Berliner goewiss. (A) 167 S. 131-139 4 Abb. Berlin1994

Aktive und fossile Geothermalsysteme in den kontinentalen Riftzonen des Menderes

Massives, W-Anatolien/Türkei

Nevzat Özgür & Asaf Pekdeger

Freie Universität Berlin, FR Rohstoff- und Umweltgeologie, Malteserstr.

74-100, D-12249 Berlin

Zusammenfassung

In den Riftzonen des Menderes-Massives wurden aktive Geothermalsysteme in den

Thermalfeldern Salihli (Gediz), Bayindir (Kücük Menderes) und Kizildere (Büyük Menderes

untersucht. Um diese aktiven Systeme mit den fossilen epithermalen Lagerstätten vergleichen

zu können, wurden die Hg-, Sb- und Au-Lagerstätten studiert. Sowohl die aktiven als auch die

fossilen Systeme sind an die jüngeren und durch die Kompression entstandenen NE-SW- bzw.

NW-SE-verlaufenden Störungen gebunden. Die Thermalwässer sind als Na-S04-Wässer zu

betrachten und deren 18O- und 2H-Analysen weisen auf einen meteorischen Ursprung hin. Die

fossilen Felder weisen in den oberflächennahen Bereichen Anreicherung von Hg, Sb, As, T,

Au und Ag auf, während in den tieferen Bereichen eine Anreicherung von Cu, Pb und Zn zu

beobachten ist. Wir sind der Ansicht, daß die untersuchten epithermalen Lagerstätten die

fossilen Bildungen der ehemaligen Geothermalsysteme darstellen.

Einführung

Die Geothermalsysteme treten plattentektonisch in den Bereichen der ozeanischen Rücken

und der vulkanisch überprägten Zonen der Kontinentalränder sowie der intrakontinentalen

Riftzonen auf. Die Alteration der Wirtsgesteine mit den zirkulierenden Wässern, die

Herauslösung mineralischer Komponenten aus dem Festgestein, der Transport sowie die

Ausfällung und die Präzipitate der Lösungsstoffe wurden zu einem zentralen Aspekt

wissenschaftlicher Fragestellung hinsichtlich der Bildung von Bunt- und

Edelmetallvorkommen in Verbindung mit Geothermalsystemen. Die mineralpräzipitate in den

aktiven Systemen werden als Analoga fosiller epithermaler Geothermalsysteme angesehen.

Insbesondere die Bildung von Bunt- und Edelmetallagerstätten in aktiven und fossilen

Systemen der intrakontinentalen Riftzonen erhält unter dem Aspekt der Rohstoffgewinnung

und Lagerstättenforschung eine erhöhte Beachtung. Dies ist der Fall im vulkano-tektonisch

vorgezeichneten E-W-Streifen des Menderes-Massives in W-Anatolien, Türkei (Abb. 1).

Regionalgeologischer Überblick

Zwischen der eurasischen und afrikanischen Platten wird die tektonische Position des

östlichen Mittelmeerraumes weitgehend durch die Lage der anatolischen und ägäischen

Mikroplatten bestimmt. Diese plattentektonische Entwicklung bewirkte durch Kompression

die Heraushebung des Menderes-Massives. 1m Tortonim, späten Miozän, bildeten sich dort

durch Extension die kontinentalen Riftzonen "Büyük Menderes" und "Gediz" sowie im

Pliozän-Pleistozän die jüngeren Riftzonen "Küçük Menderes" und "Simav" (Abb. 2; Sengör et

al., 1984). Die kontinentalen Riftzonen weisen generell ein E-W-Streichen auf, wogegen die

durch Kompression entstandenen jüngeren Störungen N-S-, NE-SW- und NW-SE-Streichen

zeigen. Die letzteren sind häufig gekennzeichnet durch aktive und fossile Geothermalsysteme

im Zusammenhang mit einem meist bimodalen Vulkanismus, basische bis saure Gesteine,

sowie durch Erdbeben-Epizentren.

Abb. 1: Aktive ( ) und fossile (1: Hg-Lagerstätte; 2: Sb-Lagerstätte; 3: Au-Lagerstätte)

Geothermalsysteme des Menderes-Massives in W-Anatolien/Türkei (umgezeichnet

aus Dora et al., 1988).

Das Menderes- Massiv bildet eine domförmige Aufwölbung. Es wird im N und NW von der

Ophiolith-Zone Izmir-Ankara und im S von der Lykischen Decke bei Denizli

begrenzt(Abb.1). Seine westliche Erstreckung ist über die Inseln Kykladen im Ägäischen

Meer bis in die Pelagische Zone der Helleniden zu beobachten, während die Ausdehnung im

E noch nicht eindeutig bestimmt ist. In einer vereinfachten stratigraphischen Abfolge des

Massives dominieren die Gneise neben Metavulkaniten sowie diversen Schiefern mit

Metaquarziten und Phylliten. Örtlich vorherrschend sind Marmore, Kalke und junge

Sedimente. Postmetamorphe Intrusionen treten im Massiv als Granite, Granodiorite und

Tonalite auf. Ihre geochemische und mineralogische Zusammensetzung weist auf einen S-

Typ-Granit, d.h. sedimentäres Ausgangsmaterial, hin (Dora et al., 1988, 1990). Darüber

hinaus werden Gneise, Metavulkanite und postmetamorphe Intrusiva von noritischen Gabbros

durchschlagen, allerdings ausschließlich in vertikalen Störungen.

Aufgrund der geochronologischen Daten können im Menderes-Massiv Gneise (Sedimentation

zw. 650 u. 700 Ma), Migmatite (Metamorphose 500 Ma) und Magmatite (470 Ma) in ihrer

zeitlichen Abfolge unterschieden werden (Satir und Friedrichsen, 1986; Sengör et al., 1984).

Durch die Fossilfunde von Hippurites und Vaccinites konnte Dürr (1975) das Alter der

Marmore als zur Oberkreide gehörend belegen. Die Gesteine erfuhren nach Satir und

Friedrichsen (1986) eine alpidische Metamorphose (zw. 60 u. 35 Ma) bei Temperaturen von

480 bis 600 °C. Die durch die Bruchtektonik verursachte Riftbildung wurde von den gleichen

Bearbeitern mit einem Maximal-Alter von 10 Ma datiert. Datiert wurden auch die Vulkanite

mit einem K-Ar-Alter von 30-12 Ma für die kalkalkaline Gruppe, während die alkalischen

Gesteine ein Alter von 15 Ma bis 18.000 Jahren aufweisen.

Abb. 2: Geotektonische Entwicklung des Menderes-Massives und seiner Riftzonen

(umgezeichnet aus sengör et al., 1982).

Aktive Geothermalsysteme im Menderes-Massiv

Exemplarisch untersucht wurden wegen ihrer günstigen Aufschlußverhältnisse die aktiven

Geothermalsysteme in verschiedenen Riftzonen, nämlich in den Thermalfeldern Salihli

(Gediz), Bayindir (Kücük Menderes) und Kizildere (Büyük Menderes) (Abb. 1). Die

Thermalwässer in diesen drei Riftzonen sind tektonisch an die NE-SW- bzw. NW-SE-

gerichteten und zu den Riftzonen senkrecht- bzw. schrägverlaufenden Störungen gebunden.

Sie treten in Salihli und Bayindir in Sedimenten des Miozän-Pliozän aus, dagegen in

Kizildere in jungen Kalken des Miozän-Pliozän. In diesen drei Thermalfeldern bilden

Quarzschiefer, Quarzite und Marmore das Reservoir (Yilmazer 1988). An der Oberfläche

dieser Thermalfelder herrschen Temperaturen von 92 °C (Salihli), 42 °C (Bayindir)

und 95 °C (Kizildere). Geochemische Thermometer weisen auf eine Reservoirtemperatur von

220-230 °C (Na-K), 230-260 °C (Na-K-Ca) und 260 °C (SiO2) in Salihli und Kizildere hin

(Yilmazer, 1988; Karamanderesi und Özgüler, 1988; Simsek, 1985).

In den aktiven Geothermalsystemen sind die Festgesteine durch die Interaktion mit den

zirkulierenden Thermalwässern, insbesondere in ausgewählten Feldern, intensiv alteriert. Dies

läßt sich schon im Gelände durch eine deutliche Farbänderung der Wirtsgesteine erkennen.

An den oberflächennahen Bereichen der Thermalfelder ist die Alteration besonders durch

phyllitische Chloritisierung, argillitische Tonmineralbildung und Silifizierung sichtbar. Das

exemplarische Beispiel dafür ist eine domförmige silifizierte Ausbildung "silica cap" bei

Salihli, welche möglicherweise für die Prospektion der Geothermalsysteme als

Pfadfindersignal eingesetzt werden könnte (Özgür, 1993). In der Nähe dieses Domes führte

eine Geländebegehung zu der Entdeckung eines Antimonitvorkommens.

Abb. 3: Geothermale Wassertypen der Thermalfelder Salihli, Bayindir und Kizildere in

PIPER-Diagramm.

Die Thermalwässer in den ausgewählten Feldern sind als Na-(SO4)-HCO3-Wässer zu

betrachten (Abb. 3) und weisen hohe Gehalte von B3+ (45 mg/1), F- (23,7 mg/1), As (5 mg/1),

Sb (3 mg/1), Hg (3 mg/1) und SO4 (bis 600 mg/1) auf, wobei die Gehalte von Au und Ag in

diesen Wässern im Rahmen eines von uns durchzuführenden Forschungsvorhabens

hydrogeochemisch bestimmt werden (Özgür, 1993). Es läßt sich grundsätzlich sagen, daß die

Elemente As, Sb, Hg und Au in den Thermalfeldern im Zusammenhang mit der

hydrothermalen Alteration eine deutliche Anreicherung gegenüber geochemischen

Durchschnittswerten aufweisen. Die hohen B-Gehalte, welche auch aus den Festgesteinen

herausgelöst werden können, stellen in der Region der Riftzone Büyük Menderes ein

besonderes Problem dar. Dadurch wird die wirtschaftliche Nutzung der Thermalwässer sehr

erschwert bzw. unmöglich gemacht, da für Fauna und Flora in der Grabenzone Büyük

Menderes Vergiftungsgefahr besteht. Simsek (1985) führt die erhöhten F-Gehalte auf eine

Wärmequelle magmatischer Natur zurück, was durch entsprechende Analysen und Vergleiche

mit anderen Gebieten, wie z.B. Isparta (Pekdeger et al., 1992a, 1992b), bestätigt werden kann.

In den tektonischen Bruchzonen und Störungen sowie in den Produktionsbohrungen der

Thermalwässer entstehen die Sinterbildungen durch Druckentlastung und

Temperaturabnahme. Diese mineralischen Präzipitate sind Silikate, Karbonate, Sulfate und

Sulfide.

Was die Herkunft und Genese der aktiven Geothermalsysteme angeht, so können sie nach

dem derzeitigem Kenntnisstand anhand von 18O- und 2H-Analysen einem meteorischen

Ursprung zugeordnet werden (Abb. 4; Filiz, 1983), obwohl einige Thermalwässer im weiteren

Westen des Menderes- Massives (Thermalfelder Seferihisar und Cesme) auch im

Zusammenhang mit der Meerwasserzirkulation in Verbindung gebracht werden können.

Fossile Geothermalsysteme im Menderes-Massiv

Als mögliche Äquivalente aktiver Systeme kommen die fossilen Geothermalsysteme nahezu

in allen Riftzonen des Menderes-Massives vor. Von größerem wissenschaftlichen Interesse

sind dort die epithermalen Quecksilber-, Antimon- und Arsenkies-Gold-Lagerstätten von

Haliköy, Emirli und Küre, gelegen in der Riftzone des Kücük Menderes (Abb. 1). Bei diesen

fossilen Systemen bilden Glimmerschiefer der Nebengesteine der Hg-Lagerstätte von

Haliköy, Quarz-Serizitschiefer und Metaquarzit die der Sb-Lagerstätte von Emirli und Quarz-

Serizitschiefer die der Arsenkies-Gold- Lagerstätte von Küre. Die Hg- Vererzung von

Haliköy ist an eine etwa 10 km lange und nahezu NS-SE-verlaufende Überschiebungszone

gebunden, welche möglicherweise einer Kompression nach Bildung der Riftzone des Kücük

Menderes durch die Dehnungstektonik zuzuschreiben ist. Gebunden sind auch die Sb-

Vererzung von Emirli und Arsenkies-Gold-Vererzung von Küre jeweils an NW-SE- bzw. NE-

SW-verlaufende Störungszonen, obgleich manche Störungen in allen Lagerstätten erzfrei

sind.

Die fossilen Thermalfelder von Haliköy, Emirli und Küre lassen sich an der Oberfläche wie

die aktiven Geothermalsysteme durch eine deutliche Farbänderung der Festgesteine erkennen.

Die hydrothermale Alteration zeichnet sich durch prophyllitische Chloritisierung,

argillitisierte Tonmineralbildung, Serizitisierung und Silifizierung aus. Die Vererzung ist

meist an die Serizitisierung und Silifizierung gebunden, obgleich die argillitisierte

Tonmineralbildung sporadisch Pyritvererzungen aufweist.

Die Erzmineralparagenese der fossilen Hg-Lagerstätte Haliköy besteht aus Pyrit, Zinnober,

Markasit und spurenhaftem Gold. Dagegen setzt sich die Erzmineralparagenese der westlich

benachbarten Lagerstätte Emirli aus Pyrit, Arsenopyrit, Antimonit, Markasit, Auripigment,

Realgar, Zinnober und spurenhaftem Gold zusammen. Die Paragenese der Arsenkies-Gold-

Lagerstätte von Küre, im W des Untersuchungsgebietes gelegen, besteht vorherrschend aus

Arsenopyrit sowie untergeordnet aus Pyrit, Markasit, Fahlerz und Spuren von Gold. Die

Vererzungen in alien fossilen Feldern sind an die NW-SE-, bzw. NE-SW-verlaufenden

Störungen gebunden und in Form von "veins" und "disseminations" vorhanden.

Aufgrund der Untersuchungen von Bohrkernen sowie von Proben innerhalb oberflächennaher

Bereiche lassen sich die fossilen Thermalfelder im Zusammenhang mit den hydrothemalen

Lösungen an der Oberfläche durch die Anomalien von Hg, Sb, As und Au veranschaulichen;

das ist der entscheidende Grund dafür, weshalb dort jeweils eine Lagerstätte vorhanden ist.

Durch die Interaktion von Fluida und Gesteinen werden offensichtlich die Edelmetalle Au

und Ag sowie die sie begleitenden Elemente Sb, Hg, As, Tl, etc. in den Alterationszonen an

die oberflächennahen Bereiche transportiert und dort abgelagert. Dagegen reichem sich die

Buntmetalle (Cu, Pb, Zn) in den tieferen Bereichen des Systems an, wie dies auch im

Untersuchungsgebiet der Fall ist.

Als Ursachen dafür werden (i) die bevorzugte Mobilisierung der Edelmetalle durch die

hydrothermalen Lösungen der Kontinentalkruste (Liu, 1989) sowie die niedrige Salinität der

Wässer hinsichtlich des Transportes von Metallen wie Cu, Pb und Zn angesehen. Die an der

Oberfläche angereicherten Spurenelemente wie Hg, Sb, As und Tl können für die Prospektion

und Exploration der Edelmetalle in Geothermalsystemen als Pfadfindersignale eingesetzt

werden, wie dies von Varekamp und Buseck (1983) belegt wird.

Abb. 4: δ18O- und δD-Gehalte in verschiedenen Grund- und Thermalwässern des Menderes-

Massives und seiner Umgebung. Zum Vergleich werden Wässer aus Yellowstone, Lanzarote

und Hekla dargestellt.

Genetische Betrachtungen der Bunt- und Edelmetalle in beiden Systemen

Die untersuchten aktiven und fossilen Geothermalsysteme sind tektonisch an die NE-SW-

bzw. NW-SE-verlaufenden Störungszonen gebunden, welche einer Kompression nach

Bildung der Riftzonen im Menderes-Massiv durch die Dehnungstektonik zuzuschreiben sind.

Darüber hinaus zeichnen sich die Felder beider Systeme durch die Alterationszonen von

prophylitischer Chloritisierung, argillitischer Tonmineralbildung, Serizitisierung und

Silifizierung aus. An den oberflachennahen Bereichen sind diese Alterationszonen

gekennzeichnet durch die Anomalien von Hg, Sb, As,Tl, Au und Ag.

Die 18O- und 2H-Analysen der Thermalwässer aus den ausgewählten Arbeitsgebieten können

einem meteorischen Ursprung zugeordnet werden (Abb. 4). Diese Annahme kann somit wie

folgt interpretiert werden: hydrogeo1ogisch setzt das System eine Versickerung meteorischer

Wässer in die oberflächennahen Bereiche der Erdkruste über eine durchlässige Zone bis in die

von den abkühlenden Vulkaniten bzw. Plutoniten beeinflußten undurclässigen Zonen voraus.

Die Wässer interagieren in der Tiefe entweder mit aufgeheizten Wirtsgesteinen bzw.

Wasserdämpfen oder aber mit heißen magmatischen Fluida. Thermale Konvektionszellen

drücken die aufgeheizten Wässer aufgrund ihrer niedrigen Dichte an die Oberfläche. Die

Konfiguration eines Geothermalsystems hängt infolgedessen von seiner geologischen Lage,

der Tektonik, der Durchlässigkeit der Wirtsgesteine, der hydrogeologischen Beschaffenheit

der Wässer in der Region und dem Wärmefluß ab (Bogie und Lawless 1987). Somit sind an

der Oberfläche Thermalquellen, dampfende Spalten, Geysire, Schammpfützen und Fumarolen

sichtbar.

Was die Genese der Hg-, Sb- und Au-Lagerstätten von Haliköy, Emirli und Küre in der

Riftzone des Kücük Menderes angeht, werden sie als fossile Bildungen betrachtet (Özgür,

1993). Diese Bildungen erfuhren das gleiche Geschehen eines Thermalwasserkreislaufes und

hängen zweifelsohne mit einem bimodalen Vulkanismus zusammen, welcher in den

Lokalitäten Yenisehir und Karaburc beobachtet und beprobt werden konnte. Was die

Herkunft der dort auftretenden Metalle angeht, so können sie im Rahmen der

Gesteins/Wasserwechselwirkungen während der Zirkulation der Geothermalsysteme

herausgelöst werden und dann in Form der Bisulfidkomplexe in die oberflächennahen

Bereiche transportiert werden (Özgür, 1993). Die Löslichkeit und der Transport von Bunt-

und Edelmetallen erfolgen nach Krupp und Seward (1987, 1990) und Seward (1990)

durchweg in Form von Cl--und HS--(H2S)-Komplexen, welche die wichtigsten Liganden zur

Bildung anorganischer Metallkomplexe bilden (Barnes, 1979). Cl--Komplexe werden durch

die Abnahme der Temperatur und der H+-Aktivität destabilisiert, wogegen die Stabilität von

HS--Komplexen durch die Zunahme des pH-Wertes sowie durch die Abnahme des Eh-Wertes

erhöht wird (Clark und Williams-Jones, 1990). Ein erheblicher Teil der Bunt- und

Edelmetalle in hydrothermalen Lösungen wird in nahezu neutralen pH-Bereichen als

Thiokomplex gelöst und in einem Lösungsmilieu transportiert, in welchem (HS)2--Komplexe

vorherrschen (Seward 1973). Die Ausfállung dieser Metalle hängt vom T, P, pH-Wert und

Redoxpotential des Systems sowie von der totalen Schwefelkonzentration ab. Deshalb finden

die Erzausfállungen in fossilen Geothermalsystemen von Haliköy, Emirli und Küre in einem

pH-neutralen Bereich bei Temperaturen zwischen 100 und 300 °C statt. Dieses kann durch

FE- Temperaturen in Quarzen der Sb-Lagerstätte Emirli, die zwischen 105 und 290 °C liegen,

bestatigt werden (Karaoglu, 1993).

Schriftenverzeichnis

Barnes, H. L., 1979, Solubilities of ore minerals: in: Barnes, H. L. (ed.): Geochemistry of

hydrothermal ore deposits: John Wiley and Sons, S. 404-508.

Bogie, I. and Lawless, J., 1987, Controls of the hydrogeology of large volcanically geothermal

systems: implications for exploration for epithermal deposits: Proc. Pac. Rim'87 Congr.

Australas Inst. Min. Metall Parkville, Victoria, S. 57-60.

Clark, J. R. und Williams-Jones, A. E., 1990, Analogues of epithermal gold-silver deposition in

geothermal well scales: Nature 346, 644-645.

Dora, O. Ö., Savascin, M. Y., Kun, N. und Candan, O., 1988, Postmetamorphic plutons in the

Menderes Massif: Yerbilimleri 14, 1-11.

Dora, O. Ö., Kun, N. and Candan, O., 1990, Metamorphic history and geotectonic evolution of the

Menderes Massif: in: Savascin, M. Y. and Eronat, H. H. (eds.): Proc. Internat. Earth Sc.

Congr. on Aegean Regions, Izmir/Turkey, v. 1, 102-115.

Dürr, S., 1975, Über Alter und geotektonische Stellung des Menderes-Kristallings/SW-Anatolien

und seine Äquivalente in der mittleren Ägäis: Habilitationsschrift, Universität Marburg/Lahn,

107 S.

Filiz, S., 1983, Ege bölgesindeki önemli jeotermal alanlarin O18, H2, H3, C13 izotoplariyla

incelenmesi: Habilitationsschrift, Ägäische Universität, Izmir/Türkei, 95 S.

Karamanderesi, I. H. und Özgüler, M. E., 1988, The formation mechanisms of geothermal energy

fields in Menderes and Gediz grabens: Isparta Mühendislik fakültesi Dergisi 4, 196-228.

Karaoglu, N., 1993, Emirli (Ödemis-lzmir) antimon cevherlesmelerinin mineralojik ve

jeokimyasal incelenmesi: Dissertation, Dokuz Eylül Üniversitesi, Izmir/Türkei, 320 S.

Krupp, R. E. und Seward, T. M., 1987, The Rotokawa geothermal system, New Zealand: an active

epithermal gold-depositing environment: Econ. Geol. 82, 1109-1129.

Krupp, R. E. und Seward, T. M., 1990, Transport and deposition of metals in the Rotokawa

geothermal system, New Zealand: Mineral Deposita 25, 73-81.

Liu, J., 1989, Genese der Zhilintou Au-Ag-Lagerstätte und hydrothermaler Au-Ag-Erze in den

Vulkangebieten von Südostchina: Dissertation, Ruprecht-Karls-Universität/Heidelberg, 181 S.

Özgür, N., 1993, Aktive und fossile Geothermalsysteme in den Riftzonen des Menderes-Massives,

W-Anatolien/Türkei: Habilitationsschrift, Freie Universität Berlin (in Vorb.).

Pekdeger, A., Schneider, H.-J. und Özgür, N., 1992a, Zur Hydrogeochemie von Fluorid in

Grundwässern

und die Gesteinsgeochemie in der Provinz Isparta/Türkei: DFG-Forschungsbericht, Freie

Universität Berlin, 53 S.

Pekdeger, A., Schneider, H.-J. und Özgür, N., 1992b, Hydrogeochemistry of fluorine in

shallow aqueous systems of the Gölcük area, SW Turkey: in: Kharaka, Y. K. und Maest, A. S.

(eds.): Water Rock Interaction: Proc. 7th Internat. Symp. on Water-Rock Interaction,

Utah/U.S.A., S. 821-824.

Satir, M. und Friedrichsen, H., 1986, The origin and evolution of the Menderes Massif, W-

Turkey. A Rubidium/Strontium and oxygen study: Geol. Rdschau. 75, 703-714.

Sengör, A. M. C., 1982, Egenin neotektonik evrimini yöneten etkenler: Symp. Bati Anadolunun

genc tektonigi ve volkanizmasi: Geol Soc. Turk. S. 59-71.

Sengör, A. M. C., Satir, M. und Akkök, R., 1984, Timing of the tectonic events in the Menderes

Massif, Westem Turkey: implications for tectonic evolution and evidence for Pan-African

basement in Turkey: Tectonics 3,693-707.

Seward, T. M., 1973, Thio complexes of gold and the transport of gold in hydrothermal ore

solutions: Geochim. Cosmochim. Acta 37, 379-399.

Seward, T. M., 1990, The hydrothermal geochemistry of gold: in: Foster, R. P. (ed.): Gold

metallogeny and exploration: Blackwell, S. 37-62.

Simsek, S., 1985, Geothermal model of Denizli, Sarayköy-Buldan area: Geothermics 14, 393-417.

Varekamp, J. C. und Buseck, P. R., 1983, Hg anomalies in soils: a geochemical exploration

method for geothermal areas: Geothermics 12, 29-47.

Yilmazer, S., 1988, Hydrogeological and geochemical properties of Kursunlu and Sart hot springs:

Isparta Mühendislik Fakültesi Dergisi 4, 242-266.