Mineraloji ve Petrografi Mineraloki - Petrografi ( Magmatik Petrografi ) M M İ İ NERALOJ NERALOJ İ İ - - PETROGRAF PETROGRAF İ İ (Jeofizik M (Jeofizik M ü ü hendisli hendisli ğ ğ i B i B ö ö l l ü ü m m ü ü ) ) MAGMAT MAGMAT İ İ K PETROGRAF K PETROGRAF İ İ Ders Sorumlusu Prof. Dr. Sabah YILMAZ ŞAH İNMineral: Mineral: Do ğal olarak olu şan, katı, homojen, genellikle inorganik, oldukça düzenli atom dizilimine ve belirli bir kimyasal bile şime sahip olan maddelere mineral denir. Kaya Kayaç ç: : Bir veya birden fazla tür mineralden, kayaç parçasından, organizma kalıntısından (fosil) veya bunlarının de ği şik oran ve kombinasyonlarda bir araya gelmesi ile olu şmaktadır. Kendi içinde bir bütünlük gösteren, yer yuvarının katı kesimlerini olu şturan jeolojinin en temel birimidir Ba şka bir ifade ile, birden fazla mineralden olu şan, belli bir jeolojik bütünlü ğü olan, katı, do ğal maddelere kayaç denir.Petrografi: Petrografi: Petro- kayaç -graph; bilim Sözcük anlamı olarak kayaç bilimi olarak ifade edilen, konusu kayaçlar olan bir bilim dalıdır. Kayaçların, mineralojik bile şimlerini, yapısal ve dokusal özelliklerini inceleyen, kayaçları olu şum ko şullarına / şekillerine, kimyasal ve mineralojik bile şimlerine ve yapı/doku ili şkilerine göre tanımlamaya ve adlandırmaya çalı şan bir bilim dalıdır. Yani tanımsal’dır. Petroloji: Kayaçların olu şumları ile ilgili tüm sorunların açıklanması, çe şitli kayaç türlerinin zaman ve mekan bakımından birbirleri ile olan ili şkilerinin ortaya çıkarılması ise yorumsal bir bilim dalı olan petroloji petroloji’nin ödevidir. Petrojenez ise, kayaçların kökenini inceleyen bilim dalıdır. Petrografi B Petrografi B ö ö l l ü ü m m ü ü n n ü ü n Konular n Konular ı ı ? ? Magmatik Petrografi, Magmatik Petrografi, ? ? Metamorfik Petrografi, Metamorfik Petrografi, ? ? Sedimanter Sedimanter petrografi petrografi ? ? Laboratuar k Laboratuar k ı ı sm sm ı ı nda ise, ilgili kaya nda ise, ilgili kaya ç ç lar lar ı ı n n makro el makro el ö ö rneklerinin petrografik rneklerinin petrografik tan tan ı ı mlamas mlamas ı ıYERKABU YERKABU Ğ Ğ UNDA KAYA UNDA KAYA Ç Ç LAR LAR ? ? Magmatik kaya Magmatik kaya ç ç lar lar - - pl pl ü ü tonik tonik / / intr intr ü ü zif zif /sokulum/derinlik /sokulum/derinlik - - volkanik/ volkanik/ extr extr ü ü zif zif /p /p ü ü sk sk ü ü r r ü ü k/y k/y ü ü zey zey - - subvolkanik subvolkanik / / subpl subpl ü ü tonikdamar tonikdamar / / yar yar ı ı derinlik derinlik ? Metamorfik/ba şkala şım kayaçlar ? Sedimanter/tortul/tabakalı kayaçlarKaya Kaya ç ç lar lar ı ı n yerkabu n yerkabu ğ ğ unda bulunu unda bulunu ş ş oranlar oranlar ı ı ; ; ? ? Hac Hac ı ı m olarak; m olarak; - - Magmatik ve metamorfik kaya Magmatik ve metamorfik kaya ç ç lar % 95, lar % 95, - - Sedimanter Sedimanter kaya kaya ç ç lar % 5, lar % 5, ? ? Yery Yery ü ü z z ü ü nde kaplad nde kaplad ı ı klar klar ı ı alan olarak; alan olarak; - - Magmatik ve metamorfik kaya Magmatik ve metamorfik kaya ç ç lar % 25, lar % 25, - - Sedimanter Sedimanter kaya kaya ç ç lar % 75, lar % 75,Volkanlar ve volkanik kaya Volkanlar ve volkanik kayaç çlar larGranit Magmatik derinlik kaya Magmatik derinlik kayaç çlar ları ıKaya Kaya ç ç Ç Ç evrimi ( evrimi ( Rock Rock Cycle 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. GENEL KAYAÇ SINIFLAMASI I. MAGMAT İK KAYAÇLAR II. SED İMANTER KAYAÇLAR III. METAMORF İK KAYAÇLAR 1. Derinlik Kayaçları (Plütonik kayaçlar, intrüzif kayaçlar) (tamamen kristalli - kristalin) 1. Kırıntılı Sedimanter Kayaçlar 1. Yersel Metamorfik Kayaçlar (Yapısal-dokusal özellik, mineral içeri ği ve metamorfizma derecesine göre adlanır) ?Yönlü doku gösteren kayaçlar ?Yönlü doku göstermeyen kayaçlar ve ?Kurallı adlanan kayaçlar ?Kuralsız adlanan kayaçlar 2. Yüzey Kayaçları (Volkanik kayaçlar, ekstrüzif kayaçlar) (Kristal, kristal + volkan camı, volkan camı) Tane boyu (mm) Epiklastik Sedimanter Kayaçlar Proklasti k Sedimant er Kayaçlar Karbonatlı Kırıntılı Sedimanter Kayaçlar > 64 Blok Lapilli 3. Yarı derinlik Kayaçları (Damar kayaçları) (tamamen kristalli - kristalin) 2 – 64 Çakılta şı / bre ş (Konglomera, rudit) Aglomer a Kalsirudit 2. Bölgesel Metamorfik Kayaçlar (Yapısal-dokusal özellik, mineral içeri ği ve metamorfizma derecesine göre adlanır) ?Yönlü doku gösteren kayaçlar ?Yönlü doku göstermeyen kayaçlar ve ?Kurallı adlanan kayaçlar ?Kuralsız adlanan kayaçlar 0.0625 –2 Kumta şı (Arenit) Tüf Kalkarenit 0.002 – 0.0625 Siltta şı < 0.002 Kilta şı (Lutid) İnce taneli Tüf Kalsilutid 2. Kırıntılı Olmayan (Kimyasal-Biyokimyasal) Sedimanter KayaçlarYerk Yerk ü ü renin Genel Yap renin Genel Yap ı ı s s ı ı ve Yerkabu ve Yerkabu ğ ğ u u Yerkürenin bile şimi ve katı olan dı ş kabu ğunun altında malzeme hakkında genel bilgiler özellikle magmatik kayaçların incelenmesi ile elde edilmi ştir. •- Jeolojik arazi gözlemleri, •- Deprem dalgalarının yerkürede yayılma hızlarının analizi ve jeofizik yorumlamalar, • - Laboratuvarlarda do ğadaki ko şullara benzer ko şullar yaratılarak yapılan deneysel çalı şmalardan elde edilen veriler, yerkürenin yapısının ve olu şumunun anla şılmasına büyük katkılar sa ğlamı ştır. Basit bir yakla şımla yerküreyi çok büyük bir magmatik kütle olarak kabul etmek mümkündür. Dı ş kısmında çok ince bir kabuk, bu kabu ğun altında da çok yüksek sıcaklı ğa sahip magma bulunmaktadır.Yerküre dı ştan içe do ğru; • kabuk, • manto ve • çekirdek Kabuk, Kabuk, yeryüzünden “Moho Kesiklilik Yüzeyi”ne kadar devam etmekte ve birbirinden farklı kalınlıklara sahip k kı ıtasal kabuk tasal kabuk (yakla şık 25-75 km kalınlıkta) ve okyanusal okyanusal kabuk kabuk (yakla şık 5-7 km kalınlıkta) şeklinde tanımlanmaktadır. Katı olan kabuk jeolojik tarihçe boyunca atmosferik olaylardan (erozyon, bozunma vb.) metamorfik süreçlerden etkilenmi ş ve ilk olu ştu ğu bile şimden farklı bir bile şim kazanmı ştır. Kabuk altında yakla şık 400 km derinli ğe kadar uzanan ü üst st manto manto yer almakta, üst mantodan da 400-900 km arasında kalınlı ğa sahip bir “geçi ş zonu” ile yakla şık 2900 km’ye kadar uzanan alt alt manto manto’ya geçilmektadir. Ç Çekirdek, ekirdek, 2900-5080 km arasında “dı ş çekirdek” ve 5080-6376 km arasında “iç çekirdek” şeklinde adlandırılmaktadır.? ? A A- -Mohorovic Mohorovic s sü üreksizli reksizli ğ ği i ? ? B B- -Gutenberg Gutenberg “ “ ? ? C C- -Lehman Lehman “ “Şekil 1 bKıtasal kabuk Oksit Yüzde SiO2 60.6 Al2O3 15.9 CaO 6.4 MgO 4.7 Na2O3 . 1 Fe as FeO 6.7 K2O1 . 8 TiO2 0.7 P2O5 0.1 Element Miktar Bile şik 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 Mantonun ortalama kimyasal bile Mantonun ortalama kimyasal bile ş şimi imiOkyanusal Okyanusal kabuk kaya kabuk kaya ç ç lar lar ı ıŞekil 1 cYery Yery ü ü z z ü ü ndeki b ndeki b ü ü y y ü ü k ve k k ve k üçü üçü k levhalar k levhalarPetrografinin Petrografinin Ç Ç al al ı ş ı ş ma Y ma Y ö ö ntemleri ntemleri ? ? Arazi Arazi ç ç al al ı ş ı ş malar malar ı ı ? ? Laboratuvar Laboratuvar ç ç al al ı ş ı ş malar malar ı ıKaya Kaya ç ç Yap Yap ı ı c c ı ı mineraller mineraller A. AÇIK RENKL İ M İNETRALLER (FELS İK) 1. Kuvars grubu: kuvars, tridimit, kristobalit 2. Feldispatlar; -Alkali feldispatlar: Alkali Feldispatlar (ortoklaz, sanidin, mikroklin, pertit, anortoklaz, albit (%An=0-5) -Plajiyoklaz: Plajiyoklaz (%An=95-100 arasında olan türleri) skapolit 3. Feldispatoyidler: Feldispatoyidler (lösit, psödolösit, nefelin, kankrinit, sodalit, haüyn, analsim vb…) B. KOYU RENKL İ M İNERALLER (MAF İK) 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. Di ğer mineraller (% 1 den daha az bulunan aksesuar mineraller, apatit, zirkon, MAGMAT MAGMAT İ İ K PETROGRAF K PETROGRAF İ İ ? ? Magma nedir? Magma nedir? Yunanca “hamur” anlamına gelen magma, yerkabu ğunun derin kısımlarında bulunan, çok karmaşık bir kimyasal bile şime ve jeolojik bütünlü ğe sahip, çok yüksek sıcaklık ve basınç altında bulunan bir moleküler çözelti şeklinde tanımlanır.MAGMAT İK KAYAÇLARIN OLU ŞUMU Magma ve Özellikleri Birincil magmanın, üst mantoda geli şen kısmi erime süreçleri ile ili şkili olarak olu ştu ğu kabul edilmektedir. De ği şik gözlemlere, incelemelere dayanarak ve basit bir yakla şımla magmanın, yeryüzünde geni ş alanlar kaplayan bazalt ve bunun kar şıtı plütonik kayaç olan gabronun kimyasal bile şimine benzer bir bile şime sahip oldu ğu sonucuna varılmı ştır. Magma bile şiminin tam olarak saptanması mümkün de ğildir. Ancak magmanın katıla şmışş ekli olan kayaçların kimyasal analizi ile magma bile şimi hakkında bir fikir edinilebilir.Magma sıcaklı ğını da do ğrudan do ğruya saptamak mümkün de ğildir. Volkanlarda, lav göllerinde yapılan direkt ölçümlerle 800-1200 0 C arasında de ği şen sıcaklıklar bulunmu ştur. Ancak derinlerde magma sıcaklı ğının daha az olması gerekti ği de ifade edilmektedir. Magma sıcaklı ğı, indirekt yolla ve “ “jeolojik termometre jeolojik termometre” ” adı verilen bazı mineraller yardımı ile de saptanabilir. Magmanın viskozitesi do ğrudan do ğruya kimyasal bile şimi ve sıcaklı ğı ile ilgili bir özelliktir. Bazik magmanın dü şük, asit magmanın yüksek bir viskoziteye sahip oldukları jeolojik incelemelerle saptanmı ştır. Bazik lavlar son derece akıcıdır; örne ğin Hawai’de yamaç e ğimi 2 o olan bir da ğ ete ğinde lavların 400 metre/saat, di ğer bir yerde 16 km/saat gibi bir hızla aktıkları saptanmı ştır. Asit lavlar ise çok yava ş bir şekilde akarlar veya bir akma hareketi göstermeyecek kadar viskosturlar. Magma bile şiminin tam olarak saptanması mümkün de ğildir. Ancak magmanın katıla şmışş ekli olan kayaçların kimyasal analizi ile magma bile şimi hakkında bir fikir edinilebilir. ? Kayaçların kimyasal bile şiminde 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 de ğerlendirilmektedir. SiO2 yüzdesi Asidik magmalar > % 66 Nötr (ortaç) magmalar % 66-52 Bazik magmalar % 52-45 Ultrabazik magmalar < % 45 Asidik magmaların (SiO2 oranı % 66’dan fazla) viskozitesi yüksektir ve çok a ğır akarlar. Buna kar şın bazik magmalar (SiO2 oranı % 52-45 veya daha az) daha akıcıdırlar. Magma Magma Olusum Olusum Ortamlar Ortamlar ı ı 1. 1. Okyanus Okyanus Ortasi Ortasi Sirtlar Sirtlar 2. 2. Kita Kita Ici Ici Riftler Riftler 3. 3. Ada Ada Yaylari Yaylari 4. 4. Aktif Aktif Kita Kita Kenarlari Kenarlari 5. 5. Yay Yay Ardi Ardi Havzalar Havzalar 6. 6. Okyanus Okyanus Ada Ada Bazaltlari Bazaltlari 7. 7. Kita Kita Ici Ici Aktivite Aktivite ? ? kimberlitler kimberlitler, , karbonatitler karbonatitler, , anortozitler anortozitler... ...Magmanın Katıla şma Evreleri Magmanın katıla şması/kristalle şmesi oldukça karma şık bir süreçtir. Kayaçların ve minerallerin gösterdikleri yapısal / dokusal özelliklerin incelenmesi ile magmadaki kristalle şme sırası hakkında bilgi edinilebilir. Magmadan ilk kristalle şen mineraller yüksek sıcaklıklarda ve uçucu bile şen bakımından fakir bir magmadan itibaren olu şurlar. Bu minerallere “ “pirojenetik pirojenetik mineraller mineraller” ” adı verilmektedir. Bazik bile şimli magmatik kayaçları olu şturan olivin, piroksen, Ca-plajiyoklaz gibi bu pirojenetik minerallerin ayrılması ile arta kalan magma H 2 O ve di ğer uçucu bile şenler bakımından giderek zenginle şecektir. Magmanın bu kısmından da bile şiminde hidroksil bulunan ve alkalilerce zengin amfibol, mika, gibi “ “hidrojenetik hidrojenetik mineraller mineraller” ” ayrılacaktır.Magmanın katıla şma/kristalle şme evreleri; Sıcaklık ve uçucu bile şenlerin miktarına ba ğlı olarak; 1. Ortomagmatik evre: Magmatik kayaçların olu ştu ğu evredir. Bu evredeki ilk kristalle şmelerle (1200-900 o C) pirojenetik mineraller ayrılır; peridotit piroksenit, gabro gibi ultrabazik-bazik bile şimli plütonik kayaçlar ve ayrıca kromit, ilmenit gibi mineraller içeren ekonomik de ğere sahip maden yatakları olu şur. Sıcaklı ğın daha da dü şmesi ile (900-700 o C) hidrojenetik mineraller ayrılır ve böylece ortaç ve asit bile şimli, diyorit, siyenit, granit gibi plutonik kayaçlar olu şur.2. Pegmatitik evre: Gaz basıncının giderek yükseldi ği, sıcaklı ğın 700- 500 o C arasında oldu ğu evredir. Ortomagmatik evreden artakalan tüketilmi ş magma uçucu bile şenler bakımından oldukça zenginle şmi ştir. Sıcaklık hala yüksek, muhtemelen 700-500 o C arasındadır. Magmanın iç basıncının üstteki kayaç kütlelerinin uyguladı ğı hidrostatik basınçtan daha yüksek olması halinde uçucu bile şenler gaz ve buhar şeklinde magmadan ayrılır; kayaç kütlelerinde mevcut veya açtıkları kırık ve çatlaklardan kaçarak yeryüzünde bazen patlamalar şeklinde gaz püskürmelerine veya di ğer volkanik faaliyetlere yol açarlar. Bu ani geli şen basınç azalması olmadı ğı takdirde 700 o Ca l t ında son derece akıcı ve hareketli olan çözeltiler gerek çevre kayaçların gerek önceden katıla şmı ş magmatik kayaçların çatlaklarına girerek pegmatitleri ve di ğer damar kayaçlarını olu ştururlar. Bunların yanı sıra çok büyük ekonomik de ğere sahip turmalin, topaz, beril v.b. gibi mineraller ile Sn, U, Th içeren ender cevher yatakları olu şur. 3. Pn Pnö ömatolitik matolitik evre: evre: Magmanın katıla şma sürecinde gaz basıncının en yüksek oldu ğu evre olup, sıcaklık 500-400 o C dir. Bu evrede özellikle su bakımından zengin çözeltiler, çevre kayaçların içine büyük bir basınçla girerek onları geni ş ölçüde de ği şime u ğratırlar. Çevre kayaçların bile şimini de ği ştirecek şekilde bir madde getiriminin oldu ğu bu evrede metasomatizma etkin bir süreçtir. Bu evrede ba şlıca Sn, Wo, Mo, Pb, Cu, Au, Ag cevher damarları, turmalin, topaz gibi mineraller olu şur.4. Hidrotermal Hidrotermal evre: evre: Sıcaklık ve gaz basıncının çok azaldı ğı bu evrede çözeltiler çevre kayaçlardaki çatlak ve bo şluklara kolayca girer; buralarda yeni mineraller olu şturur veya kayaçtaki bazı mineralleri ornatarak mineralojik bile şiminin de ği şmesine neden olurlar. Bu evrede olu şan maden yatakları, özellikle Au, Ag, Cu, Zn, Kısmen U, Sb, As, Bi, Fe içeren cevher yatakları büyük ekonomik de ğere sahiptir. Etkili sıcaklık derecelerine göre bu evreyi; katatermal katatermal (400 (400- -300 300 o o C C), ), mezotermal mezotermal (300 (300- -200 200 o o C C), ), epitermal epitermal (200 (200- -100 100 o o C C) ve ) ve teletermal teletermal (<100 (<100 o o C C) ) şeklinde alt evrelere ayırmak mümkündür.Magmaların Katıla şma Süreçleri Ba şlangıçta belirli ve homojen bir bile şime sahip “ana magma” katıla şma süreci içinde, farklı bile şimdeki magmatik kayaçların olu şumuna yol açacak şekilde bile şimsel de ği şikliklere u ğramaktadır. Ana magmanın bile şiminde de ği şikliklere neden olan ve jeolojik tarihçe içinde tek bir magmatik faaliyete ba ğlanabilen de ği şik türde magmatik kayaçların katıla şmasına yol açan magmatik süreçler, 1. Magmatik farkl 1. Magmatik farklı ıla la ş şma ma 2. 2. Ö Öz zü ümleme mleme 3. Magmalar 3. Magmaları ın kar n karı ş ı şmas ması ı şeklinde üç büyük grup altında toplanmaktadır.1. Magmatik Farklıla şma Bu süreç dört alt süreci kapsar. Bunlar •Likuasyon, •Fraksiyonel kristalle şme, •Uçucu bile şenlerin etkisi/gazla ta şınma ve •Termogravitasyonel diffüzyon alt süreçleridir. Likuasyon, birbiri ile tam olarak karı şamayan iki sıvı arasında yo ğunluk farkı varsa, hafif olan sıvının damlalar halinde ayrılarak yukarı do ğru çıkması ve üstte toplanması gerekir. Buna göre magmanın katıla şmaya ba şlamadan önce fiziksel olarak, su ve ya ğın birbirinden ayrılmasına benzer şekilde, farklı bile şimdeki kısımlara ayrılması mümkün olabilir. Gazla Ta şınma, Gazların/uçucu bile şenlerin basınç azalmasına ba ğlı olarak magma odasının bir kısmından kaçarak ba şka bir kısmında birikmesi/toplanması, bu esnada bazı elementleri de beraberinde sürüklemesi ve böylece magma odası içinde de ği şik bile şime sahip bölümlerin ortaya çıkmasına neden olan bir süreçtir.Termogravitasyonel diffüzyon, magma kütlesinde so ğumaya ba ğlı olarak geli şen sıcaklık farklılıklarından dolayı bazı elementlerin hareketlilik kazanarak (diffüzyon ile) di ğerlerinden ayrılması ve böylece magmada farklı bile şime sahip kısımların ortaya çıkması şeklinde tanımlanabilen bir süreçtir. Fraksiyonel Kristalle şme, magmatik farklıla şma süreçleri içerisinde en önemlisidir. Silikat eriyikleri üzerinde yapılan deneysel çalı şmalarda elde edilen kristalle şme özelliklerine dayanılarak getirilmi ştir. Bu kavram “magmanın belirli ve tek bir sıcaklık derecesinde kristalle şmedi ği / katıla şmadı ğı, kristalle şmenin bir sıcaklık aralı ğı içinde cereyan etti ği ve meydana gelen minerallerin, magma odasında farklı kesimlerde birikerek uzakla şması / temasının kesilmesi ile magma bile şiminin sürekli de ği şmesi” görü şüne dayanmaktadır.Oluşan mineraller ile magma arasındaki reaksiyon herhangi bir nedenle kısmen veya tamamen kesilirse/önlenirse bu takdirde bir fraksiyonel kristalle şmeden söz edilir. Kristalle şen minerallerin magmadan devamlı olarak ayrılması/uzakla ştırılması ile magmanın bileşimi de devamlı olarak de ği şecek ve sonuçta magmanın ba şlangıçtaki bile şiminden çok farklı bile şimde kayaç grupları olu şabilecektir; Örne ğin bazaltik bile şimdeki bir magmadan gabro, diyorit, siyenit ve granit gibi kayaçların olu şumu mümkün olabilecektir.Fraksiyonel Fraksiyonel kristalle kristalle ş şmede kristallerin eriyikten fiziksel mede kristallerin eriyikten fiziksel olarak ayr olarak ayrı ılmalar lmaları ın nı ı sa sa ğ ğlayarak kristal ile eriyik layarak kristal ile eriyik aras arası ındaki reaksiyonlar ndaki reaksiyonları ı ö önleyen birka nleyen birkaç ç s sü üre reç ç vard vardı ır; r; 1. 1. Kristal birikimi, Kristal birikimi, 2. 2. Bas Bası ın nç çla filtrelenme, la filtrelenme, 3. 3. Zonlanma Zonlanma/ /mantolanma mantolanmaBowen Bowen reaksiyon serisi ( reaksiyon serisi ( Bowen Bowen , 1928) , 1928)Bowen Bowen reaksiyon serisi ( reaksiyon serisi ( Bowen Bowen , 1928) , 1928)Denge Kristalizasyonu Kristalle şen minerallerin magma ile temasının kesilmemesi ve magma içinde kalmaları halinde minerallerin bile şimleri, magma ile devamlı olarak reaksiyona girmeleri sonucu de ği şecektir. Bu reaksiyonların tam olarak cereyan etmesi halinde magmada bir farklıla şma süreci geli şmeyecek ve magma tamamen katıla şacaktır. Böylece bazaltik bile şimli bir magmadan sonuçta gabro ya da bazalt, granitik bile şimli bir magmadan granit veya riyolit olu şacaktır. Bu olay “denge Kristalle şmesi” olarak tanımlanır. 2. Özümleme Magma içine sokuldu ğu kayaç kütlelerinde, kayaçları olu şturan minerallerin bir veya daha fazlası ile kimyasal dengede olabilirse de, kayaçların tümü ile tam bir denge halinde bulunması genellikle mümkün de ğildir. Bu nedenle magma ve çevre kayaç arasında bazı reaksiyonlar geli şir, magma çevre kayaçtan kopan parçaları eriterek bünyesine alır ve bunun sonucu magmanın kimyasal bile şimi de de ği şir. Magma bile şiminde bu şekilde meydana gelen de ği şiklikleri kapsayan sürece özümleme (asimilasyon) adı verilmektedir.3. Magmaların Birbirleriyle Karı şmaları E şya şlı mafik ve felsik magmaların homojen karı şımı anlamına gelen magma mixing olayında, her iki magma da viskozite özellikleri bakımından “Newtoniyen (sıvı)” davranı ş a şamasında iken karı şmaktadır. Böyle bir karı şım oldukça derinlerde, olasılıkla ilksel magma olu şum ortamlarında gerçekle şmekte ve her iki magma da kendi özelliklerini kaybederek ortaya yeni bir hibrid (melez) magma çıkmaktadır. Di ğer bir deyi şle, daha basite indirgenirse, siyah ve beyaz boyaların aynı kapta karı şmaları sonucunda, ortaya gri renkli bir boyanın çıkması sonucu gibi dü şünülebilir. E şya şlı mafik ve felsik magmaların heterojen karı şımı anlamına gelebilecek olan magma mingling olayında ise, e şya şlı magmalardan mafik olanı viskozite bakımından “Visko-plastik” evrede, felsik olanı ise, “Newtoniyen” evrede iken karı şmaktadırlar. Böyle bir karı şım, 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 yakla şık olarak yuvarla ğımsı-elipsoidal biçimli mafik magma damlacıkları/kabarcıkları şeklinde yorumlanabilecek olan mikrogranüler dokulu mafik magmatik enklavları (MME) olu şturmaktadır. Böyle bir karı şım sırasında, mafik magma ile felsik magma arasında birtakım element/kristal göçü olmakla birlikte, özellikle mafik magma damlacıkları/kabarcıkları kendi fiziksel-kimyasal özelliklerini geni ş ölçüde korumaktadır. Di ğer bir deyi şle, beyaz ve siyah renkli boyaların bir kapta karı ştırılmaları sonucunda; siyah boyanın, beyaz boya içinde, kendi özelliklerini koruyarak siyah renkli damlacıklar/kabarcıklar şeklinde görülmesi olarak açıklanabilir.MINGLING MIXING TERMAL MEKAN İK VE K İMYASAL DEĞİ ŞİMLER İN B İRL İKTELİĞ İ YO Ğ UN MEKAN İK DEĞİ ŞİMLER VE SINIRLI TERMAL VE K İMYASAL DEĞİ ŞİMLER MEKAN İK DEĞİ ŞİMLER K İMYASAL DEĞİ ŞİMLER TERMAL DEĞİ ŞİMLER SICAKLIK VE B İLEŞİM ZITLIKLARI MAGMA S İSTEM İN İN D İNAMİĞ İ B İR MAGMA S İSTEM İNDE E ŞYA ŞLI (COEVAL) FELS İK VE MAF İK MAGMALAR HOMOJEN H İBRİD KAYAÇLAR KAYAÇLARDAK İ HETEROJEN İTELER İN DEĞİŞİK T İPLER İ Dinamik bir magma sisteminde e şya şlı felsik ve mafik magmalar arasında meydana gelen farklı de ği şim tipleri ve bu magmaların etkile şimi ile meydana gelen homojen magma karı şımı (magma mixing) ve heterojen magma karı şımı (magma mingling) süreçleri (Barbarin ve Didier, 1992). E şya şlı mafik ve felsik magma sistemlerinin vizkozite özelliklerine göre etkile şim tipleri ve ortaya çıkan ürünler. Mafik Magma Sisteminin Viskozite Özelli ği Felsik Magma Sisteminin Viskozite Özelli ği Karı şımT i pi 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 daykMagmatik Kayaçların Jeolojik BulunuşŞ ekilleri İNTRÜZ İF/SOKULUM/PLÜTON İK KAYAÇLAR 1. Çevre kayaçlar ile uyumlu/konkordan Kütleler • Sil • Lakolit • Lapolit • Fakolit 2. Çevre kayaçlar ile uyumsuz/diskordan Kütleler • Dayk • Batolit EXTRÜZ İF/YÜZEY/VOLKAN İK KAYAÇLAR 1. Lav akıntısı • Örgü lavları • Blok lavlar • Yastık lavlar • Sütun lavMagmatik Kaya Magmatik Kaya ç ç lar lar ı ı n Jeolojik Bulunu n Jeolojik Bulunu ş ş Ş Ş ekilleri ekilleri Magmatik kaya Magmatik kayaç çlar magman lar magmanı ın yerkabu n yerkabu ğ ğunda unda ç çe e ş şitli s itli sü üre reç çler ler sonucu kat sonucu katı ıla la ş şmas ması ı ile olu ile olu ş ştuklar tukları ından, g ndan, gö österdikleri sterdikleri ş şekiller de ekiller de magman magmanı ın fiziksel ve kimyasal n fiziksel ve kimyasal ö özelliklerine ve jeolojik ortama ba zelliklerine ve jeolojik ortama ba ğ ğl lı ı olarak de olarak de ğ ği i ş şir. ir. Ö Örne rne ğ ğin magman in magmanı ın yery n yeryü üz zü ünde akmas nde akması ı ve b ve bü üy yü ük alanlar k alanlar kaplamas kaplaması ı magman magmanı ın kimyasal bile n kimyasal bile ş şim ve s im ve sı ıcakl caklı ğı ı ğına g na gö öre de re de ğ ği i ş şen en viskozitesine ba viskozitesine ba ğ ğl lı ıd dı ır. r. Magman Magmanı ın yerkabu n yerkabu ğ ğunda kaya unda kayaç çlar ları ın i n iç çine ine girmesine/sokulmas girmesine/sokulması ına na sokulum( sokulum(intr intrü üzyon zyon) ) denilmektedir.Bunlar denilmektedir.Bunlar ç çevre kaya evre kayaç çlarla ili larla ili ş şkileri ve kileri ve ş şekilleri ekilleri g gö öz zö ön nü üne ne al alı ınmadan genel nmadan genel olarak olarak “ “pl plü üton ton” ” denilmektedir. Sokulumlar de denilmektedir. Sokulumlar de ğ ği i ş şik ik ş şekil ve ekil ve b bü üy yü ükl klü üklerde olabilirler. Bu durum magman klerde olabilirler. Bu durum magmanı ın bile n bile ş şimine, sokulumun imine, sokulumun ç çevre kaya evre kayaç çlarla olan jeolojik/yap larla olan jeolojik/yapı ısal ili sal ili ş şkisine, yani yerkabu kisine, yani yerkabu ğ ğundaki undaki ili ili ş şkisine ba kisine ba ğ ğl lı ı olarak de olarak de ğ ği i ş şebilir. Orojenik b ebilir. Orojenik bö ölgelerdeki magma lgelerdeki magma sokulumlar sokulumları ı b bü üy yü ük k k kü ütleler tleler ou ou ş şruracak ruracak ş şekilde yerkabu ekilde yerkabu ğ ğunun unun ü üst st zonlar zonları ına na kadar kadar ç çı ıkabilir. Bu ortamlarda olu kabilir. Bu ortamlarda olu ş şan sokulumlar an sokulumlar batolitlerdir batolitlerdir. Orojenik olmayan b . Orojenik olmayan bö ölgelerde ise magman lgelerde ise magmanı ın mevcut n mevcut tansiyon tansiyon ç çatlaklar atlakları ı i iç çine dolmas ine dolması ı ile b ile bü üy yü ük k ö öl lç çekte ekte “ “dayk dayk” ” ve ve “ “sil sil” ” olu olu ş şur. ur. Figure 4 Figure 4- -20 20. . Schematic block diagram of some intrusive bodies. Schematic block diagram of some intrusive bodies. Structures and Field Relationships Structures and Field Relationshipsİ İ ntr ntr ü ü zif zif Kaya Kaya ç ç lar lar Bunlar Bunlar ç çevre kaya evre kayaç çlara g lara gö öre re konkordan konkordan ve ve diskordan diskordan durumlar durumlar g gö österebilirler. sterebilirler. 1. 1.Ç Çevre Kaya evre Kayaç çlar lar İ İle le Konkordan Konkordan/uyumlu /uyumlu İ İli li ş şkide Olan K kide Olan Kü ütleler tleler a. Sil ( a. Sil (Sill Sill) ) İ İç çinde bulunduklar inde bulundukları ı kaya kayaç çlar ları ın tabakalanma ve n tabakalanma ve ş şistozite istozite y yü üzeylerine paralel y zeylerine paralel yü üzeylere sahip, levha zeylere sahip, levha ş şekilli magmatik kaya ekilli magmatik kayaç ç k kü ütleleridir. Kal tleleridir. Kalı ınl nlı ıklar kları ı tipik olarak yay tipik olarak yayı ıl lı ımlar mları ına k na kı ıyasla k yasla küçü üçükt ktü ür. r. Yatay, d Yatay, dü ü ş şey veya e ey veya e ğ ğik konumda bulunabilirler ve ik konumda bulunabilirler ve ç çevre kaya evre kayaç çlara lara k kı ıyasla daha gen yasla daha genç çtirler. Bu k tirler. Bu kü ütlelerin olu tlelerin olu ş şmas ması ı i iç çin magma in magma viskozitesinin de az olmas viskozitesinin de az olması ı gerekir (ak gerekir (akı ıc cı ıl lı ğı ı ğın y n yü üksek). ksek). Siller Siller ve lavlar birbirlerinden kolayca da ay ve lavlar birbirlerinden kolayca da ayı ırt edilebilirler. Sil rt edilebilirler. Sil ü üzerindeki tabakaya k zerindeki tabakaya küçü üçük k apofizler apofizler g gö önderir; i nderir; iç çinde inde ç çevre kayaca evre kayaca ait par ait parç çalar bulunabilir ve alar bulunabilir ve ç çevre kaya evre kayaç ç ü üzerinde sahip oldu zerinde sahip oldu ğ ğu s u sı ıcakl caklı ık k nedeniyle baz nedeniyle bazı ı de de ğ ği i ş şiklikler meydana getirdi iklikler meydana getirdi ğ ği g i gö özlenir. Lav zlenir. Lav ak akı ınt ntı ılar ları ın nı ın n ü üst k st kı ıs sı ımlar mları ı ise bol gaz bo ise bol gaz bo ş şlukludur ve lukludur ve ü üstte bulunan stte bulunan ç çevre kaya evre kayaç ç i iç çinde lav ak inde lav akı ınt ntı ıs sı ına ait na ait ç çak akı ıllar ve par llar ve parç çalar bulunabilir alar bulunabilir. . A A- -E E ğ ğik Sil ik Sil ( (dipping dipping sill sill) ) B B- -Yatay sil Yatay sil ( (horizontal horizontal sill sill) ) C C- -D Dü ü ş şey sil ey sil ( (vertical vertical sill sill) )b. b. Lakolit Lakolit ( (Laccolith Laccolith) ) Konkordan Konkordan konumda, mantara benzer bir kesit g konumda, mantara benzer bir kesit gö österen, steren, 1 1- -8 km 8 km ç çap apı ında ve yakla nda ve yakla şı şık k 1000 m kal 1000 m kalı ınl nlı ğ ı ğa a sahip magmatik kaya sahip magmatik kayaç ç k kü ütleleridir. Kesitte tleleridir. Kesitte ü üst y st yü üzeyleri d zeyleri dı ş ı şb bü ükey, alt y key, alt yü üzeyleri ise d zeyleri ise dü üz z veya yakla veya yakla şı şık d k dı ş ı şb bü ükey durumdad key durumdadı ır. r. Sedimanter Sedimanter kaya kayaç çlar i lar iç çinde inde g gö özlenirler. Tektonik etkilerden nispeten az etkilenmi zlenirler. Tektonik etkilerden nispeten az etkilenmi ş ş b bö ölgelerde lgelerde magman magmanı ın yatay veya yataya yak n yatay veya yataya yakı ın konumdaki n konumdaki sedimanter sedimanter kaya kayaç çlar lar i iç çinde yukar inde yukarı ı do do ğ ğru y ru yü ükselirken, direnci y kselirken, direnci yü üksek bir tabaka ile ksek bir tabaka ile kar kar şı şıla la ş şmas ması ı sonucu, magma yanal olarak hareket edecek ve sonucu, magma yanal olarak hareket edecek ve ü üst stü ündeki tabakalar ndeki tabakaları ı zorlayarak bunlar zorlayarak bunları ın kubbe n kubbe ş şeklinde bir eklinde bir g gö ör rü ün nü üm almalar m almaları ına yol a na yol aç çacakt acaktı ır. Magman r. Magmanı ın yanal hareketi sonucu n yanal hareketi sonucu lakolitler lakolitler sillere sillere ge geç çi i ş ş g gö österirler. Genellikle sterirler. Genellikle granitik granitik veya orta veya ortaç ç bile bile ş şimdedirler. Bu bile imdedirler. Bu bile ş şimdeki magma viskozitesinin imdeki magma viskozitesinin bazaltik bazaltik magmadan daha y magmadan daha yü üksek olu ksek olu ş şu nedeniyle u nedeniyle lakolitlerin lakolitlerin yanal yanal devaml devamlı ıl lı ğı ı ğı sillere sillere k kı ıyasla daha azd yasla daha azdı ır. Sokulum esnas r. Sokulum esnası ında nda ç çevre evre kaya kayaç çlar k lar kı ır rı ıl lı ıp par p parç çalan alanı ır ve r ve faylan faylanı ırlar rlar. . c. c. Lopolit Lopolit ( (Lopolith Lopolith) ) Orta k Orta kı ısm smı ı çö çökm kmü ü ş ş/ /ç çukurca ukurca olani olani merceksi merceksi ş şekle sahip, ekle sahip, genellikle genellikle konkordan konkordan, huni , huni ş şeklinde magmatik k eklinde magmatik kü ütlelerdir. tlelerdir. K Kı ıvr vrı ımlanm mlanmı ş ı ş veya hafif k veya hafif kı ıvr vrı ımlanm mlanmı ş ı ş b bö ölgelerde bulunurlar. lgelerde bulunurlar. Kal Kalı ınl nlı ıklar kları ı genellikle geni genellikle geni ş şliklerinin onda veya yirmide biri liklerinin onda veya yirmide biri kadard kadardı ır. r. Ç Çaplar apları ı 10 10- -100 km, 100 km, kal kalı ınl nlı ıklar kları ı da birka da birkaç ç bin metre bin metre olabilir. olabilir. Ç Ço o ğ ğunlukla unlukla mafik mafik- -ultramafik ultramafik bile bile ş şimde imde intr intrü üzif zif k kü ütlelerdir. Bazen farkl tlelerdir. Bazen farklı ıla la ş şma ( ma (diferansiyasyon diferansiyasyon) g ) gö östererek, stererek, yukar yukarı ı do do ğ ğru silis ru silisç çe zenginle e zenginle ş şti ti ğ ği de g i de gö özlenir. zlenir. Ö Önemli olanlar nemli olanlar Sudbury Sudbury ( (Ontario Ontario- -Kanada) ve Kanada) ve Bushveld Bushveld (G (Gü üney Afrika) ney Afrika) sokulumlar sokulumları ıd dı ır r. Bunlar . Bunları ın olu n olu ş şumunda umunda ç çok b ok bü üy yü ük meteor k meteor ç çarpmalar arpmaları ın nı ın da etkili oldu n da etkili oldu ğ ğu da ifade edilmekte olup, u da ifade edilmekte olup, ç çarpma arpma sonucu sonucu ç çarpma b arpma bö ölgesindeki malzemenin kaybolmas lgesindeki malzemenin kaybolması ı ile ani bas ile ani bası ın nç ç azalmas azalması ı, , ç çarpma ile olu arpma ile olu ş şan an ş şok dalgalar ok dalgaları ı ve ve ı ıs sı ıya ba ya ba ğ ğl lı ı olarak olarak yerkabu yerkabu ğ ğunda ve unda ve ü üst mantoda meydana gelen k st mantoda meydana gelen kı ısmi erimeler smi erimeler nedeniyle bu nedeniyle bu ş şekilde bir sokulumun olu ekilde bir sokulumun olu ş ştu tu ğ ğu ifade edilmektedir. u ifade edilmektedir.d. d. Fakolit Fakolit Bunlar k Bunlar kı ıvr vrı ıml mlı ı b bö ölgelerde g lgelerde gö özlenen, zlenen, konkordan konkordan ve ve sintektonik sintektonik, merceksi bir , merceksi bir ş şekle sahip ekle sahip intr intrü üzif zif k kü ütlelerdir. tlelerdir. Antiklinallerin Antiklinallerin ü üst k st kı ıs sı ımlar mları ında, nda, senklinallerin senklinallerin ç çukur k ukur kı ıs sı ımlar mları ında nda bulunurlar. Magman bulunurlar. Magmanı ın k n kı ıvr vrı ımlanma esnas mlanma esnası ında geni nda geni ş şleyen/olu leyen/olu ş şan an bo bo ş şluklar lukları ı doldurmas doldurması ı ile ile fakolitlerin fakolitlerin olu olu ş ştu tu ğ ğu ifade edilmektedir. u ifade edilmektedir. K Kı ıvr vrı ımlanma esnas mlanma esnası ında nda kompotent kompotent tabakalar aras tabakalar arası ında nda inkompotent inkompotent tabakan tabakanı ın kaymas n kayması ı veya veya kompotent kompotent tabakan tabakanı ın birbirine g n birbirine gö öre re kaymalar kaymaları ı ile al ile alç çak bas ak bası ın nç ç b bö ölgeleri veya bo lgeleri veya bo ş şluklar lukları ı olu olu ş şur. ur. Fakolitler Fakolitler genellikle olduk genellikle oldukç ça derin a derin zonlarda zonlarda olu olu ş şurlar ve urlar ve ç çevresi ile evresi ile kesin veya tedrici ge kesin veya tedrici geç çi i ş şli li kontaktlara kontaktlara sahiptir. Kaya sahiptir. Kayaç ç bile bile ş şimi imi de de ğ ği i ş şik olabilir ve y ik olabilir ve yü üzeydeki yay zeydeki yayı ıl lı ımlar mları ı yakla yakla şı şık 10 km dolay k 10 km dolayı ında nda olabilir. olabilir.2. 2. Ç Çevre Kaya evre Kayaç çlar lar İ İle le Diskordan Diskordan İ İli li ş şkide Olan K kide Olan Kü ütleler tleler a. a.Dayk Dayk (Dike) (Dike) Ç Çevre kaya evre kayaç çlar ları ı keser konumda bulunan, y keser konumda bulunan, yü üzeyleri birbirine zeyleri birbirine yakla yakla şı şık paralel; kal k paralel; kalı ınl nlı ıklar kları ı, geni , geni ş şlik ve uzunluklar lik ve uzunlukları ına k na kı ıyasla yasla ç çok ok az olan magmatik kaya az olan magmatik kayaç ç k kü ütleleridir. Kal tleleridir. Kalı ınl nlı ıklar kları ı birka birkaç ç cm ile km cm ile km aras arası ında de nda de ğ ği i ş şir. Do ir. Do ğ ğada bilinen en b ada bilinen en bü üy yü ük k dayka dayka ö örnek olarak rnek olarak Rodezya Rodezya’ ’da kal da kalı ınl nlı ğı ı ğı 4 km, uzunlu 4 km, uzunlu ğ ğu 450 km olan u 450 km olan “ “B Bü üy yü ük k Dayk Dayk” ” verilmektedir. verilmektedir. Birbirine yakla Birbirine yakla şı şık paralel olan k paralel olan ç çok say ok sayı ıda da dayklara dayklara “ “dayk dayk topluluklar toplulukları ı” ” ad adı ı verilmektedir. Bunlar verilmektedir. Bunları ı olu olu ş şumu daha umu daha ö önce nce olu olu ş şmu mu ş ş fay ve fay ve ç çatlak sistemleri ile olabildi atlak sistemleri ile olabildi ğ ği gibi, magma i gibi, magma oca oca ğı ğındaki y ndaki yü üksek bas ksek bası ın nç ç sonucu sonucu ü üstteki kaya stteki kayaç ç k kü ütlerinin tlerinin par parç çalanmalar alanmaları ı ile ortaya ile ortaya ç çı ıkan kan ç çatlaklar da olabilir. I atlaklar da olabilir. I şı şınsal, koni nsal, koni ve ve ç çember ember ş şeklinde geli eklinde geli ş şen en dayklar dayklar g gö özlenirler. zlenirler.Felsik Felsik dayk daykI I şı şınsal nsal dayklar dayklar ( (radyal radyal), ), magmatik k magmatik kü ütlelerin tlelerin ç çevresinde evresinde g gö özlenirler. Merkezden itibaren kilometrelerce uzakl zlenirler. Merkezden itibaren kilometrelerce uzaklı ğ ı ğa kadar a kadar izlenebilirler. izlenebilirler. Ç Çember ember dayklar dayklar (ring dike) ve koni (ring dike) ve koni ş şeklindeki eklindeki dayklar dayklar ( (cone cone sheets sheets), ), y yü ükselmekte olan magman kselmekte olan magmanı ın n ü üst k st kı ısm smı ındaki kaya ndaki kayaç çlara lara yapt yaptı ğı ı ğı bas bası ın nç ç sonucu ortaya sonucu ortaya ç çı ıkan kan ç çatlaklar atlakları ın, magma taraf n, magma tarafı ından ndan doldurulmas doldurulması ı ile meydana gelirler. ile meydana gelirler. Ç Çember ember dayklar daykları ın nı ın n ç çaplar apları ı 6 km civar 6 km civarı ındad ndadı ır; ancak r; ancak ç çap apı ı birka birkaç ç y yü üz metre veya 20 z metre veya 20- -25 km olanlar 25 km olanları ı da mevcuttur. da mevcuttur.b. b. Batolit Batolit ( (batholith batholith) ) Derinlere do Derinlere do ğ ğru giderek geni ru giderek geni ş şleyen ve yery leyen ve yeryü üz zü ünde 100 nde 100 km km 2 2’ ’ den daha geni den daha geni ş ş, yakla , yakla şı şık elips k elips ş şeklinde bir alan kaplayan, eklinde bir alan kaplayan, ç çok ok b bü üy yü ük magmatik kaya k magmatik kayaç ç k kü ütleleridir. tleleridir. Batolitlerin Batolitlerin kenarlar kenarları ı kom kom ş şu u kaya kayaç çlar ları ın do n do ğ ğrultular rultuları ı ile uyumlu olabildi ile uyumlu olabildi ğ ği gibi, kom i gibi, kom ş şu tabakalar u tabakaları ı de de ğ ği i ş şik a ik aç çı ılarda kesti larda kesti ğ ği de g i de gö özlenebilir. zlenebilir. Batolitler Batolitler granitoyitik granitoyitik bile bile ş şime sahiptir. Kenar ime sahiptir. Kenar zonlar zonları ına na do do ğ ğru k ru kı ısmen de smen de ğ ği i ş şik bile ik bile ş şimler imler de g de gö österebilirler. sterebilirler. Batolite Batolite benzeyen, ancak yery benzeyen, ancak yeryü üz zü ünde kaplad nde kapladı ğı ı ğı alan 100 km alan 100 km 2 2’ ’ den den k küçü üçük olan magmatik kaya k olan magmatik kayaç ç k kü ütlerine ise tlerine ise “ “k kü üt tü ük ( k (stock stock) )” ” ad adı ı verilir. verilir. Do Do ğ ğada bilenen en b ada bilenen en bü üy yü ük k batolitler batolitler Kuzey Amerika Kuzey Amerika’ ’da da Alaska Alaska ve ve İ İngiliz ngiliz Kolombiyas Kolombiyası ı aras arası ında uzanan nda uzanan “ “K Kı ıy yı ı S Sı ırada rada ğ ğlar ları ı Batoliti Batoliti ( (Coast Coast Range Range Batholith Batholith) )” ” ö örnek olarak verilebilir. Bu yakla rnek olarak verilebilir. Bu yakla şı şık 1800 k 1800 km uzunlu km uzunlu ğ ğunda, 120 unda, 120- -200 km geni 200 km geni ş şli li ğ ğinde ve 180.000 inde ve 180.000 km km 2 2’ ’ ü üzerinde bir alan kaplayan zerinde bir alan kaplayan batolittir batolittir. . Ekstr Ekstrü üzif zif Kaya Kayaç çlar lar Volkanlardan s Volkanlardan sı ıv vı ı halde lavlar, kat halde lavlar, katı ı par parç çalar halinde t alar halinde tü üfler ve fler ve piroklastik piroklastik maddeler ve gazlar ( maddeler ve gazlar (ç çok miktarda su buhar ok miktarda su buharı ı) ) ç çı ıkar. kar. B Bü üt tü ün s n sı ıv vı ılarda oldu larda oldu ğ ğu gibi lavlar tepe a u gibi lavlar tepe a ş şa a ğı ğı akarlar. akarlar. Bazaltik Bazaltik lavlar 1000 lavlar 1000- -1200 1200 0 0 C C de de ü üst manto s st manto sı ıcakl caklı ğı ı ğına yak na yakı ın n s sı ıcakl caklı ıklarda p klarda pü üsk skü ür rü ürler. Bu lavlar y rler. Bu lavlar yü üksek s ksek sı ıcakl caklı ıklar kları ı ve d ve dü ü ş şü ük k viskoziteleri nedeniyle viskoziteleri nedeniyle ç çok uzak mesafelere akarlar. Lav ok uzak mesafelere akarlar. Lav ak akı ınt ntı ılar ları ın nı ın n satte satte 100 km h 100 km hı ızla zla akalnlar akalnları ı g gö özlenmi zlenmi ş ş olsa bile ancak olsa bile ancak birka birkaç ç km h km hı ızla akanlar zla akanları ı da mevcuttur. da mevcuttur. Felsik Felsik lavlar ise 800 lavlar ise 800- -1000 1000 0 0 C C ler ler aras arası ında p nda pü üsk skü ür rü ür. Y r. Yü üksek ksek viskozitesi nedeniyle akmaya kar viskozitesi nedeniyle akmaya kar şı şı diren direnç çlidirler. Bazaltlara lidirler. Bazaltlara nazaran 10 kat daha yava nazaran 10 kat daha yava ş ş hareket ederler ve sonu hareket ederler ve sonuç çta da ta da genellikle yuvarlak tepe genellikle yuvarlak tepe ş şeklinde eklinde depositler depositler olu olu ş şturur. turur.Lavlar, Lavlar, • •Y Yü üzeysel zeysel bazaltik bazaltik lavlar lavlar • •D Dü üzl zlü ük ( k (Plain Plain) bazaltlar ) bazaltları ı • •Denizlat Denizlatı ı ( (Submarin Submarin) bazaltlar ) bazaltları ı, , ş şeklinde akarlar. eklinde akarlar. 1.Y 1.Yü üzeysel zeysel bazaltik bazaltik lavlar lavlar a. a.Pahoehoe Pahoehoe ve ve aa aa lavlar lavları ı b. b.Flood Flood bazaltlar bazaltları ı Pahoehoe Pahoehoe ve ve aa aa isimleri Hawaii isimleri olup iki ana tip isimleri Hawaii isimleri olup iki ana tip bazaltik bazaltik lav lav ak akı ınt ntı ıs sı ın nı ı birbirinden ay birbirinden ayı ırt etmek i rt etmek iç çindir. indir. Pahoehoe Pahoehoe lavlar lavları ı d dü üzg zgü ün, n, parlak ve bazen urgan ve t parlak ve bazen urgan ve tı ırnak rnak ş şeklindeki y eklindeki yü üzeyleriyle zeyleriyle karakterize olurlar. Buna kar karakterize olurlar. Buna kar şı şın n aa aa lavlar lavları ı ç çok fazla girintili ok fazla girintili ç çı ık kı ınt ntı ıl lı ı (p (pü ür rü üzl zlü ü) ve par ) ve parç çal alı ı y yü üzeylerden olu zeylerden olu ş şmu mu ş ştur. Bu iki lav da tur. Bu iki lav da yayg yaygı ın olarak ayn n olarak aynı ı lav ak lav akı ınt ntı ıs sı ıyla olu yla olu ş şur. ur. Pahoehoe Pahoehoe lavlar lavları ı yoku yoku ş şa a ş şa a ğı ğı akarken akarken aa aa lavlar lavları ına d na dö ön nü ü ş şebilir fakat bunun tam tersi ebilir fakat bunun tam tersi hi hiç çbir zaman g bir zaman gö özlenmemi zlenmemi ş ştir. tir.Bazalt ak Bazalt akı ınt ntı ıs sı ıÇ Ço o ğ ğunlukla karasal ortamlar unlukla karasal ortamları ı karakterize den karakterize den s sü üt tü ün yap n yapı ıl lı ı lavlar lavlar ise ise ç ço o ğ ğunlukla alt unlukla altı ıgen prizmalar gen prizmalar ş şeklinde, uzunca ve d eklinde, uzunca ve dü üzg zgü ün n ş şekiller de bulunurlar. S ekiller de bulunurlar. Sü ütunlar tunları ın uzun ekseni n uzun ekseni “magmatik malzemenin so ğuma yüzeyine dik” olarak bulunur. Bu s olarak bulunur. Bu sü ütunlar tunları ı ayr ayrı ıca enine ca enine ç çatlaklar i atlaklar iç çerdi erdi ğ ği de g i de gö özlenir. zlenir.s sü üt tü ün yap n yapı ıl lı ı lavlar lavlars sü üt tü ün yap n yapı ıl lı ı lavlar lavlarYast Yastı ık lavlar k lavları ı (pillow lava) denizel ortamlarda geli (pillow lava) denizel ortamlarda geli ş şen lav ak en lav akı ınt ntı ılar ları ı i iç çin tipiktir. Desimetre in tipiktir. Desimetre- -metre aras metre arası ında de nda de ğ ği i ş şen b en bü üy yü ükl klü üklerde klerde yast yastı ğ ı ğa, a, ç çuvala benzer g uvala benzer gö ör rü ün nü ümde mdeYast Yastı ık yap k yapı ıl lı ı lavlar lavlarVolkanlardan f Volkanlardan fı ırlayan lav par rlayan lav parç çalar aları ı, havada k , havada kı ısmen veya t smen veya tü üm mü üyle yle so so ğ ğuyarak de uyarak de ğ ği i ş şik ik ş şekillerde ve boyutlarda ekillerde ve boyutlarda ç çe e ş şitli cisimler itli cisimler meydana getirirler. Bunlar meydana getirirler. Bunları ın ba n ba ş şl lı ıcalar caları ı volkan bombas volkan bombası ı, curuf, , curuf, lapilli, s lapilli, sü üngerta ngerta şı şı, k , kü ül ve tozlard l ve tozlardı ır. r. Bomba Bomba’ ’lar olduk lar oldukç ça iri lav par a iri lav parç çalar aları ın nı ın havada hareket halinde n havada hareket halinde kat katı ıla la ş şmas ması ı ile olu ile olu ş şurlar ve u urlar ve uç çu u ş ş s sı ıras rası ındaki d ndaki dö önme hareketleri nme hareketleri nedeniyle elipsoid nedeniyle elipsoid ş şeklini al eklini alı ırlar. Boyutlar rlar. Boyutları ı 64 mm 64 mm’ ’den birka den birkaç ç metre metre’ ’ye kadar de ye kadar de ğ ği i ş şebilir. ebilir. Curuf Curuf’ ’lar plastik magmadan meydana gelirler, belirgin bir lar plastik magmadan meydana gelirler, belirgin bir ş şekilleri ekilleri yoktur. yoktur. Ç Ço o ğ ğu kez yere d u kez yere dü ü ş şt tü ükleri s kleri sı ırada kat rada katı ıla la şı şırlar. rlar. Ç Çaplar apları ı 2 ile 64 mm aras 2 ile 64 mm arası ında de nda de ğ ği i ş şen kat en katı ıla la ş şm mı ş ı ş lav par lav parç çalar aları ına da na da lapilli lapilli denir. denir. Volkanik k Volkanik kü ül l ise ise ç çaplar apları ı 0.25 0.25- -2 mm aras 2 mm arası ında olan volkanik par nda olan volkanik parç çad adı ır. r. Ç Çaplar apları ı 0.25 mm 0.25 mm’ ’den daha k den daha küçü üçük olan volkanik materyallere de k olan volkanik materyallere de volkanik toz volkanik toz ad adı ı verilir. verilir.S Sü ünger ta nger ta ş şlar ları ı (pumis), (pumis), fazla asit lavlar fazla asit lavları ın veya silisce zenginle n veya silisce zenginle ş şmi mi ş ş magma art magma artı ıklar kları ın nı ın havada fazla gaz kaybederek kat n havada fazla gaz kaybederek katı ıla la ş şmalar maları ı ile ile olu olu ş şurlar. Bunlar a urlar. Bunlar aç çı ık renkli, fazla hava bo k renkli, fazla hava bo ş şluklar lukları ı i iç çeren hafif, eren hafif, farkl farklı ı b bü üy yü ükl klü ükte (bezelye tanesinden iri yumrulara kadar) cams kte (bezelye tanesinden iri yumrulara kadar) camsı ı ş şekilsiz par ekilsiz parç çalard alardı ır. r. Scoria Scoria ç çok fazla gaz bo ok fazla gaz bo ş şlu lu ğ ğu i u iç çern pumis ern pumis’ ’den daha siyah, a den daha siyah, a ğı ğır ve r ve daha kristalin maddelerdir.Bazik veya orta daha kristalin maddelerdir.Bazik veya ortaç ç kompozisyon kompozisyon g gö österirler. sterirler.Magmatik kayaçlarda yapı ve doku kavramları arasındaki ayırım ço ğu zaman karma şık gibi görünmesine rağmen, şu şekilde tanımlanabilir; Kayaçların, tabakalanma, şistozite, gnaystozite, foliasyon, kıvrımlanma gibi el örne ği ve/veya mostra düzeyinde tanımlanabilen makroskobik özellikleri “yapı” olarak; Kayaç olu şturan bile şenlerin, kristallenme derecesi, kristallerin şekil ve biçimleri, bile şenlerin tane büyüklü ğü, ba ğıl tane büyüklü ğüv e ç e şitli alterasyon ürünleri gibi lup veya mikroskop yardımı ile tanınabilen/incelenebilen mikroskopik özellikleri “doku” olarak tanımlanır. MAGMAT İK KAYAÇLARIN YAPISAL/DOKUSAL ÖZELL İKLER İMAGMAT İK KAYAÇLARDA YAPI-DOKU5.1. Kayacın Kristalle şme 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 gelmi ştir. 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.5.2. Kayaç Olu şturan Minerallerin Şekilleri İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. İdiyomorf (Öz şekilli, Euhedral): Mineraller ideal kristal şekillerine sahiptir. Magmadan ilk kristalle şen mineraller büyümelerini önleyecek bir engel ile kar şıla şmadıklarından daha sonra olu şanlara kıyasla ideal kristal şekillerini alırlar. b. Hipidiyomorf (Yarı öz şekilli, Subhedral): Mineraller kısmen ideal kristal yüzeyleri ile sınırlanmı ş kristal şekillerine sahiptirler. Di ğer yüzeyleri çevrede bulunan di ğer mineraller nedeni ile geli şmemi ştir. c. Allotriyomorf veya Ksenomorf (Öz şekilsiz, Anhedral): Mineraller ideal kristal şekillerine sahip de ğildir. Çevrelerinde bulunan mineraller geli şmelerine engel olmu şlardır; örne ğin granitte en son kristalle şen kuvarsın, daha önce kristalle şen di ğer mineraller arasındaki bo şlukları doldurması sonucu sahip oldu ğu şekil gibi. 5.3. Kayaç Olu şturan Minerallerin Tane Büyüklükleri İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Makrokristalin: Bile şenleri gözle ayırt edilebilecek kadar büyük olan kayaçlardır. b. Mikrokristalin: Bu kayaçlarda mineraller ancak mikroskop altında eyırt edilebilirler. c. Kriptokristalin: Kayaç bile şenleri mikroskopta bazen ve ancak büyütmesi yüksek bir objektifle, ço ğunlukla bu büyütme ile bile tanınamayacak kadar küçüktür. Kayaçları tane büyüklüklerine göre ayrıca şu şekilde tanımlamak da mümkündür. Faneritik Kayaçlar: Bile şenleri gözle veya mikroskopla ayırt edilebilecek kayaçlardır. Afanitik Kayaçlar: Bile şenleri mikroskopla ayırt edilemeyecek kadar küçüktür.Faneritik-tanesel dokulu granit (Çavu şba şı-Beykoz)5.4. Bile şenlerin Birbirlerine Göre Olan Ba ğıl Büyüklü ğü İle İlgili Dokusal Tanımlamalar a. Tanesel Doku: Kayaç bile şenleri yaklaşık aynı büyüklü ğe sahiptir. Plütonik kayaçların gösterdikleri dokudur. b. Porfirik Doku: Kayaç olu şturan bile şenlerin tane boyutları bir birinden oldukça farklı (10-15X) büyüklü ğe sahiptirler. Bu bile şenlerden büyük olanlara “fenokristal” denir. Bunlar idiyomorf şekillere sahip, ço ğunlukla magma tarafından kemirilmi ş, kenar ve kö şeleri yuvarlatılmı ş durumda bulunurlar ve kayacın hamur kısmını te şkil eden küçük kristalerden veya volkan camından daha önce olu şmu şlardır. Volkanik kayaçlarda ve damar kayaçlarının büyük bir kısmında görülen bir dokudur. Andezit Andezit- - Porfirik Porfirik dokulu dokulu Granit-Tanesel dokuluYaz Yazı ı graniti graniti Grafik doku-Granit K-Feldispat Megakristalli granit Kuvars Kuvars FeldispatMAGMAT MAGMAT İ İ K KAYA K KAYA Ç Ç LARDA RENK LARDA RENK ? ? A A ç ç ı ı k Renkli Kaya k Renkli Kaya ç ç lar ( lar ( felsik felsik kaya kaya ç ç lar= lar= l l ö ö kokrat kokrat ) ) ? ? Koyu renkli kaya Koyu renkli kaya ç ç lar ( lar ( Mafik Mafik kaya kaya ç ç lar= lar= melanokrat melanokrat ) ) ? ? İ İ kisinin aras kisinin aras ı ı nda kalanlar ise nda kalanlar ise mezokrat mezokrat Kaya Kaya ç ç larda rengi etkileyen ko larda rengi etkileyen ko ş ş ullar; ullar; ? ? Mineralojik bile Mineralojik bile ş ş im im ? ? Tane boyu ve doku Tane boyu ve doku ? ? Alterasyon AlterasyonTepecik graniti ( Tepecik graniti (Ç Çatalca) atalca)BOZUNMA/AYRI ŞMA/ALTERASYON Bozunma/a Bozunma/ayrı şma, yerkabu ğunu olu şturan kayaçlarda yüzey ve yüzeye yakın kesimlerde ortam şartlarına ba ğlı olarak, mekanik ve kimyasal süreçlerle meydana gelen nitelik de ği şimleri olarak tanımlanır. 1. 1. Yüzeysel bozunma (fiziksel ayrı şma) 2. Derinsel bozunma (kimyasal/hidrotermal)Ayr Ayrı ş ı şm mı ş ı ş granit ( granit (Ç Çavu avu ş şba ba şı şı- -Beykoz Beykoz ) )Magmatik kayaçlarının ayrı şması ve taze kısmından uzakla şmayla ortaya çıkan ürüne saprolit denilmektedir. Saprolit kil mineralleri, kısmen ayrı şmamı ş mineral kalıntıları ve ayrı şmadan etkilenmemi ş yüksek oranda kuvars taneleri içermektedir. Arenala şmı ş bir graniti kesen ayrı şmadan etkilenmemi ş bir kuvars damarıKatıla şan sokulumda so ğumanın devam etmesiyle geli şen büzü şmeyle eklem takımları olu şmaktadır.Volkanik kayaların ayrı şmasıyla olu şacak toprak derinlik kayalarından olu şana göre daha koyu renklidir.Volkanik kayalarda magmanın yüzeyde so ğuyarak katıla şması ve bu ani so ğumanın etkisiyle de katıla şmı ş kısımlarda geli şen hızlı büzü şmelerle düzenli düzensiz, her yönde çatlaklar geli şebilmektedir Ma ğmatik kayaçların ayrı şması sürecinde fiziksel ayrı şmanın paralelinde kimyasal ayrı şmayla geçirdi ği de ği şimler genel olarak: •serisitle şme •kaolenle şme •serpantinitle şme •albitle şme •silisle şme •sosuritle şme •kloritle şme’dirKloritle şme : Amfibol, biyotit ve piroksen gibi mafik minerallerin klorit mineraline dönü şmesidir.Serpantinitle şme: Olivin piroksen gibi Mg içerikli minerallerin hidrotermal etkile şimiyle olu şur. Dü şük dereceli metamorfizmayla da serpantinle şme geli şebilmektedir. Kırıklar boyunca serpantinle şmi ş olivin Çok az olivin kalıntılarının kaldı ğı, çatlaklardan itibaren geli şen serpantinle şme Olivin: ortopiroksen, iddingsit Ayrı şma sonucunda magmasal kayaçlarda bulunan minerallerin dönü şüm ürünleri: 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 olu şmaktadır. Kenarlarından itibaren iddingsitle şme gösteren öz şekilli olivinler MAGMAT İK KAYAÇLARIN SINIFLANDIRILMASI Kayaçların sınıflandırılmasındaki esas amaç ortak bir terminolojiye ula şmak ve tüm ara ştırıcıların aynı kriterleri dikkate alarak adlandırma yapmalarını sa ğlamaktır. Kayaçların sınıflandırılmasında çalı şmanın amacına ve kullanım alanına yönelik olarak farklı kriterler kullanılmaktadır. Günümüzde yaygın olarak kullanılan sınıflama kriterleri; 1.Mineralojik bile şimi 2.Kimyasal bile şim 3.Dokusal özellikler 4.Jeolojik konum Ancak hangi kritere göre yapılırsa yapılsın kayaçları kesin sınırlarla birbirinden ayırmak oldukça güçtür. Magmatik kayaçların sınıflamaları yaygın olarak mineralojik bile şimlerine ve kimyasal bile şimlerine göre yapılmaktadır. Magmatik kayaçların mineralojik bile şimlerine göre sınıflandırılması Magmatik kayaçların kantitatif sınıflamaları ilk olarak 1902 li yıllardan ba şlamakta ve günümüze kadar bu sınıflamalar geli şerek devam etmektedir. Günümüzde en yaygın olarak kullanılan magmatik kayaç sınıflamaları Streckeisen (1976, 1979) sınıflamalarıdır. Bu sınıflamalarda a şa ğıdaki mineral ve mineral gurupları kullanılmaktadır. K: kuvars, tridimit, kristobalit A: Alkali Feldispatlar (ortoklaz, sanidin, mikroklin, pertit, anortoklaz, albit (%An=0-5) P: Plajiyoklaz (%An=95-100 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…) Açık renkli minerallerMagmatik kayaçların mineralojik bile şimlerine göre sınıflandırmasında, kayaç ilk olarak koyu renkli mineral içeri ğine göre iki guruba ayrılır. 1.Mafik mineral içeri ği % 90 dan fazla olanlar = ultramafik kayaçlar 2.Mafik mineral içeri ği % 90 dan az olanlar = felsik kayaçlar Mafik mineral içeri ği % 90 dan fazla olan kayaçlar, do ğal olarak içerdi ği mafik mineral türlerine (M) ve oranlarına göre de ği şik şekillerde sınıflandırılır (Streckeisen, 1976 ve 1979). Örne ğin 1. P – OPx – CPx (Streckeisen, 1976) 2. P – Pr – Ol (Streckeisen, 1976) 3. P – Pr – Hb (Streckeisen, 1976) 4. O O – – Pr Pr – – Hb Hb (Streckeisen, 1976) 5. O O – – OPx OPx - - CPx CPx (Streckeisen, 1976) gibi mafik kayaç sınıflamaları yapılmaktadır.O Pr Hb 50 90 10 100 0 40 10 90 100 Dunit Pi r ok seni t Hornblendit Pi roksen - hornblend - peridotit Olivin - hornblend - piroksenit Olivin - piroksen - hornblendit hornblend - piroksenit piroksen - hornblendit Ultramafititlerin Olivin - Piroksen - Hornblend oranlary na göre sy ny flamasy (Streckeisen, 1976).O Opx 90 10 100 0 40 10 90 100 Dunit Ortopi rokseni t Lerzolit Olivin - Ve bs te rit Vebsterit Ultramafititlerin Olivin - ortopiroksen - klinopiroksen oranlary na göre sy ny flamasy (Streckeisen, 1976). Cpx Klinopiroks e nitMafik mineral içeri ği % 90 dan az olanlar ise içerdi ği K, A, P ve F oranlarına göre sınıflandırılır. Bu sınıflama mineral parajenezinden de (serbest/birincil kuvars ve di ğer SiO 2 polimorfu mineraller ile feldisapatoyid gurubu mineraller birlikte bulunmazlar) hemen anla şılaca ğı gibi kendi içinde iki farklı sınıflamadır. K - A - P sınıflaması A - P - F sınıflaması Bu sınıflamalar yaygın olarak kullanılan Streckeisen (1976 ve 1979) sınıflamalarıdır.Magmatik kayaçların modal mineralojik bile şimlerine göre sınıflandırılmaları (Streckeisen, 1976, 1979). Q A P F 90 60 20 5 90 60 20 5 10 60 60 10 1a 1b 2 3a 3b 4 5 6789 10 11 12 13 14 15 a b c 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 Bölge Derinlik kayacı Yüzey kayacı1.a. Açık renkli bile şen olarak Kuvars - Feldispat ve Feldispatoyid içeren plütonik kayaçlar (QAPF)Granit2500 2000 1500 1000 500 0 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3250 R1 = 4Si - 11(Na + K) - 2(Fe + Ti) 1 2 3 4 5 6 7 1. Mantle Fractionates 2. Pre-plate Collision 3. Post-collision Uplift 4. Late-orogenic 5. Anorogenic 6. Syn-collision 7. Post-orogenic : Y di?da?y : Hy rkada?yLEVHA TEKTON LEVHA TEKTON İĞİ İĞİ VE MAGMAT VE MAGMAT İ İ ZMA ZMA Levhalar, kabuk ve üst mantoyu olu şturan litosfer parçalarıdır. Bunlardan en önemlileri; Avrasya, Afrika, Hindistan-Avustralya, Pasifik, Antartika, Kuzey ve Güney Amerika levhalarıdır. Bunlardan Pasifik Levhası tamamen okyanusal; di ğerleri ise, kısmen kıtasal kısmen de okyanusal karakterlidir. Litosfer; kıtasal bölgelerde yakla şık 225 km, okyanuslarda ise yakla şık 75 km kalınlı ğa eri şmekte olup, plastik özellikteki astenosfer üzerinde hareket etmektedir. Levhaların bu hareketleri üst mantoda geli şen “konveksiyon akımları” na ba ğlıdır. Levha hareketleri, yer kabu ğunda önemli yapısal de ği şimlere ve magmatik faaliyetlere yol açmaktadır.AKT İF LEVHA KENARLARIKom şu iki levhanın bir birine göre olan bağıl hareketleri ile ili şkili olarak 3 de ği şik levha sınırı tanımlanmı ştır. 1. 1.Uzakla Uzakla ş şan levha s an levha sı ın nı ırlar rları ı, , 2. 2.Yakla Yakla ş şan levha s an levha sı ın nı ırlar rları ı, , 3. 3.Transform Transform fayl faylı ı s sı ın nı ırlar (bir birinin yan rlar (bir birinin yanı ından kayarak hareket ndan kayarak hareket eden levha s eden levha sı ın nı ırlar rları ı) )Levhaların yapısal konumlarına ve hareketlerine ba ğlı olarak ortaya çıkan magmatik faaliyetlerin geli şme ortamlarını 4 grup altında toplamak mümkündür. 1. Bir birinden uzakla şan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) geli şen magmatizma 2. Okyanusal levhaların iç bölgelerinde geli şen magmatizma 3. Yakla şan levha sınırlarında (aktif kıta kenarları ve ada yayları) geli şen magmatizma 4. Kıtasal levhaların iç bölgelerinde geli şen magmatizma (kıtasal örtü bazaltı bölgelerini, kıtasal rift bölgelerini, rift bölgeleri ile ili şkili olmayan alkali magmatizmayı kapsamaktadır).Magma Magma Olusumu Olusumu 1. 1. Okyanus Okyanus Ortasi Ortasi Sirtlar Sirtlar 2. 2. Kita Kita Ici Ici Riftler Riftler 3. 3. Ada Ada Yaylari Yaylari 4. 4. Aktif Aktif Kita Kita Kenarlari Kenarlari 5. 5. Yay Yay Ardi Ardi Havzalar Havzalar 6. 6. Okyanus Okyanus Ada Ada Bazaltlari Bazaltlari 7. 7. Kita Kita Ici Ici Aktivite Aktivite ? ? kimberlitler kimberlitler, , karbonatitler karbonatitler, , anortozitler anortozitler... ...1. Uzakla şan levhaların sınırlarında (OOS, yay ardı bölgeler) geli şen magmatizma OOS bölgesinde olu şan volkanikler “toleyitik bazalt” bile şimli olup, MORB (okyanus ortası sırt bazaltları) olarak tanımlanır. Örne ğin, Atlantik Okyanusunda, tabanda büyük bir yükselti olu şturarak yakla şık K-G do ğrultusunda uzanan çatlak sistemi, K İzlanda’ da deniz yüzeyine çıkmakta olup; olivin-toleyid karakterde bir volkanik faaliyet göstermektedir. MORB, 30-40 km derinlikte üst mantoya ait spinel –lerzolitlerin kısmi ergimesinden türemi ştir. MORB olarak tanımlanan, yo ğunlu ğu peridoditlere göre daha dü şük olan bu magma, yukarı do ğru yükselerek magma odalarında birikmektedir. Aynı magma, farklıla şma ve kristalle şme süreçleri ile intrüzif özellikli gabro, üstünde dayk sistemi ve en üsttede okyanus tabanına yayılan yastık yapılı lavları olu şturmaktadır. Okyanusal Okyanusal Kabuk Kabuk ve ve Ust Ust Manto Manto Yapisi Yapisi Tipik Tipik Ofiyolit Ofiyolit Figure 13 Figure 13- -3. 3. Lithology Lithology and thickness of and thickness of a typical a typical ophiolite ophiolite sequence, based on sequence, based on the the Samial Samial Ophiolite Ophiolite in Oman. After in Oman. After Boudier Boudier and Nicolas (1985) Earth and Nicolas (1985) Earth Planet. Planet. Sci Sci. . Lett Lett., 76, 84 ., 76, 84- -92. 92. 2. Yakla 2. Yakla ş şan levhalar an levhaları ın nı ın s n sı ın nı ırlar rları ında geli nda geli ş şen en magmatizma magmatizma Adayaları ile ili şkili magmatik faaliyetlerin ba şlangıcında bazaltik andezit bile şiminde “adayayı toleyitleri” olarak adlanan kayaçlar olu şur. Bunlar MORB’ a göre silisçe daha zengindir. Mafik mineral içerikleri ise, daha azdır. Magmatizmanıni l e r i a şamalarında, kalkalkali seriye ait plütonik ve volkanik kayaçlar olu şur. Bazalt veya andezit > > dasit > > riyodasit > > riyolit şeklinde geli şen bu magmatik farklıla şma derinlik ile ili şkilidir. Dalma/batma zonunun bulundu ğu kıtasal levha kenarlarına yerle şen plütonikkayaçlar, daha çok I-tipi granitoyid türüdür. Sedimanter kayaçların kısmi ergimesi ile olu şan ve Al 2 O 3 ’ çezengin 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.3. K 3. Kı ıtasal levhalar tasal levhaları ın nı ın i n iç ç b bö ölgelerinde geli lgelerinde geli ş şen en magmatizma magmatizma Nispeten duraylı kıtasal levhalardaki büyük kırık zonlarından çok büyük miktarlarda toleyitik bazalt çıkmaları gerçekle şmektedir. “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 olu şumlarına yol açan büyük kırık sistemlerine ba ğlı olarak daha çok alkali karakterde oldu ğu saptanan bir magmatik faaliyet ile geli şmektedir. Üst manto derinliklerinden türeyen magmanın niteli ği ve kabuktaki yerle şme a şamalarında geçirdi ği magmatik farklıla şma süreçleri de ği şik kayaç gruplarının olu şumuna neden olmaktadır. Bu şekilde alkali olivin bazalt karakterli magmadan > > trakit ve > > alkali riyolitler; olivin- nefelinitik magmadan > > fonalit ve > > nefelinitler olu şabilir. Kabu ğun derinlerinde de alkali plütonikler olu şur. Kıtasal kabuktaki levha içi magmatizmanınd i ğer di ğer bir tüt olan “alkali magmatizma” çok derinlere kadar ula şan kırık sistemleri ile ili şkili kanallara ba ğlı olarak geli şmektedir.Rosavel ( İspanya) Blue Pearl (Norveç)