(Jeofizik MühendisliM MAGMATİK K PETROGRAFİ. Prof. Dr. Sabah YILMAZ ŞAHİN. Ders Sorumlusu

Transkript

1 MİNERALOJİ-PETROGRAFİ (Jeofizik MühendisliM hendisliği i Bölümü) B MAGMATİK K PETROGRAFİ Ders Sorumlusu Prof. Dr. Sabah YILMAZ ŞAHİN

2 Mineral: Doğal olarak oluşan, katı, homojen, genellikle inorganik, oldukça düzenli atom dizilimine ve belirli bir kimyasal bileşime sahip olan maddelere mineral denir. Kayaç: Bir veya birden fazla tür mineralden, kayaç parçasından, organizma kalıntısından (fosil) veya bunlarının değişik oran ve kombinasyonlarda bir araya gelmesi ile oluşmaktadır. Kendi içinde bir bütünlük gösteren, yer yuvarının katı kesimlerini oluşturan jeolojinin en temel birimidir Başka bir ifade ile, birden fazla mineralden oluşan, belli bir jeolojik bütünlüğü olan, katı, doğal maddelere kayaç denir.

3 Petrografi: Petro- kayaç -graph; bilim Sözcük anlamı olarak kayaç bilimi olarak ifade edilen, konusu kayaçlar olan bir bilim dalıdır. Kayaçların, mineralojik bileşimlerini, yapısal ve dokusal özelliklerini inceleyen, kayaçları oluşum koşullarına / şekillerine, kimyasal ve mineralojik bileşimlerine ve yapı/doku ilişkilerine göre tanımlamaya ve adlandırmaya çalışan bir bilim dalıdır. Yani tanımsal dır. Petroloji: Kayaçların oluşumları ile ilgili tüm sorunların açıklanması, çeşitli kayaç türlerinin zaman ve mekan bakımından birbirleri ile olan ilişkilerinin ortaya çıkarılması ise yorumsal bir bilim dalı olan petroloji nin ödevidir. Petrojenez ise, kayaçların kökenini inceleyen bilim dalıdır.

4 Petrografi Bölümünün B n Konuları Magmatik Petrografi, Metamorfik Petrografi, Sedimanter petrografi Laboratuar kısmk smında ise, ilgili kayaçlar ların makro el örneklerinin petrografik tanımlamas mlaması

5 YERKABUĞUNDA UNDA KAYAÇLAR Magmatik kayaçlar - plütonik tonik/intrüzif/sokulum/derinlik - volkanik/extr extrüzif/püskürük/yüzey - subvolkanik/subpl subplütonikdamar/yarıderinlik Metamorfik/başkalaşım kayaçlar Sedimanter/tortul/tabakalı kayaçlar

6 Kayaçlar ların n yerkabuğunda unda bulunuş oranları; Hacım m olarak; - Magmatik ve metamorfik kayaçlar % 95, - Sedimanter kayaçlar % 5, Yeryüzünde kapladıklar kları alan olarak; - Magmatik ve metamorfik kayaçlar % 25, - Sedimanter kayaçlar % 75,

7 Volkanlar ve volkanik kayaçlar

8 Magmatik derinlik kayaçlar ları Granit

9 Kayaç Çevrimi (Rock( Cycle) 1 = magma; 2 = crystallization (freezing of rock); 3 = igneous rocks; 4 = erosion; 5 = sedimentation; 6 = sediments & sedimentary rocks; 7 =metamorphism; 8 = metamorphic rocks; 9 = melting.

10

11 I. MAGMATİK KAYAÇLAR GENEL KAYAÇ SINIFLAMASI II. SEDİMANTER KAYAÇLAR III. METAMORFİK KAYAÇLAR 1. Derinlik Kayaçları (Plütonik kayaçlar, intrüzif kayaçlar) (tamamen kristalli - kristalin) 2. Yüzey Kayaçları (Volkanik kayaçlar, ekstrüzif kayaçlar) (Kristal, kristal + volkan camı, volkan camı) Tane boyu (mm) 1. Kırıntılı Sedimanter Kayaçlar 1. Yersel Metamorfik Kayaçlar (Yapısal-dokusal özellik, mineral içeriği ve metamorfizma derecesine göre adlanır) Epiklastik Sedimanter Kayaçlar Proklasti k Sedimant er Kayaçlar > 64 Blok Lapilli Karbonatlı Kırıntılı Sedimanter Kayaçlar Yönlü doku gösteren kayaçlar Yönlü doku göstermeyen kayaçlar ve Kurallı adlanan kayaçlar Kuralsız adlanan kayaçlar 3. Yarı derinlik Kayaçları (Damar kayaçları) (tamamen kristalli - kristalin) 2 64 Çakıltaşı / breş (Konglomera, rudit) < Kumtaşı (Arenit) Silttaşı Kiltaşı (Lutid) Aglomer a Tüf İnce taneli Tüf Kalsirudit Kalkarenit Kalsilutid 2. Kırıntılı Olmayan (Kimyasal-Biyokimyasal) Sedimanter Kayaçlar 2. Bölgesel Metamorfik Kayaçlar (Yapısal-dokusal özellik, mineral içeriği ve metamorfizma derecesine göre adlanır) Yönlü doku gösteren kayaçlar Yönlü doku göstermeyen kayaçlar ve Kurallı adlanan kayaçlar Kuralsız adlanan kayaçlar

12 Yerkürenin renin Genel Yapısı ve Yerkabuğu Yerkürenin bileşimi ve katı olan dış kabuğunun altında malzeme hakkında genel bilgiler özellikle magmatik kayaçların incelenmesi ile elde edilmiştir. -Jeolojik arazi gözlemleri, - Deprem dalgalarının yerkürede yayılma hızlarının analizi ve jeofizik yorumlamalar, - Laboratuvarlarda doğadaki koşullara benzer koşullar yaratılarak yapılan deneysel çalışmalardan elde edilen veriler, yerkürenin yapısının ve oluşumunun anlaşılmasına büyük katkılar sağlamıştır. Basit bir yaklaşımla yerküreyi çok büyük bir magmatik kütle olarak kabul etmek mümkündür. Dış kısmında çok ince bir kabuk, bu kabuğun altında da çok yüksek sıcaklığa sahip magma bulunmaktadır.

13 Yerküre dıştan içe doğru; kabuk, manto ve çekirdek Kabuk, yeryüzünden Moho Kesiklilik Yüzeyi ne kadar devam etmekte ve birbirinden farklı kalınlıklara sahip kıtasal kabuk (yaklaşık km kalınlıkta) ve okyanusal kabuk (yaklaşık 5-7 km kalınlıkta) şeklinde tanımlanmaktadır. Katı olan kabuk jeolojik tarihçe boyunca atmosferik olaylardan (erozyon, bozunma vb.) metamorfik süreçlerden etkilenmiş ve ilk oluştuğu bileşimden farklı bir bileşim kazanmıştır. Kabuk altında yaklaşık 400 km derinliğe kadar uzanan üst manto yer almakta, üst mantodan da km arasında kalınlığa sahip bir geçiş zonu ile yaklaşık 2900 km ye kadar uzanan alt manto ya geçilmektadir. Çekirdek, km arasında dış çekirdek ve km arasında iç çekirdek şeklinde adlandırılmaktadır.

14

15 A-Mohorovic süreksizliği B-Gutenberg C-Lehman

16 Şekil 1 b

17 Mantonun ortalama kimyasal bileşimi imi Element Miktar Bileşik Miktar O 44.8 Si 21.5 SiO2 46 Mg 22.8 MgO 37.8 Fe 5.8 FeO 7.5 Al 2.2 Al2O3 4.2 Ca 2.3 CaO 3.2 Na 0.3 Na2O 0.4 K 0.03 K2O 0.04 Sum 99.7 Sum 99.1 Kıtasal kabuk Oksit Yüzde SiO Al2O CaO 6.4 MgO 4.7 Na2O 3.1 Fe as FeO 6.7 K2O 1.8 TiO2 0.7 P2O5 0.1

18 Okyanusal kabuk kayaçlar ları

19 Şekil 1 c

20

21 Yeryüzündeki büyük b k ve küçük üçük k levhalar

22

23 Petrografinin Çalışma YöntemleriY Arazi çalışmaları Laboratuvar çalışmaları

24 Kayaç Yapıcı mineraller A. AÇIK RENKLİ MİNETRALLER (FELSİK) 1. Kuvars grubu: kuvars, tridimit, kristobalit 2. Feldispatlar; -Alkali feldispatlar: Alkali Feldispatlar (ortoklaz, sanidin, mikroklin, pertit, anortoklaz, albit (%An=0-5) -Plajiyoklaz: Plajiyoklaz (%An= arasında olan türleri) skapolit 3. Feldispatoyidler: Feldispatoyidler (lösit, psödolösit, nefelin, kankrinit, sodalit, haüyn, analsim vb ) B. KOYU RENKLİ MİNERALLER (MAFİK) 4. Piroksen grubu (orto ve klino piroksenler; hipersten, ojit, diyopsit, vb) 5. Amfibol grubu (orto ve klino amfiboller, hornblend, kersutit, tremolit/aktinolit, vb) 6. Mika grubu (biyotit, muskovit, klorit, ) 7. Olivin grubu, (forsterit, fayalit) 8. Diğer mineraller (% 1 den daha az bulunan aksesuar mineraller, apatit, zirkon,

25 MAGMATİK K PETROGRAFİ Magma nedir? Magma nedir? Yunanca hamur anlamına gelen magma, yerkabuğunun derin kısımlarında bulunan, çok karmaşık bir kimyasal bileşime ve jeolojik bütünlüğe sahip, çok yüksek sıcaklık ve basınç altında bulunan bir moleküler çözelti şeklinde tanımlanır.

26 MAGMATİK KAYAÇLARIN OLUŞUMU Magma ve Özellikleri Birincil magmanın, üst mantoda gelişen kısmi erime süreçleri ile ilişkili olarak oluştuğu kabul edilmektedir. Değişik gözlemlere, incelemelere dayanarak ve basit bir yaklaşımla magmanın, yeryüzünde geniş alanlar kaplayan bazalt ve bunun karşıtı plütonik kayaç olan gabronun kimyasal bileşimine benzer bir bileşime sahip olduğu sonucuna varılmıştır. Magma bileşiminin tam olarak saptanması mümkün değildir. Ancak magmanın katılaşmış şekli olan kayaçların kimyasal analizi ile magma bileşimi hakkında bir fikir edinilebilir.

27 Magma sıcaklığını da doğrudan doğruya saptamak mümkün değildir. Volkanlarda, lav göllerinde yapılan direkt ölçümlerle C arasında değişen sıcaklıklar bulunmuştur. Ancak derinlerde magma sıcaklığının daha az olması gerektiği de ifade edilmektedir. Magma sıcaklığı, indirekt yolla ve jeolojik termometre adı verilen bazı mineraller yardımı ile de saptanabilir. Magmanın viskozitesi doğrudan doğruya kimyasal bileşimi ve sıcaklığı ile ilgili bir özelliktir. Bazik magmanın düşük, asit magmanın yüksek bir viskoziteye sahip oldukları jeolojik incelemelerle saptanmıştır. Bazik lavlar son derece akıcıdır; örneğin Hawai de yamaç eğimi 2 o olan bir dağ eteğinde lavların 400 metre/saat, diğer bir yerde 16 km/saat gibi bir hızla aktıkları saptanmıştır. Asit lavlar ise çok yavaş bir şekilde akarlar veya bir akma hareketi göstermeyecek kadar viskosturlar.

28 Magma bileşiminin tam olarak saptanması mümkün değildir. Ancak magmanın katılaşmış şekli olan kayaçların kimyasal analizi ile magma bileşimi hakkında bir fikir edinilebilir. Kayaçların kimyasal bileşiminde olan, major elementler olarak da adlandırılan ana elementler Si, Al, Fe, Ca, Na, Mg, Mn, K, Ti, P olup, standart kimyasal analizlerde % oksit olarak belirlenir. Bunlar majör oksitler olarak adlandırılmakta olup, SiO2, Al2O3, t FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, MnO, TiO2, P2O5 formunda hesaplanır. U, Th, Rb, Sr, Y, Nb, Zr, Au, Cu, Co, Cr, Ba, Ni gibi eser veya iz elementler de kayaçların içerisinde bulunmakta ve ppm (milyonda) veya ppb (milyarda) mertebesinde değerlendirilmektedir.

29 SiO2 yüzdesi Asidik magmalar > % 66 Nötr (ortaç) magmalar % Bazik magmalar % Ultrabazik magmalar < % 45 Asidik magmaların (SiO2 oranı % 66 dan fazla) viskozitesi yüksektir ve çok ağır akarlar. Buna karşın bazik magmalar (SiO2 oranı % veya daha az) daha akıcıdırlar.

30 Magma Olusum Ortamları 1. Okyanus Ortasi Sirtlar 2. Kita Ici Riftler 3. Ada Yaylari 4. Aktif Kita Kenarlari 5. Yay Ardi Havzalar 6. Okyanus Ada Bazaltlari 7. Kita Ici Aktivite kimberlitler, karbonatitler, anortozitler...

31 Magmanın Katılaşma Evreleri Magmanın katılaşması/kristalleşmesi oldukça karmaşık bir süreçtir. Kayaçların ve minerallerin gösterdikleri yapısal / dokusal özelliklerin incelenmesi ile magmadaki kristalleşme sırası hakkında bilgi edinilebilir. Magmadan ilk kristalleşen mineraller yüksek sıcaklıklarda ve uçucu bileşen bakımından fakir bir magmadan itibaren oluşurlar. Bu minerallere pirojenetik mineraller adı verilmektedir. Bazik bileşimli magmatik kayaçları oluşturan olivin, piroksen, Ca-plajiyoklaz gibi bu pirojenetik minerallerin ayrılması ile arta kalan magma H 2 O ve diğer uçucu bileşenler bakımından giderek zenginleşecektir. Magmanın bu kısmından da bileşiminde hidroksil bulunan ve alkalilerce zengin amfibol, mika, gibi hidrojenetik mineraller ayrılacaktır.

32 Magmanın katılaşma/kristalleşme evreleri; Sıcaklık ve uçucu bileşenlerin miktarına bağlı olarak; 1. Ortomagmatik evre: Magmatik kayaçların oluştuğu evredir. Bu evredeki ilk kristalleşmelerle ( o C) pirojenetik mineraller ayrılır; peridotit piroksenit, gabro gibi ultrabazik-bazik bileşimli plütonik kayaçlar ve ayrıca kromit, ilmenit gibi mineraller içeren ekonomik değere sahip maden yatakları oluşur. Sıcaklığın daha da düşmesi ile ( o C) hidrojenetik mineraller ayrılır ve böylece ortaç ve asit bileşimli, diyorit, siyenit, granit gibi plutonik kayaçlar oluşur.

33 2. Pegmatitik evre: Gaz basıncının giderek yükseldiği, sıcaklığın o C arasında olduğu evredir. Ortomagmatik evreden artakalan tüketilmiş magma uçucu bileşenler bakımından oldukça zenginleşmiştir. Sıcaklık hala yüksek, muhtemelen o C arasındadır. Magmanın iç basıncının üstteki kayaç kütlelerinin uyguladığı hidrostatik basınçtan daha yüksek olması halinde uçucu bileşenler gaz ve buhar şeklinde magmadan ayrılır; kayaç kütlelerinde mevcut veya açtıkları kırık ve çatlaklardan kaçarak yeryüzünde bazen patlamalar şeklinde gaz püskürmelerine veya diğer volkanik faaliyetlere yol açarlar. Bu ani gelişen basınç azalması olmadığı takdirde 700 o Caltında son derece akıcı ve hareketli olan çözeltiler gerek çevre kayaçların gerek önceden katılaşmış magmatik kayaçların çatlaklarına girerek pegmatitleri ve diğer damar kayaçlarını oluştururlar. Bunların yanı sıra çok büyük ekonomik değere sahip turmalin, topaz, beril v.b. gibi mineraller ile Sn, U, Th içeren ender cevher yatakları oluşur.

34

35 3. Pnömatolitik evre: Magmanın katılaşma sürecinde gaz basıncının en yüksek olduğu evre olup, sıcaklık o C dir. Bu evrede özellikle su bakımından zengin çözeltiler, çevre kayaçların içine büyük bir basınçla girerek onları geniş ölçüde değişime uğratırlar. Çevre kayaçların bileşimini değiştirecek şekilde bir madde getiriminin olduğu bu evrede metasomatizma etkin bir süreçtir. Bu evrede başlıca Sn, Wo, Mo, Pb, Cu, Au, Ag cevher damarları, turmalin, topaz gibi mineraller oluşur.

36 4. Hidrotermal evre: Sıcaklık ve gaz basıncının çok azaldığı bu evrede çözeltiler çevre kayaçlardaki çatlak ve boşluklara kolayca girer; buralarda yeni mineraller oluşturur veya kayaçtaki bazı mineralleri ornatarak mineralojik bileşiminin değişmesine neden olurlar. Bu evrede oluşan maden yatakları, özellikle Au, Ag, Cu, Zn, Kısmen U, Sb, As, Bi, Fe içeren cevher yatakları büyük ekonomik değere sahiptir. Etkili sıcaklık derecelerine göre bu evreyi; katatermal ( o C), mezotermal ( o C), epitermal ( o C) ) ve teletermal (<100 o C) şeklinde alt evrelere ayırmak mümkündür.

37

38 Magmaların Katılaşma Süreçleri Başlangıçta belirli ve homojen bir bileşime sahip ana magma katılaşma süreci içinde, farklı bileşimdeki magmatik kayaçların oluşumuna yol açacak şekilde bileşimsel değişikliklere uğramaktadır. Ana magmanın bileşiminde değişikliklere neden olan ve jeolojik tarihçe içinde tek bir magmatik faaliyete bağlanabilen değişik türde magmatik kayaçların katılaşmasına yol açan magmatik süreçler, 1. Magmatik farklıla laşma 2. Özümleme 3. Magmaların n karış ışması şeklinde üç büyük grup altında toplanmaktadır.

39 1. Magmatik Farklılaşma Bu süreç dört alt süreci kapsar. Bunlar Likuasyon, Fraksiyonel kristalleşme, Uçucu bileşenlerin etkisi/gazla taşınma ve Termogravitasyonel diffüzyon alt süreçleridir. Likuasyon, birbiri ile tam olarak karışamayan iki sıvı arasında yoğunluk farkı varsa, hafif olan sıvının damlalar halinde ayrılarak yukarı doğru çıkması ve üstte toplanması gerekir. Buna göre magmanın katılaşmaya başlamadan önce fiziksel olarak, su ve yağın birbirinden ayrılmasına benzer şekilde, farklı bileşimdeki kısımlara ayrılması mümkün olabilir. Gazla Taşınma, Gazların/uçucu bileşenlerin basınç azalmasına bağlı olarak magma odasının bir kısmından kaçarak başka bir kısmında birikmesi/toplanması, bu esnada bazı elementleri de beraberinde sürüklemesi ve böylece magma odası içinde değişik bileşime sahip bölümlerin ortaya çıkmasına neden olan bir süreçtir.

40 Termogravitasyonel diffüzyon, magma kütlesinde soğumaya bağlı olarak gelişen sıcaklık farklılıklarından dolayı bazı elementlerin hareketlilik kazanarak (diffüzyon ile) diğerlerinden ayrılması ve böylece magmada farklı bileşime sahip kısımların ortaya çıkması şeklinde tanımlanabilen bir süreçtir. Fraksiyonel Kristalleşme, magmatik farklılaşma süreçleri içerisinde en önemlisidir. Silikat eriyikleri üzerinde yapılan deneysel çalışmalarda elde edilen kristalleşme özelliklerine dayanılarak getirilmiştir. Bu kavram magmanın belirli ve tek bir sıcaklık derecesinde kristalleşmediği / katılaşmadığı, kristalleşmenin bir sıcaklık aralığı içinde cereyan ettiği ve meydana gelen minerallerin, magma odasında farklı kesimlerde birikerek uzaklaşması / temasının kesilmesi ile magma bileşiminin sürekli değişmesi görüşüne dayanmaktadır.

41

42 Oluşan mineraller ile magma arasındaki reaksiyon herhangi bir nedenle kısmen veya tamamen kesilirse/önlenirse bu takdirde bir fraksiyonel kristalleşmeden söz edilir. Kristalleşen minerallerin magmadan devamlı olarak ayrılması/uzaklaştırılması ile magmanın bileşimi de devamlı olarak değişecek ve sonuçta magmanın başlangıçtaki bileşiminden çok farklı bileşimde kayaç grupları oluşabilecektir; Örneğin bazaltik bileşimdeki bir magmadan gabro, diyorit, siyenit ve granit gibi kayaçların oluşumu mümkün olabilecektir.

43 Fraksiyonel kristalleşmede kristallerin eriyikten fiziksel olarak ayrılmalar lmalarını sağlayarak kristal ile eriyik arasındaki reaksiyonları önleyen birkaç süreç vardır; r; 1. Kristal birikimi, 2. Basınçla filtrelenme, 3. Zonlanma/mantolanma mantolanma

44 Bowen reaksiyon serisi (Bowen, 1928)

45 Bowen reaksiyon serisi (Bowen( Bowen,, 1928)

46

47 Denge Kristalizasyonu Kristalleşen minerallerin magma ile temasının kesilmemesi ve magma içinde kalmaları halinde minerallerin bileşimleri, magma ile devamlı olarak reaksiyona girmeleri sonucu değişecektir. Bu reaksiyonların tam olarak cereyan etmesi halinde magmada bir farklılaşma süreci gelişmeyecek ve magma tamamen katılaşacaktır. Böylece bazaltik bileşimli bir magmadan sonuçta gabro ya da bazalt, granitik bileşimli bir magmadan granit veya riyolit oluşacaktır. Bu olay denge Kristalleşmesi olarak tanımlanır.

48 2. Özümleme Magma içine sokulduğu kayaç kütlelerinde, kayaçları oluşturan minerallerin bir veya daha fazlası ile kimyasal dengede olabilirse de, kayaçların tümü ile tam bir denge halinde bulunması genellikle mümkün değildir. Bu nedenle magma ve çevre kayaç arasında bazı reaksiyonlar gelişir, magma çevre kayaçtan kopan parçaları eriterek bünyesine alır ve bunun sonucu magmanın kimyasal bileşimi de değişir. Magma bileşiminde bu şekilde meydana gelen değişiklikleri kapsayan sürece özümleme (asimilasyon) adı verilmektedir.

49 3. Magmaların Birbirleriyle Karışmaları Eşyaşlı mafik ve felsik magmaların homojen karışımı anlamına gelen magma mixing olayında, her iki magma da viskozite özellikleri bakımından Newtoniyen (sıvı) davranış aşamasında iken karışmaktadır. Böyle bir karışım oldukça derinlerde, olasılıkla ilksel magma oluşum ortamlarında gerçekleşmekte ve her iki magma da kendi özelliklerini kaybederek ortaya yeni bir hibrid (melez) magma çıkmaktadır. Diğer bir deyişle, daha basite indirgenirse, siyah ve beyaz boyaların aynı kapta karışmaları sonucunda, ortaya gri renkli bir boyanın çıkması sonucu gibi düşünülebilir. Eşyaşlı mafik ve felsik magmaların heterojen karışımı anlamına gelebilecek olan magma mingling olayında ise, eşyaşlı magmalardan mafik olanı viskozite bakımından Visko-plastik evrede, felsik olanı ise, Newtoniyen evrede iken karışmaktadırlar.

50 Böyle bir karışım, magmaların diyapirik olarak yükselmeleri sırasında meydana gelebilmektedir. Bu durumda zaten yarı katı-yarı sıvı durumda olan mafik magma, tamamen sıvı durumda olan felsik magmanın içinde çabucak katı hale geçerek, felsik ana kayaçlar içinde yaklaşık olarak yuvarlağımsı-elipsoidal biçimli mafik magma damlacıkları/kabarcıkları şeklinde yorumlanabilecek olan mikrogranüler dokulu mafik magmatik enklavları (MME) oluşturmaktadır. Böyle bir karışım sırasında, mafik magma ile felsik magma arasında birtakım element/kristal göçü olmakla birlikte, özellikle mafik magma damlacıkları/kabarcıkları kendi fiziksel-kimyasal özelliklerini geniş ölçüde korumaktadır. Diğer bir deyişle, beyaz ve siyah renkli boyaların bir kapta karıştırılmaları sonucunda; siyah boyanın, beyaz boya içinde, kendi özelliklerini koruyarak siyah renkli damlacıklar/kabarcıklar şeklinde görülmesi olarak açıklanabilir.

51

52 B İR MAGMA SİSTEMİNDE EŞ YAŞ LI (COEVAL) FELSİK VE MAFİK MAGMALAR SICAKLIK VE B İLEŞİM ZITLIKLARI TERMAL MEKANİK VE K İMYASAL DEĞİŞİMLERİN B İRLİKTELİĞİ TERMAL DEĞİŞİMLER K İMYASAL DEĞİŞİMLER MEKANİK DEĞİŞİMLER MAGMA S İSTEMİN İN D İNAMİĞİ YOĞ UN MEKANİK DEĞİŞİMLER VE SINIRLI TERMAL VE KİMYASAL DEĞİŞİMLER Dinamik bir magma sisteminde eşyaşlı felsik ve mafik magmalar arasında meydana gelen farklı değişim tipleri ve bu magmaların etkileşimi ile meydana gelen homojen magma karışımı (magma mixing) ve heterojen magma karışımı (magma mingling) süreçleri (Barbarin ve Didier, 1992). MIXING MINGLING HOMOJEN HİBRİD KAYAÇLAR KAYAÇLARDAKİ HETEROJENİTELERİN DEĞİŞİK TİPLERİ

53 Eşyaşlı mafik ve felsik magma sistemlerinin vizkozite özelliklerine göre etkileşim tipleri ve ortaya çıkan ürünler. Mafik Magma Sisteminin Viskozite Özelliği Felsik Magma Sisteminin Viskozite Özelliği Karışım Tipi Ürün Newtonian Newtonian Magma mixing Hibrid granitoyidlerdeki mikroskopik dokular Visko-plastik Newtonian Magma mingling MME Newtonian Visko-plastik Magma mingling Sin-plütonik dayk Newtonian Plastik - Mafik dayk Plastik Newtonian - Felsik dayk

54

55

56 Magmatik Kayaçların Jeolojik Bulunuş Şekilleri İNTRÜZİF/SOKULUM/PLÜTONİK KAYAÇLAR 1. Çevre kayaçlar ile uyumlu/konkordan Kütleler Sil Lakolit Lapolit Fakolit 2. Çevre kayaçlar ile uyumsuz/diskordan Kütleler Dayk Batolit EXTRÜZİF/YÜZEY/VOLKANİK KAYAÇLAR 1. Lav akıntısı Örgü lavları Blok lavlar Yastık lavlar Sütun lav

57 Magmatik Kayaçlar ların n Jeolojik Bulunuş Şekilleri Magmatik kayaçlar magmanın n yerkabuğunda unda çeşitli süres reçler sonucu katıla laşması ile oluştuklar tuklarından, gösterdikleri g şekiller de magmanın n fiziksel ve kimyasal özelliklerine ve jeolojik ortama bağlı olarak değişir. ir. Örneğin magmanın n yeryüzünde akması ve büyük b k alanlar kaplaması magmanın n kimyasal bileşim im ve sıcakls caklığına göre g değişen en viskozitesine bağlıdır. Magmanın n yerkabuğunda unda kayaçlar ların n içine i ine girmesine/sokulmasına na sokulum(intr intrüzyon) denilmektedir.bunlar çevre kayaçlarla ilişkileri ve şekilleri gözönünene alınmadan genel olarak plüton denilmektedir. Sokulumlar değişik ik şekil ve büyüklüklerde klerde olabilirler. Bu durum magmanın n bileşimine, imine, sokulumun çevre kayaçlarla olan jeolojik/yapısal ilişkisine, yani yerkabuğundaki undaki ilişkisine bağlı olarak değişebilir. ebilir. Orojenik bölgelerdeki b magma sokulumları büyük k kütleler k ouşruracak şekilde yerkabuğunun unun üst zonlarına na kadar çıkabilir. Bu ortamlarda oluşan sokulumlar batolitlerdir.. Orojenik olmayan bölgelerde b ise magmanın n mevcut tansiyon çatlakları içine ine dolması ile büyük b ölçekte dayk ve sil oluşur. ur.

58

59 Structures and Field Relationships Figure Schematic block diagram of some intrusive bodies.

60 İntrüzif Kayaçlar Bunlar çevre kayaçlara göre g konkordan ve diskordan durumlar gösterebilirler. 1.Çevre Kayaçlar İle Konkordan/uyumlu İlişkide Olan KütlelerK a. Sil (Sill( Sill) İçinde bulundukları kayaçlar ların n tabakalanma ve şistozite yüzeylerine paralel yüzeylere y sahip, levha şekilli magmatik kayaç kütleleridir. Kalınl nlıkları tipik olarak yayılımlar mlarına kıyasla k küçük üçüktür. Yatay, düşey d veya eğik e konumda bulunabilirler ve çevre kayaçlara kıyasla daha gençtirler. Bu kütlelerin k oluşmas ması için in magma viskozitesinin de az olması gerekir (akıcılığı ığın n yüksek). y Siller ve lavlar birbirlerinden kolayca da ayırt edilebilirler. Sil üzerindeki tabakaya küçük üçük apofizler gönderir; içinde i inde çevre kayaca ait parçalar alar bulunabilir ve çevre kayaç üzerinde sahip olduğu u sıcakls caklık nedeniyle bazı değişiklikler iklikler meydana getirdiği i gözlenir. g Lav akınt ntılarının üst kısımlark mları ise bol gaz boşlukludur ve üstte bulunan çevre kayaç içinde inde lav akınt ntısına na ait çakıllar ve parçalar alar bulunabilir.

61 A-Eğik Sil (dipping sill) B-Yatay sil (horizontal sill) C-Düşey sil (vertical sill)

62

63

64

65

66

67

68 b. Lakolit (Laccolith) Konkordan konumda, mantara benzer bir kesit gösteren, g 1-88 km çapında ve yaklaşı şık 1000 m kalınl nlığa sahip magmatik kayaç kütleleridir. Kesitte üst yüzeyleri y dışd ışbükey, alt yüzeyleri y ise düz d veya yaklaşı şık k dışd ışbükey durumdadır. r. Sedimanter kayaçlar içinde i inde gözlenirler. Tektonik etkilerden nispeten az etkilenmiş bölgelerde magmanın n yatay veya yataya yakın n konumdaki sedimanter kayaçlar içinde inde yukarı doğru yükselirken, y direnci yüksek y bir tabaka ile karşı şılaşması sonucu, magma yanal olarak hareket edecek ve üstündeki tabakaları zorlayarak bunların n kubbe şeklinde bir görünüm m almalarına yol açacakta acaktır. Magmanın n yanal hareketi sonucu lakolitler sillere geçiş gösterirler. Genellikle granitik veya ortaç bileşimdedirler. imdedirler. Bu bileşimdeki imdeki magma viskozitesinin bazaltik magmadan daha yüksek y oluşu u nedeniyle lakolitlerin yanal devamlılığı ığı sillere kıyasla daha azdır. Sokulum esnasında nda çevre kayaçlar kırılıp k p parçalan alanır r ve faylanırlar rlar.

69

70

71

72

73 c. Lopolit (Lopolith) Orta kısmk smı çökm kmüş/çukurca olani merceksi şekle sahip, genellikle konkordan,, huni şeklinde magmatik kütlelerdir. k Kıvrımlanmış veya hafif kıvrk vrımlanmış bölgelerde bulunurlar. Kalınl nlıkları genellikle genişliklerinin onda veya yirmide biri kadardır. r. Çapları km, kalınl nlıkları da birkaç bin metre olabilir. Çoğunlukla mafik-ultramafik bileşimde imde intrüzif kütlelerdir. Bazen farklıla laşma (diferansiyasyon( diferansiyasyon) ) göstererek, g yukarı doğru silisçe e zenginleşti tiği i de gözlenir. g Önemli olanlar Sudbury (Ontario-Kanada) ve Bushveld (Güney Afrika) sokulumlarıdır.. Bunların n oluşumunda umunda çok büyük b k meteor çarpmalarının n da etkili olduğu u da ifade edilmekte olup, çarpma sonucu çarpma bölgesindeki b malzemenin kaybolması ile ani basınç azalması, çarpma ile oluşan şok dalgaları ve ısıya bağlı olarak yerkabuğunda unda ve üst mantoda meydana gelen kısmi k erimeler nedeniyle bu şekilde bir sokulumun oluştu tuğu u ifade edilmektedir.

74

75

76 d. Fakolit Bunlar kıvrk vrımlı bölgelerde gözlenen, g konkordan ve sintektonik,, merceksi bir şekle sahip intrüzif kütlelerdir. Antiklinallerin üst kısımlark mlarında, senklinallerin çukur kısımlark mlarında bulunurlar. Magmanın n kıvrk vrımlanma esnasında nda genişleyen/olu leyen/oluşan boşluklar lukları doldurması ile fakolitlerin oluştu tuğu u ifade edilmektedir. Kıvrımlanma esnasında nda kompotent tabakalar arasında inkompotent tabakanın n kayması veya kompotent tabakanın n birbirine göre g kaymaları ile alçak ak basınç bölgeleri veya boşluklar lukları oluşur. ur. Fakolitler genellikle oldukça a derin zonlarda oluşurlar urlar ve çevresi ile kesin veya tedrici geçişli kontaktlara sahiptir. Kayaç bileşimi imi değişik ik olabilir ve yüzeydeki y yayılımlar mları yaklaşı şık k 10 km dolayında olabilir.

77

78 2. Çevre Kayaçlar İle Diskordan İlişkide Olan KütlelerK a.dayk (Dike) Çevre kayaçlar ları keser konumda bulunan, yüzeyleri y birbirine yaklaşı şık k paralel; kalınl nlıkları,, genişlik ve uzunluklarına na kıyasla k çok az olan magmatik kayaç kütleleridir. Kalınl nlıkları birkaç cm ile km arasında değişir. ir. Doğada bilinen en büyük b dayka örnek olarak Rodezya da da kalınl nlığı 4 km, uzunluğu u 450 km olan Büyük Dayk verilmektedir. Birbirine yaklaşı şık k paralel olan çok sayıda dayklara dayk toplulukları adı verilmektedir. Bunları oluşumu umu daha önce oluşmu muş fay ve çatlak sistemleri ile olabildiği i gibi, magma ocağı ğındaki yüksek y basınç sonucu üstteki kayaç kütlerinin parçalanmalar alanmaları ile ortaya çıkan çatlaklar da olabilir. IşıI şınsal, koni ve çember şeklinde gelişen en dayklar gözlenirler.

79 Felsik dayk

80 Işınsal dayklar (radyal), magmatik kütlelerin k çevresinde gözlenirler. Merkezden itibaren kilometrelerce uzaklığ ığa a kadar izlenebilirler. Çember dayklar (ring dike) ve koni şeklindeki dayklar (cone sheets), yükselmekte olan magmanın üst kısmk smındaki kayaçlara yaptığı basınç sonucu ortaya çıkan çatlakların, magma tarafından doldurulması ile meydana gelirler. Çember dayklarının çapları 6 km civarındad ndadır; ancak çapı birkaç yüz z metre veya km olanları da mevcuttur.

81

82

83

84

85

86

87

88 b. Batolit (batholith) Derinlere doğru giderek genişleyen ve yeryüzünde 100 km 2 den daha geniş,, yaklaşı şık k elips şeklinde bir alan kaplayan, çok büyük k magmatik kayaç kütleleridir. Batolitlerin kenarları komşu kayaçlar ların n doğrultular rultuları ile uyumlu olabildiği i gibi, komşu u tabakaları değişik ik açılarda a kestiği i de gözlenebilir. g Batolitler granitoyitik bileşime ime sahiptir. Kenar zonlarına na doğru kısmen k değişik ik bileşimler imler de gösterebilirler. g Batolite benzeyen, ancak yeryüzünde kapladığı alan 100 km 2 den küçük k olan magmatik kayaç kütlerine ise kütük k (stock( stock) adı verilir. Doğada bilenen en büyük b batolitler Kuzey Amerika da Alaska ve İngiliz Kolombiyası arasında uzanan Kıyı Sıradağları Batoliti (Coast Range Batholith) örnek olarak verilebilir. Bu yaklaşı şık k 1800 km uzunluğunda, unda, km genişli liğinde inde ve km 2 üzerinde bir alan kaplayan batolittir.

89

90

91 Ekstrüzif Kayaçlar Volkanlardan sıvıs halde lavlar, katı parçalar alar halinde tüfler t ve piroklastik maddeler ve gazlar (çok( miktarda su buharı) çıkar. Bütün n sıvılarda s olduğu u gibi lavlar tepe aşağıa akarlar. Bazaltik lavlar C de üst manto sıcakls caklığına yakın sıcaklıklarda klarda püskp skürürler. rler. Bu lavlar yüksek y sıcakls caklıkları ve düşük d viskoziteleri nedeniyle çok uzak mesafelere akarlar. Lav akınt ntılarının satte 100 km hızla h akalnları gözlenmiş olsa bile ancak birkaç km hızla h akanları da mevcuttur. Felsik lavlar ise C ler arasında püskp skürür. r. Yüksek Y viskozitesi nedeniyle akmaya karşı dirençlidirler. Bazaltlara nazaran 10 kat daha yavaş hareket ederler ve sonuçta da genellikle yuvarlak tepe şeklinde depositler oluşturur.

92 Lavlar, Yüzeysel zeysel bazaltik lavlar Düzlük k (Plain( Plain) ) bazaltları Denizlatı (Submarin)) bazaltları, şeklinde akarlar. 1.Yüzeysel bazaltik lavlar a.pahoehoe ve aa lavları b.flood bazaltları Pahoehoe ve aa isimleri Hawaii isimleri olup iki ana tip bazaltik lav akınt ntısını birbirinden ayırt etmek içindir. i indir. Pahoehoe lavları düzgün, parlak ve bazen urgan ve tırnak t şeklindeki yüzeyleriyle y karakterize olurlar. Buna karşı şın aa lavları çok fazla girintili çıkıntılı (pürüzl zlü) ) ve parçal alı yüzeylerden oluşmu muştur. Bu iki lav da yaygın n olarak aynı lav akınt ntısıyla oluşur. ur. Pahoehoe lavları yokuşaşağı akarken aa lavlarına dönüşebilir d fakat bunun tam tersi hiçbir zaman gözlenmemig zlenmemiştir.

93 Bazalt akınt ntısı

94

95

96

97

98

99

100 Çoğunlukla karasal ortamları karakterize den sütün n yapılı lavlar ise çoğunlukla altıgen prizmalar şeklinde, uzunca ve düzgd zgün şekiller de bulunurlar. SütunlarS tunların n uzun ekseni magmatik malzemenin soğuma yüzeyine dik olarak bulunur. Bu sütunlars tunları ayrıca enine çatlaklar içerdii erdiği i de gözlenir. g

101 sütün n yapılı lavlar

102 sütün n yapılı lavlar

103 Yastık k lavları (pillow lava) denizel ortamlarda gelişen en lav akınt ntıları için in tipiktir. Desimetre-metre arasında değişen en büyüklb klüklerde klerde yastığ ığa, çuvala benzer görünümdeg

104 Yastık k yapılı lavlar

105 Volkanlardan fırlayan f lav parçalar aları,, havada kısmen k veya tümüyle t soğuyarak değişik ik şekillerde ve boyutlarda çeşitli cisimler meydana getirirler. Bunların n başlıcalar caları volkan bombası,, curuf, lapilli, süngertas ngertaşı,, kül k l ve tozlardır. r. Bomba lar oldukça a iri lav parçalar alarının n havada hareket halinde katıla laşması ile oluşurlar urlar ve uçuşu sırasındaki dönme d hareketleri nedeniyle elipsoid şeklini alırlar. Boyutları 64 mm den birkaç metre ye kadar değişebilir. ebilir. Curuf lar plastik magmadan meydana gelirler, belirgin bir şekilleri yoktur. Çoğu u kez yere düştükleri d sırada s katıla laşırlar. Çapları 2 ile 64 mm arasında değişen en katıla laşmış lav parçalar alarına da lapilli denir. Volkanik külk ise çapları mm arasında olan volkanik parçad adır. Çapları 0.25 mm den daha küçük üçük k olan volkanik materyallere de volkanik toz adı verilir.

106 Sünger taşlar ları (pumis), fazla asit lavların n veya silisce zenginleşmi miş magma artıklar klarının n havada fazla gaz kaybederek katıla laşmaları ile oluşurlar. urlar. Bunlar açık a k renkli, fazla hava boşluklar lukları içeren hafif, farklı büyüklükte kte (bezelye tanesinden iri yumrulara kadar) camsı şekilsiz parçalard alardır. r. Scoria çok fazla gaz boşlu luğu u içern i pumis den daha siyah, ağıa ğır r ve daha kristalin maddelerdir.bazik veya ortaç kompozisyon gösterirler.

107 MAGMATİK KAYAÇLARIN YAPISAL/DOKUSAL ÖZELLİKLERİ Magmatik kayaçlarda yapı ve doku kavramları arasındaki ayırım çoğu zaman karmaşık gibi görünmesine rağmen, şu şekilde tanımlanabilir; Kayaçların, tabakalanma, şistozite, gnaystozite, foliasyon, kıvrımlanma gibi el örneği ve/veya mostra düzeyinde tanımlanabilen makroskobik özellikleri yapı olarak; Kayaç oluşturan bileşenlerin, kristallenme derecesi, kristallerin şekil ve biçimleri, bileşenlerin tane büyüklüğü, bağıl tane büyüklüğü ve çeşitli alterasyon ürünleri gibi lup veya mikroskop yardımı ile tanınabilen/incelenebilen mikroskopik özellikleri doku olarak tanımlanır.

108 MAGMATİK KAYAÇLARDA YAPI-DOKU

109

110 5.1. Kayacın Kristalleşme Derecesi İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Holokristalin/tüm kristalli: Kayaç tamamen kristallerden ibarettir. Plütonik kayaçlarda ve kısmen damar kayaçlarında görülen bir dokudur. b. Hipokristalin veya hipohıyalin/yarı kristalli veya yarı camsı: Kayaç kristallerden ve volkan camı şeklinde bir hamurdan meydana gelmiştir. Kristallerin fazla bulunması halinde hipokristalin, volkan camının fazla bulunması halinde ise hipohıyalin şeklinde bir ayırım yapılır. Volkanik kayaçların büyük bir kısmında ve ayrıca kısmen damar kayaçlarında görülen bir dokudur. c. Hyalin/camsı: Kayaç tamamen volkan camından ibarettir. Volkanik kayaçların belirli bir grubunda (obsidiyen, perlit) görülür.

111 5.2. Kayaç Oluşturan Minerallerin Şekilleri İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. İdiyomorf (Özşekilli, Euhedral): Mineraller ideal kristal şekillerine sahiptir. Magmadan ilk kristalleşen mineraller büyümelerini önleyecek bir engel ile karşılaşmadıklarından daha sonra oluşanlara kıyasla ideal kristal şekillerini alırlar. b. Hipidiyomorf (Yarı özşekilli, Subhedral): Mineraller kısmen ideal kristal yüzeyleri ile sınırlanmış kristal şekillerine sahiptirler. Diğer yüzeyleri çevrede bulunan diğer mineraller nedeni ile gelişmemiştir. c. Allotriyomorf veya Ksenomorf (Özşekilsiz, Anhedral): Mineraller ideal kristal şekillerine sahip değildir. Çevrelerinde bulunan mineraller gelişmelerine engel olmuşlardır; örneğin granitte en son kristalleşen kuvarsın, daha önce kristalleşen diğer mineraller arasındaki boşlukları doldurması sonucu sahip olduğu şekil gibi.

112 5.3. Kayaç Oluşturan Minerallerin Tane Büyüklükleri İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Makrokristalin: Bileşenleri gözle ayırt edilebilecek kadar büyük olan kayaçlardır. b. Mikrokristalin: Bu kayaçlarda mineraller ancak mikroskop altında eyırt edilebilirler. c. Kriptokristalin: Kayaç bileşenleri mikroskopta bazen ve ancak büyütmesi yüksek bir objektifle, çoğunlukla bu büyütme ile bile tanınamayacak kadar küçüktür. Kayaçları tane büyüklüklerine göre ayrıca şu şekilde tanımlamak da mümkündür. Faneritik Kayaçlar: Bileşenleri gözle veya mikroskopla ayırt edilebilecek kayaçlardır. Afanitik Kayaçlar: Bileşenleri mikroskopla ayırt edilemeyecek kadar küçüktür.

113 Faneritik-tanesel dokulu granit (Çavuşbaşı-Beykoz)

114 5.4. Bileşenlerin Birbirlerine Göre Olan Bağıl Büyüklüğü İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Tanesel Doku: Kayaç bileşenleri yaklaşık aynı büyüklüğe sahiptir. Plütonik kayaçların gösterdikleri dokudur. b. Porfirik Doku: Kayaç oluşturan bileşenlerin tane boyutları bir birinden oldukça farklı (10-15X) büyüklüğe sahiptirler. Bu bileşenlerden büyük olanlara fenokristal denir. Bunlar idiyomorf şekillere sahip, çoğunlukla magma tarafından kemirilmiş, kenar ve köşeleri yuvarlatılmış durumda bulunurlar ve kayacın hamur kısmını teşkil eden küçük kristalerden veya volkan camından daha önce oluşmuşlardır. Volkanik kayaçlarda ve damar kayaçlarının büyük bir kısmında görülen bir dokudur.

115 Granit-Tanesel dokulu Andezit- Porfirik dokulu

116

117 Yazı graniti Feldispat Kuvars K-Feldispat Megakristalli granit Kuvars Grafik doku-granit

118 MAGMATİK K KAYAÇLARDA RENK Açık k Renkli Kayaçlar (felsik( kayaçlar= lökokrat) Koyu renkli kayaçlar (Mafik( kayaçlar= melanokrat) İkisinin arasında kalanlar ise mezokrat Kayaçlarda rengi etkileyen koşullar; Mineralojik bileşim im Tane boyu ve doku Alterasyon

119 Tepecik graniti (Çatalca)

120 BOZUNMA/AYRIŞMA/ALTERASYON Bozunma/ayrışma, yerkabuğunu oluşturan kayaçlarda yüzey ve yüzeye yakın kesimlerde ortam şartlarına bağlı olarak, mekanik ve kimyasal süreçlerle meydana gelen nitelik değişimleri olarak tanımlanır. 1. Yüzeysel bozunma (fiziksel ayrışma) 2. Derinsel bozunma (kimyasal/hidrotermal)

121 ) Ayrışmış granit (Çavuşbaşı-Beykoz

122 Magmatik kayaçlarının ayrışması ve taze kısmından uzaklaşmayla ortaya çıkan ürüne saprolit denilmektedir. Saprolit kil mineralleri, kısmen ayrışmamış mineral kalıntıları ve ayrışmadan etkilenmemiş yüksek oranda kuvars taneleri içermektedir. Arenalaşmış bir graniti kesen ayrışmadan etkilenmemiş bir kuvars damarı

123 Katılaşan sokulumda soğumanın devam etmesiyle gelişen büzüşmeyle eklem takımları oluşmaktadır.

124 Volkanik kayaların ayrışmasıyla oluşacak toprak derinlik kayalarından oluşana göre daha koyu renklidir.

125 Volkanik kayalarda magmanın yüzeyde soğuyarak katılaşması ve bu ani soğumanın etkisiyle de katılaşmış kısımlarda gelişen hızlı büzüşmelerle düzenli düzensiz, her yönde çatlaklar gelişebilmektedir

126 Mağmatik kayaçların ayrışması sürecinde fiziksel ayrışmanın paralelinde kimyasal ayrışmayla geçirdiği değişimler genel olarak: serisitleşme kaolenleşme serpantinitleşme albitleşme silisleşme sosuritleşme kloritleşme dir

127 Kloritleşme : Amfibol, biyotit ve piroksen gibi mafik minerallerin klorit mineraline dönüşmesidir.

128 Serpantinitleşme: Olivin piroksen gibi Mg içerikli minerallerin hidrotermal etkileşimiyle oluşur. Düşük dereceli metamorfizmayla da serpantinleşme gelişebilmektedir. Çok az olivin kalıntılarının kaldığı, çatlaklardan itibaren gelişen serpantinleşme Kırıklar boyunca serpantinleşmiş olivin

129 Ayrışma sonucunda magmasal kayaçlarda bulunan minerallerin dönüşüm ürünleri: Olivin: ortopiroksen, iddingsit Piroksen: tremolit/aktinolit, iddingsit, kalsit, klorit, montmorillonit, kaolinit, hematit,limonit,götit Amfibol: biyotit, klorit Plajiyoklaz: albit, kalsit, dolomit, epidot, zeoloit Biyotit: klorit,mika,kil mineralleri oluşmaktadır. Kenarlarından itibaren iddingsitleşme gösteren öz şekilli olivinler

130 MAGMATİK KAYAÇLARIN SINIFLANDIRILMASI Kayaçların sınıflandırılmasındaki esas amaç ortak bir terminolojiye ulaşmak ve tüm araştırıcıların aynı kriterleri dikkate alarak adlandırma yapmalarını sağlamaktır. Kayaçların sınıflandırılmasında çalışmanın amacına ve kullanım alanına yönelik olarak farklı kriterler kullanılmaktadır. Günümüzde yaygın olarak kullanılan sınıflama kriterleri; 1.Mineralojik bileşimi 2.Kimyasal bileşim 3.Dokusal özellikler 4.Jeolojik konum Ancak hangi kritere göre yapılırsa yapılsın kayaçları birbirinden ayırmak oldukça güçtür. kesin sınırlarla Magmatik kayaçların sınıflamaları yaygın olarak mineralojik bileşimlerine ve kimyasal bileşimlerine göre yapılmaktadır.

131 Magmatik kayaçların mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılması Magmatik kayaçların kantitatif sınıflamaları ilk olarak 1902 li yıllardan başlamakta ve günümüze kadar bu sınıflamalar gelişerek devam etmektedir. Günümüzde en yaygın olarak kullanılan magmatik kayaç sınıflamaları Streckeisen (1976, 1979) sınıflamalarıdır. Bu sınıflamalarda aşağıdaki mineral ve mineral gurupları kullanılmaktadır. Açık renkli mineraller K: kuvars, tridimit, kristobalit A: Alkali Feldispatlar (ortoklaz, sanidin, mikroklin, pertit, anortoklaz, albit (%An=0-5) P: Plajiyoklaz (%An= arasında olan türleri) skapolit F: Feldispatoyidler (lösit, psödolösit, nefelin, kankrinit, sodalit, haüyn, analsim vb ) M: Koyu renkli mineraller (olivin, piroksen, amfibol, mika gurubu mafik mineraller ile zirkon, apatit titanit gibi tali mineraller, melilit, montisellit ve birincil karbonatlar vb )

132 Magmatik kayaçların mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırmasında, kayaç ilk olarak koyu renkli mineral içeriğine göre iki guruba ayrılır. 1.Mafik mineral içeriği % 90 dan fazla olanlar = ultramafik kayaçlar 2.Mafik mineral içeriği % 90 dan az olanlar = felsik kayaçlar Mafik mineral içeriği % 90 dan fazla olan kayaçlar, doğal olarak içerdiği mafik mineral türlerine (M) ve oranlarına göre değişik şekillerde sınıflandırılır (Streckeisen, 1976 ve 1979). Örneğin 1. P OPx CPx (Streckeisen, 1976) 2. P Pr Ol (Streckeisen, 1976) 3. P Pr Hb (Streckeisen, 1976) 4. O Pr Hb (Streckeisen, 1976) 5. O OPx - CPx (Streckeisen, 1976) gibi mafik kayaç sınıflamaları yapılmaktadır.

133 100 O 90 Dunit Piroksen - hornblend - peridotit Olivin - hornblend - piroksenit Olivin - piroksen - hornblendit Pr Piroksenit hornblend - piroksenit piroksen - hornblendit Hornblendit Hb Ultramafititlerin Olivin - Piroksen - Hornblend oranlarýna göre sýnýflamasý (Streckeisen, 1976).

134 100 O 90 Dunit Lerzolit 40 Olivin - Vebsterit 10 Opx Ortopiroksenit Vebsterit Klinopiroksenit Cpx Ultramafititlerin Olivin - ortopiroksen - klinopiroksen oranlarýna göre sýnýflamasý (Streckeisen, 1976).

135 Mafik mineral içeriği % 90 dan az olanlar ise içerdiği K, A, P ve F oranlarına göre sınıflandırılır. Bu sınıflama mineral parajenezinden de (serbest/birincil kuvars ve diğer SiO 2 polimorfu mineraller ile feldisapatoyid gurubu mineraller birlikte bulunmazlar) hemen anlaşılacağı gibi kendi içinde iki farklı sınıflamadır. K - A - P sınıflaması A - P - F sınıflaması Bu sınıflamalar yaygın olarak kullanılan Streckeisen (1976 ve 1979) sınıflamalarıdır.

136 90 Q 1a 90 Magmatik kayaçların modal mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılmaları (Streckeisen, 1976, 1979). 1b Bölge Derinlik kayacı Yüzey kayacı A a 3b P 1a: 1b: 2: 3a: 3b: 4: 5: 6: 7: 8: 9: 10: 11: 12: 13: 14: 15: Kuvarsolit Kuvars granodiyorit AF Granit.... AF Riyolit Siyenogranit. Riyolit Monzogranit Riyolit Granodiyorit Riyodasit Tonalit.. Dasit AF Siyenit... AF Trakit Siyenit... Trakit Monzonit... Latit Monzodiyorit/Monzogabro. Latibazalt/latiandezit Gabro/Diyorit/Anortozit. Bazalt / andezit Foid Siyenit... Fonolit Foid Monzosiyenit Tefritik fonolit Foid Monzodiyorit / Monzogabro. Fonolitik tefrit Foid Diyorit/Foid gabro Tefrit / bazanit Foidolit. Foidit a b c F

137 1.a. Açık renkli bileşen olarak Kuvars - Feldispat ve Feldispatoyid içeren plütonik kayaçlar (QAPF)

138

139 Granit

140 Mantle Fractionates 2. Pre-plate Collision 3. Post-collision Uplift 4. Late-orogenic 5. Anorogenic 6. Syn-collision 7. Post-orogenic : Ýdiþdaðý : Hýrkadaðý R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti)

141 LEVHA TEKTONİĞİ VE MAGMATİZMA Levhalar, kabuk ve üst mantoyu oluşturan litosfer parçalarıdır. Bunlardan en önemlileri; Avrasya, Afrika, Hindistan-Avustralya, Pasifik, Antartika, Kuzey ve Güney Amerika levhalarıdır. Bunlardan Pasifik Levhası tamamen okyanusal; diğerleri ise, kısmen kıtasal kısmen de okyanusal karakterlidir. Litosfer; kıtasal bölgelerde yaklaşık 225 km, okyanuslarda ise yaklaşık 75 km kalınlığa erişmekte olup, plastik özellikteki astenosfer üzerinde hareket etmektedir. Levhaların bu hareketleri üst mantoda gelişen konveksiyon akımları na bağlıdır. Levha hareketleri, yer kabuğunda önemli yapısal değişimlere ve magmatik faaliyetlere yol açmaktadır.

142

143 AKTİF LEVHA KENARLARI

144 Komşu iki levhanın bir birine göre olan bağıl hareketleri ile ilişkili olarak 3 değişik levha sınırı tanımlanmıştır. 1.Uzakla Uzaklaşan an levha sınırlars rları, 2.Yakla Yaklaşan an levha sınırlars rları, 3.Transform faylı sınırlar (bir birinin yanından ndan kayarak hareket eden levha sınırlars rları)

145

146 Levhaların yapısal konumlarına ve hareketlerine bağlı olarak ortaya çıkan magmatik faaliyetlerin gelişme ortamlarını 4 grup altında toplamak mümkündür. 1. Bir birinden uzaklaşan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) gelişen magmatizma 2. Okyanusal levhaların iç bölgelerinde gelişen magmatizma 3. Yaklaşan levha sınırlarında (aktif kıta kenarları ve ada yayları) gelişen magmatizma 4. Kıtasal levhaların iç bölgelerinde gelişen magmatizma (kıtasal örtü bazaltı bölgelerini, kıtasal rift bölgelerini, rift bölgeleri ile ilişkili olmayan alkali magmatizmayı kapsamaktadır).

147 Magma Olusumu 1. Okyanus Ortasi Sirtlar 2. Kita Ici Riftler 3. Ada Yaylari 4. Aktif Kita Kenarlari 5. Yay Ardi Havzalar 6. Okyanus Ada Bazaltlari 7. Kita Ici Aktivite kimberlitler, karbonatitler, anortozitler...

148

149

150

151 1. Uzaklaşan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) gelişen magmatizma OOS bölgesinde oluşan volkanikler toleyitik bazalt bileşimli olup, MORB (okyanus ortası sırt bazaltları) olarak tanımlanır. Örneğin, Atlantik Okyanusunda, tabanda büyük bir yükselti oluşturarak yaklaşık K-G doğrultusunda uzanan çatlak sistemi, K İzlanda da deniz yüzeyine çıkmakta olup; olivin-toleyid karakterde bir volkanik faaliyet göstermektedir. MORB, km derinlikte üst mantoya ait spinel lerzolitlerin kısmi ergimesinden türemiştir. MORB olarak tanımlanan, yoğunluğu peridoditlere göre daha düşük olan bu magma, yukarı doğru yükselerek magma odalarında birikmektedir. Aynı magma, farklılaşma ve kristalleşme süreçleri ile intrüzif özellikli gabro, üstünde dayk sistemi ve en üsttede okyanus tabanına yayılan yastık yapılı lavları oluşturmaktadır.

152 Okyanusal Kabuk ve Ust Manto Yapisi Tipik Ofiyolit Figure Lithology and thickness of a typical ophiolite sequence, based on the Samial Ophiolite in Oman. After Boudier and Nicolas (1985) Earth Planet. Sci. Lett., 76,

153

154 2. Yaklaşan an levhalarının n sınırlars rlarında gelişen en magmatizma Adayaları ile ilişkili magmatik faaliyetlerin başlangıcında bazaltik andezit bileşiminde adayayı toleyitleri olarak adlanan kayaçlar oluşur. Bunlar MORB a göre silisçe daha zengindir. Mafik mineral içerikleri ise, daha azdır. Magmatizmanın ileri aşamalarında, kalkalkali seriye ait plütonik ve volkanik kayaçlar oluşur. Bazalt veya andezit > dasit > riyodasit > riyolit şeklinde gelişen bu magmatik farklılaşma derinlik ile ilişkilidir. Dalma/batma zonunun bulunduğu kıtasal levha kenarlarına yerleşen plütonik kayaçlar, daha çok I-tipi granitoyid türüdür. Sedimanter kayaçların kısmi ergimesi ile oluşan ve Al 2 O 3 çe zengin olan S-tipi granitoyidler ise, kıtasal levha kenarlarına uzak bölgelerde yer alırlar. Adayayları yakınlarında ise, nispeten daha az oranda üst manto kökenli M-tipi granitoyidler bulunur.

155 3. Kıtasal K levhalarının n içi bölgelerinde gelişen en magmatizma Nispeten duraylı kıtasal levhalardaki büyük kırık zonlarından çok büyük miktarlarda toleyitik bazalt çıkmaları gerçekleşmektedir. Plato bazaltları veya örtü bazaltları bu bazalt akıntıları 15 km kadar bir kalınlık gösterebilir. Bu kıtasal toleyitik bazaltlar, OOST ne göre daha alkalidir; Ti ve P içerikleri de yüksektir. Kıtalarda horst-graben oluşumlarına yol açan büyük kırık sistemlerine bağlı olarak daha çok alkali karakterde olduğu saptanan bir magmatik faaliyet ile gelişmektedir. Üst manto derinliklerinden türeyen magmanın niteliği ve kabuktaki yerleşme aşamalarında geçirdiği magmatik farklılaşma süreçleri değişik kayaç gruplarının oluşumuna neden olmaktadır. Bu şekilde alkali olivin bazalt karakterli magmadan > trakit ve > alkali riyolitler; olivinnefelinitik magmadan > fonalit ve > nefelinitler oluşabilir. Kabuğun derinlerinde de alkali plütonikler oluşur. Kıtasal kabuktaki levha içi magmatizmanın diğer diğer bir tüt olan alkali magmatizma çok derinlere kadar ulaşan kırık sistemleri ile ilişkili kanallara bağlı olarak gelişmektedir.

156 Rosavel (İspanya) Blue Pearl (Norveç)