Bu konuda,Colorado’daki climax molibdenit yataklarının olu şumundaki suyun kökeninin belirlenmesinde yapılan çalı şma örnek verilebilir. Bu çalı şmada, hidrotermal akı şkanın sıcaklı ğının belirlenmesinde sıvı kapanım termometresi ve muskovit-su deneysel ayarlamalarındaki su kullanılarak serisit ve muskovitlerin kompozisyonlarından hesaplanan, suyun ? D ve ? 18 O kompozisyonları kullanılmı ştır. Şekil 13’de bu hesaplamanın bir örne ği verilmi ştir. 43 43 Colorado, Climax molibden yata ğındaki muskovitle dengede bulunan suyun izotopik kompozisyonunun hesaplanması. Veriler ? 18 O muskovit % + 7.4 ?D muskovit ‰ – 91 Sıcaklık = 500°C ( sıvı kapanım termometresinden ) (Veriler, Hall ve di ğerleri, 1974 ten alınmı ştır. Örnek CL31-70) Sudaki oksijen izotopik kompozisyonun hesaplanması Muskovit – Su ( O’Neil ve Taylor, 1967) için e şitlik şöyledir : 1000 ln ? = - 3.89 + 2.38 (10 6 / T 2 ) 500°C’de 1000 ln ? = 0.0931 ? muskovit-su = 1000 ln ? ? 18 O muskovit - ? 18 O su = 0.0931 +7.4 - ? 18 O su = 0.0931 ? 18 O su = ‰ 7.3 Sudaki hidrojen izotopik kompozisyonunun hesaplanması Muskovit – Su ( Suzuoki ve Epstein, 1976) için e şitlik şöyledir : 1000 ln ? = 19.1 – 22.1( 10 6 / T 2 ) 500°C ‘de 1000 ln ? = - 17.89 ? muskovit- su = 1000 ln ? ?D muskovit - ?D su = -17.89 -91 - ?D su = - 17.89 ?D su = ‰ -73.1 Şekil 13. Colorado, Climax molibden yata ğındaki muskovitle dengede bulunan suyun izotopik kompozisyonunun hesaplanması. 44 44 4.5.2. Do ğal Suların İzotopik Kompozisyonu Do ğal suların izotopik kompozisyonları yukarıda anlatılan metod kullanılarak direk hesaplamalarla belirlenebilir. Taylor (1974), 6 farklı doğal olu şan su tanımlamı ştır. Şekil 2’ deki ? D, ? 18 O diyagramında bu suların kompozisyonu özetlenmi ştir. Bu farklı suların izotopik karakteri, hidrotermal akı şkanların kökenini belirlemede kullanılabilmektedir. 4.5.2.1. Meteorik Sular Bütün doğal sular içinde en fazla de ği şimi gösteren sular meteorik sulardır. ? D - ? 18 O de ği şimi lineer ili şki gösterir, meteorik su hattı a şa ğıdaki e şitlikle ifade edilir: ? D ‰ = 8 ? 18 O + 10 (Taylor,1979) Meteorik sulardaki ? D ve ? 18 O de ğerleri enleme göre de ği şim göstermektedir. De ğerler, tropik okyanus adalarındaki meteorik sularda “0” ‘a yakındır. Bunun yanında, kıtasal alanlardaki yüksek enlemlerde ? 18 O de ğerleri -20- (-25)’ e kadar dü şmektedir ve ? D de ğerleri -150 – (-250) arasındadır. Bu fazla de ği şim ve lineer ili şki atmosferden H 2 O yoğunla şmasından do ğar. Bu fazla de ği şim okyanustan ayrılan ve kıtalara do ğru hareket eden hava kütlesindeki 18 O’in artan dü şüşünden kaynaklanır.Lineer ili şki ise, denge sürecindeki ayrımla şmayı ve D/H’ın 18 O/ 16 O ya orantılı olarak ayrımla şmasını gösterir. 4.5.2.2. Okyanus Suları Günümüzdeki okyanus suları kompozisyon açısından çok tekdüzedir (uniformdur). ? D = ‰ 0’dır ve ? 18 O = ‰ 0’dır. Tek istisna, Kızıldeniz gibi evaporasyon oranının fazla oldu ğu alanlardır. Bu alanlarda ? D ve ? 18 O de ğerleri yükseltilmi ş de ğerlerdir veya deniz suyu tatlı su ile seyreltilmi ştir. Geçmi şteki deniz suyunun izotopik kompozisyonu daha az mutlaktır. Denize karbonatların oksijen izotop kompozisyonları, Tersiyer boyunca okyanusların izotop kimyalarının global de ği şimini gösteren bir belirtidir ( Şekil 5). 45 45 Şekil 14. Tersiyer boyunca okyanuslardaki ? 18 O kompozisyonlarının de ği şimi.Bu de ği şim bentik foraminiferaların kompozisyonlarından elde edilmi ştir ( Miller ve Fairbanks, 1985). Bu de ği şikliklerin, kutuplardaki buzullarda bulunan izotopik olarak hafif oksijen depolanmalarından meydana geldi ği dü şünülmektedir ve bu kompozisyon e ğrisinin stratigrafik bir araç olarak kullanılmasını sa ğlayan yeterli bir detaydır. Benzer de ği şiklikler Ordovisiyende, Brachiopod kabuklarının altere olmamı ş kısımlarındaki oksijen izotop kimyasına bakılarak belirtilmi ştir (Marshall ve Middleton, 1990). Bu modelde belirgin olmayan şeylerden biri, kısmen Pilio-Pleyistosenden önce, diyajenetik de ği şikli ğin eski okyanus sularının hesaplanan kompozisyonlarına olan etkisidir (Williams et al., 1988). Zaman (milyon yıl) 46 46 4.5.2.3.Jeotermal Sular Günümüzdeki jeotermal sular köken olarak meteoriktir fakat izotopik kompozisyonları, yüksek ? 18 O de ğerlerinin ana kaya ile izotopik yer de ği ştirmesiyle aktarılır. ? D de ğerleri ise, meteorik sularla aynı yada çok az zenginle şmi ştir. Benzer olarak okyanus tabanı jeotermal sistemlerinin ? 18 O de ğerleri +0.37 ve +2.37 arasındadır, de ği ştirilmemi ş deniz suyuna yakındır ( Campbell et al., 1988). 4.5.2.4.Formasyon Suyu Sedimanter havzalardaki formasyon suları , ? 18 O ve ? D de ğerlerinde geni ş bir aralık gösterirler ( Şekil 2). Özgün havzalar, meteorik sular ile örne ğin, kapanlanmı ş deniz suyu veya meteorik sular ile ana kayalar arasındaki karı şımları lineer (do ğrusal) bir e ğilim gösteren su kompozisyonlarına sahiptir. 4.5.2.5. Metamorfik Sular Metamorfizma derecesi aralı ğında metamorfik mineraller ile dengedeki suların, ? 18 O ve ? D de ğerlerinin hesaplanması için birçok çalı şma yapılmı ştır (Taylor,1974; Rye et al., 1976; Sheppard, 1981). Bu de ğerlerin kombinasyonu, ? 18 O de ğerleri, ‰+3 ve ‰+ 25 arasındaki ve ‰-20 ile ‰-65 arasında de ği şen ? D de ğerleri metamorfik su kutusunu verir. 4.5.2.6. Magmatik Sular Magmatik suların kompozisyonlarının hesaplanması zordur. Çünkü birçok magma yer altı sularıyla etkile şim içindedir. Fakat ilksel magmatik sular, Taylor (1974) tarafından hesaplanmı ştır. ? 18 O - ? D diyagramında, ? D’nin -40 ile -80 de ğerleri ve ? 18 O’nin +5.5 ve +9 de ğerleri bir alan belirlerler. Sheppard (1977), magmatik suları Güney-Batı İngiltere’deki Permiyen granitleriyle ili şkilendirir, intrakabuksal ergime ile olu şan, ? D de ğerleri -40 –(-65) ve ? 18 O de ğerleri +9 – (+ 13) arasında farklı bir alan olarak gösterilir. 47 47 4.5.3. Su/Kayaç Oranlarının İli şkilendirilmesi Su/Kayaç etkile şimi iki uç noktada de ği şim gösterebilir. Su/Kayaç oranı küçük oldu ğunda, kayaçtaki ? 18 O oranı sistemde baskınsa, bu, jeotermal sistemlerde oldu ğu gibi de ği ştirilmi ş akı şkan kompozisyonlarıdır.Di ğer taraftan, Su/Kayaç oranı büyük oldu ğunda ve suyun ? 18 O’ i baskın olduğunda, kayacın ? 18 O de ğeri de ği ştirilmi ştir. Taylor (1974,1977), ? 18 O de ğerlerinden su / kayaç oranının hesaplandı ğı kütle denge denklemini bulmu ştur. Suyun hiçbir yere kaybolmadı ğı kapalı bir sistem için, su / kayaç oranı (W/R): W/R kapalı sistem = ? 18 O son kayaç - ? 18 O ba ştaki kayaç ……………………………….(35) ? 18 O ba ştaki akı şkan - ? 18 O son akı şkan Bu efektif su/kayaç oranı, de ği şim reaksiyonunun etkisine göre gerçek su/kayaç oranından farklılık gösterir. Kayaç için ba ştaki de ğer, belirli kayaç çe şitlerindeki normal de ğerlerdir veya kayaç örne ğinin altere olmamı ş kısımlarından belirlenir. Kayaç için son de ğer, hesaplanan de ğerdir. Akı şkan için ba ştaki de ğer, (örne ğin güncel deniz suyu), veya meteorik su denkleminden ve alterasyonun D/H oranlarından hesaplanan meteorik sulardan kaynaklanır. Son akı şkanın kompozisyonu, altere olmu ş kayaçların mineralojisinden hesaplanır. Bu bazen, kayaçtaki ? 18 O de ğeri ile feldispatlardan plajiyoklaslardaki (An 30 ), ? 18 O e şitli ği kullanılarak yapılır. Feldispatlar genel olarak kayaçlarda en bol bulunan mineraldir ve harici akı şkan fazında en fazla ? 18 O de ği şimini gösteren mineraldir. Feldispat- su ayrımla şma denklemi su kompozisyonunun hesaplanmasında kullanılabilir ( Şekil 6). 48 48 Şekil 15. Taylor ( 1974, 1977) su / kayaç oranı e şitli ğinin hesaplanması Taylor ( 1974, 1977) su / kayaç oranı e şitli ğinin hesaplanması Veriler Ba şlangıçtaki kayaç kompozisyonu : ? 18 O = ‰ 6.5 Son kayaç kompozisyonu : ? 18 O = ‰ – 4.0 Ba şlangıçtaki akı şkan kompozisyonu : ? 18 O = ‰ – 14.0 Son akı şkan kompozisyonunun hesaplanması Plajiyoklas ( An 30 ) – su de ği şimi için e şitlik : 1000 ln ? fsp- su = (-3.41 – 0.14An) + 2.91 – 0.76An (10 6 /T 2 ) = - 3.52 + 2.682(10 6 /T 2 ) 500°C’de ? fsp-su = 0.97 ? 18 O fsp ? ? 18 O tüm kayaç ( son kompozisyon ) ? 18 O su ? -4.0 – 0.97 = ‰ - 4.97 Sn su kompozisyonu : ? 18 O = ‰ - 4.97 Su / kayaç oranının hesaplanması Kapalı sistem e şitli ğinden: W/R kapalı = ? 18 O son kayaç - ? 18 O ba şlangıçtaki kayaç ? 18 O ba şlangıçtaki akı şkan - ? 18 O son akı şkan = -4 – 6.5 = 1.16 -14 – (-4.97) Suyun sadece single pass yaptı ğı açık sistemlerdeki denklem Taylor (1977) tarafından şu şekilde verilmi ştir: W/R açık = ln ( W/R kapalı + 1) 49 49 Kapalı Sistem Açık Sistem Su/Kayaç oranı ( atomik % oksijen) Şekil 16. Açık ve kapalı sistemlerdeki su / kayaç oranlarından hesaplanan hidrotermal kayaçlardaki ? 18 O de ğerlerini gösteren grafik (Taylor, 1974). Verilen herhangi bir hidrotermal sistemin davranı şı, bu iki uç nokta arasında bir yerde olacaktır. Granodiyioritlerdeki su / kayaç oranının de ği şiminin izotopik kompozisyonlarındaki etkileri Şekil 8 ’de gösterilmektedir. Şekil 17. Yer altı suyu ile izotopik de ği şimde bulunan granodiyoritlerdeki, feldispatlardaki ? 18 O ve biyotitlerdeki ? D izotopik de ği şimini gösteren ? 18 O-? D diyagramı. İşaretli olan e ğri, de ği şen su/kayaç oranlarıyla birlikte de ği şen ? 18 O ve ? D aralı ğını gösterir. 50 50 4.5.4. Su / Kayaç İli şkisinin Örnekleri Genel olarak, hidrotermal çözeltilerde oksijen izotoplarının hassaslı ğı nedeniyle, kayaçlarda hidrotermal alterasyonların belirlenmesi için mükemmel bir araçtır. Daha da özelle ştirirsek, suyun kökeni belirlenebilir ve ana kayaça göre hacmi belirlenebilir. Bazı örnekler kısaca özetlenmektedir. 4.5.4.1. Magmatik Sokulumlar ve Yer Altı Suyu Arasındaki Etkile şim Taylor ve arkadaşlarının bir çok çalı şması, yüksek dereceli magmatik sokulumların ço ğunlukla hidrotermal konvektif sistemlerle ili şkili oldu ğunu göstermektedir ( Taylor, 1977, 1978). Böyle sokulumlarla çevrili olan ana kayaların, normal de ğerlere göre 18 O ve D de ğerlerince fakirdir ve hem ana kaya hem de sokulumdaki mineraller izotopik olarak magmatik de ğerler için dengede de ğildir. Su/kayaç oranları 1.0 – 7.0 de ğerleri arasında de ği şen de ğerler olarak bulunmu ştur. 4.5.4.2. Okyanus Tabanı Bazaltları ve Deniz Suyu Arasındaki Etkile şim Okyanus tabanındaki kayaçlarla ilgili yapılan birçok çalı şma, ço ğunlu ğu genelde deniz suyu olan hidrotermal çözeltilerle kitlesel bir de ği şim gösterir. Stakes ve O’Neil (1982), su/kayaç oranlarını Do ğu Pasifik yükseltisindeki, elliyi a şan sayıda güncel bazaltlarda hesaplamı şlardır. Hidrotermal konvektif sisteminin, aktif magma odasına yakın olarak ısıtıldı ğı soğuk deniz sularında devam etti ği önerilmi ştir. Bu hipotez, okyanus ortası sırtlarda, okyanus tabanına çok yüksek sıcaklıktaki kaynak sularının girişinin bulunmasıyla ve sülfitçe zengin yatakların artı şıyla kabul edilmi ştir. Schiffman ve di ğerlerinin (1987), Kıbrıs Troodos ofiyolitlerinde yaptıkları çalı şma, altere olmu ş bazaltların, 310 – 375°C arasında ? 18 O de ğerleri yakla şık olarak deniz suyunun ‰ 0 de ğerine yakın akı şkanlarla etkile şimde oldu ğunu göstermi ştir.Gregory ve Taylor’ın (1981) Oman ‘daki Semail ofiyolitlerinde yaptıkları detaylı çalı şma, alttaki gabro tabakaları, okyanusal kabu ğa göre, ? 18 O’ce fakirken, üst tabakaların ? 18 O’ce zenginle şmi ş oldu ğunu göstermektedir. Gregory ve Taylor (1982), ayrıca önemli bir tespit daha yapmı şlardır. Bu, Semail ofiyolitlerindeki okyanusal kabuk ve deniz suyu arasındaki ? 18 O de ğerinin net de ği şimi “0” ’ dır. 51 51 Şekil 18. Oman, Semail ofiyolitindeki tüm kayaç ? 18 O profili. Ofiyolik stratigrafisindeki ? 18 O zenginle şme ve fakirle şmelerini gösteren şekil. Özel hesaplamalar içi dolu dairelerle gösterilmi ştir.Gregory ve Taylor (1981)’den de ği ştirilmi ştir. 4.5.4.3. Metamorfik Kayaçlarda Su – Kayaç Etkile şimi Duraylı izotop çalı şmaları, metamorfik kayaçlardaki su/kayaç ili şkisinin iki farklı özelli ğinin belirlenmesinde kullanılır. Di ğer taraftan, oksijen izotop çalı şmaları, akı şkanın hareket modelini belirlemede kullanılabilir. Hidrojen ve oksijen izotoplarının birlikte kullanımı ile metamorfik kayaçlarla birlikte dengede bulunan akı şkanların izotopik kompozisyonlarının belirlenmesinde kullanılabiliyordu. Metamorfik kayaçlarda su/kayaç oranları çok de ği şim gösterir ve sonsuz olarak üretilmi ş suların kitlesel akı şları ile ( Wickham ve Taylor, 1985), granulit zonundaki kayaçların çok küçük de ğerleri arasındadır ( su/kayaç oranları 0.1 ve 0.0 arasındadır). Oksijen izotopları tek ba şına, oksijence zengin akı şkanların do ğasını tam olarak açıklayamaz, H 2 O, CO 2 ve silikat eriyiklerinin hepsi oksijence zengin rezervuarlardır. Ayrıca, hidrojen izotop çalı şmaları da akı şkan olan suyu ve kökenini belirlemek için gereklidir. 52 52 4.5.4.4. Hidrotermal Cevher Yataklarının Olu şumunda Su- Kayaç İli şkisi Tahmin edildi ği gibi, hidrotermal cevher yataklarının olu şumunda bulunan farklı su tipleri büyük de ği şim göstermektedir. Örne ğin, porfiri bakır yatakları, magmatik sular ve ısıtılmı ş yer altı sularının etkile şimiyle olu ştu ğu bilinmektedir. Buna kar şın, Kıbrıs tipi sülfit masifi deniz suyu ili şkilidir. Missisipi vadi tipi Pb-Zn yatakları ısıtılmı ş formasyon sularından olu şmu ştur ve tuzlulu ğu ve izotopik kompozisyonu petrol alanındaki tuzlu sularla belirlidir. 4.5.4.5. Klastik Sedimanter Kayaçların Diyajenezi Diyajenetik mineraller ve sedimanter gözenek suları arasındaki ? 18 O ayrımla şması, suyun kompozisyonu belirlenebilir. E ğer suyun kompozisyonu biliniyorsa mineralin olu şum sıcaklı ğı belirlenir. Girard ve di ğerlerinin (1989) çalı şması, K/Ar ya ş belirlemeleri ile sıvı kapanım verileri ve gözeneklerdeki akı şkanlardan hesaplanan ? 18 O de ğerlerini birle ştirerek Alt Kretase arkozlarının zaman-sıcaklık-gömülme tarihçelerinin belirlenmesi sa ğlanmı ştır. 4.6. Karbon İzotoplarının Kullanımı Karbon, a şa ğıdaki bolluklarda bulunan iki duraylı izotopa sahiptir. 12 C = % 98.89 13 C = % 1.11 Bu hesaplamalarda PDB standartı kullanılır. 13 C ve 18 O de ğerleri denizel kireçta şlarına çok yakın oldu ğu için bu standart kullanılır. PDB standartının asıl materyali tükenmi ştir ve günümüzdeki materyalleri karbonatit (NBS-18) ve denizel kireçta şlarıdır (NBS-19). 13 C/ 12 C oranı oksijende oldu ğu gibi binde olarak ifade edilir: ? 13 C ‰ = ( 13 C/ 12 C (SAMPLE) - 13 C/ 12 C (STANDART) ) × 1000……………………………..(36) 13 C/ 12 C (STANDART) ) 53 53 4.6.1. Do ğada Karbon İzotoplarının Da ğılımı Karbon do ğada, okside formda ( CO 2 , karbonatlar, bikarbonatlar), indirgenmi ş karbon şeklinde (metan ve organik karbon) ve elmas, grafit şeklinde bulunur. Şekil 10’da doğada bulunan karbon izotop kompozisyon de ği şim aralıkları özetlenmi ştir. Şekil 19. Do ğal ? 13 C rezervuarları. Karbon ta şıyan do ğal örneklerdeki ? 13 C de ğerlerinin de ği şimi. (Veriler Kerridge (1985), Exley ve di ğerleri (1986), Field ve Fifarek (1986), Hoefs (1987) ve Schidlowski (1987)’ den alınmı ştır). Meteroitler çok geni ş bir aralıkta karbon izotop de ğerlerine sahiptir. Örne ğin, karbonlu kondritler, (-25) – 0 arasında de ği şen ? 13 C kompozisyonlarına sahiptir ( Kerridge,1985). Manto de ğerleri, karbonatit, kimberlit ve elmasların izotopik kompozisyonlarından belirlenmi ştir. ? 13 C de ğerleri dar bir aralıkta olup ‰ -3 –(-8) dir. Ortalama de ğer olarak ‰ – 6 kullanılır. Deniz suyu tanıma göre ‰ 0’a yakın ? 13 C de ğerine sahiptir. Denizel karbonatlardaki ? 13 C de ğeri ise ‰ -1- (+2) arasındadır. Biyolojik olarak türemi ş (organik) karbonlar izotopik olarak hafiftir ve ? 13 C’ce fakirdir. Metan, do ğada olu şan 54 54 bile şenler içinde ? 13 C’ce en fakir olanıdır.Biyolojik kökenli metanın ? 13 C de ğerleri yakla şık olarak ‰ -80’dir. 4.6.2. Karbonatlar İçin Birle ştirilmi ş Oksijen Ve Karbon İzotop Çalı şmaları - ? 18 o - ? 13 c Çizimi Karbonatlarda, birle ştirilmi ş oksijen ve karbon izotop çalı şmaları farklı kökenli karbonatların ayırımında oldukça önemlidir. Şekil 11’de karasal ve meteorik karbonatların bile şimi, ? 18 O - ? 13 C diyagramında gösterilmektedir. Şekil 20. ? 18 O - ? 13 C çizimi, farklı çevrelerdeki karbonat bile şimlerini göstermektedir. ? 18 O, PDB ve SMOW tablolarına göre çizilmi ştir.De ği şik karbon rezervuarlarının izotopik bile şimi, diyagramın sa ğ kısmında gösterilmektedir. 55 55 Bile şimler PDB standartına göre belirlenmi ştir. Fakat, SMOW standartı, karbonatlardaki ? 18 O hesaplamalarındaki kullanımı yaygınla şmaktadır. PDB – SMOW dönüşümü daha önce verilmi ştir fakat, daha anla şılır olması için şu bilgiler de verilebilir: - PDB tablosunda, denizel karbonatların ? 18 O de ğeri “0” ‘dır. - SMOW tablosunda, deniz suyundaki ? 18 O de ğeri de “0” ‘dır. 4.6.3. Kireçta şı Diyajenezi ? 18 O - ? 13 C diyagramı, sedimanter karbonatların olu şumunu ve özellikle de kireçta şı diyajenezini anlamak için oldukça çok kullanılan bir yöntemdir. Karbon izotop çalı şmaları, karbonatlardaki karbonun kökeninin belirlenmesinde ve denizel , organik veya metanla ili şkili karbonatlar olarak ayrılmasında kullanılır (Coleman ve Raiswell, 1981). Sedimanter kayaçlardaki oksijen izotop çalı şmaları, karbonatlarla dengede olan akı şkanın kökeninin belirlenmesinde ve Epstein ve di ğerleri (1953) termometresi kullanılarak, karbonat olu şum sıcaklı ğının belirlenmesinde kullanılır. Sıcaklık de ği şimleri, orijinal deniz suyu sıcaklı ğını veya diyajenez sıcaklı ğını verebilir, fakat kimyasal dengeye dikkat edilmelidir (McConnaughey, 1989). Akı şkan çalı şmaları, dengedeki bo şluk sularının kompozisyonu ile kalsit çimentolarının hesaplanmasında yararlıdır. Allan ve Mathews, (1982) ‘in çalı şmaları, kireçta şı ve meteorik sular arasındaki ili şkinin ? 18 O - ? 13 C diyagramında belirlenebilece ğini göstermektedir. Bu sürecin belirgin i şareti, geni ş aralıkta ? 13 C de ğerinin dar aralıktaki ? 18 O de ğerleriyle kombinesidir. Bu de ğer yükselir çünkü, yeniden kristallenmi ş karbonatlardaki ? 13 C de ğeri, iki farklı karbon rezervuarının bile şiminden gelmektedir. Oksijen ise, tek bir rezervuardan gelir. Bu rezervuar, meteorik sulardır. Karı şım zonu karbonatları, yer altı su zonunda olu şan, deniz suyu ve meteorik suyun karı ştı ğı, tipik olarak ? 18 O - ? 13 C arasındaki pozitif çe şitlili ği gösterir. Bu çe şitlilik, meteorik su ve deniz suyu gibi farklı kompozisyondaki suların karı şmasının sonucudur. Meteorik su, deniz suyuna göre, ? 18 O’ ce fakirdir ve topraktan geçti ği için, 12 C’ce zenginle şmi ştir. Searl (1988,1989), bu ili şkiyi karı şım zonu dolomitlerini tanımlamak için, Güney Wales’teki alt karbonifer kireçta şlarında kullanmı ştır. 56 56 4.6.4. Hidrotermal Kalsit Okyanus ortası sırtlarda su-kayaç ili şkisiyle olu şan hidrotermal kalsitler, en çok su- kayaç oranlarının ayırımında bir fonksiyon olarak, ? 18 O - ? 13 C tablosunda geni ş aralıkta bir kompozisyon gösterir (Stakes ve O’Neil, 1982). Greenstone bre şindeki bir ilginç kalsit, mantoyla aynı ? 13 C de ğerine sahiptir, kayaçlarca baskın çevrede ( dü şük su/kayaç oranı) ve yüksek sıcaklıkta (145-170° C) olu şmu ştur. Dü şük sıcaklıktaki damar kalsitleri deniz suyundaki ? 13 C de ğerlerine sahiptir ve ev sahipli ği yapan bazaltlarla büyük hacimdeki deniz suyunun ili şkisini gösterir. 4.6.5. Deniz Suyunun ? 13 C Kompozisyonu Deniz suyunun, tanıma göre, ? 13 C de ğeri ‰ 0’a yakındır ve denizel karbonatlarda ? 13 C de ğeri ‰ -1 – (+2) arasındadır. Eski deniz suları, belirgin sürekli devam eden bir kompozisyona sahip olmasa Veizer ve di ğerleri (1986) ve Hoffman ve di ğerleri (1991) tarafından Fanerozoyikte bazı de ğerler kaydedilmi şti. En büyü ğü Permiyende, PDB tablosunda, ‰ 6’dır. Daha küçükleri Kretase’de (Hart ve Leary, 1989) stratigrafik belirteç olarak kullanılır. Bu de ğer ‰ 4.8’dir. Tersiyerde okyanus tabanlarında yı ğın haldeki karbonatlarına göre ve ayrıca stratigrafik korelasyonda kullanılan önemli de ğerler kaydedilmi ştir (Williams ve di ğerleri, 1988). 4.6.6. CO 2 ’ deki Karbon İzotopları CO 2 ’nin, magmatik, metamorfik ve mineralle şen akı şkanların önemli bir bile şeni olması nedeniyle, karbonun izotopik kompozisyonu CO 2’ ’nin asıl kökeninin belirlenmesinde kullanılır. Bu çe şit çalı şmalar sıvı akı şkanlarında CO 2 serbestlenmesi ve CO 2 ’ce zengin akı şkanlarla dengede olan karbonat mineralleri kullanılırlar. Şekil 12’deki ? 13 C de ğerleri baz alınarak, CO 2 , türetilmi ş organik karbonlardan, mantodan, denizel karbonatlardan ayrımını anlarız. Maalesef bu ayrımla şma süreci basit alt gruplarda karma şıklı ğa neden olur ve CO 2 ’nin kökeninin belirlenmesinde az olarak sonuç vermektedir. 57 57 Şekil 21. CO 2 ’ye göreceli olarak karbon türlerinin ayrımla şması ( Ohmoto ve Rye, 1979) ‘dan düzeltilmi ştir. 4.6.7. Magmatik Eriyiklerde Çözünen CO 2 Magmatik eriyiklerde bulunan çözünmü ş olan CO 2 ‘ler, mantonun CO 2 ’sine eri şmesinde önemlidir. Okyanusal bazaltlardaki dereceli ısıtma deneyleri iki farklı CO 2 fraksiyonu oluşturur. Birisi 600°C ‘nin altında ve ‰ -25 ? 13 C de ğerindedir. Di ğeri ise, 600°C’den fazla ve ‰ -5 – (-8) arasında ? 13 C de ğerine sahiptir (Javey ve di ğerleri, 1978). Javey ve di ğerleri (1978) ‘nin deneysel çalı şmaları, ayrımla şmanın ‰ 4 de ğerinde ve 1200°C civarında bazaltik eriyi ğin içinde çözülmü ş karbon ile CO 2 arasında ayrımla şma oldu ğunu gösterir. Dü şük sıcaklıktaki hafif, izotopik karbon ayrımla şması için iki yorumun yapılması mümkündür. 1) Organik kontaminasyon veya 2) CO 2 ayrımla şmasından ve gaz çıkı şından sonraki kalan rezidüdür. 58 58 4.6.8. Metamorfik Akı şkanlardaki CO 2 Metamorfizma sırasında denizel kireçta şlarındaki dekarbonizasyon, kalsitteki dü şük (daha çok negatif) ? 13 C de ğerlerine neden olur (Nabelek ve di ğerleri, 1984). Biyojenik, non-karbonat karbon metamorfizması rezidüzel karbon ve grafitte metan kaybına ve daha yüksek ( daha az negatif) ? 13 C de ğerlerine neden olur. 4.6.8.1. Granulitler Bir çok granulit bol miktarda CO 2 ’ce zengin sıvı kapanımı içerir. Jackson ve di ğerleri (1988) Güney Hindistan’da CO 2 ’ce zengin sıvı kapanımlarını analiz etmi şlerdir ve ‰ -5 – (-8) arasında ? 13 C kompozisyonu belirlemi şlerdir (PDB). İlk bakı şta bu sonuç, CO 2 için manto kökenli, ? 13 C de ğerleri benzer ve ‰ +2 – (-10), alt kıta metamorfizmasında (Wickham, 1988) denizel karbonatların dekarbonizasyonuyla üretilebilirler ( ba ştaki ? 13 C de ğeri ‰ 0’ a yakın ). 4.6.8.2. Metamorfik Grafitin Kökeni Metamorfik grafit, karbon ta şıyan akı şkanların reaksiyonu ve karı şması ile infiltre edilmesi sonucu üretilirler. Örne ğin, Ramble ve Hoering (1986), New Hampshire’da yüksek dereceli gnayslardaki hidrotermal damar grafitlerinin, iki akı şkanın karı şımıyla ( biri karbonat karbonu içerir, di ğeri türetilmi ş karbon içerir) olu ştu ğunu bulmu şlardır. 4.7. Sülfür İzotoplarının Kullanımı Sülfürün a şa ğıdaki bolluklarda dört duraylı izotopu vardır: 32 S = % 95.02 33 S = % 0.75 34 S = % 4.21 36 S = % 0.02 En bol olan iki izotop arasındaki oran, 34 S / 32 S,jeokimyada kullanılır ve ‰ olarak gösterilir.Referans olarak da Canon Diablo demir meteroitindeki triolit (FeS) kullanılır (CDT). ) 37 ..( ………………………… 1000 × ) standart ( S 32 / S 34 - ) örnek ( S 32 / S 34 = S 34 ? ‰ 34 S / 32 S (standart) Sülfür izotop oranları SO 2 gazından hesaplanır ve kütle spektrometresindeki hassaslık ‰ 0.02’dir ve do ğrulu ğu ‰ 0.1’dir. İyi derecelenmi ş sülfitin in situ analizinde hassaslı ğı ‰ 1.5 – 3.0 arasında olan iyon mikroprobun (Eldridge ve di ğerleri, 1988) ve 59 59 hassaslı ğı ‰ ± 1 olan lazer mikroprobun ( Kelley ve Fallick, 1990) kullanılması günümüzde uygundur. Sülfür izotop verileri daha çok sıklık histogramlarıyla gösterilir. 4.7.1. Do ğada Sülfür İzotoplarının Da ğılımı Do ğal olarak olu şmu ş sülfür içeren türler, asıl sülfür, sülfat ve sülfit mineralleri, H 2 S ve SO 2 gazları, çözeltide bulunan yükseltgenmi ş ve indirgenmi ş sülfür iyonlarını kapsar. Şekil 22’de ana kayaç tiplerindeki izotopik kompozisyonların özeti verilmi ştir. Şekil 25. Do ğal sülfür izotop rezervuarları. Veriler , Sakai ve di ğerleri, 1982; Ueda ve Sakai, Şekil 22 1984; Claypool ve di ğerleri, 1980; Kerridge ve di ğerleri, 1983; Chambers, 1982; Coleman , 1977; Chaussidon , 1989’dan alınmı ştır. 60 60 Şekil 23 Şekil 26. Deniz suyu ile dengede olan ? 34 S ve ? 18 O içinde bulunan sülfat için ya ş e ğrileri. ? 34 S verileri CDT’ ye gore, ? 18 O verileri SMOW’a gore gösterilmektedir. Şekil 24 Şekil 27. Sedimanter ve hidrotermal süreçlerde sulfur izotop ayrımla şma modelini gösteren sedimanter sulfur döngüsü. 61 61 Tablo 8 Tablo 10. H 2 S ve sulfur bile şikleri arasındaki 34 S da ğılımı için ayrımla şma.E şitlik şöyledir: 1000 ln ? mineral- H2S = A ( 10 6 /T 2) + B ( Sıcaklık Kelvin cinsindendir). 62 62 5. MAGMAT İK PETROLOJ İ 5.1. Giri ş Magmatik kayalar, yerkabu ğunun ana bile şenini olu ştururlar ve e ğer mantoyu da dahil edersek, tüm di ğer kayaç tiplerinden daha fazladır. Kaçınılmaz şekilde, yer yüzeyindeki her kayaç, magmatik kökene sahiptir. Farklı izotopik rezervuarların kompozisyonlarını ve kompozisyonal aralı ğını özellikle de mantonunkini iyi bir şekilde anlarsak, yüzeye yakın çevrede olu şan süreçler en iyi bu şekilde anla şılmı ş olur. Magmatik kayaçlar, yüzeye kadar olan yollarında çeşitli de ği şimlere u ğrar. Bozulmamı ş manto kaynaklı mantodan, izotopik de ği şimler fraksiyonel kristalizasyon sırasında, ana kayanın asimilasyonu ile, magma karı şımı (mixing), gaz çıkı şı ve hidrotermal alterasyon ile olu şur. Alterasyon, aynı zamanda dalma-batmayla ili şkili kontaminasyon derinliklerinde ve manto metasomatizması ile de olu şur. Bütün bu süreçler, duraylı izotop jeokimyasıyla ili şkilidir. Oksijen, mantonun ana bile şenidir. Okyanuslardaki ve bütün meteorik sulardaki oksijen izotop kompozisyonları, magma orijinli okyanusal magmatik kayaçların hidrotermal etkile şimi ile kontrol edilir. Karbon, sülfür, azot ve hidrojen, mantoda bulunan tüm i,z bile şenlerdir. Bununla birlikte, mantonun büyüklü ğünden dolayı, bu elementlerdeki küçük miktarlardaki göreceli gaz çıkı şına ra ğmen, karasal çevrelerdeki izotopik kompozisyonlarını etkileyebilir. Fakat bazı önemli istisnalar vardır, manto malzemesindeki duraylı izotopların kompozisyonal aralı ğı genellikle sınırlıdır. Kıtasal magmatik kayaçlarda görülen daha geni ş izotopik çe şitlilik dü şük sıcaklık ve üst manto sürecinden dolayıdır. Birçok magmatik kayaç, dü şük sıcaklık alterasyon olayının izotopik karakteristi ğini ta şır. 63 63 5.2. Manto Manto nasıl göründü ğüne bakılmaksızın heterojendir. Bir sismolog keskin heterojen zon ve tabakaları görebilir. Bu perspektifin, jeokimyacıların manto görü şüyle kar şıla ştırılması gerekli de ğildir.Yo ğunluk de ği şimlerine ba ğlı sismik süreksizlikler kendini kimyasal olarak açıkça göstermeyebilir. Jeokimyasal açıdan, manto element konsantrasyonu olarak, radyojenik izotop jeokimyası ve duraylı izotop jeokimyası olarak heterojendir. Mantonun kimyasal kompozisyonu, jeolojik zamanda muhtemelen homojendi. Çekirdek olu şumu ve gaz çıkı şı ile birlikte ana mixing olayları devam etmi ştir. O zamandaki mantonun kimyasal kompozisyonu, silikat yerkürenin kompozisyonu veya BSE’nin kompozisyonu ile hemen hemen aynıydı. Kıtasal kabu ğun geç olu şumu, tüketilmi ş manto bile şenlerinin geli şimi için önemlidir. En basit sınıflamaya göre üç bile şen vardır: BSE, tüketilmi ş manto ve kıtasal kabuktur. Manto aynı zamanda, dalma batma sırasındaki kıtasala malzemelerle de kirlenmektedir. Radyojenik izotoplar, nadir gazlar ve iz element verilerine göre manto için birçok altı sınıflama yapılabilir ( Van Keken ve di ğerleri, 2002). Okyanus ortası sırtı bazaltları (MORBs) ile okyanus adası bazaltları (OIBs) arasındaki ana kimyasal farklılıkları baz alırsak manto, kimyasal kompozisyonu BSE’ye benzer olan ilksel manto ve tüketilmi ş manto bile okyanus ortası sırtlarda açı ğa çıkar (DMM- tüketilmi ş okyanus ortası sırt MORB manto ). 5.2.1 Oksijen Kıtasal malzeme tarafından kirlenme olmadı ğı zaman, mantodaki oksijen izotop kompozisyonları çok sınırlı bir aralıkta olurdu. Çünkü, mantodaki ana mineraller ile eriyiklerin ayrımla şması çok küçüktür. Spinel ve CO 2 ’nin dı şında, olivin ve piroksen ve silika eriyikleri gibi di ğer fazlar arasındaki ayrımla şma manto sıcaklıklı ğında % 1’den az olacaktır. Gravitasyonel çökme tarafından kristallerin ergiyikten ayrıldı ğı bir süreç olan fraksiyonel kristalizasyon, andezit veya dasit alanındaki bazalt komposizyonlarının arkasındaki eriyik olu şumları oluncaya kadar magmanın ? 18 O de ğerinde çok küçük bir etkisi olacaktır. CO 2 ’ce zengin fazların uzakla şması e ğer CO 2 konsantrasyonu çok yüksek olsaydı kalan eriyi ğin izotopik kompozisyonu üzerinde çok büyük etkisi olurdu. 64 64 Şekil 25. İleri ayrımla şma kristalizasyon sırasında eriyik ve olivin kristallerinin hesaplanan ? 18 O de ğerleri (dü şük MgO içeri ği). Sadece kalan eriyik yüksek SiO 2 içeri ğine ula ştı ğında ? 18 O de ğeri de ği şimi fark edilir bir şekilde olur. Dalma batma malzemesiyle kirlenmemi ş, bozulmamı ş bir manto örne ği, BSE de ğeriyle sa ğlanır. Bu de ğerler biliniyor olsaydı, bundaki sapmalar ile, kirlenmenin derecesi de ğerlendirilebilirdi. İlksel mantodan örnek alınması genellikle büyük bir problemdir. Sadece yeryüzeyinden (ya da yeryüzüne çok yakın), ya da mixing, segregasyon, gaz çıkı şı, polimorfik yerde ği ştirme, asimilasyon, yüzeysel alterasyon ve duraysız süreçler tarafından çıkı şı sırasında de ği ştirilebilen imkanların bol oldu ğu derinliklerdeki malzemelerden örnek alınabilir. Bu yüzden manto çalı şmalarındaki en büyük zorluklardan biri, olabilecek veya genellikle olan de ği şimleri görmektir. Bunun için üç yakla şım kullanılır. Bunlardan ilki, manto ve ay verilerinin Proxy olarak manto için kullanılmasıdır, ikincisi mafik lavların analizidir ve üçüncüsü ise lavlardaki fenokristaller ve ksenolitlerin analizidir. Meteroitler ve Ay bazaltları: Meteroit ve ay bazaltları yerküre kütlesinin ? 18 O de ğeri için Proxy olarak kullanılabilir. Tüm meteroitlerdeki ? 18 O ve ? 17 O de ğerleri arasındaki toplam aralık çok fazladır ( Clayton ve di ğerleri, 1976). Yerküre kütlesini en yakın temsil eden enstatit kondritleri ‰ 5-6 arasında de ği şen çok dar ? 18 O de ğerlerine sahiptir. Varsayılan yerküre sistemi 65 65 Mafik Lavlar: Mafik lavlar ve nodülleri yeryüzünde bulunan magmaya en yakın kompozisyondaki malzemelerdir. Fakat, yüzeydeki birçok mafik lavın kimyasal kompozisyonunun derinlerde de ği şime u ğradı ğını gösteren bir çok kanıt vardır. Mafik magmalar genellikle ince taneli ve camsıdır. Yüzey alterasyonu, gazın açı ğa çıkması, hidrasyon çok hızlı meydana gelir. Fenokristaller yer kütlelerinden daha az altere olma e ğilimi gösterirler ve genellikle bulk bazaltlardan daha keskin ? 18 O de ğer aralı ğına sahiptir ( Kyser, 1986; Eiler ve di ğerleri, 1995). Fe 2 0 3 / FeO arasında ya da su ile genç denizaltı bazaltları arasında güçlü bir korelasyon vardır ( Şekil 1.2.1). En dü şük derecede alterasyona u ğramı ş örnekler, dü şük su içeri ğine ve dü şük Fe 2 0 3 / FeO oranlarına sahiptir ( Kyser ve di ğerleri, 1992). Okyanus Ortası Sırt Bazaltlarındaki oksijen izotop kompozisyonu oldukça homojendir. Ito ve di ğerleri ( 1987 ), taze okyanus ortası sırt bazaltlarındaki camların ? 18 O de ğerlerinin ‰ 5.3- 6.2 oldu ğunu belirlemi şlerdir, ortalama olarak ‰ 5.7 ± 0.2’dir. Lazer florinasyon analiziyle de ortalama ‰ 5.5 gibi sınırlı bir ? 18 O de ğer aralı ğı elde edilmi ştir, ve benzer sonuçlar, dalan malzeme tarafından kontaminasyon dikkate alınarak yapılmı ştır ( Eiler, 2001). Okyanus Ada Bazaltları, ‰ 4.6- 7.5 de ğerleri arasındadır ( 5.5 ± 0.5, 1 ? ortalama ile), ve kıtasal bazaltlar ‰ 4.5 – 8.1 de ğerleri arasındadır ( ortalama 6.1 ± 0.7 ) ( Harmon ve Hoefs, 1995). Harmon ve Hoefs, oksijen izotop oranlarına göre üst mantonun heterojen oldu ğunu belirlemi şlerdir ( Şekil 29). 66 66 Şekil 26. Mg de ğerlerine kar şılık okyanusal ve kıtasal bazaltların oksijen izotop de ğerleri derlemesi. Bozulmamı ş bazaltlardaki geni ş ? 18 O de ğerleri ( Mg de ğeri = 0.68- 0.75) mantonun heterojen oldu ğunun göstergesidir. Gölgeli kısım bozulmamı ş manto de ğerlerini gösterir (Harmon ve Hoefs, 1995). Fakat, birçok kanıt bazalt verilerinin mantonun izotopik kompozisyonunu do ğru bir şekilde yansıtmadı ğını göstermektedir. Birçok çalı şma yanıltıcı alterasyon özelliklerinin kolaylıkla gözardı edilebildi ğini örneklerle açıklamaktadır. Kıtasal malzemenin yükselmesi sırasında, kontaminasyon veya alterasyonun küçük kimyasal kanıtlarını gösteren örnekler, ksenokristik malzemenin izotopik kompozisyonundaki büyük de ği şimler veya düzensiz hidrojen izotop kompozisyonları kriptik alterasyonu gösterebilir ( Dobson ve O’Neil, 1987; Baldridge ve diğerleri, 1996; Feldstein ve di ğerleri, 1996). Bazalt camı alterasyonunun açık bir şekildeki kanıtı, bir arada var olan fenokristik malzemenin verileriyle cam verilerinin kar şıla ştırılmasıyla gözlenebilir. Örne ğin; taze, yeni patlamı ş Pitcairn deniz da ğlarındaki denizaltı volkanik camlarının oksijen izotop oranları, ‰ 5.8-7.4 arasındadır (Woodhead ve diğerleri, 1993). Buna kar şın Pitcairn Adası bazaltlarındaki olivin fenokristallerindeki ? 18 O de ğeri ‰ 5.2 de ğerinde homojendir, bu değer tipik manto de ğerlerinden farksızdır( Eiler ve di ğerleri, 67 67 1995). Bu nedenlerden dolayı, günümüzde yapılan çalı şmalar bazaltların kendisinden daha çok ksenolit ve fenokristallere yo ğunla şılması gerekti ğini göstermektedir. Fenokristaller ve Ksenolitler: Olivin ve piroksen manto ksenolitlerini olu şturan ana minerallerdir. Manto eklojitleri: Manto eklojitlerindeki oksijen izotop anomalilerinin bulunması, kıtasal malzemenin dalması ve geri dönüşümü do ğrudan jeokimyasal bir kanıt sa ğlar. Fraksiyonel kristalizasyonun bir fonksiyonu oldu ğu için aslında yanlı ş yorumlanmı ştır, manto eklojitlerinin ? 18 O de ğerlerini geni ş aralıkta do ğru olarak MacGregor ve Manton (1986) ve Ongley ve di ğerleri (1987) tarafından belirlenmi şlerdir. Peridotitler çok dar bir aralıkta ? 18 O de ğerine sahiptir, bunun tersine manto eklojitlerinde ‰ 2 – 8 de ğerleri arasındadır ( Şekil 11.3). Bu geni ş ? 18 O de ğer aralı ğı bilinen hiçbir manto süreciyle açıklanamaz. Bunun yerine, ? 18 O de ğerleri da ğılımı görünür bi şekilde altere olmu ş okyanusal kabukla benzerdir. 5.2.2. Karbon Mantodaki karbon izotop sistemati ğinin anla şılması için bir hayli çaba sarfedilmi ştir. Fakat şimdi, manto fazlarındaki karbon izotop de ğerleri aralı ğının oksijeni geçmi ş oldu ğu oldukça açıktır. Bu geni ş aralık için birçok mekanizma önerilmi ştir ve her bir mekanizma için tartı şmalar yapılmı ştır, fakat maalesef, jeoloji toplulukları henüz bir uzla şıya varamamı şlardır. Karbon ve oksijen izotoplarının sistematikleri arasındaki bir fark, uygun manto fazları ile karbon izotopları arasındaki ayrımla şma yüksek sıcaklıklarda bile çok büyüktür ( Şekil 11.4), ilk olarak karbon, farklı oksidasyon durumlarında olu şur. Oksijende ise bu davranı şa ters olarak, ayrımla şmalar manto sıcaklı ğında belirgin bir sonuç edinilmeyecek kadar küçüktür. 68 68 Şekil 27. Manto eklojitlerindeki klinopiroksen ve granatların oksijen izotop de ğerleri. Ayrıca peridotitlerin da ğılımı da gösterilmektedir ( Veriler, MacGregor ve Manton, 1986; Ongley ve di ğerleri, 1987; Shervais ve di ğerleri, 1988; Caporuscio, 1990; Mattey ve di ğerleri, 1994; Sayder ve di ğerleri, 1995; Viljoen ve di ğerleri; 1996’ dan alınmı ştır). Kabuksal rezervuardaki karbon kompozisyonu: Kabuksal karbon varlı ğı, mantodan karbon akı şının bir fonksiyonudur. Okyanus ortası sırtlar boyunca olan büyük karbon akı şları bütün karasal karbonların 300-700 ma arasında olu şması için yeterlidir ( DesMarais, 1985). E ğer kıtasal rezervuardaki tüm karbon, belli bir izotopik ayrımla şmanın olmadı ğı bir mantodan kaynaklanıyorsa, ozaman tüm mantodaki ? 13 C de ğeri, basit kütle-denge de ğerleri kullanılarak bulk kabuksal de ğerden kolayca belirlenebilirdi. İki ana kabuksal rezervuardaki ? 13 C de ğeri ve büyüklükleri bilinmektedir, bunlar, karbonat ve organik karbon’dur. Karbonatlar ve organik malzeme için ? 13 C de ğerlerini ‰ 0 ve ‰ -25 farzedersek, sırasıyla, 4’te 1 bolluk oranıyla, ortalama kabuk için ‰ -5 ? 13 C de ğerini verir. Garnet Klinopiroksen Peridotit olivin 69 69 Elmas ve grafit : Elmaslar, mantonun ? 13 C de ğerini gösteren en iyi fazdır. Elmaslar, tam olarak manto kökenli ve olu ştuklarında, karbon izotop oranlarını yitirmezler. Elmasların ? 13 C de ğerleri ‰ -34 ile ‰ +5 arasında de ği şen büyük bir aralı ğa sahiptir ( Şekil 11.5). Birçok ara ştırma, derlenen verilerden barizdir: (1) Çok vurgulanan kısım ‰ -5- (-6) arasındadır. (2) Veriler, ‰ -30’dan daha dü şük negatif de ğerlerde e ğimlidir. (3) Yakla şık olarak ‰ -1 de ğerinde keskin bir üst sınır bulunmaktadır, yüksek ? 13 C de ğerlerinde bazı istisnalar olabilir. Şekil 28. Orta ve yüksek sıcaklıklardaki fazlar arasındaki karbon izotop ayrımla şması ( Referanslar: 1 Bottinga, 1969; 2 Scheele ve Hoefs, 1992; 3 Chacko ve di ğerleri, 1991, ve Scheele ve Hoefs, 1992; 4 Bottinga, 1968; 5 Richar ve di ğerleri, 1977; 6 Deines, 1980). 70 70 Şekil 29. Elmasların karbon izotop de ğerleri ( Denies, 1980). Bu veriyi anlatmak için birçok mekanizma önerilmi ştir. Bunlardan en muhtemel olanları şunlardır: 1. Mantonun ? 13 C de ğeri ‰ -5 – (-6) arasındadır. ? 13 C de ğerleri dalan malzeme ile kirletilmi ştir. Bu tartı şma, elmaslardaki ? 13 C de ğerlerinin, olu şumlarıyla korelasyonu ile kuvvetli şekilde desteklenmi ştir. Elmaslar peridotitlerde bulunur ya da P-tipi elmas adı verilen peridotit mineral kapanımlarıyla birlikte bulunur. P-tipi elmasların ? 13 C de ğer aralı ğı ‰ -5 ile ‰ -7 arasında sınırlıdır, çok az görülen aykırı de ğer ise ‰ -18.9 civarındadır. Bunun tersine, eklojitlerde bulunan elmas veya eklojit mineral kapanımları içeren elmaslar (E-tipi) benzer de ğerlere sahiptir, Dü şük de ğerlerdeki istatistik ‰ -13 – (-15) de ğerleri arasındadır (Deines, 1980) ( Şekil 11.6). Eklojitlerdeki ? 18 O de ğerleri, mantonun geri kalan kısmıyla karşıla ştırılır ve dalan malzemenin ko şullarıyla ifade edilir. Mantıksal bir ilave olarak, E-tipi elmaslardaki dü şük ? 13 C de ğerler dalan organik kaynakla ifade edilebilir. Bu tanımlama basit ve tatmin edici görünmektedir 71 71 fakat maalesef, hiçbir şey bu kadar basit de ğildir ve ? 13 C de ğer aralı ğı için aynı e şitlikteki etkileyici tanımlamalar önerilmi ştir. 2. Elmaslar, derinlerdeki manto seviyelerinden yükselen metan gazının kısmi oksidasyonu sonucunda olu şur. Geni ş ? 13 C de ğer aralıklarını ifade etmek için dalan organik malzemeye kar şı olan bir tartı şma, aynı de ğer aralı ğının demir meteroitlerde ve karbonlu kondritlerde de görüldü ğüdür ( Deines ve Wickman, 1975; Kerridge, 1985). Deines (1980), elmas çe şitlili ğini açıklayabilmek için, P- T,f (O 2 ) ve a (H 2 O) ko şullarında birçok oksidasyon-redüksiyon tepkimesini düşünmü ştür. Modellerinden hiçbiri, manto karbon kimyasının bütün gözlemlerini açıklayamamı ştır. Derinlik, morfoloji ve azot içeri ği ile yapılan korelasyonlar ile ( Şekil 11.6) mantonun karbon de ğerlerindeki birincil heterojenlik yorumlanmı ştır. Şekil 30. Derinli ğin fonksiyonu olarak, de ği şik elmas tiplerindeki ? 13 C de ğerleri. 3. P-tipi ve E-tipi elmasların ? 13 C de ğerlerindeki fark CO 2 kaybıyla ili şkili olan Rayleigh ayrımla şmasından kaynaklanmaktadır. Cartigny ve di ğerleri (1998), P- tipi ve E-tipi elmaslardaki ? 13 C ve ? 15 N de ğerlerini ölçmü şlerdir. E-tipi elmaslar, P-tipi elmaslara göre daha dar bir aralıkta ? 15 N de ğerlerine sahiptir. Kombine 72 72 olarak karbon ve azot verileri, Cartigny ve arkada şları tarafından tartı şılmı ş ve dalan malzemenin kirlenmesiyle veya metanın redüksiyonuyla tanımlanamamı ştır. Bunun yerine, elmasların astenosferik kökenli karbonatitik eriyiklerin daha indirgenmi ş litosfere do ğru hareketiyle olu ştu ğunu önermi şlerdir. Eriyiklerin oksidasyonuyla olu şan CO 2, karbonatitik kalıntıyı düşük ? 13 C de ğerlerinde bırakarak 13 C ‘ce zenginle şmi ştir. Karbonatitk kalıntının redüksiyonu, eklojitlerin içinde elmasların olu şumunu sa ğlar.Peridotitler eklojitlerden, manto ko şullarında CO 2 ile duraysız olan olivin minerali içermesiyle ayrılır. Karbonatitik sıvının oksidasyonuyla olu şan CO 2 ler hemen olivinle tepkimeye girerek manyezit olu ştururlar, Sonuç olarak, peridotit içinde bulunan elmaslar belirgin bir CO 2 kaybına u ğramazlar ve eklojitlerde görülen geni ş aralıktaki ? 13 C de ğerlerini payla şmazlar. Bir tek elmasta bulunan çe şitlilik ‰ 7 de ğerine kadar ula şabilir (Swart ve di ğerleri, 1983). Bu da karbon izotop çe şitlili ğinin elmaslarda görülmesine neden olan Rayleigh ayrımla şma mekanizmasını destekler. Bütün ayrımla şma mekanizmaları, karbon havuzunun çok küçük bir bölümünün elmasa dönü ştürülmesini gerektirir. Karbonatitler ve Kimberlitler: Kimberlitlerdeki karbonatlar ve karbonatitler derin kökenlidir ve mantodaki ? 13 C de ğerinin sınırlanmasında kullanılabilir.Elmaslara kıyasla karbonatların kullanılmasının avantajları ve dezavantajları bulunmaktadır. Karbonatitler karbon içeren malzemelerin çok büyük kütleleridir ve olu şumları veya yükselimleri sırasında karbon izotop ayrımla şmasına u ğramazlar. Karbonatitlerin aksine, elmaslar daha önce de belirtildi ği gibi manto kaynaklarından ayımla şmaya u ğrayabilirler. Karbonatitlerın analiz edilmesinin dezavantajı, ? 13 C de ğerlerinin patlama sırasında veya sonrasında de ği şime u ğramasıdır. CO 2 gazının çıkı şı, yüzeysel meteorik su alterasyonu, diyajenez ve biyojenik karbonatların karı şması olaylarının hepsi karbonatitlerdeki ? 13 C de ğerlerini etkiler. Bunun tersine, bu süreçlerin hiçbiri elmaslardaki ? 13 C de ğerlerini etkilemez. Taylor ve di ğerleri (1967), karbonatitlerdeki oksijen ve karbon izotop oranlarını ölçmü şlerdir ve C-O trendine göre belirgin de ği şime u ğrayan en bozulmamaı ş örnekleri ayırtedebilmi şlerdir. En dü şük izotop oranları “karbonatit kutusunu” tanımlamak için kullanılmı ştır. ? 18 O ve ? 13 C de ğerleri ‰ 6-8 ve ‰-5 – (-8) arasındadır. Di ğer karbonatit çalı şmaları ek kriterler için kullanılmı ştır, örne ğin radyojenik izotop ve iz 73 73 element oranları, yerle şme derinli ği, geç alterasyon ve gaz çıkşının etkilerini çıkarmak için kullanılır. Deines ve Gold (1973), karbonatlardaki otalama ? 13 C de ğerlerini karbonatit kompleksler arasındaki belirgin çe şitlilik ile istatistiksel olarak ‰ -5.1 ± 1.4 olarak özetlemi şlerdir. Kimberlitlerdeki karbonatlar çok ince tanelidir. Kimberlitlerin ? 13 C de ğerleri istatistiksel olarak karbonatitlerin ? 13 C de ğerlerinden ayırtedilemez fakat ? 18 O de ğerleri yerle şme sırasında ve sonrasındaki hidrotermal de ği şim nedeniyle daha yüksektir. Bazaltik Cam: Karbon bazaltik camlarda, tane sınırları boyunca sıvı kapanımı olarak kapanlanmı ş olarak bulunur ve silikat minerallerindeki çözülmemi ş bile şenler şeklindedir. Önceki çalı şmalarda geni ş aralıkta ? 13 C de ğerleri bulunmu ştur fakat nedeninin analitik problemler oldu ğu şimdi gayet açıktır. Örnekler dereceli olarak ısıtıldı ğında ayrılan iki keskin sınırlı populasyonda karbon bulunmaktadır. 600°C’nin altındaki sıcaklıklarda, oksijen atmosferindeki gaz çıkı şı düşük ? 13 C de ğerleri olu şturur, CO 2 gazı yakla şık olarak ‰-26’dır. Daha yüksek sıcaklıklarda (1000°C’den fazla) CO 2 gazı yakla şık olarak ‰-6.6 de ğerinde ? 13 C ile kurtarılır. Dü şük sıcaklıkla ısıtılmayla olu şan CO 2 ’nin, yerleşmeyle ili şkili olarak geç gaz çıkı şı sırasındaki ayrımla şma veya organik kirlenmeden kaynaklandı ğı dü şünülür. Okyanus ortası sırt bazaltları camları ‰- 6.3 de ğerinde ? 13 C içerir; di ğer bazalt türleri bu de ğerden önemsiz oranda de ği şim gösterirler (Exley ve di ğerleri, 1986). 5.2.3 Azot Derindeki kayaçlarda yapılan azot ölçümlerinin azlı ğı, son günlerde kar şıla şılan analitik zorluklarla ili şkilidir. Azot yalnızca iz miktarda bulunmaktadır ve küçük bir atmosferik kirlenme analize uygundur. Mantodaki azot konsantrasyonunun azlı ğı analitik bir problemdir ama aynı zamanda bir artıdır. Azot izotop oranları, rezervuarlar arasındaki karı şım ve mantonun heterojenli ği açısından önemli bir belirteçtir. Son on yıl içinde, mantodaki azot izotoplarının sistemati ğinin anla şılmasında geli şme sa ğlanmı ştır. Manto malzemesindeki azot izotoplarının sistemati ğinin özeti Marty ve Daupas (2003)’te bulunmaktadır. Mantonun AIR’e göre ortalama ? 15 N de ğeri ‰-5’tir, fakat bariz bir heterojenlik görülmektedir ( Şekil 11.7). Okyanus ortası sırt cam vesiküllerinden çıkan gazın ? 15 N de ğeri ‰ -5 –(+5) aralı ğındadır. Yüksek 40 Ar / 36 Ar de ğerine sahip örnekler ( dü şük hava kirlenmesini gösterir), ‰ -3 – (-5) arasında ? 15 N de ğerlerine sahiptir (Marty ve Humbert,1997). N 2 gazındaki negatif ? 15 N de ğeri 74 74 volkanik camlarda bulunmaktadır (Sano ve di ğerleri, 2001; Fischer ve di ğerleri, 2002). Di ğer nadir gaz jeokimyasına ba ğlantılı olarak, onlar manto bile şenlerini ‰ -5’ten az oranda bulundururlar, mümkün olan de ğer ‰ -15 kadar dü şük bir de ğerdir(Muhapatra ve Murty, 2004). Elmasların ? 15 N de ğeri güçlü olarak ‰ -5’tir fakat ‰ -25 – (+15) arasında de ği şen önemli bir da ğılım göstermektedir. Şekil 31. De ği şik manto kaynaklarının ? 15 N de ğerleri ( Marty ve Dauphas, 2003’ten sonra ). Okyanus ortası sırt bazaltlarının aksine, manto kısmi ergimeleri olarak örneklenen derin manto malzemesi genellikle pozitif ‰ -2 - (+8) arasında deği şen ? 15 N de ğerlerine sahiptir. Bu da ğılım için birçok tanımlama yapılmı ştır. Javoy (1997), mantodaki heterojenli ğin eski birikimlerdeki heterojenli ğin kalıntısı oldu ğunu belirtmi ştir. Arkeen sedimanları, güncel sedimanların daima pozitif de ğerlerine kar şın, ? 15 N de ğeri ‰ -6 kadar dü şüktür( Beaumont ve Robert, 1999). Negatif ? 15 N de ğerlerine sahip Arkeen sedimanları sadece sı ğ seviyelere kadar dalmı ştır (Yerkürenin tarihinde eskiden olu şan yüksek sıcaklık nedeniyle), şöyle ki pozitif ? 15 N de ğerlerine sahip genç malzeme daha derinlere dalmı ş olmalıdır. Bu senaryoda, Okyanus ortası sırt bazalt verileri negatif ? 15 N de ğerlerine sahip malzemenin dalmasını temsil eder, nitrojen rezervuarı olan manto kısmi ergimeleri de daha genç daha derin bir dalımı temsil eder. Nitrojen kabuksal dalma batmayı gösterir bu yüzden altere olmamı ş manto malzemesinde çok dü şük konsantrasyonda bulunması açıktır. Mantoya bazı önemsiz küçük eklemeler bile çok açıktır. Manto kısmi ergimeleri 75 75 5.2.4 Hidrojen Bozulmamı ş mantodaki hidrojen izotop kompozisyonunun belirlenmesi oldukça zor bir uğra ştır. Hangi fazda bulunursa bulunsun malzemenin yükselimi sırasında olu şan hemen hemen her de ği şiklik hidrojen izotop kompozisyonunun altere olmasına neden olur. Ksenolit içeren kimberlitik magmanın patlaması, ksenolit içindeki mineralin ?D de ğerini altere eden metasomatik akı şkanın infiltre olmasıyla oldu ğu kabul edilir. Yerküredeki manto minerallerinin, sıvı kapanımlarının, denizaltı bazaltlarındaki genç camların hidrojen izotop ölçümleri ‰ -120 – (13) arasında de ği şmektedir ( Sheppard ve Epstein, 1970; Sheppard ve Dawson, 1975; Kuroda ve di ğerleri, 1977; Boettcher ve O’Neil, 1980; Kyser ve O’Neil, 1984). Bir tek amfibolden yerinde spot analizi yapıldı ğında ‰50’den fazla bir ölçüm aralı ğı gözlenir ( Deloule ve di ğerleri, 1991; Xia ve di ğerleri, 2002). Manto fazlarının yükselimi sırasında hidrojen izotop kompozisyonunu de ği ştirebilen birçok süreç vardır. Suyun de ği şimi, sulu ve camsı minerallerdeki ?D de ğerini yükseltebilir veya dü şürebilir. Basit bir gaz çıkı şı ?D de ğerini dü şürür, H 2 molekülünün uzakla ştırılması sulu fazın ?D de ğerini yükseltir ( Feeley ve Sharp, 1996). Genç denizaltı bazaltları su içeri ğinde ve ?D de ğerinde geni ş bir aralı ğı kapsar ( Kyser ve O’Neil, 1984). Kyser ve O’Neil, ?D de ğerini ve su içeri ği e ğilimini, gaz çıkı şı ve denizsuyu eklenmesiyle açıklayabilmi şlerdir ( Şekil 11.8). Orijinal bazaltlardaki ?D de ğeri bu e ğilimlere göre tahmin edilirse, bu mantonun şa şırtıcı bir şekilde devam eden yakla şık ‰-80 ?D de ğerinin olduğunu gösterir. Kyser (1986)’ya göre mantodaki hidrojen izotop kompozisyonu şa şırtıcı bir şekilde uniformdur ve yerkürenin tarihi boyunca mantoda olu şan homojen hidrojen rezervuarlarının varlı ğı ile en iyi şekilde ifade edilmi ştir. 76 76 Şekil 32. Orta-Atlantik Sırtı (MAR) örnekleri ( üçgenler) ve Kilauea (daireler) örnekleri için su içeri ği ve ?D de ğerleri kar şıla ştırılması. Kileuea örnekleri su eklenmesi ile açıklanırken, Orta-Atlantik Sırtı örnekleri CH 4 gazı çıkı şı yönünde e ğilim gösterir. İkisi de yakla şık ‰ -80 de ğerinde kesi şirler (Kyser ve O’Neil, 1984). Boettcher ve O’Neil (1980), kimberlitlerdeki birçok amfibol ve flogopitleri analiz etmi şlerdir ve derinlerdeki H 2 O de ğerini ‰ -58 – (-79) arasında oldu ğunu önermi ştir. Göreceli olarak keskin bir aralı ğa sahip olan flogopitlerdeki ?D de ğerinin tersine, amfibol mega kristallerinin ?D de ğerleri ‰ -113 – (+8) arasında geni ş bir ölçüm aralı ğı gösterir. Yüksek da ğılım gösteren ?D de ğerleri, ayrık sulu akı şkanları içeren yüzeye yakın süreçlerde karma şık olduğunu gösterir. Geç gaz çıkı şı davranı şı yüksek çözünürlüklü iyon-mikroprob çalı şmalarıyla desteklenir. Dalma batma zonlarının üstündeki mantonun ?D de ğeri bu çevrelerle ili şkili olan malzemelerden anla şılır. Poreda (1985), Mariana Trough’daki bazaltlar, dü şük 2 He / 4 He oranını, ? 18 O de ğerlerini ve yükseltilmi ş su içeri ğini kapsayan, dalma batma bile şenlerini açıkça gösteren birçok jeokimyasal karakteristi ğe sahip oldu ğunu bulmu şlardır. Bu kayaçların ?D de ğerleri -32 ile -46 aralı ğındadır. Yüksek ?D de ğerleri aynı zamanda taze yay önü ortamında olu şan silika ve magnezyumca yüksek mafik dı ş püskürük bir kayaç olan camlarda da görülmektedir. Giggenbach (1992), Pasifik kıyısı çevresinden volkanik ve jeotermal kalıntıları verilerini toplamı ştır ve ?D de ğerleri ‰ -20 ± 10 olan magmatik “andezit” su bile şenlerini önermi ştir. Sönmü ş bazaltlardan mantoya getirilen bazaltik su (?D = ‰ - 77 77 60), şöyle ki andezitik su okyanusal kabuk, bo şuk suları, deniz sularında depolanmı ş kil minerallerinin karı şımıdır. Bazaltik ve andezitik sulardaki keskin sınırlarda farklı olan ? 18 O de ğerleri, dalma batma zonundaki farklı seviyelerde olu şan farklı bile şenlerin dehidrasyonundan kaynaklanmaktadır. 5.2.5 Sülfür Hulston ve Thode (1965), meteroitlerdeki ? 34 S de ğerlerini ‰ 0, kondritlerdeki de ğerini ‰ 0±0.7, karbonlu kondritlerde ‰ 0.6 ± 1.1 ve akondritler ile demirlerde ‰ 0.1 ± 0.1 olarak belirlemi şlerdir. Okyanus ortası sırt bazaltlarında ? 34 S de ğeri ‰ +0.3 ± 0.5 de ğerinde oldukça devamlıdır( Sakai ve di ğerleri, 1984), ayrımla şması sülfat ile sülfit arasında olup ‰ 7.4’tür. ? 34 S (sülfat-sülfit) ‘in 7.4 de ğeri, sülfat ve sülfit arasındaki magmatik sıcaklıklarda denge ayrımla şması olarak dü şünülür. E-tipi elmasların sülfit minerallerindeki insitu analizlerinde ‰ 2.3-8.2 aralı ğındadır (Chaussidon ve di ğerleri, 1987). Bu da dalma batmayla olu şan sülfürün karasal kökenli oldu ğunun bir kanıtı olarak yorumlanır. Dalma batma ürünü olan sülfür bile şenlerinin kanıtı için en tanımlayıcı çalı şma, Orapa kimberlitindeki sülfitlerdeki kütleden ba ğımsız ? 33 S anomalilerini bulan Fraqhuar ve di ğerlerinin (2002) yapmı ş oldukları çalı şmadır. Böyle anomaliler genellikle Arkeen sedimanlarında bulunurlar ve sadece yerküre yüzeyinde olu şmu ş örneklerde bilinirler. Bunların derin manto ksenolitlerindeki ke şfi Arkeen sülfür bile şenlerinin geri dönü şümü için etkileyici bir kanıttır. Şekil 33. Çe şitli kaynaklardaki sülfitlerdeki sülfür izotop kompozisyonları. Eklojitler ve eklojitlerdeki elmaslarda bulunan kapanımlar için yapılan tahminlere göre birçok veri sıfıra yakındır.Bu veriler, ? 33 S anomalileri tarafından desteklenir ve eklojitlerdeki sülfürün yüzeye yakın kökenli oldu ğunu gösterir ( Chaussidon ve di ğerleri, 1987). 78 78 5.3 Plutonik Kayaçların Yerle şimi : Kabuk Ve Hidrosferle Etkile şimi Magma yeryüzeyindeki yolculu ğu sırasında izotopik kompozisyonunu de ği ştirecek birçok fiziko-kimyasal süreç geçirirler. Bu, kabuksal malzemenin asimilasyonunu, fraksiyonel kristalizasyon ile olu şan fiziksel segregasyonu, gaz çıkı şı ve hidrotermal alterasyonu kapsar. Plütonik kayaçların yerle şimi için daha genel deliller Taylor’ın birçok yayınında çok güzel bir şekilde belirtilmi ştir (Taylor, 1978). Birçok magmatik kayaçtaki tüm kayaçta bulunan oksijen izotop verileri derlenmi ştir ve bunlar birçok e ğilim ve desen gösterirler. Duraylı izotoplar, özellikle hidrojen ve oksijen şu nedenlerden dolayı magmatik kayaçların çalı şılması için çok uygundur; (1) Oksijen ve hidrojen izotop kompozisyonları kaynak bölgede- mantoda çok iyi bilinir ve oldukça uniformdur. (2) Daha önce de söylendi ği gibi, manto dikkate alındı ğında, basit bir fraksiyonel kristalizasyon magmanın ? 18 O de ğerini etkilememektedir. Bu yüzden, manto de ğerlerindeki sapmalar yerle şme sırasında ve yerleşmeden sonraki bir zamandaki açık- sistem davranı şının bir kanıtıdır. (3) Sedimanter kayaçların ? 18 O de ğerleri, magmatik kayaçlarınkinden daha yüksektir. 87 Sr/ 86 Sr gibi di ğer izotopik sistemlerle kombine edildi ğinde, bunlar sedimanter kontaminasyon açısından oldukça duyarlı bir gözlem olarak kullanılabilir. (4) Meteorik ve okyanusal suların oksijen ve hidrojen izotop kompozisyonları oldukça benzersizdir ve derinlerdeki magmatik kayaçların dengesinden uzaktır. Hidrojen ve oksijen izotoplarının kombinesiyle olu şan veriler bir izotop veya kimyasal sistemle açıklanamadı ğında akı şkan-kayaç etkile şimini ölçmek ve tanımlamak için kullanılabilir. 79 79 Şekil 34. Çe şitli magmatik kayaçlardaki oksijen izotop kompozisyonlarının derlenmesi. Ay, meteorik, birçok mafik ve ultramafik kayaçlar, mantonun ? 18 O de ğerine yakla şık olarak e şit aralıkta de ğerlere sahiptir. Plutonik granitoyidler genellikle ‰ 7-12 arasında de ğerler gösterir, ‰ 9’dan yüksek de ğere sahip olanlar S-tipi granitlerde bulunurlar. Volkanik andezit, riyolit ve dasit kayaçlarının ? 18 O de ğerleri, intruzif e şleniklerinden çok küçük miktarda dü şüktür. Her şeklin kalınlı ğı yapılan analiz sayısını temsil etmektedir ( Taylor, 1974’ten sonra). 5.3.1 Normal Magmatik Kayaçlar Altere olmamı ş magmatik kayaçlar, bilinen birçok karakteristi ğe sahiptir. Tüm kayaç ? 18 O de ğerleri ‰ 6-10 arasındadır. Sonradan olu şan minerallerin ? 18 O de ğerleri 18 O zenginle şmesi açısından şu sırayı takip eder ; manyetit - biyotit – hornblend – muskovit – plajiyoklas – potasyum feldispat – kuvars. Mineral ayrımla şmaları yüksek sıcaklıklar için uygundur, fakat genellikle varsayılan granit yerle şmesinde olandan daha dü şük olarak tahmin edilir. Volkanik kayaçların ? 18 O de ğerleri kimyasal olarak dengede oldu ğu sokulum kayaçların de ğerinden ‰ 1-2 civarında daha dü şüktür. Sonuç olarak, % Si ‘un artmasıyla ? 18 O de ğeri yükselir. Bu artı ş, kuvarsın daha yüksek kalıcı bollu ğundan kaynaklanır ve nerdeyse bir noktada kabuksal malzemenin birle şimiyle 80 80 ili şkilidir (Grunder, 1987). Taylor (!978) granitleri ( ve daha genel bir şekilde plütonik kayaçları ) normal, dü şük ve yüksek ? 18 O gruplarına ayırarak sınıflamı ştır. 5.3.2 Meteorik Sular Tarafından Yüzeysel Seviyede Hidrotermel Alterasyon : Dü şük ? 18 O De ğerlerine Sahip Plütonik Kayaçlar Kabu ğun sı ğ kesimlerinde yerle şen magmatik gövdeler yo ğun olarak hidrotermal alterasyona u ğrarlar. İntrüzyonlarla ili şkili olan yüksek sıcaklıklar, hidrotermal konveksiyon hücrelerini ayarlar ve ana kayacı çevreleyen ve Plüton boyunca önemli oranda sıvı, akı şkan miktarınca sürer. Meteorik sularla olan etkile şim 1963 yılında anla şılmı ştır ( Taylor ve Epstein), fakat sı ğ seviyeli plutonlardaki su-kayaç etkile şiminin büyüklü ğü di ğer bir 20 yıl boyunca anla şılamamı ştır. Meteorik su inflitrasyonu, plutonun sadece duraylı izotop oranlarını etkiler, bunun dı şında kimyasal kompozisyonunda bir etkisi yoktur ( Criss ve Taylor, 1983). Basit olarak bunun nedeni, meteorik sular hidrojen ve oksijenin dı şında ba şka element içermezler. Diğer taraftan, tuzlu suların etkile şimi yo ğun bir kimyasal metasomatizmayı gösterir ve cevher yataklarının üretimi için en çk bilinen mekanizmalardan biridir. Bir plutonun sı ğ seviyedeki yerle şimi sırasında pluton, konveksiyonu sürdüren bir ısı lokomotifi görevi görür. Bu etki en çok geçirimli bir kaynak kayada sı ğ seviyede yerle şen kayaçlarda gözlenir ve en çok meteorik suların oldukça sı ğ oldu ğu bölgelerde bundan söz edilir. Bu nedenle, ana hidrotermal etkile şim çalı şmaları yüksek enlemlerde veya yükseltilerde yapılmaktadır. İntruzyonlar ve meteorik sular arasındaki etkile şimin günümüzdeki örnekleri dünya çapındaki jeotermal sistemlerle ili şkilidir. Özel termal özelliklere sahip olan Yellow National Park bu etkinin büyüklü ğünü anlamak için oldukça önemlidir, sı ğ seviyedeki plutonlar günümüzde yüzeyde bulunan tüm gayzer ve büyük sıcak nehirler için ısı sa ğlamaktadır. Meteorik sularla hidrotermal alterasyona u ğrayan sokulum magmatik kayaçları Isle of Skye örne ğinde oldu ğu gibi bir çok karakteristi ğe sahiptirler ( Forester ve Taylor, 1977). Altere olmu ş kayaçların ? 18 O de ğerleri, altere olmamı ş kayaçlardan daha düşüktür, the Skye örne ğinde ‰ -5 de ğerinin altındadır. Dü şük ? 18 O de ğerleri, hem intruzif hem de ana kayaçta görülür ve bu yerle şmeden sonra olu şan hidrotermal de ği şimi kanıtlar. Daha yüksek derecede alterasyon daha geçirimli olan örneklerde meydana gelir. Amfibol ve kloritlerin ?D de ğerleri uniform bir şekilde dü şüktür ve ‰ - 81 81 119 – (-132) arasında de ği şir. Kuvars (? 18 O = ‰ -2.7 – (+7.6)) ve plajiyoklas (? 18 O = ‰ -6.7 – (+6.0) ) normal granitlerdeki ? 18 O de ğerlerinden daha dü şüktür, fakat hidrotermal alterasyon derecesi ve izotopik azalma feldispatlar için daha iyidir. ? 18 O ( kuvars- feldispat) de ğerleri normal granitlerdekinden daha büyüktür. Fosil hidrotermal sistemin en çarpıcı örne ği, Idaho batolitlerindeki sı ğ seviyedeki pluton serileri çevresinde bulunmaktadır ( Criss ve Taylor, 1983). Altere olmu ş plajiyoklasların ? 18 O de ğerleri, ba şlangıç de ğeri olan ‰ 9.3 ile kar şıla ştırıldı ğında ‰ - 8.2 kadar dü şük bir de ğere sahiptir. Alterasyonun boyutları 15.000km’yi kapsayacak büyüklüktedir. Önceki sonuçlar, plutonik intruzif kayaçların sı ğ seviyedeki hidrotermal alterasyonunun genel bir resmini olu şturmada kullanılabilir. İlk önce şu anla şılmalıdır ki, meteorik sular plutonlar kristalleninceye kadar plutonların ? 18 O de ğerlerini altere etmezler. Bunun nedeni, ana kayadaki su hidrostatik basınç altındayken, kısmi ergimeye uğramı ş plutonun litostatik basınç altında olmasıdır. Buna ek olarak, silikatlı magmanın viskozitesi yüksektir ve plutondaki suyun difüzyonu yava ş ve yetersiz bir süreçtir. Sonuç olarak, magmanın belirgin bir şekilde izotopik kompozisyonunu de ği ştirmek için bir miktar su gereklidir yakla şık olarak %15 civarında, silika sıvısının su çözünürlü ğünden daha büyüktür. Magma kristallendi ğinde, çatlak sistemleri geli şebilir, bu da yo ğun hidrotermal konveksiyon sisteminin göstergesidir. Isle of Skye sistemindeki durumda, dü şük ? 18 O de ğerlerinin açıklanması için iki mekanizma bulunmaktadır: ba şlangıçtaki dü şük de ğerdeki ? 18 O içeren magma ve yerle şme sonrasındaki hidrotermal de ği şimdir. Her magmanın giderek düşen ba şlangıçtaki ? 18 O de ğerleri, hidrotermal etkile şimle ? 18 O de ğerleri dü şürülmü ş olan daha önce yerle şen magmaların tavan kayaç malzemesiyle birleşmi ş olan ard arda gerçekle şen sokulumlarla açıklanır. Feldispatlarda sürekli düşürülen ? 18 O de ğerleri, çok büyük hidrotermal sirkülasyon sistemlerini olu şturmu ştur. Konveksiyon sisteminde plutonun merkezine do ğru olan kısmına yo ğunla şılmı ştır, Bu kısım tahmin edilen merkeze do ğru olan konsantrik olarak dü şük ? 18 O de ğerleri ve merkezdeki zonlardaki daha yüksek akı şkan/kayaç oranları sonucunda Dü şük ? 18 O de ğerlerine sahip feldispatların merkeze do ğru olan kısımlarındaki bu karakterstik desen, birçok magmatik komplekste gözlenir. 82 82 Şekil 35. A.B.D, Idaho Batolitindeki Sawtooth Ring Zonunda (SRZ) Eosen plutonlarını ( gri ile gölgelendirilmi ş alanlar) çevreleyen ? 18 O konturları. SRZ çok geçirimli bir zondur ve kalderanın çökmesiyle olu şur ve meteorik suyun masif olarak içeri akmasından kaynaklanan dü şük ? 18 O de ğerleri (‰ 4’ten küçük de ğerler kalın kontur çizgileriyle gösterilir, ‰ -8 ‘e kadar olan de ğerler ölçülmü ştür) ile karakterize edilir ( Criss ve Taylor, 1983). 5.3.3 Yüksek ? 18 O De ğerlerine Sahip Magmatik Kayaçlar Magmatik kayaçlar üç yolla yüksek ? 18 O de ğerlerine ula şabilir: (1) Orijinal magma kalıtımı boyunca ( örne ğin, orijinal olarak yüksek ? 18 O de ğerlerine sahip malzemenin anateksisi ) , (2) Yüksek ? 18 O de ğerlerine sahip ana kayalardaki yüksek sıcaklıklardaki hidrotermal de ği şim ile, (3) Meteorik akı şkanın dü şük sıcaklıkta deği şimi ile. Okyanusal kabukta dikkate alındı ğında, mineraller ve su arasındaki ayrımla şma dü şük sıcaklıklarda çok yüksektir ve su kayaç etkile şimi kayaçlardaki ? 18 O de ğerini yükseltir. Anateksis ( ana kayanın ergimesi) ve ana kayanın yüksek sıcaklıkla de ği şiminin iki esas süreci, boyutsal da ğılımın dikkate alınmasıyla ayırdedilebilir. Orijinal olarak homojen yüksek ? 18 O de ğerlerine sahip magmaların izotopik kompozisyonu sokulum olaylarıyla çe şitlenebilir, fakat bu her ayrı sokulum için devamlı olmalıdır. E ğer magma gövdesi heterojen olsaydı bile, ana kayaya olan mesafeyle kar şıla ştırılmamalıdır. Bunun 83 83 tersine, e ğer sokulumun yüksek ? 18 O de ğerlerine sahip karakteri ana kayada devam eden bir yerle şmeyle sonuçlanırsa, bu durumda ? 18 O de ğerleri ve dokanakla olan mesafe arasında boyutsal bir ili şki görmeyi bekleriz.Oksijen, hidrojen ve stronsiyum izotop verilerinin kombine edilmesi de bu iki mekanizmanın ayırdedilmesinde kullanılabilir. Yüksek Al içeri ğine sahip ve muskovit içeren S-tipi ( Sedimanter) granitler, pelitik malzemenin ergimesiyle ya da sedimanter çevrim boyunca birle şen malzemeden olu şmu şlardır. Sedimanlar genellikle yüksek ? 18 O, ?D ve 87 Sr/ 86 Sr de ğerlerine sahiptir. S-tipi granitlerin ? 18 O de ğerleri ‰ 10 de ğerini a şmaktadır, I-tipi granitlerde ise bu de ğer ‰ 7-9 arasındadır (O’Neil ve Chappell, 1977). I-tipi granitlerin 87 Sr/ 86 Sr oranı genellikle 0.704-0.706 arasındadır, S-tipi granitlerde ise 87 Sr/ 86 Sr oranları 0.708’den 0.720’ye kadar olabilir. Dü şük sıcaklık hidrotermal alterasyonuyla olu şan yüksek ? 18 O de ğerlerine sahip olan granit örnekleri dünya çapında bulunurlar. Dü şük sıcaklık alterasyonunun karakteristi ği olan birçok mineralojik özellik vardır. Duraylı izotop şartlarında, en güçlü kanıt kuvars ve feldispat arasında olan büyük “izotopik ters dönme’dir”: Dü şük sıcaklıktaki hidrotermal de ği şim feldispatta gerçekle şir fakat kuvarsta gerçekle şmez. Missouri’deki Butler Hill plutonunda, ? 18 O ( kuvars – feldspat ) de ğerleri pluton boyunca konturları çizilebilir (Wenner ve Taylor, 1976). Kuzeydo ğu kısımda denge de ğerlerine çok yakındır, güneybatıda ise negatif de ğerlere düşer. Meteorik sular dü şük sıcaklık de ği şiminden sorumludur ve ? 18 O = ‰ -6 – 0 arasında, ?D = ‰ -25 – 0 de ğerleri arasındadır. Bu de ğerler günümüzdeki meteorik sular için oldukça yüksektir, fakat bu bölgede olu şan tuzlu su formasyonlarına e şde ğerdir. Bu bölgedeki fazla miktardaki Na ve Fe metasomatizması akı şkanlar için tuzlu su orijinini destekler. 5.4 Akı şkan / Kayaç Oranlarının Hesaplanması Akı şkan – kaya etkile şiminin birçok intruzif kayada görülebilece ği oldukça açıktır. Sıklıkla görülen dü şük ? 18 O de ğerleri kayaçtan büyük bir miktar akı şkanın geçti ğinin kanıtıdır. İlk tahmin olarak, bu akı şkanın miktarı basit bir kütle-denge e şitli ği ile belirlenebilir (Taylor, 1978). X kayaç . ? i kayaç + (1- X kayaç ) ? i su = X kayaç . ? f kayaç + (1- X kayaç ) ? f su () 84 84 6. ÇEŞİTL İ SORU VE CEVAPLARLA İZOTOPLAR 6.1. Oksijen İzotoplarına İli şkin Sorular 6.1.1. Oksijen İzotoplarının Kayaçlardaki Da ğılımı Nasıldır? Derinlik kayaçlarında O 2 (O 18 ) miktarı bazik kayaçlardan asidik kayaçlara do ğru bir artma gösterir. Bu durum minerallerde de kendini göstermektedir. En yüksek O 2 oranı kuvars tadır. Karbonatitlerin O 18 ce fakir oldukları saptanmı ştır. Zira bunlar derinlik mineralleridir. Aksine olarak Hidrotermal seviyeden geçen yüksek sıcaklık Karbonatitlerin O 18 ‘ ce dü şük orandadır. İntrüzif kayaçlarda O 18 ‘ ce fakirdirler. O 16 , O 17 , O 18 miktarları ultramafiklerden pegmatitler do ğru artar. Özellikle kontakt metamorfizmasında O 18 miktarlarının düştü ğü görülür. Mermerlerde O 18 / O 16 oranı azalmaktadır. Dolayısıyla metamorfizma esnasında O 16 ‘ nın arttı ğı söylenebilir. 6.1.2. Sedimanter Kayaçlarda Oksijen İzotoplarının Durumu Nasıldır? Denizel ortamlarda O 18 oranı karalara ve tatlı sulardakine oranla daha fazladır. Kil mineralleri yapıları itibariyle çok aktif minerallerdir. Bunlar olu ştukları su ile denge kurmak zorundadırlar. Hem iç yüzey hem de dı ş yüzey bakımından oldukça geniş yüzeylere sahiptirler. Kesif kristal yapısı gösterirler. Fillosilikatlarda yapraklar arasında eksi elektrik yüklü bir alan vardır. Buraya çe şitli elementler sokulabilir. Karbonatlarda O 18 /O 16 oranı ile Ca/Mg oranları arasında çok yakın bir ba ğlantı vardır. Denizel karbonatlarda O 18 /O 16 oranlarında de ği şik de ğerler elde edilebilmektedir (Diyajenez nedeniyle). Kayaç gözeneklerinde hapsedilen deniz suyu izotopsal de ği şimde rol oynar. Neoformasyon minerallerin olu şumu sırasında O 2 de ğeri de ği şir. Neoformasyon kristallerinde neokuvarsın ?O 18 miktarı neokalsitin ?O 18 miktarından %0,8 daha azladır. 6.1.3. Oksijen İzotoplarının Hidrosferdeki Durumu Nasıldır ? O 18 /O 16 oranı deniz sularında O2 basıncına basıncına ba ğlılık gösterir; ve ters orantılıdır. O 18 /O 16 oranı büyürken suda çözünmü ş PO 2 miktarı artar. Bunu sebebi O 18 in planktonlar tarafından kullanıldı ğında bitkiler tercihi olarak O 16 ‘ yı alırlar. Buzul göllerinde buzların erimesinden gelen SiO 2 okyanusların O 18 /O 16 miktarını etkiler ve 85 85 bu oran küçülür. Zira buzul suları O 16 ‘ ca zenin zengin hafif sulardır. Su sıcaklı ğı ile O 16 oranı arasında bir ba ğlantı vardır. Sıcaklık arttıkça O 18 artar. 6.1.4. Dole Effekti Nedir? Atmosfer O 18 bakımından yüzeydeki tatlı sulardan daha zengindir. Buna kar şılık yüksek atmosferde O 18 in zenginli ği diye bir şey yoktur. Buna sebep; 1. Atmosferde ya şayan canlıların O 18 /O 16 oranını etkilemesi 2. Yüzey sularıyla temasta olan havadaki O 18 ve O 16 ayrı ayrı çözülerek çözünecekler O 16 tercihli şekilde canlılar tarafından kullanılmaktadır. Havaya O 16 verilecek ve geriye O 18 ‘ce zengin kısmı kalır. 6.1.5. Oksijen İzotoplarının Jeotermometre Olarak Kullanılı şı Nasıldır? Deneyler sonucu suyun izotopsal katsayısının sıcaklıkla de ği şimi bulunmu ştur. 0 o C da ? =1,010 25 o C da ? =1,008 100 o C da ? =1,005 } Görülece ği üzere sıcaklık arttıkça ? dü şmektedir. İzotopsal ayrılmanın de ğerinde dü şme olur. Bu durum ba şka çiftlerde de incelenmi ştir. H2 O 18 ile + 1/3 CO 16 3 iyonu - H2 O 16 + 1/3 CO 18 3 0 o C da ? =1,0220 25 o C da ? =1,0116 100 o C da ? =daha dü şük } Görülece ği üzere ? gene sıcaklık artı şı ile ters orantılı olarak de ği şmektedir. Yalnız bu izlemenin yapılabilmesi için Anyon / su oranının ilinmesi gerekir. Anyon oranı kütle spektrometresinde bulunur. 86 86 Bir kayaçtaki suyu alabilirsiniz ancak, ancak bu su o tarihte kayaca girmi ş bir su mudur? O yüzden her mineralin O 18 /O 16 ya oranı ? de ğerleri bulunur. ? lar oranıyla o devirde kullanılan suyu aradan çıkarmı ş oluruz. Di ğer yandan şöyle dü şünebiliriz. Biz mademki ? ları ölçebiliyoruz o halde ? 1 / ? 2 – T grafiklerini de çizebiliriz. 6.2. Kükürte ait bazı özellikler 1. İndirgenmi ş kükürt daima hafif, oksitlenmi ş kükürtse daima ise daima a ğırdır. İndirgenme olayları izotopsal ayrı şmayı sa ğlar. 2. Denizlerde S 32 /S 34 oranı oldukça sabittir. (% 0,15 maksimum fark ) 3. Yüzey suları ile derinlik sularında yapılan S 32 /S 34 ölçümlerinde önemli bir de ği şme görülmemi ştir. 4. Sedimanlarda hapis olmu ş suyun analizi yapıldı ğında aynı formasyon içinde dahi de ği şik de ğerler bulunmu ştur. 5. E ğer S 32 /S 34 oranı 23 de ğerine e şitse kükürtlü maden yataklarına sedimenter- biyojenik kökenlidir denir. Jansen adlı bir ara ştırmacı pirit, kalkosinprit, markasit üzerinde yaptı ğı bu çalı şma sonunda bunların Hidrotermal kökenli olmayıp sedimenter-biyojenik kökenli oldu ğunu söylemi ştir. 6. Taze sedimanların nispeten üst seviyelerinde reaksiyonlar fazladır. Olu şacak sülfür reaksiyonlarında S izotop ayrımı önemli olur. 7. Kükürt izotopları petrolün kökenini tayin etmekte kullanılmaktadır. S 34 konsantrasyonuna göre maddelerin karasal veya denizel bölgelerde olu ştu ğu bulunabilmektedir. 8. Sülfür oksidasyonu en iyi 30 o C da olmaktadır. CaCo 3 ın varlı ğı oksidasyonu hızlandırır. Kükürt oksidasyonundaki izotopsal ayrılma çok yava ştır(zayıf). Böylece S 32 S 34 e oranla daha çabuk oksitlenir. Bu reaksiyon sonucu S 32 zenginle şmesi olacaktır. 87 87 9. Redüksiyon olayı izotop ayırımında önemli oldu ğu halde oksidasyon olayı son derece az rol oynamaktadır. 10. Denizel evaporitler eski evaporitlere oranla S 34 ce daha daha zengindir. 11. Organik madde hafif izotopta daha zengindir. 12. Bakteri metabolizmasında ortaya çıkan kükürt daima hafif kükürt olur. 6.2. Kükürt ve Kükürt İzotoplarına Ait Sorular 6.2.1. Kayaçlarda Kükürt İzotopları Oranı Nasıldır? Meteoritlerde S 32 / S 34 = 22,2 sedimanter kökenli sülfürlerde S 32 / S 34 = 22,44 dür. E ğer bu oran 23 olursa kükürtlü maden yatakları biyojenik kökenlidir. Buna dayanarak Jansen pirit, kalkosin, markasit, deki oranların 23’e çok yakın olduğunu öne sürerek bunların Hidrotermal de ğil sedimanter oldu ğunu söylemi ştir. Ultrabazik ve volkanik kökenlilerde bu oran 22,2 civarındadır. 6.2.1.1. Sedimanter Yataklarda Kükürt İzotopları Kükürt izotopları etkileyici reaksiyonlar sülfat iyonunun su ile olan reaksiyon dengelemesidir. H 2 S 32 S 34 O 4 - H 2 S 34 + S 32 O 4 25 o C ? = 1,075 Kükürtün sedimanlarda de ği şimi H 2 S gazının sedimanlardan çıkarkenki difüzlenmesi ile mikro organizmalar ve burada sülfatları indirgeyen bakteriler izotop ayrımı yaparlar. Biyojenik aktivitelerde bu ayrımı gayet iyi yapılır. Redüksyon olayında çok önemli rol oynar. 6.2.2. Kükürtlü Jeotermometreye Faydası Nedir? Jeotermometrede esas ? de ğeridir. Böylece pirit, kalkopirit ve çinkoblend için sıcaklık ölçülebilir. Bu i şlemler için çe şitli kükürt tiplerinin kökleri incelenmi ştir. E ğer ortamda sülfür çifti yakalıyor isek en iyi ? farkı tespit etmi ş oluruz. +6 SO -2 4 / S -2 en iyi ? farkını verir. SO -2 4 / H 2 S iyi bir ? farkı verir. Kükürt atomlarından elektro redox de ğerleri büyük olanlar en büyük ? de ğerini verirler. 88 88 6.3. Karbon Jeokimyasına İli şkin Sorular 6.3.1. C 12 /C 13 Oranına Metamorfizmanın Etkisi Var mıdır ? Bunu açıklayabilmek oldukça zordur. Bunun nedeni de ilksel kayacın C 12 /C 13 oranının ve metamorfizma şiddetinin bilinmemesidir. Böyle kayaçlarda duyarlı ölçüm için metamorfizmaya en az u ğramı ş bölgesi seçilmelidir. Akı şkan fazların getirdi ği CO 2 C 12 ’ ce zengindir. 6.3.2. C 12 /C 13 Oranı İle Bölge Tayini Nasıl Yapılır ? C 13 miktarı denizel karbonatlarda daima daha yüksektir. Çünkü hafif izotoplar daha çabuk çökelir. C 13 ise açıkta kalır. 6.3.3. Dolomitle şme Esnasında İzotopsal Farklıla şma Olur mu ? CaCO 3 ’ün dolomitle şmesi üzerine çalı şmalar yapılmı ş ve C 12 /C 13 oranının dolomitle şmeden etkilenmedi ği tespit edilmi ştir. Dolomitle şmede Kalsiyumun yerini Magnezyum almaktadır. Yani C ve yapısı de ği şmemektedir. Kısaca izotopsal de ği şme olmadı ğından karbon yapısı de ği şmez. İleri diyajenetik süreçler sonunda kalsitin dolomite dönü şümü dü şünülebilir. İleri diyajenetik evrelerde olu şmu ş C 12 /C 13 oranı ile erken diyajenetik evrelerde olu şmu ş C 12 /C 13 oranları arasında bir farklılık görülebilir. Buradan da dolomitle şme daima sekonderdir diyebiliriz. Genellikle diyajenez evresinde C 12 ’nin tercihli bir şekilde çözeltiye geçti ği C 13 ’ce bir zenginle şmenin oldu ğu görülür. Bu gömülme ile artar,basınca ba ğlı olabilir. 6.3.4. Organik Maddenin Kömürle şmesi İzotopsal Bir Farklıla şma Meydana Getirebilir mi? Böyle bir farklıla şma yaratmamaktadır. Bunun nedenleri ; a) Bir bitkinin çe şitli noktaları C izotopları açısından farklı de ğerlere sahip olabilir. Bunlar birbirine karı şırsa ortalama bir de ğer alınır. b) Bir organik maddenin kömürle şmesi sırasında gömülme çok çabuk olur. Böyle bir ortamda ise izotopsal denge sa ğlanamaz. Ancak belirli bir kısım dı ş etkilerden korunmu ş olur. c) Kömür bandlarının üzerinde bir steril zar vardır. Bu zar sistemi çok çabuk olarak kapar. Bu nedenle C izotopları ilksel konumlarını muhafaza ederler. 89 89 Gabro ve Granitin İzotopsal De ği şmeye Dayanıklıkları Yönlerinden İncelenmeleri Granit kütlesindeki izotop de ği şimi zor, Gabroda kolaydır. Bunun nedeni de içerdikleri minerallerinin cinsidir. Bilindi ği üzere tedraederlerinin uçları serbest olanlar daha kolay izotop de ği şimine u ğrarlar(Mika-Nezosilikatlardan Olivin ve di ğerleri). Serbest olmayanlar ise izotop de ği şimine kar şı koyar. • Yüksek bitkiler C 12 ’yi daha çok aldıklarından Liken tipi bitkilere oranla fotosentez esnasında daha çok izotop ayrımı yaparlar. • Petrol içindeki gazın C 12 /C 13 oranı daima kendisinden küçüktür. Gaz hafif izotoplarca zenginle ştirilmi ştir. 6.4. Oksijen İzotoplarına İli şkin Sorular Oksijenin do ğadaki kararlı izotopları 16,17,18 meteoritlerde ve ultrabazik kayaçlarda oksijen izotopları oranı birbirlerine oldukça yakındır. Hatta çe şitli tipteki meteoritlerin yapısındaki oksijen izotopsal oranları dahi birbirlerine yakındır. Derinlik kayaçlarında oksijen oranı bazik kayaçlardan asit kayaçlara do ğru bir artma gösterir. Bir kayacın a ğırlı ğı, içindeki elementlerin cinsine birde bunların istiflenmesine ba ğlıdır. Bu durum minerallerde de kendini göstermektedir. En yüksek oksijen oranı kuvarstadır. Normal ko şullarda bir silikat ile izotoplarının de ği şim yapıp denge kurması son derece yava ş olur.Sıcaklık ve zaman son derece önemli faktörlerdir. Tedraederlerinde ki ba ğ adedi bile dengede önemlidir. Karbonatitlerinde O 18 ’ce fakir oldukları saptanmı ş. Zira bunlar derinlik mineralleridir. İntrüzifler O 18 ’ce fakirdirler.O 16 ,O 17 ,O 18 miktarı ultrabaziklerden pegmatitlere do ğru artar. Özellikle kontakt metamorfizmasında O18 miktarının düştü ğü görülür.(Metamorfik olmayanlara göre ) Granitin O 18 /O 16 = -6,4 6 m ileride Andaluzitli boynuzta şı = -3,3 100 m ileride Biyotitli şist = -0,5 Özel örnekler 1520 m ileride Nodüllü şist = +0,6 11850 m ileride Killi şist = +1,3 90 90 Beatch adlı bir ara ştırmacı mermerlerde de O 18 /O 16 oranının azaldı ğını görmü ştür. Karbonlu silisler üzerinde yapılan ara ştırmada daha kolay izotopsal dengeyi kurdukları görülmü ş. Ayrıca karbonatın denizel veya karasal olması da önem ta şır. 1951’deki ara ştırmalar metamorfik karbonatların O 16 ’ca daha zengin oldu ğu sonucunu çıkarmı ştır. Sedimanter Kayaçlarda Oksijen İzotopları Denizel ortamlarda O 18 oranı karalara ve tatlı sulardakine oranla daha fazladır. Kil mineralleri yapıları itibari ile çok aktif minerallerdir. Kil mineralleri olu ştukları su ile denge kurmak zorundadırlar. Hem dı ş yüzey hem de iç yüzey bakımından oldukça geni ş yüzeylere sahiptirler. Kil mineralleri – Fillosilikatlar iç yüzeyden kesif kristal yapısındadır. Fillosilikatlar da yapraklar arasında ( - ) elektrik yüklü bir ortam vardır. Buraya çe şitli elementler sokulabilir.( Polar moleküller katyonlar ) Bu tip minerallerde izotopsal de ği şme daha aktif bir şekilde cereyan eder. Karbonatlarda O 18 /O 16 oranı ile Ca/Mg oranı arasında çok yakın bir ba ğıntı vardır. Sülfatların çökelmesi süresinde çökelen minerallerin deniz suyu ile olan dengeleri 4,5 asır gibi bir zaman aralı ğında dengeye gelmektedir. Oksijen izotopu kompozisyonu kolaylıkla de ği şen bir elementtir. Denizel karbonatlarda O 18 /O 16 aramalarından de ği şik de ğerler elde edilebilmektedir (Diyajenez nedeniyle). Kayaç gözeneklerinde hapsedilen deniz suyu izotopsal de ği şimde rol oynar. Neoformasyon minerallerinin olu şumu esnasında oksijen dengesi de ği şir. Neoformasyon kristallerinde kalsit ve kuvarsın ?O 18 de ğerleri ile neokalsitin ?O 18 de ğerleri arasında % 0,8 gibi bir fark gözlenmektedir.(Kuvarsın fazla) Jurasikten daha ya şlı olan kireçta şlarında tatlı su ortamı ile denizel ortamı oksijen izotoplarına dayanarak açıklayamayız. 6.4.1. Oksijen İzotoplarının Hidrosferde Da ğılımı Nasılsır? Oksijen izotoplarının da ğılı şının farklı olması buhar basıncının fazla olmasındandır. O 18 /O 16 oranı deniz sularında oksijen basıncına ba ğlılık gösterir ve ters orantılıdır. O 18 /O 16 oranı büyürken suda çözünmü ş PO 2 artmaktadır. Bunun nedeni oksijen’nin planktonlar tarafından kullanılmasından sonra ,bitkiler tercihli olarak O 16 ’yı alırlar. Deniz suları bazen O 18 /O 16 oranı arasında farklılık gösterirler. Buzul bölgesinde 91 91 buzulların erimesinden gelen SiO 2 okyanusların O 18 /O 16 oranını etkiler ve bu oran küçülür. Buzul suları hafif sulardır (O 16 ’ca zengin ). Okyanus sularının sıcaklı ğı ile O 18 miktarı arasında bir paralellik vardır. Sıcaklık ne kadar fazla olursa o kadar O 16 ’ca fakirle şir. Dolayısıyla sıcak bölgelerdeki sular O 18 ’ce zengindir. Atmosferik suların izotopsal yapısı çe şitli etkenlere ba ğlıdır; 1. Yo ğunla şma sıcaklı ğı 2. Yo ğunla şan su buharı hangi kaynaklıdır (Hafif veya a ğır sudan gelen su buharı). 3. Damlanın düşüş yüksekli ği ve dü şerken u ğradı ğı buharla şma 4. Dü şmenin limit hıza erişme zamanı 5. Atmosferin su buharına doygunluk miktarı Sıcak sularda döteryum için %20’lik tenör farklıla şması, oksijende ise %3’lük bir farklıla şma görülür. H’ce ve O 16 tercihli şekilde atmosfere kaçar. Atmosferdeki İzotop Oranları Atmosfer O 18 ’ce yüzeydeki tatlı sulardan daha zengindir. Buna dole efekti denir. Havanın O 18 oranı deniz suyundaki CO 2 miktarı ile ilgilidir. 6.4.2. O 2 İzotoplarının Jeotermometre Olarak Kullanılı şı Nasıldır? Deney sonucu suyun H 2 O 18 / H 2 O 16 oranının H 2 O 18 /H 2 O 16 gaz fazındaki orana oranı ? izotopsal katsayının sıcaklıkla de ği şimi bulunmu ştur. Suyun 0° ve 25°, 100°C deki sıvı ve gaz buharı arasındaki sonuçlar bulunmu ştur. • 0°C de ? = 1,010 • 25° de ?= 1,008 Görüldü ğü üzere sıcaklık arttıkça ? düşer. • 100°de ?= 1,005 H 2 O 18 ile 1/3CO 3 16 iyonu = H 2 O + 1/3CO 3 18 0° ? = 1,022 25° ? = 1,0116 dır. Bu fark yukarıdaki reaksiyonun jeotermometre olarak kullanılmasına yol açar. Anyon / Su oranı bulunursa problem çözülmü ş olur. Anyon oranı kütle spektrometresinde bulunur. Suyu nasıl bulaca ğız ? 92 92 Bir kayaçtaki suyu alabiliriz. Ancak bu su o tarihlerde kayaca girmi ş bir su mudur ; O yüzden su faktörünü ortadan kaldırmak lazımdır. Her mineralin O 18 /O 16 ’ya oranı ile ? bulunur. ? 1 =(O 18 /O 16 )A / (O 18 /O 16 )H 2 O ? 2 =(O 18 /O 16 )B /(O 18 /O 16 )H 2 O ? 1 / ? 2 den ? 1 / ? 2 =(O 18 /O 16 )A/ (O 18 /O16)B bulunur. Mademki ? ları ölçebiliyoruz ; bu ? de ğerleri ile T arasında bir diyagram çizebiliriz. Bu i şi kalsit, jips gibi maddelerde yapabiliriz. Ancak ortamda do ğmu ş bir mineral çifti de kullanabiliriz. 93 93 7. TÜRK İYE'DEN ÖRNEKLER 7.1. Karakoca (Simav-Kütahya) Kur şun Çinko Yata ğı Bu yatakta yapılmı ş kükürt izotopları jeokimyası, incelemeleri ülkemizde yapılmı ş ilk kararlı izotoplar jeokimyası incelemeleridir (Erler, 1979). Galen ve kalkopiritlerde +5.85 ile +7.91 arasında de ği şen ? 34 S de ğerleri, saptanmı ştır (Tablo 11). Bu de ğerlere göre yataktaki sülfürlü minerallerin bile şiminde bulunan kükürtün magmatik kökenli oldu ğu belirtilmektedir,. Tablo 9. Karakoca (Simav – Kütahya) yata ğında sülfürlü minerallerin ? 34 S de ğerleri ( Erler, 1979’dan ) Şekil 36. Jeolojik olarak önemli bazı maddelerde ? 13 C de ğerleri. (Hoefs, 1987’den) Karbonatitler ve elmas Hava CO 2 Denizel karbonatlar Tatlısu karbonatları Organizmalar Sedimanter organik maddeler ? 13 C (‰) PDB 94 94 7.2. Kur şunlu (Koyulhisar-Sivas) Pb-Zn-Cu Yata ğı Yöredeki Pb-Zn-Cu yataklan Üst Kretase Volkanitleri içindeki fay düzlemleri boyunca yataklanmı ş damar tipi yataklardır (Gökçe, ve Özgüneylio ğlu, 1988). Cevher damarlarının de ği şik yerlerinden alınan örneklerden, ayrılan pirit, kalkopirit, sfalerit ve aleoitlerde Sekil 42’de görülmektedir. Bu ? 34 S de ğerlerinin, volkanik yan kayaçlardan magmatik kükürtün hafif kısmının tercihli olarak çözülmesi veya yıkanan magmatik kükürtün sülfürlü ve sülfatlı minerallerce payla şımı sonucu sülfürlü minerallerde hafif kısmının kullanılması şeklinde ortaya çıkmı ş olabilece ği dü şünülmekledir (Gökçe, 1990). Yöredeki cevher damarlarından alınmı ş örneklerde yapılan oksijen ve hidrojen izotopları jeokimyası incelemelerinde hidrotermal çözeltileri, olu şturan suyun yüzeysel kökenli oldu ğuna i şaret eden veriler elde edilmi ştir (A. Gökçe; yayınlanmamı ş bulgular). Şekil 37. Kur şunlu yöresi yataklarında çe şitli sülfürlü minerallerin ? 34 S de ğerleri da ğılımı ( Gökçe, 1990’dan) 7.3. Turhal (Tokat) Yöresi Antimon Yatakları Turhal Yöresi'nde antimon yatakları; fillit, metabazit, karbonatlı kuvarsit, ve mermer bloklarından olu şan "Turhal Metamorfiti" içinde, yer almaktadırlar. Yapılan incelemelerde a., Siyah renkli fillitler içinde stratiform tip, karbonatlı kuvarsitler içinde stockwork, metabazitleri ve karbonatlı kuvarsitleri kesen faylar boyunca damar tipi Pirit Kalkopirit Sfalerit Galenit 95 95 (yaşlı ve genç olmak üzere iki evreli) Fillit - kuvarsit dokunaklarında stratabound tip (epijenetik dokanak dolgusu) olmak üzere dört farklı tip cevherleşme saptanmı ştır (Gökçe, 1983, Gökçe ve Köksoy, 1984)., Siyah renkli, fillitik. yan kayaçlar içindeki pirit ve yukarıda belirtilen de ği şik cevherle şme tiplerinden alınan örneklerden ayrılan, antimonit kristallerinde yapılan kükürt izotopları jeokimyası incelemelerinde Şekilde görülen ? 34 S de ğerleri elde edilmi ştir (Gökçe ve Spiro, 1991). Bu çalı şmada siyah renkli fillitik yan kayaçlar içindeki piritlerde gözlenen 0 34 g de ğerlerinin, metamorfizma.öncesi sedimanter ve/veya volkanosedimanter ortamın kükürt izotopları bile şimin temsil etti ği, stibnitlerde gözlenen de ğerlerin ise bu de ğerlere göre çok. Yüksek olması nedeniyle farklı bir kaynaktan türemi ş: olması gerekti ği belirtilmektedir. Kaynak olarak yöredeki metabazik kayaçlar' dü şünülmekte olup, stratiform tip yataklar için bu kayaçların su altı magmatik faaliyetleri ile olu şumu sırasında olu şan. hidrotermal çözeltilerce ta şınan, di ğer tip yataklar için ise bu kayaçlarda epijenetik hidrotermal çözeltilerce çözülen kükürtün kaynak. olu şturdu ğu ve kayna ğın, oldukça, homojen bir1 izotopsal bile şime sahip oldu ğu belirtilmektedir. Aynı ara ştırıcılarca yöredeki damar tipi yataklar üzerinde yapılan oksijen, ve hidrojen izotopları jeokimyası incelemelerinde cevherle şmelerin olu şumunda meteorik kökenli suyun etkili oldu ğuna ili şkin veriler elde edilmi ştir (yayınlanmamı ş bulgular). Şekil 38. Turhal yöresindeki siyah fillitler içindeki piritlerin ve çe şitli cevherle şme tiplerindeki stibnitin ? 34 S de ğerleri da ğılımı ( Gökçe ve Spiro 1991’den) pirit stibnit stibnit stibnit stibnit ? 34 S CDT (‰) Siyah fillitler içinde pirit saçınımları Stratiform cevher Saçınımlı cevher Ya şlı damar tipi cevher Genç damar tipi cevher Siyah fillitler içinde pirit saçınımları Stratiform cevher Saçınımlı cevher Ya şlı damar tipi cevher Genç damar tipi cevher pirit stibnit stibnit stibnit stibnit ? 34 S CDT (‰) 96 96 7.4. Muratda ğı (Gediz-Kütahya) Yöresi Antimon Yatakları Muratdağı Yöresindeki antimon yatakları özellikle Muratda ğı Karma şı ğı olarak, bilinen ve şistlerden,, ofîyolitik kayaçlardan ve. kireçta şlarından olu şmu ş bir birinin içinde gözlenmektedirler. Fay zonlarının özellikle karbonatlı birimlerle temas halinde oldu ğu yerlerde dokunak ve fay dolguları şeklinde yaltaklanmı ş olup, güncele çok yakın bir zamanda (Miyosen sonrası) olu şmu şlardır (Gökçe, 1986 ve 1987), Yöredeki de ği şik, antimon yatak ve cevherle şmelerinden alınan antimonit örneklerinden -3.6 ile -0.7 ‰ arasında de ği şen ? 34 S de ğerleri analiz edilmi ştir ( Şekil 44 ). Her ne kadar yöredeki şistler içinden piritler zenginle ştirilerek metamorfizma öncesi, sedimanter ortamın ve dolayısıyla, yan kayaçların kükürt izotopları bile şimi analiz edilememi şse de bu de ğerler, Turhal ve Ödemi ş yörelerinde saptanmı ş piritlere ait de ğerlerden çok daha. a ğır değerler olup, metadetritik kayaçlarla ili şkili, gözükmemektedirler. Sıfıra yakın de ğerler olmaları nedeniyle magmatik .kökenli olarak yorumlanmı şlardır (Gökçe ve Spiro, 1993). Şekil 39. Muratda ğı antimon yöresinde çe şitli yataklarda ? 34 S de ğerleri da ğılımı ( Gökçe ve Spiro, 1993’ten) Cebrail Antimon yata ğı Sürtmece Antimon yata ğı Alanyalılar Antimon yata ğı Şekerciburnu Antimon yata ğı stibnit stibnit stibnit stibnit ? 34 S CDT (‰) 97 97 Şekil 40. Muratda ğı antimon yöresi Sürtmece yata ğında cevher olu şturucu hidrotermal suyun izotopsal bile şimi ( Gökçe ve Spiro, 1993’ten de ği ştirilerek). Şekil 41. Muratda ğı antimon yöresindeki meteorik suyun sirkülasyonu ve cevherle şmelerin olu şumu modeli ( Gökçe ve Spiro, 1993’ten). Metamorfik su Magmatik su Okyanus suyu Meteorik su ? 18 O (‰) ? D (‰) 98 98 7.5. Beyda ğı (Ödemi ş- İzmir) Yöresi Antimon ve Civa Yatakları Menderes. Masifi içindeki şist ve gnaysları kesen, fay zonları boyunca olu şmu ş, damar tipi yataklardır. Yan kayacı olu şturan şistler içindeki piritlerle yataklar içindeki antimonit ve zinnoberlerde saptanan ? 34 S de ğerleri Şekil 47’dc görülmektedir. Antimonit ve zinnoberin bile şimindeki kükürt piritlerin bile şimindeki, kükürt aynı kökenli, olsalardı deneysel olarak saptanmı ş izotopsal ayrımlanma yönü gere ği pirideıe göre daha hafif bir izotopsal bile şime sahip olmaları gerekirdi (Ohmoto ve Rye, 1979). Piritlere ait de ğerlerin metomorfizma öncesi sedimanter ortamın izotopsal bile şimini temsil etti ği dü şünülürse antimonit ve zinnoberlerdeki kükürtün piritlere göre farklı bir kaynaktan türemi ş olmaları gerekmektedir. Saptanan ? 34 S de ğerlerinin, sıfırdan uzak sayılabilecek negatif i şaretli de ğerler olmaları nedeniyle köken olarak; magmatik kükürt, ile piritlerin, bile şimine benzer bile şimdeki yan kayaçlar içindeki, kükürt karı şımı şeklinde bir kaynak, önerilebilir. Şekil 42. Beyda ğı yöresindeki metamorfitler içindeki pirit, Halıköy civa yata ğındaki zinober ve Emirli antimon yata ğındaki stibnitlerin ? 34 S de ğerleri da ğılımı ( Gökçe ve Spiro, 1993’ten). Yan kayaç içinde pirit Halıköy civa yata ğı Emirli antimon yata ğı pirit zinnober stibnit 99 99 8. SONUÇLAR H, C, N, O, S elementleri jeolojik olarak önemli olan akı şkanların ana bile şenleridir. Bu yüzden akı şkanları ve akı şkan-kayaç etkile şimlerinin etkisini birlikte çalı şmak önemlidir. Buna ek olarak, duraylı izotoplar bir elementin kayna ğını belirlemede iz olarak kullanılabilirler, paleotermometre olarak ve jeolojik süreçlerde reaksiyon mekanizmalarında ve difüzyon çalı şmalarında kullanılırlar. 100 100 9. KAYNAKLAR Aydal D., 2008, Jeokimya Ders Notları Gökçe A., 1993, Hidrotermal Maden Yataklarının Köken ve Olu şum Ko şullarının Ara ştırılmasında Kararlı İzotoplar Jeokimyası İncelemeleri ve Türkiye’den Örnekler, 46. Türkiye Jeoloji Kurultayı, s.97-100 Rollinson H., 1993, Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation, s. 266- 315. Sharp Z., 2007, Principles of Stable İsotope Geochemistry, Pearson Education, Inc., s. 1, 24-31, 242-263 Walther V. J., 2005, Essentials of Geochemistry, Jones and Bartlet Publishers Sudbury, Massachusetts, s.401-432 www.eng.deu.edu.tr/jenarum/data/gulec.doc www.jmo.org.tr/resimler/ekler/7c493ec14246d74_ek.pdf?dergi=JEOLOJ İ%20MÜHEND İSL İĞ İ%20DERG İS İ www.soes.soton.ac.uk/staff/pmrp/GY309/Module8/m8.html